ΣΥΝΟΠΤΙΚΑ ΚΑΙ ΔΥΝΑΜΙΚΑ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΑ ΤΗΣ ΔΟΜΗΣ ΤΗΣ ΑΝΩΤΕΡΗΣ ΤΡΟΠΟΣΦΑΙΡΑΣ ΚΑΤΑ ΤΗ ΜΕΤΑΦΟΡΑ ΣΤΡΑΤΟΣΦΑΙΡΙΚΟΥ ΟΖΟΝΤΟΣ

Transcript

1 ΑΡΙΣΤΟΤΕΛΕΙΟ ΠΑΝΕΠΙΣΤΗΜΙΟ ΘΕΣΣΑΛΟΝΙΚΗΣ ΣΧΟΛΗ ΘΕΤΙΚΩΝ ΕΠΙΣΤΗΜΩΝ, ΤΜΗΜΑ ΓΕΩΛΟΓΙΑΣ ΤΟΜΕΑΣ ΜΕΤΕΩΡΟΛΟΓΙΑΣ ΚΑΙ ΚΛΙΜΑΤΟΛΟΓΙΑΣ ΠΡΟΓΡΑΜΜΑ ΜΕΤΑΠΤΥΧΙΑΚΩΝ ΣΠΟΥΔΩΝ ΣΥΝΟΠΤΙΚΑ ΚΑΙ ΔΥΝΑΜΙΚΑ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΑ ΤΗΣ ΔΟΜΗΣ ΤΗΣ ΑΝΩΤΕΡΗΣ ΤΡΟΠΟΣΦΑΙΡΑΣ ΚΑΤΑ ΤΗ ΜΕΤΑΦΟΡΑ ΣΤΡΑΤΟΣΦΑΙΡΙΚΟΥ ΟΖΟΝΤΟΣ ΔΗΜΗΤΡΗΣ ΑΚΡΙΤΙΔΗΣ ΦΥΣΙΚΟΣ ΜΕΤΑΠΤΥΧΙΑΚΗ ΔΙΑΤΡΙΒΗ ΕΙΔΙΚΕΥΣΗΣ ΘΕΣΣΑΛΟΝΙΚΗ, 2008

2 ΔΗΜΗΤΡΗΣ ΑΚΡΙΤΙΔΗΣ ΦΥΣΙΚΟΣ ΣΥΝΟΠΤΙΚΑ ΚΑΙ ΔΥΝΑΜΙΚΑ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΑ ΤΗΣ ΔΟΜΗΣ ΤΗΣ ΑΝΩΤΕΡΗΣ ΤΡΟΠΟΣΦΑΙΡΑΣ ΚΑΤΑ ΤΗ ΜΕΤΑΦΟΡΑ ΣΤΡΑΤΟΣΦΑΙΡΙΚΟΥ ΟΖΟΝΤΟΣ ΜΕΤΑΠΤΥΧΙΑΚΗ ΔΙΑΤΡΙΒΗ ΕΙΔΙΚΕΥΣΗΣ που υποβλήθηκε στον Τομέα Μετεωρολογίας-Κλιματολογίας του Τμήματος Γεωλογίας της Σχολής Θετικών Επιστημών του Αριστοτέλειου Πανεπιστημίου Θεσσαλονίκης ΘΕΣΣΑΛΟΝΙΚΗ,

3 Η ανάπτυξη και υποστήριξη της Μεταπτυχιακής Διατριβής Ειδίκευσης έγινε ενώπιον της Τριμελούς Εξεταστικής Επιτροπής, στις 12 Δεκεμβρίου Την Εξεταστική Επιτροπή αποτέλεσαν οι: Καρακώστας Θεόδωρος, Καθηγητής Α.Π.Θ, Επιβλέπων Ζάνης Πρόδρομος, Επίκουρος Καθηγητής Α.Π.Θ Πυθαρούλης Ιωάννης, Λέκτορας Α.Π.Θ 2

4 ΠΡΟΛΟΓΟΣ Η παρούσα μεταπτυχιακή διατριβή ειδίκευσης έχει τίτλο Συνοπτικά και δυναμικά χαρακτηριστικά της δομής της ανώτερης τροπόσφαιρας κατά τη μεταφορά στρατοσφαιρικού όζοντος και εκπονήθηκε στα πλαίσια των μεταπτυχιακών μου σπουδών στον Τομέα Μετεωρολογίας και Κλιματολογίας του Αριστοτελείου Πανεπιστημίου Θεσσαλονίκης. Πολλοί είναι οι άνθρωποι που συνέβαλλαν άμεσα ή έμμεσα στην ολοκλήρωση των μεταπτυχιακών μου σπουδών και την παρουσίαση αυτής της διατριβής. Θα ήθελα να ευχαριστήσω ιδιαίτερα τον κ. Πρόδρομο Ζάνη, επίκουρο καθηγητή και μέλος της εξεταστική επιτροπής, για την αμέριστη βοήθεια και καθοδήγηση του, καθώς και για το συνεχές ενδιαφέρον που επέδειξε σε όλη την διάρκεια της εκπόνησης της συγκεκριμένης εργασίας. Επίσης τον κ. Ιωάννη Πυθαρούλη, λέκτορα και μέλος της εξεταστικής επιτροπής, για τις πολύτιμες συμβουλές και τις εποικοδομητικές του παρατηρήσεις, αλλά και για την βοήθεια του στην εφαρμογή του μοντέλου διασποράς σωματιδίων FLEXPART. Τον κ. Θεόδωρο Καρακώστα, καθηγητή και επιβλέποντα της εργασίας, για την έκθυμη συμπαράσταση και τις χρήσιμες υποδείξεις του, καθώς και για την αμέριστη εμπιστοσύνη και στήριξη που μου έδειξε σε όλη την διάρκεια των μεταπτυχιακών μου σπουδών. Ένα θερμό ευχαριστώ στον κ. Τιμολέων Μακρογιάννη, καθηγητή, ο οποίος με παρότρυνε να ασχοληθώ με την επιστήμη της Μετεωρολογίας, καθώς και σε όλους τους καθηγητές του τομέα Μετεωρολογίας και Κλιματολογίας για την άριστη συνεργασία που είχαμε όλο αυτό το διάστημα. Τον κ. Αναστάσιο Μαυράκη, για την παροχή των δεδομένων επιφανειακών συγκεντρώσεων όζοντος. Τέλος θα ήθελα να ευχαριστήσω την οικογένεια μου και τους φίλους μου, που με στηρίζουν συνεχώς, ο καθένας με τον τρόπο του. 3

5 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1. ΕΙΣΑΓΩΓΗ Όζον Τροποσφαιρικό όζον Διανταλλαγή στρατόσφαιρας τροπόσφαιρας Δυνητικός στροβιλισμός Τροπόπαυση Αεροχείμαρροι και μέγιστα αεροχειμάρρων Αναδίπλωση της τροπόπαυσης στρατοσφαιρική εισβολή...20 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2. ΔΕΔΟΜΕΝΑ ΚΑΙ ΜΕΘΟΔΟΛΟΓΙΑ Δεδομένα Περιοχή και περίοδος μελέτης Μεθοδολογία Μοντέλο διασποράς σωματιδίων FLEXPART (έκδοση 6.2) Εισαγωγή Δεδομένα εισόδου Παραμετροποίηση του οριακού στρώματος Μεταφορά και διάχυση σωματιδίων Εμπρόσθια και οπισθόδρομη χρονικά προσομοίωση Τροχιές σωματιδίων Διαδικασίες μείωσης της ύλης των σωματιδίων...43 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3. ΑΠΟΤΕΛΕΣΜΑΤΑ Επιφανειακές συγκεντρώσεις όζοντος Συνοπτική ανάλυση Ανάλυση δυνητικού στροβιλισμού Ανάλυση υγρασίας Αποτελέσματα μοντέλου διασποράς σωματιδίων Flexpart...66 ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ...72 ΒΙΒΛΙΟΓΡΑΦΙΑ

6 1 ο ΚΕΦΑΛΑΙΟ ΕΙΣΑΓΩΓΗ 1.1 Όζον Το όζον (O ) είναι ένα αέριο συστατικό της γήινης ατμόσφαιρας το 3 οποίο συναντάται κυρίως στη στρατόσφαιρα (90%) και σε μικρότερα ποσοστά στην τροπόσφαιρα (10%). Οι μεγαλύτερες συγκεντρώσεις του όζοντος παρατηρούνται σε μια περιοχή της ατμόσφαιρας, το λεγόμενο στρώμα του όζοντος (Μακρογιάννης και Σαχσαμάνογλου, 2004), μεταξύ 15 και 30 km, παρόλο που οι συγκεντρώσεις αυτές είναι πολύ μικρές, της τάξης των μερικών ppm (Σχήμα 1.1). Σχήμα 1.1: Κατακόρυφη κατανομή του όζοντος στα μεσαία γεωγραφικά πλάτη (Πηγή: Σε αντίθεση με τις χαμηλές συγκεντρώσεις του στην ατμόσφαιρα, το όζον παίζει πολύ σημαντικό ρόλο στη ζωή του ανθρώπου. Από τη μια το στρατοσφαιρικό όζον απορροφά πλήρως την υπεριώδη-γ ακτινοβολία (200-5

7 280 nm) και σε μεγάλο βαθμό την υπεριώδη-β ακτινοβολία ( nm) που είναι επικίνδυνες για τον άνθρωπο (Σχήμα 1.2), ενώ από την άλλη το τροποσφαιρικό όζον αποτελεί έναν από τους σημαντικότερους αέριους ρύπους, καθώς επηρεάζει την οξειδωτική συμπεριφορά της τροπόσφαιρας και έχει δυσμενείς συνέπειες για την υγεία του ανθρώπου και τα οικοσυστήματα. Επίσης απορροφά τη γήινη υπέρυθρη ακτινοβολία δρώντας ως θερμοκηπικό αέριο. Σχήμα 1.2: Φάσμα απορρόφησης ηλιακής και γήινης ακτινοβολίας. 1.2 Τροποσφαιρικό όζον Το τροποσφαιρικό όζον γνωστό και ως κακό όζον παράγεται στα κατώτερα στρώματα της τροπόσφαιρας μέσω φυσικών χημικών διαδικασιών και μέσω χημικών αντιδράσεων που οφείλονται στην παρουσία των αέριων ρύπων που παράγει ο άνθρωπος. Η παρουσία του όζοντος σε αυξημένα επίπεδα, είναι αρκετά επιβλαβής για τα οικοσυστήματα καθώς προκαλεί σοβαρά αναπνευστικά προβλήματα στον άνθρωπο και εμποδίζει την ανάπτυξη των φυτικών οργανισμών, αφού αποτελεί ισχυρό φυτο-οξειδωτικό μέσο (>40 ppbv). Η σπουδαιότητα του τροποσφαιρικού όζοντος έγκειται στο γεγονός ότι αποτελεί ένα από τα θερμοκηπικά αέρια τα οποία συμβάλλουν στην αύξηση 6

8 της θερμοκρασίας της γης. Η αύξηση του επιφανειακού όζοντος στην τροπόσφαιρα τα τελευταία χρόνια, που οφείλεται σε ανθρώπινες δραστηριότητες, συμβάλλει στην παραπέρα απορρόφηση της εξερχόμενης γήινης (υπέρυθρη) ακτινοβολίας, που οδηγεί σε σταδιακή θέρμανση του πλανήτη. Εάν μεταβληθεί η συγκέντρωση ενός θερμοκηπικού αερίου στην ατμόσφαιρα, εμφανίζεται μία επαγόμενη μεταβολή (σε μονάδες ) στο ισοζύγιο της ακτινοβολίας στην τροπόπαυση που την ονομάζουμε Radiative Forcing. Η συμβολή του τροποσφαιρικού όζοντος, καθώς και των υπόλοιπων θερμοκηπικών αερίων στην παγκόσμια θέρμανση φαίνεται στο Σχήμα 1.3 και εκτιμάται περίπου σε 0.35 Wm -2 (radiative forcing). W m 2 Επίσης αποτελεί πηγή του πιο σημαντικού οξειδωτικού μέσου στην τροπόσφαιρα, της ελεύθερης ρίζας υδροξυλίου (ΟΗ), που προκαλεί την έναρξη αλυσιδωτών αντιδράσεων στην τροπόσφαιρα οξειδώνοντας διάφορα ιχνοστοιχεία που διαφορετικά θα δρούσαν ως θερμοκηπικά αέρια. Οι πηγές του τροποσφαιρικού όζοντος οφείλονται αφενός σε ροή από την στρατόσφαιρα και αφετέρου στη φωτοχημική παραγωγή του στην τροπόσφαιρα. Οι διεισδύσεις όζοντος από τη στρατόσφαιρα παρατηρούνται κυρίως στα μεσαία και μεγάλα γεωγραφικά πλάτη κατά την περίοδο της άνοιξης. Η παραγωγή του όζοντος στην τροπόσφαιρα είναι πιο έντονη το καλοκαίρι, καθώς ευνοούνται οι φωτοχημικές αντιδράσεις των οξειδίων του αζώτου (ΝΟΧ) και του μονοξειδίου του άνθρακα (CO) από την παρουσία του φωτός. Η φωτοχημική παραγωγή του όζοντος στην ατμόσφαιρα πραγματοποιείται μέσω της αντίδρασης: O+ O2 + M O3+ M Η διαφορά ανάμεσα στην παραγωγή όζοντος στην τροπόσφαιρα και τη στρατόσφαιρα είναι η πηγή του ατομικού O, που στην περίπτωση του στρατοσφαιρικού όζοντος παράγεται παρουσία ηλιακής ακτινοβολίας με μήκος κύματος < 242 nm: O2 + hv O+ O 7

9 Η φωτοχημική παραγωγή όζοντος στην τροπόσφαιρα εξαρτάται από τα NOx (NO και NO2). Το ατομικό οξυγόνο Ο παράγεται παρουσία ακτινοβολίας με μήκη κύματος < 424 nm: NO2 + hv NO + O Σχήμα 1.3: Μέσο ετήσιο δυναμικό ενίσχυσης ακτινοβολίας των θερμοκηπικών αερίων για την περίοδο (IPCC 2001). Παράλληλα υπάρχουν και μηχανισμοί καταστροφής του όζοντος μέσω φωτοχημικών αντιδράσεων με υπερόξυ ρίζες του υδροξυλίου ( HO ) και μέσω της αποσύνθεσης που υφίσταται κατά την επαφή του με το έδαφος (Σχήμα 1.4). Στο Σχήμα 1.5 παρουσιάζεται το ποσοστό με το οποίο συμβάλλει η κάθε διαδικασία στο ισοζύγιο του όζοντος, όπως αυτά υπολογίστηκαν από ένα CTM (Chemical Transport Model) (Lelieveld and Dentener, 2000). Από τη στιγμή που τέθηκαν οι βάσεις της θεωρίας της φωτοχημικής παραγωγής του όζοντος και έγινε αξιολόγηση των μετρήσεων του τροποσφαιρικού όζοντος κατά τη διάρκεια του 20 ου αιώνα, έγινε αντιληπτό ότι η αύξηση του τροποσφαιρικού όζοντος δεν είναι ένα πρόβλημα που αφορά μόνο τα αστικά κέντρα και τις γύρω περιοχές, αλλά ένα πρόβλημα που αφορά x 8

