ΥΝΑΜΙΚΗ ΤΟΥ ΙΟΝΙΟΥ ΠΕΛΑΓΟΥΣ: ΜΕΛΕΤΗ ΤΩΝ ΕΠΟΧΙΚΩΝ ΚΑΙ ΥΠΕΡΕΤΗΣΙΩΝ ΙΑΚΥΜΑΝΣΕΩΝ ΠΡΟΣΟΜΟΙΩΣΗ ΜΕ ΑΡΙΘΜΗΤΙΚΟ ΜΟΝΤΕΛΟ

Transcript

1 ΙΑΤΜΗΜΑΤΙΚΟ ΠΡΟΓΡΑΜΜΑ ΜΕΤΑΠΤΥΧΙΑΚΩΝ ΣΠΟΥ ΩΝ ΩΚΕΑΝΟΓΡΑΦΙΑΣ ΚΑΙ ΙΑΧΕΙΡΙΣΗΣ ΘΑΛΑΣΣΙΟΥ ΠΕΡΙΒΑΛΟΝΤΟΣ ΜΕΤΑΠΤΥΧΙΑΚΗ ΕΡΓΑΣΙΑ ΥΝΑΜΙΚΗ ΤΟΥ ΙΟΝΙΟΥ ΠΕΛΑΓΟΥΣ: ΜΕΛΕΤΗ ΤΩΝ ΕΠΟΧΙΚΩΝ ΚΑΙ ΥΠΕΡΕΤΗΣΙΩΝ ΙΑΚΥΜΑΝΣΕΩΝ ΠΡΟΣΟΜΟΙΩΣΗ ΜΕ ΑΡΙΘΜΗΤΙΚΟ ΜΟΝΤΕΛΟ ΡΑΒ ΑΣ ΜΙΧΑΗΛ ΕΠΙΒΛΕΠΩΝ ΚΑΘΗΓΗΤΗΣ ΣΟΦΙΑΝΟΣ ΣΑΡΑΝΤΗΣ ΑΘΗΝΑ 2013

2 Κεφάλαιο 1. Βιβλιογραφική Ανασκόπηση Γεωγραφική θέση και Γεωμορφολογία του Ιονίου Ο ρόλος του στην Α. Μεσόγειο Αλληλεπίδραση με την ατμόσφαιρα Θερμοαλατική κυκλοφορία και θαλάσσιες μάζες Υπερετήσιες διακυμάνσεις της επιφανειακής κυκλοφορίας του Ιονίου Επιστημονικά Ερωτήματα Κεφάλαιο 2. Μεθοδολογία Μοντέλο POM Εφαρμογή μοντέλου POM στη περιοχή μελέτης Αρχικές και Οριακές Συνθήκες Οριακές Συνθήκες Διεπιφάνειας Θάλασσας-Ατμόσφαιρας Ποτάμιες εκροές Ατμοσφαιρική δράση Κεφάλαιο 3. Αποτελέσματα Κλιματολογική μελέτη Εποχική μεταβλητότητα της θερμοαλατικής κυκλοφορίας Θερμικό ισοζύγιο και ισοζύγιο γλυκού νερού Μεταφορά μάζας, θερμότητας και αλατιού με γειτονικές λεκάνες Υπερετήσια μελέτη Επιφανειακό στρώμα Ενδιάμεσο στρώμα Βαθύτερο στρώμα Μεταφορά μάζας από/προς γειτονικές λεκάνες Συμπεράσματα Βιβλιογραφία... 92

3 Η μεταπτυχιακή αυτή εργασία πραγματοποιήθηκε στο Εργαστήριο Ωκεανογραφίας του Φυσικού Τμήματος του Πανεπιστημίου Αθηνών, στα πλαίσια του Διατμηματικού Μεταπτυχιακού Προγράμματος Ωκεανογραφίας και Διαχείρισης Θαλάσσιου Περιβάλλοντος στην κατεύθυνση Φυσική Ωκεανογραφία Την επιτροπή αξιολόγησης αποτέλεσαν οι κ.κ. Σοφιανός Σαράντης (επιβλέπων) Μιχαλοπούλου Χαρά Φλόκα Ελένη

4 Ευχαριστίες: Η περάτωση της μεταπτυχιακής μου εργασίας δεν είναι μόνο αποτέλεσμα προσωπικής μου εργασίας αλλά και συνεργασίας με ανθρώπους που με βοήθησαν πολύ. Ευχαριστώ θερμά τον επιβλέποντα καθηγητή μου κ. Σαράντη Σοφιανό κατ αρχήν για την καθοδήγησή του και την αστείρευτη αρωγή και συμπαράσταση που μου προσέφερε κατά την διάρκεια συγγραφής αυτής της εργασίας. Κυρίως όμως θέλω να τον ευχαριστήσω για την αμέριστη εμπιστοσύνη που μου δείχνει και για την στήριξη του σαν καθηγητής αλλά πάνω από όλα σαν άνθρωπος σε δύσκολες στιγμές. Ένα μεγάλο ευχαριστώ οφείλω στην κ. Χαρά Μιχαλοπούλου που ήταν πάντα κοντά μου για να με συμβουλεύει και να μου υποδεικνύει εκείνο που κάθε φορά χρειαζόταν να γίνει. Χωρίς την δική της βοήθεια, δεν θα είχα καταφέρει τόσα πολλά. Ευχαριστώ πολύ την κ. Ελένη Φλόκα που με τίμησε με την παρουσία της για δεύτερη φορά - στην τριμελή εξεταστική επιτροπή μου όπως επίσης και τον κ. Κώστα Ιακωβίδη για την συνεχή ενθάρρυνσή του και για την βοήθεια που μου προσέφερε. Θα ήθελα επίσης να ευχαριστήσω όλα τα μέλη του εργαστηρίου Ωκεανογραφίας που με στήριξαν και με βοήθησαν να πραγματοποιήσω το στόχο μου. Ιδιαίτερα όμως ευχαριστώ την Αννίτα Μαντζιαφού για την ηθική της στήριξη και για τον πολύτιμο χρόνο που μου αφιέρωσε δίνοντας μου πολύ χρήσιμες οδηγίες για την περάτωση του ερευνητικού μέρους της εργασίας μου. Οι εύστοχες παρατηρήσεις της έπαιξαν καθοριστικό ρόλο στη διευθέτηση και εκκαθάριση των αποτελεσμάτων μου, όπως επίσης και στην παρουσίαση των συμπερασμάτων μου. Ευχαριστώ επίσης τον Παναγιώτη Αξαόπουλο για τις πολύτιμες συμβουλές του και για την συνεχή διαθεσιμότητα του για βοήθεια. Ακόμη θα ήθελα να ευχαριστήσω μέσα από την καρδιά μου, την Μαργαρίτα Μπεκιάρη, τόσο για την υπομονή και για την πολύτιμη βοήθεια της όσο και για την κατανόηση και συμπαράσταση που μου παρέχει όλο αυτόν τον καιρό. Τέλος, το μεγαλύτερο ευχαριστώ το χρωστώ στην οικογένεια μου και στους κοντινούς μου ανθρώπους για την στήριξη, την αγάπη καθώς και την πίστη τους σε μένα, που μου χάρισαν και μου χαρίζουν απλόχερα όλα αυτά τα χρόνια. Την εργασία αυτή την αφιερώνω ολόψυχα στους γονείς μου και κυρίως στις ανιψιές μου Στέλλα και Κυριακή που έκαναν τις δύσκολες ώρες της εργασίας ακόμη πιο δύσκολες!

5 Περίληψη: Στην εργασία αυτή μελετώνται οι διακυμάνσεις της γενικής κυκλοφορίας και των θερμοαλατικών χαρακτηριστικών της λεκάνης του Ιονίου, υλοποιώντας ένα πείραμα προσομοίωσης κατά έτη με την βοήθεια του αριθμητικού μοντέλου Princeton Ocean Model (POM). To μοντέλο έχει οριζόντια διακριτοποίηση 1 20 (~ 5Km), χρησιμοποιεί 6ωρη ατμοσφαιρική δράση από την βάση δεδομένων των ARPERA και είναι συζευγμένο με το χαμηλότερης ανάλυσης ωκεανογραφικό μοντέλο OPAMED. To Ιόνιο είναι μια σημαντική λεκάνη της Μεσογείου, καθώς είναι το σταυροδρόμι μεταξύ θαλάσσιων μαζών που προέρχονται τόσο από την Ανατολική όσο και από τη Δυτική Μεσόγειο. Αυτή η εργασία έχει δύο κύριους στόχους: Ο πρώτος είναι να καθοριστούν οι κυρίαρχοι μηχανισμοί που διέπουν την γενική κυκλοφορία του Ιονίου. Έμφαση δίνεται στην μελέτη της επίδρασης της τάσης του ανέμου, της θερμοαλατικής δομής της λεκάνης και στα χαρακτηριστικά των αλληλεπιδράσεων με τις γειτονικές λεκάνες. Τα αποτελέσματα δείχνουν αλλαγές των καταστάσεων της κυκλοφορίας σε υπερετήσια κλίμακα (από αντικυκλωνική σε κυκλωνική και αντίστροφα), η οποίες εξαρτώνται σε μεγάλο βαθμό από τον συνδυασμό του στροβιλισμού, που εισάγεται μέσω του ανέμου, και των χαρακτηριστικών των μαζών που εισέρχονται από τις γειτονικές λεκάνες. Ειδικότερα, καθώς το Ατλαντικό Ιόνιο Ρεύμα (AIS) διεισδύει στη λεκάνη του Ιονίου σχηματίζει μαιάνδρους και διακλαδίζεται συνήθως σε δυο τμήματα, η πορεία των οποίων καθορίζει την κατάσταση της επιφανειακής κυκλοφορίας του Ιονίου. Αυτή η διακύμανση της πορείας και η διακλάδωση του ρεύματος εξαρτάται σε μεγάλο βαθμό από την τοπογραφία, την τάση του ανέμου, την ποσότητα εισροής επιφανειακών νερών από την Δυτική Μεσόγειο και τη δομή της υδάτινης στήλης της λεκάνης. Ο δεύτερος στόχος είναι να μελετηθούν οι θερμοαλατικές ιδιότητες του Ιονίου και το πώς αυτές επηρεάζουν και επηρεάζονται από το πεδίο της κυκλοφορίας. Βρέθηκε ότι η αντιστροφή της κυκλοφορίας από κυκλωνική σε αντικυκλωνική, και αντίστροφα, τροποποιεί τις διαδρομές των θαλάσσιων μαζών που εισχωρούν από τις γειτονικές λεκάνες. Η μεταβολή της διαδρομής των Ατλαντικών νερών (AW), καθορίζει την επιφανειακή θερμοαλατική δομή, ενώ η κατανομή και η ποσότητα των Ενδιάμεσων Λεβαντινών Νερών (LIW), παίζει ένα ουσιαστικό ρόλο στις εσωτερικές δυναμικές διεργασίες της Ανατολικής Μεσογείου. Τέλος εξετάζεται η αλληλεπίδραση του Ιονίου με τη λεκάνη της Αδριατικής, ως πηγή βαθιών νερών και ο τρόπος που επιδρά η κυκλοφορία του Ιονίου στη δημιουργία των πυκνών νερών στην περιοχή αυτή.

6 Abstract: The circulation pattern, the thermohaline structure and their variability of the Ionian basin for the period , are studied by performing a hindcast simulation using the Princeton Ocean Model (POM). The model has a horizontal resolution of 1 20 of a degree (~ 5 Km) and incorporates a 6-hr atmospheric forcing provided by ARPERA atmospheric dataset. The model is one-way nested to the coarse OPAMED oceanographic model. The Ionian Sea is an important basin representing the crossroad between water masses originated from the Western and the Eastern Mediterranean. The work has two major objectives: The first is to define the dominant driving mechanisms of the Ionian general circulation. Focus is given to the relative importance of wind stress, the thermohaline surface fluxes and the characteristics of the exchange flow with the adjacent basins. Results show changes in its circulation pattern on a decadal scale, which are highly dependent on the combination of the vorticity input by wind and the inflow characteristics of the adjacent basins. Specifically, as the Atlantic Ionian Stream (AIS) enters the Ionian basin it meanders and bifurcates, occasionally in two branches, and thus sets the state of the surface circulation of Ionian. This pattern of this flow and the related bifurcation are strongly committed with the topography, the wind stress, the intensity of AIS and the structure of the water column of the basin. The second goal is to investigate the thermohaline properties of the Ionian basin and how these are modified by the circulation patterns. It is found that the reversal of the circulation from cyclonic to anticyclonic and vice versa modifies the pathways of the water masses entering through the neighboring basins. The varying pathway of the Atlantic Water (AW), modified by the Ionian circulation inversions, determines the interior surface thermohaline structure, whilst the Levantine Intermediate Water (LIW) structure and volume, play an essential role in the internal dynamical processes of the Eastern Mediterranean. The exchange of Ionian with Adriatic, an important dense water source, is also studied.

7 Κεφάλαιο 1. Βιβλιογραφική Ανασκόπηση 1 Κεφάλαιο 1. Βιβλιογραφική Ανασκόπηση 1.1 Γεωγραφική θέση και Γεωμορφολογία του Ιονίου Το Ιόνιο Πέλαγος (ΙΠ) είναι η μεγαλύτερη από τις τέσσερις (Ιόνιο, Αιγαίο, Αδριατική, Λεβαντίνη) σε όγκο (~10 6 km 3 ) λεκάνη της Ανατολικής Μεσογείου, με βάθη που ξεπερνούν τα 4000m (μέγιστο βάθος 5150m στο ελληνικό τόξο δυτικά της Πελοποννήσου) (εικόνα 1.1). Περιβάλλεται από τις ακτές της νοτίου Ιταλίας, της δυτικής Ελλάδας και της βορείου Αφρικής. Στα δυτικά επικοινωνεί με τη δυτική Μεσόγειο μέσω των στενών της Σικελίας (πλάτος 135 km και μέγιστο βάθος 330m), στα ανατολικά με τη λεκάνη της Λεβαντίνης μέσω του Κρητικού περάσματος (Cretan Passage) -μεταξύ Κρήτης και Αφρικής- που έχει πλάτος 300 km και μέσο βάθος 2000m, ενώ στα βόρεια επικοινωνεί με την Αδριατική μέσω του στενού του Οτράντο (75 km πλάτος με μέγιστο βάθος 800 m). Τέλος συνδέεται με το Αιγαίο Πέλαγος μέσω των στενών των Κυθήρων που έχουν πλάτος 70 km και μέγιστο βάθος 700m. Εικόνα 1.1. Γεωγραφική θέση και βαθυμετρία του Ιονίου Πελάγους

8 Κεφάλαιο 1. Βιβλιογραφική Ανασκόπηση 2 Ένα χαρακτηριστικό του ΙΠ είναι η σύνθετη γεωμορφολογία του, εξαιτίας της παρουσίας των απότομων ορογραφικών χαρακτηριστικών του στις παράκτιες περιοχές και της ύπαρξης διακριτών υπολεκανών, κόλπων, νησιών και χερσονήσων διαφορετικού μεγέθους. Στο βόρειο τμήμα του περιβάλλεται από ψηλές και απότομες οροσειρές (Απέννινα, Πίνδος) ενώ νότια κυριαρχεί η σχετικά ομαλή τοπογραφία της Βορειοκεντρικής Αφρικής. Αυτά τα γεωμορφολογικά χαρακτηριστικά της περιοχής έχουν σημαντικές συνέπειες στην ατμοσφαιρική και θαλάσσια κυκλοφορία, επειδή καθορίζουν τη γενική χωρική μεταβλητότητα των αλληλεπιδράσεων με την ατμόσφαιρα καθώς και την ύπαρξη τοπικών και μέσης κλίμακας χαρακτηριστικών. Η ωκεάνια τοπογραφία του, είναι το ίδιο σύνθετη, με βαθιές λεκάνες, επίπεδα οροπέδια και απότομες ακτογραμμές. (εικόνα 1.2). Στο κέντρο του ΙΠ υπάρχει η βαθιά Ιόνια Αβυσσική πεδιάδα (Ionian Abyssal Plain (IAP)), η οποία είναι μια βαθιά τριγωνική λεκάνη, σχεδόν επίπεδη, οριοθετημένη από την ισοβαθή των 4000μ. Νότια της, βρίσκονται τα υποθαλάσσια όρη της Μεδίνας και του Αρχιμήδη, τα οποία επεκτείνονται σε ύψος 2000 μέτρων, σε σχέση με την ΙΑP, ενώ πλησιάζοντας προς στις ακτές της Αφρικής η γεωμορφολογία του γίνεται περισσότερη ομαλή με εξαίρεση την έντονη βαθμίδα της βαθυμετρίας στις ακτές της Λιβύης. Στα δυτικά του ΙΠ, η τοπογραφία του αποτελείται από ρηχές πεδιάδες (βάθη από μέτρα) κατά μήκος των ακτών της Σικελίας και της Αφρικής. Ανάμεσα σε αυτές τις πεδιάδες υπάρχουν βαθύτερα κανάλια, το βάθος των οποίων φθάνει τα 1000 μέτρα. Μέσα από αυτά τα κανάλια μεταφέρονται οι ενδιάμεσες και βαθιές θαλάσσιες μάζες της Ανατολικής Μεσογείου προς την Δυτική Μεσόγειο (Robinson A.R. et al., 1999). Νοτιοανατολικά της Σικελίας το βάθος αυξάνεται απότομα (περίπου 3 Km σε μικρή απόσταση). Ο κρημνός αυτός (Sicilian or Maltese Escarpment) που συνδέει τις ρηχές και ομαλές περιοχές του Δυτικού Ιονίου με την βαθιά λεκάνη στο κέντρο του, παίζει έναν σημαντικό ρόλο στην κυκλοφορία του ΙΠ, ο οποίος σε συνδυασμός με άλλους παράγοντες καθορίζει την πορεία του Ατλαντικού Ιόνιου Ρεύματος (Atlantic Ionian Stream -AIS) (Lermusiaux P.F.J. et al., 2001), (Robinson A.R. et al., 1999). Στα ανατολικά του ΙΠ, συναντάμε τις πολύ βαθιές λεκάνες του Κρητικού τόξου και τις απότομες ακτογραμμές της Δυτικής Ελλάδας. Αυτή η πολύπλοκη τοπογραφία της περιοχής επηρεάζει τη δημιουργία ρευμάτων και δινών μέσης κλίμακας με χαρακτηριστικό παράδειγμα τον αντικυκλώνα του Πέλοπα. Τέλος, βόρεια, κοντά στο στενό του Οτράντο, βρίσκεται η επίπεδη πεδιάδα της Απουλίας (Apullian plateau). Στην άκρη της πεδιάδας το βάθος αυξάνεται από τα 200 στα 2400 μέτρα μέσω ενός απότομου και στενού κρημνού (Apullian escarpment). Όλη αυτή η περίπλοκη γεωμετρία και τοπογραφία του Ιονίου παίζει ένα σημαντικό ρόλο στην διεύθυνση των ρευμάτων και κατά συνέπεια στη δομή των

9 Κεφάλαιο 1. Βιβλιογραφική Ανασκόπηση 3 θαλάσσιων μαζών, συμβάλλοντας έτσι στην σύνθετη μορφή της θερμοαλατικής του κυκλοφορίας. 1.2 Ο ρόλος του στην Α. Μεσόγειο Εικόνα 1.2. Γεωμορφολογία του Ιονίου Το Ιόνιο, η βαθύτερη θαλάσσια περιοχή της Μεσογείου, διαδραματίζει ένα σημαντικό ρόλο στο ενδιάμεσο και βαθύτερο θερμοαλατικό κύτταρο της Ανατολικής Μεσογείου. Βαθειά και μεγάλης περιεκτικότητας σε οξυγόνο νερά, κυρίως από την Αδριατική θάλασσα, (Adriatic Deep Water- ADW) διαχέονται στα βαθύτερα στρώματα του Ιονίου, ενώ τα ενδιάμεσα στρώματα επηρεάζονται από τα ζεστά και αλμυρά νερά που προέρχονται από την περιοχές της Λεβαντίνης και του Αιγαίου. Μέσω του στενού της Σικελίας, τα σχετικά γλυκά νερά, από τον Ατλαντικό (Modified Atlantic Water MAW) εισέρχονται στο Ιόνιο, κινούμενα προς την Λεβαντίνη και συνήθως διακλαδίζονται προς το βορρά. Έτσι η κυκλοφορία του Ιονίου παίζει έναν καθοριστικό ρόλο στην κατανομή των διάφορων θαλάσσιων μαζών στις γειτονικές λεκάνες.

