Αρχές Μετεωρολογίας και Κλιματολογίας (Μέρος 2 ο )

ΧΑΡΟΚΟΠΕΙΟ ΠΑΝΕΠΙΣΤΗΜΙΟ ΤΜΗΜΑ ΓΕΩΓΡΑΦΙΑΣ ΕΛ. ΒΕΝΙΖΕΛΟΥ 70, 176 71 ΑΘΗΝΑ Αρχές Μετεωρολογίας και Κλιματολογίας (Μέρος 2 ο ) Πέτρος Κατσαφάδος pkatsaf@hua.gr Τμήμα Γεωγραφίας Χαροκόπειο Πανεπιστήμιο Αθηνών 2015

ΚΙΝΗΜΑΤΙΚΗ ΣΤΗΝ ΑΤΜΟΣΦΑΙΡΑ Άνεμος είναι η οριζόντια κίνηση του αέρα. Τέτοιες κινήσεις οφείλονται σε διαφορές στην ατμοσφαιρική πίεση μεταξύ δύο περιοχών. Ο άνεμος είναι διανυσματικό μέγεθος και χαρακτηρίζεται από τη διεύθυνση και την ταχύτητα του. Η κατακόρυφη συνιστώσα του ανέμου είναι σχετικά μικρή σε σχέση με τις οριζόντιες συνιστώσες του (τάξη μεγέθους cm s -1 ).

ΚΛΙΜΑΚΕΣ ΚΙΝΗΣΕΩΝ ΣΤΗΝ ΑΤΜΟΣΦΑΙΡΑ

2 ος ΝΟΜΟΣ ΤΟΥ ΝΕΥΤΩΝ Ο 2 ος Νόμος του Νεύτων αναφέρει πως σε κάθε μία από τις τρεις διαστάσεις ενός συστήματος συντεταγμένων, η επιτάχυνση α που αποκτά ένα σώμα μάζας m υπό την επίδραση συνισταμένων δυνάμεων ΣF δίνεται : 1 m Οι δυνάμεις που ασκούνται σε μία αέρια μάζα διακρίνονται σε: Φαινόμενες (δημιουργούνται λόγω περιστροφής της Γης) Ενεργός βαρύτητα Δύναμη Coriolis Πραγματικές Δύναμη βαροβαθμίδας Δύναμη τριβής F

ΦΑΙΝΟΜΕΝΕΣ ΔΥΝΑΜΕΙΣ-ΕΝΕΡΓΟΣ ΒΑΡΥΤΗΤΑ Η δύναμη ανά μονάδα μάζας που αναφέρεται ως ενεργή βαρύτητα αντιπροσωπεύει το διανυσματικό άθροισμα της πραγματικής βαρυτικής έλξης g* που έλκει όλα τα σώματα συγκεκριμένης μάζας προς το κέντρο της μάζας της Γης και μίας φαινόμενης δύναμης πολύ μικρότερου μεγέθους που καλείται φυγόκεντρος δύναμη. g g * 2 R A Ω είναι ο ρυθμός περιστροφής του συστήματος συντεταγμένων σε ακτίνια ανά δευτερόλεπτο (rad s -1 ) R A είναι η απόσταση από τον άξονα περιστροφής Ισχύει g*>>ω 2 R A

ΦΑΙΝΟΜΕΝΕΣ ΔΥΝΑΜΕΙΣ-ΔΥΝΑΜΗ CORIOLIS Η δύναμη Coriolis ονομάστηκε προς τιμήν του Gustav-Gaspard Coriolis ενός Γάλλου επιστήμονα που το 1835 την περιέγραψε μαθηματικά. Η συγκεκριμένη δύναμη στρέφει προς τα δεξιά τα αντικείμενα που κινούνται στο Βόρειο Ημισφαίριο. Τα σχήματα 1-3 δείχνουν την επίδραση μιας περιστρεφόμενης σφαίρας (Γη) στην ευθύγραμμη κίνηση αντικειμένου επί αυτής. http://www.youtube.com/watch?v=7tjoy56-x8q

ΦΑΙΝΟΜΕΝΕΣ ΔΥΝΑΜΕΙΣ-ΔΥΝΑΜΗ CORIOLIS Ένα σώμα το οποίο κινείται με ταχύτητα V σε επίπεδο κάθετο στον άξονα περιστροφής της Γης δέχεται μία επιπλέον φαινόμενη δύναμη που καλείται δύναμη Coriolis: F c 2 V Η συγκεκριμένη δύναμη έχει διεύθυνση κάθετη της κίνησης και φορά ανάλογα με τη φορά περιστροφής του συστήματος. Δηλαδή εάν το σύστημα περιστρέφεται αντίθετα με τους δείκτες του ρολογιού (αριστερόστροφα), όπως η Γη, η δύναμη θα έχει φορά προς τα δεξιά της κίνησης του σώματος με ταχύτητα V.

ΦΑΙΝΟΜΕΝΕΣ ΔΥΝΑΜΕΙΣ-ΔΥΝΑΜΗ CORIOLIS Σε σφαιρικό σύστημα συντεταγμένων, η οριζόντια συνιστώσα της δύναμης Coriolis προερχόμενη από οριζόντια κίνηση V δίνεται σε διανυσματική μορφή: f 2 ( ) F c αποτελεί την παράμετρο Coriolis k είναι το μοναδιαίο διάνυσμα κάθετο στην οριζόντια επιφάνεια της κίνησης με θετικό πρόσημο προς τα πάνω φ αντιστοιχεί στο γεωγραφικό πλάτος f k V Η δύναμη Coriolis επιδρά στην διεύθυνση του ανέμου και όχι στο μέτρο του Το μέγεθος της Coriolis εξαρτάται από την ταχύτητα κίνησης της αέριας μάζας και το γεωγραφικό πλάτος Η δύναμη Coriolis αυξάνει από τον Ισημερινό, όπου έχει τιμή μηδέν, προς τους πόλους όπου και λαμβάνει τη μέγιστη τιμή 2ΩV

ΠΡΑΓΜΑΤΙΚΕΣ ΔΥΝΑΜΕΙΣ-ΔΥΝΑΜΗ ΒΑΡΟΒΑΘΜΙΔΑΣ Δύναμη που εξασκείται στην αριστερή πλευρά του στοιχειώδους κύβου: p(x)a Δύναμη που εξασκείται στην δεξιά πλευρά του στοιχειώδους κύβου: p(x+ x)a Ο 2 ος Νόμος του Newton για τη x-διεύθυνση είναι: m a x p ( x x ) p ( x ) Αν η πυκνότητα είναι ρ τότε η μάζα γίνεται: m = A x και συνεπώς η εξίσωση λαμβάνει τη μορφή: Ax Σε στοιχειώδη όγκο: x p( x x) a x p( x) A a x 1 p( x x) x 1 p( x x) p( x) 1 p lim x 0 x x p( x) A Για τις 3 διαστάσεις: a PGF 1 p p p iˆ 1 ˆ 1 j kˆ a x y z PGF 1 p