10 τις ευρύτερες περιοχές. Ιδιαίτερο επιστημονικό ενδιαφέρον έχει δοθεί την τελευταία δεκαετία, όχι μόνο στο όζον των αστικών περιοχών, αλλά και στο υπόβαθρο όζον δηλαδή στο όζον που δεν επηρεάζεται από κοντινές Σχήμα 1.4: Σχηματική παράσταση που δείχνει την προέλευση του όζοντος της τροπόσφαιρας (Ζάνης, 2006). ροές στρατόσφαιρας-τροπόσφαιρας φωτοχημική παραγωγή φωτοχημική καταστροφή αποσύνθεση στο έδαφος ολικό ποσό όζοντος 565 Tg/yr 3314 Tg/yr 3174 Tg/yr 705 Tg/yr 347 Tg/yr Σχήμα 1.5: Ισοζύγιο όζοντος (Lelieveld and Dentener, 2000) ανθρωπογενείς εκπομπές ρύπων. Υπάρχει σημαντική πειραματική ένδειξη από τη σύγκριση ιστορικών τιμών όζοντος στα τέλη του 19 ου και αρχές του 20 ου αιώνα με σύγχρονες τιμές όζοντος υποβάθρου, ότι το υπόβαθρο όζον της τροπόσφαιρας σχεδόν υπερδιπλασιάστηκε στο μεγαλύτερο μέρος του Βορείου Ημισφαιρίου με το μεγαλύτερο ποσοστό της αύξησης να έχει συμβεί μετά το 9

11 1950. Το Σχήμα 1.6 που περιλαμβάνει τιμές από μετρήσεις υποβάθρου όζοντος σε διάφορες τοποθεσίες της Δυτικής Ευρώπης απομακρυσμένες από κοντινές πηγές ρύπανσης, επιδεικνύει χαρακτηριστικά τον υπερδιπλασιασμό των συγκεντρώσεων όζοντος κατά τη διάρκεια του 20 ου αιώνα. όζον (ppbv) Pic du Midi (3000 m) Jungfraujoch (3500 m) Mont Ventoux (1900 m) Pfander Mountain (1064 m) Arosa (1860 m) Hohenpeisenberg (1000 m) Zugspitze (3000 m) Pic du Midi (3000 m) καμπύλη προσέγγισης έτος Σχήμα 1.6: Χρονική εξέλιξη των συγκεντρώσεων όζοντος κατά την διάρκεια του 20 ου αιώνα σε διάφορες τοποθεσίες της Δυτικής Ευρώπης απομακρυσμένες από κοντινές πηγές ρύπανσης (Marenco et al., 1994) Ιδιαίτερη συμβολή στη διαπίστωση της αύξησης του υποβάθρου όζοντος της τροπόσφαιρας έδωσε και η αξιολόγηση των μετρήσεων όζοντος στο Παρίσι (Montsouris) στα τέλη του περασμένου αιώνα (Volz, A. and D. Kley, 1988). Η πιθανότερη αιτία για την αύξηση του υποβάθρου όζοντος της τροπόσφαιρας θεωρείται η φωτοχημική παραγωγή όζοντος λόγω της σταδιακής αύξησης των ανθρωπογενών εκπομπών πρωτογενών ρύπων (οξείδια του αζώτου, CO, υδρογονάνθρακες) και η σταθερή ανάμειξη των πρόδρομων αυτών ενώσεων σε ευρύτερες περιοχές. Πολλές άλλες ερευνητικές εργασίες σε διάφορες τοποθεσίες στην Ευρώπη και τη Βόρεια Αμερική έδειξαν ότι υπάρχει αύξηση του όζοντος της τροπόσφαιρας κατά τη διάρκεια των τελευταίων 10

12 δεκαετιών της τάξης του 1% ανά έτος. Όλες αυτές οι διαπιστώσεις της αύξησης του τροποσφαιρικού όζοντος, τόσο κοντά στο έδαφος, όσο και στην ελεύθερη τροπόσφαιρα (πάνω από το οριακό στρώμα της ατμόσφαιρας όπου ζούμε και αναπνέουμε) δείχνουν ότι είναι ένα πρόβλημα που δεν περιορίζεται μόνο σε τοπική κλίμακα αλλά επεκτείνεται σε διακρατική και ημισφαιρική κλίμακα. 1.3 Διανταλλαγή στρατόσφαιρας τροπόσφαιρας Η διανταλλαγή αερίων μαζών ανάμεσα σε στρατόσφαιρα και τροπόσφαιρα αποτελεί μια διαδικασία εξαιρετικής σημασίας, καθώς χαρακτηρίζεται από μεταφορά χημικών ενώσεων (όπως CFCs) στη στρατόσφαιρα, ενώ παράλληλα αέριες μάζες στρατοσφαιρικής προέλευσης καθιζάνουν στην τροπόσφαιρα μεταφέροντας όζον. Η γενική κυκλοφορία που διέπει τις διανταλλαγές ανάμεσα σε τροπόσφαιρα και στρατόσφαιρα προτάθηκε για πρώτη φορά από τον Alan Brewer στην προσπάθεια του να ερμηνεύσει τις χαμηλές αναλογίες μείγματος των υδρατμών στη στρατόσφαιρα και είναι γνωστή ως κυκλοφορία Brewer-Dobson (Brewer-Dobson Circulation). Πιο συγκεκριμένα, στην περιοχή των τροπικών εξαιτίας της έντονης θέρμανσης της επιφάνειας, παρατηρούνται ανοδικές κινήσεις μέχρι και τα όρια της στρατόσφαιρας. Κατόπιν μέσω μεσημβρινής κυκλοφορίας στην στρατόσφαιρα οι αέριες μάζες μεταφέρονται προς τους πόλους, ενώ καθοδικές κινήσεις που λαμβάνουν χώρα στα μεσαία και μεγάλα γεωγραφικά πλάτη μεταφέρουν σημαντικές ποσότητες όζοντος στην τροπόσφαιρα και στα κατώτερα στρώματα της στρατόσφαιρας. Η κυκλοφορία Brewer-Dobson οφείλεται κυρίως σε δυναμικές διεργασίες που έχουν σχέση με την κατακόρυφη διάδοση των πλανητικών κυμάτων από την τροπόσφαιρα στην στρατόσφαιρα. Τα πλανητικά κύματα διαδίδονται στην τροπόσφαιρα ανοδικά αυξάνοντας το ύψος τους και σπάνε στη μέση ατμόσφαιρα απελευθερώνοντας ενέργεια και ορμή, και προκαλώντας μια εκτροπή στη διεύθυνση της γεωστροφικής ζωνικής ροής. Ιδιαίτερα κατά τη χειμερινή περίοδο εξαιτίας του σπασίματος των πλανητικών κυμάτων που 11

13 φτάνουν στη στρατόσφαιρα, προκαλείται μια εκτροπή στη διεύθυνση των αερίων μαζών προς τα βόρεια, που έχει ως αποτέλεσμα τη δημιουργία της μεσημβρινής κυκλοφορίας στη στρατόσφαιρα. Η κυκλοφορία Brewer-Dobson παρατηρείται και στα δυο ημισφαίρια με αυτήν όμως του Βορείου Ημισφαιρίου να είναι εντονότερη εξαιτίας της διαφορετικής κατανομής ξηράς και θάλασσας. Σχήμα 1.7 Κυκλοφορία Brewer-Dobson. (Πηγή: Με βάση αυτή τη μεσημβρινή κυκλοφορία που επικρατεί στη στρατόσφαιρα κατάφεραν να εξηγηθούν οι μεγαλύτερες συγκεντρώσεις όζοντος στους πόλους, από ότι στους τροπικούς, όπου και ευνοείται η φωτοχημική παραγωγή του. Η κυκλοφορία Brewer-Dobson (γενική κυκλοφορία) αποτελεί την γενική θεωρία που περιγράφει την διανταλλαγή των αερίων μαζών μεταξύ στρατόσφαιρας και τροπόσφαιρας, και πραγματώνεται μέσω μικρότερης 12

14 κλίμακας συστημάτων (συνοπτικά συστήματα), όπως είναι τα αποκομμένα χαμηλά (cut off lows) (Price and Vaughan, 1993; Bamber et al., 1984) και οι στρατοσφαιρικές εισβολές (stratospheric intrusions) που αποτελούν αντικείμενο μελέτης της παρούσας εργασίας και θα περιγραφούν εκτενεστέρα παρακάτω. Σχήμα 1.8: Κατανομή όζοντος (DU/km) σε μια κατακόρυφη τομή γεωγραφικού πλάτους και ύψους. (Πηγή: Η πλειοψηφία των αποκομμένων χαμηλών, δημιουργείται κυρίως κατά τους καλοκαιρινούς μήνες και έχει διάρκεια μερικών ημερών. Γενικώς, τα αποκομμένα χαμηλά σχηματίζονται κατά την παραμόρφωση του αεροχειμάρρου, εξαιτίας της προέκτασης ενός αυλώνα κατά τη μεσημβρινή διεύθυνση. Καθώς λοιπόν αυτό το χαμηλό σύστημα γίνεται αποκομμένο, εγκλωβίζει ποσότητα αέρα πολικής προέλευσης με χαρακτηριστικά όπως χαμηλές θερμοκρασίες, μεγάλες τιμές δυνητικού στροβιλισμού και μεγάλες συγκεντρώσεις όζοντος. Προφανώς ο παραπάνω μηχανισμός αναφέρεται σε 13

15 οριζόντια μεταφορά όζοντος, αποτελεί όμως μια διαδικασία που μπορεί να οδηγήσει με έμμεσο τρόπο σε ανταλλαγή αέρα μεταξύ τροπόσφαιρας και στρατόσφαιρας. Σε τέτοιου είδους συστήματα, αναπτύσσονται νέφη κατακόρυφης ανάπτυξης που μπορούν κάποιες φορές να διαπεράσουν την τροπόπαυση και μέσω των ανοδικών κινήσεων να οδηγήσουν σε ανάμειξη τροποσφαιρικού και στρατοσφαιρικού αέρα. 1.4 Δυνητικός στροβιλισμός (Potential Vorticity) Τροπόπαυση (Tropopause) Ο δυνητικός στροβιλισμός όπως αυτός ορίστηκε από τον Ertel (1942): θ PV = ( ζ θ + f ) ( g ) (1.1) p όπου g η επιτάχυνση της βαρύτητας, ζ θ ο σχετικός στροβιλισμός ο οποίος υπολογίζεται σε ισεντροπική επιφάνεια, f η παράμετρος Coriolis ενώ ο τελευταίος όρος θ αποτελεί ένα μέτρο της ευστάθειας της ατμόσφαιρας (σε p μια ευσταθή ατμόσφαιρα, η δυνητική θερμοκρασία αυξάνει με το ύψος). Ο όρος ζ + f αναφέρεται στον απόλυτο στροβιλισμό που προκύπτει ως το θ άθροισμα του σχετικού και πλανητικού στροβιλισμού (Καρακώστας, 2005). Το μείον στην παραπάνω εξίσωση χρησιμοποιείται για να προκύπτουν φυσιολογικά θετικές τιμές δυνητικού στροβιλισμού στο Βόρειο Ημισφαίριο δεδομένου ότι συνήθως θ <0 και ζ θ + f p >0. Ο δυνητικός στροβιλισμός του Ertel είναι ένα μέγεθος το οποίο κάτω από αδιαβατικές συνθήκες και απουσία τριβών διατηρείται σταθερό. Από τον παραπάνω ορισμό του δυνητικού στροβιλισμού προκύπτουν και οι μονάδες μέτρησης του: PVU (Potential Vorticity Unit) = 10 Κ kg m s 1 (Hoskins et al., 1985) Κατά τα πρότυπα του Παγκόσμιου Οργανισμού Μετεωρολογίας (W.M.O), η τροπόπαυση ορίζεται ως το κατώτερο επίπεδο στο οποίο βαθμίδα της υψομετρικής πτώσης της θερμοκρασίας φτάνει τα 2Κ km -1 ή και η 14

16 λιγότερο, ενώ η μέση θερμοβαθμίδα ανάμεσα σε αυτό το επίπεδο και κάθε επίπεδο για τα επόμενα 2 km δεν ξεπερνά τα 2Κ km -1 (WMO, 1957). Η τροπόπαυση λοιπόν χαρακτηρίζεται από αύξηση της ευστάθειας από την τροπόσφαιρα προς τη στρατόσφαιρα. Σχήμα 1.9: Κατακόρυφη τομή γεωγραφικού πλάτους-ύψους για την περίοδο του Ιανουαρίου 1993, όπου απεικονίζεται η δυνητική θερμοκρασία (K) (συνεχείς καμπύλες) και η θερμοκρασία (K) (διακεκομμένες καμπύλες). Η έντονη συνεχής καμπύλη που αντιστοιχεί στο δυνητικό στροβιλισμό με τιμή 2 PVU, απεικονίζει την τροπόπαυση (Holton et al., 1995). Επίσης η τροπόπαυση ορίζεται από δυναμικής πλευράς, με την βοήθεια του δυνητικού στροβιλισμού (potential vorticity), ως η συνεχής επιφάνεια με τιμές δυνητικού στροβιλισμού 2 pvu (Danielsen 1968, Shapiro 1980, Holton et al., 1995, Hoskins and Berrisford, 1988) ή και 1,5 pvu (Hoerling et al. 1991, Hoinka, 1997, Stohl et al., 2001, Papaspiropoulos et. al., 2002), που διαχωρίζει τις στρατοσφαιρικές από τις τροποσφαιρικές αέριες μάζες. 1.5 Αεροχείμαρροι και μέγιστα αεροχειμάρρων Οι αεροχείμαρροι είναι εξαιρετικά επιμήκη και πεπλατυσμένα σε σχήμα ρεύματα αέρα της ανώτερης κυρίως ατμόσφαιρας, τα οποία εκτείνονται σε μήκος πολλών χιλιάδων χιλιομέτρων γύρω από κάθε ημισφαίριο, έχουν πλάτος 15

