Εμφάνιση αναρτήσεων με ετικέτα άνεµοι. Εμφάνιση όλων των αναρτήσεων
Εμφάνιση αναρτήσεων με ετικέτα άνεµοι. Εμφάνιση όλων των αναρτήσεων

Σάββατο, 18 Μαρτίου 2017

Οι τοπικοί άνεµοι

Στα βουνά, στις µεγάλες λίµνες και κατά µήκος των ακτών των θαλασσών και των ωκεανών µπορεί να παρατηρηθεί µια µεγάλη ποικιλία τοπικών συστηµάτων ανέµου, µε µεταβλητές διευθύνσεις, εντάσεις και χρόνο εµφάνισης που εξαρτώνται από τις τοπικές συνθήκες και την εποχή του έτους. Μερικοί από αυτούς έχουν µεγάλη ένταση και εµµονή, όπως π.χ. είναι οι άνεµοι στις ακτές της Ανταρκτικής µε µέσες ετήσιες ταχύτητες µέχρι και 20 m/s. Συνήθως τέτοιοι άνεµοι πνέουν µε µια εκπληκτική κανονικότητα προερχόµενοι από µια ορισµένη διεύθυνση κατά το χρονικό διάστηµα που αρχίζει αργά το πρωί και φθάνει µέχρι το απόγευµα, και µετά από έναν εφησυχασµό, από µια σχεδόν αντίθετη διεύθυνση κατά τη διάρκεια της νύχτας και τις πρώτες πρωινές ώρες. Ένας τέτοιος ηµερήσιος κύκλος του ανέµου δείχνει την ύπαρξη µιας θερµικής κυκλοφορίας, η οποία δηµιουργείται από τη διαφορετική θέρµανση που προκαλείται από ψυχρές και θερµές πηγές. Σε µερικές περιπτώσεις ορεογραφικοί παράγοντες, όπως είναι οι στενές κοιλάδες, τα ανοίγµατα των βουνών κ.λ.π., είναι υπεύθυνοι για την αύξηση της έντασης των ανέµων που προέρχονται από ορισµένες διευθύνσεις, όπως π.χ. συµβαίνει µε το Βαρδάρη της Θεσσαλονίκης. Σε άλλες περιπτώσεις εκτεταµένων κλιτύων προκαλεί καθοδικούς ανέµους µόνο µε τη δράση της βαρύτητας. Οι µικρής κλίµακας κινήσεις του αέρα είναι πάρα πολύ σηµαντικές για την κατανόηση του κλίµατος και των κλιµατικών αντιθέσεων σε διάφορες περιοχές του πλανήτη. Τα τοπικά συστήµατα ανέµων εµφανίζονται εντονότερα σε διάφορες περιοχές όταν η γενική κυκλοφορία εξασθενεί και όταν τα καιρικά συστήµατα που επικρατούν δεν είναι αξιόλογα. Κάτω από τέτοιες συνθήκες υπάρχει γενικά µια τάση οι ταχύτητες του επιφανειακού ανέµου να παρουσιάζουν τη µικρότερη τιµή τις πρωινές ώρες, γιατί κατά το διάστηµα αυτό υπάρχει µικρή θερµική ανάµειξη και το κατώτερο στρώµα του αέρα δεν συµµετέχει στις έντονες κινήσεις του ελεύθερα κινούµενου αέρα επάνω από το οριακό στρώµα. Οι ταχύτητες του αέρα στην επιφάνεια, γίνονται µεγάλες τις πρώτες απογευµατινές ώρες γιατί τότε δηµιουργούνται οι συνθήκες οι οποίες επιτρέπουν την 111 ανύψωση του αέρα µέχρι να συναντήσει τα κατώτερα στρώµατα του γεωστροφικού ανέµου της ελεύθερης ατµόσφαιρας. Στο κεφάλαιο αυτό, θα γίνει κατά πρώτον η περιγραφή µιας απλής κυκλοφορίας που καθοδηγείται από θερµικά αίτια, το σύστηµα της θαλάσσιας αύρας , µαζί µε κάποιες σχετικές ερµηνείες. Στη συνέχεια θα ακολουθήσει η περιγραφή και ερµηνεία πλέον συνθέτων συστηµάτων των ανέµων των βουνών που παρουσιάζουν ένα ηµερήσιο χαρακτήρα, όπου κινήσεις διαφορετικών κλιµάκων δρουν ταυτόχρονα.
 Θαλάσσια και απόγεια αύρα
Σε όλες σχεδόν τις παράκτιες περιοχές, και ιδιαίτερα στις τροπικές και υποτροπικές κλιµατικές ζώνες, αναπτύσσεται ένας κοινός τύπος κίνησης του αέρα που χαρακτηρίζεται από µια κανονική ηµερήσια µεταβολή στη διεύθυνση του ανέµου.