10 Κεφάλαιο 1. Βιβλιογραφική Ανασκόπηση 4 Κατά την διάρκεια κυρίως του 20 ου αιώνα και από τις πρώτες έρευνες στην Μεσόγειο θάλασσα, από το 1908 μέχρι τα μέσα του 1980, η τρισδιάστατη κυκλοφορία της ανατολικής λεκάνης εμφανίζονταν να παρουσιάζει σταθερή δομή (Εικόνα 1.3α, 1.3β). Πιο πρόσφατες μελέτες, ωστόσο, έδειξαν ότι η θερμοαλατική κυκλοφορία της Ανατολικής Μεσογείου δεν μπορεί να χαρακτηριστεί ως στάσιμη, και οι υδρογραφικοί πλόες που πραγματοποιήθηκαν στην ευρύτερη περιοχή το 1987 και το 1991 κατέδειξαν την παρουσία πολλαπλών κλιμάκων στην δυναμική της και στην διακύμανση της (Εικόνα 1.3γ). (The POEM Group, (1992), Klein B. et al. (1999), Malanotte-Rizzoli P. et al. (1999)). Την τελευταία δεκαετία αρκετές έρευνες (Roether W. et al. (1996), Vignudelli S. et al. (1999), Demirov E. Et al. (2002)) επισήμαναν την ευαισθησία της Μεσογείου στην επίδραση μεγάλων κλίμακας ατμοσφαιρικών συστημάτων. Εικόνα 1.3. Σχήματα για την κυκλοφορία της επιφάνειας του Ιονίου από a) Nielsen (1912) β) Lacombe and Tchernia (1972) (Hamad N. et al., 2005) γ) Malanotte-Rizzoli (1992) (Marullo S. et al., 1999)

11 Κεφάλαιο 1. Βιβλιογραφική Ανασκόπηση 5 Ειδικότερα αυτές οι εργασίες έδειξαν ότι στο τέλος της δεκαετίας του 1980 το Αιγαίο, το οποίο μέχρι πρότινος είχε μικρή συνεισφορά στην παραγωγή των βαθιών νερών, έγινε πιο σημαντικό από την Αδριατική, ως μια νέα πηγή βαθιών νερών της Ανατολικής Μεσογείου. Αυτή η πηγή βαθμιαία διοχέτευε θερμότερες, αλμυρότερες και πιο πυκνές βαθιές θαλάσσιες μάζες, σε σχέση με τα προϋπάρχουσα βαθιά νερά της Ανατολικής Μεσογείου (Eastern Mediterranean Deep Water -EMDW ), που προέρχονταν από την Αδριατική. Κατά συνέπεια, κατά την διάρκεια των πρώτων ετών της δεκαετίας του 1990 τα θερμοαλατικά χαρακτηριστικά των ενδιάμεσων και βαθιών θαλάσσιων μαζών της ανατολικής λεκάνης μετασχηματίστηκαν υπό την επίδραση αυτής της πρόσθετης πηγής βαθιών νερών στο Αιγαίο (Roether W. et al. (1996)). Αυτό το φαινόμενο που ονομάστηκε «Eastern Mediterranean Transient (EMT)», έχει αποδοθεί κυρίως στις αλλαγές της κυκλοφορίας της ευρύτερης περιοχής (Malanotte-Rizzoli P. et al. (1999)) καθώς και σε κλιματικές ανωμαλίες, όπως τις παρατεταμένες ξηρές περιόδους και τους ψυχρούς χειμώνες από το 1987 μέχρι το 1993, που εμφανίστηκαν κυρίως πάνω από το Αιγαίο. Προοδευτικά το ΕΜΤ μετασχημάτισε τα χαρακτηριστικά των ενδιάμεσων και βαθιών στρωμάτων όλης της Μεσογείου αντικαθιστώντας σχεδόν το 20% των προγενέστερων EMDW της Αδριατικής. (Roether W. et al. (1996), Klein B. et al. (2004), Gasparini G.P. et al. (2005)). Επιπλέον παρατηρήσεις που υλοποιήθηκαν κατά την διάρκεια της δεκαετίας του 1990 από τους Manca B.B. et al. (2003) στο Ιόνιο Πέλαγος, αποκάλυψαν αξιοσημείωτες αλλαγές στις δυναμική του, οι οποίες άλλαξαν τις ιδιότητες και την δομή της θαλάσσιας στήλης της λεκάνης. Ως εκ τούτου, το Ιόνιο επηρεαζόμενο από την έξοδο των νερών της Αδριατικής, είτε ως κύρια ή είτε ως δευτερεύουσα πηγή βαθιών νερών της Ανατολικής Μεσογείου, παίζει έναν σημαντικό ρόλο για ολόκληρη την λεκάνη της Μεσογείου. 1.3 Αλληλεπίδραση με την ατμόσφαιρα Το ΙΠ, λόγω της γεωγραφικής του θέση, βρίσκεται σε μια μεταβατική ζώνη μεταξύ των μεσών γεωγραφικών πλατών και της τροπικής ζώνης. Χαρακτηρίζεται από τις ισχυρές μεταβλητότητες των δύο αυτών ζωνών, που είναι εξίσου σημαντικές και ανταγωνιζόμενες, όσο και από συνοπτικές μεταβολές, που με τη σειρά τους δημιουργούν το εποχικό σήμα. Αναλυτικότερα, το κλίμα του Ιονίου επηρεάζεται από την μουσωνική συμπεριφορά των ηπειρωτικών μαζών της Ευρασίας από το βορρά και των τροπικών μαζών από την Σαχάρα στα νότια. Κατά την διάρκεια της ψυχρής περιόδου, (Νοέμβριο με Φεβρουάριο) κυριαρχούν υψηλές πιέσεις σε αυτές τις ηπειρωτικές μάζες και οι διαδρομές των συστημάτων χαμηλής

12 Κεφάλαιο 1. Βιβλιογραφική Ανασκόπηση 6 πίεσης, που σχετίζονται με τις βαροκλινικές αστάθειες της ατμοσφαιρικής κυκλοφορίας, εντοπίζονται ανάμεσα τους, δηλαδή πάνω από τα σχετικά ζεστά νερά του Ιονίου. Έτσι επικρατεί άστατος καιρός με ισχυρούς ανέμους. Το καλοκαίρι, η ηπειρωτική μάζα του βορρά είναι σχετικά θερμή και η μάζα της Σαχάρας ζεστή σε σχέση με την θερμοκρασία της θάλασσας με αποτέλεσμα να επικρατούν ασθενείς υψηλές πιέσεις και ο καιρός του Ιονίου να χαρακτηρίζεται ως ζεστός και υγρός με ασθενείς ανέμους. Οι μεταβατικές εποχές, άνοιξη και φθινόπωρο, είναι πολύ διαφορετικές τόσο στην διάρκεια όσο και στα χαρακτήρα τους. Η άνοιξη (Μάρτιος - Μάιος) χαρακτηρίζεται με την εμφάνιση των κυκλωνικών συστημάτων της Βόρειας Αφρικής, που σχηματίζονται πάνω από την ραγδαία θερμαινόμενη Σαχάρα, νότια των ορέων του Άτλαντα ενώ το φθινόπωρο, χαρακτηρίζεται από την ακραία αλλαγή του ευσταθούς καλοκαιρινού σκηνικού με τον βροχερό χειμώνα. (Brody L.R. et al., 1980) Η Μεσόγειος θάλασσα είναι μια περιοχή έντονης κυκλογένεσης λόγω της συνάντησης των διαφορετικών, ως προς τα θερμό-υγρομετρικά τους χαρακτηριστικά, αέριων μαζών και της έντονης τοπογραφίας της. Στην εικόνα 1.4 απεικονίζονται οι περιοχές κυκλογένεσης και οι τροχιές των κυκλωνικών συστημάτων που επηρεάζουν την περιοχή του Ιονίου. Τα συστήματα αυτά καθορίζουν σε μεγάλο βαθμό το ανεμολογικό καθεστώς των περιοχών. Εικόνα 1.4 Περιοχές κυκλογένεσης και τροχιές κυκλωνικών συστημάτων που επηρεάζουν το Ιόνιο a) Κυκλωνικό σύστημα Βόρειας Αφρικής β) Γένοβας και Ιονίου. (Brody L.R., 1980) Οι τοπικοί άνεμοι που πνέουν στο Ιόνιο είναι κυρίως ο Σιρόκος (Scirocco), ο Μπόρα (Bora) και ο Γραίγος (Grecale) ενώ μερικές φορές επηρεάζεται τοπικά και από τις Ετησίες και το Μιστράλ (Mistral). Ο άνεμος Σιρόκος έχει ηπειρωτική τροπική προέλευση και πνέει κυρίως από νότιες και νοτιοανατολικές διευθύνσεις στην περιοχή του Ιονίου. Είναι γενικά υγρός άνεμος, θερμός το χειμώνα και ζεστός το καλοκαίρι και όταν γίνεται ισχυρός διαρκεί συνήθως 2 με 3 συνεχείς ημέρες. Εμφανίζεται κατά την διάρκεια κάθε εποχής αλλά είναι πιο συχνός από τον Μάρτιο μέχρι τον Ιούνη. Ο άνεμος αυτός ενισχύει την είσοδο στο στενό του Οτράντο του επιφανειακού νερού από το Ιόνιο και του Τροποποιημένου Ενδιάμεσου

13 Κεφάλαιο 1. Βιβλιογραφική Ανασκόπηση 7 Λεβαντίνου Νερού (Modified Levantine Intermediate water -MLIW) στα ενδιάμεσα βάθη, το οποίο δημιουργείται στη θάλασσα της Λεβαντίνης (LIW) και φθάνει εκεί ακολουθώντας την θερμοαλατική κυκλοφορία της Μεσογείου με ελαφρώς τροποποιημένα χαρακτηριστικά σε σχέση με αυτά στην περιοχή δημιουργίας του (Μαντζιαφoύ Α., 2005). Ο άνεμος Μπόρα είναι ένας ισχυρός και ψυχρός βόρειος βορειοδυτικός καταβατικός άνεμος. Παρόλο που είναι περισσότερο συχνός κατά μήκος των ανατολικών ακτών της Αδριατικής μπορεί να επεκταθεί στην περιοχή του Ιονίου. Στο στενό του Οτράντο, ο Μπόρα συγκλίνει, ενισχύεται και κατευθύνεται μέχρι τις βορειοδυτικές ακτές της Λιβύης. Αυτό συμβαίνει κυρίως τον χειμώνα ενώ το καλοκαίρι είναι ασθενέστερός και λιγότερός συχνός. Τέλος ο Γραίγος είναι ένας ισχυρός, βορειοανατολικός άνεμος της Κεντρικής Μεσογείου, από το Ιόνιο μέχρι την Μάλτα, που πνέει κυρίως το χειμώνα, λιγότερο την άνοιξη και το φθινόπωρο και σχεδόν καθόλου το καλοκαίρι. Στην εικόνα 1.5 παρουσιάζεται οι κλιματολογικές τιμές των διανυσμάτων και του στροβιλισμού της τάσης ανέμου της βάσης δεδομένων των COADS για τους μήνες Ιανουάριο, Απρίλιο, Ιούλιο και Νοέμβριο. Η χωρική ανάλυση τους είναι 1 o X 1 o και είναι προέρχονται από μηνιαίες τιμές. Εικόνα 1.5 Χάρτες μέσων μηνιαίων τιμών (σε N/m 2 ) (βέλη) και στροβιλισμού (N/m 3 ) (καμπύλες) της τάσης του ανέμου στην Μεσόγειο για τους μήνες Ιανουάριο, Απρίλιο, Ιούλιο και Νοέμβριο από την βάση δεδομένων των COADS. Το βέλος αναφοράς αντιστοιχεί σε 0.1 N/m 2.(από την εργασία των Molcard A., 2002)

14 Κεφάλαιο 1. Βιβλιογραφική Ανασκόπηση 8 Η κυκλοφορία του Ιονίου, εκτός από τον άνεμο, καθορίζεται σε ένα μεγάλο βαθμό και από τις ροές θερμότητας και γλυκού νερού μεταξύ της ατμόσφαιράς και της θάλασσας. Στις εικόνες 1.6 και 1.7 εμφανίζεται το ετήσιο ισοζύγιο θερμότητας και της ροής γλυκού νερού της Μεσογείου με βάση τα αποτελέσματα (ensembles) κλιματολογικών μοντέλων (Regional Climate Models RCMs) με δεδομένα που προέρχονται από την ανάλυση ERA40 ( ) του European Centre for Medium-Range Weather Forecasts (ECMWF) καθώς και από τα ERA40. (Sanchez-Gomez E., 2011). Η παρουσία ψυχρών και ξηρών αέριων μαζών στην ευρύτερη περιοχή του ΙΠ, έχει ως αποτέλεσμα την δημιουργία σημαντικών βαθμίδων υγρασίας μεταξύ ατμόσφαιρας και θάλασσας προκαλώντας σημαντική εξάτμιση και απώλειες θερμότητας προς την ατμόσφαιρα. Η μεγαλύτερη απώλεια γλυκού νερού παρατηρείται στις βόρειες ακτές της Λιβύης λόγω των μεγάλων θερμοκρασιών της περιοχής ενώ η μικρότερη εμφανίζεται στις βόρειες παράκτιες περιοχές του ΙΠ, όπου ο υγρός άνεμος αλληλεπιδρά με την ορογραφία και προκαλεί βροχοπτώσεις. Οι μεγάλες απώλειες θερμότητας που παρατηρούνται νότια της Πελοποννήσου οφείλονται στις μεγάλες τιμές της λανθάνουσάς θερμότητας εξαιτίας του τοπικού ανεμολογικού συστήματος. Εικόνα 1.6. Ισοζύγιο ροών θερμότητας a) από κλιματολογικά μοντέλα (ensemble) με δεδομένα από τα ERA40 β) από τα ERA40 (Sanchez-Gomez E., 2011) Εικόνα 1.7. Ροή γλυκού νερού (Εξάτμιση-Βροχόπτωση) a) από κλιματολογικά μοντέλα (ensemble) με δεδομένα από τα ERA40 β) από τα ERA40 (Sanchez-Gomez E., 2011)

15 Κεφάλαιο 1. Βιβλιογραφική Ανασκόπηση Θερμοαλατική κυκλοφορία και θαλάσσιες μάζες Στο Ιόνιο υπάρχουν, παραδοσιακά, τρεις κύριες θαλάσσιες μάζες (Manca B.B. et al. (2006)). Το MAW καθώς εισέρχεται από το στενό του Γιβραλτάρ είναι σχετικά γλυκό, με τιμές αλατότητας, σύμφωνα με την κλιματολογία, περίπου Η μάζα αυτή κινείται ανατολικά σε βάθος από m, φτάνοντας στην Ανατολική Μεσόγειο μέσω του στενού της Σικελίας με ένα εύρος αλατότητας από ( Astraldi M. et al. (1999), Moretti M. et al. (1993)). Το ΙΠ δέχεται τo μεταποιημένο MAW, το οποίο ακόμα χαρακτηρίζεται από ένα υπό-επιφανειακό ελάχιστο στην αλατότητα S<38.6, και αλληλεπιδρά με το αλμυρότερo αλλά λιγότερο πυκνό Λεβαντινό επιφανειακό Νερό (LSW) (S>39), το οποίο κυριαρχεί στα επιφανειακά στρώματα της ανατολικής λεκάνης, κυρίως κατά την διάρκεια του καλοκαιριού, εξαιτίας της ισχυρής αλληλεπίδρασης του με την ατμόσφαιρα. (Malanotte- Rizzoli P., Hecht A., 1988). To LIW, το οποίο κινείται κάτω από το MAW, εισέρχεται στο Ιόνιο μέσω του Κρητικού Περάσματος και διαχέεται από την περιοχή δημιουργίας του, καταλαμβάνοντας το στρώμα μεταξύ των 200 και 600m. Στο πίνακα 1 συνοψίζονται τα χαρακτηριστικά των MAW και LIW στις υπό-λεκάνες της Ανατολικής Μεσογείου σύμφωνα με τις βιβλιογραφικές αναφορές και επίσης τα χαρακτηριστικά του LIW στην περιοχή της δημιουργίας του, στην λεκάνη της Λεβαντίνης (The POEM Group, 1997). Οι τιμές της θερμοκρασίας και της πυκνότητας του MAW, που αναγράφονται στον πίνακα 1, αναφέρονται στην εποχή του χειμώνα. Το καλοκαίρι οι μεταβολές της θερμοκρασίας που οφείλονται στην επιφανειακή θέρμανση προκαλούν μια ευρεία διασπορά των σημείων του MAW στα T/S διαγράμματα. Στην περιοχή της Σικελίας, για παράδειγμα, η θέρμανση κατά την διάρκεια του καλοκαιριού μειώνει την πυκνότητα του MAW κάτω από το Οι τιμές της αλατότητας, όμως, είναι αμετάβλητες κατά την διάρκεια όλου του χρόνου. Πίνακας 1.1 Χαρακτηριστικές τιμές του Atlantic Water (AW) και Levantine Intermediate Water (LIW) στις υπό-λεκάνες της Ανατολικής Μεσογείου. (The POEM Group, 1997)

16 Κεφάλαιο 1. Βιβλιογραφική Ανασκόπηση 10 Ενώ το MAW γίνεται προοδευτικά αλμυρότερο κατά την διαδρομή του από το Στενό της Σικελίας προς την Λεβαντίνη, το LIW γίνεται ψυχρότερο και λιγότερο αλμυρό καθώς διαχέεται προς τα δυτικά. Στο ΙΠ το LIW είναι πυκνότερο σαν αποτέλεσμα της μείωσης της θερμοκρασίας του που αντισταθμίζει την ταυτόχρονη μείωση της αλατότητας του. Τυπικές τιμές αλατότητας S 38.8 χαρακτηρίζουν την ύπαρξη του LIW μέσα στην λεκάνη. Το λιγότερο αλμυρό και ψυχρότερο EDMW εντοπίζεται στα κατώτερα στρώματα του Ιονίου, κάτω από τα 1600m. Δημιουργείται κυρίως από την ανάμιξη του ADW και των ενδιάμεσων νερών. Οι χαρακτηριστικές τιμές των EMDW είναι αμετάβλητες σε όλη την περιοχή του Ιονίου, με θ < 13.4, S = και σ θ Kg/m 3 ενώ οι τιμές που χαρακτηρίζουν τα ADW, κοντά στο στενό του Οτράντο είναι θ < 13.3 ο C, S < 38.7, σ θ < Kg/m 3, μολονότι ADW με σ θ > Kg/m 3 έχουν παρατηρηθεί στον πυθμένα του υβώματος (sill) του Οτράντο το χειμώνα του Όλες αυτές οι θαλάσσιες μάζες μπορούν να τροποποιηθούν τοπικά, σαν αποτέλεσμα των τοπικών συνθηκών στις υποδιαιρούμενες περιοχές της λεκάνης, δημιουργώντας μια ποικιλία από διαφορετικούς θαλάσσιους τύπους, το οποίο περιπλέκει τη βασική θερμοαλατική δομή της λεκάνης. Επιπρόσθετες ενδιάμεσες και βαθιές (αλλά όχι πυθμενικές) μάζες που δημιουργούνται στο Αιγαίο, διοχετεύονται στην Ανατολική Μεσόγειο μέσω του Κρητικού τόξου. Αυτές είναι τα Ενδιάμεσα Κρητικά Νερά (Cretan Intermediate Water) (CIW) και τα Κρητικά βαθιά Νερά Cretan Deep Water (CDW). Ωκεανογραφικές παρατηρήσεις στο στενό του Οτράντο και στην νότια Αδριατική έδειξαν καθαρά ότι τα χαρακτηριστικά των θαλάσσιων μαζών παρουσίασαν σημαντικές διακυμάνσεις κατά την περίοδο Το 1987, το MAW παρατηρήθηκε να μεταφέρεται μέσω του AIS στο νότιο Ιόνιο, εξαιτίας της αντικυκλωνικής κυκλοφορίας της περιοχής. Αργότερα το 1991, μια ενισχυμένη μεταφορά του MAW στο Ιόνιο σε σχέση με αυτή του 1987, μείωσε την ανταλλαγή AW/LIW μεταξύ του Ιονίου και της Λεβαντίνης, προκαλώντας μια αναδιανομή του συνολικού αλατιού και μια αύξηση της αλατότητας στην περιοχή της Λεβαντίνης και του Κρητικού. Στα τέλη του 20 ου αιώνα, θερμότερα, περισσότερο οξυγονωμένα και πιο αλμυρά νερά, τα CIW, διείσδυσαν στην Αδριατική θάλασσα αντικαθιστώντας τα LIW, εμπλουτίζοντας την παραγωγή πυκνών νερών της Νότιας Αδριατικής επαναφέροντας τη αρχική κατάσταση της βαθιάς θερμοαλατικής κυκλοφορίας. Έτσι η Αδριατική ανέλαβε τον πρωταρχικό της ρόλο ως κύρια πηγή των EMDW. Κάτω από τα LIW/CIW, η υδάτινη στήλη χαρακτηρίζεται από ένα στρώμα χαμηλής συγκέντρωσης οξυγόνου, τα Μεταβατικά νερά της Μεσογείου Transitional Mediterranean

17 Κεφάλαιο 1. Βιβλιογραφική Ανασκόπηση 11 Water (TMW), τα οποία μπορούν γενικά να βρεθούν σε όλη την Ανατολική Μεσόγειο ανάμεσα στα 800 και 1500 m. Αυτό το στρώμα σχετίζεται με τη βαθιά εκροή των πυκνών νερών από το Αιγαίο, η οποία τροποποιεί τη δομή της υδάτινης στήλης. Σε αυτές τις θαλάσσιες μάζες πρέπει να προστεθεί άλλη μία. Τα Επιφανειακά νερά του Ιονίου -Ionian Surface Water (ISW) τα οποία το καλοκαίρι μπορούν να διαφοροποιηθούν εμφανώς από τα MAW στο επιφανειακό στρώμα επειδή γίνονται αλμυρότερα και θερμότερα. Στην εικόνα 1.8 παρουσιάζονται οι κυκλοφορίες των κυριότερών θαλάσσιων μαζών της Μεσογείου. Εικόνα 1.8. Κυκλοφορία (a) και (b) στο επιφανειακό στρώμα (Atlantic Water (AW)), (c) στο ενδιάμεσο στρώμα (Levantine Intermediate Water (LIW)) και στα (d) κατώτερα στρώματα (Western Mediterranean Deep Water, Tyrrhenian Deep Water (TDW), Aegean Deep Water (AeDW), Adriatic Deep Water (AdDW)) στην Μεσόγειο. (Lionello P., 2012).

18 Κεφάλαιο 1. Βιβλιογραφική Ανασκόπηση Υπερετήσιες διακυμάνσεις της επιφανειακής κυκλοφορίας του Ιονίου. Έχουν πραγματοποιηθεί αρκετές μελέτες της επιφανειακής κυκλοφορία του Ιονίου π.χ. (Pinardi N. et al. (1997), Pujol M. et al. (2005), Hamad N. et al. (2005), Gacic M. et al. (2011).) Αυτές οι εργασίες συγκλίνουν στην κυρίαρχη αντίληψη για σχετικά υψίσυχνη διακύμανση των χαρακτηριστικών του Ιονίου τα τελευταία 20 χρόνια, με πιο ισχυρή τη δεκαετή ταλάντωση στην επιφανειακή του κυκλοφορία. Αυτή η ταλάντωση εμφανίζεται σαν δυο διαφορετικές καταστάσεις της επιφανειακής κυκλοφορίας και σχετίζεται με την αντιστροφή της κυκλοφορίας στο βόρειο τμήμα του Ιονίου από την κυκλωνική κατάσταση (επίσης ονομάζεται και ζωνική κατάσταση) σε αντικυκλωνική και αντίστροφα. Η αντικυκλωνική κατάσταση αντιστοιχεί στην παρουσία μιας μεγάλης αντικυκλωνικής δίνης (gyre) στη Βόρεια περιοχή του λεκάνης του Ιονίου (ονομάζεται αντικυκλωνική Βόρεια Ιόνια Δίνη,- North Ionian Gyre (NIG)) και συνδέεται με ένα ασθενές ζωνικό ρεύμα που διασχίζει το Ιόνιο από δυτικά προς ανατολικά (ονομάζεται μέσο-ιόνιο Ρεύμα Mid-Ionian Jet). Αντίθετα η κυκλωνική κατάσταση σχετίζεται με την αντιστροφή του NIG (κυκλωνικό NIG) και αντικατοπτρίζεται με ένα ισχυρό MIJ. Το Ιόνιο είναι το σταυροδρόμι των θαλάσσιων μαζών που συνδέει την Δυτική και Ανατολική Μεσόγειο με την θάλασσα της Αδριατικής και του Αιγαίου. Κατά την αντικυκλωνική περίοδο το Ατλαντικό Ιόνιο Ρεύμα (Atlantic Ionian Stream -AIS) εισέρχεται από το στενό της Σικελίας και διακλαδίζεται σχεδόν αποκλειστικά προς τα βορειοδυτικά του Ιονίου, όπου σχηματίζει αντικυκλωνικούς μαιάνδρους, μεταφέροντας τα τροποποιημένα Ατλαντικά νερά (MAW) στο εσωτερικό της λεκάνης και κατά περιόδους στην Αδριατική προτού οδηγηθούν στην λεκάνη της Λεβαντίνης μέσω του Κρητικού περάσματος. Αντιστρόφως, κατά την ζωνική φάση το AIS επεκτείνεται προς τα ανατολικά μέσω του ισχυρού MIJ, το οποίο μεταφέρει το MAW κατευθείαν από το στενό της Σικελίας στο κρητικό πέρασμα και στην λεκάνη της Λεβαντίνης με την πιο σύντομη διαδρομή. Ανάμεσα σε αυτές τις δύο κύριες καταστάσεις της επιφανειακής ταλάντωσης του Ιονίου υπάρχουν πολλές ενδιάμεσες φάσεις και παρουσιάζονται είτε σαν προοδευτικά αποδυναμωμένες ή ενισχυμένες τάσεις αυτών των κύριων καταστάσεων. Ο μηχανισμός της προέλευσης αυτής της υπερετήσιας ταλάντωσης έχει μελετηθεί από αρκετούς ερευνητές. Το 1997 η επιφανειακή κυκλοφορία του Βορείου Ιονίου άλλαξε από αντικυκλωνική σε κυκλωνική και οι Larnicol G. et al. (2002) πρότειναν ότι η δημιουργία των βαθιών και ενδιάμεσων μαζών της Ανατολικής λεκάνης και η εισροή τους στη λεκάνη του Ιονίου, όπως συζητήθηκε και από τους Klein B. et al (1999) πιθανόν να ευθύνονται για τις ανωμαλίες της επιφανειακής ανύψωσης του. Οι Vigo M. et al. (2011) υπέθεσαν ότι οι