17 μερικών χιλιάδων χιλιομέτρων και βάθος γύρω στα 2-5 χιλιόμετρα. Ο καλύτερος τρόπος για να περιγραφεί σχηματικά ο αεροχείμαρρος (jet stream), είναι μέσω των ισοταχών (καμπύλες σταθερής ταχύτητας) και των ισοϋψών (ρευματογραμμών) καμπυλών, με τον άξονα του να διέρχεται από τις περιοχές όπου παρατηρούνται τα μέγιστα των ταχυτήτων και με κατεύθυνση από τα δυτικά προς τα ανατολικά. Ως μέγιστο αεροχειμάρρου (jet streak) ορίζεται η περιοχή των μέγιστων ανέμων. Όπως φαίνεται στο Σχήμα 1.10 από τις ισοταχείς, ο άξονας του αεροχειμάρρου μπορεί να είναι ευθύγραμμος, κυκλωνικά καμπυλωμένος στην περιοχή του αυλώνα (trough) ή αντικυκλωνικά καμπυλωμένος στην περιοχή της ράχης (ridge). Στην περιοχή εισόδου και εξόδου του αεροχειμάρρου, το μέτρο της ταχύτητας της αέριας μάζας υφίσταται μεγάλες μεταβολές, με αποτέλεσμα η επιτάχυνση της ( dv / dt ) να μην είναι αμελητέα και να μην ισχύει η γεωστροφική ισορροπία στα μέγιστα του αεροχειμάρρου. Επομένως από τη σχέση: ur V ag ur 1 r dv = k (1.2) f dt συνάγεται πως ο αγεωστροφικός άνεμος είναι σημαντικός κοντά στους αεροχειμάρρους. Ο αγεωστροφικός άνεμος προκύπτει ως η διανυσματική διαφορά του γεωστροφικού ανέμου από τον πραγματικό άνεμο. Έχει αποδειχθεί από σχετικές μελέτες (Shapiro and Kennedy, 1981) πως η γεωστροφική ισορροπία δεν ισχύει στα μέγιστα του αεροχειμάρρου με αποτέλεσμα η σύγκλιση ή απόκλιση μάζας στο ύψος του αεροχειμάρρου να είναι σημαντική. Αυτό σημαίνει ότι τα μέγιστα του αεροχειμάρρου συνοδεύονται από έντονες κατακόρυφες κινήσεις, με αποτέλεσμα τη δημιουργία ή και ανάπτυξη σημαντικών καιρικών φαινομένων. Η απόκλιση του γεωστροφικού ανέμου για συνοπτικές κλίμακες θεωρείται αμελητέα σε σχέση με αυτή του πραγματικού ανέμου. Μπορούμε λοιπόν να θεωρήσουμε ότι η απόκλιση του πραγματικού ανέμου μπορεί να προσεγγιστεί από αυτήν του αγεωστροφικού ανέμου. Σε φυσικές 16

18 συντεταγμένες (s,n) όπου s η διεύθυνση του ανέμου και n η διεύθυνση κάθετα και προς τα αριστερά του ανέμου η επιτάχυνση στον άξονα της κίνησης (s) δίνεται από την σχέση: dv dt Φ = = f V s agn (1.3) Σχήμα 1.10: Σχηματικός χάρτης αεροχειμάρρου στο ύψος των μέγιστων ανέμων. Οι συνεχείς γραμμές είναι οι ισοϋψείς (ρευματογραμμές), οι διακεκομμένες είναι οι ισοταχείς που διατάσσονται σε ελλειπτικές τροχιές, στο κέντρο των οποίων εντοπίζονται τα μέγιστα του αεροχειμάρρου (jet streak). Στο μέγιστο ευθέως αεροχειμάρρου, από την εξίσωση 1.3 φαίνεται πως στην περιοχή εισόδου (εξόδου) του αεροχειμάρρου, όπου υπάρχει επιτάχυνση (επιβράδυνση) του αέρα, υπάρχει αγεωστροφικό ρεύμα προς τα αριστερά (δεξιά) της ροής προς χαμηλότερα (υψηλότερα) γεωδυναμικά ύψη (Σχήμα 1.11). Πιο αναλυτικά, όπως φαίνεται και στο Σχήμα 1.12 όπου τα βέλη δείχνουν την αγεωστροφική ροή, λόγω του προς τα αριστερά (δεξιά) της ροής κατευθυνόμενου αγεωστροφικού ανέμου στην είσοδο (έξοδο) του αεροχειμάρρου, αναμένεται απόκλιση (divergence) μάζας στο δεξιό (αριστερό) τεταρτημόριο εισόδου (εξόδου) και σύγκλιση (convergence) στο αριστερό (δεξιό) τεταρτημόριο εισόδου (εξόδου) (Σχήμα 1.12α). 17

19 Σχήμα 1.11: Σύστημα συντεταγμένων (s,n). Με τις διακεκομμένες γραμμές παριστάνονται οι ισοϋψείς, με τις συνεχείς κόκκινες γραμμές οι άξονες s και n, με τη συνεχή πράσινη γραμμή ο πραγματικός άνεμος και με τη συνεχή μπλε γραμμή ο αγεωστροφικός άνεμος και οι προβολές του στους δύο άξονες (Μπρίκας, 2006). Οι αγεωστροφικές κινήσεις είναι δυνατόν να συμβάλλουν στην ανάπτυξη κλειστών κατακόρυφων κυκλοφοριών στην περιοχή των μεγίστων των αεροχειμάρρων. Το Σχήμα 1.12β είναι μια κατακόρυφη τομή κατά μήκος της ευθείας ΑΑ, κάθετα στην είσοδο του αεροχειμάρρου του Σχήματος 1.12α. Λόγω της σύγκλισης (απόκλισης) των αέριων μαζών που λαμβάνει χώρα στην κυκλωνική (αντικυκλωνική) πλευρά στο ύψος του αεροχειμάρρου, αναμένονται καθοδικές (ανοδικές) κινήσεις στο υποκάτω αέριο στρώμα. Οι κατακόρυφες αυτές κινήσεις σε συνδυασμό με την αγεωστροφική ροή που επικρατεί στο ύψος του αεροχειμάρρου, συντελούν στο σχηματισμό μιας κλειστής κυκλοφορίας, εγκάρσιας στον άξονα του αεροχειμάρρου. Ομοίως για την έξοδο του αεροχειμάρρου στο Σχήμα 1.12γ. Το Σχήμα 1.12δ αναπαριστά τον στροβιλισμό και τη μεταφορά αυτού γύρω από ένα μέγιστο ευθέως αεροχειμάρρου. 18

20 (α) (β) (γ) (δ) Σχήμα 1.12: (α) Η γραμμοσκιασμένη περιοχή είναι το μέγιστο ενός αεροχειμάρρου, ενώ τα βέλη συμβολίζουν τους αγεωστροφικούς ανέμους. (β) Κατακόρυφη τομή από βορρά προς νότο και κάθετα στην είσοδο του αεροχειμάρρου, κατά μήκος της ΑΑ. (γ) Όπως στο (β) αλλά κάθετα στην έξοδο του αεροχειμάρρου και κατά μήκος της ΒΒ. (δ) Όπως στο (α) αλλά οι καμπύλες είναι ρευματογραμμές και σημειώνονται οι περιοχές θετικής και αρνητικής μεταφοράς στροβιλισμού (Uccellini και Kocin, 1987). 19

21 1.6 Αναδίπλωση της τροπόπαυσης στρατοσφαιρική εισβολή Ένας από τους κύριους μηχανισμούς ανταλλαγής μαζών ανάμεσα σε στρατόσφαιρα και τροπόσφαιρα είναι οι αναδιπλώσεις της τροπόπαυσης (tropopause folding) που οφείλονται σε αγεωστροφική ροή στην είσοδο του αεροχειμάρρου και με τις οποίες συνδέονται οι στρατοσφαιρικές εισβολές (stratospheric intrusions) προς την τροπόσφαιρα διαμέσου ισεντροπικής μεταφοράς μέσα στις μεγάλης κλίμακας κυκλωνικές και αντικυκλωνικές διαταραχές (Danielsen and Mohnen, 1977). Σχήμα 1.13: Σχηματική απεικόνιση μιας αναδίπλωσης της τροπόπαυσης κατά μήκος του άξονα του αεροχειμάρρου. Οι αναδιπλώσεις της τροπόπαυσης παρουσιάζουν μεγαλύτερη συχνότητα εμφάνισης σε περιοχές που αποτελούν περάσματα ανώτερων αυλώνων ή περιοχές που οι συνθήκες ευνοούν την επιφανειακή κυκλογένεση. Έχει παρατηρηθεί έντονη δραστηριότητα κυκλογένεσης στα νότια των Ευρωπαϊκών Άλπεων, όταν ένας ανώτερος αυλώνας κινείται ανατολικά από τον Ατλαντικό με μια ΒΔ ροή, οδηγώντας σε μια επιφανειακή κυκλοφορία (Tosi et al., 1987; Bleck and Mattocks, 1984). Υπάρχουν βέβαια και περιπτώσεις όπου οι αναδιπλώσεις της τροπόπαυσης δε σχετίζονται με απότομη επιφανειακή 20

22 κυκλογένεση, αλλά με την παρουσία κάποιου αποκομμένου χαμηλού (Buzzi et al., 1985). Επίσης, αυξημένες επιφανειακές συγκεντρώσεις όζοντος έχουν συνδεθεί με στρατοσφαιρικές εισβολές σε συνδυασμό με έντονα ψυχρά μέτωπα στην επιφάνεια (Derwent et al. 1978, Colbeck and Harrison 1985). Επεισόδια αύξησης του επιφανειακού όζοντος έχουν παρατηρηθεί και παρουσία αντικυκλωνικών συστημάτων στην επιφάνεια, τα οποία βρίσκονται πίσω από ένα ψυχρό επιφανειακό μέτωπο και έναν ανώτερο αυλώνα. Οι καθοδικές κινήσεις στην περιοχή του αντικυκλώνα μεταφέρουν πλούσιο σε όζον στρατοσφαιρικό αέρα, από την περιοχή της αναδίπλωσης στην κατώτερη τροπόσφαιρα (Chung 1977). Το φαινόμενο παρατηρείται κυρίως στα μεσαία γεωγραφικά πλάτη και η συχνότητά του παρουσιάζει μέγιστα εμφάνισης κατά τη διάρκεια του χειμώνα και της άνοιξης (Appenzeller et al., 1996). Το βάθος των στρατοσφαιρικών διεισδύσεων συχνά φτάνει τη μέση τροπόσφαιρα (4-5 km), ενώ σε ορισμένες περιπτώσεις μπορεί να φτάσει και μέχρι την επιφάνεια του εδάφους (Zanis et al., 2003). Τα κυριότερα χαρακτηριστικά του αέρα που εισέρχεται από τη στρατόσφαιρα στην τροπόσφαιρα, είναι οι μεγάλες συγκεντρώσεις όζοντος, οι υψηλές τιμές δυνητικού στροβιλισμού (PV>2), η χαμηλή περιεκτικότητα σε υδρατμούς και η μεγάλη ευστάθεια που γενικότερα χαρακτηρίζει τη στρατόσφαιρα (Stohl et al., 2000). Τα παραπάνω αποτελούν τους κυριότερους ιχνηθέτες των στρατοσφαιρικών διεισδύσεων και η μελέτη τους αποτελεί το περιεχόμενο της συγκεκριμένης εργασίας κατά την διάρκεια ενός έντονου επεισοδίου μεταφοράς στρατοσφαιρικού αέρα μέχρι την επιφάνεια του εδάφους στην Αθήνα στις 9 Οκτωβρίου Στο Σχήμα 1.14 παρουσιάζεται ένα εννοιολογικό μοντέλο (Danielsen, 1980) των τροχιών του πλούσιου σε όζον στρατοσφαιρικού αέρα, από την περιοχή της αναδίπλωσης της τροπόπαυσης, σε κατώτερα επίπεδα της τροπόσφαιρας, πίσω από ένα ψυχρό επιφανειακό μέτωπο και στην μπροστινή πλευρά ενός επιφανειακού αντικυκλώνα. Με βάση το παραπάνω μοντέλο, οι στρατοσφαιρικές αέριες μάζες μεταφέρονται χαμηλότερα στην τροπόσφαιρα μέσω των καθοδικών κινήσεων που επικρατούν στον αντικυκλώνα ή 21

23 ακολουθούν ανοδική πορεία μέσω του κυκλώνα καταλήγοντας πιθανώς ξανά στη στρατόσφαιρα. Σχήμα 1.14: Τροχιές του στρατοσφαιρικού αέρα στην περιοχή της αναδίπλωσης της τροπόπαυσης (Danielsen, 1980) Οι εισβολές στρατοσφαιρικού αέρα μέσα στην τροπόσφαιρα μπορούν να προκαλέσουν μεγάλη αύξηση στις συγκεντρώσεις του όζοντος στη μέση τροπόσφαιρα ( Johnson and Viezee, 1981; Buzzi et al., 1984). Στο Σχήμα 1.15 παρουσιάζεται η αναλογία μείγματος όζοντος για μια περίπτωση στρατοσφαιρικής εισβολής μέσω αναδίπλωσης της τροπόπαυσης στις Μαρτίου 2006 στην ΒΑ Αμερική. Παρατηρείται ότι στην περιοχή κάτω από την αναδίπλωση της τροπόπαυσης οι συγκεντρώσεις του όζοντος είναι 22

24 αυξημένες, καθώς αέρας προερχόμενος από τη στρατόσφαιρα εισέρχεται μέσω της αναδίπλωσης στην τροπόσφαιρα. Σχήμα 1.15: Αναλογία μείγματος του όζοντος όπως αυτό υπολογίστηκε από το μοντέλο GEM-MSC-BIRA, για ένα επεισόδιο αναδίπλωσης της τροπόπαυσης, που συνέβη πάνω από την Β-Α Αμερική στις Μαρτίου 2006 (Robichaud et. al., 2006) Σημαντικό εργαλείο για την κατανόηση τόσο της δομής των αναδιπλώσεων της τροπόπαυσης, όσο και της φύσης των στρατοσφαιρικών εισβολών, αποτελεί ο δυνητικός στροβιλισμός (PV) (Danielsen, 1968; Danielsen et al.,1970), οι τιμές του οποίου στη στρατόσφαιρα είναι υψηλές, εξαιτίας της μεγάλης ευστάθειας που την χαρακτηρίζει. Ο δυνητικός στροβιλισμός, σε ισεντροπικές κυρίως επιφάνειες, χρησιμοποιείται ως ιχνηθέτης των στρατοσφαιρικών εισβολών, και οι ανωμαλίες του αποτελούν 23

25 χρήσιμο εργαλείο στον προσδιορισμό στρατοσφαιρικών αέριων μαζών σε ισοβαρικές επιφάνειες της τροπόσφαιρας (Hoskins et al., 1985). Στο Σχήμα 1.16 παρουσιάζονται τα αποτελέσματα μιας προσομοίωσης αναδίπλωσης της τροπόπαυσης στη βόρεια Ευρώπη μέσω του μοντέλου MM5. Είναι εμφανής η καθίζηση της τροπόπαυσης σε χαμηλότερα ύψη, ενώ παράλληλα στρατοσφαιρικός αέρας με τιμές δυνητικού στροβιλισμού μεγαλύτερες από 2 pvu εισβάλλει στην περιοχή της τροπόσφαιρας. Σχήμα 1.16: Προσομοίωση της αναδίπλωσης της τροπόπαυσης στην Βόρεια Ευρώπη μέσω του μοντέλου MM5. Δυνητικός στροβιλισμός (έγχρωμο), ισόθερμες ανά 5 Kelvin (συνεχής μαύρες γραμμές) και ισοταχείς ανά 5 m/s (συνεχής μπλε γραμμές) (Tropopause Folds and the Related Stratosphere-Troposphere Mass Exchange, Gisela Hartjenstein, 1999). 24