ΔΥΝΑΜΗ ΒΑΡΟΒΑΘΜΙΔΑΣ (PGF) Η δύναμη βαροβαθμίδας τείνει να εξισορροπήσει τις βαθμίδες πίεσης. Ο άνεμος που δημιουργείται πνέει από τις περιοχές υψηλής πίεσης προς αυτές χαμηλής πίεσης Η ισχυρότερη βαθμίδα πίεσης δίνει ισχυρότερη δύναμη βαροβαθμίδας Η δύναμη βαροβαθμίδας έχει διεύθυνση αντίθετη από τη βαθμίδα της πίεσης Μπορεί να υπολογιστεί από τις ισοβαρείς καμπύλες στους χάρτες καιρού ως εξής: p

ΙΣΟΡΡΟΠΙΑ ΔΥΝΑΜΕΩΝ ΣΤΗΝ ΑΝΩΤΕΡΗ ΑΤΜΟΣΦΑΙΡΑ Στην ανώτερη ατμόσφαιρα (πάνω από το ΑΟΣ) η ροή εξαρτάται από την ισορροπία δύο δυνάμεων: της δύναμης βαροβαθμίδας και της δύναμης Coriolis Ο άνεμος που προκύπτει ονομάζεται γεωστροφικός άνεμος και πνέει παράλληλα στις ισοβαρείς. Τον ανακάλυψε ο Buys Ballot το 1857 και λέει πως όταν στέκεσαι με την πλάτη στον άνεμο οι υψηλές πιέσεις ή τα μεγάλα ύψη βρίσκονται πάντα δεξιά σου. The source of this material is the Cooperative Program for Operational Meteorology, Education, and Training (COMET ) Website at http://meted.ucar.edu/ of the University Corporation for Atmospheric Research (UCAR) pursuant to a Cooperative Agreement with National Oceanic and Atmospheric Administration. 1997-2004 University Corporation for Atmospheric Research. All Rights Reserved.

ΑΝΑΛΥΣΗ ΓΕΩΣΤΡΟΦΙΚΟΥ ΑΝΕΜΟΥ Δύναμη Βαροβαθμίδας: Δύναμη Coriolis: PGF x COR fv; x 1 P ; x COR y PGF y fu 1 P y Γεωστροφική ισορροπία: P G x Συνιστώσες γεωστροφικού ανέμου: F C O R x u g P G y F C O y 0 ; 1 p f y ; v g R 0 1 p f x Τελική μορφή: V g 1 f p n

ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΑ ΓΕΩΣΤΡΟΦΙΚΟΥ ΑΝΕΜΟΥ Η ταχύτητα του γεωστροφικού ανέμου δίνεται από: V g 1 f p n p η διαφορά πίεσης ανάμεσα σε δύο διαδοχικές ισοβαρείς καμπύλες, n η οριζόντια απόσταση μεταξύ των δύο διαδοχικών ισοβαρών, και f είναι η παράμετρος Coriolis (f 2sin, Ω=7.29x10-5 s -1 ). Χαρακτηριστικά: Ο γεωστροφικός άνεμος πνέει παράλληλα με τις ισοβαρείς με τις υψηλές πιέσεις προς τα δεξιά. Η ισχυρότερη βαθμίδα πίεσης δίνει ισχυρότερο γεωστροφικό άνεμο. Με δεδομένη βαθμίδα πίεσης ο γεωστροφικός άνεμος είναι ισχυρότερος σε περιοχές κοντά στον Ισημερινό (γιατί??). Προσεγγιστικά οι άνεμοι στην ατμόσφαιρα μπορεί να θεωρηθούν ότι βρίσκονται σε γεωστροφική ισορροπία. Συνεπώς κοιτώντας τους χάρτες καιρού μπορούμε να διαπιστώσουμε το ανεμολογικό πεδίο με βάση την κατανομή των ισοβαρών καμπυλών.

ΔΥΝΑΜΗ ΤΡΙΒΗΣ Η τριβή δρα πάντα αντίθετα από τη διεύθυνση της κίνησης και οφείλεται στο ανάγλυφο της γήϊνης επιφάνειας. Ο τύπος της δύναμης τριβής ανά μονάδα μάζας είναι: F 1 z όπου τ αντιπροσωπεύει την κατακόρυφη συνιστώσα της διατμητικής τάσης δηλαδή της βαθμίδας της κατακόρυφης μεταφοράς ορμής σε μονάδες Nm -2. Η διατμητική τάση τ s στην επιφάνεια της Γης έχει φορά αντίθετη με τη φορά του διανύσματος της ταχύτητας του ανέμου V s και δρα αντισταθμιστικά στον επιφανειακό άνεμο. ρ η πυκνότητα του αέρα, C D ο αδιάστατος συντελεστής αντίστασης ο οποίος εξαρτάται από την τραχύτητα του εδάφους και τη στατική ευστάθεια της ατμόσφαιρας, το διάνυσμα του επιφανειακού ανέμου και sv s C D V s V s V s η ταχύτητα του επιφανειακού ανέμου

Από τον 2 ο Νόμο του Newton ΕΞΙΣΩΣΗ ΟΡΙΖΟΝΤΙΑΣ ΚΙΝΗΣΗΣ 1 F m προκύπτει η εξίσωση οριζόντιας κίνησης Αντικαθιστώντας με τις δυνάμεις dv dt dv dt 1 p a P G F fk F V c F F και σε μορφή συνιστωσών για εφαπτόμενο οριζόντιο επίπεδο και αγνοώντας μικρότερους όρους λόγω καμπυλότητας της Γης du dt 1 p x fv Απαλείφοντας την πυκνότητα ρ στην δύναμη βαροβαθμίδας dv dt F x dv dt fk V 1 p y F fu F y

ΕΠΙΦΑΝΕΙΑΚΟΣ ΑΝΕΜΟΣ Όταν ξεκινά η κίνηση της αέριας μάζας η δύναμη τριβής είναι αντίθετη της ταχύτητας V g. Η μείωση της ταχύτητας V g οδηγεί σε ελλάτωση της δύναμης Coriolis η οποία δεν μπορεί να εξισορροπήσει τη PGF. Τότε ο άνεμος στρέφεται κατά γωνία ψ προς τις χαμηλότερες πιέσεις. Η γωνία ψ μεταξύ V s και V g καθορίζεται από το ότι η συνιστώσα της PGF στο επίπεδο της κίνησης V s πρέπει να εξισορροπείται από την τριβή. Αντίστοιχα, η F c πρέπει να είναι αρκετά μεγάλη ώστε να βρίσκεται σε ισορροπία με τη συνιστώσα της PGF σε επίπεδο κάθετο της διεύθυνσης της ταχύτητας του ανέμου V s.