Κατά τη διάρκεια της νύχτας και κατά την αυγή ασθενής παρατηρείται µια σταθερή πνοή αέρα από την ξηρά προς τη θάλασσα, η απόγεια αύρα. Περίπου δύο ώρες µετά την ανατολή του ήλιου αυτή η απόγεια αύρα σταµατά και ο αέρας αρχίζει να θερµαίνεται αρκετά γρήγορα από τον ήλιο. Περίπου τρεις ώρες µετά την ανατολή του ήλιου αναπτύσσεται µια σηµαντική δροσερή αύρα που προέρχεται από τη θάλασσα - η θαλάσσια αύρα - η οποία στην αρχή περιορίζεται κοντά στην ακτή και στη συνέχεια εξαπλώνεται και προς τις δύο κατευθύνσεις καθιστάµενη περισσότερο και περισσότερο έντονη µέχρι τη 1400 τοπική ώρα. Κατά την ώρα αυτή η ταχύτητα της φθάνει τα 3 - 6 m/s και είναι πολύ µεγαλύτερη από αυτή της απόγειας αύρας (1-2 m/s).
Η θαλάσσια αύρα επεκτείνεται µέσα στη χέρσο συνήθως γύρω στα 50-60 Km, ενώ το ύψος της φθάνει τα 1-2 Km. Στους τροπικούς, όµως, έχουν καταγραφεί αύρες που επεκτείνονται σε βάθος µέχρι και 150 km. Σχεδόν µε τη δύση του ηλίου, η θαλάσσια αύρα ηρεµεί, σταµατά και αντικαθίσταται και πάλι από την ασθενέστερη νυχτερινή απόγεια αύρα.
 Η µορφή αυτή των ανέµων που πνέουν σε δύο σχεδόν αντίθετες διευθύνσεις όπου η µία έπεται της άλλης κατά τη διάρκεια ενός 24ώρου σε σταθερά χρονικά διαστήµατα είναι πάρα πολύ καλά γνωστή. Σε πολλές περιοχές των τροπικών ακτών ή των ηπειρωτικών λιµνών οι αλιείς αποπλέουν µε τα ιστιοφόρα σκάφη τους αρκετά νωρίς το πρωί, εκµεταλλευόµενοι την απόγεια αύρα, ενώ παράλληλα εµπιστεύονται τη θαλάσσια αύρα για την επιστροφή τους. Η κανονική εµφάνιση ενός τέτοιου συστήµατος αυξάνει µε την ελάττωση της νέφωσης και µε την ελάττωση της έντασης της µεγάλης κλίµακας κυκλοφορίας ή των διαταραχών συνοπτικής κλίµακας.
Σε µια τέτοια ηµέρα όπου στην ουσία δεν υφίσταται κανένα αξιόλογο βαροµετρικό σύστηµα στην παράκτια περιοχή, αναπτύσσεται ο µηχανισµός της θαλάσσιας και απόγειας αύρας ως εξής. Με την ανατολή του ήλιου η ξηρά θερµαίνεται γρηγορότερα από τη γειτονική θάλασσα. Αποτέλεσµα της διαφορετικής αυτής θέρµανσης είναι η διαστολή του αέρα επάνω από την ξηρά, δηλαδή αυξάνει η απόσταση µεταξύ δύο διαδοχικών ισοβαρικών επιφανειών έτσι που τελικά οι κατώτερες ισοβαρικές επιφάνειες να κλείνουν προς την ξηρά. Η κλίση αυτή οδηγεί στην εµφάνιση οριζόντιας βαροβαθµίδας από τη θάλασσα προς την ακτή, που δηµιουργεί επιφανειακούς ανέµους µε κατεύθυνση την ξηρά  οι οποίοι και αντισταθµίζονται στα µεγαλύτερα ύψη από µια ροή αέρα από την ξηρά προς τη θάλασσα (αντί-απόγεια αύρα).
Κατά τη νύχτα η ξηρά ψύχεται γρηγορότερα από τη θάλασσα και αντιστρέφεται η ροή του αέρα  προκαλώντας την ασθενή απόγεια αύρα. Το σύστηµα υψηλότερα αντισταθµίζεται από µια ροή πουν προέρχεται από τη θάλασσα (αντί-θαλάσσια αύρα).