26 Αξιοσημείωτη είναι ακόμα η παρουσία του αεροχειμάρρου στην περιοχή της αναδίπλωσης καθώς όπως αναφέρθηκε παραπάνω, η αγεωστροφική του ροή είναι υπεύθυνη για τη δημιουργία του όλου φαινομένου. Επίσης για την ποιοτική και ποσοτική μελέτη των αερίων μαζών στρατοσφαιρικής προέλευσης που εισβάλλουν στην τροπόσφαιρα, χρησιμοποιούνται οι τρισδιάστατες οπισθοτροχιές (back trajectories) που υποδεικνύουν την προέλευση και πορεία των στρατοσφαιρικών αέριων μαζών (Σχήμα 1.17) που καταλήγουν στην τροπόσφαιρα και σε ορισμένες περιπτώσεις μέχρι και στην επιφάνεια του εδάφους (Buzzi et al., 1984; Buzzi et al., 1985). Σχήμα 1.17: Τρισδιάστατες οπισθοτροχιές που καταλήγουν στο Mt. Cimone στις 30 Μαΐου 1996 (Bonasoni et. al., 2000) 25

27 Σχήμα 1.18: Κατακόρυφη τομή της σχετικής υγρασίας στην Θεσσαλονίκη, για τις 29,30 και 31 Μαρτίου 2000 (Gerasopoulos et al., 2005). Σημαντικοί ιχνηθέτες του στρατοσφαιρικού αέρα αποτελούν και η σχετική και ειδική υγρασία, καθώς ως γνωστόν ο στρατοσφαιρικός αέρας είναι ιδιαίτερα ξηρός. Στο Σχήμα 1.18 παρουσιάζεται η κατακόρυφη τομή της σχετικής υγρασίας στην περιοχή της Θεσσαλονίκης για τις 29, 30 και 31 Μαρτίου 2000, όπου και φαίνεται η μεταφορά του ξηρού στρατοσφαιρικού αέρα μέχρι και την επιφάνεια του εδάφους (Gerasopoulos et al., 2005). Επεισόδια στρατοσφαιρικών εισβολών που έλαβαν χώρα στον Ελλαδικό χώρο, έγιναν αντικείμενο μελέτης από διάφορους ερευνητές. Οι Varotsos et al. (1994) συσχέτισαν την ύπαρξη στρωμάτων όζοντος πάνω από την περιοχή της Αθήνας με στρατοσφαιρικές εισβολές πάνω από τον Ελλαδικό χώρο. Οι Galani 26

28 et al. (2003) χρησιμοποιώντας μετρήσεις συγκεντρώσεων τροποσφαιρικού όζοντος για την περιοχή της Θεσσαλονίκης, μελέτησαν επεισόδια διανταλλαγής αέριων μαζών ανάμεσα σε στρατόσφαιρα και τροπόσφαιρα για την περίοδο , στα πλαίσια του προγράμματος STACCATO, ενώ οι Papayannis et al. (2005) χρησιμοποιώντας επίσης δεδομένα συγκεντρώσεων τροποσφαιρικού όζοντος, καθώς και μετεωρολογικά δεδομένα μελέτησαν ένα επεισόδιο STT (Stratosphere to Troposphere Transport) πάνω από την περιοχή της Θεσσαλονίκης στις 29 Νοεμβρίου Οι Kentarchos και Davies μελέτησαν ένα επεισόδιο στρατοσφαιρικής εισβολής στην περιοχή της Θεσσαλονίκης τον Μάρτιο του 1995, το οποίο σχετιζόταν άμεσα με την ύπαρξη ενός αποκομμένου χαμηλού πάνω από την περιοχή των Βαλκανίων. Η παραπάνω μελέτη ήταν η πρώτη που εξακρίβωσε και ανέλυσε ένα φαινόμενο στρατοσφαιρικής εισβολής στην ευρύτερη περιοχή της νοτιοανατολικής Μεσογείου (Kentarchos and Davies, 1998). Οι Gerasopoulos et al. μελέτησαν ένα επεισόδιο μεταφοράς αέρα από τη στρατόσφαιρα στην τροπόσφαιρα, στο Λιβάδι μια περιοχή χαμηλού υψομέτρου στη βόρεια Ελλάδα, τον Μάρτιο του Αυτή είναι και η πρώτη μελέτη ενός φαινομένου στρατοσφαιρικής εισβολής μέχρι και την επιφάνεια του εδάφους για την ευρύτερη περιοχή της ανατολικής Μεσογείου (Gerasopoulos et al., 2005). Η γεωγραφική κατανομή και η εποχική συχνότητα εμφάνισης επεισοδίων μεταφοράς αέρα από τη στρατόσφαιρα προς την τροπόσφαιρα αποτέλεσαν αντικείμενο μελέτης για τους Spenger και Wernli (2003). Βασισμένοι σε μια Λαγκραντζιανή μεθοδολογία και δεδομένα re-analysis 15 ετών ( ) του ECMWF, πραγματοποίησαν μια κλιματική μελέτη των στρατοσφαιρικών εισβολών προς την τροπόσφαιρα. Πιο συγκεκριμένα, η γεωγραφική κατανομή των STT εμφανίστηκε να παρουσιάζει μέγιστα στις βορειότερες περιοχές του Β. Ατλαντικού και Β. Ειρηνικού καθώς και στη Μεσόγειο, εκτός από την περίοδο του καλοκαιριού (Σχήμα 1.19). Το φαινόμενο συναντάται κυρίως στα μεσαία γεωγραφικά πλάτη (40 ο Ν με 65 ο Ν). 27

29 Σχήμα 1.19: Γεωγραφική κατανομή των μέσων ετήσιων ροών στρατοσφαιρικού αέρα προς την τροπόσφαιρα, χρησιμοποιώντας ως κατώφλι χρόνου παραμονής στην τροπόσφαιρα τις 92 ώρες. Μονάδες μέτρησης της ροής 1 Kg m -2 s -1 (Spenger and Wernli, 2003). (α) (β) Σχήμα 1.20: Γεωγραφική κατανομή (α) για τη χειμερινή περίοδο, (β) για την καλοκαιρινή περίοδο, των ροών στρατοσφαιρικού αέρα προς την τροπόσφαιρα, χρησιμοποιώντας ως κατώφλι χρόνου παραμονής στην τροπόσφαιρα τις 92 ώρες. Μονάδες μέτρησης της ροής 1 Kg m -2 s -1 (Spenger and Wernli, 2003). 28

30 Κατά τη διάρκεια της καλοκαιρινής περιόδου η διαδικασία μεταφοράς αέρα από τη στρατόσφαιρα στην τροπόσφαιρα είναι συγκριτικά με τη χειμερινή περίοδο ασθενέστερη πάνω από τους ωκεανούς, παρουσιάζοντας μέγιστα στην ηπειρωτική Ευρασία (Σχήμα 1.20). (α) (β) Σχήμα 1.21: α) Γεωγραφική κατανομή, για την χειμερινή περίοδο, των ροών στρατοσφαιρικού αέρα προς την τροπόσφαιρα που σχετίζονται αποκλειστικά με επεισόδια μεταφοράς σε μεγάλα βάθη της τροπόπαυσης (>700 hpa). Μονάδες μέτρησης της ροής 1 Kg m -2 s -1 β) Γεωγραφική κατανομή των σημείων των χαμηλών επιπέδων της τροπόσφαιρας που καταλήγουν οι στρατοσφαιρικές αέριες μάζες κατά τη διάρκεια έντονων επεισοδίων STT κατά τη χειμερινή περίοδο. Μονάδες μέτρησης % που αντιστοιχούν στην πιθανότητα κάποιο σωματίδιο αέρα που βρίσκεται σε χαμηλά επίπεδα της τροπόσφαιρας (>700 hpa) να μεταφέρθηκε από την στρατόσφαιρα κατά τη διάρκεια των προηγούμενων τεσσάρων ημερών (Spenger and Wernli, 2003). Όσον αφορά τα έντονα επεισόδια στρατοσφαιρικών εισβολών, που φτάνουν σε μεγάλα βάθη της τροπόσφαιρας (κάτω από την στάθμη των 700 hpa) για την χειμερινή περίοδο παρουσιάζουν μέγιστα στην περιοχή της Αλάσκας και της Βόρειας Γροιλανδίας, καθώς επίσης και ένα μικρότερο μέγιστο εντοπίζεται στην Κεντρική Ευρώπη (Σχήμα 1.21.α). Τα σημεία των χαμηλών επιπέδων της τροπόσφαιρας που καταλήγουν οι στρατοσφαιρικές αέριες μάζες κατά τη διάρκεια έντονων στρατοσφαιρικών εισβολών, 29

31 παρουσιάζουν τρία μέγιστα: κατά μήκος της Baja (California) και της ευρύτερης περιοχής των δυτικών ακτών στα βόρεια των Ηνωμένων Πολιτειών, στις ανατολικές ακτές των Ηνωμένων πολιτειών και στα δυτικά του Ατλαντικού ωκεανού, καθώς επίσης και στην περιοχή της Β-Α Αφρικής (Σχήμα 1.21.β). 30

32 2 ο ΚΕΦΑΛΑΙΟ ΔΕΔΟΜΕΝΑ ΚΑΙ ΜΕΘΟΔΟΛΟΓΙΑ 2.1 Δεδομένα Τα δεδομένα που χρησιμοποιήθηκαν στη συγκεκριμένη εργασία είναι επιφανειακές συγκεντρώσεις όζοντος της ευρύτερης περιοχής της Αθήνας, δεδομένα του επιχειρησιακού μοντέλου πρόγνωσης του Ευρωπαϊκού Κέντρου Μεσοπρόθεσμων Προγνώσεων Καιρού (ECMWF), καθώς και δεδομένα του NCEP/NCAR ( Επίσης χρησιμοποιήθηκαν δορυφορικές εικόνες στο κανάλι απορρόφησης των υδρατμών (WV) από το δορυφόρο METEOSAT-7 (Dundee Satellite Receiving Station, Dundee University, UK, καθώς και δεδομένα ραδιοβολίσεων από το αεροδρόμιο του Ελληνικού, σε μορφή τεφιγραμμάτων (University of Wyoming, Department of Atmospheric Science, Τα δεδομένα των επιφανειακών συγκεντρώσεων όζοντος προέρχονται από δημοσιοποιημένα στοιχεία του ΕΑΡΘ-ΠΕΡΠΑ και του ΓΕΡΠΠΕ και αφορούν τρεις σταθμούς μέτρησης στην περιοχή της Αθήνας (δημοτικό πάρκινγκ Ελευσίνας, Μάνδρα, Μαγούλα). Τα δεδομένα του ECMWF που χρησιμοποιήθηκαν είναι το γεωδυναμικό ύψος, η απόκλιση, η ειδική και η σχετική υγρασία, η θερμοκρασία, η ζωνική (u) και μεσημβρινή (v) συνιστώσα του ανέμου, η κατακόρυφη ταχύτητα και δυνητικός στροβιλισμός σε ισοβαρικά και ισεντροπικά επίπεδα, με χωρική ανάλυση 0.5 x 0.5 και χρονική ανάλυση 6 ώρες. Η ατμοσφαιρική πίεση στη μέση στάθμη της θάλασσας, η θερμοκρασία του αέρα στην επιφάνεια και η σχετική υγρασία στην επιφάνεια χρησιμοποιήθηκαν από τη βάση δεδομένων του NCEP/NCAR. Τα διεθνή κέντρα του NCEP (National Centers for Environmental Prediction) και NCAR (National Center for Atmospheric Research) χρησιμοποιούν ένα σύστημα 31

33 Αριθμός Πίεση Αριθμός Πίεση επιπέδων (hpa) επιπέδων (hpa) Πίνακας 2.1: Λίστα κατακόρυφων επιπέδων που χρησιμοποιούνται στο μοντέλο πρόγνωσης-ανάλυσης του ECMWF., θεωρώντας ότι η επιφανειακή πίεση είναι mb. (Πηγή: 32

34 ανάλυσης/πρόγνωσης με σκοπό να δημιουργήσουν μια βάση δεδομένων, χρησιμοποιώντας δεδομένα του παρελθόντος από το 1948 μέχρι σήμερα. Η ανάλυση πλέγματος που χρησιμοποιείται είναι 2,5 ο x 2,5 o με χρονική ανάλυση 6 ώρες. Το ντετερμινιστικό μοντέλο του ECMWF, είναι ένα ατμοσφαιρικό, υδροστατικό, φασματικό μοντέλο τριγωνικής αποκοπής (Τ511) με παραμετροποιήσεις για όλες τις σημαντικές φυσικές διεργασίες. Χρησιμοποιούνται εξήντα (60) κατακόρυφα επίπεδα του μοντέλου (Πίνακας 2.1), που εκτείνονται μέχρι τα 0,01 hpa. Η ανάλυση και η ντετερμινιστική πρόγνωση που πραγματοποιούνται από το μοντέλο, παρέχονται σε ανάλυση 0.5 γεωγραφικό μήκος x 0.5 γεωγραφικό πλάτος. Τα δεδομένα που προκύπτουν από την πρόγνωση είναι διαθέσιμα κάθε έξι (6) ώρες, για διακόσιες σαράντα (240) ώρες, και για τα κατακόρυφα επίπεδα των 1000, 925, 850, 700, 500, 400, 300, 250, 200, 150, 100, 70 και 50 hpa. 2.2 Περιοχή και περίοδος μελέτης Ως περιοχή μελέτης επιλέγεται ο ευρύτερος ευρωπαϊκός χώρος, από 10 ο W έως 50 ο Ε και από 10 ο Ν έως 70 ο Ν, όπως φαίνεται και στο Σχήμα 2.1. Η περιοχή μεγαλύτερου ενδιαφέροντος βέβαια, είναι η περιοχή της Αθήνας (37 58 N E ) όπου και παρατηρήθηκαν οι αυξημένες επιφανειακές συγκεντρώσεις όζοντος. Η επιλογή του ευρύτερου Ευρωπαϊκού χώρου βασίζεται στην ανάγκη για μελέτη των συνοπτικών και δυναμικών καταστάσεων που επικρατούσαν στην περιοχή και σχετίζονται άμεσα με τη στρατοσφαιρική εισβολή καθώς επίσης και την εξέλιξη τους. Τα δεδομένα του ECMWF που χρησιμοποιούνται καλύπτουν μια χρονική περίοδο από τις 00Ζ 5 Οκτωβρίου 2003 μέχρι τις 00Ζ 13 Οκτωβρίου Η επιλογή της παραπάνω περιόδου βασίστηκε στο γεγονός ότι το φαινόμενο της αναδίπλωσης της τροπόπαυσης πάνω από την περιοχή της Αθήνας παρατηρήθηκε στις 00Ζ 9 Οκτωβρίου 2003, οπότε επιλέχθηκε μια περίοδος που καλύπτει 4 ημέρες πριν και 4 ημέρες μετά την παραπάνω ημερομηνία. 33

