1. Δομή της ατμόσφαιρας και επεξεργασία ανεμολογικών στοιχείων

Δομή και στρώματα της ατμόσφαιρας

Ως γήινη ατμόσφαιρα ορίζεται το σχεδόν σφαιρικό αέριο περίβλημα της γης που αποτελείται από μίγμα αερίων και το οποίο συγκρατείται σε αεροστατική ισορροπία γύρω από αυτή λόγω των βαρυτικών δυνάμεων του πλανήτη. Μικρές αποκλίσεις από αυτή την κατάσταση ισορροπίας έχουν ως αποτέλεσμα διάφορες διαταραχές που αιτιολογούν και τα διάφορα ατμοσφαιρικά φαινόμενα. Το ύψος της γήινης ατμόσφαιρας κυμαίνεται από 800 έως 1000 km, όπου το μεγαλύτερο ύψος αναφέρεται στον ισημερινό και το μικρότερο στους πόλους. Η σύνθεση της ατμόσφαιρας δεν είναι σταθερή με το ύψος και επιπρόσθετα η μάζα της δεν είναι ομοιόμορφα κατανεμημένη σε αυτό. Ειδικότερα, το 99,9% της ολικής μάζας της ατμόσφαιρας βρίσκεται στα πρώτα 50 km και το 0,099% στην περιοχή ύψους μεταξύ 50 και 100 km.

Τα σημαντικότερα χαρακτηριστικά της ατμόσφαιρας, πέρα από την σύνθεση της, είναι τα μεγέθη της θερμοκρασίας, της πίεσης και της πυκνότητας. Τα μεγέθη αυτά μεταβάλλονται εκτός από το υψόμετρο, με την ώρα, την ηλιακή επίδραση που εξαρτάται από την εποχή του χρόνου καθώς επίσης με την επίδραση άλλων παραγόντων. Η θερμοκρασία στην ατμόσφαιρα μεταβάλλεται από την ελάχιστη τιμή ta,min=-138οC, σε υψόμετρο 85km, μέχρι την μέγιστη ta,max=1227 οC, σε υψόμετρο μεγαλύτερο από 400km και για την περίοδο της μέγιστης ηλιακής επίδρασης. Η ατμοσφαιρική πίεση μειώνεται με το υψόμετρο καθώς αυτή είναι ανάλογη του ολικού βάρους του αέρα πάνω από το σημείο μέτρησης ή υπολογισμού. Ενδεικτικά αναφέρεται ότι η ατμοσφαιρική πίεση στην επιφάνεια της θάλασσας είναι 760mmHg, ενώ σε ύψος 200km αυτή είναι 10-6 mmHg. Η πυκνότητα της ατμόσφαιρας μειώνεται επίσης με την αύξηση του υψομέτρου. Στην επιφάνεια της θάλασσας αυτή είναι 1,226 kg/m3, ενώ σε ύψος 200km αυτή είναι 3,32x10-10 kg/m3. Για υπολογισμούς χρησιμοποιούνται οι πίνακες της προτυποποιημένης ατμόσφαιρας.

Για λόγους ευκολίας στη μελέτη των διαφόρων ατμοσφαιρικών φαινομένων η ατμόσφαιρα υποδιαιρείται σε ζώνες, με βάση, συνήθως, την κατανομή της θερμοκρασίας με το ύψος. Σύμφωνα με την θεώρηση αυτή η ατμόσφαιρα χωρίζεται στις ακόλουθες ζώνες:

  • Τροπόσφαιρα (Η = 0 έως 11 km): Στην τροπόσφαιρα η θερμοκρασία μειώνεται με το ύψος με ρυθμό 6,5οC/km και η ελάχιστη θερμοκρασία στην ζώνη αυτή είναι -56 οC.
  • Τροπόπαυση (H = 11 km +/- 1 km): Οριακή περιοχή μεταξύ Τροπόσφαιρας και Στρατόσφαιρας.
  • Στρατόσφαιρα (Η = 11 έως 50 km ): Ισόθερμη περιοχή στην περιοχή από 11 έως 20 km και στην συνέχεια η θερμοκρασία αυξάνει μέχρι τα 50 km όπου αυτή ανέρχεται σε -2 οC.
  • Στρατόπαυση (H = 50 km +/- 1 km): Οριακή περιοχή μεταξύ Στρατόσφαιρας και Μεσόσφαιρας.
  • Mεσόσφαιρα (Η = 50 έως 80 km): Μείωση της θερμοκρασίας με το ύψος.
  • Θερμόσφαιρα (Η = 80 έως 400 km): Αρχικά απότομη και στην συνέχεια αργή αύξηση της θερμοκρασίας με το ύψος.
  • Εξώσφαιρα (Η > 400 km): Ζώνη μη οριζόμενη από την θερμοκρασία.

Από τις παραπάνω ζώνες ή περιοχές της ατμόσφαιρας, η πλέον σημαντική είναι η τροπόσφαιρα στην οποία παρατηρείται μια συνεχής τυρβώδης κίνηση και ανάμιξη. Είναι η περιοχή περιδίνησης των αερίων μαζών, του σχηματισμού των νεφών και των συνεχώς μετακινούμενων θερμών και ψυχρών μετώπων. Στην περιοχή αυτή παρατηρούνται όλα τα καιρικά φαινόμενα και αυτή έχει την μεγαλύτερη και πιο άμεση σπουδαιότητα για τον άνθρωπο. Η ταχύτητα μεταβάλλεται με το ύψος στα κατώτερα στρώματα της ατμόσφαιρας και οι ταχύτητες των ανέμων σχετίζονται με την μεταβολές της πίεσης σ’ αυτή, μεταβολές που καθορίζουν εν τέλει την ευστάθεια της ατμόσφαιρας.

Άνεμοι

Οι άνεμοι στην επιφάνεια της γης αιτιολογούνται από την ανομοιόμορφη επίδραση της ηλιακής ακτινοβολίας σε συνδυασμό με την περιστροφή της γης. Είναι γνωστό ότι οι θάλασσες παρουσιάζουν μεγάλη θερμοχωρητικότητα αφού εκτός από την εξάτμιση η θερμότητα μεταφέρεται μέσα στις υδάτινες μάζες. Έτσι κατά τη διάρκεια της ημέρας οι αέριες μάζες πάνω από τις υδάτινες επιφάνειες της γης παραμένουν σχετικά κρύες συγκρινόμενες με τις αντίστοιχες που βρίσκονται πάνω από την ξηρά και οι οποίες θερμαίνονται περισσότερο. Λόγω της αύξησης της θερμοκρασίας του αέρα πάνω από την ξηρά η πυκνότητα του μειώνεται και αυτός κινείται προς υψηλότερα στρώματα με αποτέλεσμα ο ψυχρότερος αέρας πάνω από το νερό και άρα βαρύτερος να καταλαμβάνει τον διαθέσιμο από τον πρώτο χώρο. Με τον τρόπο αυτό παράγονται τα τοπικά παραλιακά ρεύματα γνωστά και ως θαλάσσιες αύρες. Το φαινόμενο αντιστρέφεται κατά την διάρκεια της νύχτας επειδή η θερμοκρασία στην ξηρά μειώνεται ταχύτερα από αυτήν στο νερό και επομένως ο βαρύτερος αέρας πάνω από την ξηρά κινείται προς την θάλασσα για να αναπληρώσει τον αέρα που ανυψώνεται πάνω από την επιφάνεια της θάλασσας. Η κίνηση αυτή του αέρα είναι γνωστή ως ηπειρωτική αύρα και η επίδραση της εκτείνεται σε απόσταση από 50km (μέσα γεωγραφικά πλάτη) έως 200km (τροπική ζώνη) από τις ακτές Παρόμοια τοπικά ρεύματα συναντώνται στις βουνοπλαγιές κατά την διάρκεια της ημέρας όταν ο θερμός αέρας ανυψώνεται κατά μήκος των θερμών πλαγιών που θερμαίνονται από τον ήλιο. Αντίστροφα, κατά την νύκτα ο σχετικά κρύος αέρας των πλαγιών κινείται προς τις πεδιάδες. Κατά τον ίδιο τρόπο παράγονται οι πλανητικοί άνεμοι λόγω της άνισης θέρμανσης της γήινης επιφάνειας από τον ισημερινό έως τους πόλους. Εκτός από αυτούς τους ανέμους υπάρχουν και οι εποχιακοί άνεμοι (π.χ. μουσσώνες) καθώς και οι ετήσιοι άνεμοι (π.χ. μελτέμια).

