ΣΥΝΔΥΑΣΜΕΝΗ ΧΡΗΣΗ ΔΟΡΥΦΟΡΙΚΩΝ ΚΑΤΑΓΡΑΦΩΝ ΚΑΙ ΕΠΙΓΕΙΩΝ ΜΕΤΡΗΣΕΩΝ ΓΙΑ ΤΟΝ ΠΡΟΣΔΙΟΡΙΣΜΟ ΚΛΙΜΑΤΙΚΩΝ ΠΑΡΑΜΕΤΡΩΝ ΣΤΗΝ ΠΕΡΙΟΧΗ ΤΗΣ ΜΕΣΟΓΕΙΟΥ

Transcript

1 ΕΘΝΙΚΟ ΚΑΙ ΚΑΠΟΔΙΣΤΡΙΑΚΟ ΠΑΝΕΠΙΣΤΗΜΙΟ ΑΘΗΝΩΝ ΤΜΗΜΑ ΦΥΣΙΚΗΣ ΤΟΜΕΑΣ ΦΥΣΙΚΗΣ ΕΦΑΡΜΟΓΩΝ ΕΡΓΑΣΤΗΡΙΟ ΜΕΤΕΩΡΟΛΟΓΙΑΣ ΜΕΤΑΠΤΥΧΙΑΚΟ ΔΙΠΛΩΜΑ ΕΙΔΙΚΕΥΣΗΣ ΦΥΣΙΚΗΣ ΠΕΡΙΒΑΛΛΟΝΤΟΣ ΣΥΝΔΥΑΣΜΕΝΗ ΧΡΗΣΗ ΔΟΡΥΦΟΡΙΚΩΝ ΚΑΤΑΓΡΑΦΩΝ ΚΑΙ ΕΠΙΓΕΙΩΝ ΜΕΤΡΗΣΕΩΝ ΓΙΑ ΤΟΝ ΠΡΟΣΔΙΟΡΙΣΜΟ ΚΛΙΜΑΤΙΚΩΝ ΠΑΡΑΜΕΤΡΩΝ ΣΤΗΝ ΠΕΡΙΟΧΗ ΤΗΣ ΜΕΣΟΓΕΙΟΥ Διπλωματική Εργασία του ΧΡΥΣΟΥΛΑΚΗ ΝΕΚΤΑΡΙΟΥ Επιστημονικός Υπεύθυνος: Λέκτορας Κ. ΚΑΡΤΑΛΗΣ ΑΘΗΝΑ 1995

2

3 i ΠΡΟΛΟΓΟΣ Στην εργασία αυτή μελετούνται οι κατακόρυφες κατανομές της υγρασίας με βάση τις ραδιοβολήσεις της Ε.Μ.Υ. του σταθμού του Ελληνικού, για την ενδεκαετία , σε επίπεδο μέσων μηνιαίων τιμών και γίνεται προσπάθεια προσομοίωσης των κατανομών αυτών βάσει απλών αριθμητικών σχέσεων που βασίζονται σε μετρήσεις εδάφους. Σύγκριση με δορυφορικές καταγραφές (NOAA/TOVS), γίνεται σε μεμονωμένες περιπτώσεις, για το συνολικό ποσό των υδρατμών σε μια κατακόρυφη ατμοσφαιρική στήλη. Επίσης γίνεται μελέτη της νεφοκάλυψης και της περιεκτικότητας των νεφών σε νερό για την περιοχή της ΝΑ Μεσογείου (33,75-41,25 Ν, 18,75-28,75 Ε), με βάση δορυφορικά δεδομένα από το πρόγραμμα ISCCP (International Satellite Cloud Climatology Project) για τη χρονική περίοδο Η εργασία εκπονήθηκε στο Εργαστήριο Μετεωρολογίας του Τομέα Φυσικής Εφαρμογών του Τμήματος Φυσικής του Πανεπιστημίου Αθηνών στα πλαίσια του Μεταπτυχιακού Διπλώματος Ειδίκευσης Φυσικής Περιβάλλοντος, υπό την επίβλεψη του Λέκτορα κ. Κ. Καρτάλη τον οποίο ευχαριστώ θερμά για τις ουσιαστικές και εύστοχες παρατηρήσεις του, τη βιβλιογραφική και εργαστηριακή υποστήριξη, καθώς και για τη διάθεση των απαραίτητων δορυφορικών δεδομένων. Προς την Επίκουρη Καθηγήτρια κ. Δ. Δεληγιώργη εκφράζω τις θερμές μου ευχαριστίες για τη διάθεση δεδομένων και την εργαστηριακή υποστήριξη καθ' όλη τη δειάρκεια της μελέτης αυτής. Προς τον Dr. T. Ross του NCDC (National Climatic Data Center) του National Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA) και τον Dr. J. Brown DAAC (Distributed Active Archive Center) user support του NOAA, εκφράζω τις θερμές μου ευχαριστίες για την υπόδειξη των κατάλληλων διευθύνσεων, μέσω του INTERNET WWW, για τη συλλογή πληροφοριών για τους δορυφορικούς ανιχνευτές και για τις βάσεις δεομένων και την επεξεργασία των δορυφορικών καταγραφών. Τέλος θα ήθελα να ευχαριστήσω την Εθνική Μετεωρολογική Υπηρεσία (Ε.Μ.Υ.), για την παροχή των απαραίτητων δεδομένων των ραδιοβολήσεων για τη μελέτη της κατακόρυφης κατανομής της υγρασίας.

4 ii ΠΕΡΙΕΧΟΜΕΝΑ ΠΡΟΛΟΓΟΣ i ΠΕΡΙΕXΟΜΕΝΑ ii 1. ΕΙΣΑΓΩΓΗ 1 2. ΔΟΡΥΦΟΡΙΚΟΙ ΑΝΙXΝΕΥΤΕΣ 9 3. ΕΠΙΔΡΑΣΗ ΤΗΣ ΑΤΜΟΣΦΑΙΡΑΣ ΣΤΗ ΔΟΡΥΦΟΡΙΚΗ ΜΕΤΡΗΣΗ 14 3.α. Η ατμόσφαιρα σαν πηγή σφάλματος 14 3.α.1. Επίδραση της "καθαρής" ατμόσφαιρας 15 3.α.2. Επίδραση νεφών και αερολυμάτων 18 3.β. Η ατμόσφαιρα σαν στόχος για τηλεπισκόπηση 20

5 iii 4. ΧΡΗΣΗ ΔΟΡΥΦΟΡΙΚΩΝ ΔΕΔΟΜΕΝΩΝ ΣΤΗ ΜΕΛΕΤΗ ΤΟΥ ΚΛΙΜΑΤΟΣ 26 4.α. Παγοκάλυψη 27 4.β. Θερμοκρασία της επιφάνειας της θάλασσας 29 4.γ. Βροχόπτωση 32 4.γ.1. Εκτίμηση της βροχόπτωσης μέσω των μεταβολών της προς τα πάνω ροής ακτινοβολίας μεγάλου μήκους κύματος 32 4.γ.2. GOES Precipitation Index 34 4.δ. Νεφοκάλυψη και τροποσφαιρικά αερολύματα 37 4.δ.1. Μέθοδοι εκτίμησης της νεφοκάλυψης από δορυφορι-κές μετρήσεις 37 4.δ.2. Μέθοδοι εκτίμησης των τροποσφαιρικών αερολυμά-των από δορυφορικές μετρήσεις 45 4.ε. Υδρατμοί στην ατμόσφαιρα 47 4.ε.1. Μέθοδοι εκτίμησης της ποσότητας των υδρατμών στην ατμόσφαιρα από δορυφορικές μετρήσεις ΣXΕΤΙΚΗ ΥΓΡΑΣΙΑ ΚΑΘ' ΥΨΟΣ ΜΕ ΒΑΣΗ ΡΑΔΙΟΒΟΛΙΣΕΙΣ 53

6 iv 6. ΑΠΟΛΥΤΗ ΥΓΡΑΣΙΑ ΚΑΘ' ΥΨΟΣ ΘΕΩΡΗΤΙΚΗ ΠΡΟΣΕΓΓΙΣΗ ΤΗΣ ΚΑΤΑΝΟΜΗΣ ΤΗΣ ΥΓΡΑΣΙΑΣ ΥΕΤΙΣΙΜΟ ΝΕΡΟ ΜΕ ΒΑΣΗ ΔΟΡΥΦΟΡΙΚΕΣ ΜΕΤΡΗΣΕΙΣ ΚΑΙ ΡΑΔΙΟΒΟΛΙΣΕΙΣ ΝΕΦΟΚΑΛΥΨΗ ΠΕΡΙΕΚΤΙΚΟΤΗΤΑ ΤΩΝ ΝΕΦΩΝ ΣΕ ΝΕΡΟ ΣΥΣXΕΤΙΣΗ ΝΕΦΟΚΑΛΥΨΗΣ-ΠΕΡΙΕΚΤΙΚΟΤΗΤΑΣ ΤΩΝ ΝΕΦΩΝ ΣΕ ΝΕΡΟ ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ 141 ΒΙΒΛΙΟΓΡΑΦΙΑ 150 ΠΑΡΑΡΤΗΜΑ Α 157 ΠΑΡΑΡΤΗΜΑ Β 161