35 2.3 Μεθοδολογία Απεικονίζονται τα πεδία του γεωδυναμικού ύψους σε διάφορα ισοβαρικά επίπεδα, της σχετικής και ειδικής υγρασίας σε κατακόρυφες τομές, καθώς επίσης και τα πεδία του δυνητικού στροβιλισμού σε ισοβαρικά επίπεδα, σε ισεντροπικά επίπεδα και σε κατακόρυφες τομές, με σκοπό τη συνοπτική και δυναμική μελέτη του φαινομένου. Όλα τα παραπάνω πραγματοποιούνται με τη βοήθεια του λογισμικού πακέτου GRADS (The Grid Analysis and Display System). Παράλληλα εφαρμόζεται το μοντέλο διασποράς FLEXPART, με σκοπό να εντοπιστούν οι πηγές και η πορεία της αέριας μάζας που κατέληξε στην επιφάνεια του εδάφους στην περιοχή της Αθήνας, στις 9 Οκτωβρίου 2003, καθώς επίσης και το ποσοστό της αέριας μάζας που έφτασε στην επιφάνεια του εδάφους προερχόμενο από την στρατόσφαιρα. Σχήμα 2.1: Χάρτης της περιοχής μελέτης. 34

36 2.4 Μοντέλο διασποράς σωματιδίων FLEXPART Εισαγωγή Τα Λαγραντζιανά μοντέλα σωματιδίων υπολογίζουν τις τροχιές μεγάλου πλήθους σωματιδίων (ο όρος σωματίδια δεν απευθύνεται απαραίτητα σε πραγματικά σωματίδια, αλλά ενίοτε σε μικροσκοπικά αέρια σωματίδια) με σκοπό να περιγράψουν την μεταφορά και τη διάχυση τους στην ατμόσφαιρα. Το κυριότερο πλεονέκτημα των Λαγκρανζιανών (Lagrangian) μοντέλων είναι ότι σε αντίθεση με τα Εϊλέριαν (Eulerian) μοντέλα δεν υπάρχει αριθμητική διάχυση. Στα Eulerian μοντέλα ένας ιχνηθέτης (tracer) που απελευθερώνεται από μία σημειακή πηγή αναμειγνύεται στιγμιαία μέσα στην κάθε κυψελίδα του πλέγματος, ενώ η λειτουργία των Λαγκρανζιανών μοντέλων είναι ανεξάρτητη των υπολογιστικού πλέγματος και αυτά τα μοντέλα μπορούν να αναπαραστήσουν τη διάχυση κοντά στις σημειακές πηγές. Τα Λαγκρανζιανά μοντέλα επίσης μπορούν να χρησιμοποιηθούν για τον καθορισμό σχέσεων πηγής-αποδέκτη και για την εύρεση των τροχιών των αερίων μαζών, αερολυμάτων κλπ. Η βάση για τη δημιουργία των μοντέλων ατμοσφαιρικών σωματιδίων τέθηκε από τον Thomson (1987), ο οποίος διατύπωσε τα κριτήρια τα οποία πρέπει να πληρούνται ώστε ένα μοντέλο να είναι από θεωρητικής πλευράς σωστό. Η αρχή σχετικά με τη θεωρία των στοχαστικών Λαγραντζιανών μοντέλων ξεκίνησε από τον Rodean (1996), καθώς και από τους Wilson και Sawford (1996). Η θεωρία πάνω στην οπισθοδρομική χρονικά προσομοίωση της διάχυσης μέσω Λαγκραντζιανών μοντέλων αναπτύχθηκε από τους Flesch et al. (1995) και από τους Siebert και Frank (2004). Το FLEXPART είναι ένα Λαγκραντζιανό μοντέλο διασποράς σωματιδίων, το οποίο προσομοιώνει της μεγάλης και μέσης κλίμακας μεταφορές, τη διάχυση και την υγρή και ξηρή εναπόθεση σωματιδίων, τα οποία ελευθερώνονται από σημειακές ή περιοχικές πηγές (Stohl et al., 2005). Το μοντέλο χρησιμοποιείται σε 17 χώρες από 34 επιστημονικές ομάδες για διάφορους ερευνητικούς σκοπούς. Μπορεί να εφαρμοστεί εμπρόσθια χρονικά (forward in time) προσομοιώνοντας τη διασπορά σωματιδίων από τις πηγές 35

37 τους, ή οπισθοδρομικά χρονικά με σκοπό να εξακριβώσει τη δυνητική συνεισφορά των πηγών (sources) για δεδομένους αποδέκτες (receptors). Στην παρούσα εργασία χρησιμοποιείται το FLEXPART 6.2 το οποίο είναι μια από τις νεότερες και πιο βελτιωμένες εκδόσεις. Το μοντέλο έχει γραφτεί σε κώδικα Fortran 77 και τρέχει σε διάφορα λειτουργικά συστήματα (Linux, Solaris, etc.). Τα δεδομένα που χρησιμοποιεί η συγκεκριμένη έκδοση του FLEXPART προέρχονται από το αριθμητικό μοντέλο πρόγνωσης καιρού του Ευρωπαϊκού κέντρου (ECMWF) Δεδομένα εισόδου Το FLEXPART είναι ένα μη δικτυακό (offline) μοντέλο το οποίο χρησιμοποιεί μετεωρολογικά πεδία (δεδομένα ανάλυσης ή πρόγνωσης) σε μορφή GRIB από το ECMWF σε πλέγματα γεωγραφικού μήκους/πλάτους και σε κατακόρυφα επίπεδα που χρησιμοποιεί το ECMWF, σαν δεδομένα εισόδου. Τα δεδομένα αυτά παρέχονται από το ECMWF και μπορεί να καλύπτουν όλο τον κόσμο ή κάποια περιορισμένη περιοχή. Το αρχείο includepar περιέχει όλες τις συναφείς με το FLEXPART ρυθμίσεις, καθώς επίσης τις φυσικές σταθερές και τα όρια των διαστάσεων των πεδίων. Στο αρχείο includecom καθορίζονται όλες οι μεταβλητές και τα πεδία που χρησιμοποιούνται από το μοντέλο. Τα δεδομένα εισόδου παρέχονται στα κατακόρυφα επίπεδα (n) του μοντέλου ECMWF τα οποία καθορίζονται από ένα υβριδικό σύστημα συντεταγμένων. Η μετατροπή σε συντεταγμένες πίεσης γίνεται μέσω της σχέσης pk = Ak + Bk ps (2.1) ενώ τα ύψη των n επιφανειών καθορίζονται από τη σχέση όπου nk nk = Ak / p + B k (2.2) είναι η τιμή του n στο k επίπεδο του μοντέλου, επιφάνειας και p0 = Pa. Τα A και k 0 p s είναι η πίεση της B k είναι συντελεστές, επιλεγμένοι κατά τέτοιο τρόπο ώστε τα επίπεδα τα οποία είναι πιο κοντά στο έδαφος να 36

38 ακολουθούν την τοπογραφία, ενώ τα υψηλότερα επίπεδα εναρμονίζονται με τις επιφάνειες πίεσης. Το σύνολο των μεταβλητών που χρησιμοποιεί το FLEXPART ως δεδομένα εισόδου παρουσιάζεται στον Πίνακα Παραμετροποίηση του οριακού στρώματος Από προγνώσεις του ECMWF, είναι διαθέσιμα δεδομένα ροών και επιφανειακών τάσεων. Η συνολική επιφανειακή τάση υπολογίζεται με τη βοήθεια της σχέσης τ = τ + τ (2.3) όπου τ 1 και τ 2 οι επιφανειακές τάσεις στις κατευθύνσεις ανατολή/δύση και βορράς/νότος αντίστοιχα. Η ταχύτητα τριβής (friction velocity) υπολογίζεται στη συνέχεια μέσω της σχέσης υ* = τ / ρ (2.4) όπου ρ η πυκνότητα του αέρα (Wotawa et al., 1996). Οι ταχύτητες τριβής και οι ροές θερμότητας που υπολογίζονται με αυτή τη μέθοδο είναι πιο ακριβείς (Wotawa and Stohl, 1997). Αν δεν είναι διαθέσιμα δεδομένα επιφανειακών τάσεων και επιφανειακών ροών αισθητής θερμότητας, εφαρμόζεται η μέθοδος των Berkowicz και Prahm (1982), χρησιμοποιώντας δεδομένα ανέμου και θερμοκρασίας στο δεύτερο επίπεδο του μοντέλου και στα 10 m (για τον άνεμο) και στα 2 m (για την θερμοκρασία). Λύνονται οι παρακάτω τρεις εξισώσεις όπου κ η σταθερά του von Karman, κ Δu u* = zl zl 10 ln Ψ m( ) +Ψm( ) 10 L L κ ΔΘ Θ * = zl zl [ln Ψ h( ) +Ψh( )] 2 L L * (2.5) (2.6) 2 T u* L = (2.7) g κ Θ το ύψος του δεύτερου επιπέδου του μοντέλου, Δu η διαφορά της ταχύτητας του ανέμου ανάμεσα στο δεύτερο επίπεδο του μοντέλου και στα 10 m, ΔΘ η διαφορά της δυνητικής z l 37

39 θερμοκρασίας ανάμεσα στο δεύτερο επίπεδο του μοντέλου και στα 2 m, Ψm και Ψ h οι διορθωτικές συναρτήσεις της ευστάθειας για την ορμή και την θερμότητα (Busingeret al., 1971; Beljaars and Holtslag, 1991), g η επιτάχυνση της βαρύτητας, Θ* η θερμοβαθμίδα και Τ η μέση θερμοκρασία του (grib Μεταβλητές δεδομένων Μονάδα code) εισόδου μέτρησης u wind m/s v wind m/s ω Pa/s temperature K surface pressure Pa specific humidity Kgr/Kgr snow depth m m.s.l pressure Pa total cloud cover % u wind 10 m m/s v wind 10 m m/s temperature 10 m K dew point 2 m K large scale precipitation m convective precipitation m surface flux of sensible heat W/m surface solar radiation W/m 2 /s u wind stress Pa v wind stress Pa surface geopotential height m 2 /s land-sea mask standard deviation of topography Πίνακας 2.2: Μεταβλητές δεδομένων εισόδου που χρησιμοποιούνται από το μοντέλο διασποράς σωματιδίων FLEXPART (6.2). 38

40 επιφανειακού στρώματος. Η ροή θερμότητας υπολογίζεται στη συνέχεια μέσω της σχέσης ( ω' Θ ') = ρcu p * Θ * (2.8) όπου ρ C p η ειδική θερμοχωρητικότητα του αέρα υπό σταθερή πίεση. 0 Τα ύψη του ΑΟΣ (Ατμοσφαιρικού Οριακού Στρώματος) υπολογίζονται σύμφωνα με τους Vogelezang και Holtslag (1996) χρησιμοποιώντας τον αριθμό Richardson. Το ύψος του ΑΟΣ επιπέδου του μοντέλου l για το οποίο ο αριθμός Richardson R il h mix ( g/ Θ )( Θ Θ )( zl z1) = 2 ( u u ) + ( ) + 100u l υ1 υl υ υl υ1 τίθεται στο ύψος του πρώτου * (2.9) ξεπερνά την κρίσιμη τιμή Θυ1 και Θυl είναι οι δυνητικές θερμοκρασίες, και τα ύψη και zl z1 1 1 στο l οστο επίπεδο του μοντέλου αντίστοιχα. ( u, υ ) και ( u, υ ) οι συνιστώσες του ανέμου στο 1 ο και l l Μεταφορά και διάχυση σωματιδίων To FLEXPART γενικά χρησιμοποιεί τη μέθοδο της μηδενικής επιτάχυνσης Χ ( t+δ t) =Χ ( t) + υ( Χ, t) Δ t (2.10) που κατόπιν οδηγεί στην εξίσωση τροχιάς (Stohl, 1998) dχ = υ[ Χ ( t)] (2.11) dt όπου t είναι ο χρόνος, Δt η μεταβολή του χρόνου, Χ το διάνυσμα θέσης, και υ = υ+ υ + υ το διάνυσμα του ανέμου το οποίο προκύπτει από τον grid scale t m άνεμο, τις διακυμάνσεις του ανέμου αναταράξεων υ t και τις διακυμάνσεις του ανέμου μέσης κλίμακας υ m. Η μεταφορά και διασπορά εξαιτίας αναταράξεων των σωματιδίων, ελέγχεται από την υπορουτίνα advance.f όπου λαμβάνει χώρα η παρεμβολή του ανέμου και άλλων δεδομένων στη θέση του σωματιδίου. Επίσης λύνεται η εξίσωση του Langevin, η οποία αποτελεί μια παραμετροποίηση των κινήσεων ανατάραξης υ t για i συνιστώσες του ανέμου 39

41 dυ = a ( x, υ, t) dt+ b ( x, υ, t) dw (2.12) ti i t ij t j όπου ο όρος της μετατόπισης α και ο όρος της διάχυσης b είναι συναρτήσεις της θέσης, της ταχύτητας των αναταράξεων και του χρόνου. Η εξίσωση του Langevin για την κατακόρυφη συνιστώσα του ανέμου ω σε καταστάσεις αστάθειας έχει τη μορφή dt σω σω ρ 2 2 dω = ω + dt+ dt+ ( ) σωdw (2.13) τl z ρ z τl ω όπου ω και σ ω είναι η κατακόρυφη συνιστώσα του ανέμου και η τυπική της απόκλιση. Ο δεύτερος και τρίτος όρος της εξίσωσης αποτελούν τις διορθώσεις της μετατόπισης (McNider et al., 1988) και της πυκνότητας του αέρα (Stohl and Thomson, 1999) αντίστοιχα. Ένας σημαντικός μηχανισμός μεταφοράς είναι οι ανοδικές κινήσεις στα νέφη κατακόρυφης μεταφοράς, οι οποίες δεν περιλαμβάνονται στα δεδομένα της κατακόρυφης ταχύτητας του ECMWF. Για την αναπαράσταση αυτής της κατακόρυφης μεταφοράς σε ένα μοντέλο διασποράς σωματιδίων είναι απαραίτητη η ανακατανομή των σωματιδίων σε μια κατακόρυφη στήλη. Στο FLEXPART επιλέγεται η μέθοδος παραμετροποίησης των Emanuel και Zivkovic-Rothman (1999). Η ανοδική μεταφορά ενεργοποιείται όταν T T T LCL+ 1 LCL+ 1 υp υ + thres ω (2.14) όπου LCL+ 1 T υ p η θερμοκρασία ενός επιφανειακού σωματιδίου αέρα το οποίο μεταφέρεται κατακόρυφα σε επίπεδο πάνω από το LCL (Lifting Condensation Level), LCL+ 1 T υ η θερμοκρασία του περιβάλλοντος και T = 0.9 K ένα κατώφλι θερμοκρασίας. Στην συνέχεια υπολογίζεται ένας πίνακας (ΜΑ), των ανοδικών και καθοδικών ροών μάζας στο εσωτερικό των νεφών: thres MA i, j = M i i, j+ 1 i, j i, j i, j 1 ( σ σ + σ σ ) LNB i, j i, j+ 1 i, j i, j i, j 1 (1 σ ) [ σ σ σ σ ] + j= LCL (2.15) i, j MA είναι τα ποσοστά των μαζών που μετατοπίζονται από το επίπεδο i στο επίπεδο j, i M το ποσοστό της μάζας που μετατοπίζεται από την επιφάνεια στο 40

