Η Γη μας θερμαίνεται από τον ήλιο, αλλά θερμαίνεται άνισα. Χωρίς μηχανισμούς ανακατανομής του θερμικού πλεονάσματος των τροπικών και υποτροπικών περιοχών (με τα συστήματα των παγκόσμιων ανέμων και της ωκεάνιας κυκλοφορίας των θαλασσίων ρευμάτων), η διαφορά της θερμοκρασίας μεταξύ πόλων και ισημερινού θα έφτανε κατά ετήσιο μέσο όρο τους 120°C. Με την μεταφορά θερμότητας η διαφορά μειώνεται περίπου στους 50°C, που αντιστοιχούν σε μια μέση θερμοβαθμίδα 5°C / 1000 km και ο πλανήτης μας γίνεται κατοικίσιμος στο μεγαλύτερο μέρος του. Στο κείμενο που ακολουθεί περιγράφονται η γενική κυκλοφορία της ατμόσφαιρας και βασικοί ατμοσφαιρικοί μηχανισμοί που διαμορφώνουν τον καιρό και το κλίμα. Για τους …οπτικοακουστικούς τύπους, η ανάρτηση ολοκληρώνεται με τρία σχετικά βίντεο του Met Office.
Επιμέλεια δημοσίευσης και μετάφραση από τα γερμανικά:
Πηγή πρωτότυπου κειμένου: https://www.spektrum.de/lexikon/geographie/atmosphaerische-zirkulation/553
Πηγή βίντεο: https://www.metoffice.gov.uk/weather/learn-about/weather/atmosphere/global-circulation-patterns
Ατμοσφαιρική κυκλοφορία, γενική κυκλοφορία της ατμόσφαιρας, πλανητική κυκλοφορία:
Το σύνολο όλων των μεγάλης κλίμακας κατακόρυφων και οριζόντιων κινήσεων του αέρα, οι οποίες κατανέμουν σε πλανητική κλίμακα μάζα, θερμότητα και στροφορμή (angular momentum) με τέτοιον τρόπο, ώστε οι χωροχρονικές παραλλαγές των κλιματικών στοιχείων να εμφανίζουν μακροπρόθεσμα μια κατάσταση ισόρροπης ροής.
Οι διαδικασίες οριζόντιας και κατακόρυφης κυκλοφορίας μεγάλης κλίμακας καθοδηγούνται από τις χωρο-χρονικές μεταβολές του θερμικού ισοζυγίου της ατμόσφαιρας, από τις προκύπτουσες διαφορές της ατμοσφαιρικής πίεσης και από την ανταλλαγή στροφορμής μεταξύ γης και ατμόσφαιρας. Για το βόρειο (νότιο) ημισφαίριο προκύπτει , κατά ετήσιο μέσο όρο, στην περιοχή βορείως (νοτίως) του γεωγρ. πλάτους των 40 μοιρών έλλειμμα θερμότητας και μεταξύ του 40ου παράλληλου και του ισημερινού πλεόνασμα. Χωρίς οριζόντια μεταφορά θερμότητας μέσω των διαδικασιών ατμοσφαιρικής κυκλοφορίας, η διαφορά της θερμοκρασίας μεταξύ πόλων και ισημερινού θα έφτανε κατά ετήσιο μέσο όρο τους 120°C. Με την μεταφορά θερμότητας η διαφορά μειώνεται περίπου στους 50°C, που αντιστοιχούν σε μια μέση θερμοβαθμίδα 5°C / 1000 km. Σχεδόν το 70% της παγκόσμιας μεταφοράς θερμότητας πραγματοποιείται μέσω κινήσεων του αέρα (κατά 65% με τη μεταφορά αισθητής θερμότητας και κατά 35% της λανθάνουσας θερμότητας των υδρατμών). Τα ωκεάνια ρεύματα παρέχουν το υπόλοιπο 30% των παγκόσμιων θερμικών μεταφορών.
