Εμφάνιση αναρτήσεων με ετικέτα κλιματολογία. Εμφάνιση όλων των αναρτήσεων
Εμφάνιση αναρτήσεων με ετικέτα κλιματολογία. Εμφάνιση όλων των αναρτήσεων

Σάββατο, 18 Μαρτίου 2017

Κλίµατα που ελέγχονται κυρίως από το υψόµετρο

Τα ορεινά κλίµατα
Η µεταβολή των κλιµατικών παραµέτρων είναι πολύ ταχύτερη κατά την κατακόρυφη έννοια παρά κατά την οριζόντια, έτσι για παράδειγµα µια η µεταβολή της θερµοκρασίας που παρατηρείται αν κινηθεί κανείς κατακόρυφα κατά 1000 µέτρα µέσα στην ατµόσφαιρα αντιστοιχεί µε αυτή που σηµειώνεται σε µια οριζόντια µετακίνηση κατά 1000 χιλιόµετρα κατά µήκος ενός µεσηµβρινού.
 Από το παράδειγµα αυτό είναι εύκολο να φανταστεί κανείς πόσο σηµαντικό ρόλο στη διαµόρφωση του κλίµατος διαδραµατίζει το υψόµετρο.
Σε κάθε τύπο κλίµατος οι οροσειρές που υπάρχουν στην περιοχή µπορούν να διαµορφώσουν και έναν ιδιαίτερο ορεινό τύπο κλίµατος. Με τον τρόπο αυτό τα ορεινά κλίµατα των πολικών περιοχών θα παρουσιάζουν εντονότερα τα πολικά χαρακτηριστικά, ενώ στις τροπικές ερηµικές περιοχές τα βουνά θα παρουσιάζουν ποικιλίες τροπικού ερηµικού κλίµατος. . Οι χαµηλές θερµοκρασίες που επικρατούν δεν µπορούν από µόνες 154 τους να χαρακτηρίσουν τον ορεινό τύπο του κλίµατος, αλλά στην διαµόρφωση του διαδραµατίζει σηµαντικό ρόλο το γεωγραφικό πλάτος, το µήκος του φωτεινού τµήµατος της ηµέρας για κάθε εποχή του έτους, το ίδιο το υψόµετρο, η βλάστηση, ο προσανατολισµός και η µορφολογία του τόπου.
 Έτσι π.χ. σε µια περιοχή όπου στα πεδινά επικρατεί ένας ορισµένος τύπος κλίµατος π.χ. Csa δεν είναι δυνατόν στις οροσειρές όπου τα θερµοκρασιακά και βροχοµετρικά χαρακτηριστικά έχουν µεταβληθεί να αναζητηθεί ένας ψυχρότερος τύπος π.χ. Dfa. Ο τύπος αυτός θα έχει ιδιαίτερα χαρακτηριστικά σχετικά µε το Csa, αλλά δεν µπορεί να χαρακτηριστεί απόλυτα και γι΄ αυτό θα χαρακτηριστεί σαν ορεινός τύπος.
 Οι περιοχές που κυριαρχούνται από ορεινούς τύπους κλιµάτων βρίσκονται σε υψόµετρα µεγαλύτερα των 1500 µέτρων και οι κυριότερες από αυτές είναι οι Ευρωπαϊκές Άλπεις, τα Ιµαλάια, το Θιβέτ, τα Βραχώδη όρη και οι Άνδεις στην Αµερικανική ήπειρο.
 Τα ποσά της βροχής επηρεάζονται σηµαντικά από το υψόµετρο, ενώ τα προσήνεµα δέχονται πολύ µεγαλύτερα ποσά από τα υπήνεµα. Η γραµµή των αιώνιων χιονιών καθορίζεται από τον προσανατολισµό, από την κλίση του εδάφους και από το χρόνο έκθεσης στις ηλιακές ακτίνες και τους ανέµους.
 Η γραµµή των αιώνιων χιονών βρίσκεται ψηλότερα στις βορινές κλιτύες και χαµηλότερα στις µεσηµβρινές. Οι ορεινοί φραγµοί αποκόπτουν τη ροή των αερίων µαζών και δηµιουργούν µέσα στις κοιλάδες τους τοπικά συστήµατα ανέµων µε διαφορετικές διευθύνσεις από αυτές που επιβάλλει η βαροβαθµίδα.
Στα µέσα και χαµηλά γεωγραφικά πλάτη το ορεινό κλίµα είναι υγιεινό και επιζητείται κυρίως κατά το καλοκαίρι, ενώ σε µεγαλύτερα υψόµετρα ή µεγαλύτερα πλάτη ευνοεί την ανάπτυξη του χειµερινού τουρισµού. 

Κλίµατα που κυριαρχούνται από Πολικές και Αρκτικές Αέριες Μάζες

 Κλίµατα Τάιγκας (Dfc) 
Η έννοια Τάιγκα, αναφέρεται στη συνεχή ζώνη κωνοφόρων δέντρων που εκτείνεται στο βόρειο άκρο της Ευρώπης, της Ασίας και της Αµερικής, βόρεια των υγρών ηπειρωτικών κλιµάτων. Η ζώνη αυτή των κωνοφόρων της Ελάτης και των λίγων πλατύφυλλων και τα ΝΑ τµήµατα αυτής χαρακτηρίζονται από ίδιο τύπο κλίµατος που κυριαρχεί στις παραπάνω περιοχές
Το κλίµα της Τάιγκας σχεδόν για όλο το χρόνο ελέγχεται από cP αέριες µάζες. Που δίδουν ψυχρό και ξηρό κλίµα µε µεγάλα ΕΘΕ. Η χειµερινή περίοδος διαρκεί πολλούς µήνες. Οι µέσες µηνιαίες θερµοκρασίες για διαστήµατα 6 - 8 µηνών είναι αρνητικές και σε αρκετούς σταθµούς για τέσσερις συνεχείς µήνες είναι µικρότερες των -18.0 ° C. Υπάρχει αίθριος καιρός εξαιτίας των αντικυκλωνικών συνθηκών και γι’ αυτό κατά τις χειµωνιάτικες ηµέρες και οι µέγιστες θερµοκρασίες είναι αρνητικές. Οι απόλυτες ελάχιστες θερµοκρασίες είναι πολύ χαµηλές και φθάνουν τους -68° C στην ανατολική Σιβηρία όσο και στη Βόρεια Αµερική (-63° C) ή και χαµηλότερα, που αποτελούν ενδεικτικά στοιχεία της τραχύτητας του χειµώνα στα κλίµατα Τάιγκας. Το θέρος είναι βραχύ µε θερµοκρασίες του θερµότερου µήνα να υπερβαίνουν τους 10° C και σε µερικούς τόπους να φθάνουν και τους 20° C, γεγονός που συντελεί στην αύξηση του ΕΘΕ, το οποίο σε πολλούς ηπειρωτικούς σταθµούς υπερβαίνει τους 60° C. Η περίοδος που είναι ελεύθερη από παγετούς περιορίζεται στις 60 - 90 ηµέρες. Μερικές καλλιέργειες που αντέχουν σε χαµηλές θερµοκρασίες προλαβαίνουν να ωριµάσουν τους καρπούς τους στη σύντοµη θερινή περίοδο, εξαιτίας της µεγάλης διάρκειας της ηµέρας και της ηλιοφάνειας στις περιοχές αυτές . Οι βροχοπτώσεις είναι περίπου 500 mm στα ηπειρωτικά µε σαφές µέγιστο το θέρος. Στα παραθαλάσσια αυτές είναι περισσότερες αλλά δεν υπάρχει σαφές µέγιστο. Οι βροχές δεν καλύπτουν τις ανάγκες των φυτών και γι’ αυτό οι κάτοικοι καταφεύγουν στην άρδευση. Τα χιόνα διαρκούν πολλούς µήνες και οµίχλες χιονοσκεπούς εδάφους είναι συχνές.
 Κλίµατα Τούντρας (Dfd, Dwd) Με τον όρο τούντρα χαρακτηρίζεται η άδεντρη πεδινή περιοχή που βρίσκεται προς την πολική πλευρά του ορίου των δασών, δηλαδή βορειότερα της ζώνης της Τάιγκας. Οι βλάστηση αποτελείται από βούρλα, βρύα, λειχήνες και χαµηλούς θάµνους. Το κλίµα που χαρακτηρίζει αυτή τη ζώνη είναι ταυτόσηµο µε την περιοχή αυτή. Τα κλίµατα της Τούντρας διαµορφώνονται από cP και cA αέριες µάζες και καταλαµβάνουν τις αρκτικές ακτές της Β. Αµερικής, της Ευρασίας και όλα τα νησιά της βόρειας αυτής περιοχής, τα παράλια της Γροιλανδίας ( εκτός των βορείων) και τη Βόρειο Ισλανδία
Ένα πολύ χαρακτηριστικό στοιχείο των κλιµάτων αυτών είναι η διαχωριστική γραµµή πάγων και νερού κατά µήκος της οποίας εκδηλώνονται έντονες ατµοσφαιρικές διαταραχές. Παρατηρούνται πολύ µεγάλα ΕΘΕ, ενώ η µέση ετήσια θερµοκρασία είναι αρνητική. Έξι µέχρι 10 µήνες η θερµοκρασία είναι µικρότερη του µηδενός, ενώ οι απόλυτες ελάχιστες κυµαίνονται ανάµεσα στους 50 και 60 ° C. ∆ύο µέχρι έξι µήνες έχουν µέσες θερµοκρασίες µεταξύ 0 και 10 ° C. Τα απόλυτα µέγιστα σπάνια υπερβαίνουν τους 25 ° C , ενώ συνήθως κυµαίνονται µεταξύ 15 και 20 ° C. Οι βροχοπτώσεις; κυµαίνονται από 200 έως 400 mm σε µέση ετήσια τιµή, ενώ στις προσήνεµες θαλάσσιες περιοχές της Αλάσκας και της Γροιλανδίας φθάνει και τα 1200 mm. Είναι ευνόητο ότι αυτές εµφανίζονται κυρίως µε τη µορφή χιονιού, το οποίο παρασύρεται από τους ισχυρούς ανέµους. Οι υφέσεις έχουν µεγάλη συχνότητα την Άνοιξη, γιατί τότε εντείνεται η µεσηµβρινή κυκλοφορία και το Φθινόπωρο όπου οι θερµοκρασιακές αντιθέσεις ξηράς - θάλασσας είναι πολύ µεγάλες. Γι’ αυτό και πολλοί σταθµοί, κυρίως οι ξηροί, παρουσιάζουν τα µέγιστα τους τέλος καλοκαιριού αρχές φθινοπώρου.
Πολικά κλίµατα
Ο τύπος αυτός επικρατεί στον Αρκτικό ωκεανό, τη Γροιλανδία και την Ανταρκτική. Το κύριο χαρακτηριστικό του κλίµατος αυτού είναι ότι όλοι οι µήνες έχουν µέσες θερµοκρασίες µικρότερες του µηδενός και ότι απουσιάζει η βλάστηση τελείως, ενώ επικρατεί µόνιµη παγοκάλυψη. 152 Οι πολύ χαµηλές θερµοκρασίες που επικρατούν επάνω από τις παγωµένες εκτάσεις των πόλων ψύχουν έντονα τον υπερκείµενο αέρα και δηµιουργούν κέντρα υψηλών πιέσεων. Τα συστήµατα αυτά δεν είναι όµως πολύ ισχυρά και οι υφέσεις µπορούν να εισβάλλουν στην περιοχή και στην επιφάνεια και καθ’ ύψος. Ακόµη και όταν, κατά το χειµώνα, οι ζώνες των υψηλών πιέσεων φαίνεται να σχηµατίζουν καταστάσεις εµποδισµού της ροής επάνω από τη Βόρεια Γροιλανδία, τον Αρκτικό Ωκεανό και την Κεντρική και Ανατολική Σιβηρία, όλη αυτή η περιοχή κυριαρχείται καθ’ ύψος από µια κυκλωνική δυτική ατµοσφαιρική κυκλοφορία γιατί οι αντικυκλώνες που υπάρχουν είναι πολύ ρηχοί εξαιτίας της θερµικής τους προέλευσης. Στις περιοχές αυτές δηµιουργούνται οι Αρκτικές αέριες µάζες  οι οποίες ευθύνονται για την υφεσιακή δραστηριότητα στα όρια των πάγων και της θάλασσας, ενώ η δράση τους επεκτείνεται και σε πολύ χαµηλότερα γεωγραφικά πλάτη κατά τη διάρκεια του χειµώνα. Εξάλλου είναι γνωστό ότι οι πάγοι είναι ένας σηµαντικός παράγοντας για τη διαµόρφωση των κλιµάτων στη Γη.
Οι χαµηλότερες θερµοκρασίες στη Γη σηµειώνονται σε περιοχές που κυριαρχούνται από πολικά κλίµατα. Στο βόρειο ηµισφαίριο, όπου η πολική περιοχή είναι ο αρκτικός ωκεανός είναι λογικό να µη σηµειώνονται εκεί οι χαµηλότερες θερµοκρασίες, αλλά λίγο νοτιότερα στις εκτεταµένες παγωµένες ξηρές. Η χαµηλότερη θερµοκρασία για το βόρειο ηµισφαίριο έχει καταγραφεί στη Γροιλανδία και είναι ίση µε -70° C, αλλά και τα απόλυτα ελάχιστα που καταγράφονται στην ανατολική Σιβηρία ελάχιστα διαφέρουν από τις τιµές αυτές. Οι εκτεταµένες περιοχές της ΒΑ Σιβηρίας, η Αλάσκα και το αρχιπέλαγος του Καναδά αποτελούν τις ψυχρότερες περιοχές του Βορείου Ηµισφαιρίου. Εκεί οι µέσες θερµοκρασίες του ψυχρότερου µήνα (συνήθως Φεβρουάριου) είναι µικρότερη των -33° C.
Οι θερµοκρασίες στο νότιο ηµισφαίριο είναι πολύ χαµηλότερες. Οι µέσες θερµοκρασίες του ψυχρότερου µήνα, τον Ιούλιο, στη δυτική Ανταρκτική κυµαίνονται από -30 έως -45° C, ενώ στην ανατολική, που είναι πιο ψυχρή αυτές κυµαίνονται ανάµεσα στους -40 έως και -72° C.
Οι χαµηλότερες θερµοκρασίες του πλανήτη έχουν µετρηθεί στην Ανταρκτική και η απόλυτα Μικρότερη τιµή είναι αυτή των -94° C, που σηµειώθηκε το 1965 στο σταθµό της Νορβηγικής αποστολής. ΝΑ άλλο ρεκόρ ψύχους που έχει καταγραφεί στο σταθµό της Αµερικάνικης αποστολής είναι ότι για περισσότερες από 150 συνεχείς ηµέρες η θερµοκρασία ήταν µικρότερη των -40° C. Κατά τη διάρκεια της πολικής νύχτας η υφεσιακή δράση και στους δύο πόλους γίνεται εντονότερη εξαιτίας της µεγάλης διαφοράς θερµοκρασίας που αναπτύσσεται 153 ανάµεσα στο νερό και τον πάγο. Οι υφέσεις αυτές µεταφέρουν θερµές σχετικά αέριες µάζες προς τις πολικές περιοχές και εµποδίζουν τη µεγάλη πτώση της θερµοκρασίας.
Περί τα τέλη της πολικής νύχτας, η υφεσιακή δραστηριότητα γίνεται ασθενέστερη, ο µηχανισµός σταθεροποίησης της θερµοκρασίας δεν λειτουργεί και η γραµµή των πάγων έχει επεκταθεί περισσότερο σε χαµηλότερα πλάτη. Οι δύσκολες καιρικές συνθήκες και οι πολύ ισχυροί άνεµοι δεν επιτρέπουν τη συστηµατική µέτρηση των χιονοπτώσεων στις πολικές περιοχές. Αυτές συνήθως εκτιµώνται έµµεσα από το πάχος του χιονοστρώµατος. Το πάχος του χιονοστρώµατος σε µέση ετήσια βάση προσδιορίζεται στα 50 έως 500 mm καθώς µεταβαίνουµε από το κέντρο της Ανταρκτικής προς την ακτή. Η έντονη θερµική ακτινοβολία δηµιουργεί ένα λεπτό αλλά πολύ πυκνό στρώµα παγωµένου αέρα που προκαλεί κατεβατούς ανέµους ή ανέµους βαρύτητας µε µεγάλες ταχύτητες, που παρασύρουν το παγωµένο χιόνι και σχηµατίζουν θίνες χιονιού. Οι άνεµοι αυτοί είναι πολύ ισχυροί στα κράσπεδα των πολικών περιοχών. Η µεγαλύτερη ταχύτητα ανέµου που έχει καταγραφεί στην επιφάνεια της Γης ίση µε 320 Km/h, µετρήθηκε στο ακρωτήριο Denison της Ανταρκτικής. 