42 επίπεδο i, LNB το επίπεδο μηδενικής άνωσης για ένα σωματίδιο αέρα και 0 i, j < σ <1 το ποσοστό ανάμειξης μεταξύ των επιπέδων i και j. Κατά τη διάρκεια της διασποράς τους από μια σημειακή πηγή μέσα στην ατμόσφαιρα, τα σωματίδια σχηματίζουν ένα συμπαγές νέφος. Μετά από κάποιο χρονικό διάστημα τα σωματίδια διαχέονται σε μια ευρύτερη περιοχή, οπότε είναι απαραίτητη η ύπαρξη μεγαλύτερου αριθμού σωματιδίων. Το FLEXPART δίνει τη δυνατότητα στο χρήστη να καθορίσει μια χρονική σταθερά Δ ts. Τα σωματίδια διασπώνται σε δύο μέρη (καθένα από αυτά έχει τη μισή μάζα του αρχικού σωματιδίου) τις χρονικές στιγμές 8. Δt s Δ, 2 Δ, 4 Δ, ts t s t s Εμπρόσθια (forward) και οπισθόδρομη (backward) χρονικά προσομοίωση Όταν το FLEXPART εκτελεί εμπρόσθιες χρονικά προσομοιώσεις, ελευθερώνονται σωματίδια από μία ή περισσότερες πηγές και υπολογίζονται οι συγκεντρώσεις τους σε διάφορα πλέγματα. Παράλληλα, το FLEXPART μπορεί να πραγματοποιήσει και οπισθόδρομες χρονικά προσομοιώσεις, που είναι πιο αποτελεσματικές στο να υπολογιστεί η σχέση μεταξύ αποδέκτη και δυνητικής πηγής. Στη συγκεκριμένη έκδοση του FLEXPART (6.2) ο υπολογισμός της σχέσης μεταξύ πηγής (source) και αποδέκτη (receptor) έχει γενικευτεί τόσο για τις εμπρόσθιες όσο και για τις οπισθοδρομικές χρονικά προσομοιώσεις όσον αφορά τις μονάδες μέτρησης που χρησιμοποιούνται. Μέσω των εντολών ind_source και ind_receptor που βρίσκονται στο φάκελο COMMAND εναλλάσσονται οι μονάδες μέτρησης από μάζα σε αναλογία μείγματος για την πηγή και τον αποδέκτη αντίστοιχα. Αξιοσημείωτο είναι ότι με τον όρο πηγή εννοούμε πάντα την φυσική πηγή και όχι το σημείο στο οποίο μπορεί να ελευθερωθούν τα σωματίδια, που για τις εμπρόσθιες χρονικά προσομοιώσεις είναι η πηγή ενώ για τις οπισθόδρομες χρονικά προσομοιώσεις είναι ο αποδέκτης. 41

43 Direction ind_source ind_receptor input unit output unit Forward 1 1 Kg ng m -3 Forward 1 2 Kg ppt by mass Forward ng m -3 Forward ppt by mass Backward s Backward s m 3 kg -1 Backward s kg m -3 Backward s Πίνακας 2.3: Φυσικές μονάδες μέτρησης των δεδομένων εισόδου και εξόδου για τις εμπρόσθιες και οπισθόδρομες χρονικά προσομοιώσεις και για διαφορετικές ρυθμίσεις των εντολών ind_source και ind_receptor. Στον Πίνακα 2.3 παρουσιάζονται οι μονάδες μέτρησης που χρησιμοποιούνται για τα δεδομένα εισόδου και εξόδου στα δύο είδη προσομοιώσεων και για διάφορες τιμές των εντολών ind_source και ind_receptor Τροχιές σωματιδίων Οι Stohl et al. (2002) πρότειναν μια μέθοδο με σκοπό να απλοποιήσουν τα περίπλοκα και πολυάριθμα δεδομένα εξόδου του μοντέλου, χρησιμοποιώντας την ανάλυση κατά συστάδες (cluster analysis) (Dorling et al., 1992). Η βασική ιδέα στην οποία στηρίζεται η παραπάνω μέθοδος, είναι η ομαδοποίηση και η καταγραφή σε κάθε χρονικό βήμα εξόδου, των θέσεων όλων των σωματιδίων που ελευθερώνονται από κάποια σημειακή πηγή, καθώς επίσης και άλλων επιπρόσθετων πληροφοριών (π.χ ποσοστό σωματιδίων που βρίσκονται στο ΑΟΣ). Το αρχείο που προκύπτει (plumetraj.f) περιέχει τα απαιτούμενα δεδομένα ώστε να κατασκευαστούν οι τροχιές των σωματιδίων κάθε συστάδας. Ο αριθμός των συστάδων επιλέγεται μέσω της εντολής ncluster στο φάκελο includepar. 42

44 2.4.7 Διαδικασίες μείωσης της ύλης των σωματιδίων Το FLEXPART λαμβάνει υπόψη του διαδικασίες που οδηγούν στη μείωση της μάζας των σωματιδίων όπως η ραδιενεργός διάσπαση (radioactive decay) και η υγρή και ξηρή εναπόθεση (wet and dry deposition). Κατά τη διάρκεια της ραδιενεργού διάσπασης μειώνεται η μάζα του σωματιδίου σύμφωνα με την σχέση mt ( +Δ t) = mt ( ) exp( Δ t/ β ) (2.16) όπου m η μάζα του σωματιδίου και η σταθερά του χρόνου υπολογίζεται με τη βοήθεια του χρόνου ημίσειας ζωής Τ 1/2. β =Τ / ln(2) 1/2 που Μέσω της υγρής εναπόθεσης αποβάλλονται από την ατμόσφαιρα αερολύματα και σωματίδια αερίων, διαδικασία που περιγράφεται από εκθετική μείωση της μάζας mt ( +Δ t) = mt ( ) exp( Λ Δt) (2.17) όπου m και Λ η μάζα του σωματιδίου και ο συντελεστής αφαίρεσης αντίστοιχα. Ο συντελεστής Λ αυξάνεται με το ρυθμό βροχόπτωσης σύμφωνα με τη σχέση Β Λ =Α Ι (2.18) όπου Ι ο ρυθμός βροχόπτωσης σε mm/ώρα, Α ο συντελεστής αφαίρεσης για Ι=1 mm/ώρα και το Β εκφράζει την εξάρτηση από το ρυθμό βροχόπτωσης. Τα Α και Β ορίζονται από τον εκάστοτε χρήστη στο φάκελο SPECIES. Όσον αφορά την ξηρή εναπόθεση, αυτή περιγράφεται από μια ταχύτητα εναπόθεσης η οποία για τα αέρια περιγράφεται από τη σχέση υ ( ) [ ( ) ] 1 d z = ra z + rb + rc (2.19) όπου r a η ατμοσφαιρική αντίσταση του αέρα μεταξύ της επιφάνειας και του επιπέδου z, r b η αντίσταση κατά τη μεταφορά διαμέσου τυρβώδους στρώματος και r c η αντίσταση επιφανείας. Η ξηρή εναπόθεση των αιωρούμενων σωματιδίων υπολογίζεται σύμφωνα με τη σχέση 1 d( z) [ ra( z) rb ra( z) rb g] g υ = + + υ +υ (2.20) 43

45 όπου υ g η σταθερή βαρυτική ταχύτητα. Τέλος όσον αφορά τη μείωση της μάζας του σωματιδίου μέσω της ξηρής εναπόθεσης, ορίζεται ένα επίπεδο αναφοράς h = 15m και για τα ref σωματίδια που βρίσκονται κάτω από το επίπεδο 2h ref, αυτή η μείωση υπολογίζεται από τη σχέση υ d( href ) Δt Δ mt () = mt ()[1 exp( )] (2.21) 2h ref 44

46 3 ο ΚΕΦΑΛΑΙΟ ΑΠΟΤΕΛΕΣΜΑΤΑ 3.1 Επιφανειακές συγκεντρώσεις όζοντος Αφορμή για τη μελέτη του συγκεκριμένου επεισοδίου αποτέλεσαν οι μεγάλες επιφανειακές συγκεντρώσεις όζοντος στην περιοχή της Αθήνας κατά τις πρώτες πρωινές ώρες στις 9 Οκτωβρίου 2003, οι οποίες δεν μπορούσαν να ερμηνευτούν από την τοπική φωτοχημική παραγωγή του (Σχήμα 3.1) Οκτωβρίου 2003 Ελευσίνα Μαγούλα Συγκεντρώσεις Όζοντος [μg/m3] Μάνδρα Οκτώβριος Ώρα (UTC+3) Σχήμα 3.1: Επιφανειακές συγκεντρώσεις όζοντος σε διάφορες περιοχές της Αθήνας κατά τη διάρκεια της 9 Οκτωβρίου Πιο συγκεκριμένα, από δεδομένα επιφανειακών σταθμών μέτρησης συγκεντρώσεων του όζοντος σε τέσσερις περιοχές της Αθήνας (δημοτικό πάρκινγκ Ελευσίνας, Μάνδρα, Μαγούλα) στις 9 Οκτωβρίου 2003, παρατηρήθηκαν ιδιαίτερα υψηλές τιμές σε τρεις από αυτούς τους σταθμούς τις πρώτες πρωινές ώρες. Η ημερήσια πορεία των μέσων τιμών των συγκεντρώσεων του όζοντος για τους τρεις σταθμούς τον μήνα Οκτώβριο (σχήμα 3.1, μαύρη συνεχής γραμμή) φανερώνει την επίδραση της φωτοχημείας στην παραγωγή του όζοντος, αφού οι μεγαλύτερες συγκεντρώσεις 45

47 παρατηρούνται κατά τη διάρκεια της ημέρας. Αυτές οι ασυνήθιστα υψηλές επιφανειακές συγκεντρώσεις όζοντος κατά τη διάρκεια της νύχτας στην περιοχή της Αθήνας, οδήγησαν στην υπόθεση μιας στρατοσφαιρικής εισβολής η οποία και διερευνάται στην παρούσα εργασία. 3.2 Συνοπτική ανάλυση Η συνοπτική κατάσταση στην επιφάνεια περιγράφεται από ένα ισχυρό αυλώνα των ισοβαρών πάνω από την νοτιοανατολική Μεσόγειο, ενώ παράλληλα είναι εμφανής μια ψυχρή εισβολή στην περιοχή των Βαλκανίων από τα βόρεια (Σχήμα 3.2). Σχήμα 3.2: Χάρτης πίεσης στη μέση στάθμη της θάλασσας (hpa) και θερμοκρασίας αέρα στην επιφάνεια (Κ) στις 00Ζ 9 Οκτωβρίου

48 Όπως αναφέρθηκε και στην εισαγωγή, η συνοπτική κατάσταση που ευνοεί επεισόδια αναδίπλωσης της τροπόπαυσης σχετίζεται με έναν αυλώνα των υψών στην ανώτερη τροπόσφαιρα. Το Σχήμα 3.3 δείχνει τα πεδία του γεωδυναμικού ύψους για την ισοβαρική επιφάνεια των 500 mb, για ένα χρονικό διάστημα τριών ημερών (8 Οκτωβρίου Οκτωβρίου 2003) και με βήμα 12 ωρών (Σχήμα 3.3). Από το Σχήμα 3.2 παρατηρείται ένας ισχυρός αυλώνας, ο οποίος αρχικά (00Ζ 8 Οκτωβρίου 2003) βρίσκεται πάνω από την κεντρική Ευρώπη και στη συνέχεια κινείται νοτιοανατολικά. Στις 00Ζ 9 Οκτωβρίου 2003 ο αυλώνας εντοπίζεται πάνω από την Ελλάδα μετατοπιζόμενος στη συνέχεια βορειοανατολικά. Η αναδίπλωση της τροπόπαυσης πάνω από την Αθήνα πραγματοποιείται στις 00Ζ 9 Οκτωβρίου 2003 (εξακριβώνεται παρακάτω, βλέπε Σχήμα 3.8). Επίσης κατασκευάστηκαν τα πεδία της οριζόντιας ταχύτητας του ανέμου (σχήμα 3.4.α) και της κατακόρυφης ταχύτητας του ανέμου (Σχήμα 3.4.β) στην ισοβαρική στάθμη των 300 hpa για τις 00Ζ 9 Οκτωβρίου 2003, με σκοπό να εντοπιστεί η θέση του αεροχειμάρρου και η παρουσία των εγκάρσιων κυκλοφοριών στην περιοχή εισόδου του. Από το Σχήμα 3.4.α, στη δυτική πλευρά του αυλώνα εντοπίζεται ο αεροχείμαρρος, η είσοδος του οποίου τοποθετείται στην κατεύθυνση της αντίστοιχης ράχης, συνοπτική κατάσταση που ευνοεί επεισόδια αναδίπλωσης της τροπόπαυσης. Η ταχύτητα στο μέγιστο του αεροχειμάρρου προσεγγίζει τα 70 m/s ( 250 km / h ), περιοχή στην οποία επικρατεί αγεωστροφική ροή, η οποία και προκαλεί έντονες ανοδικές και καθοδικές κινήσεις όπως αναφέρθηκε και στην εισαγωγή και φαίνεται στο Σχήμα 3.4.β. 47

49 (α) (β) (γ) (δ) (ε) (στ) Σχήμα 3.3: Γεωδυναμικό ύψος (gm) στην ισοβαρική επιφάνεια των 500 hpa α) Στις 00Ζ 8 Οκτωβρίου 2003 β) Στις 12Ζ 8 Οκτωβρίου 2003 γ) Στις 00Ζ 9 Οκτωβρίου 2003 δ) 12Ζ 9 Οκτωβρίου 2003 ε) Στις 00Ζ 10 Οκτωβρίου 2003 στ) Στις 12Ζ 10 Οκτωβρίου

50 (α) (β) Σχήμα 3.4: α) Γεωδυναμικό ύψος (gm) και οριζόντια ταχύτητα ανέμου (m/s) στην ισοβαρική στάθμη των 300 hpa για τις 00Ζ 9 Οκτωβρίου 2003 β) Γεωδυναμικό ύψος (gm) και κατακόρυφη ταχύτητα ανέμου (Pa/s) στην ισοβαρική στάθμη των 300 hpa για τις 00Ζ 9 Οκτωβρίου

51 3.3 Ανάλυση δυνητικού στροβιλισμού Όπως αναφέρθηκε και στην εισαγωγή, ένας από τους κυριότερους ιχνηθέτες των στρατοσφαιρικών εισβολών είναι ο δυνητικός στροβιλισμός (PV). Για το λόγο αυτό πραγματοποιείται ανάλυση του δυνητικού στροβιλισμού σε διάφορες ισοβαρικές και ισεντροπικές στάθμες, καθώς και σε κατακόρυφες τομές, με σκοπό να προσδιοριστεί η εξέλιξη του φαινομένου και το βάθος της αναδίπλωσης της τροπόπαυσης πάνω από την ευρύτερη περιοχή της Αττικής. Θέλοντας να παρουσιαστεί μια τρισδιάστατη εποπτική εικόνα της τροπόπαυσης, κατασκευάστηκε η επιφάνεια δυνητικού στροβιλισμού PV=2 PVU για τις 00Ζ 9 Οκτωβρίου 2003 (Σχήμα 3.5), φανερώνοντας την σαφή καθίζηση της τροπόπαυσης μέχρι τη στάθμη των 500 hpa. Αξιοσημείωτο είναι ότι η διεύθυνση της αναδίπλωσης της τροπόπαυσης, συμπίπτει με τον άξονα του αεροχειμάρρου, που εντοπίζεται στη δυτική πλευρά του αυλώνα σε μια νοτιοανατολική διεύθυνση. Σχήμα 3.5: Επιφάνεια δυνητικού στροβιλισμού PV=2 που αναπαριστά την τροπόπαυση στις 00:00 UTC, 9 Οκτωβρίου

52 00Z 8 Οκτωβρίου Ζ 8 Οκτωβρίου Ζ 8 Οκτωβρίου Ζ 8 Οκτωβρίου Ζ 9 Οκτωβρίου Ζ 9 Οκτωβρίου Ζ 9 Οκτωβρίου Ζ 9 Οκτωβρίου Ζ 10 Οκτωβρίου Ζ 10 Οκτωβρίου Ζ 10 Οκτωβρίου Ζ 10 Οκτωβρίου 2003 Σχήμα 3.6: Πεδίo δυνητικού στροβιλισμού (pvu) στην ισοβαρική επιφάνεια των 300 hpa. 51

53 Επίσης κατασκευάστηκαν τα πεδία του δυνητικού στροβιλισμού για τον ευρύτερο ευρωπαϊκό χώρο (10Ν-70Ν, 10W-50E) στην ισοβαρική στάθμη των 300 hpa (σχήμα 3.6) και 500 hpa (Σχήμα 3.7). H δυναμική εξέλιξη του φαινομένου, υποδεικνύει μια έξαρση δυνητικού στροβιλισμού με τιμές PV>2 PVU στην ισοβαρική στάθμη των 300 hpa, η οποία κινούμενη νοτιοανατολικά, στις 9 Οκτωβρίου 00Ζ βρίσκεται πάνω από την Ελλάδα και στη συνέχεια στρέφεται κυκλωνικά, με ένα τμήμα της να αποκόπτεται δημιουργώντας ένα αποκομμένο χαμηλό (Σχήμα 3.6). Χαρακτηριστική είναι η μορφή «αγκιστριού» υψηλών τιμών PV που επεκτείνεται προς τα νοτιανατολικά και στην συνέχεια στρέφεται κυκλωνικά. Η ισοβαρική επιφάνεια των 500 hpa επιλέχθηκε ως μια χαμηλή στάθμη, για να φανεί η εισβολή του ευσταθούς στρατοσφαιρικού αέρα με μεγάλες τιμές δυνητικού στροβιλισμού (PV>2 pvu). Πράγματι, στις 00Ζ 9 Οκτωβρίου 2003 πάνω από τον ελλαδικό χώρο είναι εμφανής η μορφή «αγκιστριού» υψηλών τιμών PV (Σχήμα3.7), η οποία στη συνέχεια ακολουθεί την πορεία που αναφέρθηκε παραπάνω (Σχήμα 3.6). Η κατακόρυφη τομή του πεδίου του δυνητικού στροβιλισμού (πίεσηγεωγραφικό μήκος) με τη δυνητική θερμοκρασία στις 37.5 ο Ν, φανερώνει ξεκάθαρα την αναδίπλωση της τροπόπαυσης και τη μεταφορά αέρα στρατοσφαιρικής προέλευσης με τιμές δυνητικού στροβιλισμού μεγαλύτερες από 2 PVU μέχρι και τη στάθμη των 500 hpa (εάν δε θεωρήσουμε το 1.5 pvu ως τροπόπαυση φτάνει ως τα 700 hpa) (Σχήμα 3.8α), με τον άξονα του αεροχειμάρρου να εντοπίζεται στην περιοχή της αναδίπλωσης (Σχήμα 3.8β) επιβεβαιώνοντας όσα προβλέπει η θεωρία για το φαινόμενο. Στην περιοχή της αναδίπλωσης της τροπόπαυσης και κάτω από αυτήν, παρατηρείται πύκνωση των ισεντροπικών γραμμών (Σχήμα 3.8α), γεγονός που υποδεικνύει αύξηση της στατικής ευστάθειας του αέρα. Η αναδίπλωση της τροπόπαυσης στην ανώτερη τροπόσφαιρα, συνδυάστηκε με την ανάπτυξη ισχυρής ανεμοθύελλας στην επιφάνεια του εδάφους τις πρώτες πρωινές ώρες στις 9 Οκτωβρίου 2003 (Μαυράκης, 2004). 52

54 00Z 8 Οκτωβρίου Ζ 8 Οκτωβρίου Ζ 8 Οκτωβρίου Ζ 8 Οκτωβρίου Ζ 9 Οκτωβρίου Ζ 9 Οκτωβρίου Ζ 9 Οκτωβρίου Ζ 9 Οκτωβρίου Ζ 10 Οκτωβρίου Ζ 10 Οκτωβρίου Ζ 10 Οκτωβρίου Ζ 10 Οκτωβρίου 2003 Σχήμα 3.7: Πεδίo δυνητικού στροβιλισμού (pvu) στην ισοβαρική επιφάνεια των 500 hpa. 53

55 (α) (β) Σχήμα 3.8: Κατακόρυφες τομές πίεση-γεωγραφικό μήκος (α) του δυνητικού στροβιλισμού (PVU) και δυνητικής θερμοκρασίας (K) και (β) δυνητικού στροβιλισμού (PVU) και ταχύτητας του ανέμου (m/s) στις 37,5 ο Ν στις 00Ζ 9 Οκτωβρίου

56 (α) Σχήμα 3.9: Κατακόρυφες τομές (πίεση γεωγραφικό μήκος) α) της απόκλισης (div) και β) της κατακόρυφης ταχύτητας (ω) στις 37,5 ο Ν στις 00Ζ 9 Οκτωβρίου (β) 55

57 00Z 8 Οκτωβρίου Ζ 8 Οκτωβρίου Ζ 8 Οκτωβρίου Ζ 8 Οκτωβρίου Ζ 9 Οκτωβρίου Ζ 9 Οκτωβρίου Ζ 9 Οκτωβρίου Ζ 9 Οκτωβρίου Ζ 10 Οκτωβρίου Ζ 10 Οκτωβρίου Ζ 10 Οκτωβρίου Ζ 10 Οκτωβρίου 2003 Σχήμα 3.10: Δυνητικός στροβιλισμός (PVU) στην ισεντροπική επιφάνεια των 315 Κ. 56

58 Σημαντικό ρόλο στην εκδήλωση της ανεμοθύελλας έπαιξαν οι έντονες καθοδικές κινήσεις που επικράτησαν πάνω από την Αθήνα (σχήμα 3.9β), ως συνέπεια της σύγκλισης στην ανώτερη τροπόσφαιρα και απόκλισης στην κατώτερη (Σχήμα 3.9α). Στο Σχήμα 3.9β οι θετικές τιμές αντιστοιχούν σε απόκλιση (divergence), ενώ οι αρνητικές σε σύγκλιση (convergence). Η δυναμική εξέλιξη του φαινομένου μελετάται και σε ισεντροπική επιφάνεια, με αυτήν των 315 Κ να επιλέγεται επειδή προσεγγίζει το ύψος της καθίζησης της τροπόπαυσης (Σχήμα 3.8α). Οι ισεντροπικές επιφάνειες είναι αδιαβατικές και έτσι προσφέρουν την απεικόνιση της πραγματικής τροχιάς μιας αέριας μάζας, ενώ παράλληλα έχουν καλύτερη συσχέτιση με τις δορυφορικές φωτογραφίες σε σχέση με τις ισοβαρικές επιφάνειες. Όπως και στις ισοβαρικές επιφάνειες που παρουσιάστηκαν παραπάνω, έτσι και εδώ παρατηρείται μια έξαρση του δυνητικού στροβιλισμού με τιμές μεγαλύτερες από 2 pvu, η οποία κινούμενη νοτιοανατολικά περνά πάνω από την Ελλάδα (00Ζ 9 Οκτωβρίου 2003) και στη συνέχεια αποκόπτεται κινούμενη βορειοανατολικά (Σχήμα 3.10). 3.4 Ανάλυση υγρασίας Ένα σημαντικό χαρακτηριστικό του στρατοσφαιρικού αέρα είναι ότι είναι ιδιαίτερα ξηρός. Η υγρασία λοιπόν αποτελεί έναν ακόμα ιχνηθέτη των στρατοσφαιρικών εισβολών προς την τροπόσφαιρα και η μελέτη της αποτελεί σπουδαίο εργαλείο στη διερεύνηση τους. Στην παρούσα εργασία, κατασκευάζονται τα πεδία τόσο της σχετικής όσο και της ειδικής υγρασίας, σε διάφορες κατακόρυφες τομές, ενώ παράλληλα παρουσιάζονται δορυφορικές εικόνες από το κανάλι απορρόφησης υδρατμών (WV). Η ακτινοβολία που καταγράφεται στο κανάλι από 6 έως 7 μm, καλείται κανάλι απορρόφησης των υδρατμών (WV). Στις εικόνες του καναλιού των υδρατμών καταγράφεται η ακτινοβολία στην περιοχή του φάσματος όπου απορροφούν έντονα οι υδρατμοί. Για το λόγο αυτό το μεγαλύτερο ποσό της ακτινοβολίας προέρχεται από τα υψηλά στρώματα της τροπόσφαιρας ( hpa). Για παράδειγμα, ο δορυφόρος Meteosat καταγράφει την κατανομή των 57

59 υδρατμών κυρίως στην περιοχή από μm, όπου οι υδρατμοί παρουσιάζουν μεγάλη απορρόφηση και κατά συνέπεια ακτινοβολούν έντονα. Η ακτινοβολία που καταγράφεται στο κανάλι απορρόφησης των υδρατμών καθορίζεται από δύο παράγοντες: το ολικό ποσό των υδρατμών της στήλης της ατμόσφαιρας και την κατακόρυφη κατανομή της. Όσο μεγαλύτερη είναι η υγρασία στα υψηλά στρώματα της τροπόσφαιρας τόσο μεγαλύτερη είναι και η απορρόφηση της ακτινοβολίας που προέρχεται από τα κατώτερα στρώματα, η οποία δεν καταφέρνει να φτάσει στον ανιχνευτή. Κατά συνέπεια, σε αυτή την περίπτωση, όσο από πιο ψηλά προέρχεται η ακτινοβολία που καταγράφει ο ανιχνευτής και συνεπώς τόσο σε πιο χαμηλή θερμοκρασία αντιστοιχεί. Με βάση τα προηγούμενα, μία εκτεταμένη περιοχή, με υψηλή υγρασία στη μέση και ανώτερη τροπόσφαιρα, θα εμφανίζεται με ανοικτούς τόνους του γκρι (αφού ισχύει η ίδια σύμβαση με τις εικόνες του υπερύθρου δηλ. χαμηλή θερμοκρασία ανοικτοί τόνοι του γκρι), οι οποίοι θα διαφοροποιούνται από τις μεταβολές της υγρασίας στα κατώτερα στρώματα. Στην τελευταία περίπτωση, ο αισθητήρας αδυνατεί να ανιχνεύσει την ακτινοβολία που εκπέμπεται από τους θερμότερους υδρατμούς των κατώτερων στρωμάτων. Όταν ο αέρας στη μέση και ανώτερη τροπόσφαιρα είναι σχετικά ξηρός, ο αισθητήρας καταγράφει ακτινοβολία από τους θερμούς υδρατμούς των κατώτερων στρωμάτων της τροπόσφαιρας, αφού αυτή απορροφάται ασθενώς στην ανώτερη τροπόσφαιρα. Άρα, χαμηλή υγρασία στη μέση και ανώτερη τροπόσφαιρα, θα εμφανίζεται με σκούρες αποχρώσεις στην WV εικόνα. (Σημειώσεις μαθήματος Δορυφορική Μετεωρολογία-Κλιματολογία, Χ. Φείδας και Κ. Καρτάλης, 2003). Στο Σχήμα 3.11 παρουσιάζονται δορυφορικές εικόνες στο κανάλι απορρόφησης των υδρατμών (WV) για τις 2100 UTC 8 Οκτωβρίου 2003 και τις 0600 UTC 9 Οκτωβρίου 2003, που περιλαμβάνουν την ευρύτερη περιοχή της Ευρώπης. Είναι εμφανής μια ξηρή αέρια μάζα (σκούρες αποχρώσεις) στις 2100 UTC 8 Οκτωβρίου, βορειοδυτικά της Ελλάδας, η οποία στη συνέχεια στρέφεται κυκλωνικά και 9 ώρες αργότερα εντοπίζεται βορειοανατολικά της. Χαρακτηριστική είναι η μορφή αγκιστριού της ξηρής αέριας μάζας, που 58

60 2100 UTC 8 Οκτωβρίου UTC 9 Οκτωβρίου 2003 Σχήμα 3.11: Δορυφορικές φωτογραφίες στο κανάλι απορρόφησης των υδρατμών (METEOSAT-7) έρχεται σε πλήρη ταύτιση με τη δυναμική εικόνα που παρουσιάστηκε παραπάνω (Σχήμα 3.10). Αξιοσημείωτος είναι επίσης, ο σχηματισμός 59

61 καταιγιδοφόρων νεφών τύπου Cumulonimbus (Cb) (έντονες ανοιχτές αποχρώσεις), που εντοπίζονται στην ανατολική πλευρά του αποκομμένου χαμηλού και πάνω από την κεντρική Τουρκία, που συνδυάζεται με την παρουσία ενός ψυχρού μετώπου (Σχήμα 3.12), στις 0600 UTC 9 Οκτωβρίου Σχήμα 3.12: Θερμοκρασία αέρα στην ισοβαρική επιφάνεια των 850 hpa. Στο Σχήμα 3.13 παρουσιάζονται τα τεφιγράμματα από δεδομένα ραδιοβολίσεων για την περιοχή του Ελληνικού (Αθήνα) στις 12Ζ 8 Οκτωβρίου 2003, 00Ζ 9 Οκτωβρίου 2003 και 12Ζ 9 Οκτωβρίου Είναι εμφανής η παρουσία ξηρού αέρα κυρίως μεταξύ των επιπέδων hpa (00Ζ 9 Οκτωβρίου 2003), ενώ δώδεκα ώρες αργότερα η ξηρή αέρια μάζα φαίνεται να μεταφέρεται χαμηλότερα, μέχρι και την επιφάνεια του εδάφους (12Ζ 9 60

62 Οκτωβρίου 2003). Καθώς η αναδίπλωση της τροπόπαυσης εντοπίζεται στις 00Ζ 9 Οκτωβρίου 2003, τα τεφιγράμματα επαληθεύουν την εισβολή ξηρού αέρα στρατοσφαιρικής προέλευσης. Η δυτική διεύθυνση του ανέμου συμπίπτει με την συνοπτική εικόνα, ενώ αξιοσημείωτη είναι η αύξηση της έντασης του, κάτω από την στάθμη των 300 hpa. Επίσης φαίνεται ξεκάθαρα η καθίζηση της τροπόπαυσης κάτω από τα 300 hpa. 12Z 8 Οκτωβρίου Ζ 9 Οκτωβρίου Ζ 9 Οκτωβρίου 2003 ΣΧΗΜΑ 3.13 Τεφιγράμματα για την περιοχή του Ελληνικού (Αθήνα) (University of Wyoming) Το πεδίο της σχετικής υγρασίας στην επιφάνεια του εδάφους για την περιοχή της Ευρώπης με χρονικό βήμα έξι ωρών (Σχήμα 3.14), φανερώνει την παρουσία ξηρού αέρα στην επιφάνεια της Αθήνας δώδεκα ώρες μετά την αναδίπλωσης της τροπόπαυσης, επιβεβαιώνοντας την εικόνα των τεφιγραμμάτων. 61

