Είναι γνωστό ότι ένα μεγάλο ποσοστό των χαμηλών που επηρεάζουν τη χώρα μας, ιδιαίτερα κατά την ψυχρή περίοδο, δημιουργούνται στα υπήνεμα των Άλπεων, κινούμενα στη συνέχεια ανατολικά-νοτιοανατολικά. Στο κείμενο που ακολουθεί, απόσπασμα από πανεπιστημιακές παραδόσεις του Dr. Michael Sprenger (Ομοσπονδιακό Τεχνικό Πανεπιστήμιο της Ζυρίχης – ETH Zürich) και συγκεκριμένα από την ενότητα «Δυναμική μέσης κλίμακας – ορογραφία», παρουσιάζεται με συνοπτικό τρόπο το φαινόμενο της αλπικής κυκλογένεσης και η κλιματολογία της, ενώ ο μηχανισμός της αναλύεται με την οπτική του δυνητικού (ή δυναμικού) στροβιλισμού (Potential Vorticity), ως “συνεργασία” ανώτερης και κατώτερης τροπόσφαιρας.
27/12/2017, 12 UTC: Πάνω, δορυφορική εικόνα αέριας μάζας και κάτω χάρτης επιφάνειας. Το χαμηλό της Γένοβας “Ηλέκτρα” σε πλήρη ανάπτυξη, ετοιμάζεται να κατευθυνθεί προς την Ελλάδα, όπου θα προκαλέσει μεγάλα ύψη βροχής στην Ήπειρο στις 28/12 και στην Δυτική Κρήτη στις 29/12)
Επιμέλεια δημοσίευσης και μετάφραση από τα γερμανικά: Lambros Georgiou
Εισαγωγή
Οι Άλπεις ασκούν σημαντική επίδραση στην ατμοσφαιρική ροή. Προκαλούν οριζόντια και κατακόρυφη εκτροπή των αέριων μαζών. Λειτουργούν επίσης ως πηγή αλλά και αποδέκτης μεταφορών αισθητής και λανθάνουσας θερμότητας. Τέλος, αποτελούν γενεσιουργό αίτιο ατμοσφαιρικών κυμάτων, τα οποία στη συνέχεια διαδίδονται στην ελεύθερη ατμόσφαιρα.
Η επιρροή των Άλπεων είναι εμφανής σε όλες τις κλίμακες. Στη μεσο-α κλίμακα (οριζόντια έκταση από 200 έως 2000 km) οι Άλπεις επηρεάζουν τα συνοπτικά συστήματα που τις προσεγγίζουν, καθώς στα υπήνεμα σχηματίζονται συχνά ορογραφικοί κυκλώνες. Στην μεσο-β κλίμακα (20 έως 200 km) εμφανίζονται πολλά τοπικά αιολικά συστήματα, που σχετίζονται άμεσα με την τοπογραφία. Όπως ο βόρειος και ο νότιος Föhn, οι άνεμοι κοιλάδας και ο Mistral.
Πολλά από αυτά τα αιολικά συστήματα συνδέονται με τη διέγερση και διάδοση των λεγόμενων κυμάτων βαρύτητας. Στην μεσο-γ κλίμακα (< 20 km) εμπίπτουν ο σχηματισμός στάσιμων κυμάτων στα υπήνεμα μεμονωμένων ορεινών όγκων, η τοπογραφικά προκαλούμενη πυροδότηση κυττάρων καταιγίδας και η τροποποίηση του πλανητικού οριακού στρώματος.
Σχήμα 1: Υψηλής ανάλυσης κάτοψη των Άλπεων. Εκτός από τη δομή μεγάλης κλίμακας (περίπου 200 km στον άξονα βορρά – νότου και 2000-3000 km δυτικά – ανατολικά), οι Άλπεις επιδρούν στα συστήματα του ανέμου και στο κλίμα και με δομές μικρής κλίμακας, δηλαδή τις πολλές βουνοκορφές και κοιλάδες τους.
Ο παρακάτω χάρτης δείχνει με σαφήνεια την επίδραση των Άλπεων στο τοπικό κλίμα, με τη μέση κατανομή υετού για την περιοχή.