7 1 1. ΕΙΣΑΓΩΓΗ Η γήινη ατμόσφαιρα αποτελεί το υπόβαθρο πολλών θερμοδυναμικών και μικροφυσικών λειτουργιών, επηρεαζόμενη από το σύνολο των ποικίλων φυσικών διεργασιών που εκτελούνται σ' αυτήν όταν η εκπεμπόμενη από τον ήλιο ακτινοβολία μετατρέπεται σε άλλες μορφές ενέργειας. Η ανταλλαγή θερμότητας και υγρασίας μεταξύ του συστήματος γης-ατμόσφαιρας ή ακόμη και μεταξύ γειτονικών περιοχών της ατμόσφαιρας έχει σαν αποτέλεσμα τις παρουσιαζόμενες μεταβολές στην κατάσταση των μετεωρολογικών παραμέτρων όπως η δημιουργία των αερίων μαζών, ο σχηματισμός των νεφών, των υδρομετεώρων κλπ. Κλίμα είναι το σύνολο των ατμοσφαιρικών συνθηκών που εκφράζουν τη θερμοκρασιακή και υγρομετρική κατάσταση της ατμόσφαιρας, καθώς επίσης και τις κινήσεις του αέρα για μεγάλες χρονικές περιόδους. Πιο απλά, το κλίμα είναι η μέση καιρική κατάσταση που καθορίζεται από τις μέσες τιμές των κλιματικών στοιχείων και παραμέτρων για τέτοια χρονική περίοδο ώστε να εξασφαλίζεται η απαλειφή των σφαλμάτων. Η χρονική περίοδος που πρέπει να χρησιμοποιείται για τον υπολογισμό των μέσων τιμών θα πρέπει να είναι τουλάχιστον 30 έτη, (Θεοχαράτος, 1990). Ενα από τα σπουδαιότερα κλιματικά στοιχεία είναι η υγρασία. Το ποσό του νερού που υπάρχει στην ατμόσφαιρα υπό τις τρείς φάσεις (αέρια, στερεά και υγρή), εξαρτάται κυρίως από δύο παράγοντες: α) Από την εξάτμιση του νερού από τις διάφορες επιφάνειες. β) Από τα ατμοσφαιρικά κατακρημνίσματα με τα οποία το νερό της ατμόσφαιρας επιστρέφει στη γη. Η μάζα του νερού πάνω στη γη υπολογίζεται σε 1,3x10 18 tons, ενώ το νερό στην ατμόσφαιρα σε 1,3x10 13 tons. Απ' αυτό το 95% βρίσκεται σε αέρια φάση (υδρατμοί), και το 5% σε υγρή και στερεά φάση (υδροσταγονίδια, παγοκρύσταλλοι). Το 90% του νερού της ατμόσφαιρας και των τριών φάσεων συγκεντρώνεται στην τροπόσφαιρα μέχρι τα 10 Km. Το ποσό που δέχεται η γη με μορφή κατακρημνισμάτων μέσα σ' ένα χρόνο είναι 5x10 14 tons, ενώ η ίδια ποσότητα νερού επιστρέφει με την εξατμισοδιαπνοή στην ατμόσφαιρα. Το ποσό αυτό είναι 40πλάσιο της ολικής ποσότητας νερού που περιέχει η ατμόσφαιρα, γεγονός που δείχνει πόσο μεγάλη είναι η σημασία των εναλλαγών του νερού μεταξύ γης και ατμόσφαιρας (Θεοχαράτος, 1990). Οι υδρατμοί θεωρούνται από τα σπουδαιότερα συστατικά της ατμόσφαιρας, γιατί στις θερμοκρασίες που παρουσιάζει η γη, το νερό εύκολα αλλάζει φάση με ταυτόχρονη αποδέσμευση ή πρόσληψη θερμότητας. Ετσι οι υδρατμοί παίζουν πρωταρχικό ρόλο στον υδρολογικό κύκλο και συμβάλλουν περισσότερο από κάθε

8 2 άλλο παράγοντα στο φαινόμενο του θερμοκηπίου. Η υγρασία στην ατμόσφαιρα εκφράζεται με διάφορους τρόπους όπως π.χ. σαν σχετική υγρασία (RH), σαν αναλογία μίγματος (M r ), σαν ειδική υγρασία (q), και σαν υετίσιμο νερό (PW ή W), που είναι το ολικό ποσό των υδρατμών σε κατακόρυφη διεύθυνση μεταξύ της επιφάνειας της γης (ή μιας επιφάνειας σε ένα συγκεκριμένο ύψος) και της κορυφής της ατμόσφαιρας. Ο ετήσιος κύκλος της υγρασίας εξετάζεται (Gaffen et al., 1992b), θεωρώντας 5 αντιπροσωπευτικές περιοχές πάνω στη γη (με βάση τις ραδιοβολίσεις ενός δικτύου 56 σταθμών σε όλο τον κόσμο, για τα έτη ), στις οποίες διαφορετικοί παράγοντες επιδρούν περισσότερο στον κύκλο αυτό. α) Ηπειρωτικές περιοχές μέσων και μεγάλων γεωγραφικών πλατών. β) Θαλάσσιες περιοχές μέσων και μεγάλων γεωγραφικών πλατών. γ) Περιοχές μέσων πλατών με μουσωνική δραστηριότητα. δ) Τροπικές θαλάσσιες περιοχές. ε) Τροπικές μουσωνικές περιοχές. Οι μεταβολές της σχετικής υγρασίας στις α) και β) είναι μικρές και το υετίσιμο νερό μεταβάλεται σε φάση με τη θερμοκρασία. Στις γ), δ), και ε), η σχετική υγρασία μεταβάλλεται πολύ με συνέπεια να επηρεάζει τις μεταβολές του υετίσιμου νερού πιο πολύ από τη θερμοκρασία. Ιδιαίτερα στις τροπικές περιοχές η σχετική υγρασία έχει μεγάλες μεταβολές πάνω από το ατμοσφαιρικό οριακό στρώμα Στα σχήματα (1.1) - (1..5) (Gaffen et al., 1992b), φαίνονται τα αποτελέσματα για τις μέσες μηνιαίες τιμές των ετών , από τις ραδιοβολίσεις σε 5 διαφορετικούς σταθμούς που ο καθένας αντιπροσωπεύει μια από τις πιο πάνω 5 περιοχές. Συγκεκριμένα:

9 3 Μόναχο (περιοχή α). ΣΧΗΜΑ 1.1 Valentia - Ιρλανδία (περιοχή β). ΣΧΗΜΑ 1.2

10 4 Rio de Janeiro (περιοχή γ). ΣΧΗΜΑ 1.3 Wake Island (περιοχή δ). ΣΧΗΜΑ 1.4

11 5 Niamey - Νίγηρας (περιοχή ε). ΣΧΗΜΑ 1.5 Η περιοχή της ΝΑ Μεσογείου που ενδιαφέρει καλύπτεται από συνδιασμό των περιπτώσεων α) και β). Το υετίσιμο νερό πάνω από τη θάλασσα, συνδέεται με τη θερμοκρασία της επιφάνειας της θάλασσας (SST: Sea Surface Temperature) διότι η τελευταία συνδέεται με τη με την πίεση των κορεσμένων ατμών στην επιφάνεια του εδάφους (e so ) με τη γνωστή σχέση Clausius-Clapeyron, επιδρώντας έτσι στην ποσότητα των υδρατμών στα χαμηλώτερα στρώματα της ατμόσφαιρας. Ωστόσο η κατακόρυφη κατανομή της υγρασίας όσο και το ύψος του οριακού στρώματος δεν επηρεάζονται τόσο πολύ από την τοπική SST, με αποτέλεσμα το υετίσιμο νερό να μεταβάλεται και σε περιπτώσεις που η SST παραμένει σταθερή. Το εύρος της διασποράς των τιμών του υετίσιμου νερού εξηγείται από τις εποχιακές και τοπικές μεταβολές του ύψους του ατμοσφαιρικού οριακού στρώματος, και πιο γενικά από τις μεταβολές της κατακόρυφης κατανομής της θερμοκρασίας και των υδρατμών, παρά από τις μεταβολές στην απόκλιση της υγρασίας ακόμα κι άν η ατμοσφαιρική δομή είναι στενά συνδεδεμένη μ' αυτές. Αυτό γίνεται γιατί σε μηνιαία κλίμακα η σύγκλιση ή η απόκλιση των υδρατμών σχεδόν εξισορροπείται από τη βροχόπτωση και από την εξάτμιση στη συγκεκριμένη περιοχή (Gaffen et al., 1992b). Οσον αφορά την επίδραση της νέφωσης, δεν υπάρχει ακόμα αναμφισβήτητη θεωρητική εκτίμηση για το αν τα νέφη συντελούν στη θέρμανση ή την ψύξη του πλανήτη. Οταν οι υδρατμοί στην ατμόσφαιρα συμπυκνώνονται σε υγρή ή στερεά