Οι διαδικασίες της κυκλοφορίας περιγράφονται λεπτομερώς παρακάτω, με αφετηρία τις πολικές περιοχές (Εικ. 1):
Εικόνα 1: Σχήμα της ατμοσφαιρικής κυκλοφορίας, κοντά στην επιφάνεια (μαύρα βέλη) και στο επίπεδο των 200 hPa (γκρίζα βέλη). H = υψηλές πιέσεις, T = χαμηλές πιέσεις. Στα δεξιά, κατακόρυφη τομή των μέσων μεσημβρινών κυττάρων κυκλοφορίας, των μετωπικών ζωνών και των αεροχειμάρρων.
Στις πολικές περιοχές και των δύο ημισφαιρίων, ο αέρας χάνει περισσότερη θερμότητα από όση προσλαμβάνει. Αυτό έχει ως αποτέλεσμα την ψύξη του, η οποία συνοδεύεται από αύξηση της πυκνότητάς του. Λόγω της βαρύτητας ο κρύος αέρας βυθίζεται. Αυτό οδηγεί σε αύξηση της ατμοσφαιρικής πίεσης στο έδαφος, επειδή ο βυθιζόμενος αέρας αντικαθίσταται αδιάκοπα καθ΄ύψος (λόγω της αρχής της συνέχειας ή διατήρησης της μάζας) από αέρα που συγκλίνει από χαμηλότερα γεωγραφικά πλάτη. Αυτή η ανώτερη ροή εκτρέπεται λόγω της δύναμης Coriolis προς τα δεξιά στο βόρειο ημισφαίριο και προς τα αριστερά στο νότιο, οπότε προκύπτουν εκεί δυτικοί άνεμοι στην ανώτερη τροπόσφαιρα.
Ο αέρας που βυθίζεται στο επίπεδο του εδάφους, ρέει από το πολικό επιφανειακό υψηλό (Η) προς νότον (στο βόρειο ημισφαίριο) με σχετικά μικρή ταχύτητα, έτσι ώστε να σχηματίζεται, μέσω των διαδικασιών ανταλλαγής θερμότητας μεταξύ της ατμόσφαιρας και της επιφάνειας της γης, μια εκτεταμένη, σχετικά ομοιόμορφη πολική αέρια μάζα. Η κίνησή της εκτρέπεται λόγω της τριβής και της δύναμης Coriolis, με αποτέλεσμα βορειοανατολικούς (νοτιονατολικούς) επιφανειακούς ανέμους στις πολικές περιοχές του βόρειου (νότιου) ημισφαιρίου.
Ο ψυχρός πολικός αέρας συναντά κατά την εκροή του τον συγκριτικά θερμότερο αέρα των εύκρατων γεωγραφικών πλατών και, λόγω της μεγαλύτερης πυκνότητάς του, τον ανυψώνει και τον ωθεί, δια μέσου των περι-πολικών ανώτερων δυτικών ανέμων προς τον πόλο. Αυτό οδηγεί, κατά μέσο όρο επί του συνόλου των πολικών γεωγρ. πλατών, σε μια «κλειστή» πολική κυκλοφορία και στα δύο ημισφαίρια, η οποία αναφέρεται ως πολικό κύτταρο. Ωστόσο, λόγω της εκτρεπτικής επίδρασης της δύναμης Coriolis, αυτή η ροή εμφανίζει ζωνική (παράλληλη με τους κύκλους γεωγραφικού πλάτους) παραμόρφωση και ως εκ τούτου περιγράφει την κυκλοφορία των πολικών περιοχών μόνο ως προς τον μεγάλης κλίμακας μέσο όρο της.