 Άνεµοι των βουνών και των κοιλάδων
Τα συστήµατα του ανέµου που παρουσιάζουν ηµερήσια µεταβολή στις κοιλάδες και τις πλαγιές των βουνών, είναι κυκλοφορίες θερµικής φύσεως. Αυτές οι κυκλοφορίες προκαλούνται από την περιοδικά µεταβαλλόµενη ακτινοβολία και το θερµικό ισοζύγιο στις πλαγιές των βουνών και εξαρτώνται από το αζιµούθιο, από την κλίση τους, από τη φυτική κάλυψη και άλλες επιφανειακές συνθήκες, όπως π.χ είναι η χιονοκάλυψη. Επειδή στη Μετεωρολογία οι άνεµοι από την κατεύθυνση από την οποία πνέουν, θα ορίζεται σαν αύρα κοιλάδας το ρεύµα του αέρα, που ανεβαίνει την κοιλάδα κατά τη διάρκεια της 113 ηµέρας και σαν αύρα ορέων το αντίστροφο νυχτερινό σύστηµα που πνέει προς τη βάση της κοιλάδας. Οι εντάσεις αυτών των επιφανειακών ανέµων παρουσιάζουν µια εποχική µεταβολή, η οποία λαµβάνει τη µικρότερη της τιµή κατά τη χειµερινή περίοδο, όταν τα βουνά είναι χιονοσκεπή. Μια λεπτοµερέστερη περιγραφή της αύρας των βουνών και των κοιλάδων θα µας δείξει τις επιµέρους ροές αέρα που συµµετέχουν στη δηµιουργία τους. Η απλούστερη περίπτωση που παρατηρείται είναι αυτή του ανέµου κλιτύων. Κατά τη διάρκεια της νύχτας , ο αέρας κοντά στην επιφάνεια ψύχεται από τη µεγάλου µήκους κύµατος ακτινοβολία του εδάφους. Αυτός ο ψυχρός αέρας, γνωστός σαν καταβατός άνεµος (άνεµος κλιτύος) κατέρχεται τις πλαγιές κατευθυνόµενος προς περιοχές µε θερµότερο αέρα, καθοδηγούµενος από τη βαρύτητα και από τη διαφορά της πυκνότητας του. Αν αυτός συναντήσει φυσικά ή τεχνητά εµπόδια, όπως φράγµατα, ανεµοφράκτες ή στένεµα της κοιλάδας συγκεντρώνεται στα χαµηλότερα µέρη αυτής και σχηµατίζει ψυχρές λίµνες αέρα. Στα µέσα και τα µεγαλύτερα γεωγραφικά πλάτη αυτό αποτελεί µια τυπική συνθήκη νυχτερινών παγετών (θύλακες παγετού). Κατά τη διάρκεια της ηµέρας ο αέρας στις επιφάνειες της πλαγιάς θερµαίνεται, διαστέλλεται και καθίσταται ελαφρότερος από τον γειτονικό ελεύθερο αέρα , µε αποτέλεσµα να αναπτύσσεται µια ανοδική κίνηση του αέρα στις πλαγιές που ονοµάζεται αναβατός άνεµος (άνεµος κλιτύος). Αυτά τα συστήµατα µπορεί να γίνουν οπτικά αντιληπτά µε τη χρήση καπνού. Εκτός από τους ανέµους κλιτύος, στις κοιλάδες αναπτύσσονται κινήσεις του αέρα ανοδικές ή καθοδικές µέσα στον κύριο άξονα της κοιλάδας, οι οποίες είναι γνωστές σαν άνεµοι κοιλάδας (κατά την ηµέρα) και σαν άνεµοι ορέων (κατά τη νύχτα)
Σε κάθε κοιλάδα, το άθροισµα αυτών όλων των ανοδικών κινήσεων προκαλεί, κατά τη διάρκεια της ηµέρας, µια αύρα κοιλάδας που καταλαµβάνει όλη την κοιλάδα. Αφού οι ανοδικές κινήσεις και στις δυο πλευρές της κοιλάδας προκαλούν µια απόκλιση της ροής του αέρα, θα πρέπει να αναµένεται κανονικά µια κίνηση καθίζησης του αέρα κατά µήκος του άξονα της κοιλάδας σε συµφωνία µε την εξίσωση συνέχειας που ισχύει στην ατµόσφαιρα. Αυτά τα συστήµατα αναπλήρωσης ονοµάζονται «αντί-άνεµοι»
  Εγκάρσια τοµή των ανέµων σε µια κοιλάδα Οµοίως κατά τη νύχτα, όλες οι καθοδικές κινήσεις µαζί συνιστούν την αύρα των ορέων, η οποία καταλαµβάνει ολόκληρη την κοιλάδα και καθοδηγεί τους ανέµους στα χαµηλότερα σηµεία της κοιλάδας, µε µια ταυτόχρονη ανοδική κίνηση αναπλήρωσης κατά τον άξονα της κοιλάδας