Η κυκλοφορία των ανέμων στην ατμόσφαιρα επηρεάζεται και από την περιστροφή της γης. Για λόγους αδράνειας οι μετακινούμενες ψυχρές αέριες μάζες κοντά στην επιφάνεια της γης παρεκκλίνουν προς τα δυτικά, ενώ οι θερμότερες στα ανώτερα στρώματα της ατμόσφαιρας μετακινούνται προς τα ανατολικά. Αυτό έχει σαν αποτέλεσμα την κυκλοφορία των αέριων μαζών γύρω από περιοχές χαμηλής πίεσης κατά την φορά την αντίθετη των δεικτών του ωρολογίου στο βόρειο ημισφαίριο, ενώ στο νότιο ημισφαίριο η κίνηση αυτή γίνεται κατά την φορά των δεικτών του ωρολογίου. Στην πραγματικότητα, η κυκλοφορία στο ατμοσφαιρικό πεδίο είναι σημαντικά συνθετότερη.

Πάνω από κάθε ημισφαίριο στην ατμόσφαιρα διακρίνονται τρεις, βασικές ζώνες που είναι η τροπική ζώνη, η υποτροπική ζώνη και η πολική ζώνη. Οι ζώνες αυτές δεν παραμένουν ακίνητες αλλά περιστρέφονται κατά τρόπο παρόμοιο με την περιστροφή τριών εμπλεκομένων οδοντωτών τροχών. Η βόρεια και η νότια τροπική ζώνη διαχωρίζονται από την ισημερινή ζώνη που είναι περιοχή χαμηλής πίεσης και στην οποία επικρατούν ασταθείς άνεμοι. Ανάμεσα στην τροπική και πολική ζώνη βρίσκεται η υποτροπική υψηλής πίεσης ζώνη. Συμπερασματικά, το πεδίο κυκλοφορίας των ανέμων στην επιφάνεια της γης μεταβάλλεται διαρκώς και έτσι δεν είναι εφικτή η απεικόνιση του κατά στατικό τρόπο.

Η κίνηση των ανέμων παρακολουθείται και καταγράφεται συνεχώς σε μετεωρολογικούς σταθμούς. Αυτές οι καταγραφές απεικονίζονται σε μετεωρολογικούς χάρτες μικρής και μεγάλης κλίμακας. Οι άνεμοι είναι ισχυρότεροι πάνω από τους ωκεανούς συγκρινόμενοι με αυτούς που επικρατούν πάνω από τις ηπείρους ενώ η εξασθένηση των ανέμων στις ηπειρωτικές περιοχές αιτιολογείται αφενός από την ανάγλυφη διαμόρφωση της επιφάνειας και αφετέρου από τη βλάστηση.