12 6 φάση σκεδάζουν την υπεριώδη και την ορατή ακτινοβολία πολύ περισσότερο από ότι συμβαίνει χωρίς την ύπαρξη των νεφών. Η σκέδαση γίνεται προς το έδαφος αλλά και προς το διάστημα. Γενικά τα νέφη σκεδάζουν ένα ποσοστό γύρω στο 75% της ενέργειας προς τα πίσω. Ετσι αυξάνεται η λευκαύγεια του πλανήτη και μειώνεται η ηλιακή ακτινοβολία που απορροφά μια στήλη της ατμόσφαιρας. Τα νέφη επίσης μειώνουν τη διαπερατότητα της ατμόσφαιρας στη μεγάλου μήκους κύματος ακτινοβολία, μειώνοντας έτσι την εκπομπή της προς το διάστημα και συμβάλλοντας στο φαινόμενο του θερμοκηπίου. Αρα η συμβολή των νεφών στο φαινόμενο του θερμοκηπίου θερμαίνει τον πλανήτη, ενώ η συμβολή τους στη λευκαύγεια τον ψύχει (Ramanathan et al., 1989). Πάντως και για την ξηρά και για τη θάλασσα, η εποχιακή επίδραση (σε φάση και πλάτος) των νεφών στο φαινόμενο του θερμοκηπίου, εμφανίζεται να είναι συνδεδεμένη με το υετίσιμο νερό (και έτσι με τη σχετική υγρασία) στις τροπικές περιοχές, και με τη θερμοβαθμίδα στα μέσα και μεγάλα γεωγραφικά πλάτη όπου και τείνει να μεγιστοποιήσει το φαινόμενου του θερμοκηπίου το χειμώνα. Εξάλου μεγαλώνοντας η θερμοβαθμίδα, η ατμόσφαιρα γίνεται πιο ασταθής και η διαφορά θερμοκρασίας μεταξύ κορυφής και βάσης του νέφους μαγαλύτερη, (Bony and Duvel, 1994). Η παρατήρηση της ατμόσφαιρας και της επιφάνειας της γης σε ευρεία κλίμακα, απαιτεί πυκνό και ομοιόμορφα κατανεμημένο δίκτυο μετεωρολογικών σταθμών. Οι σταθμοί παρατήρησης διακρίνονται σε επιφάνειας και ανώτερης ατμόσφαιρας. Οι τελευταίοι πραγματοποιούν ραδιοβολίσεις για την καθ' ύψος καταγραφή της θερμοκρασίας, της υγρασίας και των στοιχείων ανέμου. Τα συλλεγόμενα μετεωρολογικά δεδομένα, τόσο των επιφανειακών σταθμών όσο και των καθ' ύψος, χρησιμοποιούνται για τη μελέτη των δυναμικών και φυσικοχημικών διεργασιών της ατμόσφαιρας (πρόγνωση καιρού, ατμοσφαιρική ρύπανση), για την εξήγηση μετεωρολογικών φαινομένων (τυφώνες, El Nino Southern Ossilation), περιβαλλοντικών ανομαλιών (μείωση του ατμοσφαιρικού όζοντος, όξινη βροχή) και κλιματικών αλλοιώσεων (φαινόμενο θερμοκηπίου, ξηρασία). Σύμφωνα με τις παρούσες συνθήκες, η μεγάλη πλειοψηφία των σταθμών παρατήρησης βρίσκεται σε χερσαίες περιοχές του Βορείου Ημισφαιρίου, με αποτέλεσμα οι παρατηρήσεις που λαμβάνονται να μην επιτρέπουν την ολοκληρωμένη μελέτη της ατμόσφαιρας με τα αριθμητικά μοντέλα που χρησιμοποιούνται. Ακόμη τα ίδια μοντέλα εμφανίζουν καλύτερα αποτελέσματα για προσομοιώσεις στο Βόρειο Ημισφαίριο όπου συναντάται η μεγάλη πλειοψηφία των σταθμών παρατήρησης. Για να ξεπεραστεί το πρόβλημα της ανομοιογενούς κατανομής των σταθμών παρατήρησης, η μελέτη της ατμόσφαιρας πραγματοποιείται με συνδυασμένη χρήση επιτόπιων μετρήσεων από τους σταθμούς που προαναφέρθηκε και δορυφορικής τηλεανίχνευσης, (Καρτάλης, 1993).

13 7 Τηλεανίχνευση είναι η μελέτη των ιδιοτήτων ενός αντικειμένου από μακριά με τη βοήθεια των ανθρώπινων αισθήσεων ή τεχνητών μέσων. Η τηλεανίχνευση έχει συνδεθεί σχεδόν αποκλειστικά με τη μελέτη της επιφάνειας της γης και της ατμόσφαιρας από δορυφορικά δεδομένα. Σε περιπτώσεις που η μελέτη αυτή γίνεται με καταγραφή της φυσικής ακτινοβολίας των αντικειμένων από παθητικούς δέκτες, η τηλεανίχνευση ονομάζεται τηλεπισκόπηση. Στην Αγγλική βιβλιογραφία χρησιμοποιείται ο ευρύτερος όρος remote sensing (τηλεαίσθηση), και στη Γαλλική ο όρος te le detection (τηλεανίχνευση), (Μουτσούλας, 1993). Η δορυφορική τηλεπισκόπηση λοιπόν, είναι καταλυτικός παράγοντας για τη μελέτη της ατμόσφαιρας. Η δορυφορική κάλυψη της ατμόσφαιρας και της επιφάνειας της γης επιτυχγάνεται με πλήθος δορυφόρων που καθένας απ' αυτούς έχει σκοπό την παρακολούθηση συγκεκριμένων παραμέτρων (μετεωρολογικοί, περιβαλλοντικοί, πλουτοπαραγωγικοί, ερευνητικοί). Οι δορυφόροι των οποίων οι καταγραφές χρησιμοποιούνται ευρύτατα σε μεγάλη χωροχρονική κλίμακα στη μελέτη της ατμόσφαιρας και του κλίματος είναι οι πολικής τροχιάς περιβαλλοντικοί δορυφόροι NOAA (National Ocanic and Atmospheric Administration) και οι γεωστάσιμοι δορυφόροι METEOSAT (Meteorological Satellite) και GOES (Geostationary Operational Environmental Satellites). Η διεθνής συνεργασία είναι ο κύριος άξονας που διέπει τη λειτουργία των περιβαλλοντικών δορυφόρων NOAA. Αυτή η πολιτική απαιτεί τη δωρεάν διάθεση όλων των παραγομένων αποτελεσμάτων, χωρίς διάκριση, σε όλους τους χρήστες. Τα δεδομένα από αυτούς τους δορυφόρους των ΗΠΑ, διανέμονται πλήρως με απ' ευθείας εκπομπές δεδομένων από τους δορυφόρους από καθιερωμένα διεθνή δίκτυα, και με πρόσβαση στις υπηρεσίες αρχείων δεδομένων του NOAA. Οι εικόνες των δορυφόρων NOAA αναμεταδίδονται σε πραγματικό χρόνο με δύο συστήματα. Το σύστημα APT (Automatic Picture Transmission) και το σύστημα HRPT (High Resolution Picture Transmission). Το σύστημα APT αναμεταδίδει μετεωρολογικές εικόνες με διακριτική ικανότητα 4 Km, σε συχνότητες μεταξύ 137 και 138 MHz. Το σύστημα HRPT αναμεταδίδει μετεωρολογικές εικόνες με μέγιστη διακριτική ικανότητα 1,1 Km. Η αναμετάδοση γίνεται στο ψηφιακό κανάλι S και για τη λήψη απαιτείται η ύπαρξη πολύπλοκων επίγειων σταθμών (Καρτάλης, 1993). Η Ευρωπαϊκή Μετεωρολογική κοινότητα αποφάσισε να ασχοληθεί με τη δορυφορική μετεωρολογία μέσω του προγράμματος δορυφόρων METEOSAT στο οποίο συμμετέχει και η Ελλάδα. Ο κύριος σκοπός του προγράμματος METEOSAT ήταν να καλύψει τις ανάγκες των Ευρωπαϊκών μετεωρολογικών υπηρεσιών, και να αντιπροσωπεύσει την Ευρώπη στο Πρόγραμμα της Παγκόσμιας Παρατήρησης του Καιρού, και στο Πρόγραμμα Παγκόσμιας Ερευνας της Ατμόσφαιρας. Ο METEOSAT χρησιμοποιεί δύο κανάλια για τη μετάδοση-διανομή των μετεωρολογικών δεδομένων

14 8 και εικόνων, ενώ δύο είναι και οι τρόποι μετάδοσης: ο συμβατικός-αναλογικός (WEFAX ή LR: Low Resolution), και ο ψηφιακός (HR: High Resolution). Ο πρώτος τρόπος αναφέρεται σε δεδομένα και εικόνες χαμηλής διακριτικής ικανότητας και εξυπηρετεί χρήστες που ενδιαφέρονται για την καταγραφή δορυφορικών εικόνων. Ο δεύτερος τρόπος αναφέρεται σε δεδομένα και εικόνες υψηλής διακριτικής ικανότητας και εξυπηρετεί χρήστες που ενδιαφέρονται για δεδομένα μεγίστης ραδιομετρικής και χωρικής διακριτικής ικανότητας, (Καρτάλης, 1993).