ΓΕΩΣΤΡΟΦΙΚΟΣ vs ΕΠΙΦΑΝΕΙΑΚΟΣ ΑΝΕΜΟΣ Για να υπάρξει ισορροπία μεταξύ της δύναμης βαροβαθμίδας και της δύναμης Coriolis ο γεωστροφικός άνεμος πρέπει να πνέει παράλληλα προς τις ισοβαρείς έχοντας δεξιά του τις υψηλές πιέσεις στο βόρειο ημισφαίριο isoheight Η δύναμη βαροβαθμίδας (PGF) είναι κάθετη στις ισοβαρείς, η Coriolis (CF) έχει φορά προς τα δεξιά του διανύσματος της ταχύτητας της αέριας μάζας στο Βόρειο Ημισφαίριο, ενώ η τριβή (friction) έχει φορά αντίθετη της κίνησης

ΑΝΕΜΟΣ ΒΑΘΜΙΔΑΣ Η κεντρομόλος επιτάχυνση σε περιοχές με σημαντική καμπυλότητα των τροχιών των αερίων μαζών αποκτά σημαντικές τιμές σε σχέση με τις τιμές που έχει σε τροχιές με περιορισμένη καμπυλότητα. Επίλυση ως προς V R T >0, p/ n<0 κυκλωνική ροή R T <0, p/ n<0 αντικυκλωνική ροή n p V fk R V T 1 2 V fk p dt dv 1 0 2 n p R V fr V T T n p R R f fr V T T T 4 2 1 2 2 2

ΑΝΕΜΟΣ ΒΑΘΜΙΔΑΣ ΣΕ ΠΕΡΙΟΧΗ ΜΕ ΕΝΤΟΝΗ ΚΑΜΠΥΛΟΤΗΤΑ

Ο θερμικός άνεμος προκύπτει από τη διαφορά του γεωστροφικού ανέμου σε δύο ύψη στην ατμόσφαιρα. Η μέση κατακόρυφη κατατομή του γεωστροφικού ανέμου (V g2 -V g1 ) μεταξύ δύο ισοβαρικών επιφανειών εξαρτάται από την οριζόντια βαθμίδα του πάχους του στρώματος (Z 2 -Z 1 ). Από την υψομετρική εξίσωση Σε μορφή συνιστωσών ΘΕΡΜΙΚΟΣ ΑΝΕΜΟΣ ) ( 1 ) ( ) ( 1 2 1 2 k f V V g g ) ( ) ( ) ( 1 2 0 1 2 Z Z k f g V V g g ) ( ln ) ( ) ( 2 1 1 2 T k p p f R V V V g g T 2 1 1 2 ln ) ( ) ( p p y T f R u u u g g T 2 1 1 2 ln ) ( ) ( p p x T f R v v v g g T

Ο θερμικός άνεμος πνέει παράλληλα στις ισόθερμες (καμπύλες σταθερής θερμοκρασίας και συνεπώς πάχους στρώματος) με τον θερμότερο αέρα να εντοπίζεται δεξιά της κίνησης στο βόρειο ημισφαίριο Στροφή του γεωστροφικού ανέμου καθ ύψος αντίθετα με τη φορά κίνησης των δεικτών του ρολογιού σημαίνει ψυχρή μεταφορά αερίων μαζών Στροφή του γεωστροφικού ανέμου κατά τη φορά κίνησης των δεικτών του ρολογιού συνδυάζεται με θερμή μεταφορά ΘΕΡΜΙΚΟΣ ΑΝΕΜΟΣ

ΜΕΤΑΦΟΡΑ ΘΕΡΜΟΚΡΑΣΙΑΣ Η μεταφορά θερμοκρασίας (temperature advection) ορίζεται: M V g T V g T c o s ( ) Όταν Μ<0 (φ<90 ) υπάρχει ψυχρή μεταφορά Όταν Μ>0 (90 <φ<180 ) υπάρχει θερμή μεταφορά Όταν φ=90 τι υπάρχει?

ΑΣΚΗΣΗ-ΥΠΟΛΟΓΙΣΜΟΣ ΓΕΩΣΤΡΟΦΙΚΟΥ ΑΝΕΜΟΥ A Χ Υ B C http://meteoclima.hua.gr

ΜΕΤΩΠΑ Μέτωπα ορίζονται οι διαχωριστικές επιφάνειες μεταξύ δύο αερίων μαζών με διαφορετικά χαρακτηριστικά Σε ένα θερμό μέτωπο μία σχετικά θερμότερη αέρια μάζα αντικαθιστά μία ψυχρότερη Σε ένα ψυχρό μέτωπο μία ψυχρότερη αέρια μάζα αντικαθιστά μία θερμότερη Στο στάσιμο μέτωπο δεν εντοπίζονται μετακινήσεις αερίων μαζών Συνεσφιγμένο ονομάζεται το μέτωπο στο οποίο το ψυχρό μέτωπο έχει φτάσει το θερμό ωθώντας τον θερμότερο αέρα σε ανύψωση

ΔΗΜΙΟΥΡΓΙΑ ΜΕΤΩΠΙΚΩΝ ΕΠΙΦΑΝΕΙΩΝ Αρχικά ο ψυχρός αέρας βόρεια και ο θερμός αέρας νότια είναι διαχωρισμένοι Μία διαταραχή από την ανώτερη ατμόσφαιρα θα δημιουργήσει ανάμειξη των δύο αερίων μαζών και έναν κυματισμό του μετώπου. Η βροχόπτωση θα αρχίσει να αναπτύσσεται κυρίως κατά μήκος των δύο μετώπων (σκούρα πράσινη περιοχή). Καθώς το κύμα οργανώνεται τα μέτωπα ενισχύονται με το ψυχρό να κινείται ταχύτερα από το θερμό

ΘΕΡΜΑ ΜΕΤΩΠΑ Στα θερμά μέτωπα ο αέρας που ακολουθεί ανέρχεται από τον σχετικά ψυχρότερο που προηγείται. Αυτό οδηγεί στη δημιουργία στρατόμορφων νεφών και βροχόπτωσης κατά μήκος και προς τα βόρεια του θερμού μετώπου Πριν το πέρασμα Καθώς περνά Μετά το πέρασμα Άνεμοι Νότιοι-Νότιοανατολικοί Μεταβλητοί Νότιοι-Νοτιοδυτικοί Θερμοκρασία Μικρή άνοδος Σταθερή άνοδος Σταθερή Πίεση Μικρή πτώση Σταθεροποίηση Μικρή άνοδος Βροχόπτωση Ψιχάλες-Ελαφριά βροχόπτωση Ψιχάλες ή τίποτα Συνήθως καθόλου βροχή

ΨΥΧΡΑ ΜΕΤΩΠΑ Στα ψυχρά μέτωπα τα φαινόμενα είναι πιο έντονα και ο αέρας εξαναγκάζεται σε άνοδο πιο απότομα. Αυτό οδηγεί σε μία σχετικά περιορισμένη ζώνη ισχυρών καταιγίδων κατά μήκος ή ακριβώς μπροστά από το μέτωπο Πριν το πέρασμα Καθώς περνά Μετά το πέρασμα Άνεμοι Νότιοι-Νοτιοδυτικοί Ενισχυμένοι μεταβλητών διευθύνσεων Δυτικοί-Βορειοδυτικοί Θερμοκρασία Σταθερή Σημαντική πτώση Σταθερή πτώση Πίεση Σταθερή πτώση Ελάχιστη και μετά άνοδος Σταθερή άνοδος Βροχόπτωση Μικρή περίοδος καταιγίδας Ισχυρές βροχοπτώσεις με πιθανό χαλάζι Καταιγίδες για μικρή περίοδο

ΧΩΡΙΚΗ ΚΑΙ ΧΡΟΝΙΚΗ ΕΞΕΛΙΞΗ ΜΙΑΣ ΥΦΕΣΗΣ http://meteoclima.hua.gr

ΣΥΓΚΛΙΣΗ ΑΕΡΙΩΝ ΜΑΖΩΝ-ΒΡΟΧΟΠΤΩΣΗ Καθώς ο θερμός αέρας ανέρχεται η δυναμική ενέργεια του μετατρέπεται σε κινητική. Η συμπύκνωση του ανερχόμενου αέρα προσφέρει ενέργεια στο σύστημα υπό μορφή λανθάνουσας θερμότητας. Η σύγκλιση του αέρα στην επιφάνεια προς το κέντρο της ύφεσης αυξάνει περαιτέρω την κινητική ενέργεια του συστήματος. Εάν ο ανερχόμενος αέρας προέρχεται από θαλάσσιες περιοχές δηλαδή είναι σχετικά θερμός και εμπλουτισμένος με υδρατμούς προσφέρει μεγαλύτερα ποσά λανθάνουσας ενέργειας με αποτέλεσμα την ανάπτυξη του συστήματος. The source of this material is the Cooperative Program for Operational Meteorology, Education, and Training (COMET ) Website at http://meted.ucar.edu/ of the University Corporation for Atmospheric Research (UCAR) pursuant to a Cooperative Agreement with National Oceanic and Atmospheric Administration. 1997-2004 University Corporation for Atmospheric Research. All Rights Reserved.

ΜΙΚΡΟΦΥΣΙΚΕΣ ΔΙΕΡΓΑΣΙΕΣ ΣΕ ΘΕΡΜΑ ΝΕΦΗ Ο βασικός μηχανισμός αύξησης του μεγέθους των υδροσταγόνων είναι ο μηχανισμός της σύμφυσης των νεφοσταγονιδίων (coalescence process). Ο συγκεκριμένος μηχανισμός βασίζεται στον σχηματισμό μιας μόνο υγρής σταγόνας από την ένωση δύο ή περισσότερων σταγόνων που συγκρούονται μεταξύ τους (collision). Η διαδικασία αύξησης του μεγέθους των υδροσταγόνων με συλλογή άλλων και συνένωση μεταξύ τους (collision coalescence) γίνεται σε δύο στάδια. Κατά το πρώτο στάδιο δημιουργούνται εμβρυακές σταγόνες σε μεγέθη κατάλληλα για να αρχίσει η συνένωση (ακτίνες > 20 μm). Κατά το δεύτερο στάδιο γίνεται η ανάπτυξη των σταγόνων σε μεγέθη ικανά για να προκληθεί υετός, γεγονός βέβαια που εξαρτάται και από παράγοντες του περιβάλλοντος.

ΜΙΚΡΟΦΥΣΙΚΕΣ ΔΙΕΡΓΑΣΙΕΣ ΣΕ ΨΥΧΡΑ ΝΕΦΗ Οι παγοκρύσταλλοι μορφοποιούνται στην ατμόσφαιρα με τρεις τρόπους: Με συμπύκνωση της υδροσταγόνας γύρω από ένα πυρήνα παγοποίησης (ετερογενής πυρηνοποίηση). Με δευτερεύοντες μηχανισμούς με τους οποίους οι εμβρυακοί παγοκρύσταλλοι, που μορφοποιήθηκαν με την προηγούμενη διαδικασία, πολλαπλασιάζονται. Με ομογενή πυρηνοποίηση σε θερμοκρασίες κάτω από 40 C.

Ο ΡΟΛΟΣ ΤΗΣ ΑΝΩΤΕΡΗΣ ΑΤΜΟΣΦΑΙΡΑΣ Ύπαρξη σφήνας υφέσεως (trough) στην ανώτερη ατμόσφαιρα. Το κέντρο της trough ΒΔ σε σχέση με το κέντρο του χαμηλού στην επιφάνεια Σύγκλιση (convergence) και ανοδικές κινήσεις αερίων μαζών γύρω από το κέντρο του χαμηλού Απόκλιση (divergence) των αερίων μαζών στην ανώτερη ατμόσφαιρα πάνω από το κέντρο του χαμηλού

ΤΟ ΣΥΝΟΛΟ ΤΩΝ ΔΙΕΡΓΑΣΙΩΝ

ΜΗΧΑΝΙΣΜΟΙ ΔΗΜΙΟΥΡΓΙΑΣ-ΔΙΑΛΥΣΗΣ ΥΦΕΣΕΩΝ ΚΥΚΛΟΓΕΝΕΣΗ: Η απόκλιση στην ανώτερη ατμόσφαιρα να είναι μεγαλύτερη από τη σύγκλιση στην επιφάνειαπερισσότερος αέρας μπορεί να ανέρθει από τα κατώτερα στρώματαη επιφανειακή πίεση πέφτει και η ύφεση ενισχύεται ΚΥΚΛΟΛΥΣΗ: Η απόκλιση στην ανώτερη ατμόσφαιρα είναι μικρότερη από την επιφανειακή σύγκλισηπεριορισμός της ανόδου επιφανειακού αέραη επιφανειακή πίεση αυξάνει και η ύφεση εξασθενεί.

ΜΟΝΟΚΥΤΤΑΡΙΚΕΣ ΚΑΤΑΙΓΙΔΕΣ Φάση ανάπτυξης Φάση ωρίμανσης Φάση διάλυσης

ΠΟΛΥΚΥΤΤΑΡΙΚΕΣ ΚΑΤΑΙΓΙΔΕΣ Σε περιπτώσεις καταιγιδοφόρων νεφών που επικρατούν ισχυρές ανοδικές κινήσεις (έως 5-6m/s) οι υδροσταγόνες που σχηματίζονται δεν μπορούν λόγω βαρύτητας να φτάσουν στο έδαφος. Οι σταγόνες υπό μορφή παγοκρυστάλλων (graupels) επανακυκλοφορούν μέσα στο νέφος με αποτέλεσμα την αύξηση του μεγέθους τους λόγω συμπύκνωσης (accretion). Κατά την κάθοδό τους από το νέφος συλλέγουν (aggregation) και άλλες υδροσταγόνες με αποτέλεσμα την περαιτέρω αύξηση της διαμέτρου τους. Οι σταγόνες απομακρύνονται από το νέφος όταν το βάρος τους ξεπεράσει τα ανοδικά ρεύματα που επικρατούν στο νέφος.

ΚΥΚΛΟΦΟΡΙΕΣ ΣΥΝΟΠΤΙΚΗΣ ΚΛΙΜΑΚΑΣ (ΕΤΗΣΙΕΣ) Οι Ετησίες πνέουν από ΒΔ-ΒΑ διευθύνσεις στο Αιγαίο Πέλαγος κατά τη διάρκεια των θερινών μηνών. Οι ετησίες οφείλονται στο συνδυασμό του θερμικού χαμηλού των Ινδιών που εκτείνεται μέχρι την Κύπρο και του αντικυκλώνα των Αζορών που επεκτείνεται μέχρι την Ανατολική Μεσόγειο. Παρουσιάζονται κυρίως τον Αύγουστο και έχουν μέση ένταση 8 ms -1 ενώ οι μέγιστες τιμές τους μπορεί να φτάσουν και τα 15-17 ms -1

ΘΕΡΜΙΚΕΣ ΚΥΚΛΟΦΟΡΙΕΣ (ΘΑΛΑΣΣΙΑ ΑΥΡΑ) Από την άνοιξη έως το Φθινόπωρο και όταν ο καιρός είναι αίθριος και χωρίς συνοπτικούς ανέμους η ξηρά θερμαίνεται ταχύτερα και ισχυρότερα από τη θάλασσα. Όσο πλησιάζει το μεσημέρι η θέρμανση του εδάφους ενισχύεται με αποτέλεσμα την ανάπτυξη ανοδικών κινήσεων αέρα και την πτώση της ατμοσφαιρικής πίεσης. Η διαφορά ατμοσφαιρικής πίεσης ξηράςθάλασσας οδηγεί στη δημιουργία επιφανειακού ανέμου που πνέει από τη θάλασσα προς την ξηρά. Σε ύψος μέχρι τα 500μ περίπου το ανοδικό ρεύμα από την ξηρά διοχετεύται προς την θάλασσα. Τις βραδινές ώρες επικρατεί η αντίθετη κυκλοφορία που ονομάζεται απόγειος αύρα. Πρωϊ Μεσημέρι Βράδι

ΑΥΡΕΣ ΚΟΙΛΑΔΩΝ ΚΑΙ ΒΟΥΝΩΝ Σε περιοχές επικλινών εδαφών τις μεσημεριανές ώρες επικρατούν άνεμοι που πνέουν από τις κοιλάδες προς τις κορυφές των βουνών (αύρες κοιλάδων) ενώ κατά τη νύκτα από τις κορυφές των πλαγιών προς τις βάσεις των κοιλάδων (αύρες βουνών). Την ημέρα με αίθριο ουρανό οι πλαγιές των βουνών θερμαίνονται περισσότερο από τον αέρα που λιμνάζει στη βάση των κοιλάδων. Ο θερμότερος αέρας από τις πλαγιές των βουνών αρχίζει να ανέρχεται κατά μήκος των πλαγιών ενώ αέριες μάζες σχετικά ψυχρότερες που βρίσκονται στο κέντρο της κοιλάδας κατέρχονται προς τη βάση της κοιλάδας.το βράδι οι πλαγιές των βουνών ψύχονται με αποτέλεσμα αέριες μάζες να κατέρχονται από τις κορυφές των βουνών προς το κέντρο της κοιλάδας.

ΚΑΤΑΝΟΜΗ ΘΕΡΜΟΚΡΑΣΙΑΣ = Γεωγραφική κατανομή μέσης θερμοκρασίας κοντά στην επιφάνεια της Γης κατά την περίοδο 1982-1994

ΚΥΚΛΟΦΟΡΙΕΣ ΠΑΓΚΟΣΜΙΑΣ ΚΛΙΜΑΚΑΣ Η παγκόσμια κυκλοφορία θα ήταν απλή και ο καιρός μονότονος εάν η Γη δεν περιστρεφόταν, η περιστροφή δεν είχε κλίση προς τον Ήλιο και δεν υπήρχαν ανομοιογένειες στην κατανομή ξηράς-θάλασσας. Συνεπώς υπάρχουν τρεις βασικές κυκλοφορίες μεγάλης κλίμακας: Hadley cell Κύτταρο κυκλοφορίας κοντά στον Ισημερινό Ferrel cell Σε μέσα γεωγραφικά πλάτη οι άνεμοι πνέουν προς τα ανατολικά και βόρεια κοντά στην επιφάνεια Polar cell Δημιουργεί υψηλές πιέσεις σε μεγάλα γεωγραφικά πλάτη

ΚΥΤΤΑΡΑ ΠΑΓΚΟΣΜΙΑΣ ΚΥΚΛΟΦΟΡΙΑΣ

ΣΤΑΤΙΣΤΙΚΑ ΜΕΓΕΘΗ (ΘΕΡΜΟΚΡΑΣΙΑ) Μέγιστη-ελάχιστη τιμή: Μέση ημερήσια τιμή: Μέση μηνιαία τιμή: Μέση μηνιαία τιμή (ν ετών): 24 1 T day T h r s 24 T T 1 i 1 ( i ) m o n T d a y ( i ) v i 1 m o n ( n o r ) v 1 v v i 1 T m o n ( i ) Μέση ετήσια τιμή: Ημερήσιο θερμομετρικό εύρος: Ετήσιο θερμομετρικό εύρος:

ΧΩΡΟ-ΧΡΟΝΙΚΕΣ ΚΛΙΜΑΚΕΣ ΕΞΕΛΙΞΗΣ ΑΤΜΟΣΦΑΙΡΙΚΩΝ ΔΙΕΡΓΑΣΙΩΝ (Κατσαφάδος, 2003)

ΑΕΡΙΕΣ ΜΑΖΕΣ Ως αέρια μάζα θεωρείται μεγάλη ποσότητα αέρα με γενικά ομοιόμορφη κατανομή θερμοκρασίας και υγρασίας. Η περιοχή από την οποία προέρχονται ονομάζεται περιοχή δημιουργίας και συνήθως είναι εκτάσεις με χιονοκάλυψη ή ερημικές ή τροπικοί ωκεανοί. Ταξινομούνται σε: (Α) Αρκτικές (Ρ) Πολικές (Τ) Τροπικές (c) Ηπειρωτικές (m) Θαλάσσιες

ΠΑΓΚΟΣΜΙΟ ΚΛΙΜΑΤΙΚΟ ΣΥΣΤΗΜΑ Η κλιματική ταξινόμηση περιλαμβάνει περιοχές με παρόμοια ατμοσφαιρικά στατιστικά μεγέθη Κλιματικοί παράγοντες: Ηλιακή ακτινοβολία-ενεργειακό ισοζύγιο Θερμοκρασία-Γεωγραφική κατανομή, ανάγλυφο Ατμοσφαιρική πίεση-άνεμος Αέριες μάζες-χαρακτηριστικά γεωγραφικών περιοχών Βροχόπτωση

ΠΑΓΚΟΣΜΙΑ ΜΕΣΗ ΒΡΟΧΟΠΤΩΣΗ ΚΛΙΜΑΤΙΚΕΣ ΠΕΡΙΟΧΕΣ

ΕΙΔΗ ΚΛΙΜΑΤΩΝ

ΚΛΙΜΑΤΙΚΗ ΤΑΞΙΝΟΜΗΣΗ ΚΑΤΑ KÖPPEN Ταξινομήσεις δεδομένων/φαινομένων ανά σχετικές κατηγορίες Εμπειρική ταξινόμηση-στατιστικά δεδομένα Εμπειρικό σύστημα Ξεκίνησε με ταξινόμηση περιοχών με βάση τη θερμοκρασία το 1884 Το 1900 περιλάμβανε και κατανομές ειδών φυτοκάλυψης Δημοσιεύτηκε σε ολοκληρωμένη μορφή το 1928

ΚΡΙΤΗΡΙΑ ΤΑΞΙΝΟΜΗΣΗΣ ΚΑΤΑ KÖPPEN Η ταξινόμηση βασίστηκε σε: Μέσες μηνιαίες θερμοκρασίες Μέσο μηνιαίο υετό Ετήσιο υετό Με βάση αυτές τις μεταβλητές καθορίστηκε η γεωγραφική κατανομή των κατηγοριών και τα όρια τους Δεν περιλαμβάνει: ανέμους, μέγιστες/ελάχιστες θερμοκρασίες και θερμοκρασιακό εύρος, νεφοκάλυψη, ακτινοβολίες

ΚΛΙΜΑΤΙΚΗ ΤΑΞΙΝΟΜΗΣΗ ΚΑΤΑ KÖPPEN Με βάση την θερμοκρασιακή κατανομή A. Τροπικά Κλίματα (Tropical Climates-T ψ >18 C) B. Ξηρά και ημίξηρα κλίματα (Dry Arid and Semiarid Climates) C. Μεσόθερμα Κλίματα (Mesothermal Climates-T θ >10 C και -3 C<Τ ψ <18 C) D. Μικρόθερμα Κλίματα (Microthermal Climates-Τ θ >10 C και Τ ψ <-3 C) E. Πολικά Κλίματα (Polar Climates- Τ θ <10 C )

ΤΡΟΠΙΚΑ ΚΛΙΜΑΤΑ (A) Καλύπτουν το 36% της Γης Θερμοκρασία ψυχρότερου μήνα >18 o C Επιπλέον διαφοροποίηση με βάση τη βροχόπτωση Τροπικό-βροχερό δάσος (Tropical Rain Forest Climates-Af): Θερμά και υγρά κλίματα, πλεόνασμα νερού, αειθαλή και πλατύφυλλη βλάστηση, εδάφη φτωχά σε θρεπτικές ουσίες (r ξ >60mm). Τροπικό μουσσωνικό (Tropical Monsoon Climates-Am): Εποχή ξηρασίας > 1 μήνα, παράκτιες περιοχές, αειθαλή δάση (100-r an /25<r ξ <60) Σαβάνα (Tropical Savanna Climates-Aw): Βορειότερα των κλιμάτων Af, εκτεταμένη εποχή ξηρασίας (> 6 μήνες), ξηρούς χειμώνες, POTET > PRECIP winter (deficit), χαμηλή βλάστηση με λίγα δέντρα.

ΜΕΣΟΘΕΡΜΑ ΚΛΙΜΑΤΑ (C) Καλύπτουν το 27% της Γης Επιπλέον διαφοροποίηση με βάση τη βροχόπτωση Humid Subtropical Hot-Summer Climates (Cfa, Cwa) Υγρασία όλο το χρόνο (f), χειμώνες σχετικά ξηροί (w), θερμά καλοκαίρια (a), το καλοκαίρι επηρεάζεται από τα θερμά νερά των ωκεανών, δράση μετωπικών επιφανειών Marine West Coast Climates (Cfb, Cfc) Ήπιοι χειμώνες, ψυχρά καλοκαίρια Ευρώπη και δυτικές ακτές μέσων και μεγάλων γεωγραφικών πλατών, (b) θερμότερος μήνας < 22 o C, (c) 1-3 μήνες > 10 o C, επίδραση από mp αέριες μάζες Mediterranean Dry-Summer Climates (Csa, Csb) Ξηρά (s) και θερμά καλοκαίρια και υγροί χειμώνες, ψυχρά θαλάσσια ρεύματα ευστάθεια αερίων μαζών (δυτικές ακτές Βορείου Αμερικής, Κεντρική Χιλή, ΝΔ Αφρική, Νότια Αυστραλία και Μεσόγειος)

ΜΙΚΡΟΘΕΡΜΑ ΚΛΙΜΑΤΑ (D) Καλύπτουν το 7% της Γης Μεγάλης διάρκειας ψυχροί χειμώνες και ήπια καλοκαίρια Humid Continental Hot-Summer Climates (Dfa, Dwa) Διαφοροποίηση με βάση την ετήσια βροχόπτωση, ξηροί χειμώνες λόγω του Σιβηρικού αντικυκλώνα Humid Continental Mild-Summer Climates (Dfb, Dwb) Ψυχρότερα καλοκαίρια Subarctic Climates (Dfc, Dwc, Dwd) Μεγαλύτερη εποχιακή μεταβολή, μικρότερη περίοδος ανάπτυξης των φυτών, δάση βόρειων κλιμάτων/τάϊγκα, μόνιμος παγετός το χειμώνα

ΠΟΛΙΚΑ ΚΛΙΜΑΤΑ (E) Καλύπτουν το 19% της Γης Μέση θερμοκρασία < 10 C Tundra Climate (ET) 0 o C<T θ <10 o C. Χιονοκάλυψη 8-10 μήνες, μικρή περίοδος βλάστησης (βρύα και λειχήνες) Ice Cap Climate (EF) Ανταρκτική, Γροιλανδία, Βόρειος Πόλος όλοι οι μήνες < 0 o C; Ανταρκτική η μεγαλύτερη επιφάνεια της Γης με κάλυψη πάγου δείγματα κλιμάτων του παρελθόντος

ΞΗΡΑ ΚΑΙ ΗΜΙΞΗΡΑ ΚΛΙΜΑΤΑ (B) Η μόνη κλιματική ζώνη που βασίζεται στην βροχόπτωση 15-30 o N/S (επίδραση υποτροπικών υψηλών πιέσεων) POTET > PRECIP (μόνιμο έλλειμα νερού) Διαφοροποίηση του βαθμού ξηρότητας ανάμεσα στις στέπες και τις ερήμους Desert Characteristics xerophytes εύπλαστα, με σκληρά φυλλώματα, ανθεκτικά στην ξηρασία και με μικρό βαθμό διαπνοής, phreatophytes φυτά με βαθύ ριζικό σύστημα Hot Low-Latitude Desert Climates (BWh): Δυτικές περιοχές των ηπείρων Cold Midlatitude Desert Climates (BWk): Νότιες περιοχές της Ρωσίας, έρημοι της Gobi και της Μογγολίας, ΝΔ Παταγωνία Hot Low-Latitude Steppe Climates (BSh): Περιφερειακά των ερημικών εκτάσεων Cold Midlatitude Steppe Climates (BSk): Περιοχές περίπου σε 30 o N

ΚΛΙΜΑ ΤΗΣ ΜΕΣΟΓΕΙΟΥ (Csa, Csb) Βροχεροί και ήπιοι χειμώνες Θερμά και ξηρά καλοκαίρια Την ψυχρή περίοδο επικρατούν ο Σιβηρικός αντικυκλώνας και ο αντικυκλώνας των Αζορών και συνδυάζονται με το πέρασμα χαμηλών από τη Μεσόγειο Τη θερμή περίοδο περιορίζεται ο Σιβηρικός αντικυκλώνας καθώς και το πέρασμα χαμηλών. Ο αντικυκλώνας των Αζορών επεκτείνεται μέχρι την Ανατολική Μεσόγειο και συνδυάζεται με το θερμικό χαμηλό των Ινδιών Το πολύπλοκο ανάγλυφο δημιουργεί πολλών ειδών τοπικές κυκλοφορίες

ΤΟ ΚΛΙΜΑ ΠΛΑΙΣΙΟ ΤΗΣ ΕΛΛΑΔΑΣ Κύριοι κλιματικοί παράγοντες Γεωγραφία: Ορεινές, Ηπειρωτικές, Θαλάσσιες Μεσογειακές, Χερσαίες Μεσογειακές Ηλιακή ακτινοβολία με μέση ετήσια ακτινοβολία 140 kcal cm-2 yr-1 Γενική κυκλοφορία Αέριες μάζες Τοπικές κυκλοφορίες Κλιματικά στοιχεία Θερμοκρασία αέρα όπου σε ετήσια βάση κυμαίνεται από 14.5 C στις βόρειες περιοχές έως 19.5 C στην Κρήτη Βροχόπτωση. Η μέση ετήσια βροχόπτωση στον ελλαδικό χώρο είναι 823.1 mm ενώ ο μέσος ετήσιος όγκος νερού που εναποτίθεται στην ξηρά είναι 108.6km 3. Η Αττική εμφανίζει περίπου 400mm μέση βροχόπτωση Σχετική υγρασία. Η μέση ετήσια τιμή της κυμαίνεται από 65%-75% Ηλιοφάνεια. Μέση ετήσια τιμή από 2300-3000 ώρες

ΧΩΡΙΚΗ ΚΑΤΑΝΟΜΗ ΤΗΣ ΜΕΣΗΣ ΕΤΗΣΙΑΣ ΘΕΡΜΟΚΡΑΣΙΑΣ Περίοδος: 1990-2007

ΧΩΡΙΚΗ ΚΑΤΑΝΟΜΗ ΤΗΣ ΜΕΣΗΣ ΣΧΕΤΙΚΗΣ ΥΓΡΑΣΙΑΣ Περίοδος: 1990-2007

ΧΩΡΙΚΗ ΚΑΤΑΝΟΜΗ ΤΗΣ ΕΤΗΣΙΑΣ ΑΘΡΟΙΣΤΙΚΗΣ ΒΡΟΧΟΠΤΩΣΗΣ Περίοδος: 1980-2001

ΒΙΒΛΙΟΓΡΑΦΙΑ ΜΑΘΗΜΑΤΑ ΜΕΤΕΩΡΟΛΟΓΙΑΣ ΚΑΙ ΚΛΙΜΑΤΟΛΟΓΙΑΣ-Α. ΦΛΟΚΑ ΓΕΝΙΚΗ ΜΕΤΕΩΡΟΛΟΓΙΑ-Χ.Σ. ΣΑΧΣΑΜΑΝΟΓΛΟΥ, Τ.Ι. ΜΑΚΡΥΓΙΑΝΝΗ ΓΕΝΙΚΗ ΚΛΙΜΑΤΟΛΟΓΙΑ- Ι. ΖΑΜΠΑΚΑ METEOROLOGY TODAY- C.D. AHRENS ESSENTIALS OF METEOROLOGY- D.H.McINTOSH, A.S. THOM

ΣΧΕΤΙΚΕΣ ΑΝΑΦΟΡΕΣ Alpert, P., B. U. Neeman, and Y. Shay-El, 1990: Climatological analysis of Mediterranean cyclones using ECMWF data. Tellus, 42A, 65 77. Arakawa, A., and V.R. Lamb, 1977: Computational design of the basic dynamical processes of the UCLA general circulation model. Methods in Computational Physics, 17, Academic Press, 173-265. Atkinson, B.W., 1981: Meso-scale Atmospheric Circulations, Academic Press. Blender, R., K. Fraedrich, and F. Lunkeit, 1997: Identification of cyclone track regimes in North Atlantic. Quart. J. Roy. Meteor. Soc., 123, 727 741. Buzzi, A., and S. Tibaldi, 1978: Cyclogenesis in the lee of Alps: A case study. Quart. J. Roy. Meteor. Soc., 104, 271 287. Dorman J. L. and P. J. Sellers, 1989: A global climatology of albedo, roughness and stomatal resistance for atmospheric general circulation models as represented by the Simple Biosphere Model (SiB). J. Appl. Meteorol., 28, 833-855. Egger, J., P. Alpert, A. Tafferner, and B. Ziv, 1995: Numerical experiments on the genesis of Sharav cyclones: Idealised simulations. Tellus, 47A, 162 174. Ek, M. and L. Mahrt, 1991: OSU 1-D model. User Guide (version 1.0.4): A one-dimensional planetary boundary layer model with interactive soil layers and plant canopy. College of Oceanic and Atmospheric Sciences, Oregon state University, Corvallis, Oregon 97331-2209, pp.54. Fett, R. W. et al, 1981; Navy Tactical Applications Guide, Vol. 3, North Atlantic and Mediterranean Weather Analysis and Forecast Applications, Naval Research Laboratory, Monterey, CA, 93940, pp 200. Flocas, A., and T. S. Karacostas, 1996: Cyclogenesis over the Aegean Sea:Identifications and synoptic categories. Meteor. Appl., 3, 53 61. Galanis, G., P. Louka, P. Katsafados, G. Kallos, and I. Pytharoulis, 2005: Applications of Kalman filters based on non-linear functions to numerical weather predictions. Annalae Geophysicae (in press). Garrett, C., R. Outerbridge, and K. Thompson, 1993: Interannual variability in Mediterranean heat and buoyancy fluxes. J. Climate, 6, 900 910. Haltiner, G. and R. T. Williams, 1980: Numerical prediction and dynamic meteorology. John Wiley & Sons Inc., New York. Hartmann, D.L., 1994: Global Physical Climatology, Academic Press, New York. Holton, J., 1979: An Introduction to Dynamic Meteorology, Academic Press, New York. Jacobeit, J., 1987: Variations of trough position and precipitation patterns in the Mediterranean Area. J. Climatol., 7, 453 476. Jacobson, M.Z., 1999: Fundamentals of Atmospheric Modeling, Cambridge University Press. Janjic, Z.I., 1974: A stable centered difference scheme free of the two-grid-interval noise. Monthly Weather Review, Vol. 102, 319-323. Janjic, Z.I., 1979: Forward-backward scheme modified to prevent two-grid-interval noise and its application in sigma coordinate models. Contributions to Atmospheric Physics, Vol. 52, 69-84.

ΣΧΕΤΙΚΕΣ ΑΝΑΦΟΡΕΣ Janjic, Z.I., 1994: The Step-mountain Eta Coordinate Model: Further Developments of the Convection, Viscous Sublayer and Turbulence Closure Schemes. Monthly Weather Review, 122, 927-945. Kallos, G., A. Papadopoulos, P. Katsafados, and S. Nickovic, 2005: Trans-Atlantic Saharan dust transport: Model simulation and results. Journal of Geophysical Research-Atmosphere, 111, D09204, doi: 10.1029/2005JD006207. Kallos G., M. Astitha, and P. Katsafados, 2006: Long-Range Transport of Anthropogenically and Naturally Produced PM in the Mediterranean and North Atlantic: Present Status of Knowledge. Journal of Applied Meteorology and Climatology (accepted). Katsafados, P., A. Papadopoulos, and G. Kallos, 2005: Regional Atmospheric Response to Tropical Pacific SST Perturbations. Geophysical Research Letters, 32, L04806, doi: 10.1029/2004GL021828. Lefevre, R. J., and J. W. Nielsen-Gammon, 1995: An objective climatology of mobile troughs in the northern hemisphere. Tellus, 47A, 638 655. Mahrt, L. and H.-L. Pan, 1984: A two-layer model of soil hydrology. Bound. Layer Meteorol., 29, 1-20. Mesinger, F., 1984: A blocking technique for representation of mountains in atmospheric models. Rivista di Meteorologia Aeronautica, Vol. 44, No. 1-4, 195-202. Mesinger, F., 1973: A method for construction of second-order accuracy difference schemes permitting no false two-gridinterval wave in the height field. Tellus, Vol. 25, 444-458. Mesinger, F., Z.I. Janjic, S. Nickovic, D. Gavrilov, and D.G. Deaven, 1988: The step-mountain coordinate: model description and performance for cases of Alpine lee cyclogenesis and for a case of an Appalachian redevelopment. Mon. Wea. Rev., 116, pp.1493-1518. Mellor, G.L. and T. Yamada, 1982: Development of a turbulence closure model for geophysical fluid problems. Rev. Geophys. Space Phys., 20, 851-875 Nielsen, J. W., and R. M. Dole, 1992: A survey of extratropical cyclone characteristics during GALE. Mon. Wea. Rev., 120, 1156 1167. Petterssen, S., 1956: Weather Analysis and Forecasting. Vol. I, Motion and Motion Systems, McGraw-Hill, pp. 428. Philips, N.A., 1957: A coordinate system having some special advantages for numerical forecasting. J. Meteorol., 14, pp.184-185. Pielke, R.A., 1984: Mesoscale Meteorological Modeling, Academic Press NY. Rodwell, M. J., and B. J. Hoskins, 1996: Monsoons and the dynamics of deserts. Quart. J. Roy. Meteor. Soc., 122, 1385 1404. Sanders and J.R. Gyakum, 1980: Synoptic-dynamic climatology of the bomb. Mon. Wea. Rev., 108, 1590-1606. Schwarzkopf, M. D. and S. B. Fels, 1991: The simplified exchange method revisited: An accurate, rapid method for computation of infrared cooling rates and fluxes. J. Geophys. Res., 96, 9075-9096. Thiebaux, J., E. Rogers, W. Wang, and B. Katz, 2003: A new high-resolution blended real-time global sea surface temperature analysis. Bull. Amer. Meteor. Soc., 84, 645-656.

ΣΧΕΤΙΚΕΣ ΑΝΑΦΟΡΕΣ ΚΑΙ ΔΙΚΤΥΑΚΟΙ ΤΟΠΟΙ Thorncroft, C. D., and H. A. Flocas, 1997: A case study of Saharan cyclogenesis. Mon. Wea. Rev., 125, 1147 1165. Trigo, I., Davies, T., and Bigg, G., 1999: Objective Climatology of Cyclones in the Mediterranean Region, J. Climate, 12, 1685 1696. Winninghoff, F.J., 1968: On the adjustment toward a geostrophic balance in a simple primitive equation model with application to the problems of initialization and objective analysis. Ph. D. Thesis, Dept. Meteor. Univ. California. Zhao, Q., and F.H. Carr, 1997: A prognostic cloud scheme for operational NWP models. Mon. Wea. Rev., 125, 1931-1953. Zilitinkevich, S.S., 1995: Non-local turbulent transport: pollution dispersion aspects of coherent structure of convective flows. In: Air Pollution III - Volume I. Air Pollution Theory and Simulation (Eds. H. Power, N. Moussiopoulos and C.A. Brebbia). Computational Mechanics Publications, Southampton Boston, 53-60. Links: http://www.comet.ucar.edu http://www.meted.ucar.edu