19 Κεφάλαιο 1. Βιβλιογραφική Ανασκόπηση 13 διακυμάνσεις της πυκνότητας των μαζών αυτών είναι ικανές να συντελέσουν στην αντιστροφή της κυκλοφορίας. Οι Roether W. et al. (2007) έδειξαν ότι η μεγάλη ποσότητα βαθιών νερών που εξήλθαν από το Κρητικό πέλαγος κατά την διάρκεια του EMT, επέφεραν αλλαγές όχι μόνο στα βαθειά στρώματα αλλά σε όλη την στήλη. Σύμφωνα με τους Borzelli G.L.E. et al. (2009), η αντιστροφή της επιφανειακής κυκλοφορίας το 1997 συνέπεσε με την ύπαρξη του αντικυκλωνικού στροβιλισμού του πεδίου του ανέμου, όμως ο άνεμος σαν μοναδικός παράγοντας δεν μπορούσε να συντηρήσει αυτή την θαλάσσια αντικυκλωνικότητα. Έτσι πολλοί ερευνητές θεωρούν ότι σχετίζεται με τον στροβιλισμό που δημιουργήθηκε εξαιτίας της εισχώρησης του (Cretan Sea Outflow Water (CSOW), στα βαθειά στρώματα του Ιονίου από το EMT. Πριν το 1997, το CSOW εντοπίζονταν κυρίως στις βορειανατολικές ακτές του Ιονίου και μειώνονταν προς τα δυτικά. Αυτό είχε ως αποτέλεσμα η βαθμίδα της πίεσης στα βαθύτερα στρώματα να αυξάνεται προς το κέντρο της λεκάνης, με συνέπεια να δημιουργηθεί μια στάσιμη κυκλωνική διάτμηση στο κατώτερο στρώμα και μια αντικυκλωνική στα ανώτερα στρώματα του Ιονίου εξαιτίας της γεωστροφικής προσαρμογής. Αντίθετα, μετά το 1997, τα CSOW εισχωρώντας μέχρι το βορειοδυτικό Ιόνιο αναμείχθηκαν με τα EMDW στα πυθμενικά στρώματα τις λεκάνης. Η εισροή βαθιών νερών από την Αδριατική, τα οποία χαρακτηρίζονταν από μικρότερες πυκνότητες σε σχέση με τα πυθμενικά νερά, δημιούργησαν μια βαθμίδα πίεσης από το κέντρο της λεκάνης προς στις ακτές με αποτέλεσμα να παραχθεί μια αντικυκλωνική διάτμηση στα κατώτερα στρώματα και μια κυκλωνική στην επιφάνεια. Έτσι, σύμφωνα με τους Borzelli G.L.E et al. (2009), η αντιστροφή της επιφανειακής κυκλοφορίας από κυκλωνική σε αντικυκλωνική θα μπορούσε να είναι αποτέλεσμα της αναστροφής της βαθμίδας της πίεσης στα κατώτερα στρώματα της λεκάνης. Συγκρίνοντας τους ρυθμούς μεταβολής του στροβιλισμού της λεκάνης και της εισαγωγής του από την τάση του άνεμου οι Gacic M. et al. (2010), υποστήριξαν ότι οι διακυμάνσεις στην επιφανειακή κυκλοφορία του Ιονίου είναι αποτέλεσμα εσωτερικών διεργασιών της λεκάνης, οι οποίες υπερτερούν από τον άνεμο. Αυτές οι διεργασίες, πρότειναν, είναι αποτέλεσμα ενός ανάδρομου μηχανισμού (ονομαζόμενο Διπολικό Σύστημα Ταλάντωσης Αδριατικής Ιονίου Adriatic Ionian Bimodal Oscillation System (BIOS)) μεταξύ: i) της αναδιανομής των θαλάσσιων μαζών λόγω των διακυμάνσεων των θερμοαλατικών χαρακτηριστικών της Νότιας Αδριατικής και ii) της αναστροφής της επιφανειακής κυκλοφορίας του Ιονίου (Gacic M. et al., (2011)). Ανάλογα με την κατάσταση της επιφανειακής κυκλοφορίας του Ιονίου (κυκλωνική ή αντικυκλωνική) μεταφέρονται στην

20 Κεφάλαιο 1. Βιβλιογραφική Ανασκόπηση 14 Αδριατική αλμυρότερα νερά από την λεκάνη της Λεβαντίνης/Αιγαίου ή πιο γλυκά νερά προερχόμενα από τον Ατλαντικό, τροποποιώντας τα θερμοαλατικά χαρακτηριστικά των μαζών της Αδριατικής. Οι μάζες αυτές καθώς εισέρχονται προς το Ιόνιο προκαλούν μεταβολή της δομής της υδάτινής στήλης του, ικανές να προκαλέσουν αντιστροφή στην επιφανειακή του κυκλοφορία. Εικόνα 1.9. Ο μηχανισμός BIOS (MAW: Modified Atlantic Water, LIW: Levantine Intermediate Water, ADW: Adriatic Deep Water) (Gacic et al. 2010). 1.6 Επιστημονικά Ερωτήματα Ο σκοπός της παρούσας εργασίας είναι η μελέτη της δυναμικής του Ιονίου Πελάγους καθώς και η αλληλεπίδραση του με τις γειτονικές λεκάνες τόσο κατά την διάρκεια ενός κλιματολογικού (τυπικού) έτους, όσο και οι υπερετήσιες διακυμάνσεις τους, κατά την περίοδο Το Ιόνιο είναι μια πολύ σημαντική περιοχή καθώς η εναλλαγή της κυκλοφορίας του καθορίζει σε μεγάλο βαθμό την κατανομή των θαλάσσιων μαζών προς τις υπόλοιπές λεκάνες της Ανατολικής Μεσογείου (Αιγαίο/Λεβαντίνη, Αδριατική). Η μελέτη αυτή βασίζεται σε αριθμητικές προσομοιώσεις που πραγματοποιήθηκαν με την χρήση του αριθμητικού μοντέλου POM με υψηλή χωρική διακριτοποίηση (1/20). Σε αυτή την παράγραφο συνοψίζουμε τα βασικά επιστημονικά ερωτήματα που θεωρούνται μέχρι σήμερα ενδιαφέροντα ή/και αναπάντητα για την δυναμική και την θερμοαλατική δομή της λεκάνης του Ιονίου. Πιο αναλυτικά: Ποιος είναι ο κύριος μηχανισμός που καθορίζει την κατάσταση της κυκλοφορία του; Κατά πόσο οι διακυμάνσεις του στροβιλισμού του ανέμου ευθύνονται για τις μεταβολές της κυκλοφορίας του και ποιο είναι το αποτέλεσμα της αλληλεπίδρασης

21 Κεφάλαιο 1. Βιβλιογραφική Ανασκόπηση 15 του ανέμου με άλλους παράγοντες (τοπογραφία, πλευρικές ροές) στην διαμόρφωση αυτής της κατάστασης; Πως η θερμοαλατική δομή του Ιονίου εξαρτάται από τον στροβιλισμό της επιφανειακής κυκλοφορίας της λεκάνης και πως επιδρούν η ποσότητα και τα χαρακτηριστικά των εισερχόμενων προς το Ιόνιο θαλάσσιων μαζών στο καθορισμό της δομής της υδάτινης στήλης του; Υπάρχει κάποιος μηχανισμός ανάδρασης μεταξύ της δημιουργίας θαλάσσιων μαζών των γειτονικών λεκανών και της διακύμανσης της κυκλοφορίας του Ιονίου και πως αυτές οι διακυμάνσεις της παραγωγής των θαλάσσιων μαζών και οι αλλαγές του θερμοαλατικού κυττάρου του Ιονίου επηρεάζουν το πεδίο της επιφανειακής κυκλοφορίας; Τα παραπάνω ερωτήματα αποτέλεσαν το βασικό κίνητρο αυτής της διπλωματικής.

22 Κεφάλαιο 2. Μεθοδολογία 16 Κεφάλαιο 2. Μεθοδολογία 2.1 Μοντέλο POM Στην παρούσα εργασία χρησιμοποιήθηκε το αριθμητικό μοντέλο Princeton Ocean Model (POM), (Blumberg A.F., Mellor G.L., 1987). Το μοντέλο POM είναι ένα τρισδιάστατο ωκεανογραφικό μοντέλο βασικών εξισώσεων. Οι εξισώσεις, οι οποίες αποτελούν τη βάση του, περιγράφουν τις μεταβολές στην ταχύτητα, την ανύψωση της ελεύθερης επιφάνειας, την αλατότητα και τη θερμοκρασία. Για την απλοποίηση τους εφαρμόζεται η υδροστατική υπόθεση και η υπόθεση Boussinesq. Έχει χρησιμοποιηθεί σε πολλές μελέτες λεκανών και παράκτιων περιοχών, μεταξύ των οποίων είναι η Μεσόγειος (Brenner S. et al. (2007), Nittis K. et al. (2003), Skliris N. et al. (2007)) δίνοντας ικανοποιητικά αποτελέσματα και περιγράφοντας με επιτυχία την συμπεριφορά των υδάτινων μαζών. Θεωρώντας ένα σύστημα ορθογωνίων καρτεσιανών συντεταγμένων x,y και το βάθος z, οι εξισώσεις που χρησιμοποιούνται είναι οι εξής: = 0 (2.1) (, ) + (, ) + (, ) = 1, + (, ) + (, ) (2.2) +, = ( ) ( ) (2.3) +, = ( ) ( ) (2.4) Οι συντελεστές κατακόρυφης διάχυσης, στις εξισώσεις (2.2) & (2.3) υπολογίζονται χρησιμοποιώντας το σχήμα κλεισίματος της τύρβης (turbulence closure scheme ) τάξεως 2.5 των Mellor-Yamada, (Mellor G.L., Yamada T., 1982). Οι όροι οριζόντιας διάχυσης (, ), και στις εξισώσεις (2.2)-(2.4) υπολογίζονται σύμφωνα με την

23 Κεφάλαιο 2. Μεθοδολογία 17 φόρμουλα του Smagorinsky (Smagorinsky J., 1963), που συσχετίζει την οριζόντια διάχυση με τις κλίμακες κίνησης, που αναλύονται από το αριθμητικό μοντέλο και το τοπικό πεδίο παραμόρφωσης. ( ) + (2.5) + (2.6) όπου = 2, = = +, = 2 (2.7 ), (2.7 ), (2.7 ) και = + ( ) με (2.8) + ( ) 2 = ( ) + ( + ) 2 + ( ) / (2.9) Επίσης ( ) + (2.10) όπου =, = (2.11 ), (2.11 ) με το να αντικαθιστά το (δυνητική θερμοκρασία ( o C)), (αλατότητα), (τυρβώδης κινητική ενέργεια ( )), ( τυρβώδης κλίμακα μήκους ( )). Αντίστοιχα, ο συντελεστής οριζόντιας διάχυσης υπολογίζεται από την παράμετρο = (inverse horizontal turbulence Prandtl number), η οποία ορίζεται σε κάθε εφαρμογή και είναι μικρότερη ή ίση της μονάδας. Τέλος ο όρος R S στην εξίσωση (2.3) υποδηλώνει την ροή της ηλιακής ακτινοβολίας, που διεισδύει στην επιφάνεια της θάλασσας. Το σύστημα των εξισώσεων μεταφέρεται στο σύστημα συντεταγμένων σίγμα, το οποίο χρησιμοποιείται για την καλύτερη προσομοίωση περιοχών με μεγάλες διακυμάνσεις βάθους. Το βάθος κάθε επιπέδου εξαρτάται από την βαθυμετρία της λεκάνης, με αποτέλεσμα τα επίπεδα να ακολουθούν τις διακυμάνσεις της (εικόνα 2.1). Η μετατροπή αυτή πραγματοποιείται βάση τις παρακάτω σχέσεις: =, =, =, = (2.12 ), (2.12 ), (2.12 )

24 Κεφάλαιο 2. Μεθοδολογία 18 όπου,, οι καρτεσιανές συντεταγμένες, το τοπογραφικό βάθος και η ανύψωση της επιφάνειας της στάθμης της θάλασσας. O άξονας των συντεταγμένων του κυμαίνεται από = 0 για = και = 1 για =. Εικόνα 2.1. Απεικόνιση συστήματος σίγμα ( ) συντεταγμένων Για την επίλυση των εξισώσεων χρησιμοποιούνται πεπερασμένες διαφορές, με σημεία εφαρμογής στο πλέγμα σύμφωνα με το σχήμα Arakawa C, (εικόνα 2.2). Το σχήμα Arakawa C προτιμάται στα μοντέλα, λόγω της καλύτερης απόδοσης του στον υπολογισμό των βαθμίδων της πίεσης, (Kantha L.H., Clayson C.A., 2000). Οι εξισώσεις που ελέγχουν τη δυναμική της παράκτιας κυκλοφορίας περιέχουν τη διάδοση γρήγορών εξωτερικών και αργών εσωτερικών κυμάτων. Για την εξοικονόμηση υπολογιστικού χρόνου διαχωρίζονται οι εξισώσεις που περιγράφουν την βαροτροπική κατάσταση του ωκεανού (external mode) από τις εξισώσεις που περιγράφουν την βαροκλινική (internal mode). Αυτή η μέθοδος, γνωστή ως mode split επιτρέπει τον υπολογισμό της ανύψωσης της ελεύθερης επιφάνειας ξεχωριστά από τον τρισδιάστατο υπολογισμό της ταχύτητας και των θερμοδυναμικών ιδιοτήτων, (Blumberg A.F., Mellor G.L., 1987). Και οι δύο καταστάσεις ικανοποιούν την συνθήκη Courant-Frederic s-levy (CFL): / 1 / (2.13) όπου = 2( ) μέγιστη ταχύτητα των εσωτερικών κυμάτων. +, = 2 +, είναι η μέγιστη ταχύτητα και η

25 Κεφάλαιο 2. Μεθοδολογία 19 Εικόνα 2.2. α) Η δομή του τρισδιάστατου πλέγματος για την βαροκλινική (internal) κατάσταση (το Q αντιπροσωπεύει το K H, K M, (συντελεστές κατακόρυφης διάχυσης), Q 2, Q 2L (τυρβώδεις συντελεστές) και το Τ αντιπροσωπεύει το T (δυνητική θερμοκρασία), S (αλατότητα) και το ρ ο (πυκνότητα)), β) Δισδιάστατο πλέγμα βαροτροπικής (external) κατάστασης Εφαρμογή μοντέλου POM στη περιοχή μελέτης Η περιοχή, που καλύπτεται από το πλέγμα του αριθμητικού μοντέλου, βρίσκεται μεταξύ των γεωγραφικών πλατών 30 ο ο και γεωγραφικών μηκών 12.3 ο ο (εικόνα 2.3α). Η περιοχή αυτή περιλαμβάνει το Ιόνιο αλλά και την Αδριατική. Το μοντέλο παρουσιάζει δυο ανοικτά όρια (στα δυτικά (στις δυτικές ακτές της Σικελίας) -και στα ανατολικά (στον Λακωνικό Κόλπο)) αρκετά μακριά από την περιοχή της μελέτης μας ώστε να ελαχιστοποιηθούν οι επιδράσεις του ανοικτού ορίου. Η ενσωμάτωση της Αδριατικής στο μοντέλο έγινε με κριτήρια, το μικρότερο δυνατό αριθμό ανοικτών ορίων και την καλύτερη μελέτη της αλληλεπίδρασης των δύο λεκανών (Ιόνιο-Αδριατική). Η οριζόντια ανάλυση του μοντέλου είναι 1 ο /20 x 1 ο /20, δημιουργώντας 210x316 σημεία (κουτιά πλέγματος), το οποίο αντιστοιχεί περίπου σε 5. Η διακριτοποίηση αυτή είναι μικρότερη από την ακτίνα Rossby, η οποία εκτιμάται να είναι στην Μεσόγειο, που μας επιτρέπει την αναπαραγωγή μικρών σχηματισμών και στροβίλων και είναι ικανοποιητική για την περιγραφή της περιπλοκής τοπογραφίας της περιοχής. Στο κατακόρυφο άξονα χρησιμοποιούνται σίγμα συντεταγμένες με 25 επίπεδα.

26 Κεφάλαιο 2. Μεθοδολογία 20 Εικόνα 2.3. α) Περιοχή εφαρμογής του αριθμητικού μοντέλου POM με οριζόντια διακριτοποίηση 1 ο /20 (~ 5 ). β) Βαθυμετρία της περιοχής προσομοίωσης Η βαθυμετρία της περιοχής (εικόνα 2.3β) προέκυψε από τη βάση δεδομένων του Αμερικάνικου Ναυτικού, ( US Navy Digital Bathymetry Data Base I (DBDBI)) διακριτοποίησης 1 ο /60, με την μέθοδο της δι-γραμμικής παρεμβολής (bilinear interpolation). Για την εξομάλυνση του ανάγλυφου, για να αποφευχθεί το σφάλμα της βαθμίδας πίεσης από την απότομη τοπογραφία (Ezer T., Mellor G.L., 2004) που αλλοιώνει την ένταση και την διεύθυνση του πεδίου της κυκλοφορίας (Ciappaa A. C., 2006), εφαρμόστηκε το φίλτρο Shapiro 2 ης τάξης σε όλη την περιοχή του μοντέλου. Επιπλέον, προκειμένου να ικανοποιηθεί η υδροστατική συνέπεια (hydrostatic consistent ) (Berntsen J., 2002), χρησιμοποιήθηκε το κριτήριο ελάχιστης κλίσης 0.2 ώστε να περιοριστεί η διαφορά βάθους δύο γειτονικών κουτιών. Ως ελάχιστο βάθος στις ρηχές περιοχές επιλέχθηκαν τα 15m. 2.3 Αρχικές και Οριακές Συνθήκες Το πρώτο πείραμα πραγματοποιήθηκε με κλιματολογικά δεδομένα και αρχικές συνθήκες θερμοκρασίας και αλατότητας, που προέρχονται από την Μεσογειακή βάση Δεδομένων MED6 (με χωρική οριζόντια ανάλυση 1/4 ο της μοίρας και μηνιαία χρονική διακριτοποιήση.) Ως εναρκτήριος μήνας θεωρήθηκε ο Αύγουστος επειδή στα μέσα του καλοκαιριού η

27 Κεφάλαιο 2. Μεθοδολογία 21 στρωμάτωση είναι πιο ευσταθής και οι σχηματισμοί στην κυκλοφορία της περιοχής λιγότεροι ισχυροί (Malanotte-Rizzoli P., Bergamasco A., 1991). Στην εικόνα 2.4 εμφανίζονται η θερμοκρασία και η αλατότητα του αρχικού πεδίου. Το πεδίο της θερμοκρασίας εμφανίζει μια βαθμίδα βορρά-νότου λόγω της ατμοσφαιρικής επίδρασης και συγκεκριμένα λόγω των υψηλότερων θερμοκρασιών και των ασθενέστερων ανέμων στα νότια του ΙΠ σε σχέση με τις βορειανατολικές ακτές της Αδριατικής. Το πεδίο της αλατότητας παρουσιάζει μια πιο έντονη βαθμίδα Ανατολής- Δύσης λόγω των διαφορετικών επιφανειακών θαλάσσιων μαζών που επικρατούν στα όρια της περιοχής, των σχετικών γλυκών ΜΑW στα νότια της Σικελίας και των πολύ αλμυρών επιφανειακών νερών, νότια της Πελοποννήσου, προερχόμενες από την λεκάνη της Λεβαντίνης. Οι χαμηλές τιμές της αλατότητας στο βόρειο τμήμα της Αδριατικής οφείλονται στην συσσώρευση πολλών ποτάμιων εκβολών στην περιοχή αυτή. Εικόνα 2.4. Αρχικές συνθήκες α) θερμοκρασίας και β) αλατότητας στα 10m (από την βάση δεδομένων MED6) Η προσομοίωση ξεκίνησε από ακινησία και το μοντέλο για να φθάσει σε κατάσταση ισορροπίας πραγματοποίησε ολοκλήρωση πέντε ετών. Ο χρόνος αυτός θεωρείται ικανοποιητικός για το μέγεθος και τον όγκο της περιοχής δεδομένου ότι η ολική κινητική ενέργεια του συστήματος έπειτα από πέντε χρόνια εμφανίζει σταθερό εποχικό κύκλο, όπως επίσης η αλατότητα και η θερμοκρασία της λεκάνης (εικόνα 2.5). Ο επόμενος, έκτος χρόνος, αποτέλεσε το διάστημα της κλιματολογικής μας μελέτης. Στα δυο ανοικτά όρια της λεκάνης (ανατολικά & δυτικά), για την αποφυγή σφαλμάτων που προκαλείται από την διέγερση

28 Κεφάλαιο 2. Μεθοδολογία 22 βαρυτικών-αδρανειακών κυμάτων, έγινε επιλογή κατάλληλων οριακών συνθηκών. Για την βαροκλινική (εσωτερική) κατάσταση (τρισδιάστατες, σ-εξισώσεις) εφαρμόζεται: i) η συνθήκη ακτινοβολίας του Sommerfield για την ταχύτητα (στην συνιστώσα, που είναι κάθετη στο ανοικτό όριο): ± = 0 (2.14) όπου είναι η βαροκλινική φασική ταχύτητα, η οποία ορίζεται ως = =, και θεωρείται ότι το βήμα χρόνου ικανοποιεί την σχέση ( ) 1. ii) μια upstream advection εξίσωση για την θερμοκρασία και την αλατότητα + = 0 (2.15) όπου η παράμετρος αναπαριστά τη θερμοκρασία και την αλατότητα, και η παράμετρος την ταχύτητα που είναι κάθετη στο ανοικτό όριο. Έτσι σε περίπτωση εισροής, μέσω του ανοικτού ορίου, η θερμοκρασία και η αλατότητα παρέχεται από τις μηνιαίες τιμές της κλιματολογίας MED6, με χρονική παρεμβολή σε κάθε βήμα χρόνου. Εικόνα 2.5. Εποχικός κύκλος α) της κινητικής ενέργειας, β) της αλατότητας και γ) της θερμοκρασία της λεκάνης.