15 9 2. ΔΟΡΥΦΟΡΙΚΟΙ ΑΝΙΧΝΕΥΤΕΣ Οι δορυφορικοί ανιχνευτές καταγράφουν την ένταση της ηλεκτρομαγνητικής (ΗΜ) ακτινοβολίας που εκπέμπεται ανακλάται ή διαπερνά ένα συγκεκριμένο στόχο. Τα όργανα που μετρούν τη φυσικά εκπεμπόμενη ή ανακλώμενη ακτινοβολία ονομάζονται παθητικοί ανιχνευτές. Τα όργανα που εκπέμπουν ηλεκτρομαγνητικούς παλμούς σε κάποιο στόχο και καταγράφουν το ποσοστό της ενέργειας στη επιστροφή του σήματος ονομάζονται ενεργητικοί ανιχνευτές (Radar, Lidar). ΣΧΗΜΑ 2.1 Οπως φαίνεται στο σχήμα 2.1 (Rao et. al., 1990), τα στοιχεία από τα οποία αποτελείται ένας τυπικός δορυφορικός ανιχνευτής είναι: A. Σύστημα προσανατολισμού της σάρωσης (pointing tracking or spatial scanning component): Συνήθως είναι ένα μηχανικό σύστημα κεθρεπτών που σε συνδιασμό με την κίνηση του δορυφόρου συμβάλλει στον εντοπισμό του στόχου. B. Συλλέκτης ακτινοβολίας (radiation collector): Σύστημα κατόπτρων ή κεραία μικροκυμάτων για τη συγκέντρωση της ακτινοβολούμενης ενέργειας από την περιοχή για την οποία γίνεται η μέτρηση. Σε πολλούς ανιχνευτές συνοδεύεται από φίλτρα για τον περιορισμό της ακτινοβολίας στη φασματική περιοχή που ενδιαφέρει για την πραγματοποίηση της μέτρησης. C. Αισθητήρας (detector): Οι αισθητήρες μετατρέπουν την ακτινοβολία που προσπίπτει σ' αυτούς σε ηλεκτρικό σήμα το οποίο μπορεί να καταγραφεί με

16 10 διάφορους τρόπους και να μεταδοθεί στη γη. Διακρίνονται σε θερμικούς και σε κβαντικούς. Η αρχή λειτουργίας των πρώτων είναι η μεταβολή της θερμοκρασίας τους λόγω απορρόφησης της προσπίπτουσας ακτινοβολίας, γι' αυτό αποτελούνται από υλικά των οποίων η ηλεκτρική αντίσταση να είναι πολύ ευαίσθητη στις μεταβολές της θερμοκρασίας, ώστε η πληροφορία να λαμβάνεται τελικά σαν ηλεκτρικό σήμα. Αρχή λειτουργίας των κβαντικών αισθητήρων είναι η αλληλεπίδραση των φωτονίων της προσπίπτουσας ακτινοβολίας με τα ηλεκτρικά φορτία που υπάρχουν στο υλικό του ανιχνευτή, αντίδραση που εξαρτάται από το μήκος κύματος της ακτινοβολίας (Lillesand and Kiefer, 1987). D. Ηλεκτρονικό κύκλωμα (electronic processing component): Για την μετατροπή και την ενίσχυση του ηλεκτρικού σήματος που λαμβάνει από το κύκλωμα του αισθητήρα. E. Μονάδα καταγραφής (recording and storage component): Για την καταγραφή των δεδομένων. F. Πηγή ακτινοβολίας (target illumination component): Υπάρχει στους ενεργητικούς ανιχνευτές για την παραγωγή των εκπεμπόμενων ΗΜ παλμών. G. Πηγή βαθμονόμησης (calibration source): Για τον περιοδικό έλεγχο των μετρήσεων και τη βαθμονόμηση του αισθητήρα αν είναι απαραίτητο. Κάθε στιγμή ο δορυφορικός ανιχνευτής καταγράφει την ένταση της ακτινοβολίας η οποία προέρχεται από το "οπτικό πεδίο" που έχει τη συγκεκριμένη στιγμή και καλείται IFOV (Instantaneus Field Of View). Το IFOV καθορίζεται από το οπτικό σύστημα του οργάνου το μέγεθος του αισθητήρα και από τον τρόπο της σάρωσης. Εκφράζεται δηλαδή από τη στερεά γωνία μέσα από την οποία η ενέργεια εκπέμπεται στον ανιχνευτή όπως φαίνεται και στο σχήμα 2.2 (Rao et. al., 1990), στο οποίο παρουσιάζεται ένα τυπικό παράδειγμα σάρωσης κατά πλάτος της τροχιάς (across track) χαρακτηριστικό για το AVHRR (Advanced Very High Resoluyion Radiometer) των δορυφόρων NOAA. Ολη η ακτινοβολία που διαδίδεται προς τον ανιχνευτή μέσα απ' αυτήν τη στερεά γωνία συμβάλλει στην απόκριση του αισθητηρα του κάθε στιγμή. Από το IFOV και το ύψος που βρίσκεται ένας ανιχνευτής καθορίζεται η χωρική διακριτική του ικανότητα (Lillesand and Kiefer, 1987). Στον πίνακα 2.Ι (Rao et. al., 1990), παρουσιάζονται οι κυριότεροι δορυφορικοί ανιχνευτές καθώς και οι ατμοσφαιρικές παράμετροι που εκτιμώνται με τη βοήθεια καθενός από αυτούς.

17 ΣΧΗΜΑ

18 ΠΙΝΑΚΑΣ 2.Ι 12

19 13 Διακριτικές ικανότητες των δορυφορικών ανιχνευτών. Οι διακριτικές ικανότητες των συστημάτων καταγραφής της ΗΜ ακτινοβολίας είναι: α. Η χωρική διακριτική ικανότητα (spatial resolution), που εκφράζεται σε μέτρα, και αντιπροσωπεύει την πλευρά του τετραγώνου ή τη διάμμετρο του κύκλου που καταγράφει ο δέκτης του δορυφόρου την κάθε χρονική στιγμή. β. Η φασματική διακριτική ικανότητα (spectral resolution), που αναφέρεται στο εύρος και την κατανομή των φασματικών ζωνών σαρώσεως, και εκφράζει την ευαισθησία του ανιχνευτή να καταγράφει διαφορές στην ισχύ του σήματος. γ. Η ακτινομετρική διακριτική ικανότητα (radiometric resolution), που δείχνει τη δυνατότητα βαθμονόμησης του ποσού ενέργειας που δέχεται ο δέκτης και καταγράφει στην εικόνα. δ. Η χρονική διακριτική ικανότητα (time resolution), που είναι ο χρόνος εκθέσεως της φωτοευαίσθητης επιφάνειας στη δέσμη φωτονίων, που έρχονται από κάθε pixel. Μεταξύ των παραπάνω εννοιών υπάρχει στενή σχέση και είναι γνωστό ότι η προσπάθεια για βελτίωση του ενός από τα μεγέθη αυτά, θα έχει αρνητικό αποτέλεσμα στις τιμές των άλλων (Μουτσούλας, 1993).

20 14 3. ΕΠΙΔΡΑΣΗ ΤΗΣ ΑΤΜΟΣΦΑΙΡΑΣ ΣΤΗ ΔΟΡΥΦΟΡΙΚΗ ΜΕΤΡΗΣΗ Η γη είναι ένας πολύπλοκος και δύσκολος στόχος για την τηλεπισκόπηση. Η ατμόσφαιρα δεν επιδρά με την Ηλεκτρομαγνητική (ΗΜ) ακτινοβολία που διέρχεται απ' αυτήν ομοιόμορφα και ισότροπα. Είναι αξιοσημείωτο το γεγονός ότι η ισχυρή αλληλεπίδραση ατμόσφαιρας και ΗΜ ακτινοβολίας, η οποία εισάγει σφάλμα και οριοθετεί την απόδοση των δορυφορικών παρατηρήσεων που έχουν σαν στόχο την επιφάνεια της γης, προσφέρει τη δυνατότητα εκτίμησης των ατμοσφαιρικών παραμέτρων από τους δορυφορικούς ανιχνευτές και ανοίγει νέους ορίζοντες για τη μελέτη του ατμοσφαιρικού περιβάλλοντος. Ετσι ο θόρυβος που αναγκαστικά υπεισέρχεται στο σήμα της δορυφορικής παρατήρησης που έχει σαν στόχο την επιφάνεια της γης, μπορεί ανεξάρτητα να χρησιμοποιηθεί σαν πληροφορία για τη μελέτη της ατμόσφαιρας. Η συγκέντρωση κάθε συστατικού στην ατμόσφαιρα υφίσταται μεταβολές σε διαφορετική χωροχρονική κλίμακα. Η κατανομή των υδρατμών για παράδειγμα, μπορεί να μεταβάλλεται σε σημαντικό βαθμό μέσα σε μερικές ώρες ή ημέρες, μεταβολές στη συγκέντρωση του O 3 συμβαίνουν σε μεγαλύτερες χρονικές περιόδους (από λίγους μήνες ως αρκετά έτη), ενώ μεταβολές στη συγκέντρωση άλλων αερίων της ατμόσφαιρας μπορεί να διαρκέσουν αιώνες. Λόγω αυτής της ανομοιομορφίας, απαιτείται πολύ προσεκτικός σχεδιασμός των συστημάτων τηλεπισκόπησης. Πληροφορίες για κάποια ατμοσφαιρική παράμετρο μπορούν να ληφθούν είτε από την εξασθένιση που προκαλούν τα ατμοσφαιρικά συστατικά στην ΗΜ ακτινοβολία που προέρχεται από την επιφάνεια του εδάφους, είτε από τις δορυφορικές καταγραφές σε ορισμένα μήκη κύματος στα οποία εκπέμπουν τα ίδια τα ατμοσφαιρικά συστατικά. Στην πρώτη περίπτωση η ατμόσφαιρα αντιμετωπίζεται σαν πηγή σφάλματος για το δορυφορικό σήμα, ενώ στη δεύτερη αποτελεί το στόχο για την τηλεπισκόπηση. 3.α. Η ατμόσφαιρα σαν πηγή σφάλματος. Η μεγάλου μήκους κύματος ΗΜ ακτινοβολία που εκπέμπεται από την επιφάνεια της γης τροποποιείται καθώς διέρχεται από την ατμόσφαιρα από τα νέφη, τα αερολύματα και τα μόρια των αερίων της ατμόσφαιρας. Η ατμοσφαιρική απορρόφηση, σκέδαση και διάθλαση τροποποιούν την ένταση, τη συχνότητα και τη διεύθυνση της ακτινοβολίας, κυρίως στην ορατή (VIS) και την υπέρυθρη (IR) περιοχή του φάσματος.