Κλίµατα που κυριαρχούνται από Τροπικές και Πολικές Αέριες Μάζες

Κλίµατα ξηρού θέρους, υποτροπικά ή Μεσογειακά (Cs).
Είναι µεταβατικά κλίµατα που γεωγραφικά τοποθετηµένα ανάµεσα στην τροπική και την εύκρατη ζώνη. Η γεωγραφική τους κατανοµή περιορίζεται σε ορισµένα µικρά τµήµατα των ηπείρων, όπως είναι η λεκάνη της Μεσογείου, από όπου έχουν πάρει και το όνοµα τους (Μεσογειακά), η κεντρική Καλιφόρνια και κεντρική Χιλή, το Νότιο άκρο της Αφρικής, η Ν∆ Αυστραλία και τµήµα της Ν. Αυστραλίας
Τα χαρακτηριστικά του Μεσογειακού κλίµατος είναι το ξηρό και θερµό θέρος και τους ήπιους και βροχερούς χειµώνες, ενώ κάποιοι από αυτούς είναι αρκετά δριµείς.
Το θερινό ξηρό κλίµα οφείλεται στην µετατόπιση προς τα βόρεια της υποτροπικής αντικυκλωνικής ράχης, που καλύπτει τη Μεσόγειο καθύψος. Οι αέριες µάζες που ελέγχουν την περιοχή κατά το θέρος είναι Πολικές και Τροπικές και εναλλάσσονται διαδοχικά προκαλώντας µεταβολές στον καιρό. Η ανατολική Μεσόγειος κυριαρχείται από το χαµηλό του Πακιστάν, το οποίο εκτείνεται την περίοδο αυτή προς τα δυτικά. Η παρουσία αυτού συντελεί στην εµφάνιση των ετησίων ανέµων (µελτέµια) οι οποίοι και ελέγχουν το κλίµα του Αιγαίου κατά το θέρος. Το χειµώνα µε τη µετατόπιση της ατµοσφαιρικής κυκλοφορίας προς νότον, η περιοχή ελέγχεται από το πολικό µέτωπο. Υπάρχει έντονη υφεσιακή δράση και κυριαρχούν οι Πολικές αέριες µάζες. Στη Μεσόγειο η ατµοσφαιρική κυκλοφορία κατά το χειµώνα αλλάζει µεταξύ της ζωνικής (συνήθως καλοκαιρία) και της µεσηµβρινής, που συνήθως προκαλεί βροχοπτώσεις.
 Η Άνοιξη είναι ασταθής και αποτελεί στην ουσία µια µεταβατική περιοχή, όπου εµφανίζεται σειρά ηµερών µε χειµερινά χαρακτηριστικά για να ακολουθήσουν ηµέρες µε θερινά χαρακτηριστικά κ.ο.κ. Το Φθινόπωρο έχει συνήθως µικρή χρονική διάρκεια µε απότοµη µετάβαση προς το Χειµώνα. Τα παράλια παρουσιάζουν µεγαλύτερες χειµερινές θερµοκρασίες και µικρότερες θερινές. Τα θερινά θερµοκρασιακά µέγιστα στην ενδοχώρα µπορεί να φτάσουν και τους 45° C, ενώ τα χειµερινά ελάχιστα να κατέλθουν µέχρι και τους -30 ° C, θυµίζοντας ηπειρωτικά κλίµατα.
¨Ένα κύριο χαρακτηριστικό των µεσογειακών κλιµάτων είναι ο παγετός , που οφείλεται συνήθως στη νυχτερινή ακτινοβολία και προκαλεί καταστροφές στις ευπαθείς καλλιέργειες, όπως είναι τα εσπεριδοειδή. Μεγαλύτερες καταστροφές στις καλλιέργειες προκαλούνται από την εισβολή πολύ ψυχρών αερίων µαζών που προέρχονται από την πολική περιοχή. Οι βροχοπτώσεις στα Μεσογειακά κλίµατα παρουσιάζουν µεγάλες διακυµάνσεις. Γενικά το ετήσιο βροχοµετρικό ύψος κυµαίνεται από 350 - 1000 mm. Υπάρχουν όµως περιοχές που δέχονται πολύ µικρότερα ποσά βροχής, όπως συµβαίνει στη Moulοya του Μαρόκου όπου το ετήσιο ύψος είναι 200 mm, αλλά και περιοχές που δέχονται πολύ µεγάλα ποσά, όπως συµβαίνει στο Kotor της Κροατίας, όπου έχουµε 5000 mm.
Η βροχόπτωση στη Μεσόγειο ελαττώνεται από τα βόρεια προς τα νότια., ενώ οι προσήνεµες πλευρές δέχονται πολύ µεγαλύτερα ποσά βροχής.
 Στην Ελλάδα η οποία χαρακτηρίζεται για την κυριαρχία του Μεσογειακού τύπου κλίµατος, η βροχή στις ορεινές περιοχές υπερβαίνει τα 2000 mm ( αν και δεν υπάρχουν λεπτοµερή στοιχεία) ενώ στις Κυκλάδες φθάνει µόνο τα 350 mm. Στα νοτιότερα τα η ξηρή περίοδος διαρκεί πολύ περισσότερο, ενώ βορειότερα αυτή διακόπτεται από βροχές καταιγίδων οι οποίες οφείλονται στην ατµοσφαιρική αστάθεια που επικρατεί. Οι χειµερινές βροχές σχετίζονται µε τη δράση του πολικού µετώπου και τις κινήσεις των υφέσεων που κινούνται σε διάφορες τροχιές και δίνουν σηµαντικά ή µικρότερα ποσά βροχής ανάλογα µε την τροχιά της ύφεσης.
Επειδή η συµπεριφορά της Μεσογείου δεν είναι κλιµατικά οµοιόµορφη το Μεσογειακό κλίµα χωρίζεται κατά De Martone σε 4 υποτύπους:
(1) Ωκεάνιο ή Πορτογαλικό. Χαρακτηρίζεται από ήπιους χειµώνες, δροσερά καλοκαίρια και µικρό θερµοµετρικό εύρος. Η θερινή ξηρασία γίνεται εντονότερη από τα δυτικά προς τα ανατολικά. Τα µέγιστα της βροχής σηµειώνονται στο τέλος του Φθινοπώρου ή αρχές Χειµώνα. Εµφανίζεται στην Πορτογαλία, το Μαρόκο, την Αλγερία, την Τυνησία και στα νησιά του κεντρικού ανατολικού Ατλαντικού. Παραπλήσιο κλίµα έχουν ορισµένες ακτές της Ισπανίας, της δυτικής Ιταλίας και του Ιονίου πελάγους.
(2) Ελληνικό ή ηπειρωτικό. Έχει µεγαλύτερα ΗΘΕ και ΕΘΕ, καθώς και µεγαλύτερη θερινή ξηρασία από τον προηγούµενο τύπο. Το µέγιστο της βροχόπτωσης σηµειώνεται κυρίως το δίµηνο ∆εκεµβρίου- Ιανουαρίου. Ελέγχει το εσωτερικό της ελληνικής χερσονήσου, τις ανατολικές ακτές της Ελλάδας και τις δυτικές ακτές της Μ. Ασίας.
(3) Συριακό. Είναι ένας µεταβατικός τύπος ανάµεσα στο Ελληνικό και το Ερηµικό. Έχει παρατεταµένη θερινή ξηρασία, µικρή σχετικά χειµερινή βροχόπτωση και µεγάλα ΗΘΕ και ΕΘΕ. Εµφανίζεται στη Συρία, το Λίβανο, την Αλγερία και το εσωτερικό της Μ. Ασίας.
 (4) Ετησίων ανέµων. Οι ετησίες άνεµοι, δηλαδή τα µελτέµια, που πνέουν στο Αιγαίο κατά το θέρος, διαµορφώνουν αυτόν τον ιδιαίτερο χαρακτήρα του Μεσογειακού κλίµατος κατά µήκος του Αιγαίου. Ο τύπος αυτός χαρακτηρίζεται από ήπιους χειµώνες, σχεδόν δροσερά καλοκαίρια, µέτριες ή χαµηλές βροχοπτώσεις, µεγάλη διάρκεια [πραγµατικής θερινής ξηρασίας και ισχυρούς ανέµους βορείου τοµέα σε µεγάλη συχνότητα.
 Θαλάσσια Επικρατούν στις δυτικές κυρίως ακτές των ηπείρων και σε ορισµένα νησιά των µέσων και µεγαλύτερων σχετικά πλατών, όπως είναι οι δυτικές ακτές της Β. Αµερικής στα πλάτη 40 -60 °, οι ακτές της ∆. Ευρώπης , από τον 42 µέχρι τον 65 παράλληλο κύκλο, µεγάλο τµήµα των ακτών της Χιλής, η ΝΑ Αυστραλία και η Ν. Ζηλανδία.
 Σε όλες τις περιοχές αυτές εκτός της Ευρώπης, οι τύποι αυτοί περιορίζονται σε στενές παράλιες ζώνες κατά µήκος των ακτών.
Οι αέριες µάζες; που επισκέπτονται τις περιοχές αυτές έχουν θαλάσσια προέλευση, πολική ή τροπική. ∆ηλαδή είναι υγρές, συχνά ασταθείς , ήπιες κατά το χειµώνα και δροσερές το θέρος, µε αποτέλεσµα µικρό ΕΘΕ, που αποτελεί και ένα από τα βασικά χαρακτηριστικά του τύπου αυτού. Η υφεσιακή δράση είναι έντονη κατά το χειµώνα, ενώ οι ψυχρές εισβολές είναι σύντοµες και όχι ουσιαστικές. Έτσι τα κύµατα ψύχους έχουν µικρή διάρκεια και είναι ασθενή. Έτσι, στο Bergen της Νορβηγίας, η χαµηλότερη θερµοκρασία είναι -16 ° C, ενώ πολύ νοτιότερα στον κάµπο της Θεσσαλονίκης είναι -25 ° C.
Οι άνεµοι είναι ισχυροί και συχνοί ιδιαίτερα κατά το Χειµώνα και διαρκούν πολλές συνεχείς ηµέρες, προκαλώντας δυσάρεστα συναισθήµατα στους κατοίκους των περιοχών αυτών. Οι µέσες θερµοκρασίες του θερµότερου µήνα κυµαίνονται µεταξύ 15 και 20 ° C, αλλά, µε την εισβολή θερµών ηπειρωτικών µαζών, τα απόλυτα µέγιστα µπορεί να φθάσουν και τους 38° C. Ο ψυχρότερος µήνας (Φεβρουάριος) παρουσιάζει µέσες 148 θερµοκρασίες µεγαλύτερες των 0 ° C, ενώ ελάχιστες αρνητικές θερµοκρασίες δεν είναι συχνές. Τα ΗΘΕ είναι µικρά και η ετήσια θερµοκρασία είναι µικρότερη των 13 ° C.
Η βροχόπτωση στα µικρότερα γεωγραφικά πλάτη έχει το χαρακτήρα των µεσογειακών βροχοπτώσεων, δηλαδή είναι σχετικά χαµηλή µε θερινή ξηρασία. Με την αύξηση όµως του πλάτους η βροχή αυξάνεται και το θερινό ελάχιστο εξαφανίζεται. Αυτή παρουσιάζει απλή ετήσια κύµανση κυµαίνεται από 500 µέχρι 4500 mm κατά µέσο όρο ετησίως. Τα κλίµατα αυτά χαρακτηρίζονται από το µεγάλο αριθµό βροχερών ηµερών ετησίως, αλλά και από µεγάλες ακολουθίες ηµερών βροχής. Ο ουρανός είναι συχνά νεφοσκεπής µε ασθενείς βροχές και η υγρασία είναι υψηλή. Το χιόνι δεν παραµένει πολύ στο έδαφος, ενώ η δράση των καταιγίδων είναι περιορισµένη. Η ηλιοφάνεια κατά το χειµώνα είναι σπάνια.
Οι συχνές οµίχλες µεταφοράς αποτελούν ένα ακόµη χαρακτηριστικό των κλιµάτων αυτών , δεν είναι σηµαντικά πυκνές, αλλά µπορεί να επιµένουν για πολλές ηµέρες προκαλώντας δυσµενείς συνθήκες για τους κατοίκους ιδιαίτερα των βιοµηχανικών πόλεων.
Ο τύπος αυτός βρίσκει την απόλυτη έκφραση του στις ακτές της δυτικής Ευρώπης, όπου η θαλάσσια επίδραση είναι πολύ ουσιαστική όχι µόνο στα παράλια αλλά και βαθιά στην πεδινή ενδοχώρα όπου θαλάσσιες θερµές µάζες µεταφέρουν τα α χαρακτηριστικά του Ατλαντικού που αποκτά από το θερµό θαλάσσιο ρεύµα του Κόλπου. V.3.7. Υγρά ηπειρωτικά κλίµατα Χαρακτηρίζονται από µεγάλα ετήσια θερµοµετρικά εύρη και από διακριτό θερινό µέγιστο βροχοπτώσεων. Επικρατούν στις κεντρικές περιοχές των µεγάλων ηπείρων του Β. Ηµισφαιρίου µεταξύ των πλατών 35 και 60 ° .
Οι βροχές παρουσιάζουν θερινό µέγιστο, που οφείλεται σε βροχές αστάθειας λόγω της υπερθέρµανσης των υγρών αερίων µαζών από το θερµό έδαφος και την ύπαρξη ψυχρού αέρα ψηλότερα.
Ανάλογα µε το γεωγραφικό πλάτος που παρατηρούνται αυτά διακρίνονται σε δύο κατηγορίες.
Η πρώτη κατηγορία που καταλαµβάνει τις βορειότερες περιοχές έχει µεγάλα ΕΘΕ, ψυχρούς χειµώνες, δροσερά καλοκαίρια, µικρά σχετικά µέσα ετήσια βροχοµετρικά ύψη και περίοδο ελεύθερη από παγετούς µικρότερη των 150 ηµερών.
Η δεύτερη κατηγορία έχει θερµό θέρος και µεγαλύτερη περίοδο ανάπτυξης των φυτών.
 (1) Ηπειρωτικά υγρά κλίµατα µε δροσερό θέρος. (Dfb). Εµφανίζεται  σε περιοχές της Β. Αµερικής, από την Αλµπέρτα µέχρι τον Ατλαντικό, στην Ευρώπη περιλαµβάνει τη Ν. Σκανδιναβία, την Πολωνία και την Τσεχοσλοβακία και σαν σφήνα προχωρεί στην Ασία, στη Σιβηρία. Ο καιρός ελέγχεται από πολικές αέριες µάζες, κυρίως ηπειρωτικές, ενώ το θέρος εισβάλουν και θαλάσσιες, ενώ πολύ σπάνια να εµφανιστούν θαλάσσιες τροπικές. Ο χειµώνας είναι πολύ ψυχρός και το καλοκαίρι δροσερό. Η Μόσχα, που ανήκει στον τύπο αυτό, έχει µέση θερµοκρασία τον Ιανουάριο ίση µε -9.9 ° C και τον Ιούλιο 19.0° C. Τα ετήσια θερµοµετρικά εύρη είναι πολύ µεγάλα ενώ οι απόλυτα ελάχιστες θερµοκρασίες είναι της τάξεως των -50 ° C. Η µέση ετήσια βροχόπτωση είναι χαµηλή και κυµαίνεται από 370 - 630 mm. Οι συχνές χειµερινές χιονοπτώσεις και η µεγάλη διάρκεια της χιονοκάλυψης διατηρούν πολύ χαµηλές θερµοκρασίες στις cP αέριες µάζες που κινούνται νοτιότερα.
(2) Ηπειρωτικά υγρά κλίµατα µε θερµό θέρος (Dfa). Αυτά επικρατούν στις αµέσως νοτιότερες περιοχές αλλά παρουσιάζουν πολύ µικρότερη κατά πλάτος έκταση. Στις ΗΠΑ εφάπτονται προς δυσµάς µε τα στεπικά κλίµατα και προς ανατολάς φθάνουν µέχρι τον Ατλαντικό. Στην Ευρώπη καλύπτουν την κοιλάδα του ∆ούναβη, µέρη της Ουγγαρίας, της Γιουγκοσλαβίας, της Ρουµανίας και της Βουλγαρίας (Σχήµα VΙ.3). Στην Ασία εµφανίζονται στη Μαντζουρία, τη ΒΑ Κίνα και την Κορέα. Το κλίµα κατά το χειµώνα διαµορφώνεται από ψυχρές cP µάζες και από εισβολές mP, σχετικά θερµών µαζών. Το θέρος επικρατούν mP, mT και cT αέριες µάζες οι οποίες αυξάνουν τη θερµοκρασία και τη βροχόπτωση. Έτσι ο χειµώνας είναι σχετικά ψυχρός και το καλοκαίρι θερµό και υγρό. Το ΗΘΕ το καλοκαίρι είναι µικρό και συχνά οι νύχτες είναι αρκετά θερµές. Στο Zagreb της Κροατίας π.χ. ο θερµότερος µήνας έχει θερµοκρασία 22.0 ° C και ο ψυχρότερος 0.2 ° C. Η µέση ετήσια βροχόπτωση κυµαίνεται από 500- 1250 mm. ∆εν υπάρχει διακριτή ξηρή περίοδος, ενώ το µέγιστο των βροχών σηµειώνεται αργά την Άνοιξη ή νωρίς το Θέρος. Είναι πολύ συχνές οι καταιγίδες κατά το καλοκαίρι και αυτές συνοδεύονται συνήθως από χαλάζι. Οι χειµερινές βροχές είναι υφεσιακές και η οµίχλη, η µικρή ηλιοφάνεια και το χιονόνερο αποτελούν γνωρίσµατα των κλιµάτων αυτών.