29 Κεφάλαιο 2. Μεθοδολογία 23 Για την βαροτροπική (εξωτερική) κατάσταση (δισδιάστατες, ολοκληρωμένες κατά βάθος εξισώσεις) εφαρμόζεται: i) μια free radiation συνθήκη για την ταχύτητα (στην συνιστώσα που είναι κάθετη στο ανοικτό όριο) ± = 0 (2.16) όπου =, το βάθος, η ανύψωση της ελεύθερης επιφάνειας και =. Η εξίσωση αυτή προέρχεται από τον συνδυασμό της συνθήκης Sommerfield για την ταχύτητα και την ελεύθερη επιφάνεια με = = με την βοήθεια της εξίσωσης συνέχειας. ii) η συνθήκη Neumann μηδενικής βαθμίδας για την ελεύθερη επιφάνεια: = 0 = 0 (2.17) Έπειτα από το κλιματολογικό πείραμα, ακολούθησε ένα υπέρ-ετήσιο πείραμα για την περίοδο Χρησιμοποιώντας σαν αρχικές συνθήκες τα αποτελέσματα του 6 ου (κλιματολογικού) χρόνου προκειμένου να φθάσει σε σταθερή κατάσταση η αρχική θερμοαλατική κυκλοφορία, πραγματοποιήθηκε ένα επιπλέον τρέξιμο 2 ετών ( ). Το μοντέλο είναι ένθετο στο ευρύτερο ωκεανογραφικό μοντέλο OPAMED ανάλυσης 1/8 της μοίρας (Somot S., 2005, Somot S. et al., 2006). Στα ανοικτά όρια, χρησιμοποιούνται οι ίδιες εξισώσεις οριακών συνθήκών με το κλιματολογικό μοντέλο και σε περίπτωση εισροής τα δεδομένα θερμοκρασίας και αλατότητας παρέχονται σε κάθε βήμα χρόνου από τα μηνιαία αποτελέσματα του OPAMED με χρονική παρεμβολή. 2.4 Οριακές Συνθήκες Διεπιφάνειας Θάλασσας-Ατμόσφαιρας Ποτάμιες εκροές Οι ποτάμιες εκροές είναι η κυριότερη συνιστώσα του υδρολογικού κύκλου της Αδριατικής και είναι υπεύθυνες για το θετικό συνολικό ισοζύγιο γλυκού νερού της λεκάνης. Το 30% της συνολικής παροχής των ποταμών της Αδριατικής εκρέει από τον Πάδο (Po river), ο οποίος αποτελεί την κυριότερη πηγή γλυκού νερού στο βόρειο τμήμα της καθορίζοντας την μέση εκβολική θερμοαλατική κυκλοφορία της περιοχής (Oddo P. et al., 2005). Άλλη μια σημαντική πηγή γλυκού νερού της περιοχής είναι ο Δρύνος (Drin river) ο οποίος βρίσκεται στις βορειοδυτικές ακτές της Αλβανίας. Στο μοντέλο η παραμετροποίηση αυτών των ποταμών γίνεται σύμφωνα με τους Kourafalou V.H., et al. (1996) σύμφωνα με την οποία

30 Κεφάλαιο 2. Μεθοδολογία 24 γίνεται διόρθωση της ελεύθερης επιφάνειας, ανάλογη του εισερχόμενου όγκου γλυκού νερού, σε κάθε κουτί του πλέγματός στο οποίο υπάρχει ποτάμια εκροή. Στην εικόνα 2.6 φαίνονται οι μηνιαίες κλιματολογικές τιμές του Πάδου και του Δρύνου. Τα δεδομένα για τον Πάδο προέρχονται από τους (Russo A., and Artegiani A., 1996) ενώ για τον Δρύνο από την βάση δεδομένων RIvdis. Εικόνα 2.6. Μέσες μηνιαίες τιμές ποτάμιων εκροών ( ) του Πάδου (μπλε γραμμή) και του Δρύνου (κόκκινη διάστικτη) Ατμοσφαιρική δράση Τα ατμοσφαιρικά δεδομένα που χρησιμοποιούνται στο μοντέλο προέρχονται από τα ARPERA (Herrmann M. J., Somot S., 2008). Χρησιμοποιούνται τα 6-ωρα δεδομένα της βάσης αυτής για την περίοδο , ενώ για την κλιματολογική προσομοίωση δημιουργείται κλιματολογία της ίδιας περιόδου, επίσης μέσων 6-ωρων τιμών. Τα ARPERA προέκυψαν από τον δυναμικό υποβιβασμό της κλίμακας των ERA40 χρησιμοποιώντας το κλιματικό μοντέλο ARPEGE-Climate διακριτοποίησης 0.5 ο x 0.5 ο. Χρονικά καλύπτουν την περίοδο από (επεκτάθηκε πρόσφατα χρησιμοποιώντας την ανάλυση των European Centre for Medium Range Weather Forecasts (ECMWF) μετά το 2001). Η οριακή συνθήκη της ορμής στην επιφάνεια της θάλασσας που χρησιμοποιεί το μοντέλο είναι: = (2.18) όπου ( ) είναι η τάση του ανέμου και είναι η επιφανειακή πυκνότητα αναφοράς ( ). Ο τύπος για την τάση του ανέμου δίνεται από την : = (2.19)

31 Κεφάλαιο 2. Μεθοδολογία 25 με η πυκνότητα του υγρού αέρα (συναρτήσει της θερμοκρασίας και της υγρασίας), η ταχύτητα του αέρα και ο συντελεστής οπισθελκούσας (αντίστασης του αέρα) ο οποίος υπολογίζεται ως συνάρτηση του μέτρου της ταχύτητας του ανέμου και της διαφοράς θερμοκρασίας μεταξύ ατμόσφαιρας και θάλασσας (Helletman S., Rosenstein M., 1983). Στην εικόνα 2.7 προβάλλονται τα μέσα ετήσια πεδία της θερμοκρασίας και της τάσης του ανέμου από τα δεδομένα ΑRPERA έχοντας γίνει παρεμβολή πάνω στο πλέγμα του μοντέλου. Εικόνα 2.7. Ετήσιες μέσες τιμές της θερμοκρασίας και της τάσης του αέρα από τα ARPERA στην περιοχή προσομοίωσης. Η οριακή συνθήκη για τις θερμικές ροές στην επιφανεια της θάλασσας δίνεται από την εξίσωση: = (2.20) όπου η καθαρή ροή θερμότητας και η ειδική θερμοχωρητικότητα του νερού υπό σταθερή πίεση. Η συνολική ροή θερμότητας στην επιφάνεια της θάλασσας προκύπτει από το άθροισμα δύο τυρβώδων ροών (της αισθητής και της λανθάνουσας ) με τις ροές ακτινοβολίας (την μικρού μήκους ακτινοβολία που απορροφά η επιφάνεια της θάλασσας και την μεγάλου μήκους ακτινοβολία που εκπέμπεται από την επιφάνεια της θάλασσας ).

32 Κεφάλαιο 2. Μεθοδολογία 26 Όλες οι ροές εισάγονται απευθείας από τα ARPERA (εικόνα 2.8) εκτός από την μεγάλου μήκους ακτινοβολία που υπολογίζεται χρησιμοποιώντας τη σχέση: = _ (2.21) με το συντελεστή εκπομπής του ωκεανού, η σταθερά Stefan-Boltzman, η επιφανειακή θερμοκρασία της θάλασσας που δίνεται από το μοντέλο και _ η μεγάλου μήκους ακτινοβολία που δέχεται η επιφάνεια της θάλασσας από την ατμόσφαιρα. Εικόνα 2.8. Μέσες ετήσιες τιμές των δεδομένων ARPERA α) της μικρού μήκους ακτινοβολίας β) της λανθάνουσας και της γ) αισθητής θερμότητας στην περιοχή του Ιονίου και της Αδριατικής. Για την εισαγωγή της βροχόπτωσης στο μοντέλο χρησιμοποιούνται, όπως και για τις ποτάμιες εκροές, πραγματικές οριακές συνθήκες γλυκού νερού αντί για την εικονική ροή αλατιού που χρησιμοποιείται σε άλλα μοντέλα. Η εφαρμογή των συνθηκών αυτών στο POM, το οποίο είναι μοντέλο με ελεύθερη επιφάνεια, προϋποθέτει την εισαγωγή κάποιων αλλαγών στην εφαρμογή της εξίσωσης της διατήρησής της μάζας: = + = 0 (2.22) με οριακή επιφανειακή συνθήκη της κάθετης ταχύτητας = (2.23) Στις σχέσεις (2.22) και (2.23) το είναι η ανύψωση της ελεύθερης επιφάνειας, και οι ζωνικές και μεσημβρινές βαροτροπικές ταχύτητες, η βαθυμετρία του μοντέλου,

33 Κεφάλαιο 2. Μεθοδολογία 27 είναι η κάθετη ταχύτητα στο πρώτο σίγμα επίπεδο, είναι ο ρυθμός εξάτμισής, ο ρυθμός βροχόπτωσης και οι ποτάμιες εκροές. Τόσο για την ροή θερμότητας, όσο και για την καθαρή ροή γλυκού νερού χρησιμοποιείται ένας όρος επαναφοράς ( relaxation term ). Ο όρος αυτός τείνει να επαναφέρει το σύστημα στην κατάσταση της κλιματολογίας του μοντέλου στο οποίο είναι ένθετο. Έχει παρατηρηθεί ότι χωρίς τη χρήση του όρου αυτού, το σύστημα τείνει να απομακρυνθεί σημαντικά από τις αρχικές συνθήκες. Οι τιμές για τους συντελεστές επαναφοράς καθορίστηκαν έπειτα από την πραγματοποίηση πειραμάτων ευαισθησίας και έτσι ώστε να μην εμποδίζεται η εξέλιξή του συστήματος, αλλά και να μην υπάρχει απόκλιση από την κλιματολογία. Επιλέχθηκε να χρησιμοποιηθεί η τιμή υστέρησης 1m/day για την ροή γλυκού νερού, που αντιστοιχεί σε 5 μέρες για την επαναφορά του πρώτου επιπέδου του μοντέλου στην κλιματολογία, ενώ για την θερμοκρασία το μοντέλο αφέθηκε σχεδόν ελεύθερο με αντίστοιχο χρόνο επαναφοράς τις 100 μέρες.

34 Κεφάλαιο 3. Αποτελέσματα 28 Κεφάλαιο 3. Αποτελέσματα Στο κεφαλαίο αυτό παρουσιάζονται τα αποτελέσματα από την εφαρμογή του αριθμητικού μοντέλου. Στο πρώτο μέρος του εξετάζουμε τη μέση εικόνα της κυκλοφορίας και των θερμοαλατικών χαρακτηριστικών του Ιονίου μέσω της προσομοίωσης του κατά την διάρκεια ενός κλιματολογικού (τυπικού) έτους, όπως διαμορφώνεται από την μέση τιμή των ατμοσφαιρικών δεδομένων ARPERA 40 ετών ( ). Στην συνέχεια παρουσιάζονται τα αποτελέσματα από την υπερετήσια προσομοίωση. Φαίνεται πως αυτή η εικόνα της μέσης γενικής κυκλοφορίας αλλάζει σε υπερετήσια βάση τόσο σε μέτρο όσο και σε μορφή. Μελετώνται οι βασικοί μηχανισμοί (ατμοσφαιρικές ροές, ανταλλαγές από τα στενά, εσωτερικές δυναμικές διεργασίες) που καθορίζουν και μεταβάλλουν την θερμοαλατική κυκλοφορίας της περιοχής και εξετάζεται η σχετική τους σημασία τους. Όλα αυτά τα αποτελέσματα συγκρίνονται με παρατηρήσεις και αντίστοιχες αριθμητικές μελέτες Κλιματολογική μελέτη Εποχική μεταβλητότητα της θερμοαλατικής κυκλοφορίας Επιφανειακό στρώμα Στις εικόνες 3.1 και 3.2 παρουσιάζονται τα πεδία της θερμοκρασίας και της αλατότητας στα 30 μέτρα. Η επιλογή των συγκεκριμένων πεδίων έγινε επειδή η χωρική κατανομή της θερμοκρασίας και της αλατότητας αποκαλύπτουν, όχι μόνο τις διαδρομές των θαλάσσιων μαζών αλλά και τα κυριότερα δυναμικά χαρακτηριστικά της γενικής κυκλοφορίας. Η αλατότητα αποτελεί τον καλύτερο δείκτη για τον προσδιορισμό της πορείας των θαλάσσιων μαζών. Το βάθος των 30 μέτρων, στο οποίο μελετάται η επιφανειακή κυκλοφορία βρίσκεται στο κάτω όριο του επιφανειακού στρώματος Ekman και φυσικά εντός του στρώματος της μάζας νερού Ατλαντικής προέλευσης (AW).

35 Κεφάλαιο 3. Αποτελέσματα 29 Εικόνα 3.1. Πεδίο θερμοκρασίας στα 30 μέτρα α) Ετήσιο β) το χειμώνα και γ) το καλοκαίρι.

36 Κεφάλαιο 3. Αποτελέσματα 30 Εικόνα 3.2. Πεδίο αλατότητας στα 30 μέτρα α) Ετήσιο β) το χειμώνα και γ) το καλοκαίρι.

37 Κεφάλαιο 3. Αποτελέσματα 31 Σημαντικός παράγοντας στην επιφανειακή θερμοαλατική δομή του Ιονίου, εκτός από την ατμοσφαιρική δράση, αποτελεί η παρουσία του ισχυρού ρεύματος Ιονίου-Ατλαντικού (AIS) το οποίο μεταφέρει μάζα νερού Ατλαντικής προέλευσης στη λεκάνη. Το ρεύμα αυτό διακρίνεται από την έντονη θερμοβαθμίδα που παρατηρείται το καλοκαίρι νότια της Σικελίας (εικόνα 3.1) Στη εικόνα 3.2 φαίνεται η μεγάλη επιφανειακή γλώσσα του ΜΑW (S<38) που έχει εισχωρήσει από τα στενά της Σικελίας στο δυτικό Ιόνιο. Το καλοκαίρι η διείσδυση αυτή είναι μεγαλύτερη και φθάνει ως τις 38 (ακόμα και στο εσωτερικό της Αδριατικής (The POEM Group, 1992)) σχηματίζοντας ένα ισχυρό και ευρύ μεσημβρινό μέτωπο αλατότητας. Το μέτωπο αυτό διαχωρίζει το ΜΑW από τα επιφανειακά Ιόνια Νερά (Ionian Surface Water (ISW)). Τα ISW χαρακτηρίζονται από τιμές αλατότητα 38.3 και εντοπίζονται κυρίως το βορειανατολικό Ιόνιο. Στο βόρειο τμήμα της λεκάνης διακρίνονται τα Επιφανειακά Νερά της Αδριατικής (ASW) που οριοθετούνται το χειμώνα από την ισοαλατική των 38.6 και εξέρχονται από την Αδριατική μέσω του Στενού του Οτράντο. Ανατολικά διακρίνεται ένα ακόμα μέτωπο αλατότητας που διαχωρίζει τα ISW με τα ζεστά ( > 20 το καλοκαίρι) και πολύ αλμυρά ( 38.8) Επιφανειακά Λεβαντινά Νερά (Levantine Surface Water LSW ). Τα LSW εισέρχονται στο Ιόνιο από την ανατολική Μεσόγειο μέσω των δυτικών στενών του Κρητικού τόξου δημιουργώντας κυκλωνικούς και αντικυκλωνικούς σχηματισμούς νότια της Πελοποννήσου. Οι μεγαλύτερες τιμές της αλατότητας εντοπίζονται ολόκληρό το χρόνο στο ανατολικό τμήμα του Ιονίου με τιμές που ξεπερνούν το 39.1 το καλοκαίρι. Χαρακτηριστικό της κυκλοφορίας του επιφανειακού στρώματος του Ιονίου αποτελεί η ύπαρξη ενός αρκετά εκτεταμένου κυκλωνικού σχηματισμού στο βορειοδυτικό Ιόνιο (είναι γνωστός σαν κυκλώνας του Δυτικού Ιονίου) κυρίως κατά την χειμερινή περίοδο. Ο κυκλώνας αυτός οριοθετείται από το προς βορρά ρεύμα ανατολικού ορίου (κατά μήκος των Ελληνικών ακτών) και το με νότια κατεύθυνση ρεύμα δυτικού ορίου (κατά μήκος των Ιταλικών ακτών). Κατά την διάρκεια του καλοκαιριού περιορίζεται στο δυτικό τμήμα της λεκάνης εξαιτίας της ανάπτυξης αντικυκλωνικού σχηματισμού στο μεγαλύτερο τμήμα του Ιονίου. Σύμφωνα με τον Κορρές Γ., (1996) ο μηχανισμός που καθορίζει την ύπαρξη και ως ένα μεγάλο βαθμό την μεταβλητότητα του είναι ο άνεμος. Το ίδιο συμπέρασμα ισχύει και για την αντικυκλωνική δομή που αναπτύσσεται σε εποχική κλίμακα στο ανατολικό τμήμα του Βορείου Ιονίου, όπως επίσης και για τα οριακά ρεύματα της περιοχής. Τα αποτελέσματα ανέδειξαν και την εποχιακή μεταβλητότητα της πορείας του AIS. Το καλοκαίρι το ρεύμα αυτό καθώς εισέρχεται στο Ιόνιο διακλαδίζεται σε δύο μέρη. Το κυρίως μέρος κινείται βόρεια προς το βορειοανατολικό Ιόνιο και κατόπιν στρέφεται προς τα

38 Κεφάλαιο 3. Αποτελέσματα 32 νοτιοανατολικά κατά μήκος του μεσημβρινού 19. Το δεύτερο τμήμα του κινείται προς τα ανατολικά και ενώνεται με το κύριο τμήμα του κοντά στο δυτικό άκρο της Κυρηναϊκής χερσονήσου σχηματίζοντας το Mid-Mediterranean Jet (MMJ). Το χειμώνα το AIS στρέφεται προς τα νότια χωρίς να διακλαδιστεί κατά την είσοδο του στο Ιόνιο. Σχηματίζει έναν μαίανδρο με κατεύθυνση νοτιοανατολική, βόρεια των ακτών της Λιβύης και στην συνέχεια κινείται πάλι νότια για να σχηματίσει το ρεύμα της Βορείου Αφρικής κατά μήκος των ακτών της Αιγύπτου. Η εποχική μεταβλητότητα σύμφωνα με το Κορρέ Γ., (1996) του AIS σχετίζεται με την ένταση, μορφή και γεωγραφική θέση του. Οι (Malanotte-Rizzoli P. et al., 1991) απέδωσαν αυτή τη διακύμανση στην επίδραση της τάσης του ανέμου. Στην εικόνα 3.3 φαίνεται το πεδίο και ο στροβιλισμός του ανέμου τον χειμώνα και το καλοκαίρι από τη βάση ARPERA. Εικόνα 3.3. Στροβιλισμός και πεδίο τάσης του ανέμου το α) Χειμώνα και το β) Καλοκαίρι Η εισαγωγή στροβιλισμού από τον άνεμο στο Ιόνιο το καλοκαίρι είναι αντικυκλωνική σε όλη σχεδόν την περιοχή του Ιονίου. Αυτό ενισχύει την αντικυκλωνική κυκλοφορία του Ιονίου, με αποτέλεσμα το AIS να κατευθύνεται προς τα βόρεια. Αντίθετα το χειμώνα ο στροβιλισμός του ανέμου είναι θετικός κυρίως στο βόρειο Ιόνιο. Έτσι ο κυκλώνας του Δυτικού Ιονίου επεκτείνεται περισσότερο προς τα νότια, αναγκάζοντας το AIS να κινηθεί κατευθείαν προς την Ανατολική Μεσόγειο. Παρόλ αυτά η κίνηση και η διαδρομή του ΑIS που χαρακτηρίζει σε ένα μεγάλο βαθμό την γενική κυκλοφορία ολόκληρης της λεκάνης, διέπεται και από πιο σύνθετους μηχανισμούς. Αυτούς τους μηχανισμούς θα προσπαθήσουμε να εξηγήσουμε στην επόμενη παράγραφο, μελετώντας την υπερετήσια διακύμανση της πορείας του ρεύματος.

39 Κεφάλαιο 3. Αποτελέσματα Ενδιάμεσο στρώμα Το βάθος των 360 μέτρων (εικόνα 3.4) όπου θα εξετάσουμε τα χαρακτηριστικά και την μεταβλητότητα της κυκλοφορίας, βρίσκεται στο μέσο του στρώματος μαζών νερού Λεβαντινής προέλευσης (LIW) για την περιοχή της Ανατολικής Μεσογείου. Η μελέτη του επιπέδου αυτού θα βοηθήσει στην κατανόηση της μεταβλητότητας της κυκλοφορίας που χαρακτηρίζει το LIW. Στα ενδιάμεσα βάθη, το ρεύμα ανατολικού ορίου που μεταφέρει LIW στις βόρειες περιοχές, περιορίζεται κοντά στην Ελληνική ακτογραμμή κατά την διάρκεια του χειμώνα και χαρακτηρίζεται από σημαντική ένταση, ενώ το καλοκαίρι αποκολλάται από την ακτή και μετατοπίζεται προς τα νοτιοδυτικά. Τροφοδοτείται κυρίως από μάζες νερού που εξέρχονται από το Αιγαίο μέσω των στενών των Αντικυθήρων - Κρήτης αλλά και από το τμήμα μαζών νερού που κινούνται προς τα δυτικά στο νότιο όριο της Κρήτης. Στα βόρεια της λεκάνης το ρεύμα αυτό στρέφεται κυκλωνικά για να κινηθεί κατά μήκος των Ιταλικών ακτών αποτελώντας το όριο του δυτικού κυκλώνα του Ιονίου, ενώ ένα τμήμα του εισρέει στην θάλασσα της Αδριατικής από το στενό του Οτράντο. Στα δυτικά οι σχετικά γλυκές και ψυχρές ενδιάμεσες υδάτινές μάζες που προέρχονται από την Αδριατική παρασύρονται από το δυτικό οριακό ρεύμα, το οποίο ένα τμήμα του τροφοδοτεί την δυτική ροή προς τα στενά της Σικελίας και το υπόλοιπο στρέφεται (βοηθούμενος από τον κυκλωνικό σχηματισμό) προς το κεντρικό Ιόνιο. Η εισχώρηση αυτή της φλέβας γλυκού και ψυχρού νερού είναι εντονότερη την άνοιξη λόγω της μεγαλύτερής εκροής νερού στα ενδιάμεσα βάθη από το στενό του Οτράντο την περίοδο αυτή (Μαντζιαφού Α., 2005). Η καλοκαιρινή αποκόλληση του ανατολικού οριακού ρεύματος της λεκάνης μπορεί να προκληθεί σε ορισμένες περιπτώσεις και από την ενίσχυση του αντικύκλωνα του Πέλοπα, που εντοπίζεται νότια της Πελοποννήσου. Οι υψηλές τιμές θερμοκρασίας και αλατότητας του οφείλονται στα επιφανειακά νερά του Ιονίου που καταβυθίζονται λόγω της αντικυκλωνικής του κίνησης και έχουν θερμοκρασία και αλατότητα μεγαλύτερη από τα Ενδιάμεσα Λεβαντινά νερά (LIW), που τον περιβάλλουν. Τέλος, κατά μήκος των βορείων ακτών της Αφρικής, εντοπίζεται ένα νότιο οριακό ρεύμα που κινείται προς τα δυτικά, κατευθυνόμενο προς τα στενά της Σικελίας. Το ρεύμα αυτό, που εντατικοποιείται το καλοκαίρι, αποτελεί μια μόνιμη συνιστώσα της λεκάνης μεταφέροντας μάζες προερχόμενες από το Αιγαίο, το Κεντρικό Ιόνιο ή την Λεβαντίνη προς την δυτική Μεσόγειο.

40 Κεφάλαιο 3. Αποτελέσματα 34 Εικόνα 3.4. Πεδίο θερμοκρασίας και αλατότητας στα 360 μέτρα τον χειμώνα (α,γ) και το καλοκαίρι (β,δ).

41 Κεφάλαιο 3. Αποτελέσματα Βαθύ στρώμα Στην παράγραφο αυτή θα παρουσιαστούν τα χαρακτηριστικά της εποχικής μεταβλητότητας του Ιονίου στην θερμοαλατική του κυκλοφορία στο βάθος των 800 μέτρων. (εικόνα 3.5). Το στρώμα αυτό, όπως έχουν δείξει πολλές ερευνητικές δραστηριότητες (Bergamasco A., et al., (1993), Lionello et al. (2012)) παρουσιάζει ελάχιστη εποχική μεταβλητότητα. Το χαρακτηριστικό αυτό του στρώματος είναι η εκροή των βαθιών νερών της Αδριατικής (ADW) από το στενό του Οτράντο, τα οποία αποτελούν την κύρια πηγή των βαθιών νερών της Ανατολικής Μεσογείου (EMDW). Αυτή η γλώσσα του ADW χαρακτηρίζεται από τις χαμηλές της θερμοκρασίες ( = 13.25~13.5 ) και τις χαμηλές της αλατότητες ( = 38.6~38.65). Τα αποτελέσματα αυτά είναι σε συμφωνία με τις μετρήσεις που πραγματοποιήθηκαν κατά την διάρκεια του 1986 στην περιοχή του Ιονίου. (The POEM Group, 1997). Στην συνεχεία η μάζα αυτή ακολουθώντας την κυκλωνική κυκλοφορία του βορείου Ιονίου κινείται κατά μήκος των Ιταλικών ακτών. Το μεγαλύτερο μέρος των βαθιών αυτών νερών εισχωρεί προς το ανατολικά και μέσω μιας πολύπλοκης (κυρίως το χειμώνα) διαδρομής που περιέχει κυκλωνικούς και αντικυκλωνικούς σχηματισμούς μεταφέρεται προς την περιοχή της ανατολικής Μεσογείου. Η εικόνα αυτή της πορείας των βαθιών νερών παρατηρήθηκε σε γενικές γραμμές και από τους Malanotte-Rizzoli P. & Bergamasco A. (1991).