Ταχύτητα και διεύθυνση του ανέμου

Γενικά, ο άνεμος κινείται από τις ζώνες υψηλής βαρομετρικής πίεσης προς τις ζώνες χαμηλής βαρομετρικής πίεσης και η κίνηση του επηρεάζεται από την περιστροφή της γης, ιδιαίτερα έντονα σε μέσα και σε μεγάλα γεωγραφικά πλάτη. Αποτέλεσμα αυτής της επίδρασης είναι η μεταβολή διεύθυνσης του ανέμου από διεύθυνση κάθετη στις ισοβαρείς γραμμές σε διεύθυνση παράλληλη σε αυτές. Στο βόρειο ημισφαίριο, ο άνεμος κινείται γύρω από τις περιοχές χαμηλού βαρομετρικού κατά φορά αντίθετη της περιστροφής των δεικτών του ρολογιού, ενώ σε περιοχές υψηλού βαρομετρικού κατά την φορά περιστροφής των δεικτών του ρολογιού. Στο νότιο ημισφαίριο οι διευθύνσεις κίνησης του ανέμου είναι αντίθετες των προαναφερομένων.

Η κατεύθυνση του πνέοντος ανέμου καθορίζεται κατά τρόπο ίδιο με την διεύθυνση προσανατολισμού (π.χ. ο άνεμος είναι δυτικός όταν κινείται από τη δύση). Η κατεύθυνση του ανέμου καταγράφεται με ανεμόμετρο ή παρατηρείται με την βοήθεια του ανεμούριου. Το μέτρο και η ταχύτητα διεύθυνσης του αέρα καταγράφονται κατά συστηματικό τρόπο με ανεμόμετρα στους μετεωρολογικούς σταθμούς.

Οι συχνότητες πνοής του ανέμου που καταγράφονται σε μια χρονική περίοδο (ημέρα, εβδομάδα, μήνας, εποχή, έτος), παριστάνονται στο ροδόγραμμα πνοής του ανέμου (wind rose). Το ροδόγραμμα πνοής είναι ένα αρκετά εποπτικό διάγραμμα που δίνει άμεσα την κατεύθυνση και την μέση ταχύτητα του ανέμου σε μια περιοχή καθώς επίσης την διάρκεια πνοής του ανέμου από κάθε κατεύθυνση. Η μέση ταχύτητα του ανέμου υποδηλώνεται από το μήκος των ακτινικών γραμμών του ροδογράμματος ενώ η εκατοστιαία συχνότητα πνοής αναγράφεται πάνω σε κάθε ακτινική γραμμή με την τιμή της νηνεμίας στο κέντρο του ροδογράμματος. Η ταχύτητα του ανέμου, για ιστορικούς λόγους, μετράται με την κλίμακα Beaufort προς τιμή του προτείνοντος αυτή Francis Beaufort.

Οι μετεωρολογικές μετρήσεις δείχνουν ότι η ταχύτητα του ανέμου μεταβάλλεται με την απόσταση από την επιφάνεια του εδάφους. Το πρόβλημα έκφρασης με κάποιο νόμο της μεταβολής της οριζόντιας συνιστώσας της ταχύτητας του ανέμου με το ύψος, έχει απασχολήσει αρκετούς ερευνητές. Οι εκφράσεις που χρησιμοποιούνται συνήθως για τη μεταβολή της ταχύτητας με το ύψος και στα όρια του ατμοσφαιρικού οριακού στρώματος είναι1:

  • Εκθετικός νόμος: U1/U2=(h1/h2)n
  • Λογαριθμικός νόμος: U/U*=(1/0,35)*ln(h/z0)

όπου U, U1 και U2 είναι η οριζόντια συνιστώσα της ταχύτητας στο ύψος h, h1 και h2 αντίστοιχα, U* είναι η ταχύτητα τριβής (friction velocity), z0 είναι η τραχύτητα της επιφάνειας και n είναι ο εκθέτης του εκθετικού νόμου. Χαρακτηριστικές τιμές του εκθέτη n ανάλογα με το είδος της επιφάνειας δίδονται από τους Warne και Calnan2: Για λείο έδαφος (θάλασσα, έρημος, χιονισμένες εκτάσεις) n=0,11 έως 0,13, για ελαφρά τραχύ έδαφος (αγροτικές περιοχές, ύπαιθρος) n=0,13 έως 0,20, για τραχύ έδαφος (δάση, προάστεια αστικών περιοχών), n=0,20 έως 0,27 και για για πολύ τραχύ έδαφος (αστικές περιοχές με ψηλά κτίρια) n=0,27 έως 0,35.