21 15 Στο ορατό η σκέδαση από τα μόρια των αερίων της ατμόσφαιρας είναι πιο σημαντική από την απορρόφηση και καθορίζει τη φασματική κατανομή της ηλιακής ακτινοβολίας. Στο υπέρυθρο η απορρόφηση από τα αέρια της ατμόσφαιρας και τα νέφη είναι πιο σημαντική από τη σκέδαση. Στην περιοχή των μικροκυμάτων (MW) το ποσοστό της επίδρασης των νεφών και της βροχόπτωσης εξαρτάται σε μεγάλο βαθμό από τη συχνότητα της ακτινοβολίας. 3.α.1. Επίδραση της "καθαρής" ατμόσφαιρας. Με τον όρο "καθαρή" ατμόσφαιρα υπονοείται η απουσία νεφών, αερολυμάτων και βροχόπτωσης. Στην περίπτωση αυτή, ένα μέρος της ακτινοβολίας η οποία διέρχεται από ένα ατμοσφαιρικό στρώμα, υφίσταται απορρόφηση από τα μόρια που υπάρχουν σ' αυτό ενώ ένα ποσοστό ενέργειας προστίθεται στην αρχική δέσμη της ακτινοβολίας λόγω της εκπομπής των ίδιων των μορίων. Στο σχήμα 3.1 (Rao et. al., 1990), φαίνεται η επίδραση του Ο 2 σε τρία διαφορετικά ύψη που αντιστοιχούν σε διαφορετικές συνθήκες πίεσης και θερμοκρασίας. ΣΧΗΜΑ 3.1 Τα κύρια ατμοσφαιρικά συστατικά Ο 2 και Ν 2 είναι ομοιόμορφα αναμειγμένα εκτός από περιπτώσεις καύσεων σε μεγάλη χωρική κλίμακα (βιομηχανικά ατυχήματα, δασικές πυρκαϊές κλπ) που μεταβάλλουν σημαντικά το ποσοστό του Ο 2 της ατμόσφαιρας σε τοπική κλίμακα. Τα αέρια της ατμόσφαιρας που απορροφούν περισσότερο την ΗΜ ακτινοβολία είναι οι υδρατμοί το CO 2 και το O 3. Το CO 2 απορροφά ισχυρά σε μια ζώνη γύρω στα 15 μm. Το O 3 είναι ενεργό στην

22 16 απορρόφηση της υπεριώδους ακτινοβολίας (UV) κάτω από τα 0,3 μm και εκπέμπει στο υπέρυθρο σε μια στενή ζώνη με κέντρο τα 9,6 μm (Rao et. al., 1990). Η ακτινοβολία στα μήκη κύματος που αντιστοιχούν στα κέντρα ισχυρών ζωνών απορρόφησης φτάνει στους αισθητήρες των δορυφόρων μόνο αν εκπέμπεται από την κορυφή της ατμόσφαιρας, ενώ η ακτινοβολία που προέρχεται από χαμηλότερα ύψη, στα ίδια μήκη κύματος υφίσταται πλήρη απορρόφηση. Τα αέρια της ατμόσφαιρας απορροφούν σε όλο το φάσμα της ΗΜ ακτινοβολίας, ωστόσο, υπάρχουν μερικές περιοχές μεταξύ των ζωνών απορρόφησης που η ατμόσφαιρα είναι σχεδόν διαφανής και η ακτινοβολία που ανακλάται ή εκπέμπεται από την επιφάνεια της γής φτάνει στο δορυφόρο με μικρή εξασθένιση. Οι περιοχές αυτές καλούνται ατμοσφαιρικά παράθυρα, φαίνονται καθαρά στο σχήμα 3.2 (Rao et. al., 1990), και είναι μεγάλης σημασίας για την τηλεπισκόπηση, όσον αφορά την παρατήρηση της επιφάνειας της γής και την εξερεύνηση και καταγραφή των φυσικών πόρων. ΣΧΗΜΑ 3.2 Από σχήμα 3.3 (Byers, 1974), γίνεται φανερό ότι κύριο ρόλο στη διαμόρφωση του φάσματος στο υπέρυθρο παίζουν οι υδρατμοί, έπειτα το CO 2 με μια ζώνη απορρόφησης μεταξύ 13 και 17 μm. Το παράθυρο διακόπτεται από τη στενή ζώνη απορρόφησης του Ο 3 στα 9,6 μm. Για μήκη κύματος μεγαλύτερα από 24 μm στην περιοχή του υπέρυθρου υπάρχει πλήρης απορρόφηση. Ο συνδιασμός των καμπυλών απορρόφησης του CO 2 και των υδρατμών που στο σημείο τομής τους δίνουν τιμές μεγαλύτερες από 0,5 κάνει φανερό ότι η απορρόφηση είναι σχεδόν πλήρης για μήκη κύματος μεγαλύτερα από 11 μm.

23 17 ΣΧΗΜΑ 3.3 Στην περιοχή των μικροκυμάτων, οι κύριοι απορροφητές είναι το Ο 2 και οι υδρατμοί. Οι υδρατμοί έχουν μια ευρεία ζώνη απορρόφησης με κέντρο τα 29,235 GHz, και μια πιο στενή και πιο ισχυρή ζώνη στα 183,31 GHz. Το Ο 2 έχει περίπου 45 γραμμές απορρόφησης με κέντρο τα 60±10 GHz και μια απομονωμένη ζώνη στα 118,75 GHz. Το σχήμα 3.4 (Rao et. al., 1990), δείχνει την ολοκληρωμένη εξασθένιση της ακτινοβολίας με την παρουσία ή όχι υδρατμών, απ' όπου γίνεται φανερή η συμβολή τους στην αύξηση του ποσοστού απορρόφησης της ακτινοβολίας στην περιοχή των μικροκυμάτων (Rao et. al., 1990). ΣΧΗΜΑ 3.4

24 18 3.α.2. Επίδραση νεφών και αερολυμάτων. Τα νέφη προκαλούν ισχυρή επίδραση στην ακτινοβολία στην περιοχή του ορατού και του υπέρυθρου. Στο ορατό η ακτινοβολία που ανακλάται από το νέφος και αυτή που το διαπερνά, έχει υποστεί πολλαπλές σκεδάσεις από τα σωματίδια που αποτελούν το νέφος (cloud droplets, ice crystals, drops, rain drops κλπ). Για μια σφαιρική υδροσταγόνα η κατανομή της ενέργειας της ακτινοβολίας που σκεδάζεται απ' αυτήν περιγράφεται από τη θεωρία του Mie. Η σκεδαζόμενη ενέργεια κατανέμεται ανισότροπα με το μεγαλύτερο μέρος της κατά τη διεύθυνση διάδοσης της αρχικής δέσμης της ακτινοβολίας προς τα εμπρός και προς τα πίσω (Iqbal, 1983). Για την πλήρη περιγραφή των φαινομένων που σχετίζονται με τη διέλευση της ακτινοβολίας από ένα νεφικό στρώμα είναι απαραίτητος ο καθορισμός της οπτικής πυκνότητας (τ) του νέφους, η οποία συνδέει την εξασθένιση της ακτινοβολίας με το δρόμο που αυτή διανύει μέσα στο νέφος καθώς και με τα συστατικά του. Το σχήμα 3.5 (Rao et. al., 1990), δείχνει πώς μεταβάλλεται η διαπερατότητα T (Transmissivity), η ανακλαστικότητα R (Reflectivity) και η ικανότητα εκπομπής Ε (Emissivity), με την οπτική πυκνότητα (τ) για 4 διαφορετικά μεγέθη σφαιρικών σταγόνων (r) στην περιοχή του ορατού (λ=3,75 μm). ΣΧΗΜΑ 3.5