42 Κεφάλαιο 3. Αποτελέσματα 36 Εικόνα 3.5. Πεδίο θερμοκρασίας και αλατότητας στα 800 μέτρα τον χειμώνα (α,γ) και το καλοκαίρι (β,δ)

43 Κεφάλαιο 3. Αποτελέσματα Θερμικό ισοζύγιο και ισοζύγιο γλυκού νερού. Στην εικόνα 3.6 παρουσιάζονται οι εποχικές διακυμάνσεις των θερμικών ροών της περιοχής καθώς ορισμένων άλλων ατμοσφαιρικών παραγόντων. Το συνολικό θερμικό ισοζύγιο του Ιονίου υπολογίστηκε στο 8.8 /. Η τιμή αυτή είναι κοντά στους υπολογισμούς που γίνονται από τους Ruiz S. et al., (2008), Sanchez-Gomez E. et al., (2011) με χρήση αριθμητικών μοντέλων και κλιματικών δεδομένων, αλλά μικρότερη από την αντίστοιχη που προκύπτει από τις παρατηρήσεις των COADS (SoHelME, 2005), που δείχνουν ότι το συνολικό θερμικό ισοζύγιο της περιοχής είναι θετικό (~2 / ). O εποχικός κύκλος της καθαρής ροής θερμότητας παρουσιάζει θετικές τιμές (κέρδος για τον ωκεανό) μεταξύ του Μαρτίου και του Σεπτεμβρίου με μέγιστη τιμή τον Ιούνιο (135 / ) και αρνητικές τιμές τον υπόλοιπο χρόνο. Η μεγαλύτερη θερμική απώλεια οφείλεται στην λανθάνουσα θερμότητα εξάτμισης, η οποία είναι μεγαλύτερη την ψυχρή περίοδο εξαιτίας των ισχυρών ανέμων που επικρατούν στην περιοχή. Μεγάλη συνεισφορά στη αρνητική ροή συνολικής θερμότητας έχει και η μεγάλου μήκους (υπέρυθρη) ακτινοβολία, η οποία όμως παρουσιάζει μικρή διακύμανση σε ετήσια βάση. Οι μέσες μηνιαίες τιμές για το ισοζύγιο γλυκού νερού (εξάτμιση μείον βροχόπτωση), όπως υπολογίζονται από το μοντέλο παρουσιάζονται στην εικόνα 3.7. Η μέση ετήσια απώλεια γλυκού νερού ισούται με 0.75 / τιμή που συμφωνεί με τα παρατηριασιακά δεδομένα COADS (0.69 / ) αλλά και με άλλες βιβλιογραφικές αναφορές βασισμένες σε διάφορα κλιματολογικά δεδομένα (Ruiz S. et al, (2008), Criado-Aldeanueva F. et. al., (2010)). Στο ισοζύγιο γλυκού νερού δεν συμπεριλαμβάνονται οι ποτάμιες εκροές καθώς κανένα από τα δυο ποτάμια που συμπεριλαμβάνει το μοντέλο, δεν εκβάλλει στην περιοχή του Ιονίου. Από την εποχική του κατανομή βλέπουμε ότι τις μέγιστες τιμές του τις παρουσιάζει το καλοκαίρι, εποχή που η βροχόπτωση παρουσιάζει τις ελάχιστες τιμές της. Αντίθετα η εξάτμιση έχει μέγιστο το χειμώνα λόγω του έντονων βοριάδων. Την ίδια εποχή και η βροχόπτωση έχει σχετικά μεγάλες τιμές, με αποτέλεσμα την περίοδο αυτή το ισοζύγιο γλυκού νερού να συγκλίνει προς την μέση ετήσια τιμή του.

44 Κεφάλαιο 3. Αποτελέσματα 38 Εικόνα 3.6. Μέσες μηνιαίες τιμές για την περιοχή του Ιονίου α) καθαρής θερμικής ροής, β) ηλιακής, γ) μεγάλης μήκους ακτινοβολίας, δ) αισθητής ε) λανθάνουσας θερμότητας στ) επιφανειακής θερμοκρασία θάλασσας και αέρα ζ) τάσης του ανέμου.

45 Κεφάλαιο 3. Αποτελέσματα 39 Εικόνα 3.7. Μέσες μηνιαίες τιμές για την περιοχή του Ιονίου a) ισοζυγίου γλυκού νερού (E- P) β) εξάτμισης γ) βροχόπτωσης Μεταφορά μάζας, θερμότητας και αλατιού με γειτονικές λεκάνες. Εκτός από τις θερμικές ροές και τις ροές γλυκού νερού, μέσω της επίδρασης της επιφάνειας της θάλασσας, σημαντικό ρόλο στο θερμικό περιεχόμενο και στην μεταβλητότητα της αλατότητας της λεκάνης, έχει και η θερμοαλατική μεταφορά καθώς και η μεταφορά μάζας από/σε γειτονικές λεκάνες (Δυτική Μεσόγειο, Αδριατική, Λεβαντίνη- παρουσιάζουν Αιγαίο) μέσω των στενών. Η μελέτη των μεταφορών αυτών έδειξε ότι σημαντικούς εποχικούς κύκλους που οφείλονται κατά κύριο λόγο στην εποχική διακύμανση του πεδίου του ανέμου καθώς και στην μεταβλητότητα του θερμοαλατικού περιεχομένου των γειτονικών λεκανών Ανταλλαγές με Δυτική Μεσόγειο. Στις εικόνες 3.8 και 3.9 φαίνονται οι κάθετες διατομές της πυκνότητας και της αλατότητας στο ανατολικό άκρο της Σικελίας (15. 1 ) το χειμώνα και το καλοκαίρι. Η παρουσία της Τροποποιημένης Ατλαντικής μάζας νερού (ΜΑW) υποδηλώνεται από τις χαμηλές αλατότητες στο υπό-επιφανειακό του στρώμα στο δεξί τμήμα της τομής. Στην

46 Κεφάλαιο 3. Αποτελέσματα 40 Εικόνα 3.8. Κάθετη διατομή (σε m) αλάτότητας (με ισοπληθείς ταχυτήτων) στο δυτικό όριο του Ιόνιου το χειμώνα (α) και το καλοκαίρι (β)

47 Κεφάλαιο 3. Αποτελέσματα 41 Εικόνα 3.9. Κάθετη διατομή (σε m) πυκνότητας (kg/m 3 ) (με ισοπληθείς ταχυτήτων) στο δυτικό όριο του Ιόνιου το χειμώνα (α) και το καλοκαίρι (β)

48 Κεφάλαιο 3. Αποτελέσματα 42 ίδια περιοχή εντοπίζονται και οι μέγιστες θετικές ταχύτητες (εισόδου) που σχετίζονται με την ύπαρξή του ισχυρού Ατλαντικού-Ιόνιου Ρεύματος (AIS), ως κυρίου μεταφορέα της μάζας αυτής προς το εσωτερικό του Ιονίου. Οι μεγάλες αρνητικές ταχύτητες που διαχωρίζουν αυτή την εισερχόμενη μάζα οφείλονται στους μαιάνδρους που δημιουργεί το AIS κατά την πορεία του στο πλάτωμα της Σικελίας. Οι σχηματισμοί αυτοί (κυκλωνικοί και αντικυκλωνικοί), έχουν μελετηθεί από τους Nardelli B. B. et al., (2001) και οφείλονται τόσο στην τοπογραφία όσο και στην βαροκλινική αστάθεια, που προκαλεί η έντονη ανάμειξη και ανάβλυση που παρατηρείται στις νότιες ακτές της Ιταλίας. Η ανάβλυση αυτή, όπως φαίνεται και στην τομή της πυκνότητας, είναι πιο έντονη το καλοκαίρι λόγω των δυτικών ανέμων που επικρατούν στην Κεντρική Μεσόγειο (Ciappa C.A., 2009). Στο κέντρο του επιφανειακού τμήματος του ορίου (~34 ) εμφανίζεται το Ατλαντικό Ρεύμα της Τυνησίας (Atlantic Tunisian Current - ATC). To ρεύμα αυτό, κινούμενο νότια και στην συνέχεια κατά μήκος των ακτών της Τυνησίας, συνεισφέρει στην μεταφορά του MAW προς την Ανατολική Μεσόγειο. To χειμώνα φαίνεται να εξασθενεί το AIS, ενώ τα αποτελέσματα έδειξαν ότι ενισχύεται το ATC. Σε αυτό το συμπέρασμα καταλήγουν και οι Lermusiaux P.F.J. and Robinson A.R., (2001) και οι Pierini S. and Rubino A. (2001) από παρατηρήσεις και αριθμητικά μοντέλα. Τα βαθύτερα στρώματαα του στενού χαρακτηρίζονται από την έξοδο των θερμών και αλμυρών LIW. Ενώ τα θερμοαλατικά χαρακτηριστικά του ΜΑW παρουσιάζουν μεγάλη εποχική μεταβλητότητα εξαιτίας του μικρού βάθους που βρίσκονται ( = 37.4~38.1, = 27.4~28.5), το LIW εμφανίζεται με πιο σταθερές τιμές στο όριο ( ~38.8, = 29.1). Η μεταφορά μάζας και θερμότητας έχει φορά από το Ιόνιο προς την Δυτική Μεσόγειο (εικόνα 3.10). Εικόνα Μέσες μηνιαίες τιμές α) μεταφοράς νερού και β) θερμότητας στο δυτικό όριο του Ιονίου (15. 1 ).

49 Κεφάλαιο 3. Αποτελέσματα 43 Το μέγιστο της μεταφοράς μάζας παρατηρείται τον Μάρτιο και βρίσκεται σε ίδια φάση με την μεταφορά της θερμότητας και της ροής αλατιού από το όριο. Αυτό συμβαίνει διότι στο τέλος του χειμώνα έχουμε την μεγαλύτερη ποσότητα LIW που εξέρχονται από την Ανατολική Μεσόγειο. Οι ροές θερμότητας και αλατότητας είναι μικρότερες προς το τέλος του Φθινοπώρου λόγω της μεταβολής των θερμοαλατικών χαρακτηριστικών των δύο μαζών, εξαιτίας της μακράς παραμονής των LIW στο Ιόνιο. Πίνακας 3.1. Μέσες ετήσιες τιμές μεταφοράς νερού, μεταφοράς θερμότητας και αλατιού, χαρακτηριστικών θερμοκρασίας και αλατότητας για την είσοδο και έξοδο του δυτικού ορίου του Ιονίου (15. 1 ). (ως προς το Ιόνιο). Στον πίνακα 3.1 παρουσιάζονται τα χαρακτηριστικά θερμοκρασίας και αλατότητας της εισόδου και εξόδου του δυτικού ορίου ενός έτος ανά 100m. Η ποσότητα των LIW που εκρέουν είναι σχεδόν τριπλάσια από την αντίστοιχη ποσότητα των ΜΑW που εισέρχονται στο Ιόνιο σε ετήσια βάση. Θετική μεταφορά θερμότητας και αλατιού παρατηρείται στο επιφανειακό στρώμα (0 100 ) ενώ όλες οι απώλειες οφείλονται κυρίως στην έξοδο των LIW (σε ποσοστό 85%). Η συνολική ροη θερμότητας που εξέρχεται από το στενό αντιστοιχεί σε 76.8 / για την λεκάνη του Ιονίου.

50 Κεφάλαιο 3. Αποτελέσματα Ανταλλαγές με την Αδριατική (Στενό του Οτράντο). Το στενό του Οτράντο (40. 4 ) αποτελεί μια πολύ σημαντική περιοχή της Μεσογείου, στην οποία διαφορετικές υδάτινες μάζες προερχόμενες από την Αδριατική (ADW - ASW), το Ιόνιο (ISW) και την Ανατολική Μεσόγειο (LIW) ανταλλάσσονται με συνέπεια να επηρεάζουν την θερμοαλατική κυκλοφορία των γειτονικών λεκανών. Όπως φαίνεται και στην εικόνα 3.11, η κυκλοφορία στο στενό χαρακτηρίζεται από μια κυκλωνικού χαρακτήρα διάτμηση ταχύτητας με ροή από το Ιόνιο προς το Αδριατική στα ανατολικά και ροή από την Αδριατική προς το Ιόνιο στα δυτικά. Η ροή στα δυτικά οφείλεται στο ταχύ και παράκτιο δυτικό ρεύμα της Αδριατικής (Western Adriatic Current- WAC), το οποίο δημιουργείται λόγω έντονης βαροκλινικής βαθμίδας πίεσης στις ακτές της Ιταλίας, και μεταφέρει νερά χαμηλής αλατότητας προερχόμενα από τις ποτάμιες εκροές κυρίως του ποταμού Πάδου (Po). Αυτό το ρεύμα είναι πλήρως ανεπτυγμένο το καλοκαίρι, ενώ το χειμώνα γίνεται αδύναμο, λόγω της αντιστάθμισης μεταξύ της θερμοκρασίας και της αλατότητας στο πεδίο της πυκνότητας (εικόνα 3.12). Οι παρατηρήσεις αυτές συμφωνούν και με τους Μαντζιαφου Α., (2005) και Poulain P-M., (2001). Στα ανατολικά του στενού η ροή εισόδου προς την Αδριατική αποτελείται από τον συνδυασμό δύο διαφορετικών υδάτινων μαζών. Στο επιφανειακό στρώμα του υπάρχουν τα θερμά ISW ενώ στα κατωτέρα στρώματα έχουμε την παρουσία των θερμών αλλά και πολύ αλμυρών LIW. Οι τιμές χαμηλής αλατότητας που παρατηρούνται στις ανατολικές ακτές του στενού οφείλονται στην ποτάμια εκροή του ποταμού Δρίνου που βρίσκεται λίγο βορειότερα από το στενό. Ο μέσος ετήσιος ρυθμός εισόδου/εξόδου νερού από το στενό, όπως αυτός υπολογίζεται από τα αποτελέσματα του μοντέλου, είναι περίπου ίσος με 1 ενώ η συνολική ετήσια ροή ισούται με Αυτές τις τιμές, περίπου, υπολόγισαν και οι Vetrano A. et al. (1996) και Zore-Armanda M. (1969) από παρατηρήσεις πεδίου. Η μέγιστη μεταφορά μάζας (εικόνα 3.13) που παρατηρείται προς το τέλος του χειμώνα σχετίζεται με την έξοδο των βαθιών νερών που δημιουργούνται στο εσωτερικό της λεκάνης της Αδριατικής. Μέγιστες απόλυτες τιμές έχουμε και το φθινόπωρο γεγονός που οφείλεται στις μεγάλες ποσότητες ποτάμιων εκροών (εικόνα 2.6). Οι χρονοσειρές της μεταφοράς της θερμότητας αλλά και της αλατότητας έχουν θετικές τιμές μόνο το καλοκαίρι, επειδή μόνο την εποχή αυτή η είσοδος - κυρίως στο επιφανειακό στρώμα - είναι θερμότερη από την έξοδο.

51 Κεφάλαιο 3. Αποτελέσματα 45 Εικόνα Κάθετη διατομή (σε m) αλάτότητας (με ισοπληθείς ταχυτήτων) στο στενό του Οτράντο το χειμώνα (α) και το καλοκαίρι (β)(θετικές ταχύτητες προς τα βόρεια)

52 Κεφάλαιο 3. Αποτελέσματα 46 Εικόνα Κάθετη διατομή (σε m) πυκνότητας (kg/m 3 ) (με ισοπληθείς ταχυτήτων) στο στενό του Οτράντο το χειμώνα (α) και το καλοκαίρι (β)(θετικές ταχύτητες προς τα βόρεια)

53 Κεφάλαιο 3. Αποτελέσματα 47 Εικόνα Μέσες μηνιαίες τιμές α) μεταφοράς νερού και β) θερμότητας στο στενό του Οτράντο (40. 4 ). Η κατανομή κατά βάθος των θερμοαλατικών χαρακτηριστικών και των μεταφορών της μάζας, της θερμότητας και του αλατιού στο στενό του Οτράντο συνοψίζονται στον πίνακα 3.2. Η είσοδος του νερού στην λεκάνη του Ιονίου υπερτερεί της εξόδου στα πρώτα 300m ενώ στα βαθύτερα στρώματα υπερτερεί η έξοδος. Το ίδιο ισχύει και για τις μεταφορές της θερμότητας και του αλατιού. Η μέση ετήσια θερμοκρασία αλλά και η αλατότητα των νερών που εισέρχονται στο Ιόνιο είναι σε όλη την στήλη μικρότερη από την θερμοκρασία και την αλατότητα των νερών που εξέρχονται προς τα βόρεια. Οι μεγαλύτερες απώλειες θερμότητας παρατηρούνται κάτω από τα 600m εξαιτίας των ψυχρών και πυκνών νερών της Αδριατικής. Στο στενό του Οτράντο η καθαρή θερμότητα που χάνει η λεκάνη του Ιονίου αντιστοιχεί σε 4 /. Πίνακας 3.2 Μέσες ετήσιες τιμές μεταφοράς νερού, μεταφοράς θερμότητας και αλατιού, χαρακτηριστικών θερμοκρασίας και αλατότητας για την είσοδο και έξοδο του στενού του Οτράντο (40. 4 ). (ως προς το Ιόνιο).

54 Κεφάλαιο 3. Αποτελέσματα Ανταλλαγές με την Ανατολική Μεσόγειο. Το ανατολικό σύνορο του Ιονίου οριοθετήθηκε στο μοντέλο στην μεσημβρινή παράλληλο Μέσω αυτού του ορίου συνδέεται το Ιόνιο με την λεκάνη της Λεβαντίνης και το Αιγαίο Πέλαγος. Οι κάθετες διατομές της αλατότητας και της πυκνότητας απεικονίζονται στις εικόνες 3.14 και Στα ανώτερα στρώματα το σχετικά λιγότερο αλμυρό τροποποιημένο Ατλαντικό νερό (ΜΑW) κινείται ανατολικά κατά μήκος των ακτών της Αφρικής, και εισέρχεται στην λεκάνη της Λεβαντίνης και μέσω των δυτικών και ενίοτε των ανατολικών στενών του Κρητικού τόξου στο Αιγαίο Πέλαγος. Η εκροή αυτή είναι μεγαλύτερη το χειμώνα λόγω της ενίσχυσης, από τους ισχυρούς ανέμους, του Ατλαντικού Ιόνιου Ρεύματος καθώς και του Ρεύματος της Τυνησίας, μέσω των οποίων γίνεται η μεταφορά της μάζας αυτής. Επίσης από την επιφάνεια, εισέρχονται στο Ιόνιο μεγάλες ποσότητες αλμυρού επιφανειακού Λεβαντινού Νερού (LSW) με τιμή αλατότητας που ξεπερνά το καλοκαίρι το Στα ενδιάμεσα στρώματα ( m) κυριαρχούν τα ζεστά και πολύ αλμυρά ενδιάμεσα Λεβαντινά Νερά (LIW). Η μάζα αυτή συνυπάρχει ή εναλλάσσεται κατά περιόδους με τα ψυχρότερα και αλμυρότερα (άρα και πυκνότερά) ενδιάμεσα Κρητικά Νερά (CIW) που παράγονται στο Κρητικό Πέλαγος (Astraldi M. et al., 1999). Στην ίδια περιοχή δημιουργούνται και τα βαθύτερα Κρητικά Νερά (CDW) ( ~29.3) που είναι ψυχρότερα αλλά λιγότερα αλμυρά από τα CIW, συνεισφέροντας έτσι στις ανταλλαγές των κατώτερων στρωμάτων μεταξύ των λεκανών. Έντονη είναι και η παρουσία κυκλωνικών και αντικυκυκλωνικών σχηματισμών που τέμνονται από το όριο. Αυτοί οι σχηματισμοί είναι ο αντικυκλώνας του Πέλοπα (στα δεξιά) και ο κυκλώνας της Κρήτης (στο κεντρικό τμήμα της τομής) που ενισχύεται αργά το καλοκαίρι, όπως αναφέρουν και οι Larnicol G.et al. (2002). Λόγω της έντονης εισροής των θερμότερων και αλμυρότερων νερών της Ανατολικής Μεσογείου προς το Ιόνιο, η μεταφορά μάζας, θερμότητας και αλατότητας μέσω αυτού του οριού, είναι θετική (εικόνα 3.16). Η καθαρή ετήσια μεταφορά μάζας υπολογίστηκε στα 0.76 ενώ η καθαρή θερμότητα που κερδίζει η λεκάνη του Ιονίου από τα ανατολικά είναι 89.3 /. Η μέγιστη τιμή της μεταφοράς θερμότητας λαμβάνει χώρα τον Μάρτιο, εξαιτίας της μεγάλης παραγωγής Λεβαντινών και Κρητικών νερών που εμφανίζεται αυτό τον μήνα, ενώ το δεύτερο μέγιστο υλοποιείται τον Σεπτέμβριο λόγω της μεγάλης διαφοράς θερμοκρασίας που έχουν οι εισερχόμενες και εξερχόμενες μάζες. Αντίθετα λόγω της έντονης ανάμειξης των μαζών και της μικρής μεταφοράς μάζας, που συμβαίνει κατά την διάρκεια του χειμώνα στο όριο, η μεταφορά θερμότητας αλλά και αλατιού είναι μικρή αυτή την εποχή.

55 Κεφάλαιο 3. Αποτελέσματα 49 Εικόνα Κάθετη διατομή (σε m) αλάτότητας (με ισοπληθείς ταχυτήτων) στο ανατολικό όριο του Ιονίου (21. 6 ) το χειμώνα (α) και το καλοκαίρι (β) (θετικές ταχύτητες προς τα ανατολικά)

56 Κεφάλαιο 3. Αποτελέσματα 50 Εικόνα Κάθετη διατομή (σε m) πυκνότητας (kg/m 3 ) (με ισοπληθείς ταχύτητες) στο ανατολικό όριο του Ιονίου (21. 6 ) το χειμώνα (α) και το καλοκαίρι (β) (θετικές ταχύτητες προς τα ανατολικά)

57 Κεφάλαιο 3. Αποτελέσματα 51 Εικόνα 3.16 Μέσες μηνιαίες τιμές α) μεταφοράς νερού και β) θερμότητας στο ανατολικό όριο του Ιονίου (21. 6 ). Η ανάλυση κατά βάθος των μεταφορών των μαζών, θερμότητας και αλατότητας (πίνακας 3.3) δείχνει την κυριαρχίαα των υδάτινων μαζών των ενδιάμεσων στρωμάτων στην συνεισφορά μάζας, θερμότητας και αλατιού προς το Ιόνιο. Τα νερά εισέρχονται από βάθη ανάμεσα στα m ενώ εξέρχονται από τα επιφανειακά και βαθύτερα στρώματα. Η μέγιστη διαφορά θερμοκρασίας και αλατότητας εντοπίζεται στα πρώτα 50m του ορίου. Το 93% της θερμότητας που μεταφέρεται στο Ιόνιο από την Ανατολική Μεσόγειο οφείλεται στην εισροή των ενδιάμεσων Λεβαντινών και ενίοτε και Κρητικών Νερών προς την λεκάνη αυτή. Πίνακας 3.3. Μέσες ετήσιες τιμές μεταφοράς νερού, μεταφοράς θερμότητας και αλατιού, χαρακτηριστικών θερμοκρασίας και αλατότητας για την είσοδο και έξοδοο στο ανατολικό όριο του Ιονίου (21. 6 ).(ως προς το Ιόνιο).