Ερηµικά και Στεπικά Κλίµατα.

Τα ερηµικά ή στεπικά κλίµατα περιλαµβάνουν τα ξηρά και τα ηµίξηρα κλίµατα των τροπικών καθώς και αυτά που συναντώνται στα µέσα γεωγραφικά πλάτη.
 Σε µερικές ερηµικές εκτάσεις η βλάστηση λείπει κυριολεκτικά και τα πετρώµατα θρυµµατίζονται σε λεπτόκοκκη άµµο.
Οι βροχές είναι σπάνιες και συνήθως µικρότερες από 100 mm ετησίως. Η κατανοµή των βροχών είναι ακανόνιστη µέσα στο χρόνο και εκδηλώνονται συνήθως µε µορφή καταιγίδων, οι οποίες µπορεί να δίνουν και αρκετά µεγάλα ποσά, αλλά αυτά σύντοµα υπερβαίνουν την απορροφητική ικανότητα και προκαλούν µεγάλη απορροή.
Οι άνεµοι είναι ισχυροί και δηµιουργούν έντονες αµµοθύελλες. Σε ένα µεγάλο τµήµα των ερηµικών εκτάσεων παρατηρείται µια υποτυπώδης βλάστηση από ξηροφυτικά είδη, µε σαρκώδη κορµό και φύλλα και µε βαθύ ριζικό σύστηµα.
Τα ερηµικά και στεπικά κλίµατα ανάλογα µε τις περιοχές που συναντώνται διακρίνονται σε δύο κατηγορίες:
 (1) Στα Ξηρά (BWh) και Ηµίξηρα Τροπικά Κλίµατα (BSh) . Είναι τα κλίµατα που παρουσιάζουν τις µεγαλύτερες θερµοκρασίες του πλανήτη. Εντοπίζονται στις ζώνες των καθοδικών υποτροπικών κινήσεων σε πλάτη γύρω στις 20 - 25 ° βόρεια και νότια του Ισηµερινού. Ο πρώτος τύπος από αυτά αποτελεί τα τροπικά ξηρά άγονα κλίµατα, ενώ ο δεύτερος τα τροπικά ηµίξηρα-ηµιάγονα κλίµατα. Η καθοδικές κινήσεις διαλύουν τα νέφη, ξηραίνουν τα νέφη, αυξάνουν την ηλιοφάνεια µειώνουν την ατµοσφαιρική υγρασία και ξηραίνουν το έδαφος. Οι κλιµατικοί αυτοί τύποι, επικρατούν σε µεγάλη έκταση στη Σαχάρα, τη Ν∆ Αφρική , την Αυστραλία και ακόµη στο Β∆ Μεξικό, τις Ν∆ ΗΠΑ, στις ακτές του Περού, στην Αραβία και το Πακιστάν. Οι κύριοι ερηµικοί τύποι BWh, κυριαρχούν στις παραπάνω περιοχές και περιβάλλονται βόρεια και νότια από τις µεταβατικές ηµιερηµικές ζώνες BSh. Τα ερηµικά κλίµατα των δυτικών ακτών οφείλονται στην ψυκτική ικανότητα των ψυχρών θαλάσσιων ρευµάτων τα οποία παραπλέουν τις ακτές.
 (2) Ξηρά (BWk) και Ηµίξηρα (BSk) κλίµατα µέσων γεωγραφικών πλατών.
Εδώ οι θερµοκρασίες είναι µικρότερες από την προηγούµενη κατηγορία αφού αυτά εµφανίζονται έξω από τη ζώνη των τροπικών.
 Ο πρώτος από τους τύπους αυτούς χαρακτηρίζει τα ξηρά-άγονα κλίµατα, ενώ ο δεύτερος τα ηµίξηρα-ηµιάγονα κλίµατα των µέσων πλατών. Η δηµιουργία των κλιµάτων αυτών οφείλεται στη µεγάλη απόσταση που βρίσκονται αυτά από τη θάλασσα σε συνδυασµό µε την παρουσία ορεινών φραγµών που αποκόπτουν τη ροή των υγρών ανέµων.
Εποµένως στην κατηγορία αυτή τα αίτια δεν είναι δυναµικά αλλά γεωγραφικά και µηχανικά. Οι τύποι αυτοί  εµφανίζονται ανατολικά των Βραχωδών ορέων των ΗΠΑ και Καναδά, στη Β. Κίνα, στις Νότιες περιοχές της πρώην Σοβιετικής Ένωσης και στη ∆υτική και Νότια Αργεντινή.
 Στις περιοχές παρά τις περιορισµένες βροχοπτώσεις (100 - 200 mm ετησίως) υπάρχει σχετική βλάστηση εξαιτίας της χαµηλότερης θερµοκρασίας και εξατµοδιαπνοής.
 Οι βροχές παρουσιάζουν µεγάλη µεταβλητότητα, σηµειώνονται κατά το χειµώνα και οφείλονται κυρίως σε συσφίγξεις υφέσεων που διαταράσσουν τα χειµερινά βαροµετρικά υψηλά.

Υγρά και Ξηρά Τροπικά Κλίµατα


 Τα υγρά και ξηρά τροπικά κλίµατα που είναι γνωστά σαν κλίµατα τροπικής Σαβάνας, χαρακτηρίζονται από µια εκτεταµένη ξηρή περίοδο που µπορεί να διαρκέσει µέχρι και επτά µήνες. Τα ετήσια ποσά της βροχής παρουσιάζουν µεγάλη µεταβλητότητα από χρόνο σε χρόνο και αυτά είναι µικρότερα από τα αντίστοιχα ποσά των βροχερών και µουσωνικών κλιµάτων κυµαινόµενα µεταξύ 700 και 1500 mm.
Ο τύπος αυτός είναι ο µεταβατικός τύπος ανάµεσα στα τροπικά βροχερά και στα ξηρά ή ηµίξηρα τροπικά κλίµατα. Αυτά επικρατούν στις περιοχές που βρίσκονται ανάµεσα στην ισηµερινή ζώνη και τα υποτροπικά υψηλά συστήµατα πίεσης.
αυτά συναντώνται στο δυτικό τµήµα της Κεντρικής Αµερικής, στο Β∆ τµήµα της Νότιας Αµερικής, στην εσωτερική Βραζιλία, Βολιβία και Παραγουάη. Επίσης συναντώνται στα νότια της Κεντρικής Αφρικής, στη ∆υτική Μαδαγασκάρη, σε τµήµατα της Ινδίας, της ΝΑ Ασίας και της Βόρειας Αυστραλίας.
Κατά τη χειµερινή περίοδο κυριαρχούνται από ξηρές τροπικές αέριες µάζες cT των υποτροπικών αντικυκλώνων, οι οποίες και προκαλούν την ξηρασία στις περιοχές αυτές.
 Κατά τη θερµή περίοδο, που είναι και η περίοδος των βροχών, το κλίµα ελέγχεται από Ισηµερινές αέριες µάζες και από το ενδοτροπικό µέτωπο.
Οι βροχές είναι έντονες και συνοδεύονται από καταιγίδες.
Ο χαρακτηρισµός σαν υγρά και ξηρά κλίµατα οφείλεται στο γεγονός ότι βροχερή περίοδος είναι µεγαλύτερη στις περιοχές που βρίσκονται προς τον Ισηµερινό (υγρά) και µικρότερη σε αυτές που βρίσκονται προς τους τροπικούς (ξηρά).
Οι µέσες µηνιαίες θερµοκρασίες κυµαίνονται από 18 και πέραν των 25° C. Τα ηµερήσια θερµοµετρικά εύρη είναι πολύ µεγάλα, ιδιαίτερα κατά την ξηρή περίοδο, όπου οι θερµοκρασίες µπορούν να κυµανθούν από 10 έως και 45 ° C σε µια ηµέρα. 

Μουσωνικά Τροπικά Κλίµατα

 Ο τύπος αυτός οφείλει το όνοµα του στην πνοή των µουσώνων, δηλαδή ενός εκτεταµένου συστήµατος ανέµων που το καλοκαίρι πνέει από τη θάλασσα προς την ξηρά και το χειµώνα αντιστρέφει σχεδόν τη φορά του.
Ο τύπος αυτός επικρατεί στην Ινδία, τη Βιρµανία, την Ινδονησία, το Βιετνάµ, τις Φιλιππίνες και σε µερικά άλλα σηµεία του πλανήτη.
Η βροχερή περίοδος εκδηλώνεται κατά την περίοδο της πνοής αυτών από την πλευρά της θάλασσας, δηλαδή κατά τη θερµότερη περίοδο του έτους ( συνήθως από Μάιο µέχρι Σεπτέµβριο).
Τα ετήσια βροχοµετρικά ύψη υπερβαίνουν τα 1500 ή και 2000 mm και η µεταβλητότητα είναι σηµαντική από έτος σε έτος.
Η τοπογραφία στη ζώνη δράσης των µουσώνων είναι πολύ σηµαντική αφού µπορεί να αυξήσει τόσο σηµαντικά τις ετήσιες βροχοπτώσεις που αυτές µπορεί να φτάσουν ακόµη και τα 15 µέτρα ύψους.
 Ο Χειµώνας και η Άνοιξη αποτελούν τη µεγάλη περίοδο ξηρασίας η οποία µάλιστα πολύ συχνά δηµιουργεί µεγάλα προβλήµατα στη γεωργική παραγωγή αλλά για στο ανθρώπινο περιβάλλον.
 Το κλίµα των µουσώνων είναι καθοριστικό για τη διατροφή της πολυπληθούς ασιατικής περιοχής όπου κυρίως επικρατεί και οι από έτος σε έτος διακυµάνσεις της βροχόπτωσης καθορίζουν ουσιαστικά την καλλιέργεια του ρυζιού που είναι και η κύρια διατροφή των κατοίκων.
 Η θερµοκρασία παρουσιάζει τα µέγιστα της πριν από την έναρξη των βροχών ή σπανιότερα µετά τη λήξη τους. Οι µηνιαίες τιµές της θερµοκρασίας είναι µεγαλύτερες των 18° C. 

Βροχερά Τροπικά Κλίµατα

Τα κλίµατα αυτά επικρατούν στην τροπική ζώνη, όπου δρα το ενδοτροπικό µέτωπο και συγκλίνουν οι αληγείς άνεµοι.
Σηµειώνονται πολλές βροχοπτώσεις, οι οποίες µάλιστα αυξάνονται όπου υπάρχει έντονη τοπογραφία. Οι περιοχές στις οποίες εκδηλώνονται τα κλίµατα αυτά είναι η περιοχή του Αµαζονίου (Ν. Αµερική), η Ισηµερινή Αφρική, Τµήµα της Ινδονησίας κ.λ.π.
Η θερµοκρασία είναι αρκετά υψηλή όλους τους µήνες του έτους και κυµαίνεται από 25 έως 28 °C και δεν παρουσιάζει µεγάλο ετήσιο και ηµερήσιο θερµοµετρικό εύρος (ΕΘΕ, ΗΘΕ), αφού το πρώτο είναι µικρότερο των 3° C και το δεύτερο κυµαίνεται µεταξύ των 8 των 11° C.
Η ετήσια βροχόπτωση υπερβαίνει τα 1500 mm και δεν µεσολαβεί ξηρή περίοδος. ∆εν υπάρχουν εποχές του έτους και το κλίµα είναι µονότονα θερµό και υγρό.
Ο τύπος αυτός ελέγχεται από Ισηµερινές Ε και Τροπικές cT, αέριες µάζες, και πολύ σπάνια µπορεί να φτάσουν ως εκεί ψυχρές αέριες µάζες από µεγαλύτερα πλάτη.
Η έντονη ηλιακή ακτινοβολία και οι συγκλίνοντες αληγείς άνεµοι προκαλούν ισχυρές ανοδικές κινήσεις, που οδηγούν στο σχηµατισµό τεράστιων νεφών κατακόρυφης ανάπτυξης, τα οποία εκδηλώνουν έντονες καταιγίδες κατά τις απογευµατινές ώρες έτσι που τελικά η βροχόπτωση στον τύπο αυτό να παρουσιάζει ένα χαρακτηριστικό ηµερήσιο απογευµατινό µέγιστο.
Επίσης στις περιοχές αυτές πολύ σηµαντικό ρόλο διαδραµατίζουν και οι αύρες οι οποίες ανάλογα µε τη φορά που πνέουν ενισχύουν ή πνέουν αντίθετα µε τους αληγείς , οδηγώντας σε φαινόµενα σύγκλισης µε αποτέλεσµα την αύξηση των βροχοπτώσεων στις υπήνεµες πλευρές και ιδίως κατά τη νύχτα (π.χ Μαδαγασκάρη, Χαβάη).
Τέλος σε µερικές περιοχές της ζώνης αυτής οι βροχοπτώσεις γίνονται αφθονότερες και από τη δράση των καταστρεπτικών τροπικών κυκλώνων. 

ΑΕΡΙΕΣ ΜΑΖΕΣ ΚΑΙ ΚΛΙΜΑΤΙΚΕΣ ΖΩΝΕΣ ΤΗΣ ΓΗΣ

OTAN ο ατµοσφαιρικός αέρας παραµένει για αρκετές ηµέρες επάνω από εκτεταµένη γεωγραφική περιοχή, τότε αποκτά τα θερµοκρασιακά και υγροµετρικά χαρακτηριστικά της επιφάνειας επάνω από την οποία είχε ακινητοποιηθεί.
 Τα χαρακτηριστικά αυτά διακρίνουν ολόκληρη την αέρια µάζα και κατά την οριζόντια και κατά την κατακόρυφη έννοια. Έτσι σε κάθε επίπεδο, επάνω από την επιφάνεια της Γης, η αέρια µάζα παρουσιάζει µια οµοιοµορφία κατά την οριζόντια έννοια.
Εποµένως σαν αέρια µάζα µπορεί να οριστεί ένα τεράστιο σώµα αέρα στην κατώτερη ατµόσφαιρα το οποίο χαρακτηρίζεται από οµοιογενή φυσικά χαρακτηριστικά της θερµοκρασίας, της υγρασίας και της πυκνότητας κατά την οριζόντια έννοια σε όλες τις στάθµες αυτής. Οπωσδήποτε αυτή η οµοιοµορφία δεν µπορεί στην πράξη να είναι απόλυτη αφού µια τέτοια αέρια µάζα µπορεί να έχει µια διάµετρο της τάξεως των 2000 χιλιοµέτρων και πλέον. Έτσι η υποκείµενη επιφάνεια δεν µπορεί να χαρακτηρίζεται από θερµοκρασιακή τουλάχιστον οµοιοµορφία που θα προσέδιδε τα ίδια χαρακτηριστικά στον υπερκείµενο αέρα. Οι αέριες µάζες συνδέονται άµεσα µε τις ατµοσφαιρικές διαταραχές και η ζώνη συνάντησης αυτών είναι η εστία γένεσης των διαταραχών, όπως πολύ χαρακτηριστικά συµβαίνει στα µέσα γεωγραφικά πλάτη. Οι αέριες µάζες γεννώνται επάνω από ορισµένες περιοχές του πλανήτη, οι οποίες ονοµάζονται πηγές των αερίων µαζών. Επειδή, ως γνωστό, η θέρµανση του αέρα αλλά και η τροφοδοσία σε υγρασία γίνεται ουσιαστικά από την επιφάνεια, η φύση της πηγής θα καθορίσει και τα χαρακτηριστικά της αέριας µάζας. Από τον ορισµό της αέριας µάζας συνάγεται ότι η πηγή θα πρέπει να είναι οµοιόµορφη από φυσική άποψη και να χαρακτηρίζεται από µια στασιµότητα της ατµοσφαιρικής κυκλοφορίας, η οποία εξαναγκάζει τον αέρα να µείνει για αρκετό χρονικό διάστηµα επάνω από την περιοχή για να του µεταδώσει τα χαρακτηριστικά της.
 Αυτές οι προϋποθέσεις πληρούνται µόνο επάνω από τους εκτεταµένους ωκεανούς ή τις ηπείρους σε περιοχές όπου υπάρχει κυριαρχία στάσιµων ή βραδέως κινουµένων αντικυκλώνων. Οι περιοχές αυτές πέρα από τη φύση της υποκείµενης επιφάνειας ( ξηρά, θάλασσα), γεωγραφικά συναντώνται από τη θερµή Ισηµερινή περιοχή µέχρι και τους πόλους, αποκτώντας διαφορετικά θερµοκρασιακά χαρακτηριστικά.
Οι αέριες µπορούν εποµένως ανάλογα µε τη γεωγραφική περιοχή που γεννιούνται και ανάλογα µε τη φύση της επιφάνειας χαρακτηρίζονται σαν Θερµές, Ψυχρές, Υγρές ή Ξηρές. Οι υγρές θα είναι θαλάσσιας προέλευσης (θαλάσσιες αέριες µάζες -m ) και οι ξηρές θα είναι ηπειρωτικής (ηπειρωτικές µάζες - c).
Ανάλογα λοιπόν µε τον τόπο προέλευσης οι αέριες µάζες σε:
(1) Αρκτικές, που συµβολίζονται µε Α (mΑ = θαλάσσια ή cA = ηπειρωτική ) ή ΑΑ (Ανταρκτικές) (2) Πολικές , µε σύµβολο το Ρ (mP, cP)
 (3) Τροπικές, µε σύµβολο το T (mT, cT) ,
 (4) Ισηµερινές, που συµβολίζονται µε το Ε και δεν υπάρχει διάκριση σε θαλάσσια ή ηπειρωτική, γιατί όλες είναι υγρές.
 Οι δύο πρώτες είναι ψυχρές και κινούνται από τα µεγαλύτερα πλάτη προς τα µικρότερα µεταφέροντας ψύχος, ενώ οι δύο τελευταίες είναι θερµές και κινούµενες προς τα µεγάλα πλάτη µεταφέρουν θερµότητα
. Οι τέσσερις αυτές κατηγορίες των αερίων µαζών διατάσσονται λοιπόν κατά γεωγραφικό πλάτος , που διάταξη τους ακολουθεί ακριβώς τη σειρά που παρουσιάζονται, αν κινηθούµε από τους Πόλους προς τον Ισηµερινό.
 Η περιοχή που ελέγχεται από κάθε αέρια µάζα παρουσιάζει και ιδιαίτερα κλιµατικά χαρακτηριστικά που σχετίζονται άµεσα µε το είδος και τον τύπο της αέριας µάζας.

ΚΑΤΑΤΑΞΗ ΚΑΙ ΠΕΡΙΓΡΑΦΗ ΤΩΝ ΚΛΙΜΑΤΩΝ ΤΗΣ ΓΗΣ

Η κατάταξη των κλιµάτων της Γης είναι πολύπλοκο και αρκετά δύσκολο θέµα. Οι προσπάθειες για τη λεπτοµερή περιγραφή και τη γεωγραφική κατανοµή των κλιµάτων δεν έχουν σταµατήσει γιατί µέσα από αυτές εξυπηρετούνται επιστηµονικοί και πρακτικοί στόχοι και σκοποί. Πλανητικές κλιµατικές κατατάξεις για γενικές εφαρµογές υπάρχουν σήµερα αρκετές, αλλά δεν υπάρχει µέχρι σήµερα µια ικανοποιητική µεγάλη κλιµατική κατάταξη που να αφορά όλο τον πλανήτη. Θα µπορούσε βέβαια µε τη βοήθεια των υπολογιστών να υπάρξει µια τέτοια κατάταξη, αλλά αυτή θα ήταν πολύπλοκη, πολυσύνθετη και δυσνόητη γιατί θα περιέπλεκε στους υπολογισµούς της πάρα πολλές κλιµατικές παραµέτρους.
 Μια τέτοια κατάταξη, όπως γίνεται αντιληπτό δεν θα µπορούσε να έχει πρακτική εφαρµογή και θα ήταν αρκετά δυσνόητη. Εποµένως, επειδή όπως φαίνεται οι κλιµατικές κατατάξεις δεν µπορούν να χαρακτηριστούν από µια απόλυτη αντικειµενικότητα, αφού ο κάθε ερευνητής δίνει διαφορετική βαρύτητα στα διάφορα κλιµατικά στοιχεία, ή χρησιµοποιεί επιλεκτικά µόνο ορισµένα από αυτά, είναι απαραίτητο να αναπτύσσονται περισσότερες κλιµατικές κατατάξεις, οι οποίες να ικανοποιούν τις επιδιώξεις και τους στόχους κάθε ερευνητού ή κάθε ερευνητικής οµάδας. Επειδή το κλίµα εκφράζει το αθροιστικό αποτέλεσµα όλων των στοιχείων και των µεταβολών τους , για προσδιοριστεί όσο γίνεται αντικειµενικότερα, θα πρέπει η σύνθεση των στοιχείων να θεωρείται σαν ένα σύστηµα που βρίσκεται σε ισορροπία σε µια µεγάλη γεωγραφική περιοχή µέσα σε µια δεδοµένη κλίµακα χρόνου.
 Από µελέτες έχει προσδιοριστεί ότι η κλίµακα χρόνου θα πρέπει να αντιπροσωπεύει µια µεγάλη χρονική περίοδο της τάξεως των 30 ετών, είτε αυτή αφορά τις µηνιαίες, είτε τις εποχικές ή τέλος τις ετήσιες τιµές. Για µερικά στοιχεία τα οποία τα οποία είναι συνεχή µέσα στο χρόνο όπως είναι η θερµοκρασία ή η υγρασία οι περίοδος αυτή µπορεί να είναι µικρότερη και να ικανοποιούν ακόµη και τα 10 έτη συνεχούς καταγραφής.
 Για µη συνεχή στοιχεία, όπως είναι η βροχή η περίοδος πρέπει να είναι αρκετά µεγάλη, εξαρτώµενη και από το ανάγλυφο της περιοχής. Μια κλιµατική ταξινόµηση είναι µια προσπάθεια να υποδιαιρεθεί µια προκαθορισµένη περιοχή σε ζώνες (µικρότερες περιοχές) µε µια κατά το δυνατό οµοιογενή σειρά κλιµατικών συνθηκών. ∆ηλαδή µια ζώνη είναι µια περιοχή στην οποία κυριαρχεί ένας κλιµατικός τύπος και τα κύρια κλιµατικά στοιχεία είναι σχεδόν τα ίδια. Όσο µεγαλύτερη οµοιοµορφία των στοιχείων παρατηρείται σε µια ζώνη τόσο πιο επιτυχής είναι η ταξινόµηση. Τα όρια µεταξύ των διάφορων κλιµατικών ζωνών δεν πρέπει να θεωρούνται σαν διακριτές οριακές γραµµές, αλλά µάλλον σαν µεταβατικές ζώνες στις οποίες το κλίµα µεταβάλλεται βαθµιαία από τον ένα τύπο στον άλλο. Επειδή τα όρια µεταξύ των κλιµατικών ζωνών δεν είναι σαφή, θα πρέπει να λαµβάνεται υπόψη η στατιστική µεταβλητότητα των µετεωρολογικών παραµέτρων σε σχέση µε το χρόνο.
Τυχαία γεγονότα µπορούν να µετατοπίσουν τα κλιµατικά όρια από τη µια χρονιά στην άλλη, γεγονός που µπορεί να έχει σηµαντικές επιπτώσεις στην εξάπλωση ορισµένων φυτών ή καλλιεργειών. Για να γίνει µια ταξινόµηση των κλιµάτων πρέπει ο ερευνητής ή η ερευνητική οµάδα να έχουν πλήρη και σαφή γνώση των αστρονοµικών παραγόντων, που ελέγχουν τον καιρό σε µια περιοχή, της γενικής ατµοσφαιρικής κυκλοφορίας και τη µορφή αυτής επάνω από την περιοχή µελέτης, να λαµβάνουν υπόψη τους γεωγραφικούς παράγοντες, το ισοζύγιο της ακτινοβολίας και του ύδατος, καθώς και τους συνοπτικούς τύπους που ελέγχουν την περιοχή. Επίσης θα πρέπει να παρατηρούν και τα αποτελέσµατα όλων αυτών των παραγόντων στα οικολογικά συστήµατα.
Μέσα από τις γνώσεις αυτές µπορεί να επιτευχθεί µια χρήσιµη κλιµατική ταξινόµηση ακολουθώντας µια από τις διάφορες τεχνικές και µεθόδους,. οι οποίες σε γενικές γραµµές είναι οι ακόλουθες:
 (1) Μέσα από σύγχρονες στατιστικές τεχνικές της πολυδιάστατης ανάλυσης να µελετηθεί η στατιστική σχέση που συνδέει τις διάφορες κλιµατικές παραµέτρους, που υπάρχουν στη διάθεση του ερευνητή και προσδιοριστούν οι οµοειδείς κλιµατικές οµάδες. Τέτοιες τεχνικές σε µεγάλη χρήση είναι η ανάλυση σε κύριες συνιστώσες (Principal Component Analysis) και η συνδεδεµένη τεχνική της ανάλυσης σε σµήνη (Cluster Analysis). Με τη βοήθεια αυτών µελετούνται τα καθηµερινά συνοπτικά συστήµατα και οι µετρήσεις στην ελεύθερη ατµόσφαιρα και οι επικρατούσες καιρικές συνθήκες στην επιφάνεια για να προσδιοριστούν τελικά οι συνοπτικοί τύποι καιρού. Οι µεταβολές στις συχνότητες των τύπων αυτών καθορίζουν σε µια µεγάλη χρονική περίοδο τις κρατούσες κλιµατικές συνθήκες, οι οποίες και τελικά µπορούν να ταξινοµηθούν σε ένα κλιµατικό σύστηµα.
(2) Οι µελέτες στα ισοζύγια της ενέργειας και του ύδατος για µια µεγάλη χρονική περίοδο, σε µια περιοχή µπορούν να χρησιµοποιηθούν για να προσδιοριστούν κλιµατικές παράµετροι που θα επιτρέψουν την ταξινόµηση του κλίµατος.
 (3) Η χρησιµοποίηση, µόνο ορισµένων βασικών κλιµατικών παραµέτρων και ο συνδυασµός αυτών, καθώς και κάποιες παραδοχές και προϋποθέσεις που θέτει ο  ερευνητής µπορεί να οδηγήσουν στην δηµιουργία µιας εµπειρικής ταξινόµησης. Οι ταξινοµήσεις αυτού του είδους είναι και οι πλέον προσφιλείς στο χώρο της Κλιµατολογίας. Όπως φαίνεται από τα παραπάνω η κλιµατική κατάταξη δεν µπορεί να γίνει µε έναν οµοιόµορφο τρόπο για όλες τις περιοχές της Γης και παράλληλα αυτή να είναι και λεπτοµερής και αναλυτική. Για πρακτικούς σκοπούς που στοχεύουν στη µελέτη του κλίµατος σε ορισµένη µόνο περιοχή, θα πρέπει κατά πρώτον να προσδιοριστεί ο σκοπός αυτής και στη συνέχεια να αναζητηθούν τα διαθέσιµα κλιµατικά στοιχεία.
 Κατόπιν να αναζητηθεί η κατάλληλη µεθοδολογία η οποία και θα εφαρµοστεί στην περιοχή, της οποίας η γεωγραφία θα πρέπει να ληφθεί ουσιαστικά υπόψη για να απαντηθούν ορισµένες αποκλίσεις του αποτελέσµατος από θέση σε θέση.

ΟΙ ΜΕΓΑΛΕΣ ΚΛΙΜΑΤΙΚΕΣ ΚΑΤΑΤΑΞΕΙΣ 

Οι µεγάλες ή πλανητικές κλιµατικές ταξινοµήσεις έχουν σα σκοπό να δώσουν µια γενική εποπτική εικόνα των κλιµατικών τύπων στον πλανήτη και διακρίνονται στην πράξη σε δύο κατευθύνσεις κλιµατικών ταξινοµήσεων. Οι πρώτες στηρίζονται στην ατµοσφαιρική κυκλοφορία ή στην κατανοµή των αερίων µαζών. Τέτοιες κατατάξεις είναι π.χ. του FlÖhn, του Alissov κ.λ.π. Οι δεύτερες βασίζονται στο συνδυασµό των κλιµατικών παραµέτρων, όπως ο Koeppen, ο Thornthwaite ή ο de Martonne. Το πλήθος των κλιµατικών κατατάξεων είναι µεγάλο. Εδώ θα περιγραφεί µόνο η κατάταξη του KÖppen, η οποία είναι απλή, εύχρηστη, δίδει τα γενικά χαρακτηριστικά του κλίµατος όλου του πλανήτη αρκετά ικανοποιητικά και έχει γίνει αποδεκτή από την πλειοψηφία των κλιµατολόγων.
  Η κλιµατική ταξινόµηση του KÖppen
Η σπουδαιότητα της ανάπτυξης µιας κλιµατικής ταξινόµησης έγινε αντιληπτή από τις αρχές του 20ου αιώνα, αν και η πρώτη ταξινόµηση έγινε από τους αρχαίους έλληνες οι οποίοι είχαν διακρίνει πέντε κλιµατικές ζώνες στη γη. Ο Vladimir KÖppen (1846-1940) παρουσίασε την ταξινόµηση του το 1918 και από τότε παραµένει µια από τις πλέον δηµοφιλείς και γνωστές κατατάξεις στη διεθνή βιβλιογραφία. Μετά την πρώτη 128 παρουσίαση αυτής τόσο ο KÖppen, όσο και συνεργάτες του επιχείρησαν ορισµένες τροποποιήσεις, οι οποίες αφορούσαν κάποιες λεπτοµέρειες αυτής παρά την ουσία της.
Ο KÖppen όρισε πέντε κατηγορίες γενικών κλιµατικών τύπων µελετώντας τις φυτικές διαπλάσεις που υπάρχουν στη Γη. Οι κατηγορίες αυτές είναι:
 (1) Το Ισηµερινό- Τροπικό Βροχερό ∆άσος,
 (2) Η Σαβάνα και η Στέπα,
(3) Η Έρηµος,
 (4) Τα ∆άση των Κωνοφόρων και των Φυλλοβόλων ,
(5) η Τούντρα.
 Η συσχέτιση ανάµεσα στις µεγάλες φυτικές διαπλάσεις του πλανήτη και στο κλίµα αυτού φυσικά δεν µπορεί να είναι απόλυτη και λεπτοµερής και φυσικά παρουσιάζει κάποιες αδυναµίες ,ιδιαίτερα στα όρια που ξεχωρίζουν τους τύπους αυτούς. Κατά τον KÖppen τα κλιµατικά στοιχεία τα οποία καθορίζουν τη γεωγραφική κατανοµή των φυτών στη Γη είναι η Θερµοκρασία και η Βροχόπτωση. Για να δηµιουργήσει την κλιµατική του κατάταξη ο KÖppen καθόρισε κάποια καίρια όρια τα έχουν σχέση µε την ανάπτυξη των φυτών. Έτσι η ανάπτυξη π.χ. των τροπικών φυτών απαιτεί όπως η χαµηλότερη µέση µηνιαία θερµοκρασία υπερβαίνει τους 18° C, ενώ για να υπάρξει δάσος θα πρέπει η µέση θερµοκρασία ενός µήνα να υπερβαίνει τους 10° C. Στη συνέχεια οι βροχοπτώσεις συνδυάζονται µε την αντίστοιχη θερµοκρασία, αφού φυσικά ληφθεί υπόψη η εποχική κατανοµή και τα ετήσια ποσά της Βροχόπτωσης. Στην κατάταξη αυτή χρησιµοποιούνται τρεις οµάδες γραµµάτων - συµβόλων.
Η Πρώτη οµάδα χαρακτηρίζεται από τα κεφαλαία γράµµατα A, B, C, D, E και H, τα οποία προσδιορίζουν τα γενικά θερµοκρασιακά και υγροµετρικά χαρακτηριστικά των κλιµατικών τύπων. Έτσι οι τύποι A, C, D, E και Η χαρακτηρίζουν κλίµατα τα οποία είναι υγρά, δηλαδή η βροχή υπερέχει της εξάτµισης, ενώ ο τύπος Β προσδιορίζει γενικά τα ξηρά κλίµατα (εξάτµιση > βροχόπτωσης), ανεξάρτητα από τις θερµοκρασίες που επικρατούν. Συνοψίζοντας τους έξι αυτούς συµβολισµούς µπορούµε, σε µια πρώτη φάση, να ορίσουµε τα γενικά χαρακτηριστικά αυτών. Το Α εκφράζει τα κλίµατα του τροπικού δάσους και όλες οι εποχές του έτους είναι θερµές.
 Το Β αντιπροσωπεύει τα ξηρά κλίµατα, ανεξάρτητα από θερµοκρασίες.
 Το C εκφράζει τα θερµά εύκρατα βροχερά κλίµατα µε ήπιους χειµώνες.
Το D αναφέρεται στα ψυχρά κλίµατα δάσους µε έντονους χειµώνες. Το Ε χαρακτηρίζει τα πολιά κλίµατα, και τέλος
 Το Η αναφέρεται σε κλίµατα µεγάλων υψοµέτρων, ανεξάρτητα από το γεωγραφικό πλάτος.
 Η δεύτερη οµάδα των συµβόλων που ακολουθεί, περιλαµβάνει τα µικρά ή κεφαλαία γράµµατα f, m, w, s, W, S, F και T. Από αυτά τα γράµµατα f, m, w, s, και W, S προσδιορίζουν θερµοκρασιακά χαρακτηριστικά, ενώ τα F και Τ αναφέρονται σε θερµοκρασίες και συνδέονται µόνο µε τον τύπο Ε. Η Τρίτη οµάδα συµβόλων περιλαµβάνει τα µικρά γράµµατα a, b, c, d, h και k, τα οποία αναφέρονται σε ειδικές θερµοκρασιακές συνθήκες. Αργότερα, νεώτεροι ερευνητές, προκειµένου να περιγράψουν ειδικές κλιµατικές συνθήκες που επικρατούν σε κάποια σηµεία του πλανήτη, όπως π.χ. είναι οι οµίχλες, έχουν εισάγει και µια τέταρτη οµάδα συµβόλων, για να εκφράσουν τις κλιµατικές ιδιαιτερότητες που συναντούν στις µελέτες τους.



 Κλίµατα τύπου Α
Μέση θερµοκρασία του ψυχρότερου µήνα ≥ 18° C
 f    Βροχή του ξηρότερου µήνα τουλάχιστο 60 χιλιοστά m
m    Βροχή ξηρότερου µήνα <60 mm αλλά ≥ 10 –(R/25) w
 w    Βροχή ξηρότερου µήνα < 10-(R/25)


Κλίµατα τύπου Β

B    70% και πλέον της ετήσιας βροχόπτωσης πέφτει τους 6 θερµότερους
 µήνες, αλλά ισχύει η σχέση R < 2T + 28
70% και πλέον της ετήσιας βροχόπτωσης πέφτει τους 6 ψυχρότερους
 µήνες, αλλά ισχύει η σχέση R < 2T
Σε καµία από τις δύο παραπάνω περιόδους το ποσό της βροχής δεν
υπερβαίνει το 70% ετήσιας βροχόπτωσης , ισχύει η σχέση R < 2T + 14
W R < 0.5 των παραπάνω οριακών τιµών των τριών σχέσεων,
∆ηλαδή < Τ+14, ή <Τ + 7 ή <Τ
S Το R ανάµεσα στις δύο οµάδες των ορίων:
2Τ + 28 <R< Τ + 14, 2Τ + 14 <R<Τ + 7 και 2Τ <R<Τ
h Μέση ετήσια θερµοκρασία Τ≥ 18° C
B
w Μέση ετήσια θερµοκρασία Τ< 18° C 

Κλίµατα τύπου C 
Μέση θερµοκρασία θερµότερου µήνα ≥ 18° C, αλλά ο ψυχρότερος µήνας µεταξύ 0 και 18° C s Η βροχή του ξηρότερου θερινού µήνα <30mm και του 1/3 του του υγρότερου χειµερινού µήνα w Η βροχή του ξηρότερου χειµερινού µήνα µικρότερη του 1/10 της βροχής του υγρότερου θερινού µήνα f Η βροχόπτωση του ξηρότερου µήνα >30mm a Μέση θερµοκρασία θερµότερου µήνα > 22° C b Μέση θερµοκρασία θερµότερου µήνα < 22° C αλλά 4 τουλάχιστον µήνες µε µέση θερµοκρασία >10°C C c Μέση θερµοκρασία θερµότερου µήνα < 22° C αλλά 1-3 τουλάχιστον µήνες µε µέση θερµοκρασία >10°C 
Κλίµατα τύπου D Μέση θερµοκρασία θερµότερου µήνα > 10° C, και του ψυχρότερου Μικρότερη των 0 °C s Η βροχή του ξηρότερου θερινού µήνα <30mm και του 1/3 του του υγρότερου χειµερινού µήνα D w Η βροχή του ξηρότερου χειµερινού µήνα µικρότερη του 1/10 της βροχής του υγρότερου θερινού µήνα 131 f Η βροχόπτωση του ξηρότερου µήνα >30mm a Μέση θερµοκρασία θερµότερου µήνα > 22° C b Μέση θερµοκρασία θερµότερου µήνα < 22° C αλλά 4 τουλάχιστον µήνες µε µέση θερµοκρασία >10°C c Μέση θερµοκρασία θερµότερου µήνα < 22° C αλλά 1-3 τουλάχιστον µήνες µε µέση θερµοκρασία >10°C d Μέση θερµοκρασία ψυχρότερου µήνα <-38° C 
Κλίµατα τύπου Ε Μέση θερµοκρασία θερµότερου µήνα ≤ 10° C Τ Μέση θερµοκρασία θερµότερου µήνα µεταξύ 10 και 0° C Ε F Μέση θερµοκρασία θερµότερου µικρότερη των 0° C Κλίµατα µεγάλων υψοµέτρων Η Η Μέση θερµοκρασία θερµότερου µήνα ≤ 10°C, αλλά αυτή σε σχέση µε υψόµετρο (γενικά πάνω από 1500 µέτρα)


 Σηµείωση:  το Τ δηλώνει τη µέση ετήσια θερµοκρασία σε °C Και το R τη µέση ετήσια βροχόπτωση σε εκατοστά του µέτρου


Τεχνική του προσδιορισµού των κλιµατικών τύπων Προκειµένου να προσδιορίσει κανείς τον κλιµατικό τύπο µιας περιοχής πρέπει να ακολουθήσει τα παρακάτω βήµατα:
(1) Να προσδιοριστεί αν το κλίµα είναι ξηρό ή υγρό, δηλαδή αν είναι Β ή ένα από τα A Β C D ή F . Αυτό γίνεται µε την εφαρµογή των σχέσεων: Κ= (2 T + 28), αν το 70% των βροχοπτώσεων εµφανίζεται στο θερµό εξάµηνο (Απρίλιος- Σεπτέµβριος για το Β. Ηµισφαίριο). Κ= (2T + 14), αν δεν υπάρχει διακριτή ξηρή περίοδος. Και Κ= 2T αν οι βροχές πέφτουν κατά τη χειµερινή περίοδο (Οκτώβριο - Μάρτιο). Το T εκφράζει τη µέση ετήσια θερµοκρασία του αέρα σε βαθµούς Κελσίου. Το αποτέλεσµα Κ συγκρίνεται µε τη µέση ετήσια Βροχόπτωση του σταθµού, R σε cm ύψους. Αν RK, είναι ΝΑ από τα υγρά A, B, C, D ή F. Τέλος η περίπτωση R = K είναι πολύ σπάνια και δηλώνει µεταβατικό κλιµατικό τύπο. 132
 (2) Αν λοιπόν οι υπολογισµοί δώσουν τη σχέση R<Κ, τότε το Κλίµα είναι Β δηλαδή ένα ξηρό κλίµα όπου η εξάτµιση υπερέχει της βροχόπτωσης. Ο τύπος Β κατά πρώτον διακρίνεται σε δύο υποδιαιρέσεις την S που χαρακτηρίζει τα στεπικά κλίµατα και την W που αναφέρεται στα ερηµικά κλίµατα. Οπωσδήποτε τα ερηµικά κλίµατα είναι πολύ ξηρότερα από τα στεπικά και η διάκριση τους γίνεται επίσης αν οι παραπάνω τρεις σχέσεις διαιρεθούν µε το 2.
(3. ) Τότε θα προκύψουν αντίστοιχα οι σχέσεις K=T+14, K=T+7 και K=T. Στις περιπτώσεις αυτές για R>K έχουµε ένα κλίµα BS, δηλαδή Στεπικό, ενώ αν RΚ, τότε όπως προαναφέρθηκε, τα κλίµατα είναι υγρά (Α, Β, C, D, E) και εποµένως προέχει η διάκριση κατά πρώτον αυτών των τύπων µεταξύ τους και στη συνέχεια να διακριθούν οι διάφοροι κλιµατικοί τύποι.
 (4) Αν λοιπόν η µέση θερµοκρασία του ψυχρότερου µήνα (ΜΘΨΜ) είναι µεγαλύτερη των 18° C, τότε ο κλιµατικός τύπος είναι Α, δηλαδή τροπικό. Αν η ΜΘΨΜ κυµαίνεται ανάµεσα στους 0 και 18° C, και η µέση θερµοκρασία του θερµότερου µήνα (ΜΘΘΜ) είναι >10° C, τότε ο Τύπος θα είναι C, δηλαδή θερµό εύκρατο βροχερό µε ήπιους χειµώνες. Αν η ΜΘΘΜ>10° C, αλλά η ΜΘΨΜ < 0° C, τότε το κλίµα είναι D, δηλαδή ψυχρό κλίµα µε δριµείς χειµώνες. Τέλος αν η ΜΘΘΜ<10° C το κλίµα χαρακτηρίζεται ως Πολικό.
 (5) Οι κλιµατικοί τύποι που συνθέτουν τα κλίµατα Α είναι οι ακόλουθοι: Πρώτον ο τύπος Af του οποίου το διακριτικό χαρακτηριστικό ότι υπάρχουν άφθονες βροχοπτώσεις όλους τους µήνες µε βροχές του ξηρότερου µήνα να υπερβαίνουν τα 60 mm και χαρακτηρίζεται σαν κλίµα βροχερού δάσους χωρίς διακριτή ξηρή περίοδο. ∆εύτερος είναι ο τύπος Am, δηλαδή κλίµατα µουσωνικά µε υπερβολική εποχική βροχόπτωση. Στα κλίµατα αυτά η Μέση Βροχόπτωση του Ξηρότερου Μήνα είναι µικρότερη των 6 cm, αλλά µεγαλύτερη της διαφοράς 10 -(R/25) , R = ετήσια βροχόπτωση σε cm. 133 Τρίτος είναι ο τύπος Aw , δηλαδή κλίµατα Σαβάνας µε ∆ιακριτή Ξηρή Περίοδο, όπου ο ξηρότερος βροχερός µήνας έχει βροχή µικρότερη της διαφοράς 10 - (R/25). 
(6) Οι κλιµατικοί τύποι που συνθέτουν τα κλίµατα C είναι οι παρακάτω και προσδιορίζονται µε τις εξής διαδικασίες, που αναφέρονται στις βροχοπτώσεις και στις θερµοκρασίες: .Κλίµατα µε ξηρό θέρος Cs. Στην περίπτωση αυτή η µέση βροχόπτωση του ξηρότερου µήνα (ΜΒΞΜ) δεν θα πρέπει να υπερβαίνει τα 30 mm ύψους (rd < 30 mm). Ενώ η µέση βροχόπτωση (rw) του βροχερότερου µήνα (ΜΒΒΜ) να είναι τριπλάσια τουλάχιστον αυτής του ξηρότερου, δηλαδή rw>3rs. Στη συνέχεια αν η ΜΘΘΜ είναι µεγαλύτερη των 22° C, τότε προστίθεται το γράµµα a, το οποίο δηλώνει αυτή ακριβώς τη συνθήκη. Στην περίπτωση αυτή ο τύπος είναι Csa, Μεσογειακά µε θερµό θέρος (συνήθως ενδοχώρας). Αν όµως η ΜΘΘΜ είναι µικρότερη των 22° C, αλλά και τουλάχιστον 4 µήνες το χρόνο η µέση θερµοκρασία είναι µεγαλύτερη των 10° C, τότε ο κλιµατικός τύπος είναι Csb, δηλαδή Μεσογειακό µε ξηρό και σχετικά βραχύ θέρος (συνήθως των παραλίων). 
Κλίµατα µε ξηρό χειµώνα Cw. Εδώ η βροχή του ξηρότερου µήνα είναι µικρότερη του 1/10 της βροχής του υγρότερου καλοκαιρινού µήνα. Αν η ΜΘΘΜ > 22° C τότε έχουµε τον τύπο Cwa, δηλαδή υποτροπικό µουσωνικό µε θερµό θέρος. Αν η ΜΘΘΜ είναι µικρότερη των 22° C και ισχύουν οι όροι για τα Csb, τότε ο τύπος είναι Swb, δηλαδή τροπικό µε σχετικό υψόµετρο και βραχύ θερµό θέρος. Κλίµατα µε υγρές όλες τις εποχές Cf. Στον τύπο αυτό οι βροχές είναι µεγαλύτερες των 30 mm όλους τους µήνες του έτους. Αν η ΜΘΘΜ είναι µεγαλύτερη των 22° C, τότε ο τύπος είναι Cfa, δηλαδή υποτροπικό µε εκτεταµένο θερµό θέρος. Αν η ΜΘΘΜ είναι µικρότερη των 22° C και ισχύουν τα ίδια µε τα Csb, τότε ο τύπος είναι Cfb, δηλαδή θαλάσσιο µε θερµό θέρος. Τέλος αν η ΜΘΘΜ είναι µικρότερη των 22° C και µόνο 1-3 µήνες µε θερµοκρασίες µεγαλύτερες των 10° C, τότε έχουµε τον κλιµατικό τύπο Cfc, δηλαδή θαλάσσιο µε βραχύ βροχερό θέρος.
 (7) Οι κλιµατικοί τύποι που συνθέτουν τα κλίµατα τύπου D, δηλαδή τα κλίµατα µε δριµείς χειµώνες είναι οι ακόλουθοι: Πρώτον, είναι οι τύποι Df, που έχουν υγρές όλες τις εποχές του έτους µε βροχή του ξηρότερου µήνα µεγαλύτερη των 30 mm. Αν η ΜΘΘΜ είναι µεγαλύτερη των 22° C 134 τότε έχουµε τον τύπο Dfa ( Ηπειρωτικό µε εκτεταµένο θερµό θέρος).Αν η ΜΘΘΜ είναι µικρότερη των 22° C τουλάχιστον 4 µήνες µε θερµοκρασίες µεγαλύτερες των 10° C, έχουµε τον τύπο Dfb, δηλαδή Ηπειρωτικά µε βραχύ θερµό θέρος. Αν η ΜΘΘΜ είναι µικρότερη των 22° C, αλλά µόνο 1-3 µήνες έχουν θερµοκρασίες πάνω από 10° C, τότε ο τύπος θα είναι Dfc, δηλαδή υπαρκτικά µε βραχύ δροσερό θέρος. Τέλος αν η θερµοκρασία του ψυχρότερου µήνα είναι µικρότερη των -38° C, έχουµε τον τύπο Dfd, δηλαδή υπαρκτικό µε άκρως ψυχρούς χειµώνες και βραχύ δροσερό θέρος. ∆εύτερο, οι τύποι Dw, δηλαδή κλίµατα µε ξηρό χειµώνα, στους οποίους η βροχή του ξηρότερου µήνα είναι µικρότερο του 1/10 της βροχής του υγρότερου µήνα, αποτελούνται από τους ακόλουθους τύπους: Dwa, δηλαδή υγρό ηπειρωτικό µε µακρύ υγρό θέρος, όπου η ΜΘΘΜ είναι µεγαλύτερη των 22° C. Dwb, υγρό ηπειρωτικό µε βραχύ θερµό θέρος, όπου η ΜΘΘΜ είναι µικρότερη των 22° C και τουλάχιστον 4 µήνες µε θερµοκρασίες µεγαλύτερες των 10° C. Dwc, υπαρκτικό µε βραχύ δροσερό θέρος, όπου η ΜΘΘΜ είναι µικρότερη των 22° C και 1-3 µήνες µε θερµοκρασίες µεγαλύτερες των 10° C.
Τέλος υπάρχει ο Τύπος Dwd, υπαρκτικό µε άκρως ψυχρούς χειµώνες και βραχύ δροσερό θέρος, όπου η θερµοκρασία του ψυχρότερου µήνα είναι µικρότερη των -38° C. 
(8) Οι κλιµατικοί τύποι των κλιµάτων Ε
Τα κλίµατα αυτά είναι τα πολικά κλίµατα όπου αν η ΜΘΘΜ κυµαίνεται µεταξύ των 0 και 10° C, ο τύπος είναι ο ΕΤ και χαρακτηρίζει τα κλίµατα τούντρας. Αν η ΜΘΘΜ είναι µικρότερη των 0° C, τότε έχουµε τον τύπο EF, δηλαδή κλίµατα αιώνιων πάγων και χιονιών. 
(9) Τέλος υπάρχει και η κατηγορία Η, µε ΜΘΘΜ<10° C, που αναφέρεται σε κλίµατα χαµηλών θερµοκρασιών µεγάλων υψοµέτρων, συνήθως µεγαλύτερο των 1500 µέτρων, και συναντώνται σε όλα τα γεωγραφικά πλάτη. Από την παραπάνω περιγραφή διαπιστώνεται ότι υπάρχει µια ποικιλία κλιµατικών τύπων οι οποίοι καλύπτουν ολόκληρο τον πλανήτη


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

ΤΑ ΘΑΛΑΣΣΙΑ ΡΕΥΜΑΤΑ

ΤΟ ΦΑΙΝΟΜΕΝΟ EL NINIO
 Σχηµατισµός και κατανοµή των θαλάσσιων ρευµάτων
Οι µεγάλες υδάτινες µάζες των ωκεανών, που καλύπτουν το µεγαλύτερο τµήµα της επιφάνειας της γης, παρουσιάζουν µικρής ή µεγάλης κλίµακας οριζόντιες ή κατακόρυφες κινήσεις µε τη βοήθεια των οποίων γίνεται τελικά µια ανακατανοµή της θερµότητας που περικλείουν τα ύδάτα σε πλανητική κλίµακα, καθώς και των βιολογικών και φυσικοχηµικών χαρακτηριστικών των ωκεανών. Οι εν λόγω κινήσεις, είναι είτε επιφανειακές , είτε βάθους, είτε τέλος κατακόρυφες ροές ανταλλαγής επιφανειακών και υποθαλάσσιων υδάτινων µαζών. Η κλιµατολογία ενδιαφέρεται για την κίνηση των υδάτων των ωκεανών, γιατί τα θαλάσσια ρεύµατα αποτελούν πολύ σηµαντικό παράγοντα για τον έλεγχο και τη διαµόρφωση του κλίµατος σε πολλές περιοχές του πλανήτη, οι οποίες βρίσκονται κοντά στη ζώνη δράσης των κινουµένων υδάτων. Ακόµη το επιφανειακό στρώµα της ατµόσφαιρας το οποίο βρίσκεται σε επαφή µε τα θερµά ή ψυχρά επιφανειακά ύδατα θερµαίνεται ή ψύχεται µέσα από τις διαδικασίες της ανταλλαγής της θερµότητας. Με τη βοήθεια των κινήσεων των θαλάσσιων υδάτων τα θερµά επιφανειακά ύδατα της τροπικής ζώνης κινούνται προς τους πόλους, ενώ τα ψυχρά πολικά ύδατα κινούνται προς τον ισηµερινό συντελώντας στην ανακατανοµή και εξισορρόπηση της θερµικής ενέργειας του πλανήτη. Στο Β. Ηµισφαίριο, η συµµετοχή των ωκεανών στη θερµική εξισορρόπηση αυτού φθάνει το 40% , ενώ το υπόλοιπο 60% οφείλεται στις κινήσεις της ατµόσφαιρας. Με την έννοια θαλάσσιο ρεύµα ορίζουµε την συνεχή οριζόντια µετακίνηση µεγάλων ποσοτήτων θαλασσίου ύδατος, µέσα στις εκτεταµένες υδάτινες µάζες των ωκεανών. ∆ηλαδή σαν θαλάσσιο ρεύµα µπορεί να χαρακτηριστεί ένας ωκεάνιος ποταµός που ρέει σε κοίτες που αποτελούνται επίσης από θαλάσσιο νερό. Ανάλογα µε το χώρο στον οποίο γίνεται η κίνηση αυτή τα θαλάσσια ρεύµατα διακρίνονται σε ρεύµατα επιφάνειας και σε ρεύµατα βάθους. Η κίνηση των θαλάσσίων ρευµάτων οφείλεται στη δράση διαφόρων αιτίων τα οποία και συνοψίζονται ως ακολούθως: 97 (1) Μεταξύ των επιφανειακών άνεµοι οι οποίοι πνέουν µε σταθερή διεύθυνση επάνω από τους ωκεανούς και της επιφάνειας των ωκεανών αναπτύσσονται σηµαντικής δύναµης τριβής, οι οποίες και εξαναγκάζουν το ανώτερο στρώµα των υδάτων, µέχρι και ΝΑ βάθος περίπου 100 µέτρων να παρασύρεται µε αργούς ρυθµούς, ακολουθώντας τη γενική διεύθυνση κίνησης των ανέµων. Το φαινόµενο αυτό είναι χαρακτηριστικό στη ζώνη δράσης των υποτροπικών κέντρων υψηλής πίεσης. (2) Οι δηµιουργούµενες αντιθέσεις στην πυκνότητα των υδάτων, που οφείλονται στην έντονη εξάτµιση και στην αλµυρότητα του ύδατος είναι υπεύθυνες για αργές κινήσεις του νερού. Παρατηρείται δηλαδή κάτι ανάλογο µε αυτό που συµβαίνει στην ατµόσφαιρα, όπου οι διαφορές πυκνότητας του αέρα δηµιουργούν τους ανέµους. (3) Η ακτογραφία, η διαµόρφωση των πυθµένων, η θέση των µεγάλων ατµοσφαιρικών κέντρων κυκλοφορίας και η επίδραση της εκτρεπτικής δύναµης Coriolis καθορίζουν τη διεύθυνση κίνησης και τις θέσεις των θαλασσίων ρευµάτων. Η τελική πραγµατική κατεύθυνση κίνησης των θαλάσσιων ρευµάτων οφείλεται στο συνδυασµό όλων των παραπάνω περιγραφέντων συντελεστών. Είναι γνωστό ότι η εκτρεπτική δύναµη Coriolis προκαλεί εκτροπή των κινουµένων σωµάτων προς τα δεξιά. Εποµένως και οι κινήσεις των θαλάσσιων ρευµάτων θα είναι δεξιόστροφες. Οι κινήσεις αυτές παρατηρούνται στην κίνηση του αέρα στους αντικυκλώνες του Β. ηµισφαιρίου, γι’ αυτό και οι κινήσεις αυτές χαρακτηρίζονται σαν αντικυκλωνικές κινήσεις, ή κινήσεις κατά τη φορά των δεικτών του ωρολογίου. Στο νότιο ηµισφαίριο, όπου οι κινήσεις είναι κατοπτρικές αυτών του βορείου ηµισφαιρίου, η αντικυκλωνική κίνηση είναι αριστερόστροφη και αυτήν ακριβώς την κίνηση ακολουθούν και τα θαλάσσια ρεύµατα του νοτίου ηµισφαιρίου.
 Σε σύγκριση, µε το γειτονικό υδάτινο περιβάλλον µέσα στο οποίο κινούνται τα θαλάσσια ρεύµατα διακρίνονται σε δύο κατηγορίες (1) στα Θερµά θαλάσσια ρεύµατα και (2) στα Ψυχρά θαλάσσια ρεύµατα.
Υπάρχει µια ακόµη κατηγορία ρευµάτων τα ρεύµατα αποζηµίωσης ή επιστρέφοντα ρεύµατα τα οποία αναπληρώνουν τις απώλειες σε νερό, που υφίσταται µια θαλάσσια περιοχή από την οποία ξεκινούν θαλάσσια ρεύµατα. Τέτοιες περιοχές υπάρχουν στον Ειρηνικό ωκεανό όπου κατά µήκους σχεδόν του Ισηµερινού υπάρχει ένα τέτοιο αντίρρευµα που κινείται από τα δυτικά προς τα ανατολικά και αναπληρώνει τις απώλειες που προκαλούν τα δύο µεγάλα ρεύµατα του Βορείου και του Νοτίου Ειρηνικού στις δυτικές ακτές της Νότιας Αµερικής (Περού). Η µελέτη της τροχιάς των θαλάσσιων ρευµάτων του Σχήµα ΙV.1 σε σύγκριση µε τον πλανητικό χάρτη κατανοµής των ατµοσφαιρικών πιέσεων και των ανέµων, αποκαλύπτει τη στενή σχέση που συνδέει τη γενική κυκλοφορία της ατµόσφαιρας και της κυκλοφορίας των θαλάσσιων ρευµάτων. Η σχέση αυτή είναι πολύ χαρακτηριστική στα µέσα γεωγραφικά πλάτη, καθώς και στα µεγάλα γεωγραφικά πλάτη του Νοτίου Ηµισφαιρίου. Στα µεγάλα πλάτη του Β. Ηµισφαιρίου η σχέση αυτή διαταράσσεται εξαιτίας της µεγάλης εξάπλωσης της ξηράς. Από τη µελέτη των τροχιών των θαλάσσιων ρευµάτων του Σχήµατος IV.1 διαπιστώνεται ότι οι ανατολικές ακτές των µικρών γεωγραφικών πλατών διαρρέονται από θερµά θαλάσσια ρεύµατα τα οποία κινούνται παράλληλα προς αυτές µε κατεύθυνση από τα µικρότερα στα µεγαλύτερα πλάτη. Οι δυτικές ακτές των ίδιων πλατών διαβρέχονται από ψυχρά ρεύµατα τα οποία έρχονται από µεγαλύτερα πλάτη. Ένα θαλάσσιο ρεύµα µπορεί ανάλογα να θερµάνει ή να ψύξει τους ανέµους που πνέουν επάνω από αυτό. Αν οι άνεµοι πνέουν προς την ξηρά τότε ασκεί σηµαντική επίδραση στο κλίµα της γειτονικής ξηράς. Μερικά χαρακτηρίστηκα ψυχρά ρεύµατα είναι αυτά που περιπλέουν τις ακτές της Καλιφόρνιας, του Περού, της Αγκόλας κ.λ.π. Από τα θερµά ρεύµατα πολύ σηµαντικό για το κλίµα της Ευρώπης είναι το ρεύµα του Βορείου Ατλαντικού, Γνωστό σαν Ρεύµα του Κόλπου, γιατί δηµιουργείται στον κόλπο του Μεξικού. Το ρεύµα αυτό εισχωρεί βαθιά µέσα στο βόρειο Ατλαντικό µεταφέροντας µεγάλα ποσά θερµότητας, κυρίως µε τους υπερκείµενους ανέµους τους οποίους και θερµαίνει, διατηρώντας τη ναυσιπλοΐα ελεύθερη και κατά τους ψυχρότερους µήνες, σε περιοχές αρκετά βόρεια µέσα στον Αρκτικό. Επίσης καθιστά το κλίµα των ∆υτικών ακτών της Ευρώπης, στα µεγάλα γεωγραφικά πλάτη, πολύ ήπιο. Στα υποτροπικά πλάτη, στις δυτικές ακτές των ηπείρων, οι άνεµοι κοντά στις ακτές πνέουν παράλληλα µε αυτές µε αποτέλεσµα να αποµακρύνουν προς το εσωτερικό των ωκεανών τα επιφανειακά θερµά νερά µε µεγάλη ταχύτητα. 100 Η αποµάκρυνση των θερµών νερών από τις παράκτιες περιοχές αναπληρώνεται από ρεύµατα βάθους ή ρεύµατα ανάβλυσης, τα οποία και µεταφέρουν κρύα νερά από βαθύτερα σηµεία. Τα νερά αυτά είναι πολύ πλούσια σε φυτοπλαγκτόν και έχουν άφθονο διαλυµένο οξυγόνο. Αποτελούν εποµένως ιδανικούς τόπους αλιείας για τις γειτονικές χώρες. Η οικονοµική σηµασία αυτών των περιοχών είναι τεράστια και έχουν γίνει κατά καιρούς συγκρούσεις ή πιέσεις για τον έλεγχο των περιοχών αυτών. Οι θερµοκρασίες που επικρατούν στις περιοχές αυτές είναι πολύ χαµηλότερες από τις γειτονικές και η επίδραση τους φαίνεται καθαρά στους χάρτες των ισόθερµων, που παρουσιάστηκαν στο σχετικό κεφάλαιο της θερµοκρασίας. Παράλληλα ο αέρας που προέρχεται από τον ωκεανό µόλις συναντήσει τις ψυχρές παράκτιες υδάτινες επιφάνειες ψύχεται και σχηµατίζει οµίχλες οι οποίες είναι κοινές στις περιοχές αυτές. Αντίστοιχα ψυχρά ρεύµατα µε πολύ πυκνές οµίχλες υπάρχουν και στα µεγάλα πλάτη των ανατολικών ακτών, όπως συµβαίνει στην περιοχή του Λάµπραντορ του Καναδά, στη νότια Χιλή (Φώκλαντ) και στη Σιβηρία (Ογια Σίβο), δηλαδή περιοχές που υπάρχουν έντονες οικονοµικές συγκρούσεις µεταξύ διαφόρων χωρών (Καναδάς και Μεγάλη Βρετανία, Μ. Βρετανία- Αργεντινή, Ρωσία - Ιαπωνία).
  Επίδραση των Θαλάσσιων Ρευµάτων στο κλίμα
∆εν είναι εύκολο να προσδιορίσει κανείς µε ακρίβεια το ρόλο του κάθε θαλάσσιου ρεύµατος στη διαµόρφωση του κλίµατος των γειτονικών προς αυτό ξηρές. Ένας από τους κύριους λόγους είναι ότι είναι διαφορετική η συµπεριφορά των ρευµάτων κατά τις διάφορες εποχές του έτους, ή διότι τα ρεύµατα δεν διατηρούν την ίδια ένταση από χρόνο σε χρόνο. Ακόµη οι συνθήκες που επικρατούν κατά το χειµώνα στις µεγάλες ηπείρους µπορούν να αλλοιώσουν τη δράση των ρευµάτων που δρουν στις ανατολικές ακτές αυτών. Παρά τις ιδιάζουσες αυτές συµπεριφορές µπορεί να δοθεί µια γενική εικόνα των κλιµατικών χαρακτηριστικών που διαµορφώνονται στις ακτές που παραπλέουν τα θαλάσσια ψυχρά ή θερµά ρεύµατα. (1) Οι δυτικές ακτές των τροπικών ακτών, όπως, προαναφέρθηκε βρέχονται από ψυχρά ρεύµατα. Η παρουσία των ψυχρών υδάτων προκαλεί χαµηλές τιµές της θερµοκρασίας και µικρά ηµερήσια και ετήσια θερµοµετρικά εύρη. Επικρατεί ξηρασία και οι οµίχλες είναι συχνές. 101 (2) Οι δυτικές ακτές των µέσων και µεγάλων πλατών που διαβρέχονται από θερµά ρεύµατα, χαρακτηρίζονται από ωκεάνια κλίµατα. Οι χειµώνες είναι ήπιοι, τα καλοκαίρια δροσερά και οι βροχοπτώσεις είναι µέτριες και συνδέονται µε τους ανέµους δυτικού τοµέα. Χαρακτηριστικό παράδειγµα αποτελεί το κλίµα της Μ. Βρετανίας. (3) Οι ανατολικές ακτές των µικρών γεωγραφικών πλατών που διαβρέχονται από θερµά ρεύµατα χαρακτηρίζονται από θερµά και βροχερά κλίµατα. (4) Οι ανατολικές ακτές των µέσων γεωγραφικών πλατών βρέχονται µεν από θερµά ρεύµατα, αλλά η ηπειρωτική επίδραση των ηπείρων που βρίσκονται στα δυτικά προσδίδουν σ’ αυτές ηπειρωτικό χαρακτήρα µε ψυχρούς χειµώνες και θερµά καλοκαίρια. Τέλος, (5) Οι ανατολικές ακτές των µεγάλων πλατών βρέχονται από ψυχρά ρεύµατα τα οποία διαµορφώνουν µακρούς ψυχρούς χειµώνες και δροσερά καλοκαίρια.
Το φαινόµενο El Ninio
Η λέξη El Ninio είναι µια ευλαβική προσφώνηση του Θείου βρέφους στα Ισπανικά. Οµοίως η ίδια λέξη χρησιµοποιείται για να εκφράσει µια αισθητή µεταβολή του καιρού κατά µήκος των ακτών του Περού που συνήθως εµφανίζεται την περίοδο των Χριστουγέννων, και τέτοιες µεταβολές περιγράφονται εδώ και αιώνες από τους κατοίκους της περιοχής. Τον περισσότερο χρόνο οι σταθεροί και ισχυροί ανατολικοί αληγείς άνεµοι που πνέουν στον Ειρηνικό ωκεανό αποµακρύνουν τα επιφανειακά νερά του ωκεανού από τις ακτές του Περού και τα οδηγούν προς την περιοχή των Φιλιππίνων. Αποτέλεσµα όλης αυτής της µεταφοράς είναι η στάθµη της θάλασσας στα νησιά αυτά να είναι υψηλότερα κατά 60-65 εκατοστά του µέτρου. Συνέπεια αυτής της σταθερής µεταφοράς του επιφανειακού ύδατος κατά µήκος των ακτών της Ν. Αµερικής είναι να σηµειώνεται µια “άντληση” ψυχρότερου νερού από τα κατώτερα στρώµατα του ωκεανού Το ψυχρό αυτό νερό είναι πλούσιο σε θρεπτικές ουσίες και συγκεντρώνει πλήθος θαλάσσιων οργανισµών που αλιεύονται σε αφθονία από τους ψαράδες της περιοχής. Το αποτέλεσµα όλων αυτών των διαδικασιών αυτών είναι να υπάρχει µια συσσώρευση θερµού νερού στο δυτικό Ειρηνικό. Η περιοχή αυτή ονοµάζεται “θερµή λίµνη” και είναι το θερµότερο σηµείο των µεγάλων ωκεανών. Το ψυχρό νερό συνεχίζει να αντλείται από τις ακτές του Περού και ο ανατολικός Ειρηνικός είναι ψυχρότερος από τον δυτικό. Καθώς η ατµοσφαιρική και η θαλάσσια κυκλοφορία ακολουθούν την κίνηση του ήλιου οι αληγείς άνεµοι µετατοπίζονται για µια µικρή περίοδο γύρω από τα Χριστούγεννα νοτιότερα. Αυτή η κίνηση αλλάζει δραµατικά τον καιρό κατά µήκος της ακτής της νότιας Αµερικής, αφού µετατοπίζει τους ανέµους δυτικότερα, σταµατά την άντληση του κρύου νερού, µειώνεται η παρουσία των θρεπτικών ουσιών και δεν επιτρέπει πλέον το ψάρεµα. Οι κάτοικοι της περιοχής απολαµβάνουν µια µεγάλη περίοδο διακοπών µε διάφορες καλλιτεχνικές και κοινωνικές εκδηλώσεις. Αυτή η εποχική διακοπή της κανονικής πορείας των γεγονότων στην περιοχή συνηθίζεται να αποκαλείται El Ninio. Αλλά υπάρχει µια µεγαλύτερης σπουδαιότητας µεταβολή η οποία εµφανίζεται όταν το φαινόµενο αυτό αντί να διαρκέσει µερικές ηµέρες εγκαθίσταται στην περιοχή για ένα χρόνο ή και περισσότερο. Αυτή η κατάσταση είναι αυτό που σήµερα ονοµάζεται από τους επιστήµονες φαινόµενο El Ninio.
Η σηµασία αυτού του El Ninio, δεν περιορίζεται στον τοπικό χαρακτήρα που του αποδίδουν οι αλιείς του Περού. Αντίθετα έχει αποδειχθεί ότι είναι ένας πολύ σηµαντικός κλιµατικός µηχανισµός, ο οποίος ελέγχει το κλίµα του πλανήτη σε πολύ µεγάλη κλίµακα, και ιδιαίτερα δε στην τροπική ζώνη. Στην τροπική και την ισηµερινή ζώνη κάτω από κανονικές συνθήκες λειτουργεί ένας µηχανισµός κυκλοφορίας του αέρα που είναι γνωστός σαν Ισηµερινή Κυκλοφορία Walker. Συγκεκριµένα για τον Ειρηνικό ο µηχανισµός αυτός κάτω από κανονικές συνθήκες κυκλοφορίας λειτουργεί ως εξής: Θερµός αέρας ανυψώνεται κατακόρυφα επάνω από τον δυτικό Ειρηνικό εξαιτίας της πολύ θερµής θάλασσας (θερµής λίµνης) που οδηγεί στη δηµιουργία πλήθους καταιγίδων και µιας περιοχής µε χαµηλή επιφανειακή ατµοσφαιρική πίεση. Το αντίθετο συµβαίνει στα ανατολικά όπου ο αέρας σαν ψυχρότερος καθιζάνει. Αυτή η καθοδική κίνηση µειώνει δραµατικά τις βροχοπτώσεις καθιστώντας τις δυτικές ακτές της Ν. Αµερικής ένα από τα ξηρότερα µέρη της γης. Οι δύο αυτές περιοχές της ανύψωσης και της καθίζησης του αέρα διαµορφώνουν τελικά µια πλήρη κυκλοφορία του αέρα, όπου αυτός κινείται προς τα δυτικά µε τη µορφή των επιφανειακών ανατολικών ανέµων (αληγών), ανυψώνεται επάνω από τον δυτικό Ειρηνικό και επιστρέφει σαν ανώτερος δυτικός άνεµος, για να κατέλθει στις ακτές της Ν. Αµερικής, όπου η πίεση είναι υψηλή, κλείνοντας τον κύκλο της κυκλοφορίας.
'Σε όλο τον πλανήτη υπάρχουν 4 ή 5 δακτύλιοι της κυκλοφορίας του Walker, αλλά συνήθως τρεις είναι οι κυριότεροι, επάνω από τη νότια Ασία, την Αφρική και την Κεντρική/Νότια Αµερική. Αυτοί µετατοπίζονται εποχικά και κατά το χειµώνα βρίσκονται µεταξύ των 5° Β και 15°Ν, ενώ κατά το θέρος µεταξύ 8° Β και 15°Β. Η περιγραφείσα κυκλοφορία κατά Walker χαρακτηρίζει την κανονική συνθήκη της ατµόσφαιρας. Όµως για λόγους που είναι δύσκολο να γίνουν αντιληπτοί, η κυκλοφορία αυτή αντιστρέφεται περιστασιακά, οδηγώντας στην εµφάνιση υψηλών πιέσεων επάνω από τον δυτικό Ειρηνικό και χαµηλών στον ανατολικό.
Το µοντέλο αυτό των µεταβολών της πίεσης µεταξύ του δυτικού και του ανατολικού Ειρηνικού ονοµάζεται Νότια Κύµανση (SO) και εκφράζεται µε τη διαφορά της ατµοσφαιρικής επιφανειακής πίεσης που παρατηρείται µεταξύ του Darwin (Αυστραλία) και της Tahiti.
 Όταν η διαφορά Tahiti - Darwin είναι αρνητική, οι πιέσεις είναι υψηλότερες στο Darwin και, εάν η διαφορά υπερβαίνει κάποιο όριο που ορίζεται από την τυπική απόκλιση, γεννιέται το El Ninio.
 Στους κλιµατολόγους ο µηχανισµός αυτός είναι γνωστός σαν SOI ( South Oscillation Index), δηλαδή ο ∆είκτης της Νότιας Κύµανσης 104 του El Ninio και αποτελεί µέτρο για τη εκτίµηση των El Ninioness. Σήµερα χρησιµοποιούνται πιο βελτιωµένες µέθοδοι που µετρούν περισσότερες παραµέτρους σε διάφορες τοποθεσίες. Αυτές ονοµάζονται “multivariate ENSO Index”. Με βάση τις παραµέτρους αυτές το El Ninio εµφανίζεται όταν ο δείκτης είναι +1 ( και όχι ο -1 του SOI)
 Η θερµοκρασία βάθους των υδάτων του Ειρηνικού παρουσιάζει µία στρωµάτωση όπου η ισοθερµική επιφάνεια των υδάτων, που διαχωρίζει τις σηµαντικές θερµοκρασιακές διαφορές, παρουσιάζει µια κλίση από τα ανατολικά προς τα δυτικά. Το υδάτινο αυτό ισοθερµικό στρώµα ονοµάζεται θερµοκλινές.
 Η παρατήρηση δείχνει ότι ίδια τιµή της θερµοκρασίας παρατηρείται σε µικρότερα βάθη στα ανατολικά και σε όλο µεγαλύτερα βάθη, όσο κινούµεθα προς τα δυτικά. Αυτό οφείλεται στη δράση των ανατολικών ανέµων οι οποίοι «ξαφρίζουν» τα επιφανειακά νερά και τα µεταφέρουν από τα ανατολικά προς τα δυτικά, καθώς και στα ρεύµατα ανάβλυσης τα οποία µεταφέρουν ψυχρότερα υποθαλάσσια ρεύµατα στις ανατολικές ακτές του Ειρηνικού.
Η κατάσταση αυτή που µόλις έχει περιγραφεί αποτελεί την κανονική κατάσταση κυκλοφορίας αέρα και υδάτων στον Ισηµερινό Ειρηνικό ωκεανό. Αυτό που στην πραγµατικότητα προκαλεί η παρουσία του El Ninio είναι ότι σταµατά την άντληση του ψυχρού νερού κατά µήκος των ακτών της Ν. Αµερικής, Ακόµη προκαλεί µεγάλης κλίµακας µεταβολές στην ατµοσφαιρική κυκλοφορία κατά µήκος του τροπικού Ειρηνικού, που αφορά στη µείωση των ανατολικών ανέµων της κατώτερης ατµόσφαιρας του ανατολικού τροπικού Ειρηνικού και των δυτικών ανέµων της ανώτερης ατµόσφαιρας στην ίδια περιοχή, κοντά στην τροπόπαυση.
Αυτές οι συνθήκες αντανακλούν τη µείωση της έντασης της Ισηµερινής κυκλοφορίας του Walker  η οποία µπορεί να απουσιάζει παντελώς σε ισχυρά επεισόδια El Ninio. Κατά το στάδιο της ανάπτυξης του El Ninio η δοµή των νερών του ωκεανού χαρακτηρίζεται από ένα αφύσικα βαθύ στρώµα θερµού νερού και από µια αύξηση του βάθους του θερµοκλινούς στον ανατολικό τροπικό Ειρηνικό.
Σε πολύ ισχυρά επεισόδια El Ninio το θερµοκλινές µπορεί να καταστεί εντελώς οριζόντιο σε ολόκληρο τον τροπικό Ειρηνικό ωκεανό για αρκετούς µήνες.
 Η στάθµη της θάλασσας είναι υψηλότερα από την κανονική στον ανατολικό Ειρηνικό, συντελώντας στην ελάττωση της κλίσης της επιφάνειας του ωκεανού κατά µήκος της λεκάνης.
 το El Ninio σταµατά την άντληση του ψυχρού νερού κατά µήκος των ακτών της Ν. Αµερικής. Αυτό έχει σαν συνέπεια τεράστιες ποσότητες ψυχρού νερού να παγιδεύονται κάτω από το θερµοκλινές. Έτσι όταν το El Ninio παύσει οι µεγάλες αυτές ποσότητες του ψυχρού νερού εξέρχονται στην επιφάνεια της θάλασσας, µε το µηχανισµό της άντλησης , προκαλώντας έντονη πτώση των θερµοκρασιών στις ακτές του Περού, που οδηγεί στην εµφάνιση θερµοκρασιών πολύ µικρότερων από τις µέσες τιµές µιας πάρα πολύ µεγάλης χρονικής περιόδου. Αυτή η “αντίστροφη φάση” του El Ninio είναι γνωστή σαν La Ninia.
 Όσο ισχυρότερο είναι το El Ninio, τόσο µεγαλύτερα ποσά ψυχρού νερού θα αντλούνται προς την επιφάνεια και εποµένως τόσο ισχυρότερο θα είναι και το La Ni×a που θα ακολουθήσει.
Επίσης, τα επεισόδια του La Ninia προκαλούν έντονες µεγάλης κλίµακας µεταβολές στους ανέµους στον τροπικό Ειρηνικό, που συνίστανται στην αύξηση της έντασης τόσο των ανατολικών ανέµων της κατώτερης ατµόσφαιρας του ανατολικού Ειρηνικού, όσο και των δυτικών ανέµων στην ανώτερη ατµόσφαιρα της ίδιας περιοχής.
Οι συνθήκες αυτές προκαλούν µια ενίσχυση της έντασης της κυκλοφορίας του Walker
 Κατά την εµφάνιση του La Ninia, η δοµή των υδάτων του ωκεανού χαρακτηρίζεται από ένα αφύσικα ρηχό στρώµα θερµού νερού κατά µήκος του ανατολικού τροπικού Ειρηνικού, µε συνέπεια µια µείωση του βάθους του θερµοκλινούς στην περιοχή αυτή.
 Σε πολύ ισχυρά επεισόδια La Ninia, το θερµοκλινές µπορεί να έλθει πολύ κοντά στην επιφάνεια για µεγάλες περιόδους. Αυτή η ψύξη οδηγεί σε ένα πολύ λεπτό στρώµα ανάµειξης µε πολύ άφθονα θρεπτικά συστατικά για τη θαλάσσια ζωή.
 Η στάθµη της θάλασσας είναι χαµηλότερα από την κανονική θέση στον ανατολικό Ειρηνικό, συντελώντας σε µια αύξηση της κλίσης της επιφάνειας του ωκεανού κατά µήκος της λεκάνης. Επειδή η έκταση της τροπικής ζώνης του Ειρηνικού ωκεανού είναι τεράστια και επειδή η συµπεριφορά του El Ninio δεν είναι οµοιόµορφη σε όλη αυτή την περιοχή κατά  την ίδια χρονική στιγµή, οι επιστήµονες που µελετούν το φαινόµενο το έχουν χωρίσει γεωγραφικά στις παρακάτω κατηγορίες:
 NINIO 1-2. Αυτό καλύπτει την περιοχή που εκτείνεται από 0° έως 10° Νότια του Ισηµερινού και από 80° έως 90° ∆υτικού πλάτους .
 NINIO 3. Με ζώνη δράσης τις 150° έως 90° ∆υτικού µήκους και 5° Νότιο έως 5° Βόρειο γεωγραφικό πλάτος. 3) NINIO 3-4, που καλύπτει την περιοχή που εκτείνεται ανάµεσα στους παραλλήλους 5° Νότιο έως 5° Βόρειο γεωγραφικό πλάτος και στους µεσηµβρινούς 120° έως 170° ∆υτικού µήκους.
 NINIO 4, που εµφανίζεται στην περιοχή που ορίζουν οι παράλληλοι 5° Νότιο και 5° Βόρειο γεωγραφικό πλάτος και οι µεσηµβρινοί 160° Ανατολικού και 150° ∆υτικού µήκους. Οι επιπτώσεις της εµφάνισης του El Ninio είναι αναµφισβήτητες στην ενδοτροπική ζώνη του Ειρηνικού ωκεανού, στη Νότια Αµερική, αλλά και στη Βόρεια Αµερική, όπου πολλά καιρικά φαινόµενα έχουν αποδοθεί και έχει αποδειχθεί ότι οφείλονται στη δράση του El Ninio. Αντίστοιχες καταστάσεις παρατηρούνται και στο δυτικό τµήµα του ειρηνικού ωκεανού, που καλύπτει τις περιοχές της βορειότερης Αυστραλίας, της Ινδονησίας, της Μελανησίας και της Πολυνησίας.
Επιπτώσεις της δράσης του El Ninio σε άλλες περιοχές του πλανήτη, έξω από την τροπική ζώνη, δεν µπορεί µέχρι στιγµής να λεχθεί µε µεγάλη βεβαιότητα ότι υπάρχουν.
 Γίνονται έρευνες και προς την κατεύθυνση αυτή οι οποίες πιθανώς να δείξουν ή όχι τέτοιου είδους επιδράσεις.
 Το ουσιαστικό πρόβληµα µε το El Ninio είναι να προσδιοριστεί µε κάθε λεπτοµέρεια η ταυτότητα δράσης αυτού, δηλαδή πόσο µακριά από την περιοχή εκδήλωσης του µπορεί να φθάσει η δράση του και να τροποποιήσει τα κλιµατικά χαρακτηριστικά µιας περιοχής και το κυριότερο αν η εµφάνιση του γίνεται ολοένα και πιο συχνή, αφού µια τέτοια συµπεριφορά δείχνουν οι πολύ συχνές εµφανίσεις αυτού στη δεκαετία του 90, όπου µέχρι στιγµής έχουµε το τέταρτο El Ninio, δηλαδή ο χρόνος εµφάνισης του κατά την τελευταία περίοδο συντοµεύτηκε στη διετία, ενώ παλαιότερα αυτό συνέβαινε κάθε 4 - 7 χρόνια, και τέλος να γίνουν απόλυτα κατανοητά και να προγνωσθούν τα αίτια τα οποία οδηγούν στο σχηµατισµό αυτού.


Πως γεννήθηκε η γη

http://www.env-edu.gr/ViewPack.aspx?id=32 https://youtu.be/qDnimM_XdSM https://www.youtube.com/watch?v=A-j1zXP6um4 https://www.you...