Στα ισημερινά γεωγραφικά πλάτη, η μικρού μήκους εισερχόμενη ηλιακή ακτινοβολία υπερτερεί της μεγάλου μήκους εξερχόμενης ακτινοβολίας της γης. Ο αέρας κατά συνέπεια θερμαίνεται στο έφαφος, διαστέλλεται και ανεβαίνει, γεγονός που οδηγεί στο σχηματισμό μιας ισημερινής ζώνης χαμηλών πιέσεων παράλληλα με τον (θερμικό) ισημερινό . Η ανύψωση του αέρα περιορίζεται καθ΄ύψος από την τροπόπαυση, στο επίπεδο των 100 hPa (Εικ. 1)
Η στάθμη των 100 hPa εντοπίζεται πάνω από τον τροπικό θερμό αέρα σε ύψος 14-16 χλμ. Στους πόλους όμως, λόγω της μεγάλης πυκνότητας των πολικών ψυχρών αερίων μαζών, βρίσκεται σε ύψος μόνο 7-9 χλμ. Κατά συνέπεια, σχηματίζονται όλο το χρόνο πάνω από τους πόλους χαμηλά ανώτερης τροπόσφαιρας, ενώ αντίθετα, πάνω από τον ισημερινό υψηλά ανώτερης τροπόσφαιρας. Οι σχηματιζόμενες ανώτερες οριζόντιες βαροβαθμίδες κατευθύνονται από τα γεωγραφικά πλάτη του Ισημερινού προς τα πολικά πλάτη και προκαλούν στο βόρειο (νότιο) ημισφαίριο νότιους (βόρειους) ανώτερους ανέμους, οι οποίοι (λόγω της δύναμης Coriolis) εκτρέπονται. προς τα δεξιά στο βόρειο ημισφαίριο και προς τα αριστερά στο νότιο, σε δυτικούς. Οι ανώτεροι αυτοί δυτικοί άνεμοι εμφανίζουν τις μέγιστες ταχύτητές τους στα νότια κράσπεδα των πολικών αερίων μαζών, εκεί όπου σχηματίζεται, κατά μήκος του πολικού μετώπου, ο πολικός αεροχείμαρρος (Polarfrontjet – PFJ Εικ. 1). Το ίδιο συμβαίνει αναλογικά και στο νότιο ημισφαίριο.
Τα ισημερινά ανώτερα υψηλά φτάνουν τη μέγιστη έντασή τους στις θερμότερες περιοχές των τροπικών περιοχών και δημιουργούν αντικυκλωνική ροή. Η προς τον ισημερινό πλευρά των υψηλών χαρακτηρίζεται επομένως από ένα ισχυρό ανατολικό ρεύμα, που συχνά αναφέρεται ως τροπικός ανατολικός αεροχείμαρρος – Tropical Easterly Jet (TEJ), ο οποίος επικαλύπτει την ισημερινή ζώνη χαμηλών πιέσεων. Τα προς τους πόλους όρια των ισημερινών υψηλών σχηματίζουν ανώτερους δυτικούς ανέμους, οι οποίοι προκύπτουν από την βαροβαθμίδα που κατευθύνεται προς τον πόλο σε συνδυασμό με την προς τα δεξιά (αριστερά) εκτροπή τους, σε πλάτος περίπου 20-30° στα δύο ημισφαίρια. Ως αποτέλεσμα της μεταφοράς γωνιακής ορμής (στροφορμής), αυτή η αρχικά νότια (βόρεια) ροή επιτυγχάνει μέγιστες ταχύτητες στο πλάτος των 20-30°. Προκύπτουν λοιπόν δύο ισχυρές ζώνες ανέμου που ονομάζονται υποτροπικοί αεροχείμαρροι (STJ). Στις περιοχές μεταξύ των υποτροπικών και των πολικών αεροχειμάρρων και των δύο ημισφαιρίων, ως αποτέλεσμα της προς τον πόλο κατευθυνόμενης βαροβαθμίδας και της επίδρασης της δύναμης Coriolis, προκύπτουν επίσης δυτικοί άνεμοι, σχηματίζοντας την εξωτροπική κυκλοφορία των δυτικών ανέμων, ή αλλιώς, δυτική κυκλοφορία των μέσων πλατών (Εικ. 1).