58 Κεφάλαιο 3. Αποτελέσματα Υπερετήσια μελέτη Στο κεφάλαιο αυτό μελετάται η θερμοαλατική κυκλοφορία στο Ιόνιο κατά τα έτη με την χρήση του αριθμητικού μοντέλου POM. Τα αποτελέσματα έδειξαν υπερετήσια διακύμανση της επιφανειακής κυκλοφορίας με εναλλαγές από κυκλωνική σε αντικύκλωνική δομή. Το ερώτημα που διερευνάται εδώ είναι ποιοί είναι οι μηχανισμοί που προκαλούν αυτές τις αλλαγές και ποιες είναι οι επιπτώσεις τους στην θερμοαλατική δομή τόσο της λεκάνης του Ιονίου όσο και η επίδραση της στις γειτονικές λεκάνες. Αρκετές αριθμητικές και πειραματικές μελέτες έχουν επισημάνει αυτή την αλλαγή της κατάστασης της ανώτερης κυκλοφορίας του Ιονίου (Pinardi N. and Navarra A., (1993), Pinardi N. et al., (1997), Demirov E. and Pinardi N., (2002), Larnicol G. et al., (2002), Pujol M. and Larnicol G., (2005), Vigo M. et al., (2011)). Οι Demirov E. and Pinardi N., (2002) έδειξαν βασιζόμενοι σε αριθμητική προσομοίωση ότι την διετία πραγματοποιήθηκε μια αναστροφή της κυκλοφορίας από κυκλωνική σε αντικυκλωνική. Η αλλαγή αυτή αποδώθηκε στην ατμοσφαιρική επίδραση. Το αρχικό στάδιο αυτής της αντιστροφής κατέδειξαν και οι επιτόπιες μετρήσεις που πραγματοποιήθηκαν το (The POEM Group, 1992). Παρατήρησαν ότι το Ατλαντικό-Ιόνιο Ρεύμα (AIS) καθώς εισέρχεται στο στενο της Σικελίας διακλαδίζεται στο Ιόνιο, με το ένα τμήμα του να κινείται αντικυκλωνικά και να μεταφέρει το AW προς τα βόρεια ενώ το άλλο τμήμα του να κινείται νότια μεταφέροντας το AW προς την Λεβαντίνη. Η επακόλουθη αντιστροφή της επιφανειακής κατάστασης από αντικυκλωνική σε κυκλωνική το 1997 κατέδειξαν οι μετρήσεις από την ανύψωση της ελεύθερης επιφάνειας της θάλασσας (Larnicol G. et al., (2002), Pujol M. and Larnicol G., (2005)). Την μεταβολή αυτή την συσχέτισαν οι Borzelli G.L.E et al., (2009) με την παραγωγή στροβιλισμού εξαιτίας της κατανομής των θαλάσσιων μαζών στο τελικό στάδιο του EMT Επιφανειακό στρώμα Για τον χαρακτηρισμό της κατάστασης και της έντασης της ανώτερης κυκλοφορίας στην λεκάνη του Ιονίου μελετήθηκαν οι υπερετήσιες μεταβολές της ελεύθερης επιφάνειας του. Στην εικόνα 3.17 φαίνονται τα αποτελέσματα από την εφαρμογή των ορθοκανονικών εμπειρικών συναρτήσεων (Empirical Orthogonal Function- EOF). Παρουσιάζονται οι πρώτες τρείς συνιστώσες με αθροιστική εξηγούμενη διακύμανση 63.8%.

59 Κεφάλαιο 3. Αποτελέσματα 53 Εικόνα Χωρική κατανομή και κανονικοποιημένη χρονοσειρά των τριών πρώτων συντελεστών της ανάλυσης των κυριών συντελεστών (EOF) της μέσης μηνιαίας ανύψωσης της ελεύθερης επιφάνειας στην περιοχή προσομοίωσης κατά την περίοδο

60 Κεφάλαιο 3. Αποτελέσματα 54 Η πρώτη συνιστώσα της EOF που εξηγεί το 40.94% της συνολικής διακύμανσης χαρακτηρίζεται από μια διακύμανση με μεγάλο πλάτος στο βορειοδυτικό Ιόνιο. Παρόμοια αποτελέσματα επισήμαναν και οι Gacic M. et al., (2011) κατά την εφαρμογή της EOF στην ελεύθερη επιφάνειας της Ανατολικής Μεσογείου κατά την περίοδο Η δομή αυτή συμπίπτει με την παρουσία της κυκλωνικής ή αντικυκλωνικής δίνης του Βορείου Ιονίου (North Ionian Gyre - NIG) (Bessieres L. et al., (2012)). Η χρονική μεταβλητότητα της πρώτης συνιστώσας δείχνει μια εποχική, που σχετίζεται με την εποχική ενίσχυσηαποδυνάμωση της δίνης, αλλά και μια υπερετήσια διακύμανση. Πιο αναλυτικά λίγο πριν και μετά το 1970 και στα τέλη του 1990 παρουσιάζει αρνητικές τιμές ενώ στα μέσα της δεκαετίας του 1970 μέχρι τις αρχές του 1980 και κατά την περίοδο έχει θετικό πρόσημο. Αυτή η ταλάντωση αντιπροσωπεύει την εναλλαγή της εποχικής και υπερετήσιας επιφανειακής κυκλοφορίας κυρίως του Βορειοδυτικού Ιονίου από κυκλωνική σε αντικυκλωνική και αντίστροφα. Η δεύτερη συνιστώσα (με εξηγούμενη διακύμανση 13.45%) δείχνει ένα σύστημα με αρνητικές τιμές στο κεντρικό Ιόνιο και θετικές τιμές στην Αδριατική (κυρίως στην Βόρεια) και στις ακτές της δυτικής Ελλάδας. Αυτό το σύστημα πιθανόν να συσχετίζεται με την δημιουργία και την κυκλοφορία των θαλάσσιων μαζών που καθορίζουν την θερμοαλατική δομή της στήλης. Έτσι στο δυτικό Ιόνιο έχουμε την παρουσία του σχετικά αραιού ατλαντικού νερού (AW) που διακλαδίζεται στο ανατολικό άκρο της Σικελίας, στα ανατολικά του περισσότερου πυκνού Λεβαντινού νερού που καθώς κινείται βόρεια κατά μήκος των ακτών της Ελλάδας ενισχύει τους τοπικούς σχηματισμούς μέσης κλίμακας όπως τον αντικυκλώνα του Πέλοπα ενώ στην Β. Αδριατική έχουμε την δημιουργία των πυκνών και βαθιών νερών της. Η χρονική διακύμανση της εμφανίζει μεγάλες ομοιότητες (ως προς τα μέγιστα και ελάχιστα) με την χρονοσειρά (αντιστροφή) της πρώτης συνιστώσας γεγονός που αναδεικνύει την αλληλεπίδραση της αναδιανομής των θαλάσσιων μαζών και του πεδίου της κυκλοφορίας του Ιονίου. Τέλος η τρίτη συνιστώσα (με εξηγούμενη διακύμανση 8.88%) κυριαρχείται από έντονη εποχική διακύμανση ενώ παρουσιάζεται περισσότερο σταθερή ως προς την υπερετήσια μεταβλητότητα της. Χαρακτηρίζεται από περιοχές με μεγάλο πλάτος (κεντρικό Ιόνιο, Βόρεια Αδριατική) και περιοχές με αντίθετη φάση (Νότιο Ιόνιο, Νότια Αδριατική). Αυτή η συνιστώσα ίσως να αντιπροσωπεύει τους σταθερούς σχηματισμούς μέσης κλίμακας που μεταβάλλεται η ένταση τους ανάλογα με την ατμοσφαιρική επίδραση και τους εσωτερικούς μηχανισμούς της λεκάνης.

61 Κεφάλαιο 3. Αποτελέσματα 55 Εικόνα Κανονικοποιημένες ετήσιες τιμές α) επιφανειακού στροβιλισμού β) τάσης του ανέμου (κόκκινη διάστικτη) με εφαρμογή της αρμονικής ανάλυσης (μπλέ γραμμή) του Ιονίου.

62 Κεφάλαιο 3. Αποτελέσματα 56 Η υπερετήσια διακύμανση της επιφανειακής κυκλοφορίας φαίνεται και από την εικόνα 3.18 που δείχνει την χρονική εξέλιξη του στροβιλισμού των ανώτερων στρωμάτων καθώς και την χρονική μεταβλητότητα της τάσης του ανέμου για την περιοχή του Ιονίου κατά την διάρκεια της περιόδου μελέτης μας. Η αρμονική ανάλυση της χρονοσειράς του στροβιλισμού της επιφάνειας δείχνει μια ταλάντωση με περίοδο 17 χρόνια. Αντίθετα ο στροβιλισμός που εισέρχεται στην θάλασσα μέσω του ανέμου παρουσιάζει μια μικρότερη περίοδο της τάξης των 4 χρόνων. Ο συντελεστής συσχέτισης των δύο χρονοσειρών υπολογίστηκε στο 0.6. Κατά την περίοδο τα αποτελέσματα έδειξαν ότι η επιφανειακή κυκλοφορία ολόκληρης της λεκάνης του Ιονίου χαρακτηρίζεται ως κυκλωνική ενώ κατά τις περιόδους και κυριαρχεί η αντικυκλωνική κατάσταση. Ωστόσο η σύγκριση των δύο χρονοσειρών των στροβιλισμών (ανέμου και θάλασσας) οδηγούν στο συμπέρασμα ότι η εναλλαγή της κυκλοφορίας δεν οφείλεται αποκλειστικά στο άνεμο. Σε αυτό το συμπέρασμα κατέληξαν και οι Borzelli G.L.E et al., (2009) που πρότειναν τον κυρίαρχο ρόλο των εσωτερικών μηχανισμών στο καθορισμό της διακύμανσης του στροβιλισμού. Μελετώντας πιο προσεκτικά την περιοχή όπου παρουσιάζει μέγιστη διακύμανση η επιφανειακή κυκλοφορία σύμφωνα με την εφαρμογή της EOF στην ανύψωση της ελεύθερης επιφάνειας τα αποτελέσματα είναι διαφορετικά (εικόνα 3.19). Στην περιοχή αυτή ο άνεμος και η κυκλοφορία ταλαντώνονται με την ίδια περίοδο (12-13 χρόνια). Την ίδια περίοδο ταλάντωσης υπολόγισαν και οι Ioannone A. et al. (2011) μελετώντας την υπερετήσια μεταβλητότητα της επιφάνειακής κυκλοφορίας στο Βόρειο Ιόνιο. Η κυκλοφορία στην περιοχή αυτή χαρακτηρίζεται (με βάση κυρίως την ανύψωση της ελεύθερης επιφάνειας) ως έντονα κυκλωνική κατα τις περιόδους , , ενώ εναλλάσεται σε αντικυκλωνική κατά τις περιόδους και Τις ίδιες περίοδους βρίσκεται στην ίδια φάση και ο στροβιλισμός της τάσης του ανέμου. Οι περίοδοι αυτές συμπτίπτουν σχεδόν με τις περιόδους κυκλωνικότητας και αντικυκλώνικότητας ολόκληρης της περιοχής του Ιονίου. Το γεγονός αυτό δείχνει την σημασία της περιοχής του βορειοδυτικού Ιονίου στον καθορισμό της δομή της επιφανειακής κυκλοφορίας του, που εξαρτάται σε μεγάλο βαθμο από την επίδραση του ανέμου. Στις παρακάτω παραγράφους μελετώνται αναλυτικότερα οι περιόδοι κυκλωνικότητας και αντικυκλώνικότητας σε σχέση με το ανεμολογικό πεδίο. Μελετώνται επίσης, τα θερμοαλατικά χαρακτηριστικά της λεκάνης που επηρεάζονται από την κυκλοφορία αυτή.

63 Κεφάλαιο 3. Αποτελέσματα 57 Εικόνα Κανονικοποιημένες ετήσιες τιμές α) επιφανειακού στροβιλισμού β) τάσης του ανέμου (κόκκινη διάστικτη) με εφαρμογή της αρμονικής ανάλυσης (μπλέ γραμμή) του βορειοδυτικού Ιονίου.

64 Κεφάλαιο 3. Αποτελέσματα Περίοδος Κατά την περίοδο αυτή όπως φαίνεται και από την ανύψωση της ελεύθερης επιφάνειας 3.20 (α) η κυκλοφορία του επιφανειακού στρώματος του Ιονίου είναι κυκλωνική στο βόρειο τμήμα του ενώ ένας αντικυκλωνικός σχηματισμός εντοπίζεται στο κέντρο του. Στην εικόνα 3.20β φαίνεται η μεταβολή της ελεύθερης επιφάνειας του Ιονίου σε σχέση με την μέση τιμή ολόκληρης της περιόδου μελέτης μας (anomaly). Οι μεγαλύτερες αρνητικές τιμές της εμφανίζονται στην περιοχή του κυκλωνικού σχηματισμού του Βορείου Ιονίου (NIG) ενώ θετικές τιμές έχουμε κοντά στο ανατολικό όριο. Το Ατλαντικό-Ιόνιο Ρεύμα (AIS), που μεταφέρει τις αραιές θαλάσσιες μάζες προερχόμενες από τον Ατλαντικό (MAW), εισέρχεται στην λεκάνη του Ιονίου κατά μήκος των ακτών της Σικελίας που όπως φαίνεται και στην εικόνα 3.20γ δέχεται θετικό στροβιλισμό μέσω του ανέμου. Η περιοχή αυτή, νότια και ανατολικά της Σικελίας, όπως αναφέρουν και οι Robinson A. R. et al., (1999) επηρεάζεται από ένα μεγάλο αριθμό από σημαντικούς μηχανισμούς και φαινόμενα. Η γενική κυκλοφορία στην περιοχή τροποποιείται από φαινόμενα μέσης κλίμακας (Adventure Bank Vortex (ABV), Maltese Channel Crest (MCC), Ionian Shelf Break Vortex (IBV)) καθώς και παράκτια ανεμογενή ρεύματα, ρεύματα προέρχομενα από ατμοσφαιρικά συστήματα (καταιγίδες) και έντονη ανάβλυση. Παλίρροιες, αδρανειακά, επιφανειακά, παράκτια και κύματα βαρύτητας επιδρούν στην περιοχή ενώ στο τμημα αυτό του Ιονίου αλληλεπιδρούν οι σχετικά γλυκές και ψυχρές υδάτινες μάζες που προέρχονται από τον Ατλαντικό με τα πιο ζεστά και αλμυρότερα Λεβαντινά νερά. Όλα αυτά τα φαινόμενα και οι μηχανισμοί τροποποιούν την πορεία του AIS δημιουργώντας έντονους μαιάνδρους ενώ φθάνοντας στο ανατολικό άκρο της Σικελίας διακλαδίζεται σε δυο τμήματα εξαιτίας της τοπογραφίας. Κατά την περίοδο το ένα τμήμα του κινείται νότια και ενώνεται με το Ατλαντικό ρεύμα της Τυνησίας ενώ το βόρειο τμήμα του αρχικά παρουσιάζει μια κυματοειδή κύρτωση εξαιτίας της αποκόλλησης του από το όριο και στην συνέχεια κινείται προς τα ανατολικά και ξαναενώνεται με το άλλο κλάδο του, στο κέντρο της λεκάνης, μεταφέροντας έτσι κατευθείαν τις ατλαντικές μάζες προς την Ανατολική Μεσόγειο. Η πορεία του βορείου τμήματος του AIS εξαρτάται όμως άμεσα και από την παρουσία του στροβιλισμού ανέμου. Το βαροτροπικό αυτό ρεύμα φθάνοντας στο πλάτωμα της Σικελίας πρέπει να διατηρήσει τον δυναμικό στροβιλισμό του ( = ( )). Δεδομένου ότι στην περιοχή αυτή η κυκλοφορία βρίσκεται σε κατάσταση ισορροπίας και το βάθος h αυξάνεται απότομα πρέπει να αυξηθεί και το ή το. Όμως όπως φαίνεται και στην εικόνα 3.20δ ο στροβιλισμός του ανέμου στην περιοχή αυτή παρουσιάζει μια θετική

65 Κεφάλαιο 3. Αποτελέσματα 59 Εικόνα Ανύψωση της ελεύθερης επιφάνειας (α) και η ανωμαλία της (β)(με το πεδίο επιφανειακής κυκλοφορίας) ), στροβιλισμός του ανέμου (γ) και η ανωμαλία του (δ), ταχύτητα ανέμου (ε) και η ανωμαλία του (στ) (με το πεδίο ανέμου) κατά την περίοδοο στο Ιόνιο.

66 Κεφάλαιο 3. Αποτελέσματα 60 Εικόνα Πεδία μέσης τιμής και ανωμαλίας θερμοκρασίας (α,β), αλάτότητας (γ,δ) και πυκνότητας (ε,στ) στα 30m την περίοδο

67 Κεφάλαιο 3. Αποτελέσματα 61 ανωμαλία που μεταφέρει στο ρεύμα τον απαιτούμενο στροβιλισμο ώστε να εξισορροπήσει την μεταβολή του βάθους. Παράλληλα ο αρνητικός στροβιλισμός που εμφανίζεται κατά μήκος των δυτικών ακτών της Ελλάδας ενισχύει μέσω της διάτμησης το ρεύμα ανατολικού ορίου που μεταφέρει τις Λεβαντινές μάζες προς την Αδριατική. Η ροή αυτή όταν συναντήσει τη σχετικά ρηχή τοπογραφία νότια της λεκάνης της Αδριατικής αναγκάζεται να διακλαδιστεί, δημιουργώντας ένα ισχυρό ρεύμα που αποκολλάται από την ακτή και κινείται προς τις ακτές της Ιταλίας. Μελέτες για την πορεία παράκτιων ρευμάτων σε μεταβαλλόμενη βαθυμετρία έχουν πραγματοποιήσει οι Spitz Y. and Nof D., 1991, Stern E. M., 1991, Stern E. M. and Austin J., 1995, Fristedt T., et al., 1999 με πειραματικές προσομοιώσεις και με παρατηρήσεις πεδίου. Το ρεύμα αυτό στη συνέχεια διεισδύει στο ρεύμα που κινείται νότια, κατά μήκος των ακτών της Ιταλίας, προέρχόμενο από Αδριατική. Η διείσδυση αυτή καθώς και η επικράτηση του θετικού στροβιλισμου του ανέμου στις δυτικές ακτές της Ιταλίας ενισχύει το καθοδικό οριακό ρεύμα, ενώ παράλληλα του διατηρεί την ευθύγραμμή πορεία του, παρά την μεταβολή της βαθυμετρίας. Ο συνδυασμός όλων αυτών των ρευμάτων παράγει μια θετική ανωμαλία στο επιφανειακό στροβιλισμό του Βορείου και Κεντρικού Ιόνιου, δικαιολογώντας την αρνητική ανωμαλία της ανύψωσης της επιφάνειας του και την ύπαρξη της κυκλωνικής κυκλοφορίας του. Παρόμοια παραδείγματα αλληλεπίδρασης αντίθετων οριακών ρευμάτων σε περιοχές που μεταβάλλεται έντονα η βαθυμετρία συναντάμε στην υφαλοκρηπίδα ανάμεσα στην Ισλανδίας και τα νησια Φερόε, καθώς και στην Αδριατική. Σύμφωνα με τους Carnevale F. G. et al., (1999) το πεδίο της κυκλοφορίας που παράγεται από την αλληλέπιδραση αυτή μπορει να προβλεφτεί από την ημιγεωστροφική θεωρία (stationary quasigeostrophic theory). Έντονη είναι και η παρουσία του αντικυκλώνα του Πέλοπα, η ενίσχυση του οποίου οφείλεται τόσο στην αντικυκλωνικότητα του ανέμου στην περιοχη της δημιουργίας του όσο και των ρευμάτων της περιοχής ενώ χαρακτηριστική είναι και η ενίσχυση της κυκλωνικής δίνης στο κέντρο του Ιονίου ως αποτέλεσμα της τοπογραφίας (Βαθιά Αβυσσική Πεδιάδα) και της υπάρχουσας κυκλοφορίας. Έτσι ο άνεμος παρόλου που δεν παρουσιάζει μεγάλες διακυμάνσεις ως προς την ένταση του, εικόνα 3.20 (ε,στ) μέσω του στροβιλισμού παίζει σημαντικό παράγοντα στο καθορισμό της κυκλωνικής κατάστασης στα ανώτερα στρώματα του Ιονίου κατά την περίοδο αυτή.

68 Κεφάλαιο 3. Αποτελέσματα 62 Εικόνα Πεδίο μέσης τιμής και ανωμαλίας του ισοζυγίου θερμότητας και νερού και την περίοδο Η κυκλωνική αυτή κυκλοφορία επηρεάζει όμως σημαντικά και την επιφανειακή θερμοαλατική δομή του Ιονίου. Οπως φαίνεται και στην εικόνα 3.21 η ζωνική μεταφορά του MAW προς την ανατολική Μεσόγειο έχει ως αντίκτυπο την μείωση της αλατότητας στο κεντρικό και νοτιοανατολικό Ιόνιο και την αύξηση της στις ανατολικές ακτές της Ιταλίας που τροφοδοτούνται κατά την περιόδο αυτή με τα αλμυρότερα σε σχέσεις με αλλές περιοδούς- επιφανειακά νερά της Αδριατικής. Στο σχήμα 3.22 (γ,δ) απεικονίζεται η διαφορά της εξάτμισης με την βροχόπτωση (E-P) την περίοδο αυτή καθώς και η αντίστοιχη μεταβολής της σε σχέση

69 Κεφάλαιο 3. Αποτελέσματα 63 Εικόνα Διαγραμμάτα Homvoller της θερμοκρασίας και της αλατότητας στα 30m στο Οτραντο (40. 4 )(α,β), στο δυτικό όριο (15. 1 ) (γ,δ) και στο ανατολικό όριο (21. 6 ) (ε,στ) του Ιονίου. (Τα βέλη δείχνουν την μεγαλύτερες ροές στο όριο).

70 Κεφάλαιο 3. Αποτελέσματα 64 με την μέση τιμή όλης της περιόδου μελέτης. Αυτή η μεταβολή παρουσιάζει αρνητικές τιμές σε όλο το Ιόνιο γεγονός που σημαινει ότι το η λεκάνη κερδίζει γλυκό νερό κατά μέσο όρο κατά την διάρκεια του Η επιφανειακή θερμοκρασία παρουσιάζει μια μείωση ως την μέση τιμή της στο Βόρειο Ιόνιο και μια αύξηση στο νοτιοανατολικό. Η μείωση αυτή οφείλεται κυρίως σε εσωτερικούς μηχανισμούς μεταφοράς θερμότητας αφου σύμφωνα με την εικόνα 3.22 η ολική θερμότητα που μεταφέρεται στην λεκάνη από την ατμόσφαιρα παρουσιάζει θετική ανωμαλία. Η εικόνα 3.23 απεικονίζει ένα διάγραμμα Homvoller με τις επιφανειακές θερμοκρασίες και αλατότητες στα όρια της λεκάνης του Ιονίου κατά την διάρκεια του Είναι φανερό ότι η κύρια αιτία αυτής της αρνητικής ανωμαλίας στην θερμοκρασία στα βόρεια κατά την περίοδο αυτή είναι η μεταφορά των επιφανειακών ψυχρών θαλάσσιων μαζών από την Αδριατική που εξαιτίας του ισχυρού και εκτεταμένου κυκλωνικού σχηματισμού του Ιονίου, διαχέονται στο Βόρειο τμήμα του. Παράλληλα η θετική μεταβολή στο νότιο τμήμα του είναι αποτέλεσμα τόσο της ατμοσφαιρικής δράσης όσο και ζεστών νερών που εισέρχονται από την Ανατολική Μεσόγειο. Σαν αποτέλεσμα της χωρικής κατανομής της θερμοκρασίας και της αλατότητας στην λεκάνη του Ιονίου, στο πεδίο της πυκνότητας κατά την περίοδο αυτή παρουσίαζεται ένα δίπολο θετικής μεταβολής στα βόρεια και χαμηλής στα νότια. Στα κέντρα αυτά του διπόλου εμφανίζονται βαροκλινικές βαθμίδες πίεσης και κατά συνέπεια δημιουργούνται κυκλωνικοί και αντικυκλωνικοί σχηματισμοί που ενισχύουν την γενικότερη κυκλωνική κατάσταση της επιφανειακής κυκλοφορίας Περίοδος Κατά την περίοδο αυτή η κατάσταση της κυκλοφορίας στα ανώτερα στρώματα χαρακτηρίζεται ως αντικυκλωνική (εικόνα 3.24 α,β). Η ανωμαλία της ανύψωσης της ελεύθερης επιφάνειας παρουσιάζει μεγαλύτερες τιμές στην περιοχή του βορειοδυτικού Ιονίου. Ο στροβιλισμός του ανέμου στο πλάτωμα της Σικελίας, εμφανίζεται με μηδενική ανωμαλία (εικόνα 3.24 γ,δ) με αποτέλεσμα το AIS προκειμένου να διατηρήσει τον δυναμικό στροβιλισμό του αναγκάζεται να κινηθεί προς τα βόρεια. Στην πορεία αυτή, κατά μήκος των ανατολικών ακτών της Ιταλίας, το ρεύμα δυτικού ορίου επηρεάζεται τόσο από την έντονη μεταβολή της βαθυμετρίας της περιοχής όσο και από τον άνεμο. Οι Stern E. M. and Austin J., 1995 έδειξαν ότι ένα ρεύμα δυτικού ορίου όταν εισέρχεται σε περιοχή με έντονη αρνητική τοπογραφική βαθμίδα, ένα τμήμα του αντανακλάται προς τα πίσω και ένα τμήμα του συνεχίζει να κινείται παράκτια, ενώ κανένα τμήμα του δεν αποκολλάται από τη ακτή

71 Κεφάλαιο 3. Αποτελέσματα 65 Εικόνα Ανύψωση της ελεύθερης επιφάνειας (α) και η ανωμαλία της (β)(με το πεδίο επιφανειακής κυκλοφορίας) ), στροβιλισμός του ανέμου (γ) και η ανωμαλία του (δ), ταχύτητα ανέμου (ε) και η ανωμαλία του (στ) (με το πεδίο ανέμου) κατά την περίοδοο στο Ιόνιο.