25 19 Το σχήμα 3.6 (Rao et. al., 1990), δείχνει τα ίδια με το προηγούμενο σχήμα, όμως για την περιοχή του υπέρυθρου (λ=11,14 μm). ΣΧΗΜΑ 3.6 Από τη σύγκριση των δύο σχημάτων μπορεί να φανεί η ισχυρή ανακλαστικότητα των νεφών στο ορατό και η αυξημένη ικανότητα εκπομπής στο υπέρυθρο με την αύξηση της οπτικής πυκνότητας. Πράγματι τα νέφη στο υπέρυθρο ακτινοβολούν σα φαιά σώματα στη θερμοκρασία των υδροσταγόνων ή των παγοκρυστάλλων που υπάρχουν στην κορυφή τους. Η ύπαρξη των νεφών εμποδίζει κάθε πληροφορία από τα υποκείμενα στρώματα της ατμόσφαιρας καθώς και από την επιφάνεια της γης να φτάσει στους αισθητήρες των δορυφόρων στην περιοχή του ορατού (VIS) και του υπέρυθρου (IR). Η συμπεριφορά τους όμως στην περιοχή των μικροκυμάτων (MW) είναι διαφορετική. Νέφη που αποτελούνται από σωματίδια μεγέθους μικρότερου από το μήκος κύματος της ακτινοβολίας δεν προκαλούν σκέδαση. Σε μερικές περιπτώσεις μπορεί να απορροφούν ή να εκπέμπουν αλλά σε πολύ μικρό ποσοστό λόγω της μικρής συγκέντρωσης υδροσταγόνων που περιέχουν. Ετσι στην περιοχή των μικροκυμάτων μπορεί να ληφθεί πληροφορία για κάποιο ατμοσφαιρικό συστατικό όπως είναι οι υδρατμοί ανεξάρτητα από την παρουσία των νεφών (Rogers and Yau, 1988). Η παρουσία των αερολυμάτων στην ατμόσφαιρα προκαλεί απορρόφηση και σκέδαση της ηλιακής ακτινοβολίας και της ακτινοβολίας μικρού μήκους κύματος που προέρχεται από ανάκλαση στη γήινη επιφάνεια, όμως όταν η συγκέντρωσή τους είναι μικρή, η επίδραση που προκαλούν στη δορυφορική μέτρηση είναι αμελητέα. Οταν

26 20 υπάρχουν στην ατμόσφαιρα αερολύματα σε μεγάλες συγκεντρώσεις (π.χ. αερολύματα στη στρατόσφαιρα λόγω ηφαιστειακών εκρήξεων), είναι απαραίτητο να γίνουν διορθώσεις στις δορυφορικές παρατηρήσεις στο ορατό και στο υπέρυθρο, ενώ στην περιοχή των μικροκυμάτων δεν υπάρχει επίδραση λόγω των αερολυμάτων (Iqbal, 1983). 3.β. Η ατμόσφαιρα σαν στόχος για τηλεπισκόπηση. Ενας δορυφόρος πραγματοποιεί ατμοσφαιρική βόλιση (atmospheric sounding), όταν κάποιος από τους αισθητήρες του εστιάζει σε ορισμένες φασματικές περιοχές με ιδιαίτερα χαρακτηριστικά απορρόφησης, καταγράφοντας ακτινοβολία η οποία εκπέμπεται από διαφορετικά ύψη μέσα στην ατμόσφαιρα και καθορίζοντας με τον τρόπο αυτό την κατακόρυφη κατανομή της ατμοσφαιρικής παραμέτρου η οποία σχετίζεται με την ποσότητα και την ποιότητα της ακτινοβολούμενης ενέργειας από τα ύψη αυτά (Rao et. al., 1990). Ετσι για παράδειγμα, αν ζητείται η κατακόρυφη κατανομή της θερμοκρασίας, επιλέγεται μια φασματική περιοχή στην οποία η απορρόφηση προκαλείται από ένα αέριο ομοιόμορφα αναμειγμένο καθ' ύψος ώστε να είναι γνωστή η συγκέντρωσή του, με αποτέλεσμα οι μεταβολές στη μετρούμενη ακτινοβολία στη συγκεκριμένη φασματική περιοχή, να είναι ενδεικτικές για τη θερμοκρασία του απορροφούντος αερίου σε ένα δεδομένο ύψος. Η ένταση της ακτινοβολίας (radiance) σε μια ζώνη μηκών κύματος (channel), αντιπροσωπεύει μια βαρυμένη μέση τιμή θερμοκρασίας για καθορισμένα διαστήματα καθ' ύψος. Τα "βάρη" για τον υπολογισμό της μέσης τιμής καθορίζονται από την παράγωγο της ατμοσφαιρικής διαπερατότητας σε σχέση με το ύψος προκύπτοντας έτσι μια συνάρτηση που ονομάζεται βαρύνουσα συνάρτηση (weighting function) και εξαρτάται από την κατακόρυφη κατανομή του απορροφούντος αερίου, τη θερμοκρασία και την πίεση. Συνήθως χρησιμοποιούνται τρείς φασματικές περιοχές και δύο αέρια για τον καθορισμό της κατακόρυφης κατανομής της θερμοκρασίας της ατμόσφαιρας: οι ζώνες 15 μm και 4,3 μm του CO 2 στο υπέρυθρο και η ζώνη 50 GHz του O 2 στην περιοχή των μικροκυμάτων (Rao et. al., 1990). Το μειονέκτημα της μεθόδου αυτής, είναι ότι τα διαστήματα ύψους για τα οποία υπολογίζεται η θερμοκρασία χρησιμοποιώντας τις καταγραφές ενός μόνο καναλιού, είναι αρκετά μεγάλα με συνέπεια να μειώνεται η ακρίβεια της μέτρησης. Ο λόγος είναι ότι δεν είναι πάντοτε δυνατή η ανάλυση φασματικών περιοχών στενότερων από μερικές φασματικές γραμμές, τοποθετώντας έτσι όρια στη λεπτομέρεια που μπορεί να γίνει γνωστή μια πληροφορία η οποία μεταφέρεται στο ΗΜ κύμα που κατευθύνεται

27 21 προς το δορυφόρο. Τα παραπάνω μπορούν να φανούν στο παράδειγμα του σχήματος 3.7 (Rao et. al., 1990), στο οποίο παρουσιάζονται οι φασματικές ζώνες που είναι ενεργά τα κανάλια 1-7 του HIRS σε σύγκριση με τις πολύ στενές ζώνες του ατμοσφαιρικού φάσματος που έχει εκτιμηθεί από μετρήσεις ραδιοβολίδας (in-situ) στο ύψος των 22,4 hpa. ΣΧΗΜΑ 3.7 Η κατακόρυφη χωρική διακριτική ικανότητα εξαρτάται από τον τύπο του ανιχνευτή, από το μήκος κύματος της ακτινοβολίας και από την ατμοσφαιρική παράμετρο που ζητείται να εκτιμηθεί. Ο κύριος στόχος των σχεδιαστών νέου δορυφορικού εξοπλισμού για ατμοσφαιρικές βολίσεις, είναι ο καθορισμός βαρυνουσών συναρτήσεων, οι οποίες να προκύπτουν από διαστήματα ύψους με όσο το δυνατόν στενότερο εύρος, με σκοπό τη βελτίωση της χωρικής διακριτικής ικανότητας του συστήματος. Στο σχήμα 3.8 (Rao et. al., 1990), φαίνονται βαρύνουσες συναρτήσεις για τον υπολογισμό των κατακόρυφων κατανομών θερμοκρασίας και υγρασίας με βάση τις μετρήσεις των ανιχνευτών του συστήματος TOVS (Tiros Operational Vertical Sounder, περιγράφεται αναλυτικά σε επόμενη παράγραφο), των δορυφόρων NOAA. Στον πίνακα 3.Ι (Rao et. al., 1990), φαίνονται οι ατμοσφαιρικές παράμετροι που μπορούν να εκτιμηθούν από τις ραδιοβολίσεις του συστήματος TOVS, καθώς και η ακρίβεια της εκτίμησης αυτής.

28 ΣΧΗΜΑ

29 23 ΠΙΝΑΚΑΣ 3.Ι Για τον καθορισμό της συγκέντρωσης των μεταβλητών αερίων της ατμόσφαιρας σε ένα δεδομένο ύψος χρησιμοποιούνται οι ακόλουθες τεχνικές: α) Κατακόρυφη σκόπευση του δορυφορικού ανιχνευτή προς την επιφάνεια της γης. β) Πλάγια σκόπευση (limb scanning) του δορυφορικού ανιχνευτή, με φόντο το διάστημα ή έχοντας απέναντι τον ήλιο. γ) Χρήση ενεργητικών συστημάτων RADAR ή LIDAR. Το σχήμα 3.9 (Cartalis, 1993), αναφέρεται στην περίπτωση β) και δείχνει τη διάταξη των δορυφορικών ανιχνευτών για την εκτίμηση των συγκεντρώσεων των NO και NO 2 σε ένα δεδομένο ύψος, μέσω της εξασθένισης που προκαλούν στην ηλιακή ακτινοβολία. Το πλεονέκτημα της χρήσης της ηλιακής ακτινοβολίας στην περίπτωση αυτή είναι ότι η έντασή της είναι πολύ μεγαλύτερη από την ένταση της ακτινοβολίας που εκπέμπουν οι ατμοσφαιρικές πηγές, με αποτέλεσμα η δεύτερη να μπορεί να