Εκτός από την απόσταση από το έδαφος και η τραχύτητα του εδάφους επηρεάζει την κατανομή της αιολικής ταχύτητας. Κατά τον Marullaz3 υπάρχει ένα ύψος μετάβασης (transition height) πέρα από το οποίο δεν παρατηρείται επίδραση στην κατανομή της αιολικής ταχύτητας. Το ύψος αυτό είναι hcr=0,08x, όπου x είναι η απόσταση από το θεωρούμενο σημείο όπου μεταβάλλεται η τραχύτητα του εδάφους. Για x>5km η επίδραση της μεταβολής της τραχύτητας του εδάφους πρακτικά είναι αμελητέα, ενώ για x<5km και για ύψη h<hcr η κατανομή της ταχύτητας του ανέμου στο ατμοσφαιρικό οριακό στρώμα επηρεάζεται από την τραχύτητα του εδάφους στην διεύθυνση ανάντη και κατάντη της πνοής του ανέμου.

Η ανάπτυξη και η εξέλιξη της αιολικής ταχύτητας στο ατμοσφαιρικό οριακό στρώμα καθορίζεται πρωταρχικά από την διαμόρφωση του ανάγλυφου του εδάφους της κάθε περιοχής. Διάφορα φυσικά εμπόδια όπως λοφοσειρές4, λόφοι και απότομοι βράχοι επηρεάζουν σημαντικά την ταχύτητα του αέρα. Ο άνεμος στις κορυφές της λοφοσειράς αλλά και στις κοντινές περιοχές επιταχύνεται σε μικρό ύψος από το έδαφος και παρουσιάζει μία σχεδόν ομοιόμορφη κατανομή. Η αύξηση της ταχύτητας του ανέμου στην κορυφή μιας λοφοσειράς κυμαίνεται από 40% έως και 80%, όπου η τελευταία περίπτωση αναφέρεται σε ιδιαίτερα επιμήκεις λοφοσειρές με σταδιακή αύξηση της κλίσης του εδάφους. Επιτάχυνση της ταχύτητας του ανέμου παρατηρείται επίσης σε απομονωμένους λόφους σχεδόν ημισφαιρικού σχήματος, αλλά στην περίπτωση αυτή η σχετική αύξηση της ταχύτητας στην κορυφή του λόφου είναι μικρότερη και κυμαίνεται από 20% έως 40% ανάλογα με την κλίση της πλαγιάς. Γενικά, σε λόφους με γωνίες κλίσης μεγαλύτερες από 30ο, παρατηρούνται εκτεταμένες περιοχές ανακυκλοφορίας του αέρα.

Η θεωρητική μελέτη του πεδίου ροής του ανέμου πάνω από ένα εμπόδιο μπορεί, σε μια πρώτη προσέγγιση, να γίνει με την εφαρμογή των εξισώσεων της ιδανικής ροής και ειδικότερα με τη συνάρτηση ροής (Ψ), η εισαγωγή της οποίας προϋποθέτει το δισδιάστατο χαρακτήρα της ροής. Είναι ευνόητο ότι πέρα αυτή την προσέγγιση απαιτείται και η θεώρηση ή παραδοχή μιας ομαλής γεωμετρίας όπως για παράδειγμα είναι η γεωμετρία ενός κυκλικής ή ελλειπτικής διατομής κυλίνδρου ή ακόμη και η γεωμετρία μιας ημισφαιρικής επιφάνειας, που όμως περιορίζει δραστικά την εφαρμογή αυτής της λύσης. Για πλέον αυστηρές θεωρητικές μελέτες συνιστάται η επιλογή κατάλληλων φυσικο-μαθηματικών μοντέλων η επίλυση των οποίων γίνεται αριθμητικά με την εφαρμογή υπολογιστικών σχημάτων τα οποία επιλύονται με την χρήση Η/Υ.