72 Κεφάλαιο 3. Αποτελέσματα 66 προκειμένου να ακολουθησει τις πυκνές ισοβαθείς κατά μήκος του κρημνού. Σε αυτό το συμπέρασμα είχαν κατέληξαν και οι Spitz Y. and Nof D., 1991 που παρατήρησαν έντονη δημιουργία δινών κατά μήκος παράκτιου ρεύματος με χαρακτηριστικά παρόμοια με το παράδειγμα των Stern E. M. and Austin J. Η ύπαρξη της αντικυκλωνικής δίνης και η αντιστροφή ενός τμήματος του ρεύματος του AIS βορειοανατολικά της Σικελίας κατά την περίοδο αυτή δικαιολογείται από τις παραπάνω μελέτες, ενώ όπως φαίνεται και από την κυκλοφορία το μεγαλύτερό τμήμα του συνεχίζει να κινείται βόρεια ακολουθώντας την ισοβαθή των 2000m. Στο νότιο Ιόνιο υπάρχει μια έντονη αντικυκλωνική κυκλοφορία που ενισχύεται από τον ισχυρό αντικυκλωνικό στροβιλισμό που εισάγεται από τον ανέμο στην περιοχή αυτή. Η παρουσία αυτου του αντικυκλώνα σύμφωνα με τον Κορρέ Γ., (1996) οφείλεται στην αστάθεια τoυ στασιμου κύματος Rossby που δημιουργείται εξαιτίας του πλατώματος της Σικελίας και που έχει σαν αποτέλεσμα να σχηματίζονται έντονες κυρτώσεις που οδηγούν στην αποκοπή αντικυκλωνικών σχηματισμών στην περιοχή. Αυτός ο αντικυκλωνικός σχηματισμός δρα ανασταλτικά στην πόρεια του ρεύματος της Τυνησίας προς τα ανατολικά, ενώ παράλληλα αντιστρέφει και την τροχιά του νότιου τμήμα του AIS προς τα νότια. Στα ανατολικά η ροή που μεταφέρει τις επιφανειακές Λεβαντινές μάζες προς την Αδριατική φαίνεται να είναι μειωμένη, ενώ την περίοδο αυτή συνεχίζει να είναι εμφανής και η παρουσία του αντικυκλώνα του Πέλοπα, νότια της Πελοποννήσου. Η πορεία του AIS και η μεταφόρα του ΜΑW προς τα βόρεια έχει ως αποτέλεσμα την αρνητική ανωμαλία της αλατότητας στο Βόρειο Ιόνιο ενώ η εξάσθένιση της ζωνικής μεταφοράς του MAW προς την ανατολική Μεσόγειο ευνοεί την εισχώρηση αλμυρών Λεβαντινών νερών στο νότιο και κεντρικό Ιόνιο και την αύξηση της αλατότητας του (εικόνα 3.25 (γ,δ)). Η μείωση της αλατότητας στο Βόρειο τμήμα του οφείλεται και στην αρνητική ανωμαλία του E-P που παρατηρείται την περίοδο αυτή (εικόνα 3.26 (γ,δ)) όσο και από τις χαμηλές αλατότητες των επιφανειακών νερών της Αδριατικής που διεισδύουν στο Ιόνιο μέσω του στενού του Ότραντο. Τα αποτελέσματα (εικόνα 3.23) έδειξαν ότι οι τιμές αλατότητας αυτών των μαζών κατά τα έτη ήταν μικρότερες και από Η ολική θερμότητα (εικόνα 3.26 (α,β)) που δέχεται η λεκάνη παρουσιάζει μείωση στο μεγαλύτερο τμήμα του κεντρικού και βόρειου Ιονίου γεγόνος που σημαίνει ότι η αρνητική ανωμαλία της θερμοκρασίας σχεδόν σε όλο το Ιόνιο προήλθε από τον συνδυασμό τόσο των ατμοσφαιρικών επιδράσεων όσο και από την μεταφορά ψυχρότερων μαζών από τις γειτονικές λεκάνες. Πράγματι, σύμφώνα με την εικόνα 3.23, οι μάζες νερού που εισέρχονται από τα βόρεια εμφανίζουν τις μικρότερες τιμές θερμοκρασίας όλης της περιόδου. Μάλιστα

73 Κεφάλαιο 3. Αποτελέσματα 67 Εικόνα Πεδία μέσης τιμής και ανωμαλίας θερμοκρασίας (α,β), αλάτότητας (γ,δ) και πυκνότητας (ε,στ) στα 30m την περίοδο

74 Κεφάλαιο 3. Αποτελέσματα 68 οι Demirov E. and Pinardi N. (2002) με αριθμητική προσομοίωση στην περιοχή της Μεσογείου κατα την περίοδο παρατήρησαν ότι το 1981 ήταν ο ψυχρότερος χειμώνας τόσο για την Ανατολική Μεσόγειο όσο και για την Αδριατική ενώ σε συνδυασμό με τα αποτελέσματα των Korres G. et al., (2000) ότι στην διετία επικρατούσαν εξαιρετικά ισχύροι άνεμοι, έδειξαν ότι στις αρχες της δεκαέτιας του 1980 είχαμε τις μεγαλύτερές απώλειες θερμότητας για την Ανατολική Μεσόγειο. Αντίθετα στο νότιο τμήμα του Ιονίου παρατηρείται αυτή τη περίοδο μια αύξηση της θερμοκρασίας. Αυτή οφείλεται πιθανόν στην μεταφορά και αναδιανομή των θερμών νερών των νοτιότερων γεωγραφικών πλατών προς το κεντρικό Ιόνιο μέσω τοπικών ρευμάτων και Εικόνα Πεδίο μέσης τιμής και ανωμαλίας του ισοζυγίου θερμότητας και νερού και την περίοδο

75 Κεφάλαιο 3. Αποτελέσματα 69 σχηματισμών (αντικυκλώνας της Σύρτης) που δημιουργούνται είτε λόγω του ανέμου είτε λόγω της βαροκλινικής αστάθειας. Το πεδίο της ανωμαλίας της πυκνότητας στην επιφάνεια παρουσιάζει ένα αντίστροφο δίπολο σε σχέση με την προγενέστενη περίοδο της κυκλωνικής κυκλοφορίας, με αυξημένη πυκνότητα στα νότια και μειώμενη στις περιοχές της διαδρομής των Ατλαντικών μαζών. Αυτές οι βαθμίδες πυκνότητας παράγουν μια επιπλεον κυκλοφορία που συνεισφέρει στην διατηρηση του αντικυκλωνικού στροβιλισμόυ του βορειοανατολικού Ιονίου Περίοδος Την περίοδο τα αποτελέσματα του μοντέλου έδειξαν ότι η γενική κυκλοφορία του Ιονίου χαρακτηρίζεται από έναν ισχυρό αντικυκλωνικό σχηματισμό που καλύπτει το μεγαλύτερο μέρος του Κεντρικού και Βόρειου Ιονίου. Σε σύγκριση με την περίοδο , όπως φαίνεται και από την εικόνα 3.27, η ανωμαλία της ανύψωσης της ελεύθερης επιφάνειας είναι μεγαλύτερη ενώ ο στροβιλισμός του ανέμου παρουσιάζει μια αύξηση της αντικυκλωνικότητας του σχεδόν σε όλη την λεκάνη του Ιονίου. Αντίθετα η ένταση του είναι εμφανώς μειωμένη σε σχέση με τις άλλες περιόδους. To AIS εξαιτίας του αρνητικού στροβιλισμού στο άκρο της Σικελίας κινείται βόρεια, ενώ η διατήρηση του αντικυκλωνικού στροβιλισμού κατά μήκος των ακτών της Ιταλίας, το οδηγεί απευθείας προς την Αδριατική, με ένα μεγάλο τμήμα του MAW να εισχωρεί στη γειτονική λεκάνη. Αυτό συμβαίνει κυρίως κατά την διετία όπως φαίνεται και από τις τιμές της αλατότητας στο ανατολικό στενό της Αδριατικής (εικόνα 3.23). Το ανοδικό αυτό ρεύμα παρουσιάζεται περισσότερο ευσταθές καθώς η αντανάκλαση και διακλάδωση του που παρατηρήθηκε την προηγούμενη περίοδο είναι εμφανώς εξασθενισμένη. Η εξασθένιση αυτή οφείλεται πιθανόν στην μειωμένη ένταση του ανέμου και στα δυναμικά χαρακτηριστικά του ανερχόμενου ρεύματος όπως η οριζόντια βαθμίδα της ταχύτητας και ο στροβιλισμός του που μειώνουν την πιθανότητα παραγωγής ασταθειών κατά μήκος του ρεύματος (Carnevale F. G. et al., (1999), Fristedt T., et al., 1999). Ο κυκλώνας του Ιονίου στα βόρεια έχει περιοριστεί αρκετά, ενώ στα ανατολικά η ροή εξακολουθεί να είναι ασθενής όπως και κατά την διάρκεια του Εμφανής είναι και παρουσία του αντικυκλώνα του Κεντρικού Ιονίου, που εμφανίζεται όμως ενισχυμένος, όπως και του αντικυκλώνα του Πέλοπα λόγω της επικράτησης αρνητικού στροβιλισμού του ανέμου πάνω από τις περιοχές δημιουργίας τους. Πιο ισχυρό εμφανίζεται και το ρεύμα της Τυνησίας, στα δυτικά, που εμποδίζεται όμως να μεταφέρει τα ΜΑW προς την λεκάνη της

76 Κεφάλαιο 3. Αποτελέσματα 70 Ανατολικής Μεσογείου λόγω της γενικής κυκλοφορίας και της ευρείας εξάπλωσης των επιφανειακών Λεβαντινών μαζών στο Κεντρικό και Νότιο Ιόνιο. Αυτή η αναδιανομή των θαλάσσιων μαζών έχει ως αποτέλεσμα την μείωση της αλατότητας στα βόρεια και την αντίστοιχη αύξηση στο μεγαλύτερο μέρος του ανατολικού και νότιου Ιονίου (εικόνα 3.28). Η παράμετρος του E-P (εικόνα 3.29) παρουσιάζει σημαντική αύξηση σε όλο το Ιόνιο, γεγονός που δείχνει την αύξηση της εκροής γλυκού νερού από την λεκάνη λόγω της ατμοσφαιρικής δράσης. Οι μέγιστες τιμές μεταβολής της παραμέτρου εντοπίζονται στο Βόρειο Ιόνιο, ενώ σε συνδυασμό με τα αλμυρότερα νερά -σε σχέση με άλλες περιόδους- που εισρέουν από την Αδριατική (εικόνα 3.23) δικαιολογούν την ύπαρξη της θετικής ανωμαλίας της αλατότητας που παρατηρείται κοντά στο στενό του Ταράντου. Οι ατλαντικές μάζες που εισέρχονται από τα δυτικά είναι αρκετά θερμότερες σε σχέση με την μέση τιμή τους, και μεταφέρονται λόγω της πορείας του AIS προς την Αδριατική μεταβάλλοντας θετικά την θερμοκρασία του βορειοδυτικού Ιονίου. Σημαντική αύξηση της θερμοκρασίας έχουμε και στα δυτικά λόγω της μεταφοράς των μαζών αυτών από το ρεύμα της Τυνησίας και της θετικής μεταφορά θερμότητας από την ατμόσφαιρα Αυτή την κατανομή της επιφανειακής θερμοκρασίας και αλατότητας παρατήρησαν και The POEM Group, 1997 με μετρήσεις πεδίου. Η αρνητική μεταβολή της θερμοκρασίας με την αύξηση της αλατότητας στα νότια και η μείωση της θερμοκρασίας με την αύξηση της αλατότητας στα βόρεια δημιουργούν ένα δίπολο ανωμαλίας της πυκνότητας, παρόμοιο με την προγενέστερη περίοδο αντικυκλωνικής κατάστασης, εμφανώς όμως πιο ισχυρό.

77 Κεφάλαιο 3. Αποτελέσματα 71 Εικόνα Ανύψωση της ελεύθερης επιφάνειας (α) και η ανωμαλία της (β) (με το πεδίο επιφανειακής κυκλοφορίας) ), στροβιλισμός του ανέμου (γ) και η ανωμαλία του (δ), ταχύτητα ανέμου (ε) και η ανωμαλία του (στ) (με το πεδίο ανέμου) κατά την περίοδοο στο Ιόνιο.

78 Κεφάλαιο 3. Αποτελέσματα 72 Εικόνα Πεδία μέσης τιμής και ανωμαλίας θερμοκρασίας (α,β), αλάτότητας (γ,δ) και πυκνότητας (ε,στ) στα 30m την περίοδο

79 Κεφάλαιο 3. Αποτελέσματα 73 Εικόνα 3.29 Πεδίο μέσης τιμής και ανωμαλίας του ισοζυγίου θερμότητας και νερού και την περίοδο Περίοδος Μετά το 1993 η αντικυκλωνικότητα της κυκλοφορίας του Ιονίου άρχισε να εξασθενεί, και κατά τη περίοδο αντιστράφηκε σε κυκλωνική όπως φαίνεται και στην εικόνα 3.30 όπου η ανωμαλία της ελεύθερης επιφάνειας της παρουσίασε αρνητικές τιμές. Την αντιστροφή αυτή της κυκλοφορίας την επισήμαναν και οι Borzelli G.L.E. et al., (2009) και Gacic M. et al., (2011) από πειραματικές παρατηρήσεις και μετρήσεις πεδίου. Ο στροβιλισμός του ανέμου αυτή την περίοδο εμφανίζεται με αρνητικό πρόσημο σχεδόν σε όλο το κεντρικό και νότιο Ιόνιο σημειώνοντας μάλιστα αύξηση της αντικυκλωνικότητας του στο Βόρειο Ιόνιο. Η διαφορά αυτή της φάσης των στροβιλισμών της θάλασσας και του

80 Κεφάλαιο 3. Αποτελέσματα 74 ανέμου ανέφεραν και οι Gacic M. et al. (2010) υποθέτοντας ότι οι εσωτερικές ωκεάνιες διεργασίες υπερισχύουν από την τάση του ανέμου στον καθορισμό της διακύμανσης του στροβιλισμού στη λεκάνη. Το AIS στο πλάτωμα της Σικελίας διασπάται σε δύο τμηματα που κινουνται σε ευθύγραμμη πορεία μεταφέροντας απευθείας και με την συνεισφορά του ρεύματος της Τυνησίας τα αραιά ατλαντικά νερα προς τα ανατολικά. Η ευθύγραμμη αυτή πορεία του, που δεν δικαιολογείται από την τάση του ανέμου, οφείλεται πιθανόν στα θερμοαλατικά χαρακτηριστικά της λεκάνης που επικρατούν εκείνη την περίοδο. Όπως θα δούμε στην παρακάτω παράγραφο για την μεταβλητότητα της μεταφοράς μάζας από/προς το Ιονιο σε σχέση με τις γειτονικές λεκανές την περίοδο αυτή έχουμε μικρή ποσότητα εισροής Λεβαντινών νερών προς την λεκάνη του Ιονίου που χαρακτηρίζονταν από χαμηλές τιμές αλατότητας και υψηλές τιμές θερμοκρασίας (εικόνα 3.23) σε σχέσεις με άλλες περιόδους άρα και από χαμηλές τιμές πυκνότητας. Το γεγονός αυτό οδήγησε στην εξασθένιση της στρωμάτωσης στην περιοχή. Αυτή η εξασθένιση όμως αντισταθμίστηκε με την αύξηση του όρου του στροβιλισμού σύμφωνα με την σχέση = ( + ), όπου o δυναμικος στροβιλισμός (Rossby-Ertel potential vorticity), η συχνότητα του Brunt-Vaisala, και o αριθμός Froude. Έτσι καθώς η μάζα νερού του AIS εισέρχεται στην λεκανη του Ιονίου, μεταφέρεται σε περιοχή με λιγότέρη στρωμάτωση. Ακόμα και αν η μάζα αυτή διατηρούσε το ύψος της στήλης της καθώς εισέρχονταν σε θερμότερα και αρά αραιότερα νερά, θα αναγκαζόνταν να επεκταθεί κάθετα, προκειμένου να προσαρμοστεί στην περιβάλουσα στρωμάτωση και κατά συνέπεια να αποκτήσει ενάν ισχυρό κυκλωνικό στροβιλισμό. Αυτός ο μηχανισμός είναι η τυπική βαροκλινική αστάθεια που παρατηρείται στον ωκεανό και ιδιαίτερα στην περιοχή των ισχυρών μετώπων. Ο κυκλωνικός αυτός στροβιλισμός απεικονίζεται σαν ανωμαλία της ανύψωσης της ελεύθερης επιφάνειας κοντα στο ακρωτήριο του Πασσέρο της Σικελίας (εικόνα 3.30). Ετσι λόγω της βαροκλινικής αστάθειας τo Ατλαντικό-Ιόνιο ρεύμα εμποδίζεται να κινηθεί προς τα βόρεια και μεταφέρεται προς τα ανατολικά ενώ η επικράτηση του ισχυρού κυκλωνικού στροβιλισμού στις βόρειες ακτές της Ελλάδας δημιουργούν έναν ακόμα κυκλωνικό σχηματισμό που συμβάλλει στην ενισχύση του θετικού στροβιλισμού της γενικότερής επιφανειακής

81 Κεφάλαιο 3. Αποτελέσματα 75 Εικόνα Ανύψωση της ελεύθερης επιφάνειας (α) και η ανωμαλία της (β) (με το πεδίο επιφανειακής κυκλοφορίας) ), στροβιλισμός του ανέμου (γ) και η ανωμαλία του (δ), ταχύτητα ανέμου (ε) και η ανωμαλία του (στ) (με το πεδίο ανέμου) κατά την περίοδοο στο Ιόνιο.

82 Κεφάλαιο 3. Αποτελέσματα 76 κυκλοφορίας την συγκεκριμένη περίοδο. Η βόρεια ροή στα ανατολικά παραμένει και αυτή την περίοδο ασθενής λόγω των ισχυρών βόρειων ανέμων και του παραγόμενου κυκλωνικού του στροβιλισμού. Ο κυκλώνας στο κέντρο της λεκάνης είναι σαφώς πιο αποδυναμωμένος ενώ αντίθετα λόγω της αύξηση της τάσης του ανέμου ο αντικυκλώνας του Πέλοπα εμφανίζεται πιο ενισχυμένος. Η επιφανειακή θερμοκρασία παρουσιάζει μια αύξηση στα βορειανατολικά που δικαιολογείται από την παρουσία των θερμότερων σε σύγκριση με άλλες περιόδους νερών που εισέρχονται στο Ιόνιο από το βόρειο σύνορο του και διαχέονται λόγω της γενικότερης κυκλοφορίας προς όλο βόρειο και κεντρικό Ιόνιο καθώς και από την θετική μεταφορά θερμότητας από την ατμόσφαιρα κατα το χρονικό διάστημα που παρατηρείται κυρίως στα βόρεια της λεκάνης. Αντίθετα η μείωση της ολικής θερμότητας που εντοπίζεται στα νότια καθώς και η περιορισμένη διείσδυση των θερμών Λεβαντινών νερών στο νοτιοανατολικό τμήμα του Ιονίου λόγω της ισχυρής ζωνικής μεταφοράς των MAW έχουν σαν αποτέλεσμα την μειώση της θερμοκρασίας των νερών κατά 0.3 ως προς την μέση τιμη τους στην περιοχή κοντά στις ακτές της Λιβύης. Το πεδίο της αλατότητας που καθορίζει σε μεγάλο βαθμό και την κατανομή των επιφανειακής πυκνότητας παρουσιάζει μια σημαντική μείωση σε όλη την λεκάνη με εξαίρεση της περιοχές της κυκλωνικής δίνης στο κέντρο του Ιονίου και τις νότιες ακτές της Ιταλίας. Η μείωση αυτή οφείλεται σε μεγάλο βαθμό στην χαμηλή αλατότητα σε σχέση με άλλες περιόδους των θαλάσσιων μαζών που διεισδύουν προς το Ιόνιο από τις γειτονικές λεκάνες. Στην αρνητική αυτή ανωμαλία συμβάλλει και η αύξηση της παραμέτρου του E-P που παρουσιάζεται σε όλο την περιοχή εξαιτίας των ισχυρών ανέμων. Αντίθετα η αύξηση της αλατότητας που εμφανίζεται στα βορειοανατολικά οφείλεται όπως και στην προηγούμενη κυκλωνική περιοδο στην επικράτηση των αλμυρότερων σε σύγκριση με τα νερά ατλαντικής προέλευσης επιφανειακών μαζών της Αδριατικής λόγω της ευθύγραμμης πορείας του AIS. Η παγίδευση και η κάθετη ανάμειξη αλμυρότερων νερών από τα βαθύτερα στρώματα που παρατηρείται στο κέντρο της κυκλωνικής δίνης στην Αβυσσική πεδιάδα προκαλούν την αύξηση της αλάτότητας και κατά συνέπεια και της πυκνότητας που εμφανίζεται στην περιοχή αυτή. Η χωρική κατανομή της μεταβολής της θερμοκρασίας, της αλατότητας αλλά και της πυκνότητας που παρατηρείται την περίοδο αυτή είναι σχεδόν αντίθετη με την αντίστοιχη περίοδο της κυκλωνικής κατάστασης που επικρατούσε στο Ιόνιο από το , γεγονός που δείχνει ότι αυτό που καθορίζει σε μεγάλο βαθμό την θερμοαλατική δομή της

83 Κεφάλαιο 3. Αποτελέσματα 77 Εικόνα Πεδία μέσης τιμής και ανωμαλίας θερμοκρασίας (α,β), αλάτότητας (γ,δ) και πυκνότητας (ε,στ) στα 30m την περίοδο

84 Κεφάλαιο 3. Αποτελέσματα 78 επιφάνειας είναι τα χαρακτηριστικά των εισερχόμενων -προς το Ιόνιο- θαλάσσιων μαζών από τις γειτονικές λεκάνες που με την επικρατούσα κυκλοφορία και την επίδραση της ατμοσφαιρικής δράσης διαμορφώνουν την γενικότερη θερμοαλατική κυκλοφορία της περιοχής. Εικόνα Πεδίο μέσης τιμής και ανωμαλίας της καθαρής θερμότητας και της εξάτμισης μειον της βροχόπτωσης και την περίοδο Ενδιάμεσο στρώμα Στην παρακάτω παράγραφο θα μελετήσουμε την μεταβλητότητα της κυκλοφορίας των θαλάσσιων μαζών στα ενδιάμεσα στρώματα, θεωρώντας όπως και στην μελέτη της κλιματολογίας ως στρώμα αναφοράς το βάθος ων 360m.

85 Κεφάλαιο 3. Αποτελέσματα 79 Εικόνα Πεδίο μέσης τιμής αλατότητας στα 360m για την περίοδο α) , β) , γ) , και δ)

86 Κεφάλαιο 3. Αποτελέσματα 80 Όπως φαίνεται και στην εικόνα 3.33 κατά την κυκλωνική περίοδο στην λεκάνη του Ιόνιου παρατηρούνται υψηλές τιμές αλατότητας. Το ίδιο δείχνει να συμβαίνει και κατά την περίοδο όπου η κατάσταση της κυκλοφορίας είναι αντικυκλωνική. Αυτό οφείλεται στην εισροή από τα ανατολικά μεγάλης ποσότητας Λεβαντινών/Κρητικών μαζών που δημιουργηθήκαν εκείνες τις περιόδους (εικόνα 3.34) ή και στην ενίσχυση της ανταλλαγής των υδάτινων μαζών μεταξύ του Ιονίου και της Λεβαντίνης και εξαιτίας της περιορισμένης εκροής προς τα δυτικά και τα βόρεια λόγω της τοπογραφίας εγκλωβίστηκαν στην λεκάνη. Εικόνα Μέσες μηνιαίες και φιλτραρισμένες μέσες μηνιαίες τιμές (χωρις τον εποχικό κύκλο) μεταφοράς νερού της εισόδου των ενδιάμεσων νερών (LIW) από την ανατολική Μεσόγειο (S>38.8) Οι μάζες αυτές που κατά την δεκαετία του 1960 χαρακτηρίζονταν από αλατότητες που ξεπερνούσαν το 39.1 (εικόνα 3.35) τροφοδοτούσαν την Αδριατική με πολύ αλμυρά νερά. Αυτές τις υψηλές τιμές αλατότητας παρατήρησαν και οι Buljan M. and Zore-Armanda M., (1976) το και ονόμασαν αυτό το φαινόμενο adriatic ingression. Την μεγάλη παραγωγή Λεβαντινών νερών στην ανατολική Μεσόγειο κατά την περίοδο που σχετίζεται με το EMT υπολόγισαν και οι Vervatis V. et al., (2013) με χρήση αριθμητικού μοντέλου. Ο υψηλός αυτός ρυθμός δημιουργίας LIW, ο οποίος κατά την διετία έφθασε τα 3, τον απέδωσαν στις ακραίες απώλειες θερμότητας λόγω των ισχυρών χειμώνων που είχαμε την συγκεκριμένη περίοδο. Αντίθετα κατά τις περιόδους (αντικυκλωνική) και (κυκλωνική) στο επίπεδο των 360m οι τιμές της αλατότητας είναι σαφώς μικρότερες. Σε αυτό συμφωνούν και οι Vilibic I. and Orlic M.,(2002) που

87 Κεφάλαιο 3. Αποτελέσματα 81 Εικόνα Διαγραμμάτα Homvoller της θερμοκρασίας και της αλατότητας στα 360m στο Οτραντο (40. 4 )(α,β), στο δυτικό όριο (15. 1 ) (γ,δ) και στο ανατολικό όριο (21. 6 ) (ε,στ) του Ιονίου. (Τα βέλη δείχνουν την μεγαλύτερες ροές στο όριο).

88 Κεφάλαιο 3. Αποτελέσματα 82 βρήκαν χαμηλές αλατότητες στο στρώμα του LIW τα έτη Οι μεγάλες ποσότητες των Λεβαντινών νερών που διοχετεύτηκαν στο Ιόνιο κατά την περίοδο είχαν σαν αποτέλεσμα η μάζα αυτή να κατακλύσει όλη τη νότια λεκάνη του Ιονίου. Στην συνέχεια με την συνεισφορά της αντικυκλωνικής κυκλοφορίας, μεταφερόταν προς τα βόρεια κατά μήκος των Ιταλικών ακτών. Ένα τμήμα αυτής της αλμυρής μάζας εισχωρούσε προς την Αδριατική ενώ το υπόλοιπο οδηγούμενο από την γενική κυκλοφορία διαχέονταν στο Βόρειο Ιόνιο. Έτσι η τροφοδοσία των Λεβαντινών νερών προς την Αδριατική την περίοδο αυτή Εικόνα Πεδία ανωμαλίας της θερμοκρασίας στα 360m κατά την διάρκεια a) β) γ) και δ)

89 Κεφάλαιο 3. Αποτελέσματα 83 γίνονταν εκτός από τις ανατολικές και από τις δυτικές ακτές του Ιονίου γεγονός που συμφωνεί και με τις παρατηρήσεις των The POEM Group, (1997). Το ίδιο δεν συνέβη την προγενέστερη αντικυκλωνική κυκλοφορία ( ) κατά την οποία λόγω της περιορισμένη ποσότητα των μαζών που εισέρχονταν από την Λεβαντίνη, η πορεία τους προς το Αδριατική γίνονταν μόνο από τα ανατολικά. Αντίθετα στην ισχυρή κυκλωνική κυκλοφορία ( ) οι εξαιρετικά τεράστιες ποσότητες αλμυρών νερών που έρεαν στο Ιόνιο είχαν ως συνέπεια τα LIW να επεκταθούν σε όλη την λεκάνη του Ιονίου. Η κυκλωνικότητα, όμως, που επικρατούσε την συγκριμένη περίοδο εμπόδισε την εισροή της μάζας αυτής προς την Αδριατική από τα δυτικά. Έτσι η κατανομή και η πορεία LIW μέσα στην λεκάνη του Ιονίου εξαρτάται σε μεγάλο βαθμό εκτός από την γενική κυκλοφορία του και από την ποσότητα που διοχετεύεται σε αυτό. Η εικόνα 3.36 δείχνει το πεδίο ανωμαλίας της θερμοκρασίας στις περιόδους θετικού και αρνητικού στροβιλισμού της γενικής κυκλοφορίας. Το παρατηρούμε μια θετική μεταβολή της θερμοκρασίας στο νότιο τμήμα του Ιονίου και μια αρνητική στις ακτές της Ιταλίας. Οι Λεβαντινές μάζες που εισέρχονταν στο Ιόνιο κατά την περίοδο αυτή εκτός από πολύ αλμυρές ήταν και πολύ θερμές σε σχέση με αλλές περιόδους (εικόνα 3.35). Λόγω της μεγάλης ποσότητας εισρόης τους από τη περιοχή της δημιουργίας τους οι μάζες αυτές συσσωρεύονταν κυρίως στα νότια, μεταφέροντας παράλληλα πολύ ζεστά νερά στην δυτική Μεσόγειο. Την επόμενη αντικυκλωνική περίοδο ( ) η αρνητική ανωμαλία της θερμοκρασίας σχεδόν σε όλη την λεκάνη οφείλονταν στα πολύ κρύα νερά κυρίως την διετία που εισερχόνταν τόσο από την Λεβαντίνη όσο και από την Αδριατική. Η αύξηση της θερμοκρασίας τους που παρατηρήθηκε στα τέλη της δεκαετίας του 1990, μετέβαλε θετικά την θερμοκρασία του στρώματος με απότελέσμα η αρνητική ανωμαλία να περιορίζεται κατά την διάρκεια της διετίας μόνο στο κεντρικό Ιόνιο. Ενδιαφέρον παρουσιάζει και η κατανομή των πυκνοτήτων στο στρώμα αυτό στις τέσσερις περιόδους που μελετάμε (εικόνα 3.37). Η αύξηση της πυκνότητας που παρατηρείται κατά την περίοδο στο βορειοδυτικό Ιόνιο δεν φαίνεται να ενισχύει τον κυκλωνικό σχηματισμό που αναπτύσσεται στην περιοχή αυτή όπως και αντίστοιχα η μείωση της πυκνότητας που εντοπίζεται στην περιοχή ανατολικά της Σικελίας δρα αρνητικά στην παρουσία της αντικυκλωνικής κατάστασης από το Το ίδιο φαίνεται να συμβαίνει και την περίοδο , αν και η μεταβολή της πυκνότητα δείχνει να είναι μικρή στο νοτιοδυτικό Ιόνιο. Κατά την περίοδο η επικράτηση της αρνητικής ανωμάλιας της πυκνότητας και άρα η ανύψωση των ανύψωση των ισοπύκνών

90 Κεφάλαιο 3. Αποτελέσματα 84 επιβεβαιώνει ότι η κυκλοφορία την διετία αυτή οφείλεται περισσότερο στον βαροκλινικό στροβιλισμό που παράγεται λόγω της στρωμάτωσης της λεκάνης και λιγότερο στον άνεμο. Εικόνα Πεδία ανωμαλίας της πυκνότητας στα 360m κατά την διάρκεια a) β) γ) και δ)

91 Κεφάλαιο 3. Αποτελέσματα Βαθύτερο στρώμα Στην παράγραφο αυτή θα μελετήσουμε την μεταβλητότητα των μαζών στα βαθύτερα στρώματα και πως αυτή επηρεάζει την κυκλοφορία της λεκάνης. Δεδομένου της αδυναμίας των οριακών συνθηκών να παράγουν ικανοποιητικά τα βαθιά νερά και ιδιαίτερα της περιοχής της Ανατολικής Μεσογείου, τα οποία κατά την διάρκεια του EMT έπαιξαν ένα σημαντικό ρόλο στη διαμόρφωση της θερμοαλατικής κυκλοφορίας ολόκληρης της λεκάνης της Μεσογείου, πρέπει να είμαστε λίγο επιφυλακτικοί με την ερμηνεία των φαινομένων που παρατηρούμε στα μεγάλη βάθη της λεκάνης του Ιονίου. Σαν βάθος αναφοράς θα θεωρήσουμε το στρώμα των 800m, στο οποίο έχουμε την έξοδο των πυκνών νερών της Αδριατικής από το στενό του Οτράντο. Σύμφωνα με την εικόνα 3.38 αύξηση της πυκνότητας είχαμε κατά την περίοδο ενώ στις άλλες περιόδους έχουμε μείωση. Μάλιστα κατά την κυκλωνική περίοδο η πυκνότητα στα 800m είναι μικρότερη σε σχέση με την μέση τιμή της κατά 0.3. Η μείωση αυτή της πυκνότητας σημαίνει ανύψωση των ισοπύκνων στα βαθύτερα στρώματα και συνεπώς δημιουργία αντικυκλωνικής κυκλοφορίας. Την ανύψωση αυτή των ισοπύκνων είχαν παρατηρήσει μετα το 1997 και οι Borzelli et al. (2009), και την απέδωσαν στις μικρότερες πυκνότητες των βαθιών νερών της Αδριατικής που εισέρχονται στο Ιόνιο σε σχέση με τα αντίστοιχα νερά της Ανατολικής Μεσογειού (CSOW) κατά την διάρκεια του EMT. Υποστήριξαν ότι αυτή η δημιουργία αντικυκλωνικής κυκλοφορίας συντηρούσε και πιθανόν παρήγαγε την κυκλωνική κυκλοφορία των ανώτερων στρωμάτων μέσω της βαροκλινικου στροβιλισμού. Η άποψη αυτή δεν φαίνεται να ισχύει κατά την διάρκεια των άλλων περιόδων, όπου η μεταβολή που παρατηρείται στο πεδίο την πυκνότητας ευνοεί την δημιουργία κυκλοφορίων με ίδιο πρόσημο στροβιλισμού με την κυκλοφορία στην επιφάνεια. Έτσι θεμελιώνεται η σημαντικότητα του ανέμου στον καθορισμό της κατάστασης της κυκλοφορίας στις περιόδους αυτές.

92 Κεφάλαιο 3. Αποτελέσματα 86 Εικόνα Πεδία ανωμαλίας της πυκνότητας στα 800m κατά την διάρκεια a) β) γ) και δ) Μεταφορά μάζας από/προς γειτονικές λεκάνες Στην εικόνα 3.39 απεικονίζεται η ροή μάζας των Ατλαντικών Νερών (MAW) που εισέρχεται από το δυτικό όριο προς την αντίστοιχη ροή μάζας που εξέρχεται από την λεκάνη του Ιονίου προς την Ανατολική Μεσόγειο και την Αδριατική μέσω του στενού του Οτράντο. Η ροή των ΜAW από την Σικελία δείχνει μια υπερετήσια διακύμανση κατά την διάρκεια της περιόδου μελέτης μας με μέγιστο την διετία και ελάχιστο το 1978.

93 Κεφάλαιο 3. Αποτελέσματα 87 Εικόνα Ροή μάζας Τροποποιήμενων Ατλαντικών Νερών (MAW) από α) το δυτικό, προς β) το ανατολικό όριο και το γ) στενο του Οτράντο. Η μάζα αυτή, ανάλογα με το πρόσημο του στροβιλισμού της κυκλοφορίας κινείται είτε απευθείας προς τα ανατολικά ή προς τα βόρεια εισχωρώντας τελικά προς της Αδριατική. Η μεγαλύτερη ροή προς τα ανατολικά συμβαίνει το 1974 και το 1984 έτη που η κυκλοφορία στα ανώτερα στρώματα του Ιονίου χαρακτηρίζονταν ως κυκλωνική. Αντίθετα σε περιόδους αντικυκλωνικότητας όπως τα έτη 1976, 1982, 1989 και 1993 παρατηρείται η μεγαλύτερη ροή των Ατλαντικών Νερών προς το στενό του Οτράντο. Έτσι ο ρόλος της ανώτερης

94 Κεφάλαιο 3. Αποτελέσματα 88 κυκλοφορίας του Ιονίου είναι πολύ σημαντικός στην αναδιανομή της μάζας αυτής από την Δυτική Μεσόγειο προς τις υπόλοιπές λεκάνες της Ανατολικής Μεσογείου. Εικόνα Ροή μάζας Ενδιάμεσων Λεβαντινών Νερών (LIW) από α) το ανατολικό, προς β) το δυτικό όριο και το γ) στενο του Οτράντο. Αντίστοιχα στην εικόνα 3.40 φαίνεται η ροή των ενδιάμεσων Λεβαντινώνν Νερών από την περιοχή της δημιουργίας τους μέσω του ανατολικού ορίου προς την Σικελία και την Αδριατική. Τα αποτελέσματα έδειξαν ότι κατά την δεκαετία του 1960 μέχρι και τα πρώτα χρόνια της επόμενης δεκαετίας είχαμε μεγάλη εισροή LIW στη λεκάνη του Ιονίου, όπως και επίσης κατά την διάρκεια της έξαρσης του EMT και κυρίως τις χρονιές Η μεγάλη

95 Κεφάλαιο 3. Αποτελέσματα 89 αυτή ροή είχε ως αποτέλεσμα, όπως φάνηκε και στην προηγούμενη παράγραφο, την συσσώρευση μεγάλης ποσότητας αλμυρών μαζών στο Ιόνιο. Η κατάσταση της κυκλοφορίας στην λεκάνη δεν δείχνει να επηρεάζει σημαντικά την αναδιανομή της μάζας αυτής προς τις γειτονικές λεκάνες. Έτσι κατά την κυκλωνική περίοδο και την αντικυκλωνική περίοδο η μεγάλη ποσότητα της μάζας LIW που εισέρχεται από τα ανατολικά φαίνεται να μοιράζεται αναλογικά στις δύο γειτονικές λεκάνες. Αντίθετα όταν η ποσότητα των LIW δεν είναι αρκετά μεγάλη, η κυκλωνικότητα της ανώτερης κυκλοφορίας δείχνει να ευνοεί την μεταφορά τους προς το στενό του Οτράντο (όπως το 1983) και να την εμποδίζει όταν αναστραφεί σε αντικυκλωνική ( ). Η μεταφορά των μαζών MAW και LIW στη λεκάνη της Αδριατικής επηρεάζει σε μεγάλο βαθμό την δημιουργία των βαθιών νερών της νερών. Στην δημιουργία αυτή συμβάλλουν ασφαλώς και οι κατάλληλες ατμοσφαιρικές συνθήκες. Στην εικόνα 3.41 φαίνεται η ποσότητα των πυκνών νερών που εξέρχονται προς το Ιόνιο από τα βαθύτερα στρώματα του στενού του Οτράντο. Η μεγαλύτερη ποσότητα βαθιών νερών παρατηρήθηκε τα έτη με την μεγαλύτερη ποσότητα Λεβαντινών νερών που εισχωρούσαν στην Αδριατική σε συνδυασμό με την ταυτόχρονη μικρή εισροή των MAW προς την λεκάνη αυτή. Έτσι μεγάλη ροή πυκνών νερών προς το Ιόνιο μέσω του στενού του Οτράντο είχαμε την δεκαετία του 1960, την τριετία και την περίοδο Έτσι στην δημιουργία των βαθιών νερών της Αδριατικής είναι παίζει ρόλο και η κατάσταση της κυκλοφορίας του Ιονίου που κατανέμει τις εισερχόμενες μάζες προς τις γειτονικές λεκάνες. Εικόνα Μηνιαίος (μαύρη γραμμή) και φιλτραρισμένος (κόκκινη γραμμή) ρυθμός εισροής προς το Ιόνιο βαθιών νερών από την Αδριατική μέσω του στενού του Οτράντο.

96 Συμπεράσματα 90 Συµπεράσµατα Στην εργασία αυτή μελετήθηκε η εποχική και η υπερετήσια μεταβλητότητα της θερμοαλατικής κυκλοφορίας του Ιονίου κατά την περίοδο με τη βοήθεια του αριθμητικού μοντέλου POM με διακριτοποίηση Τα αποτελέσματα της κλιματολογικής προσομοίωσης δείχνουν ότι το μοντέλο αναπαράγει σωστά την εποχική διακύμανση της κυκλοφορίας και της θερμοαλατικής δομής της λεκάνης σε συμφωνία με παρατηρήσεις και προηγούμενες αριθμητικές μελέτες. Τα αποτελέσματα της υπερετήσιας προσομοίωσης έδειξαν μια διακύμανση της επιφανειακής κυκλοφορίας της λεκάνης και συγκεκριμένα μια ταλάντωση από κυκλωνική σε αντικυκλωνική και αντίστροφα. Ισχυρές κυκλωνικές καταστάσεις κυριάρχησαν, κυρίως στα ανώτερα στρώματα, κατά τις περιόδους , και , ενώ αντικυκλωνική κυκλοφορία παρουσιάζεται τις περιόδους και Ο μηχανισμός αυτής της ταλάντωσης φαίνεται να είναι αρκετά πολύπλοκος και εξαρτάται κυρίως από την αλληλεπίδραση του ανέμου και των εσωτερικών διεργασιών που καθορίζουν τον στροβιλισμό της επιφάνειας της λεκάνης. Η μελέτη του στροβιλισμού του ανέμου έδειξε ότι υπάρχει σημαντική συσχέτιση μεταξύ των περιόδων θετικού και αρνητικού στροβιλισμού του ανέμου και της επιφανειακής κυκλοφορίας της λεκάνης του Ιονίου ιδιαίτερα στο βορειοδυτικό τμήμα του Ιονίου. Επίσης περίοδοι με αντίστροφες καταστάσεις κυκλοφορίας (κυκλωνική ή αντικυκλωνική) σχετίζονται με σημαντικές διαφορές στη θερμοαλατική δομή του Ιονίου. Κατά την διάρκεια των ισχυρών κυκλωνικών καταστάσεων (π.χ ) το AIS κινείται κατευθείαν προς την Ανατολική Μεσόγειο, τροφοδοτώντας τις νοτιοανατολικότερες περιοχές με τα σχετικά γλυκά Ατλαντικά νερά (ΜΑW) που μεταφέρει. Έτσι οι περιοχές αυτές χαρακτηρίζονται με αρνητική ανωμαλία στην αλατότητα, ενώ οι βόρειες περιοχές που διοχετεύονται από τις αλμυρότερες, σε σχέση με τα ΜΑW, μάζες της Αδριατικής εμφανίζουν μια αύξηση στην αλατότητα τους. Το δίπολό αυτό της αλατότητας αντιστρέφεται κατά τις περιόδους αντικυκλωνικής κυκλοφορίας (π.χ ).

97 Συμπεράσματα 91 Επιπρόσθετα, η επιφανειακή και υποεπιφανειακή κυκλοφορία σχετίζεται στενά και με τη μεταβλητότητα των πλευρικών ροών και με την συσσώρευση των θαλάσσιων μαζών από γειτονικές λεκάνες (LIW, MAW) στο Ιόνιο. Αυτές οι διακυμάνσεις εξαρτώνται άμεσα από «το παρελθόν» της θερμοαλατικής δομής της ευρύτερης λεκάνης της Ανατολικής Μεσογείου. Ειδικότερα η υπερετήσια μεταβλητότητα μεταφοράς των LIW, η οποία συνδέεται πιθανώς με τον ρυθμό παραγωγής αυτής της θαλάσσιας μάζας στην λεκάνη της Λεβαντίνης, μπορεί δυνητικά να επηρεάσει τον ρυθμό παραγωγής των πυκνών νερών της Αδριατικής. H μεγάλη συσσώρευση της μάζας αυτής στα ενδιάμεσα στρώματα του Ιονίου την αντικυκλωνική περίοδο ( ) σχετίζεται με το μεγάλο ρυθμό παραγωγής της στη Λεβαντίνη αυτή την περίοδο (ΕΜΤ) και παίζει ένα σημαντικό θετικό μηχανισμό ανάδρασης στις διεργασίες δημιουργίας των βαθιών νερών της Αδριατικής. Αντίθετα σε αντικυκλωνικές περιόδους της κυκλοφορίας του Ιονίου, που αντιστοιχούν σε περιόδους μικρής εισροής Λεβαντινών νερών, το μεγαλύτερο ποσοστό του LIW εξέρχεται κατευθείαν στην Δυτική Μεσόγειο μέσω του στενού της Σικελίας με αποτέλεσμα να εμφανίζονται μικροί ρυθμοί δημιουργίας πυκνών νερών στην Αδριατική.

98 Βιβλιογραφία 92 Βιβλιογραφία Achille Carlo Ciappa. (2006). An operational comparative test of z-levels PGF schemes to reduce pressure gradient errors of the ocean model POM. Ocean Modelling 12, pp Astraldi M., Balopoulos S., Candela J., Font J., Gacic M., Gasparini G.P., Manca B., Theocharis A. (1999). The role of straits and channels in understanding the charasterics of Mediterranean circulation. Progress in Oceanography 44, pp Bergamasco A., Rizzoli -Malanotte P., Carlisle W., Thanker, Long R.. (1993). The seasonal steady circulation of the Eastern Mediterranean determined with the adjoint method. Deep- Sea Research 11, 40,6, pp Berntsen J.. (2002). Internal Pressure Errors in Sigma-Coordinate Ocean Models. Journal of Atmospheric and Oceanic technology 19, pp Bessieres L., Rio M.H., Dufau C., Boone., Pujol M. I. (2012). Ocean state indicators from MyOcean altimeter products. Ocean Sci. Discuss 9 doi: /osd , pp Blumberg A.F., Mellor G.L.. (1987). A Description of a Three-Dimensional Coastal Ocean Circulation Model. Three dimensional coastal circulation models. In : Heaps, N.S. (Ed.), Coastal Estuarine Science Vol. 4, AGU, Washington, DC,, pp Borzelli G.L.E, Gacic M, Cardin V, Civitarese G. (2009). Eastern Mediterranean transient and reversal of the Ionian Sea circulation. Geophys. Res. Lett 36, doi: /2009GL039261, p. L Brenner S., Gertman I., Murashkovsky A. (2007). Preoperational ocean forecasting in the southeastern Mediterranean Sea: Implementation and evaluation of the models and selection of the atmospheric forcing. J.Mar. Sys doi: /j.jmarsys Brody L.R. Nestor M.J.R. (1980). Regional Forecasting Aids for the Mediterranean Basin. Naval Environmental Prediction Research Facility.