30 24 θεωρηθεί αμελητέα και μόνο το φαινόμενο της απορρόφησης της ηλιακής ακτινοβολίας από τα παραπάνω αέρια να παίζει ρόλο στον καθορισμό της συγκέντρωσής τους. ΣΧΗΜΑ 3.9 Το σχήμα 3.10 (Houghton, 1986), αναφέρεται στην περίπτωση α) και παρουσιάζει ένα τυπικό φάσμα εκπομπής στο υπέρυθρο για το σύστημα γη-ατμόσφαιρα. Η μέτρηση έχει γίνει από το φασματόμετρο υπερύθρου του Nimbus 4 σε κατακόρυφη σκόπευση, όταν ο δορυφόρος βρισκόταν: (a) πάνω από τη Σαχάρα, (b) πάνω από τη Μεσόγειο, (c) πάνω από την Ανταρκτική. Οι διακεκομένες καμπύλες αφορούν μέλλανα σώματα σε διαφορετικές θερμοκρασίες. Τα αέρια που απορροφούν σε κάθε περιοχή φαίνονται επίσης στο σχήμα, καθώς και το ατμοσφαιρικό παράθυρο στο υπέρυθρο. Από το σχήμα προκύπτουν τα εξής ενδιαφέροντα συμπεράσματα: Από το ατμοσφαιρικό παράθυρο (όπου η εκπομπή οφείλεται στη χαμηλότερη τροπόσφαιρα), προς τους μικρότερους κυματαριθμούς, ο μέσος συντελεστής απορρόφησης του CO 2 αυξάνει βαθμιαία, έτσι ώστε η μέση στάθμη που παρατηρεί ο δορυφόρος να κινείται προς τα μεγαλύτερα ύψη ως την περιοχή της μεγίστης απορρόφησης (667 cm -1 ). Στον κυματαριθμό αυτό η ακτινοβολία προέρχεται κυρίως από τη στρατόσφαιρα. Ετσι παρατηρείται ότι στη Σαχάρα (a), και στη Μεσόγειο (b), η θερμοκρασία ελαττώνεται μέχρι την τροπόπαυση και μετά αυξάνει στη στρατόσφαιρα, ενώ στην Ανταρκτική (c), η θερμοκρασία αυξάνει συνεχώς (Houghton, 1986).

31 ΣΧΗΜΑ

32 26 4. ΧΡΗΣΗ ΔΟΡΥΦΟΡΙΚΩΝ ΔΕΔΟΜΕΝΩΝ ΣΤΗ ΜΕΛΕΤΗ ΤΟΥ ΚΛΙΜΑΤΟΣ Η μελέτη του κλίματος συνίσταται στην απεικόνιση, ανάλυση και πρόγνωση των κλιματικών μεταβολών για περιόδους από λίγες βδομάδες ως μερικά χρόνια. Οι κύριοι στόχοι της κλιματικής απεικόνισης και πρόβλεψης, είναι να εξεκριβώσουν να εξιχνιάσουν και να προβλέψουν τις πιο σημαντικές μεταβολές των διαφόρων κλιματικών παραμέτρων του συστήματος Γη - Ατμόσφαιρα, οι περισσότεροι από τους οποίους επηρεάζουν άμεσα ή έμμεσα σημαντικούς κοινωνικοοικονομικούς παράγοντες. Για παράδειγμα μια σημαντική μεγάλης κλίμακας κλιματική μεταβολή είναι η Νότια Κύμανση (El Nino / Southern Ossilation (ENSO) phenomenon). Επεισόδια Νότιας Κύμανσης συμβαίνουν σε ακαθόριστα χρονικά διαστήματα από 2 ως 10 χρόνων τουλάχιστον ένα ή δύο χρόνια και παίζουν κυρίαρχο ρόλο στις ενδοετήσιες μεταβολές στις τροπικές περιοχές αλλά συνδέονται και με σημαντικές κλιματικές μεταβολές έξω από την τροπική ζώνη. Το φαινόμενο δεν είναι ακόμα πλήρως κατανοητό ώστε να επιδέχεται πρόγνωση, όμως ιδιαίτερα επεισόδια ENSO σε πολλές περιπτώσεις ανκολουθούν ίδια πορεία, (Rasmusson and Carpenter, 1982). Είναι λοιπόν καθοριστικής σημασίας για την εκτίμηση και την πρόβλεψη, το τωρινό και το πρόσφατο καθεστώς των κλιματικών παραμέτρων που συνδέονται με τη νότια κύμανση. Η μελέτη κλιματικών μεταβολών τέτοιας μεγάλης κλίμακας, απαιτεί τη χρήση μιας υψηλής ποιότητας βάσης δεδομένων με τα οποία να μπορεί να περιγραφεί η συμπεριφορά του παγκόσμιου κλιματικού συστήματος σε ανάλογη χωροχρονική κλίμακα, (για χρονικά διαστήματα μεγαλύτερα των 2 εβδομάδων και για επιφάνεια της τάξης των 6 x 10 4 Km 2 ). Τα δορυφορικά δεδομένα συμβάλουν σημαντικά και προς τις δύο κατευθύνσεις στη μελέτη του κλίματος γιατί η χωροχρονική κάλυψη των δορυφορικών παρατηρήσεων είναι εξαιρετικά πλήρης σε σύγκριση μ' αυτήν από άλλες πηγές. Είναι σημαντικό επίσης το γεγονός ότι οι δορυφορικές παρατηρήσεις είναι πηγή για τη δημιουργία μιας ανεξάρτητης βάσης δεδομένων η οποία μπορεί να χρησιμοποιηθεί για τον έλεγχο της εγκυρότητας των δεδομένων από άλλες πηγές. Για τη μελέτη του κλίματος απαιτείται ένα χρονικά εκτεταμένο αρχείο δεδομένων (π.χ. για τον καθορισμό θερμοκρασιακών μεταβολών (trends), το αρχείο των θερμοκρασιακών δεδομένων πρέπει να καλύπτει 100 έτη, ώστε να είναι στατιστικά αποδεκτό). Επομένως η χρήση των δορυφορικών δεδομένων στη μελέτη κλιματικών μεταβολών έχει το μειονέκτημα της μικρής χρονικής έκτασης (λιγότερο από 30 έτη).

33 27 Επίσης σε πολλές περιπτώσεις, η ασυνέχεια των παρατηρήσεων και οι αλλαγές που γίνονται στους δορυφορικούς ανιχνευτές και στη βαθμονόμησή τους επιφέρουν δυσκολίες στην οργάνωση ενός συνεπούς και σταθερού αρχείου δεδομένων. 4.α. Παγοκάλυψη. Η χιονοκάλυψη του εδάφους και η έκταση των πάγων πάνω από τους ωκεανούς παίζουν σημαντικό ρόλο στο παγκόσμιο κλιματικό σύστημα λόγω της δυναμικής επίδρασης που έχουν στην επιφανειακή τραχύτητα και στη θερμοκρασία και υγρασία κοντά στην επιφάνεια, μεταβάλλοντας έτσι τη ροή ορμής και θερμότητας στα χαμηλότερα στρώματα της ατμόσφαιρας και στα ψηλότερα υδάτινα στρώματα των ωκεανών. Επίσης η μεγάλη λευκαύγεια που παρουσιάζουν συντελεί στη μείωση της ηλιακής ακτινοβολίας που απορροφάται στην επιφάνεια, ενώ λόγω της μικρής τους θερμικής αγωγιμότητας είναι δυνατόν να εκπέμπουν ακτινοβολία σε διαφορετικά μήκη κύματος από την υποκείμενη χερσαία ή υδάτινη επιφάνεια, της οποίας η θερμοκρασία θα είναι αρκετά διαφορετική. Είναι γεγονός ότι οι μεταβολές της παγοκάλυψης συνδέονται με γεωλογικης κλίμακας κλιματικές αλλαγές (π.χ. εποχές των παγετώνων), επομένως η συσχέτιση μεταξύ των κλιματικών παραμέτρων χιόνι - πάγος - ατμόσφαιρα - ωκεανοί - έδαφος, δεν είναι τόσο προφανής για μικρότερες χρονικές κλίμακες. Ωστόσο σήμερα, η χρήση δoρυφορικών δεδομένων έχει ανοίξει νέους ορίζοντες στη διαγνωστική ανάλυση για την εκτίμηση της παγοκάλυψης και χιονοκάλυψης σε μικρότερη χωροχρονική κλίμακα, όπως για παράδειγμα η συσχέτιση της μέσης έκτασης της χειμερινής (Δεκέμβριος - Μάρτιος) χιονοκάλυψης της Ευρασιατικής ηπείρου με την επακόλουθη καλοκαιρινή (Ιούνιος - Σεπτέμβριος) βροχόπτωση που προκαλούν οι μουσώνες στην Ινδική χερσόνησο όπως φαίνεται στο σχήμα 4.1 (Dickson, 1984).