Εάν µια κοιλάδα, η οποία έχει συγκεντρώσει αρκετό ψυχρό αέρα επικοινωνεί µε µια µεγαλύτερη κοιλάδα ή µια ανοιχτή πεδιάδα, αυτές οι βραδινές ορεινές αύρες γίνονται 115 έντονα αισθητές εξαιτίας της ψυχρής τους δοµής και εξαιτίας της αντικατάστασης του ρυπασµένου αέρα από φρέσκο καθαρό ορεινό αέρα. Όπως και στις θαλάσσιες αύρες, τα καθιζάνοντα νυχτερινά συστήµατα είναι ασθενέστερα των ανοδικών ηµερήσιων συστηµάτων, εξαιτίας της ασθενέστερης κατά την οριζόντια έννοια διαφορά ψύξης. Επιπλέον η θερµική στρωµάτωση του αέρα είναι ευσταθής κατά τη διάρκεια της νύχτας και ασταθής κατά τη διάρκεια του φωτεινού τµήµατος της ηµέρας. Κάθε κοιλάδα, ανάλογα µε τα χαρακτηριστικά της (διαστάσεις, υψόµετρα, προσανατολισµό, γεωγραφικό πλάτος, βλάστηση, ύπαρξη υδάτινων όγκων και λοιπά) παρουσιάζει και µια ιδιαιτερότητα στην πνοή, την ένταση των ανέµων, αλλά και τη βροχόπτωση, η συνολική αυτή κατάσταση µπορεί να µελετηθεί µόνο µε τη χρήση µετεωρολογικών µπαλονιών, δέσµιων αερόστατων, κ.λ.π., όταν φυσικά πρόκειται να γίνει µελέτη για κάποια χρήση αυτής για τουριστικούς ή για παραγωγικούς σκοπούς. Εδώ θα πρέπει να τονιστεί ότι στα υψηλά βουνά της υποτροπικής και τροπικής ζώνης οι αύρες κοιλάδας φθάνουν τις εντάσεις µιας θύελλας. Πολύ σηµαντικοί είναι οι πολύ συχνοί κατεβατοί άνεµοι στα όρια των µεγάλων παγετώνων της Ανταρκτικής και της Γροιλανδίας. Αυτοί οι άνεµοι παρουσιάζουν µια ορµητική ένταση και αξιοσηµείωτη εµµονή. Παρουσιάζουν ένα κατακόρυφο πάχος γύρω στα 300 µέτρα και µια µέση ετήσια ταχύτητα 19 m/s. Η µέση ταχύτητα ξεχωριστών επεισοδίων µπορεί να φτάσει και τα 45 m/s. Αυτή η συνθήκη είναι µια από τις ισχυρότερες θερµικά καθοδηγούµενες κυκλοφορίες µε σχεδόν σταθερή διεύθυνση, η οποία µπορεί να διακοπεί για λίγο, µόνο από έναν ισχυρό κινούµενο κυκλώνα. Οι άνεµοι αυτού του είδους χαρακτηρίζονται σαν καταρράκτες ψυχρού αέρα.

  Άνεµοι προκαλούµενοι από ορεινούς φραγµούς
Πέρα από τα θερµικά τοπικά συστήµατα ανέµων που δηµιουργούνται από θερµικά αίτια, συχνά παρατηρούνται αντίστοιχα κλιµατολογικά χαρακτηριστικά ανέµων, τα οποία δηµιουργούνται από µηχανικά αίτια που οφείλονται στην παρουσία µεµονωµένων λόφων, οροσειρών, χαράδρες, γκρεµοί κ.λ.π. Αυτά τα συστήµατα ανέµων είναι πολυάριθµα και θα προσπαθήσουµε να περιγράψουµε µερικά από αυτά τα οποία αποτελούν και τις απλούστερες περιπτώσεις.
 Άνεµοι τύπου Foen: Στην τροπόσφαιρα, ο ανυψούµενος αέρας ψύχεται, όταν αναγκαστεί να υπερπηδήσει ένα ορεινό όγκο, συµπυκνώνεται και σχηµατίζει νέφη. Η απελευθέρωση της θερµότητας συµπύκνωσης µειώνει το ρυθµό ψύξης σε περίπου 5 - 7° /Km. Αντίθετα µε αυτή τη διαδικασία, ο αέρας που καθιζάνει θερµαίνεται µε το συνήθη ρυθµό της ξηρής αδιαβατικής θερµοβαθµίδας, δηλαδή των 10° /Km
. Επειδή συνήθως η µεγαλύτερη ποσότητα των υδρατµών αποβάλλεται µε τη µορφή βροχής κατά το στάδιο της ανυψωτικής κίνησης, ο αέρας που καθιζάνει γίνεται αρκετά ξηρός και η σχετική του υγρασία µειώνεται σηµαντικά λαµβάνοντας χαρακτηριστικές ερηµικές τιµές. Αυτού του είδους θερµοί και ξηροί άνεµοι, που είναι γνωστοί ως FÖhn παρατηρούνται σε πολλές κοιλάδες των βόρειων πλευρών των Άλπεων. Αυτοί οι ασυνήθιστα θερµοί άνεµοι χαρακτηρίζονται από µια εξαιρετική ορατότητα και από φακοειδή νέφη (lenticularis).
