Ο άνεμος είναι ίσως το σπουδαιότερο μετεωρολογικό φαινόμενο που επηρεάζει τις δραστηριότητές μας στη θάλασσα, καθώς ο άνεμος είναι που διαμορφώνει το ύψος των κυμάτων και τη γενικότερη κατάσταση της θάλασσας.

Ο ατμοσφαιρικός αέρας μπορεί να κινηθεί με δύο τρόπους είτε οριζόντια είτε κατακόρυφα. Εξ’ ορισμού άνεμο ονομάζουμε την οριζόντια κίνηση του ατμοσφαιρικού αέρα. Οι κατακόρυφες κινήσεις του ατμοσφαιρικού αέρα είναι αυτές που διαμορφώνουν θα λέγαμε τις καιρικές συνθήκες σε μία περιοχή. Έτσι η ανοδική κίνηση είναι αυτή που συμβάλει στη δημιουργία νεφών και το αντίθετο η καθοδική κίνηση.

Η βασική αιτία δημιουργίας του ανέμου είναι η δύναμη της βαροβαθμίδας, η οποία οφείλεται στο γεγονός ότι η βαρομετρική πίεση δεν είναι η ίδια σε κάθε περιοχή της επιφάνειας της γης. Η δύναμη της βαροβαθμίδας έχει διεύθυνση κάθετη στις ισοβαρείς και φορά πάντα προς τις χαμηλές πιέσεις, όπως φαίνεται και στο σχήμα 1. Αν λοιπόν στον ατμοσφαιρικό αέρα ασκούνταν μόνο η δύναμη αυτή, ο άνεμος θα είχε πάντα φορά από τα βαρομετρικά υψηλά (αντικυκλώνες) προς τα βαρομετρικά χαμηλά (κυκλώνες). Κάτι τέτοιο όμως στην πραγματικότητα δεν συμβαίνει, καθώς ασκείται μία επιπλέον δύναμη στην αέρια μάζα, η οποία οφείλεται στην περιστροφή της γης και ονομάζεται δύναμη Κοριόλις, προς τιμή του Γάλλου μαθηματικού και μηχανικού Gaspard-Gustave Coriolis που γεννήθηκε στο Παρίσι το 1972 και συνέβαλε σημαντικά στη μελέτη της κίνησης σε περιστρεφόμενα συστήματα αναφοράς.

Η δύναμη Κοριόλις έχει ως αποτέλεσμα τα σώματα που κινούνται στη ατμόσφαιρα να εκτρέπονται προς τα δεξιά στο βόρειο ημισφαίριο (Β.Η.) της Γης και προς τα αριστερά στο νότιο ημισφαίριο (βλ. σχήμα 2). Η δύναμη Κοριόλις εξαρτάται από το γεωγραφικό πλάτος ενός τόπου και μηδενίζεται πάνω στον ισημερινό. Είναι η βασική δύναμη που προκαλεί την περιστροφική κίνηση στα χαμηλά, η οποία είναι αντίθετη με τους δείκτες του ρολογιού στο Β.Η. και σύμφωνα με τους δείκτες του ρολογιού στο Ν.Η. Η δύναμη Κοριόλις είναι επίσης ανάλογη με την ταχύτητα του κινούμενου σώματος. Έτσι όταν ένα σώμα είναι ακίνητο δεν ασκείται πάνω αυτή η δύναμη.

Όπως φαίνεται στο σχήμα 3, αν αφήσουμε μία αέρια μάζα στο σημείο Α, τότε αυτή θα αρχίσει αυθόρμητα να κινείται προς τις χαμηλές πιέσεις, λόγω της δύναμης της βαροβαθμίδας. Καθώς όμως η ταχύτητα της αέριας μάζας αυξάνεται, θα αυξάνεται και η δύναμη Κοριόλις η οποία είναι πάντα κάθετη στην ταχύτητα του κινούμενου σώματος. Αυτό λοιπόν έχει ως αποτέλεσμα μετά από κάποια απόσταση η δύναμη Κοριόλις να γίνεται ίση άλλα αντίθετης φοράς με τη δύναμη της βαροβαθμίδας. Έτσι η συνολική δύναμη που ασκείται πάνω στην αέρια μάζα (συνισταμένη) θα είναι μηδέν. Στα σχολικά μας χρόνια όμως μάθαμε το 2^ο νόμο του Νεύτωνα, που λέει ότι όταν σε ένα σώμα δεν ασκούνται δυνάμεις ή ασκούνται αλλά η συνισταμένη τους είναι μηδέν, το σώμα θα παραμένει ακίνητο ή θα κινείται ευθύγραμμα με σταθερή ταχύτητα.

Στην ατμόσφαιρα συμβαίνει το δεύτερο, δηλαδή ο ατμοσφαιρικός αέρας κινείται τελικά παράλληλα με τις ισοβαρείς έχοντας στα αριστερά του τις χαμηλές πιέσεις στο Β.Η. και στα δεξιά του στο Ν.Η. Ο άνεμος αυτός ονομάζεται γεωστροφικός άνεμος και είναι όπως είδαμε αποτέλεσμα μόνο δύο δυνάμεων, της βαροβαθμίδας και της Κοριόλις. Ο γεωστροφικός άνεμος πνέει πάντα πάνω από τα 500 μέτρα υψόμετρο, καθώς στην επιφάνεια αλλά και μέχρι το ύψος των 500 μέτρων, εμφανίζεται και μία Τρίτη δύναμη, που δεν είναι άλλη από τη γνωστή μας τριβή.

Η τριβή είναι μία δύναμη που οφείλεται στη σχετική κίνηση του ατμοσφαιρικού αέρα πάνω από την επιφάνεια της γης. Η τριβή έχει πάντα την ίδια διεύθυνση με την ταχύτητα του σώματος και φορά αντίθετη με την ταχύτητα. Η τριβή εξαρτάται από το ανάγλυφο του εδάφους. Όσο πιο τραχύ είναι το έδαφος τόσο πιο μεγάλη είναι η δύναμη της τριβής. Τη μικρότερη τιμή της η τριβή την έχει πάνω από την επίπεδη θάλασσα, ενώ πάνω από το έδαφος είναι δύσκολο να την υπολογίσουμε λόγω της ποικιλομορφίας του ανάγλυφου (παρουσία φυτικής βλάστησης, κατασκευών κτλ.). Έτσι όπως φαίνεται και στο σχήμα 4, η τελική ισορροπία των τριών αυτών δυνάμεων, έχει ως αποτέλεσμα ο άνεμος στην επιφάνεια να μην είναι παράλληλος με τις ισοβαρείς αλλά να έχει μία κλίση πάντα προς τις χαμηλές πιέσεις. Η κλίση αυτή κυμαίνεται μεταξύ 10 και 30 μοιρών πάνω από τη θάλασσα, όπου έχουμε και τις μικρότερες τριβές, ενώ πάνω από την ξηρά μπορεί να φτάσει ακόμα και τις 45 μοίρες. Έτσι εξηγείται και το γεγονός ότι όταν είμαστε σε ένα νησί στα παράλια η ένταση του ανέμου είναι πολύ πιο ισχυρή στα παράλια σε σχέση με το εσωτερικό του νησιού.

Η τριβή είναι μεγαλύτερη στα επιφανειακά στρώματα, ενώ καθώς ανεβαίνουμε προς τα πάνω η δύναμη συνεχώς μειώνεται και μηδενίζεται περίπου στα 500 μέτρα υψόμετρο. Έτσι, όπως φαίνεται και στο σχήμα 5 ο άνεμος, ενώ στην επιφάνεια τέμνει τις ισοβαρείς πάντα προς τις χαμηλές πιέσεις με μία γωνία που όπως είπαμε κυμαίνεται από 10 έως 45 μοίρες, ανεβαίνοντας προς τα πάνω αυτή η γωνία συνεχώς μειώνεται και στα 500 μέτρα μηδενίζεται με αποτέλεσμα ο άνεμος να κινείται παράλληλα με τις ισοβαρείς και να αυξάνει σε ένταση.

Με πιο απλά λόγια η διεύθυνση και η ένταση του ανέμου είναι διαφορετική στην επιφάνεια από ότι ψηλά στην ατμόσφαιρα. Όλοι έχουμε παρατηρήσει ότι τα σύννεφα κινούνται και με μεγαλύτερη ταχύτητα αλλά και με άλλη διεύθυνση από αυτή του ανέμου στην επιφάνεια. Για παράδειγμα αν στην επιφάνεια έχουμε βόρειους ανέμους και τα σύννεφα βρίσκονται σε ένα ύψος 500 – 1000 μέτρα, τότε θα τα βλέπουμε να κινούνται προς τα νοτιοδυτικά και όχι προς τα νότια. Η μεταβολή και η ένταση του ανέμου είναι ακόμα πιο αισθητή καθώς ανεβαίνουμε ψηλότερα στην ατμόσφαιρα. Έτσι περίπου στο μέσο της τροπόσφαιρας, του στρώματος της γήινης ατμόσφαιρας όπου εξελίσσονται όλα τα μετεωρολογικά φαινόμενα με μέσο πάχος τα 12 km, ο άνεμος έχει σχεδόν πάντα δυτική διεύθυνση και στα δύο ημισφαίρια της γης και τυπικές ταχύτητες που μπορούν να φτάσουν ακόμα και τους 150 κόμβους. Η δυτική διεύθυνση του ανέμου οφείλεται κατά βάση στην περιστροφή της γης και είναι η αιτία που σχεδόν όλα τα καιρικά συστήματα έχουν μία κίνηση από δυσμάς προς ανατολάς. Η επικρατούσα όμως δυτική διεύθυνση του ανέμου στα ανώτερα ατμοσφαιρικά στρώματα είναι και η αιτία που η διάρκεια των αεροπορικών ταξιδιών είναι μικρότερη όταν το αεροσκάφος κινείται από τα δυτικά προς τα ανατολικά από ότι το αντίθετο, αφού στη δεύτερη περίπτωση τον άνεμο τον έχει κόντρα.
 
Η ένταση του ανέμου στην επιφάνεια μπορεί να καθοριστεί με σχετικά μεγάλη ακρίβεια από τα μοντέλα αριθμητικής πρόγνωσης καιρού, μόνο όμως πάνω από τη θάλασσα, όπου η δύναμη της τριβής μπορεί να εκτιμηθεί με ακρίβεια. Πάνω από την ξηρά όμως η αλληλεπίδραση του ατμοσφαιρικού αέρα με το ανάγλυφο αποκτά χαοτικές διαστάσεις με αποτέλεσμα τα μοντέλα πρόγνωσης καιρού να μην είναι σε θέση να προσομοιώσουν με ακρίβεια το πεδίο του ανέμου και έτσι η πρόγνωση να είναι εκτός πραγματικότητας. Με πιο απλά λόγια όταν κοιτάμε την πρόγνωση του ανέμου στο ιντερνέτ, δεν πρέπει να δίνουμε καμία βαρύτητα στην πρόγνωση του ανέμου πάνω από την ξηρά, παρά μόνο πάνω από τη θάλασσα. Πάνω από την ξηρά ο άνεμος μπορεί να προγνωστεί με ακρίβεια, αλλά θα πρέπει η ανάλυση του μετεωρολογικού μοντέλου να είναι πολύ υψηλή, κάτι το οποίο στην επιχειρησιακή πρόγνωση είναι ανέφικτο.

Στους χάρτες επιφανείας η ένταση του ανέμου καθορίζεται αποκλειστικά από την απόσταση των ισοβαρών, οι οποίες στις περισσότερες περιπτώσεις σχεδιάζονται ανά 4 mb. Όσο πιο μικρή είναι η απόσταση των ισοβαρών τόσο πιο ισχυρός είναι ο άνεμος μεταξύ των ισοβαρών. Ένας πρακτικός κανόνας για τη θάλασσα του Αιγαίου είναι ο εξής: Εάν δείτε σε ένα χάρτη να υπάρχουν μέσα στη θαλάσσια περιοχή του Αιγαίου πάνω από 4 ισοβαρείς καμπύλες στην ευθεία Θεσσαλονίκης – Ρόδου, τότε η ένταση του ανέμου είναι πάνω από 7 μπ. (βλ. σχήμα 6). Ένας άλλος επίσης πρακτικός κανόνας που μου αρέσει να διδάσκω στους μαθητές μου είναι ο εξής: φανταστείτε ότι οι ισοβαρείς είναι σαν τις όχθες ενός ποταμού. Γνωρίζουμε ότι σε ένα ποτάμι όσο πιο κοντά πλησιάζουν οι όχθες τόσο πιο ορμητικά γίνονται τα νερά. Κάτι αντίστοιχο συμβαίνει και με τον άνεμο, εάν στη θέση των οχθών του ποταμού βάλουμε τις ισοβαρείς και στη θέση του νερού τον άνεμο. Η μόνη διαφορά είναι ότι ενώ το νερό ρέει παράλληλα με τις όχθες, ο άνεμος σχηματίζει όπως είπαμε πριν, μία μικρή γωνία με τις ισοβαρείς, βλέποντας πάντα προς τις χαμηλές πιέσεις.
 
Λαμβάνοντας λοιπόν υπόψη μας όλα τα παραπάνω βλέποντας έναν χάρτη επιφανείας και κοιτώντας τις ισοβαρείς μπορούμε κάνουμε μία πρόχειρη εκτίμηση της διεύθυνσης αλλά και της έντασης του ανέμου. Στο σχήμα 7 βλέπουμε ένα τέτοιο παράδειγμα. Όπως είπαμε πρωτύτερα στο Β.Η. ο άνεμος πνέει πάντα έχοντας προς τα αριστερά τις χαμηλές πιέσεις και σχηματίζει γωνία από 10 έως 30 μοίρες προς τις χαμηλές πιέσεις, πάνω από τη θάλασσα, με τη γωνία να αυξάνει όταν αυξάνεται η ένταση του ανέμου.

Έτσι σε σχέση με τη θέση του χαμηλού στο Νότιο Ιόνιο, που φαίνεται στον προγνωστικό χάρτη των 24 ωρών της Αγγλικής Μετεωρολογικής Υπηρεσίας, με ώρα και ημερομηνία ισχύος 1800 UTC, 3 Ιουνίου 2014 (+3 ώρες για την τοπική ώρα), ο άνεμος στο Κρητικό θα είναι νοτιοανατολικός, στρεφόμενος σταδιακά σε ανατολικός – βορειοανατολικός καθώς πηγαίνουμε προς το Κεντρικό Αιγαίο. Στο Ιόνιο θα είναι βορειοανατολικός.

Αναφορικά με την ένταση, βλέπουμε ότι στο κάτω δεξί μέρος του χάρτη υπάρχει μία κλίμακα, που ονομάζεται γεωστροφική κλίμακα του ανέμου. Η κλίμακα αυτή μας βοηθάει στο να κάνουμε μία πρόχειρη εκτίμηση της έντασης του ανέμου ως εξής: Με έναν κομπάσο ή με έναν απλό χάρακα μετράμε την απόσταση (άνοιγμα) των ισοβαρών στο σημείο που θέλουμε (κόκκινη γραμμή). Στη συνέχεια μεταφέρουμε την απόσταση αυτή στο κάτω δεξί διάγραμμα, τοποθετώντας το αριστερό τμήμα της κόκκινης γραμμής στο γεωγραφικό πλάτος της περιοχής μας. Η δεξιά άκρη της κόκκινης γραμμής μας δείχνει την ένταση του γεωστροφικού ανέμου, που στο παράδειγμά μας είναι περίπου 38 κόμβοι. Η ένταση όμως του πραγματικού ανέμου στην επιφάνεια είναι ίση με τα 2/3 του γεωστροφικού και έτσι η ένταση στην επιφάνεια θα βγει περίπου ίση με 25 κόμβους. Στην πραγματικότητα όμως αυτή η ένταση μπορεί να είναι σημαντικά μικρότερη από την πραγματική καθώς λόγω των ιδιαίτερων γεωμορφολογικών χαρακτηριστικών της χώρας μας ο άνεμος μπορεί να ενισχυθεί σημαντικά, ανάλογα με τη διεύθυνση και σε συνδυασμό με την τοπογραφία μίας περιοχής.