Ο ζεστός αέρας, που ανέρχεται στην ισημερινή ζώνη χαμηλών πιέσεων, φτάνει στο επίπεδο της τροπόπαυσης και ακολουθεί την ανώτερη τροπική ροή (τροπικός ανατολικός αεροχείμαρρος – TEJ) πνέοντας αρχικά δυτικά, παράλληλα προς τον ισημερινό. Στη συνέχεια, με την αντκυκλωνική κυκλοφορία των ανώτερων υψηλών, στρέφεται προς τον πόλο και συγκλίνει στον υποτροπικό αεροχείμαρρο (STJ) σε κάθε ένα από τα δύο ημισφαίρια. Δεδομένου ότι μια ροή με κατεύθυνση προς τον πόλο, πέρα από το «φράγμα» της ζωνικής (παράλληλης με τους κύκλους γεωγραφικού πλάτους) ροής του υποτροπικού αεροχείμαρρου (STJ) είναι δυνατή μόνο σε πολύ περιορισμένο βαθμό, ο αέρας συγκλίνει στην περιοχή των STJs, γεγονός που οδηγεί σε αύξηση της πίεσης στο έδαφος στην περιοχή κάτω από τους STJs, όπου και εμφανίζεται η υποτροπική ζώνη υψηλών πιέσεων, από μία σε κάθε ημισφάιριο (Εικ. 1).
Ο αέρας που συσσωρεύεται στην περιοχή των STJs αποβάλλει συνεχώς θερμότητα λόγω ακτινοβολίας, ψύχεται και βυθίζεται αργά στις υποτροπικές περιοχές υψηλής πίεσης. Με την βύθισή του ο αέρας θερμαίνεται αδιαβατικά και ξηραίνεται, γεγονός που αποτρέπει το σχηματισμό νεφών. Το αποτέλεσμα είναι υψηλά επίπεδα ηλιακής ακτινοβολίας, ισχυρή θέρμανση κοντά στο έδαφος στην περιοχή του υποτροπικού ιμάντα υψηλής πίεσης και ξηρή ανωμεταφορά.
Ένα στρώμα αναστροφής, η αναστροφή της ζώνης των αληγών ανέμων (trade-winds inversion), σχηματίζεται ανάμεσα στον αέρα που ανυψώνεται και στον αέρα που κατολισθαίνει. Το ύψος αυτού του στρώματος αναστροφής αυξάνει σταδιακά όσο πλησιάζουμε τον ισημερινό.
Ο αέρας που κατέρχεται στις υποτροπικές περιοχές υψηλής πίεσης και των δύο ημισφαιρίων ρέει αργά, κατά ένα μέρος του προς τον πόλο και κατά ένα άλλο προς τον ισημερινό. Αυτή η μάζα αέρα, γνωστή ως (υπο)τροπική αέρια μάζα , ρέει από τον πυρήνα των υποτροπικών περιοχών υψηλής πίεσης προς την ισημερινή ζώνη χαμηλών πιέσεων. Εκτρέπεται προς τα δεξιά (στο βόρειο ημισφαίριο) και αντίστοιχα προς τα αριστερά (στο νότιο ημισφαίριο) και έτσι προκύπτουν οι αληγείς άνεμοι (βορειοανατολικοί και νοτιοανατολικοί, αντίστοιχα). Οι αληγείς των δύο ημισφαιρίων συγκλίνουν στην ισημερινή ζώνη, η οποία και ονομάζεται ενδοτροπική ζώνη σύγκλισης (ITCZ) (Εικ. 1).
Η ισχυρή σύγκλιση στην περιοχή της ITCZ εντείνει τις κινήσεις κατακόρυφης μεταφοράς και διασπά την αναστροφή της ζώνης των αληγών ανέμων. Τα τροπικά κύτταρα καταιγίδων στην περιοχή ITCZ είναι γνωστά ως “καυτοί πύργοι” (hot towers), λόγω της μαζικής απελευθέρωσης λανθάνουσας θερμότητας. Ανάλογα κύτταρα καταιγίδας μπορούν επίσης να σχηματιστούν βορειότερα (νοτιότερα) της ITCZ από κυματικές διαταραχές που δημιουργούνται και κινούνται κατά μήκος της ενδοτροπικής ανατολικής ροής (easterly waves).
Μεταξύ της ITCZ και του πυρήνα της υποτροπικής ζώνης υψηλών πιέσεων προκύπτει και στα δύο ημισφαίρια μια μέση, κλειστή κυκλοφορία, που ονομάζεται κύτταρο (ή δακτύλιος) του Hadley. Με ανύψωση αέρα στην περιοχή της ITCZ, μεσημβρινή ροή ως τον υποτροπικό αεροχείμαρρο (STJ), καθίζηση στην ζώνη των υψηλών υποτροπικών πιέσεων και επιστροφή του αέρα στην ITCZ με τους αληγείς ανέμους.
Ανάμεσα σ΄αυτό το κύτταρο της τροπικής κυκλοφορίας και στο πολικό κύτταρο παρεμβάλλεται, από την επιφάνεια ως την τροπόπαυση, η δυτική κυκλοφορία των μέσων πλατών (Westwinddrift – Westerlies), το κύτταρο Ferrel. Λόγω της ζωνικής αυτής ροής, σχεδόν παράλληλης προς τα γεωγραφικά πλάτη, μια άμεση, μεσημβρινή μεταφορά αερίων μαζών είναι μόνο σε περιορισμένο βαθμό δυνατή. Για το λόγο αυτό, το αρνητικό ισοζύγιο ακτινοβολίας των πολικών περιοχών και το θετικό των τροπικών οδηγούν αναγκαστικά σε αύξηση των μεσημβρινών βαθμίδων της θερμοκρασίας και της ατμοσφαιρικής πίεσης, επομένως και της ταχύτητας των ανέμων μέσα στη ζώνη της δυτικής κυκλοφορίας των μέσων πλατών. Προς την κατεύθυνση της μεσημβρινής ενεργειακής εξισορρόπησης δρουν μια σειρά από ατμοσφαιρικές διαδικασίες, ως ακολούθως:
Σε συνάρτηση με την ταχύτητα του ανέμου, δημιουργούνται στη ζώνη των δυτικών ανέμων των μέσων πλατών, εξαιτίας μικρών αρχικών διαταραχών της ροής, πλανητικά κύματα, τα λεγόμενα κύματα Rossby. Οι αρχικές αυτές διαταραχές προκαλούνται κυρίως από (τοπικά έντονες) διαφορές θερμοκρασίας μεταξύ ξηράς και θάλασσας και από την παρεμβολή εκτεταμένων, υψηλών ορεινών όγκων (Βραχώδη όρη, Ιμαλάια) στη δυτική κυκλοφορία. Μια αρχική διαταραχή διαδίδεται με τη μορφή κύματος περιμετρικά του πόλου σε ολόκληρη τη ζώνη της δυτικής κυκλοφορίας, με τις επιφάνειες ίσης θερμοκρασίας και ίσης πίεσης να συμπίπτουν (βαροτροπικότητα). Ο αριθμός και το πλάτος των κυμάτων καθορίζονται μόνο από το γεωγραφικό πλάτος και τη μέση ταχύτητα ροής του δυτικού ανέμου. Τρία έως πέντε κύματα Rossby είναι σαφώς αναγνωρίσιμα σε σχεδόν κάθε ημερήσιο χάρτη καιρού και, δεδομένου ότι συχνά παραμένουν σχεδόν στάσιμα στις 80° W, 35° E και 135° E, εμφανίζονται επίσης και στις απεικονίσεις της μέσης ετήσιας ατμοσφαιρικής κυκλοφορίας.
Η δυτική κυκλοφορία, ακόμα και με την μορφή των κυμάτων Rossby, μπορεί να μεταφέρει μόνο ένα κλάσμα της ποσότητας ενέργειας που πραγματικά απαιτείται για να περιοριστούν οι θερμοκρασιακές διαφορές ανάμεσα στις πολικές και στις τροπικές περιοχές. Ως εκ τούτου, παρά την ύπαρξη των κυμάτων Rossby στην δυτική κυκλοφορία , οι μεσημβρινές θερμοβαθμίδες αυξάνονται σε τέτοιο βαθμό, έτσι ώστε οι ισοθερμικές και ισοβαρικές επιφάνειες να μην συμπίπτουν πλέον αλλά να έχουν κλίση μεταξύ τους, να τέμνονται (βαροκλινικότητα). Αυτές οι βαροκλινικές ζώνες είναι επίσης γνωστές ως πλανητικές μετωπικές ζώνες .
Ο αριθμός των κυμάτων Rossby κατά μήκος του 45ου παραλλήλου μπορεί να εκτιμηθεί σε συνάρτηση με τις μεσημβρινές θερμοβαθμίδες στο ύψος των 5500 m (Εικ. 2). Εάν ξεπεραστεί μια κρίσιμη τιμή θερμοβαθμίδας για ένα δεδομένο αριθμό κυμάτων Rossby, τότε τα κύματα Rossby επικαλύπτονται από ασταθώς αναπτυσσόμενα κύματα, τα λεγόμενα βαροκλινικά κύματα. Οι σημαντικότερες κρίσιμες μεσημβρινές θερμοβαθμίδες στα 5500 m είναι 6 ° C / 1000 km χωρίς συμπύκνωση ή 3,5 ° C / 1000 km με συμπύκνωση. Εάν ξεπεραστούν αυτές οι κρίσιμες βαθμίδες, εγκαθίσταται βαροκλινική αστάθεια. Τότε δεν είναι πλέον τα κύματα Rossby, αλλά τα βαροκλινικά κύματα που κυριαρχούν στη δομή της ροής της δυτικής κυκλοφορίας.
Εικόνα 2: Σχέση μεταξύ του αριθμού των κυμάτων και των μεσημβρινών θερμοβαθμίδων στο ύψος των 5500 m, για μια ευσταθή (βαροτροπική) δυτική ροή με τα υπέρθετα κύματα Rossby, όπως και για τα ασταθώς αναπτυσσόμενα βαροκλινικά κύματα που επικαλύπτουν τα κύματα Rossby. Στον οριζόντιο άξονα, ο αριθμός των κυμάτων κατά μήκος του 45ου παράλληλου. Στον κατακόρυφο, η μεσημβρινή θερμοβαθμίδα στον 45ο παράλληλο, στο ύψος των 5500 μ.
Στα βαροκλινικά κύματα με ασταθώς αυξανόμενο πλάτος, εκτός από την ροή την παράλληλη προς τις ισοβαρείς καμπύλες, εμφανίζονται επίσης, στη μέση και ανώτερη ατμόσφαιρα, εξαιτίας της αδράνειας αλλά και της καμπυλότητας των ισοβαρών (ισοϋψών), κινήσεις αέρα εγκάρσιες ως προς τις ισοβαρείς ή και επιταχύνσεις/επιβραδύνσεις κατά μήκος της ροής (φαινόμενο Ryd-Scherhag).
Οι ροές αυτές οδηγούν κατά κανόνα σε συσσώρευση, σύγκλιση αέρα στην περιοχή πίσω από τον αυλώνα (trough) και σε απόκλιση του αέρα στην περιοχή μπροστά από τον αυλώνα του κύματος (Εικ. 3). Κάτω από την περιοχή της ανώτερης σύγκλισης η πίεση του αέρα στην επιφάνεια αυξάνεται, ως αποτέλεσμα της συσσώρευσής του, ενώ αντίθετα, κάτω από την περιοχή της ανώτερης απόκλισης η πίεση στην επιφάνεια πέφτει.
Εικόνα 3: Σχέση μεταξύ της ανώτερης ροής (πολικός αεροχείμαρρος), της προκύπτουσας απόκλισης και σύγκλισης, καθώς και των αντισταθμιστικών κατακόρυφων κινήσεων αέρα που οδηγούν στην ανάπτυξη δυναμικών βαρομετρικών υψηλών και χαμηλών στην επιφάνεια.
Στα βαρομετρικά χαμηλά που δημιουργούνται με αυτόν τον τρόπο («δυναμικά» χαμηλά) κάτω-δεξιά από τους αυλώνες της κυματοειδούς ανώτερης δυτικής ροής, συρρέουν σε κυκλωνική τροχιά θερμές αέριες μάζες από τη ζώνη των υποτροπικών υψηλών πιέσεων και ψυχρές από τα πολικά υψηλά. Μάζες με διαφορετικές θερμο-υγρομετρικές ιδιότητες συγκλίνουν (μετωπογένεση), με αποτέλεσμα την ενίσχυση του πολικού μετώπου, αρχικά στην κατώτερη τροπόσφαιρα.
Δεδομένου ότι οι μετωπικές διαφορές θερμοκρασίας και πίεσης αυξάνονται με το ύψος, η ροή του ανέμου στις υψηλότερες στάθμες επίσης ενισχύεται. Με τον τρόπο αυτό εντείνεται και η απόκλιση καθ΄ύψος, κάτι που συνεπάγεται μια επιπλέον ενίσχυση του δυναμικού βαρομετρικού χαμηλού στο έδαφος, η οποία με τη σειρά της ενισχύει περαιτέρω τις μετωπογενετικές ροές. Η όλη διαδικασία είναι λοιπόν μια αυτο-ενισχυόμενη, ασταθής ανατροφοδότηση ανάμεσα στα πεδία πιέσεων στην επιφάνεια και στα ανώτερα στρώματα, η οποία οδηγεί στο σχηματισμό και την ενίχυση των εξω-τροπικών κυκλώνων, δηλαδή των βαρομετρικών χαμηλών των μέσων πλατών (μηχανισμός της βαροκλινικής αστάθειας).
Δεδομένου ότι, κατά κανόνα, κάτω-δεξιά από κάθε αυλώνα της ανώτερης κυματοειδούς ροής (πολικός αεροχείμαρρος) σχηματιζονται ένας ή περισσότεροι εξωτροπικοί κυκλώνες, προκύπτει συνολικά, ανάμεσα στην υποτροπική ζώνη υψηλών πιέσεων και στα πολικά υψηλά, μια περι-πολική αλληλουχία δυναμικών συστημάτων χαμηλής πίεσης, η ζώνη των υποπολικών χαμηλών πιέσεων (Εικ. 1).
Κατά τις αλληλεπιδράσεις των αέριων μαζών στην περιοχή των μετώπων λαμβάνουν χώρα διεργασίες ανάμιξης που οδηγούν σε εξισορρόπηση των ιδιοτήτων των αερίων μαζών και συνεπώς σε ελάττωση των μεσημβρινών θερμοβαθμίδων. Ωστόσο, όσο βρισκόμαστε πάνω από τις κρίσιμες τιμές της βαροκλινικής αστάθειας (Εικ. 2), τα πλάτη των βαροκλινικών κυμάτων εξακολουθούν να αυξάνονται ασταθώς. Με αποτέλεσμα, οι εξάρσεις και οι κοιλίες των κυμάτων να επεκτείνονται τόσο μακριά προς τον πόλο ή τον ισημερινό ανίστοιχα, ώστε τελικά: Από τις μεν εξάρσεις να προκύπτουν, με την διαδικασία της αποκοπής, αντικυκλώνες εμποδισμού, δηλαδή φραγής της δυτικής ροής (blocking highs), από δε τους αυλώνες αποκομμένα χαμηλά (cut off lows). Τα αποκομμένα αυτά συστήματα αποσπώνται από την γενική κυκλοφορία και ζουν τη δικιά τους, δυσκολοπροβλέψιμη ζωή. (Εικ. 4)
Εικόνα 4: Σχηματική απεικόνιση της μετάβασης από τη ζωνική κυκλοφορία με τα κύματα Rossby, στην κυκλοφορία των βαροκλινικών κυμάτων και τελικά στον σχηματισμό αποκομμένων χαμηλών – υψηλών, στην περιοχή της πλανητικής μετωπικής ζώνης. α) Ζωνική ροή με υπερτιθέμενα κύματα Rossby. β) Κύματα Rossby με υπερτιθέμενα βαροκλινικά κύματα, ασταθώς αυξανομένου μήκους και πλάτους. γ) Διαδικασία αποκοπής (cut-off-effect)
Μόνον όταν, λόγω της ανταλλαγής θερμότητας μεταξύ των εμπλεκόμενων μαζών, κατέβουμε κάτω από τις κρίσιμες τιμές της βαροκλινικής αστάθειας (Εικ. 2) τα κύματα σβήνουν και η ισχυρής δυτικής συνιστώσας ζωνική ροή αποκαθίσταται ξανά σε όλες τις στάθμες της τροπόσφαιρας. Οι διεργασίες που περιγράφτηκαν επαναλαμβάνονται σε κύκλους των 2 – 4 εβδομάδων και συντελούν στις απαραίτητες για την θερμοκρασιακή εξισορρόπηση μεταξύ πολικών και τροπικών περιοχών, μεταφορές ενέργειας.
Σύμφωνα με τον μέσο όρο όλων των διαδικασιών μεταφοράς στην περιοχή μεταξύ του υποτροπικού και του πολικού αεροχειμάρρων και των δύο ημισφαιρίων, προκύπτει ανά ένα κύτταρο κυκλοφορίας το οποίο αναφέρεται ως κύτταρο Ferrel (Εικ. 1).
Η γεωγραφική κατανομή των ημερήσιων συχνοτήτων εμφάνισης των θερμών και ψυχρών μέτωπων καθώς και των ενδοτροπικών συγκλίσεων μεταξύ των αληγών ανέμων (ITCZ) μπορούν να προσδιοριστούν χρησιμοποιώντας τους ημερήσιους χάρτες καιρού μιας δεκαετούς περιόδου (Εικ. 5).
Οι θέσεις των τριών κυμάτων Rossby στις 60-80° W, στις 35-60° E και στις 120-140° E υποδηλώνονται από τις μέγιστες συχνότητες μετωπικών εμφανίσεων. Η μέση θέση της ενδοτροπικής ζώνης σύγκλισης για τον Ιανουάριο και τον Ιούλιο εντοπίζεται από τις μέγιστες συχνότητες σύγκλισης. Οι καθημερινές χωρικές διακυμάνσεις είναι της τάξης των 10-15° γεωγραφικού πλάτους, οι εποχιακές αλλαγές στη Νότια Αμερική και στη Δυτική Αφρική κινούνται στα ίδια ποσοστά απόκλισης, όμως στην περιοχή της Ασίας πάνω από τον Ινδικό Ωκεανό φτάνουν περίπου τις 50° γεωγραφικού πλάτους , λόγω τις εποχικής φύσης των Μουσώνων. Από αυτό μπορεί να συναχθεί το συμπέρασμα ότι το ισοζύγιο ενέργειας και μάζας μεταξύ των δύο ημισφαιρίων καθορίζεται αποφασιστικά από τις ατμοσφαιρικές διαδικασίες που λαμβάνουν χώρα στην περιοχή αυτή.
Εικόνα 5: Γεωγραφική κατανομή των ημερήσιων μετωπικών συχνοτήτων και συχνοτήτων ενδοτροπικής σύγκλισης, ως ποσοστά επί των πιθανών συχνοτήτων: α) τον Ιανουάριο και β) τον Ιούλιο. Οι μέσες τροχιές των εξω-τροπικών και τροπικών κυκλώνων επισημαίνονται με βέλη, η συχνότητα των τροπικών κυκλώνων υποδεικνύεται από τον αριθμό σε κύκλο.
Βιβλιογραφία πρωτότυπου κειμένου:
[1] FORTAK, H. (1971): Meteorologie. – Darmstadt.
[2] KLAUS, D. (1989): Die planetarische Zirkulation. Praxis Geographie, Vol. 19/6, S. 12-17.
[3] KRAUS, H. (2000): Die Atmosphäre der Erde. – Braunschweig.