  Αυτοί αναπτύσσονται σε σταθερό ατµοσφαιρικό αέρα, ιδιαίτερα όταν υπάρχει ένα ισχυρό αέριο ρεύµα στις ορεινές περιοχές και η αέρια µάζα που πλησιάζει τις προσήνεµες πλευρές των βουνών περιέχει µεγάλη ποσότητα υδρατµών. Στην προσήνεµη πλευρά των βουνών ο ανερχόµενος αέρας ψύχεται σε ρυθµούς ξηρής αδιαβατικής θερµοβαθµίδας (10° C/1000m) µέχρι να φτάσει στο επίπεδο συµπύκνωσης, επάνω από το οποίο ψύχεται σε ρυθµούς υγρής αδιαβατικής θερµοβαθµίδας (~ 6 °C/1000m) Με τέτοιες συνθήκες παρατηρείται συχνά ισχυρή ορεογραφική βροχόπτωση που προκαλεί µια αξιοσηµείωτη µείωση στην υγρασία του ατµοσφαιρικού αέρα. Εξαιτίας αυτού η βάση των νεφών βρίσκεται πολύ υψηλότερα στην υπήνεµη πλευρά του βουνού, όπου ο αέρας που καθιζάνει συµπιέζεται και θερµαίνεται σε ρυθµούς ξηρής αδιαβατικής θερµοβαθµίδας. Το Σχήµα V.4 δείχνει τη δραµατική µεταβολή στις θερµοκρασίες όταν ένα αέριο ρεύµα υπερπηδά ένα ορεινό όγκο ύψους περίπου 3000 µέτρων, µε το επίπεδο συµπύκνωσης στην προσήνεµη πλευρά να βρίσκεται περίπου στα 500 µέτρα.

Κατά τη διάρκεια της ψυχρής περιόδου, η κύρια κλιµατική επίδραση αυτού του ανέµου είναι η ταχεία τήξη και η έντονη εξάτµιση της χιονοκάλυψης. Όµοιοι καθοδικοί θερµοί άνεµοι παρατηρούνται στις υπήνεµες πλευρές πολλών οροσειρών σε διάφορες περιοχές του πλανήτη. Χαρακτηριστικός τύπος είναι ο Chinook που πνέει στις ανατολικές πλευρές των Βραχωδών Ορέων στις ΗΠΑ και τον Καναδά . Ο Zonda, που επικρατεί στις Άνδεις της Αργεντινής, καθώς και οι ξηροί άνεµοι στις ανατολικές πεδιάδες της Νέας Ζηλανδίας. Στην Ελλάδα αντίστοιχος άνεµος είναι ο Λίβας ή Μέγας, που προκαλεί κατά την Άνοιξη σηµαντικές καταστροφές στη γεωργία εξαιτίας της µεγάλης ξηρότητας του. Όταν η επικρατούσα αέρια ροή εξαναγκάζεται να υπερπηδήσει τις οροσειρές που παρεµβάλλονται, ο ανυψούµενος κλάδος του αέρα δηµιουργεί στην προσήνεµη πλευρά µια ζώνη από ισχυρή βροχόπτωση, έτσι που όλα τα τοπικά µέγιστά της βροχής να προκαλούνται από αυτού του είδους την επίδραση. Η γενικότερη συνέπεια του καθιζάνοντα κλάδου του ανέµου στην υπήνεµη πλευρά των βουνών είναι οι ξηρές συνθήκες που δηµιουργούνται, ιδιαίτερα στις εσωτερικές πεδιάδες και κοιλάδες. Ένα χαρακτηριστικό παράδειγµα παρατηρείται στη Νορβηγία, όπου στη δυτική πλευρά των οροσειρών (µε ύψη 1600-2000 µέτρα) η ετήσια βροχόπτωση φθάνει τα 2500- 4000 χιλιοστά. Μετά τις οροσειρές, στην κοιλάδα Otta καταγράφονται µόνο 250 - 300 χιλιοστά ετησίως.
 Άνεµοι τύπου Bora: Εάν προκληθεί µια καθοδική κίνηση σε πάρα πολύ ψυχρές αέριες µάζες, η αδιαβατική θέρµανση σε µερικές περιοχές δεν είναι ικανή να µεταβάλλει τον πολικό χαρακτήρα αυτού του αέρα. Αυτή η κατάσταση είναι πολύ χαρακτηριστική στη Βόρειο Αδριατική, όπου ο άνεµος Bora είναι ένα πολύ τυπικό βορειοανατολικό αέριο ρεύµα µε εντάσεις θύελλας. Αυτός ο τύπος συνδέεται εν µέρει µε αντικυκλωνικό ανέφελο καιρό, µερικώς προκαλείται από τοπική κυκλωνογένεση και στη συνέχεια συνοδεύεται από ψηλά νέφη, βροχή και χιόνι. Αρκετά όµοιες συνθήκες επικρατούν και στον Καύκασο στις ακτές της Μαύρης Θάλασσας. Όταν ψυχρός ηπειρωτικός αέρας κινείται επάνω από θαλάσσιες υγρές επιφάνειες, η θέρµανση του αέρα από το θερµό νερό µαζί µε την εξάτµιση λαµβάνουν πολύ υψηλές τιµές και προκαλούν πολύ ασταθείς θερµοβαθµίδες., και µε τις κατακόρυφες ανταλλαγές οδηγούν σε ισχυρότατες θύελλες.
 Άνεµοι τύπου Mistral: Όταν η µεγάλης κλίµακας ροή κινείται σχεδόν παράλληλα κατά µήκος µιας κοιλάδας ή ενός ορεινού ανοίγµατος, οι χαµηλότεροι άνεµοι 119 τοπικά ενισχύονται πολύ και καναλίζονται. Μερικές φορές η διεύθυνση πνοής τέτοιων ορεογραφικά δηµιουργούµενων αεροχειµάρρων µε µέγιστες ταχύτητες απεικονίζεται στο σχήµα των δένδρων που υπάρχουν κατά µήκος της κοιλάδας. Ο Mistral αποτελεί ένα τέτοιο παράδειγµα µιας βόρειας ροής, που ενισχύεται σηµαντικά από το άνοιγµα που υπάρχει ανάµεσα στις Άλπεις και τα βουνά Cevennes και πολύ συχνά εµφανίζεται κατά τη διάρκεια του Χειµώνα και νωρίς την Άνοιξη στην κοιλάδα του ποταµού Ροδανού. Μια όµοια βορειοανατολική ροή δηµιουργεί τον Bise (Μπίιζ) στη Λίµνη της Γενεύης. Στην Ελλάδα ένας αντίστοιχος βορειοδυτικός άνεµος είναι Βαρδάρης, ο οποίος δηµιουργείται κατά µήκος του κυρίου άξονα της κοιλάδας του Αξιού ποταµού και γίνεται έντονα αισθητός στη Θεσσαλονίκη.
 Άλλοι τοπικοί άνεµοι: Άλλοι τοπικοί άνεµοι είναι συνοπτικής προέλευσης και δηµιουργούνται από κινούµενους κυκλώνες και αντικυκλώνες. Εδώ θα δώσουµε µόνο µερικά παραδείγµατα της Μεσογείου. Όταν πλησιάζει µια κυκλωνική διαταραχή από τα δυτικά, προκαλούνται νότιοι άνεµοι στη νότια Ιταλία, όπως ο Sirocco, στη Λιβύη, ο Ghibli, στην Αίγυπτο και τη Μέση Ανατολή ο Khasmin και ο Samun. Αυτοί οι άνεµοι µεταφέρουν Αφρικανικό αέρα ο οποίος είναι συχνά φορτωµένος µε σκόνη και σωµατίδια άµµου, και χαρακτηρίζονται από εκτεταµένες ζώνες νεφών τύπου Altostratus - Altocumulus από την προωθούµενη ανώτερη σκάφη χαµηλών πιέσεων.
 Η σηµασία των τοπικών ανέµων στην ατµοσφαιρική ρύπανση Είναι γνωστό ότι οι ρύποι που εκπέµπει µια απλή καπνοδόχος αποµακρύνονται από αυτήν ακολουθώντας υποχρεωτικά την κατεύθυνση προς την οποία πνέει ο άνεµος. Εποµένως ο άνεµος αποτελεί σηµαντικό παράγοντα για την αποµάκρυνση των ρυπογόνων ουσιών. Αν η πνοή του ανέµου ήταν ιδανική, οι ρυπαντές που εκπέµπει η πηγή θα ακολουθούσαν την κατεύθυνση του ανέµου λαµβάνοντας σχήµα κωνοειδούς σωλήνα µε βαθµιαία αύξηση της διαµέτρου. Στην πράξη ο άνεµος ποτέ δεν πνέει µε ιδανική οµαλότητα. Η ταχύτητα του παρουσιάζει ακανόνιστη ακολουθία από φυσήµατα και εφησυχασµούς, ενώ παράλληλα η διεύθυνση της πνοής παρουσιάζει ακανόνιστες διακυµάνσεις προς τη µία ή την άλλη πλευρά της µέσης διεύθυνσης, προκαλώντας τους εγκάρσιους ανέµους. Τα ίδια φαινόµενα παρατηρούνται και κατά την κατακόρυφη διεύθυνση. Η παρουσία εµποδίων, όπως είναι τα δέντρα, τα κτίρια, οι φράχτες, ή ακόµη 120 µικρότερα, όπως η χλόη και η ύπαρξη ατµοσφαιρικής αστάθειας στην ατµόσφαιρα εξαναγκάζουν τον άνεµο να παρουσιάζει στροβιλοειδείς αναταρακτικές κινήσεις, οι οποίες χαρακτηρίζουν κάθε φυσική κίνηση του ανέµου. Αν το µέγεθος των στροβιλισµών είναι µικρότερο από τη ρυπογόνο τουλούπα της πηγής τότε οι στροβιλισµοί θα προκαλέσουν διάχυση αυτής, αν συµβαίνει το αντίθετο θα προκληθεί µεταφορά των ρύπων. Η τρισδιάστατη διάχυση των ρύπων που προκαλείται από τον αέρα, οδηγεί σε µια συγκέντρωση των ρυπαντών η οποία είναι αντιστρόφως ανάλογη της κυβικής ρίζας της ταχύτητας του ανέµου, σε περίπτωση φυσικά που ο άνεµος είναι ο µόνος παράγοντας στη διεργασία αυτή
όσο µεγαλύτερη είναι η ταχύτητα του ανέµου τόσο περισσότερος όγκος αέρα θα περνά στη µονάδα του χρόνου από την πηγή εκποµπής και ως εκ τούτου η συγκεκριµένη ποσότητα εκποµπών θα διαλύεται σε µεγαλύτερο όγκο αέρα. Εποµένως στην πράξη η διασπορά και αποµάκρυνση των ρύπων είναι άµεσα συνδεδεµένη µε την ταχύτητα του αέρα. Οι στροβιλισµοί του αέρα που προκαλούνται από την τριβή του αέρα µε το έδαφος και από την εσωτερική ασυνέχεια του ίδιου του αέρα είναι σχετικά µικροί σε µέγεθος και η δράση τους προκαλεί διάλυση της τουλούπας εκποµπής, γιατί σε σύντοµο χρονικό διάστηµα αναµειγνύουν τους ρύπους µε τον αέρα του περιβάλλοντος. Ως γνωστόν, η διεύθυνση του ανέµου παρουσιάζει πάντοτε διακυµάνσεις γύρω από τη µέση διεύθυνση, µε αποτέλεσµα η προβολή της πορείας της εκποµπής της καπνοδόχου να παρουσιάζει σε κάθε χρονική στιγµή διαφορετικό κυµατοειδές σχήµα, κατευθύνοντας τους ρύπους δεξιάκαι αριστερα της µέσης διεύθυνσης ροής. Το δε µήκος στο οποίο θα επεκταθεί η τουλούπα των ρύπων είναι συνάρτηση της ταχύτητας του ανέµου. 121 Αντίθετα οι άπνοιες ή οι ασθενείς άνεµοι ευνοούν την ανάπτυξη δυσµενών συνθηκών ρύπανσης, ιδιαίτερα αν υφίσταται και κατάλληλη ατµοσφαιρική ευστάθεια. Σε περιπτώσεις αυτού του είδους υπάρχει απουσία οριζόντιας βαροβαθµίδας, που ευνοεί την εκδήλωση τοπικών συστηµάτων ανέµου. Τα συστήµατα αυτά, όπως προαναφέρθηκε, χαρακτηρίζονται από τη µικρή ταχύτητα πνοής του αέρα, την κλειστή κυκλοφορία αυτού και την αντιστροφή του κύκλου κυκλοφορίας του αέρα µέσα στο 24ωρο. Εποµένως τα συστήµατα αυτά δεν είναι σε θέση να αποµακρύνουν τους ρύπους από την περιοχή, γιατί στην ουσία υπάρχει µία παλινδροµική κίνηση του µολυσµένου αέρα, ο οποίος αντικαθίσταται µε πολύ µεγάλη βραδύτητα από καθαρό αέρα. Μία πολύ χαρακτηριστική περίπτωση έλλειψης οριζόντιας βαρο-βαθµίδας είναι αυτή που εκδηλώνεται στις παράκτιες περιοχές µε τη µορφή της θαλάσσιας αύρας (ή λιµνιαίας). Όπως είναι γνωστό, από αυτά που µνηµονεύτηκαν πιο πάνω, στις θαλάσσιες αύρες ο αέρας εισχωρεί αρκετά χιλιόµετρα µέσα στην ενδοχώρα, πριν ανυψωθεί και αρχίσει να επιστρέφει προς τη θάλασσα. Εάν ο γενικός άνεµος, ο οποίος πνέει ψηλότερα κατευθύνεται προς τη θάλασσα, τότε δηµιουργείται µια περιοχή στασιµότητας που ευνοεί τη συγκέντρωση των ρύπων γιατί ενισχύεται ο κλειστός δακτύλιος κυκλοφορίας της αύρας. Εάν υπάρχουν πηγές εκποµπής ρύπων στην περιοχή είναι φανερό ότι θα υπάρξει έντονη συγκέντρωση ρύπων ιδιαίτερα δε στα σηµεία όπου συγκλίνουν τα αέρια ρεύµατα
Ο ρόλος της τοπογραφίας στη διασπορά των ρύπων
Ο ρόλος του ανάγλυφου ως ρυθµιστικού παράγοντα της ρύπανσης του αέρα συνίσταται κυρίως στο ότι διαµορφώνει τα πεδία της ατµοσφαιρικής ροής. Οι ορεινές εξάρσεις και οι κοιλάδες διαδραµατίζουν σηµαντικό ρόλο στο βαθµό ρύπανσης µιας περιοχής. Έτσι π.χ. η παρεµβολή ενός λόφου στην πορεία της ριπιδοειδούς δέσµης των ρύπων , θα εξαναγκάσει τους ρύπους να έλθουν σε επαφή µε τις πλαγιές του λόφου, καθιστάµενοι άκρως επικίνδυνοι στα σηµεία αυτά. Το ίδιο µπορεί να συµβεί -κατά τη διάρκεια της νύχτας και µε συνθήκες ευστάθειας- αν η ρυπογόνος αυτή δέσµη, µετά από αρκετά µεγάλη διαδροµή, συναντήσει το αστικό θερµικό λοφίο.
Αντίθετα αν η ορεινή έξαρση ή κοιλάδα ευρίσκεται προς την πλευρά της πόλης από όπου έχουµε την µεγαλύτερη συχνότητα ανέµων, τότε ο ρόλος των εµποδίων αυτών ασκεί, υπό προϋποθέσεις, ευνοϊκές επιπτώσεις στην απορρύπανση της περιοχής. Η επίδραση του ανάγλυφου αυτού στο πεδίο της ροής του ανέµου εκδηλώνεται µε τη πύκνωση των ρευµατογραµµών, η οποία και οδηγεί στην αύξηση της ταχύτητας της ροής του αέρα αµέσως µετά το στάδιο της πύκνωσης (φαινόµενο Bernoulli). Μια τέτοια ακριβώς συνθήκη αποτελεί ο αναφερθείς ήδη τοπικός άνεµος της Θεσσαλονίκης, ο Βαρδάρης, που πνέει από τα Β∆. Στην περίπτωση αυτή ο αέρας καναλίζεται µέσα στην κοιλάδα του Αξιού, όπου εξερχόµενος αποκτά µεγάλες ταχύτητες και απορρυπαίνει την ατµόσφαιρα της Θεσσαλονίκης. Το ίδιο φαινόµενο παρατηρείται και όταν ο άνεµος υπερπηδήσει τον παρεµβαλλόµενο ορεινό φραγµό. Αν οι ρυπογόνες πηγές ή οι αστικές περιοχές ευρίσκονται στη βάση µιας κοιλάδας, τότε ο µορφολογικός παράγοντας κατά κανόνα ενεργεί αυξητικά στην ατµοσφαιρική 124 ρύπανση. Γνωρίζουµε το µηχανισµό της δηµιουργίας θυλάκων παγετού στους πυθµένες των κοιλάδων. Εάν λοιπόν µέσα στην κοιλάδα, όπου λειτουργούν πηγές ρύπανσης, δεν υπάρχει αναστροφή της θερµοκρασίας οι ρύποι θα ανέλθουν ψηλά και θα αποµακρυνθούν από τους γενικούς ανέµους
 Αντίθετα αν υπάρχει αναστροφή της θερµοκρασίας οι καπνοί εγκλωβίζονται από το στρώµα της αναστροφής και παραµένουν µέσα στην κοιλάδα
 Παράλληλα,στην κοιλάδα λειτουργεί ο µηχανισµός της αύρας και των αναβατών και κατεβατών ανέµων, ο οποίος και παρασύρει τους ρύπους προς ορισµένες θέσεις την ηµέρα και προς άλλες τη νύχτα. Οι συγκεντρώσεις των ρύπων στις κοιλάδες γίνονται ακόµη πιο έντονες, όταν ο γενικός άνεµος πνέει προς την κορυφή της κοιλάδας αποκόπτοντας µε τον τρόπο αυτό την οδό διαφυγής των ρύπων

O κύκλος του νερού — γνωστός και ως υδρολογικός κύκλος — είναι η συνεχής ανακύκλωση του νερού της Γης μέσα στην υδρόσφαιρα και στην ατμόσ...