Οι μετρήσεις της ταχύτητας και της κατεύθυνσης του ανέμου δείχνουν την συνεχή μεταβολή αυτών των μεγεθών σε δεδομένη θέση με τον χρόνο. Σε μικρό χρονικό διάστημα, π.χ. 1sec, μπορεί να καταγραφεί μέχρι και διπλασιασμός του μέτρου της ταχύτητας και παράλληλα η κατεύθυνση πνοής του ανέμου μπορεί να μεταβληθεί σημαντικά, όπως επιβεβαιώνεται από σχεδόν καθημερινές μετρήσεις. Η μέτρηση της ταχύτητας του ανέμου γίνεται με ανεμόμετρα τα οποία παρουσιάζουν μεγάλη ποικιλία τόσο ως προς την μορφή όσο και ως προς την αρχή λειτουργίας. Γενικά, τα ανεμόμετρα που χρησιμοποιούνται για ποσοτικές μετρήσεις στα όρια του ατμοσφαιρικού οριακού στρώματος διακρίνονται στις ακόλουθες τέσσερις κατηγορίες :

  • Ανεμόμετρα περιστροφικού τύπου (Rotational anemometers)
  • Ανεμόμετρα πίεσης (Pressure anemometers)
  • Ανεμόμετρα θερμού σύρματος (Hot wire anemometers)
  • Ακουστικά ανεμόμετρα Doppler (Doppler acoustic radars)

Διακύμανση της ταχύτητας του ανέμου και ατμοσφαιρική τύρβη

Η ταχύτητα του ανέμου υφίσταται διακυμάνσεις συνέχεια και κατά συνέπεια με-ταβάλλεται, αντίστοιχα και η περιεχόμενη στον άνεμο ενέργεια. Το ακριβές μέγεθος των μεταβολών εξαιτίας των διακυμάνσεων εξαρτάται τόσο από τις καιρικές συνθήκες, όσο και από την υφιστάμενη επιφανειακή τραχύτητα και από τυχόν υπάρχοντα εμπόδια για την ροή του ανέμου. Στις περισσότερες περιοχές της γης οι άνεμοι κατά την διάρκεια της ημέρας είναι ισχυρότεροι από τους αντίστοιχους ανέμους που υφίστανται κατά την διάρκεια της νύχτας. Αυτή η παρατηρούμενη μεταβλητότητα είναι αποτέλεσμα κυρίως των μεγαλύτερων θερμοκρασιακών διαφορών, για παράδειγμα, μεταξύ της θάλασσας και της ξηράς, οι οποίες υφίστανται κατά την διάρκεια της ημέρας σε σχέση με τις αντίστοιχες που υφίστανται κατά την διάρκεια της νύχτας. Επίσης, ο άνεμος έχει εντονότερα τυρβώδη χαρακτηριστικά και τείνει να αλλάζει διευθύνσεις συχνότερα κατά την διάρκεια της ημέρας, παρά κατά την διάρκεια της νύχτας.

Γενικά, ο άνεμος μπορεί να θεωρηθεί ότι αποτελείται από ένα ευρύ φάσμα υψηλής συχνότητας τύρβης που επιτίθεται σε μικρότερης συχνότητας μεταβαλλόμενο άνεμο. Είναι προφανές ότι οι διαταραχές της ταχύτητας του ανέμου είναι τυχαίες στον χαρακτήρα τους και δεν μπορούν να αναλυθούν με ντετερμινιστικό τρόπο. Για την περιγραφή των υψηλής συχνότητας χαρακτηριστικών της μεταβολής του ανέμου, προς το παρόν χρησιμοποιούνται στατιστικές τεχνικές που στηρίζονται στην υπόθεση της φασματικής κατανομής της πυκνότητας ισχύος (δηλαδή της ισχύος ανά μονάδας εύρους συχνοτήτων) της τύρβης. Η φασματική κατανομή της πυκνότητας ισχύος της τύρβης μπορεί να περιγραφεί με τη συνάρτηση του Kaimal5 ή τη συνάρτηση του von Karman6. Τόσο η μία όσο και η άλλη κατανομή τείνουν κατά προσέγγιση να είναι ανάλογες της (-5/3) δύναμης της συχνότητας, στην περιοχή των υψηλών συχνοτήτων. Αυτή η συμπεριφορά των δύο εν λόγω κατανομών στην περιοχή των υψηλών συχνοτήτων είναι συνεπής με τον νόμο του Kolmogorov σύμφωνα με τον οποίο οι τυρβώδεις στροβιλισμοί οδεύουν από τις χαμηλότερες σε όλο και υψηλότερες συχνότητες, όπου τελικά καταστρέφονται λόγω της συνεκτικότητας του ρευστού. Πρέπει να σημειωθεί ότι οι προαναφερόμενες κατανομές περιγράφουν τις μεταβολές κάθε συνιστώσας της τύρβης σε κάποιο συγκεκριμένο σημείο του χώρου. Με σκοπό να ληφθεί υπόψη το τελευταίο γεγονός στην φασματική κατανομή της τύρβης, έχουν προταθεί ορισμένες συναρτήσεις συσχέτισης ανάμεσα στις τυρβώδεις διακυμάνσεις σημείων τα οποία βρίσκονται σε ορισμένη απόσταση μεταξύ τους, τόσο κατά την οριζόντια, όσο και κατά την κατακόρυφη διεύθυνση. Αυτές οι συσχετίσεις είναι λιγότερο έντονες όσο η απόσταση μεταξύ των δύο εξεταζόμενων σημείων αυξάνεται. Oι εν λόγω συσχετίσεις είναι λιγότερο έντονες στις υψηλές συχνότητες του φάσματος της τύρβης, σε σχέση με τις αντίστοιχες των χαμηλών συχνοτήτων. Επιπρόσθετα, οι τρεις συνιστώσες της τύρβης, συνήθως υποτίθεται ότι είναι ανεξάρτητες μεταξύ τους. Αυτή η υπόθεση είναι τις περισσότερες φορές αρκετά κοντά στην πραγματικότητα, παρόλο που στην πράξη οι τάσεις Reynolds μπορεί να έχουν ως αποτέλεσμα να υφίσταται κάποια μικρή συσχέτιση μεταξύ των οριζόντιων και των κατακόρυφων συνιστωσών σε σημεία που βρίσκονται κοντά στην επιφάνεια του εδάφους. Επίσης, υπάρχουν σημαντικές διαφορές και αποκλίσεις ανάμεσα στα διάφορα, κατά καιρούς, δημοσιευμένα φάσματα τύρβης, όπως επίσης αντίστοιχα και στις διάφορες συναρτήσεις συσχέτισης.

Στατιστική ανάλυση ανεμολογικών δεδομένων

(…….)

Σημειώσεις διδασκόντων (pdf)

Video

  1. Meteorology Tutorial: Cyclones and Anticyclones
  2. Hurricanes
  3. Anatomy of a Hurricane
  4. Hurricane Structure and Rotation Pattern
  5. Life Cycle of a Hurricane
  6. Chasing the Wind - Storm Chasing and Tornado Greatest Hits
  7. Probability Basics (by hand notes)
  8. Probability Basics with Excel
  9. Using the Weibull Distribution to Solve Problems - and Do It In Excel !
Unless otherwise stated, the content of this page is licensed under Creative Commons Attribution-ShareAlike 3.0 License