34 28 ΣΧΗΜΑ 4.1 Ο φυσικός μηχανισμός που έχει σαν αποτέλεσμα μια τέτοια συσχέτιση είναι πιθανόν να συνδέεται με την αύξηση ή μείωση του ρυθμού θέρμανσης της Ασιατικής ηπείρου την άνοιξη, χωρίς να είναι πλήρως κατανοητός και χωρίς να είναι σίγουρο ότι αυτή η στατιστικά αποδεδειγμένη συσχέτιση θα παραμείνει σταθερή στο μέλλον. Δορυφορικές παρατηρήσεις έχουν δείξει ότι ο ετήσιος κύκλος της θαλάσσιας παγοκάλυψης είναι αρκετά διαφορετικός στην Αρκτική ζώνη απ' ότι στην Ανταρκτική όπως φαίνεται στο σχήμα 4.2 (Rao et. al., 1990). Η ετήσια μεταβολή στην Αρκτική ζώνη είναι περιορισμένη λόγω του ότι ο Αρκτικός ωκεανός εγκλωβίζεται από ξηρά. ΣΧΗΜΑ 4.2

35 29 4.β. Θερμοκρασία της επιφάνειας της θάλασσας. Η θερμοκρασία της επιφάνειας της θάλασσας (Sea Surface Temperature: SST), παίζει πολύ σημαντικό ρόλο στην αλληλεπίδραση ατμόσφαιρας - ωκεανών. Οι μεταβολές της είναι σημαντικές για την πρόγνωση καιρού για μεγάλο χρονικό διάστημα και για τη μελέτη του κλίματος, ιδιαίτερα οι μεγάλης κλίμακας μεταβολές της SST στις τροπικές περιοχές (Rasmusson and Carpenter, 1982). Τα πλοία και οι θαλάσσιοι σταθμοί προσφέρουν περίπου παρατηρήσεις κάθε μήνα. Τα δεδομένα αυτά είναι επαρκή για την περιγραφή της διανομής της SST μεταξύ 60 N και 30 S εκτός από την κεντρική και ανατολική περιοχή του Ειρηνικού ωκεανού που όμως είναι αποφασιστικής σημασίας στη μελέτη του κλίματος λόγω της εκδήλωσης της Νότιας Κύμανσης (ENSO), κάνοντας επιτακτική την ανάγκη χρησιμοποίησης διαφόρων τεχνικών για τη συμπλήρωση και εξομάλυνση των δεδομένων. Επίσης η αξιοπιστία τους είναι ικανοποιητική για τα μεγάλης κλίμακας φαινόμενα όμως μειώνεται καθώς μειώνεται η κλίμακα των φαινομένων που μελετώνται. Τα δορυφορικά δεδομένα είναι σε θέση να βελτιώσουν σημαντικά την πληρότητα και την αξιοπιστία. Οι δορυφόροι προσφέρουν περίπου παρατηρήσεις κάθε μήνα για την SST οι οποίες είναι πιο ομοιογενείς στο χώρο και συνεχείς στο χρόνο. Το μεγάλο εύρος ( ) υπάρχει λόγω προβλημάτων που σχετίζονται με τα τεχνικά χαρακτηριστικά των δορυφορικών ανιχνευτών, με τη νεφοκάλυψη και με την ύπαρξη υψηλής συγκέντρωσης αερολυμάτων στην ατμόσφαιρα. Στο σχήμα 4.3 φαίνεται η διανομή της θερμοκρασίας της επιφάνειας της θάλασσας από in situ μετρήσεις για τον Οκτώβριο του 1986 και στο σχήμα 4.4 η αντίστοιχη διανομή με βάση δορυφορικές παρατηρήσεις (Rao et. al., 1990). Η σύγκριση των δύο σχημάτων δείχνει ότι οι καμπύλες που εκφράζουν τη διανομή της θερμοκρασίας έχουν την ίδια μορφή αλλά έχουν σημαντικές διαφορές, με κύριο πλεονέκτημα των δορυφορικών δεδομένων τη συνέπειά τους σε μεγάλη κλίμακα στον κεντρικό και νότιο Ειρηνικό. Τα δορυφορικά δεδομένα όμως έχουν ανάλυση κατά περίπου 0,5 C χαμηλότερη.

36 30 ΣΧΗΜΑ 4.3 ΣΧΗΜΑ 4.4 Τα δύο σετ των δεδομένων μπορούν να χρησιμοποιηθούν μαζί, με μια μέθοδο συνδιασμένης (blended) ανάλυσης, η οποία χρησιμοποιεί τα δεδομένα των in situ μετρήσεων για τον ορισμό κάποιων τιμών της SST σαν σημείων αναφοράς (benchmarks) σε περιοχές όπου υπάρχουν συχνές in situ παρατηρήσεις, και τα δορυφορικά δεδομένα για τον καθορισμό της μορφής (shape) του πεδίου της θερμοκρασίας μεταξύ των προκαθορισμένων σημείων αναφοράς. Ετσι σφάλματα που τυχόν υπάρχουν στην εκτίμηση της SST με βάση δορυφορικές μετρήσεις θα είναι σημαντικά μόνο σε περιοχές όπου οι επιτόπιες μετρήσεις είναι σπάνιες. Η διανομή της θερμοκρασίας για τον Οκτώβριο του 1986 με τη χρήση της πιο πάνω μεθόδου

37 31 φαίνονται στο σχήμα 4.5 (Rao et. al., 1990), όπου είναι φανερή η βελτίωση σε σχέση με τα προηγούμενα σχήματα. ΣΧΗΜΑ 4.5

38 32 4.γ. Βροχόπτωση. Η βροχόπτωση που προκαλείται κυρίως από τα εκτεταμένα ανοδοκά ρευμάτα στις τροπικές περιοχές (convective), λόγω των τεράστιων ποσών λανθάνουσας θερμότητας που απελευθερώνει, είναι ένας από τους κύριους δυναμικούς μηχανισμούς της γενικής κυκλοφορίας. Είναι λογικό λοιπόν να εξετάζονται πολύ προσεκτικά οι μεταβολές της βροχόπτωσης στις τροπικές περιοχές στη μελέτη του παγκόσμιου κλιματικού συστήματος, όπως επίσης είναι σημαντικής σημασίας η εκτίμηση της μέσης βροχόπτωσης πάνω από εκτεταμένες περιοχές. Η παραδοσιακή μέθοδος για την εκτίμηση της βροχόπτωσης, δηλαδή με τη χρήση βροχομέτρων, είναι ανεπαρκής όσον αφορά τη μικρή χωρική κλίμακα των βροχοπτώσεων λόγω ανοδικών ρευμάτων, που σημαίνει ότι απαιτείται ένα πολύ πυκνό δίκτυο από βροχόμετρα για την πραγματοποίηση αξιόπιστων μετρήσεων, κάτι που φυσικά δεν υπάρχει στις ωκεάνιες ή στις απομακρυσμένες χερσαίες περιοχές. Η μέτρηση από απόσταση (Remote sensing), είναι μια άλλη μέθοδος για την εκτίμηση της βροχόπτωσης. Τα επιγεια radar όπου χρησιμοποιούνται δίνουν καλά αποτελέσματα, όμως έχουν το ίδιο πρόβλημα με τα βροχόμετρα όσον αφορά την κάλυψη εκτεταμένων χερσαίων ή θαλάσσιων περιοχών. Η λύση του προβλήματος της χωρικής κάλυψης είναι η εκτίμηση της βροχόπτωσης με κατάλληλους αισθητήρες που φέρουν οι δορυφορικοί ανιχνευτές (είτε ενεργητικοί είτε παθητικοί). Επειδή κάποιος λειτουργικός ενεργητικός ανιχνευτής για μετρήσεις βροχόπτωσης μεγάλης κλίμακας δεν είναι ακόμα πρακτικά εφαρμόσιμος, η χρήση των παθητικών ανιχνευτών και ιδιαίτερα των ευαίσθητων σε ακτινοβολία με μήκος κύματος στην περιοχή του ατμοσφαιρικού παραθύρου στο υπέρυθρο, εμφανίζεται να είναι η καλύτερη προσέγγιση για την εκτίμηση της βροχόπτωσης. 4.γ.1. Εκτίμηση της βροχόπτωσης μέσω των μεταβολών της προς τα πάνω ροής ακτινοβολίας μεγάλου μήκους κύματος. Μια αντικειμενική τεχνική για την εκτίμηση της βροχόπτωσης χρησιμοποιεί τα δεδομένα της απεικόνισης στο υπέρυθρο (2 φορές την ημέρα) για την προς τα πάνω ροή της ακτινοβολίας μεγάλου μήκους κύματος (Outgoing Longwave Radiation: OLR), τα οποία είναι διθέσιμα από τον Ιούνιο του Στην τροπική ζώνη, περιοχές με μικρή (μεγάλη) OLR είναι ισχυρά συσχετισμένη με μικρή (μεγάλη) συγκέντρωση νεφών ανοδικών ρευμάτων. Οι Heddinghaus και Krueger (1981) και Liebmann και Hartmann (1982), έκαναν εκτίμηση της μεγάλης κλίμακας βροχόπτωσης στις τροπικές περιοχές μέσω των μεταβολών της OLR. Οι Lau και Chan (1983),

39 33 χρησιμοποίησαν το μέσο αριθμό των ημερών σ' ένα συγκεκριμένο μήνα με OLR < 240 Wm -2, για την εκτίμηση (τοπικά) της μέσης βροχόπτωσης σε τροπικές περιοχές. Η τιμή αυτή είναι ισχυρά συσχετισμένη με τη μέση OLR σε εκτεταμένες περιοχές γύρω από την Ινδική χερσόνησο που σημαίνει ότι και οι δύο μέθοδοι είναι ισοδύναμες. Οι μεταβολές της OLR που συνόδευσαν το επεισόδιο Νότιας Κύμανσης (ENSO), του , ήταν οι μεγαλύτερες που είχαν παρατηρηθεί μέχρι τότε. Στο σχήμα 4.6 (Rao et. al., 1990), φαίνεται η διανομή των μεταβολών (anomalies) της βροχόπτωσης (σε mm) η οποία έχει εκτιμηθεί με βάση τις μεταβολές της OLR για τους μήνες Ιούνιο ως Αύγουστο του 1982 (κατά τη δειάρκεια του επεισοδίου). Οι διακεκομμένες καμπύλες στο σχήμα, εκφράζουν αρνητικές τιμές της μεταβολής της βροχόπτωσης (Ινδονησία και Αυστραλία). