Τα βαρομετρικά χαμηλά της Μεσογείου
Συνεχίζεται η παρέλαση των βαρομετρικών χαμηλών, που μας προσφέρει πολύτιμα νερά αλλά μας στερεί τα χιόνια στα πεδινά.
Time-lapse με χάρτες GFS, ανάλυσης (22 Ιανουαρίου ως σήμερα) και πρόγνωσης (ως τις 11 Φεβρουαρίου) για το πεδίο των πιέσεων στην επιφάνεια, του γεωδυναμικού ύψους στα 500 hPa και του πάχους στρώματος ανάμεσα στις στάθμες 1000 και 500 hPa (χρωματική κλίμακα στα δεξιά).
Είναι φανερή η επιμονή της ζωνικής κυκλοφορίας, με διαδοχικές μικρού μήκους και πλάτους σκάφες χαμηλών υψών, μεσογειακές κυκλογενέσεις και, όπως φαίνεται από τα πάχη στρώματος, που είναι ανάλογα της μέσης θερμοκρασίας στην κατώτερη και μέση τροπόσφαιρα, σχετικά θερμές για την εποχή αέριες μάζες στη μεσογειακή λεκάνη.
Προγνωστικό μετεώγραμμα GFS για την Αθήνα. Προς το παρόν, δεν φαίνεται κάποια ουσιαστική μεταβολή του καιρικού μοτίβου.
Στη συνέχεια, για όσες/όσους ενδιαφέρονται, μια κλασική ταξινόμηση των βαρομετρικών χαμηλών της Μεσογείου, απόσπασμα από τη μελέτη των Oreste Reale και Robert Atlas, «Tropical Cyclone–Like Vortices in the Extratropics: Observational Evidence and Synoptic Analysis». Το απόσπασμα ξεκινάει με τη διάκριση ανάμεσα στους τροπικούς και στους εξωτροπικούς κυκλώνες και συνεχίζει με ειδική αναφορά στις υφέσεις της Μεσογείου. Το κείμενο απευθύνεται σε αναγνώστες που είναι αρκετά εξοικειωμένοι με την συνοπτική και δυναμική μετεωρολογία. Περισσότερες και πιο "προσιτές" πληροφορίες, με επεξηγήσεις και σχήματα, μπορούν να βρούν οι ενδιαφερόμενοι σε παλαιότερη σχετική δημοσίευσή μας.
-------------------------------------------------------------------
Οι τροπικοί κυκλώνες χρειάζονται ένα μεγάλης κλίμακας συγκλίνον περιβάλλον στις χαμηλές στάθμες και αποκλίνον περιβάλλον στις ψηλές, ασθενή κατακόρυφη διάτμηση του ανέμου, υψηλές τιμές στροβιλισμού στη χαμηλή τροπόσφαιρα, που μπορεί να σχετίζονται με ισχυρή οριζόντια διάτμηση, και συνθήκες ευνοϊκές για βαροτροπική αστάθεια (McBride και Zehr 1981). Εξαρτώνται σε μεγάλο βαθμό από ροές λανθάνουσας και αισθητής θερμότητας από τον ωκεανό (Charney και Eliassen 1964), καθώς η κύρια πηγή δυναμικής ενέργειάς τους είναι η θερμοδυναμική ανισορροπία μεταξύ της ατμόσφαιρας και του υποκείμενου ωκεανού (Ooyama 1969; Emanuel 1988). Η απελευθέρωση λανθάνουσας θερμότητας μέσω της σωρειτόμορφης κατακόρυφης μεταφοράς (Kuo 1965) είναι η κινητήρια δύναμή τους και ο μηχανισμός της αλληλεπίδρασης αέρα-θάλασσας (Emanuel 1986; Rotunno και Emanuel 1987) είναι μια κρίσιμη προϋπόθεση για την εντατικοποίησή τους. Η κλίμακα των τροπικών κυκλώνων είναι της τάξης των εκατοντάδων χιλιομέτρων. Οι δορυφορικές εικόνες αποκαλύπτουν ένα χαρακτηριστικό που μοιάζει με μάτι και ένα αξονο-συμμετρικό σχήμα. Η οριζόντια δομή χαρακτηρίζεται από ομόκεντρες ισοταχείς γύρω από ένα ήρεμο μάτι, έτσι ώστε οι ταχύτητες του ανέμου να αυξάνονται προς τα έξω μέχρις ένα μέγιστο και στη συνέχεια να μειώνονται πέρα από αυτό το σημείο. Η θερμοδυναμική δομή στην κατακόρυφο παρουσιάζει έναν θερμό πυρήνα που βρίσκεται πάνω από το ελάχιστο της επιφανειακής πίεσης, με την θερμότερη ανωμαλία να εντοπίζεται στα μεσαία επίπεδα (Anthes 1982).
Αντίθετα, οι κυκλώνες των μέσων γεωγραφικών πλατών αναπτύσσονται κυρίως λόγω της βαροκλινικής αστάθειας (Charney 1947; Holton 1992), η οποία απαιτεί οριζόντιες βαθμίδες θερμοκρασίας και κατακόρυφη διάτμηση ανέμου. Η κλίμακα των κυκλώνων μεσαίου γεωγραφικού πλάτους είναι της τάξης των χιλιάδων χιλιομέτρων. Οι δορυφορικές εικόνες των βαροκλινικών κυκλώνων αποκαλύπτουν ένα ασύμμετρο μοτίβο νεφών, χωρίς κάποιο χαρακτηριστικό που να μοιάζει με μάτι. Η κατακόρυφη δομή των κυκλώνων μεσαίου γεωγραφικού πλάτους αποκαλύπτει μια «κλίση» μεταξύ των αυλώνων ή των αποκοπών της ανώτερης τροπόσφαιρας και του επιφανειακού χαμηλού. Η θερμική δομή είναι ασύμμετρη, με ψυχρή μεταφορά γενικά στα βόρεια και δυτικά του επιφανειακού χαμηλού και θερμή μεταφορά στα νότια και ανατολικά.
Δεν υπάρχει σαφής διαχωριστική γραμμή μεταξύ τροπικών και εξωτροπικών κυκλώνων.
Ένας τρίτος γενικός τύπος κυκλώνα είναι το πολικό χαμηλό (Polar Low - PL) που αναφέρεται και ως "αρκτικός τυφώνας" (Emanuel και Rotunno 1989). Αυτοί οι κυκλώνες, με έντονη τη θερμοδυναμική συνεισφορά, δεν μπορούν να εξηγηθούν μόνο από την (ξηρή) βαροκλινική αστάθεια: η απελευθέρωση λανθάνουσας θερμότητας (Reed 1979; Sardie και Warner 1983; Businger και Reed 1989) και η αλληλεπίδραση αέρα-θάλασσας (Emanuel και Rotunno 1989) παίζουν σημαντικό ρόλο στην ανάπτυξή τους. Οι διαφορές και οι ομοιότητες μεταξύ των πολικών χαμηλών και των τροπικών κυκλώνων εξετάζονται από τον Rasmussen (1989).
Οι υφέσεις της Μεσογείου
α. Βαροκλινικοί υπήνεμοι κυκλώνες (Baroclinic Lee-Cyclones, BLC)
Η έννοια της κυκλογένεσης πάνω από
τη Μεσόγειο Θάλασσα κυριαρχείται από τη θεωρία της βαροκλινικής - υπήνεμης κυκλογένεσης.
Η αλληλεπίδραση ενός βαροκλινικού κύματος μεγάλης κλίμακας με ένα ορογραφικό
εμπόδιο όπως οι Άλπεις, λόγω της διατήρησης του δυνητικού στροβιλισμού
[κυκλωνικός στροβιλισμός παράγεται κάθε φορά που μια περιστρεφόμενη στήλη αέρα "τεντώνεται" (stretching στο πρωτότυπο κείμενο) κατάντη ενός εμποδίου] είναι η αιτία ενός μικρότερης κλίμακας,
ορογραφικά επαγόμενου, βαροκλινικού υπήνεμου κυκλώνα που παράγεται στην υπήνεμη
περιοχή των Άλπεων, ως συνέπεια ενός κυκλώνα μεγαλύτερης κλίμακας πάνω από
τον Ατλαντικό. Ο υπήνεμος κυκλώνας συχνά κινείται νοτιοανατολικά και αυξάνει
την κλίμακά του από 100-300 σε 500-
Ο ρόλος που διαδραματίζουν οι ροές αισθητής και λανθάνουσας θερμότητας από την επιφάνεια της Μεσογείου στην ενίσχυση της ανάπτυξης των BLCs έχει εξεταστεί από διάφορους συγγραφείς και, γενικά, έχει θεωρηθεί οριακός ή ακόμη και αμελητέος σε σχέση με τον ρόλο που διαδραματίζουν η ορογραφία και η βαροκλινική αστάθεια (Buzzi και Tibaldi 1978). Πιο πρόσφατα, οι Alpert et al. (1996) διερεύνησαν τους ρόλους της κατακόρυφης μεταφοράς και των ροών αισθητής και λανθάνουσας θερμότητας στην αλπική κυκλογένεση, διαχωρίζοντας τις συνεισφορές τους. Αν και οι συγγραφείς κάνουν διάκριση μεταξύ των διαφόρων φάσεων του τυπικού κύκλου ζωής του κυκλώνα, συμφωνούν ότι το τοπογραφικό μπλοκάρισμα είναι ο κυρίαρχος παράγοντας τουλάχιστον στην πρώτη και ταχύτερη κυκλογενετική φάση. Η παραπάνω θεωρία των μεσογειακών BLC, αν και εφαρμόζεται σε ένα μεγάλο μέρος των μεσογειακών κυκλώνων, δεν καλύπτει πλήρως όλους τους διαφορετικούς τύπους κυκλογενέσεων που συμβαίνουν στη λεκάνη της Μεσογείου. Στην πραγματικότητα, σχεδόν ταυτόχρονα με τη διατύπωση της θεωρίας των μεσογειακών BLC, παρατηρήθηκε ένα διαφορετικό είδος υποσυνοπτικού κυκλώνα, με ομοιότητες με τους τροπικούς κυκλώνες και τα πολικά χαμηλά.
β. Δίνες υποσυνοπτικής κλίμακας
Οι δίνες υποσυνοπτικής κλίμακας πάνω από τη Μεσόγειο συζητήθηκαν για πρώτη φορά στις αρχές της δεκαετίας του 1980. Οι όροι hurricane-like και Mediterranean tropical storms χρησιμοποιήθηκαν, αντίστοιχα, από τους Billing et al. (1983) και Ernst και Matson (1983). Αργότερα, ο Mayengon (1984) μίλησε πιο γενικά για τους «κυκλώνες θερμού πυρήνα στη Μεσόγειο», και οι Rasmussen και Zick (1987) επεσήμαναν την ομοιότητά τους με τα πολικά χαμηλά. Οι Businger και Reed (1989) θεώρησαν τους μεσογειακούς κυκλώνες θερμού πυρήνα ως μια ιδιαίτερη περίπτωση του πολικού χαμηλού. Αναλύοντας τον κυκλώνα της 14-15 Ιανουαρίου 1995, οι Blier και Ma (1996) αναφέρονται σε μια τροπική καταιγίδα στη Μεσόγειο Θάλασσα και οι Pytharoulis et al. (1999) σε έναν μεσογειακό κυκλώνα τύπου τυφώνα. Το συμβάν που μελέτησαν αυτοί οι συγγραφείς είναι αξιοσημείωτο για το εξαιρετικά καλά καθορισμένο χαρακτηριστικό του που μοιάζει με μάτι (όπως φαίνεται στις δορυφορικές εικόνες της 15ης Ιανουαρίου 1995) και για τους επιφανειακούς ανέμους που καταγράφηκαν (έως 38 m/sec), όπως μετρήθηκαν από το ωκεανογραφικό πλοίο Meteor στις 14 Ιανουαρίου 1995, τη στιγμή της μέγιστης εγγύτητας του πλοίου στο κέντρο του χαμηλού (δεδομένα από Deutscher Wetterdienst, Γερμανία). Το κρίσιμο κοινό σημείο μεταξύ όλων των παραπάνω μελετών για τους μεσογειακούς στροβίλους υποσυνοπτικής κλίμακας είναι ότι η βαροκλινική αστάθεια παίζει πολύ περιθωριακό ρόλο, σε αντίθεση με τη θεωρία των μεσογειακών BLC. Οι Rasmussen και Zick (1987) ολοκλήρωσαν τη μελέτη περίπτωσης για το συμβάν της 27ης Σεπτεμβρίου - 1ης Οκτωβρίου1983 δηλώνοντας: «Είναι απίθανο η βαροκλινική αστάθεια να παίζει κάποιο ρόλο για τον σχηματισμό και τη συνεχιζόμενη ύπαρξη της δίνης. Η κατακόρυφη μεταφορά, από την άλλη πλευρά, είναι ένας σημαντικός παράγοντας και η μεγάλη ποσότητα διαθέσιμης δυναμικής ενέργειας ανωμεταφοράς (CAPE) υποδεικνύει ότι κάποιο είδος "υπό όρους αστάθειας δεύτερου είδους" (CISK) μπορεί να είναι ο κινητήριος μηχανισμός». Αντίθετα, η μελέτη των Buzzi και Tibaldi (1978) για τον BLC της 3ης Απριλίου 1973 κατέληξε στα εξής: «η λανθάνουσα θερμότητα παίζει ασήμαντο ρόλο στην έναρξη του κυκλώνα, αν και μπορεί να τροποποιήσει τα χαρακτηριστικά του σε επόμενα στάδια». Πιο πρόσφατα, οι Craig και Gray (1996), στο άρθρο τους σχετικά με την αστάθεια CISK ή την ανταλλαγή επιφανειακής θερμότητας που προκαλείται από τον άνεμο, ως μηχανισμό για την εντατικοποίηση των τροπικών κυκλώνων, αναφέρονται σε «έντονης κατακόρυφης μεταφοράς πολικά χαμηλά και μεσογειακούς κυκλώνες, οι οποίοι μοιάζουν με τροπικούς κυκλώνες και πιστεύεται ότι εντατικοποιούνται με την ίδια διαδικασία». Παρά τον περιθωριακό ρόλο της βαροκλινικότητας που παρατηρείται στις δίνες υποσυνοπτικής κλίμακας, η κυκλογενετική διαδικασία λαμβάνει χώρα σε ένα περιβάλλον στο οποίο η βαροκλινικότητα μπορεί να υπήρχε σε προγενέστερο στάδιο. Αυτό υποδηλώνει κάποια ομοιότητα με τους λεγόμενους υποτροπικούς κυκλώνες (Hebert 1973; Hebert και Poteat 1975), οι οποίοι περιγράφονται ως αρχικά βαροκλινικοί κυκλώνες που τελικά εξελίσσονται σε τροπικά συστήματα.
(Επιμέλεια δημοσίευσης και μετάφραση από τα αγγλικά: Lambros Georgiou)
-----------------------------------------------
Σχόλια
Δημοσίευση σχολίου