63 18Z 8 Οκτωβρίου Ζ 9 Οκτωβρίου Ζ 9 Οκτωβρίου Ζ 9 Οκτωβρίου Ζ 9 Οκτωβρίου Ζ 10 Οκτωβρίου 2003 Σχήμα 3.14: Σχετική υγρασία (RH) στην επιφάνεια του εδάφους. 62

64 Επίσης κατασκευάστηκε η κατακόρυφη τομή (πίεση-γεωγραφικό πλάτος) της σχετικής υγρασίας στις 23.5 ο Ε (γεωγραφικό μήκος Αθήνας) για ένα διάστημα από τις 18Ζ 8 Οκτωβρίου 2003 μέχρι τις 00Ζ 10 Οκτωβρίου 2003 με βήμα 6 ωρών (Σχήμα 3.15), όπου φαίνεται μια εντυπωσιακή εισβολή ξηρού στρατοσφαιρικού αέρα στην τροπόσφαιρα φτάνοντας μέχρι την επιφάνεια του εδάφους στις 12Ζ 9 Οκτωβρίου Ζ 8 Οκτωβρίου Ζ 9 Οκτωβρίου Ζ 9 Οκτωβρίου Ζ 9 Οκτωβρίου Ζ 9 Οκτωβρίου Ζ 10 Οκτωβρίου 2003 ΣΧΗΜΑ 3.15 Κατακόρυφη τομή (πίεση-γεωγραφικό πλάτος) της σχετικής υγρασίας στις 23.5 ο Ε. 63

65 Οι εξαιρετικά χαμηλές τιμές σχετικής υγρασίας μεταξύ 10 ο Ν και 25 ο Ν είναι αναμενόμενες, αφού απεικονίζουν την ευρύτερη περιοχή της Β. Αφρικής. Μελετώντας την ειδική υγρασία σε ένα διάγραμμα χρόνου-πίεσης (Σχήμα 3.16) για την περιοχή της Αθήνας (23.5 Ε, 37.5Ν), παρατηρείται απότομη μείωση, που ξεκινά τις πρώτες πρωινές ώρες της 9 ης Οκτωβρίου 2003 και συνδέεται άμεσα με τη στρατοσφαιρική εισβολή. Σχήμα 3.16: Διάγραμμα ειδικής υγρασίας χρόνου-πίεσης στην περιοχή της Αθήνας για το διάστημα 5-13 Οκτωβρίου Για να διαπιστωθεί καλύτερα η εισβολή του ξηρού στρατοσφαιρικού αέρα στην τροπόσφαιρα μέσω της αναδίπλωσης της τροπόπαυσης, κατασκευάστηκε η κατακόρυφη τομή (πίεση-γεωγραφικό μήκος) της σχετικής υγρασίας στις 37.5 ο Ν (γεωγραφικό πλάτος Αθήνας), μαζί με τις ισοπληθείς του δυνητικού στροβιλισμού (PV= pvu) για τις 00Ζ 9 Οκτωβρίου

66 Στο σχήμα 3.17 φαίνεται η αναδίπλωση της τροπόπαυσης και ο ξηρός αέρας που εισβάλλει από την στρατόσφαιρα στην τροπόσφαιρα, μέσω αυτής. Σχήμα 3.17: Κατακόρυφη τομή (πίεση-γεωγραφικό μήκος) της σχετικής υγρασίας (έγχρωμο) και ισοπληθείς του δυνητικού στροβιλισμού (PV= pvu) (μαύρη συνεχής γραμμή) στις 37.5 ο Ν για τις 00Ζ 9 Οκτωβρίου Τέλος, κατασκευάστηκε σε ένα διάγραμμα το προφίλ της σχετικής υγρασίας καθ ύψος στην περιοχή της Αθήνας (23.5 ο Ε, 37.5 ο Ν) για τις 18Ζ 8 Οκτωβρίου 2003, 00Ζ 9 Οκτωβρίου 2003 και 06Ζ 9 Οκτωβρίου 2003 (Σχήμα 3.18). Παρατηρείται η ξηρή αέρια μάζα στρατοσφαιρικής προέλευσης που κινείται κατακόρυφα προς τα κάτω μέχρι την επιφάνεια του εδάφους. 65

67 Σχήμα 3.18: Προφίλ σχετικής υγρασίας καθ ύψος στην περιοχή της Αθήνας για τις 18Ζ 8 Οκτωβρίου 2003, 00Ζ 9 Οκτωβρίου 2003 και 06Ζ 9 Οκτωβρίου Αποτελέσματα μοντέλου διασποράς σωματιδίων Flexpart Εφαρμόστηκε το μοντέλο διασποράς σωματιδίων FLEXPART και υπολογίστηκαν οι θέσεις των σωματιδίων ανάμεσα στα 8000m-50000m (Σχήμα 3.19) με σκοπό να βρεθεί η προέλευση και η τροχιά των σωματιδίων του στρατοσφαιρικού όζοντος που κατέληξαν στις 9 Οκτωβρίου 2003 στην επιφάνεια του εδάφους. Πιο συγκεκριμένα αφέθησαν σωματίδια μεταξύ m στην περιοχή της Αθήνας και πραγματοποιήθηκε οπισθόδρομη χρονικά προσομοίωση, με σκοπό να εντοπιστούν οι πηγές και η πορεία των σωματιδίων στη στρατόσφαιρα. Τα σωματίδια αφέθησαν σε διάρκεια μιας ώρας, από τις 23Ζ 8 Οκτωβρίου 2003 μέχρι τις 00Ζ 9 Οκτωβρίου Αυτό που παρατηρείται είναι ότι πέντε μέρες πριν (23:00 UTC, 4 Οκτωβρίου 2003, Σχήμα 3.19.α), τα σωματίδια που βρίσκονται στη 66

68 (α) (β) (γ) (δ) Σχήμα 3.19: Θέσεις σωματιδίων ανάμεσα στα m όπως υπολογίστηκαν από το μοντέλο διασποράς σωματιδίων FLEXPART. α) Στις 23:00 UTC, 4 Οκτωβρίου 2003 (5 ημέρες πριν), β) στις 23:00 UTC, 5 Οκτωβρίου 2003 (4 ημέρες πριν), γ) στις 23:00 UTC, 6 Οκτωβρίου 2003 (3 ημέρες πριν) και δ) στις 23:00 UTC, 7 Οκτωβρίου 2003 (2 ημέρες πριν). 67

69 στρατόσφαιρα, εντοπίζονται στη Βόρεια Αμερική και ακολουθώντας πορεία παρόμοια με αυτήν των πλανητικών κυμάτων κινούνται προς τα δυτικά πλησιάζοντας την Ευρώπη, στην οποία και εντοπίζονται δύο ημέρες πριν (23:00 UTC, 7 Οκτωβρίου 2003, Σχήμα 3.19.δ). Μια από τις μεθόδους που εφαρμόζεται στο μοντέλο διασποράς σωματιδίων FLEXPART και προτάθηκε από τους Stolh et al. (2002), αποσκοπεί στην απλούστευση των περίπλοκων και πολυάριθμων δεδομένων εξόδου χρησιμοποιώντας την ανάλυση κατά συστάδες (cluster analysis) (Dorling et al., 1992). Η βασική ιδέα στην οποία στηρίζεται η παραπάνω μέθοδος, είναι η ομαδοποίηση και η καταγραφή σε κάθε χρονικό βήμα εξόδου, των θέσεων όλων των σωματιδίων που ελευθερώνονται από κάποια σημειακή πηγή, καθώς επίσης και άλλων επιπρόσθετων πληροφοριών. Μια από τις πληροφορίες που παρέχει το μοντέλο για τις συστάδες των σωματιδίων, αφορά το ποσοστό των σωματιδίων που χαρακτηρίζονται από τιμές δυνητικού στροβιλισμού PV>2 pvu, υπολογίζοντας με αυτό τον τρόπο το ποσοστό των σωματιδίων που προέρχονται από την στρατόσφαιρα. Επίσης προσδιορίζει τη θέση (γεωγραφικό μήκος, γεωγραφικό πλάτος, ύψος) της κάθε συστάδας σε κάθε χρονικό βήμα εξόδου, δίνοντας τη δυνατότητα να κατασκευαστούν οι τροχιές (trajectories) των σωματιδίων. Ο αριθμός των συστάδων που δημιουργούνται από το μοντέλο, καθορίζεται από τον εκάστοτε χρήστη. Πέρα από αυτές, το μοντέλο παρέχει και μια κεντρική συστάδα (centroid cluster) η οποία είναι αντιπροσωπευτική της θέσης του συνόλου των σωματιδίων. Στην παρούσα εργασία, επιλέχθηκε ο αριθμός των δέκα συστάδων. Παράλληλα σαν κατώφλι δυνητικού στροβιλισμού για τον προσδιορισμό των στρατοσφαιρικών σωματιδίων επιλέχθηκαν τα 2 pvu, 1.5 pvu και 1 pvu, καθώς κατά την στρατοσφαιρική εισβολή υπεισέρχονται και διαδικασίες ανάμειξης του στρατοσφαιρικού με τον τροποσφαιρικό αέρα. Τα αποτελέσματα της εφαρμογής του μοντέλου παρουσιάζονται στο Σχήμα 3.20, όπου φαίνονται τα ποσοστά των σωματιδίων της κεντρικής συστάδας (centroid cluster) με τιμές δυνητικού στροβιλισμού PV>2 pvu, PV>1,5 pvu και PV>1 pvu. Χρησιμοποιώντας το κατώφλι των 2 pvu το ποσοστό των σωματιδίων που 68

70 αφέθησαν στην περιοχή της Αθήνας και προέρχονται από τη στρατόσφαιρα κυμαίνεται από 0,6 % έως 2,5 % για την περίοδο των οχτώ ημερών, ενώ για τα άλλα δύο κατώφλια των 1,5 pvu και 1 pvu, τα αντίστοιχα ποσοστά κυμαίνονται από 0,9 % έως 5,8 %, και από 7,7 % έως 15,3 %. Ημέρες (πριν) ποσοστό (%) PV>2 pvu ποσοστό (%) PV>1.5 pvu ποσοστό (%) PV>1 pvu 1 1,9 4,4 11,6 2 0,6 0,9 13, ,3 4 2,5 5,8 13,7 5 1,7 3, ,1 7,7 7 1,6 2,6 9,8 8 1,4 2,5 10,2 (α) ποσοστό (%) ημέρες (πριν) (β) ποσοστό (%) PV>2 pvu ποσοστό (%) PV>1.5 pvu ποσοστό (%) PV>1 pvu Σχήμα 3.20: α) Πίνακας τιμών των ποσοστών των σωματιδίων με PV>2 pvu, PV>1.5 pvu και PV>1 pvu για κάθε ημέρα β) Αντίστοιχο ραβδόγραμμα του πίνακα α). 69

71 Η ετήσια συνεισφορά του στρατοσφαιρικού όζοντος στις επιφανειακές του συγκεντρώσεις, υπολογίστηκε και από τους Zanis et al. (2003), και βρέθηκε περίπου 5% για τον σταθμό του Zugspitze (Γερμανία) και 6,3% για τον σταθμό του Jungfraujoch (Ελβετία). Για ένα επεισόδιο στρατοσφαιρικής εισβολής στην ευρύτερη περιοχή της Θεσσαλονίκης, οι Gerasopoulos et al. (2005), βρήκαν ότι το 5% του επιφανειακού όζοντος είχε στρατοσφαιρική προέλευση. Τα παραπάνω αποτελέσματα φαίνεται ότι προσεγγίζουν αρκετά καλά τα αποτελέσματα του μοντέλου που παρουσιάζονται στο Σχήμα Επίσης παρουσιάζεται το ύψος της κεντρικής συστάδας των σωματιδίων που αφέθησαν στην περιοχή της Αθήνας στις 00Ζ 9 Οκτωβρίου 2003 σε συνάρτηση με το χρόνο (προς τα πίσω) (Σχήμα 3.21) υποδεικνύοντας την κατακόρυφη πορεία που ακολούθησαν τα σωματίδια στη διάρκεια των εννέα ημερών (00Ζ 30 Σεπτεμβρίου Ζ 9 Οκτωβρίου 2003). Όπως φαίνεται και από το Σχήμα 3.21 η κεντρική συστάδα των σωματιδίων κινείται στην τροπόσφαιρα και δεν έχει στρατοσφαιρική προέλευση, με μια πάντως εμφανή καθοδική πορεία Ύψος (m) Χρόνος (sec) Σχήμα 3.21: Ύψος της κεντρικής συστάδας των σωματιδίων σε συνάρτηση με το χρόνο (προς τα πίσω). 70

72 Η δισδιάστατη (γεωγραφικό μήκος-γεωγραφικό πλάτος) πορεία των σωματιδίων της κεντρικής συστάδας, κινούμενη οπισθοδρομικά χρονικά, παρουσιάζεται στο Σχήμα 3.22 μαζί με το ποσοστό των σωματιδίων με τιμή δυνητικού στροβιλισμού PV>1,5 pvu, (έγχρωμο) για κάθε χρονικό βήμα εξόδου. Η πορεία των σωματιδίων της κεντρικής συστάδας ταιριάζει ικανοποιητικά με την αντίστοιχη των στρατοσφαιρικών σωματιδίων του Σχήματος 3.19, υποδεικνύοντας ως περιοχή προέλευσης την ΒΑ Αμερική. Τα μεγαλύτερα ποσοστά σωματιδίων με τιμές δυνητικού στροβιλισμού PV>1,5 pvu (στρατοσφαιρικά σωματίδια) εντοπίζονται στην κεντρική και δυτική πλευρά του Ατλαντικού Ωκεανού και αποτελούν την έμμεση συνεισφορά των στρατοσφαιρικών σωματιδίων, καθώς και στην περιοχή δυτικά της Ιταλίας που αποτελεί την άμεση συνεισφορά αντίστοιχα. Το ποσοστό των στρατοσφαιρικών σωματιδίων στην περιοχή δυτικά της Ιταλίας μια ημέρα πριν την απελευθέρωση τους από την επιφάνεια της Αθήνας, σε αναγωγή συγκεντρώσεων όζοντος υπολογίστηκε σε ppb, ποσότητα που δικαιολογεί την αύξηση του όζοντος που παρατηρήθηκε στην επιφάνεια της Αθήνας. Σχήμα 3.22: Πορεία σωματιδίων της κεντρικής συστάδας και ποσοστό σωματιδίων με τιμή δυνητικού στροβιλισμού PV>1,5 pvu (έγχρωμο) για κάθε χρονικό βήμα εξόδου. 71