Σχήμα 2: Κλιματολογία υετού (ετήσιος μέσος όρος) για την περιοχή των Άλπεων [από “A precipitation climatology of the Alps from high-resolution rain-gauge observations”, Frei, Ch. and Ch. Schär, Int. J. of Climatology 18 (8): 873-900 Jun 30 1998].
Βασικό παράγοντα της σημασίας των οροσειρών για τον καιρό και το κλίμα αποτελεί ο μεγάλος αριθμός τοπικών ανέμων, που σχετίζονται άμεσα με την τοπογραφία. Το παρακάτω σχήμα δίνει μια γενική επισκόπηση ορισμένων γνωστών τοπικών αιολικών συστημάτων της περιοχής των Άλπεων.
Σχήμα 3: Μερικά γνωστά τοπικά αιολικά συστήματα. Κάποια από αυτά είναι καταβάτες άνεμοι (Föhn και Bora), κάποια άλλα άνεμοι καναλισμού (Mistral, Tramontana και Cierzo).
Κυκλογένεση στα υπήνεμα των Άλπεων
Οι Άλπεις ασκούν τη μεγαλύτερη επίδρασή τους στην ατμοσφαιρική ροή όταν η τελευταία είναι λίγο-πολύ κάθετη στην κύρια αλπική κορυφογραμμή. Μια τέτοια ροή, είτε από το βορρά είτε από το νότο, συσχετίζεται συχνά με αυλώνες ή βαρομετρικά χαμηλά που κινούνται από δυτικά ή βορειοδυτικά προς την κεντρική Ευρώπη ή τη Σκανδιναβία, όπως απεικονίζεται στο ακόλουθο σχήμα. Τον χειμώνα οι Άλπεις βρίσκονται στο πεδίο δράσης του ισλανδικού χαμηλού (στα βορειοδυτικά), του αντικυκλώνα των Αζορών (στα νοτιοδυτικά), του ψυχρού σιβηρικού αντικυκλώνα (στα ανατολικά) και ενός ασθενούς πεδίου χαμηλών πιέσεων πάνω από τη Μεσόγειο (στα νότια). Το καλοκαίρι ωστόσο, η κατάσταση είναι πιο ξεκάθαρη: Το υψηλό των Αζορών επεκτείνεται βορειοανατολικά και καθορίζει σημαντικά την κατανομή της πίεσης στην περιοχή των Άλπεων.
Σχήμα 1: Oι ισοβαρείς καμπύλες δείχνουν τη μέση πίεση στη στάθμη της θάλασσας, ανά 2 hPa, για (α) χειμώνα, (β) καλοκαίρι. Η σκίαση δίνει ένα μέτρο της από μέρα σε μέρα μεταβλητότητας της ροής στην ανώτερη τροπόσφαιρα (τυπική απόκλιση του γεωδυναμικού ύψους -σε μέτρα- στα 250 hPa) [Από: “Climate Processes: What determines the Alpine Climate?”, στο “Views from the Alps. Regional Perspectives on Climate Change”)
Το σχήμα υποδηλώνει επίσης (με τη σκίαση) τη θέση των τροχιών των εξωτροπικών κυκλώνων του βόρειου Ατλαντικού (storm tracks), ως τυπική απόκλιση του γεωδυναμικού στα 250 hPa. Παρατηρείται ότι το χειμώνα οι περισσότερες τροχιές υφέσεων διασχίζουν τη βόρεια Ευρώπη. Ως εκ τούτου, οι Άλπεις επηρεάζονται κατά κανόνα από τις νότιες μετωπικές επεκτάσεις αυτών των κυκλώνων. Εάν ένα τέτοιο μέτωπο συναντήσει τις Άλπεις από το βορρά, υφέσεις μπορούν να σχηματιστούν στα υπήνεμα (lee cyclogenesis). Στην περιοχή των Άλπεων παρατηρείται μια πληθώρα κυκλογενέσεων. Ο όρος «υφέσεις της Γένοβας» χρησιμοποιείται για να δηλώσει την συνήθη κυκλογενετική μήτρα αυτών των χαμηλών, που είναι ο κόλπος της Γένοβας.
Σχήμα 2: Εποχική μέση συχνότητα (σε ποσοστό %) των υφέσεων στο βόρειο ημισφαίριο κατά το χειμερινό τρίμηνο. Η περίοδος μεσοποίησης αντιστοιχεί στο σύνολο δεδομένων ERA-40 (1958-2001). Οι υφέσεις εντοπίστηκαν αναζητώντας κλειστές ισοβαρείς επιφάνειας. [Από “Surface cyclones in the ERA40 data set (1958-2001). Part I: Novel identification method and global climatology”, Wernli H. and C. Schwierz].
Στη συνέχεια θα συζητηθεί ένα «σενάριο» που οδηγεί στο σχηματισμό χαμηλού στα υπήνεμα των Άλπεων. Ένα ψυχρό μέτωπο κινείται προς τις Άλπεις από τα βόρεια. Έντονο νοτιοδυτικό ρεύμα επικρατεί μπροστά από το μέτωπο, με την αέρια μάζα να είναι είναι θερμή και υγρή, με συγκριτικά ασθενή στρωμάτωση. Επομένως, λόγω και της μεγάλης ταχύτητας του ανέμου, το νοτιοδυτικό ρεύμα είναι ικανό να διασχίσει τις Άλπεις, με συνέπεια την πνοή νότιου Föhn στις βόρειες κοιλάδες των Άλπεων (Σχήμα 3α).
Σχήμα 3: Σχηματική παρουσίαση της αλληλεπίδρασης ενός ψυχρού μέτωπου με τις Άλπεις. Οι τρεις φάσεις αντιστοιχούν σε: (α) παραμόρφωση του ψυχρού μέτωπου και σχηματισμό νότιου Föhn , (β) ψυχρή εισβολή στη δυτική Μεσόγειο (άνεμος Mistral) και σχηματισμό υπήνεμου χαμηλού, (γ) κίνηση του χαμηλού ανατολικά και εγκαθίδρυση ανέμου Bora και βόρειου Föhn [Από: “Climate Processes: What determines the Alpine Climate?”, στο “Views from the Alps. Regional Perspectives on Climate Change”)
Αντίθετα, ο ψυχρός αέρας πίσω από το μέτωπο, που πλησιάζει από το βορρά, έχει ευσταθή στρωμάτωση και συχνά περιορίζεται καθ΄ύψος από μια αναστροφή, με συνέπεια να δυσκολεύεται να υπερπηδήσει τις Άλπεις. Αντ’ αυτού, επιβραδύνεται και κατά το μεγαλύτερο μέρος του εκτρέπεται στο πλάι. Στα δυτικά αυτό οδηγεί σε έναν ισχυρό Mistral και σε μια ψυχρή εισβολή στη δυτική Μεσόγειο. Ανατολικά των Άλπεων εγκαθιδρύεται άνεμος Bora, ψυχρός καταβατικός άνεμος από τις Δειναρικές Άλπεις. Το παρακάτω σχήμα δείχνει καθαρά τις μεγάλες εντάσεις ανέμου που μπορούν να προκύψουν.
Σχήμα 4: Διανύσματα και ταχύτητα ανέμου (σε m/s) στα 900 hPa, μετά το πέρασμα του ψυχρού μέτωπου της 30 Απριλίου – 1 Μαϊου 1982
Η ψυχρή εισβολή και οι εντάσεις του ανέμου μεταξύ Πυρηναίων και Άλπεων έρχονται σε αντίθεση με την σχεδόν πλήρη άπνοια ανατολικότερα. Είναι σαφές ότι ο άνεμος από το βορρά εμποδίζεται από τις Άλπεις και εκτρέπεται στο πλάι. Τοπικά μεγίστα ανέμου στην περιοχή των Άλπεων μπορεί να προκύψουν εκεί όπου ο αέρας διοχετεύεται μέσω περασμάτων της κύριας κορυφογραμμής. Στην εικόνα δεξιά διακρίνεται ένας τέτοιος καναλισμός μέσω του περάσματος Gotthard. Γενικότερα, στο πεδίο της «μετεωρολογίας των βουνών» εμφανίζεται μεγάλη ποικιλία τοπικών συστημάτων ανέμου.
Xάρτες επιφάνειας του Meteo Swiss δείχνουν το σχηματισμό ενός υπήνεμου χαμηλού στον Κόλπο της Γένοβας, μετά την προσέγγιση ενός μετώπου στις Άλπεις,
Σχήμα 5: Χάρτες επιφάνειας του MeteoSwiss στις 30 Απριλίου 1982, 00 UTC (αριστερά) και την 1η Μαΐου 1982, 00 UTC (δεξιά).
Γνωρίζουμε ότι οι εξωτροπικοί κυκλώνες σχετίζονται με θετικές ανωμαλίες (δηλαδή με τοπικά μέγιστα) δυνητικού στροβιλισμού (Positive PV-Anomalies). Αξίζει τον κόπο επομένως να δούμε και την ορογραφική κυκλογένεση από τη σκοπιά του δυνητικού στροβιλισμού (Potential Vorticity).
H αποδέσμευση της ροής από την τοπογραφία στα δυτικά κράσπεδα των Άλπεων παράγει μια «λωρίδα» δυνητικού στροβιλισμού (PV–Streamer ή PV-Banner), που εντοπίζεται στην ισχυρή ζώνη οριζόντιας διάτμησης που διαχωρίζει τον άνεμο Mistral από την «άπνοια» στα υπήνεμα των Άλπεων. Η εξέλιξη αυτού του PV-Banner με την πάροδο του χρόνου είναι πολύ διαφωτιστική. Εμφανίζεται στο ακόλουθο σχήμα:
Σχήμα 6: Δυνητικός στροβιλισμός και διανύσματα ανέμου στα 850 hPa κατά τη διάρκεια μιας υπήνεμης κυκλογένεσης.
Γίνεται αντιληπτός ο τρόπος με τον οποίο σχηματίζεται μια θετική ανωμαλία PV στο δυτικό άκρο της οροσειράς και στη συνέχεια μεταφέρεται νότια κατά τη φορά του ανέμου. Τελικά, αυτό το PV-Banner αποσπάται εντελώς από την τοπογραφία και σχηματίζει μια αποκομμένη PV-Anomaly στον κόλπο της Γένοβας. Το κυκλωνικό πεδίο των ανέμων γύρω από την PV–Anomaly δείχνει ήδη ότι αυτό το αποκομμένο μέγιστο δυνητικού στροβιλισμού είναι το ορογραφικό χαμηλό. Να σημειωθεί ότι ο δυνητικός στροβιλισμός αυτού του κυκλώνα παρήχθη χωρίς διαδικασίες διαβατικής θέρμανσης.
Τώρα, κάθε ψυχρό μέτωπο που κινείται από το βορρά προς τις Άλπεις δεν θα σχηματίσει απαραίτητα ένα υπήμεμο χαμηλό. Οι βέλτιστες συνοπτικές συνθήκες για την υπήνεμη κυκλογένεση προκύπτουν όταν μια ανώτερη σκάφη χαμηλών υψών κινείται πάνω από τις Άλπεις από τα δυτικά. Από την οπτική του δυνητικού στροβιλισμού, αυτό σημαίνει ότι ένα μέγιστο δυνητικού στροβιλισμού κινείται πάνω από τις Άλπεις. Αυτό ακριβώς συνέβη στην υπό εξέταση περίπτωση.
Η ακόλουθη εικόνα δείχνει τον δυνητικό στροβιλισμό στην ισεντροπική επιφάνεια των 310 K.
Σχήμα 7: PV στους 310 K. Μια στρατοσφαιρική λωρίδα ισχυρού δυνητικού στροβιλισμού κινείται από τα δυτικά προς τις Άλπεις.
To PV-Streamer στους 310 K φτάνει πάνω από τις Άλπεις περίπου τη στιγμή που το κατώτερο μέγιστο PV, στο δυτικό άκρο των Άλπεων, αποσπάται από την τοπογραφία. Στη συνέχεια (σχήμα 7 b) η ανωμαλία PV συστρέφεται και αποκόπτεται, κάτι που δηλώνει την σύζευξη της ανώτερης με την κατώτερη ανωμαλία. Η σχετική θεωρία υποδεικνύει ότι αυτή η κατακόρυφη σύζευξη ενισχύει τους ορογραφικούς κυκλώνες, όπως φαίνεται στο επόμενο σχήμα.
Σχήμα 8: Παρουσίαση του μηχανισμού που οδηγεί στην υπήνεμη κυκλογένεση. Ο μηχανισμός περιλαμβάνει:
a) Tην τροποποίηση ενός ψυχρού μέτωπου που κατευθύνεται από το βορρά προς τις Άλπεις.
b) Tην προσέγγιση μιάς ανώτερης ανωμαλίας δυνητικού στροβιλισμού (Upper- level PV).
c) Την δημιουργία μιας πρωτογενούς ζώνης δυνητ. στροβιλισμού στα δυτικά κράσπεδα των Άλπεων (Low-level PV).
d) Tην αλληλεπίδραση ανώτερης και κατώτερης PV-Anomaly
[από ”Low-Level Potential Vorticity and Cyclogenesis to the Lee of the Alps“, Aebischer, U]
Το παραπάνω “σενάριο” βασίζεται εξ ολοκλήρου σε «στεγνή» δυναμική. Ούτε το ανώτερο αλλά ούτε και το κατώτερο μέγιστο του δυνητικού στροβιλισμού επηρεάζονται σημαντικά από διαδικασίες συμπύκνωσης. Σε ένα μοντέλο δύο σταδίων της ορογραφικής κυκλογένεσης, αυτό αντιστοιχεί στην πρώτη φάση. Σε μια δεύτερη φάση, η νεαρή υπήνεμη ύφεση κινείται ανατολικά πάνω από τη Μεσόγειο και ενισχύεται περαιτέρω από τις διαδικασίες συμπύκνωσης των υδρατμών της, νεφοποποίησης και υετού. Είναι φανερό ότι μια τέτοια διαδικασία εξωτροπικής κυκλογένεσης διαφέρει σημαντικά από την αντίστοιχη των εξωτροπικών κυκλώνων του Ατλαντικού.
Μερικές σκέψεις του μεταφραστή πάνω στο κείμενο και κάποιες συμπληρωματικές επεξηγήσεις:
Ο δυνητικός (ή δυναμικός στροβιλισμός) είναι χονδρικά το γινόμενο του απόλυτου στροβιλισμού [δηλαδή του αθροίσματος του σχετικού (λόγω καμπυλότητας ή/και διάτμησης της ροής) και του πλανητικού (λόγω της περιστροφής της γης) στροβιλισμού] επί την κατακόρυφη (=υδροστατική) ευστάθεια ενός στοιχείου αέρα. Ο δυν. στροβιλισμός είναι μια κατά προσέγγιση διατηρήσιμη ποσότητα (PV Conservation), υπό αδιαβατικές συνθήκες και με απουσία τριβής.
Στα κλασικά μετεωρολογικά εγχειρίδια (επιστημονικά και εκλαϊκευμένα) και άλλες συναφείς πηγές, η υπήνεμη κυκλογένεση εξηγείται με το σκεπτικό ακριβώς της διατήρησης του δυν. στροβιλισμού μιας στήλης αέρα, κατά την υπερπήδηση από τον άνεμο ενός ορεινού όγκου: 
Περιγράφεται η διατήρηση του δυναμικού στροβιλισμού στην περίπτωση ενός στοιχείου αέρα που κινείται αδιαβατικά πάνω από βουνό, μεταξύ των ισεντροπικών επιφανειών θ (που ακολουθεί το έδαφος) και θ+δθ (πάνω από την κορυφή του βουνού – διακεκομμένη γραμμή). Στον αυλώνα και στην έξαρση ο απόλυτος στροβιλισμός Ja=(J+f) είναι κυκλωνικός αλλά με μεγαλύτερη τιμή στην trough. Στην περιοχή από την trough μέχρι τo ridge, η κατακόρυφη απόσταση Δp και ο Ja ελαττώνονται, ενώ από τo ridge μέχρι την trough, τα Δp και ο Ja αυξάνονται. Αποτέλεσμα είναι η διατήρηση του δυναμικού στροβιλισμού στην αδιαβατική αυτή διαδικασία. (Από: “Το Εγχειρίδιο του Μετεωρολόγου – Πρόγνώστη”, έκδοση ΕΜΥ)
Αλπική κυκλογένεση: (α) Κατακόρυφη τομή και (β) κάτοψη της ροής του αέρα. Αύξηση της τιμής του κυκλωνικού στροβιλισμού στα υπήνεμα, λόγω της διάτασης (stretching) της στήλης αέρα, σύμφωνα με την αρχή της διατήρησης του δυνητικού στροβιλισμού. Περισσότερα στην πηγή του σχήματος: http://www.eumetrain.org/data/2/2/oro.htm
Αντίθετα, στο μεταφρασμένο κείμενο και στις δημοσιεύσεις που παρατίθενται στη συνέχεια, η έμφαση δίνεται όχι στη διατήρηση αλλά στην παραγωγή στροβιλισμού λόγω της διάτμησης του ανέμου κατά την πλευρική παράκαμψη του ορεινού φραγμού, καθώς, λόγω της ευστάθειας του ψυχρού βόρειου ρεύματος, η υπερπήδηση των Άλπεων είναι συνήθως σε περιορισμένο μόνο βαθμό εφικτή. 
Σχήμα αλπικής κυκλογένεσης λόγω παράκαμψης του ορεινού όγκου (από http://eumetrain.org/data/5/597/index.htm)
Μπορούμε να συνθέσουμε τις δύο οπτικές και να δεχτούμε ότι στην πράξη οι δύο διαδικασίες ενδέχεται να λειτουργούν συμπληρωματικά. Όπως γράφουν και οι Buzzi – Tibaldi στην παρακάτω σχετική δημοσίευσή τους, “Το κρίσιμο ερώτημα σε κάθε περίπτωση είναι: Πόσος αέρας πάει από πάνω και πόσος από δίπλα”.
‘Οταν μια οροσειρά εμποδίζει την κίνηση του αέρα, η ροή του κοντά στην επιφάνεια έχει δύο δυνατότητες: είτε να την υπερπηδήσει, είτε να διαχωριστεί περιφερειακά του εμποδίου. Ενώ ο υπερρέων άνεμος επιβραδύνεται ελάχιστα, η ροή που εκτρέπεται γύρω από την οροσειρά καθυστερεί και εν μέρει μπλοκάρεται στην προσήνεμη πλευρά. Το μπλοκάρισμα του ψυχρού αέρα οδηγεί μηχανικά (λόγω συμπίεσης) και υδροστατικά (λόγω ψύξης) σε αύξηση της επιφανειακής πίεσης στα προσήνεμα, ενώ στα υπήνεμα, η κατολίσθηση του μέρους της ροής που κατάφερε να υπερβεί το εμπόδιο οδηγεί σε αδιαβατική θέρμανση και σε πτώση της επιφανειακής πίεσης. Με τον τρόπο αυτό προκύπτει η κλασική σ΄αυτές τις περιπτώσεις εγκάρσια αλπική βαροβαθμίδα. http://eumetrain.org/data/5/597/navmenu.php?tab=2&page=1.0.0
Πηγή πρωτότυπου κειμένου: http://iacweb.ethz.ch/staff/sprenger/dynmet_HS09/Kapitel_11.pdf
Άλλες δημοσιεύσεις και πηγές για την αλπική κυκλογένεση:
Low-Level Potential Vorticity and Cyclogenesis to the Lee of the Alps, By URS AEBISCHER and CHRISTOPH SCHÄR
Frontal modification and lee cyclogenesis in the Alps: By N. Kljun, M. Sprenger and C. Schär
Cyclogenesis in the lee of the Alps: A case study. By A. Buzzi, S. Tibaldi
Lee Cyclogenesis (Eumetrain Presentation)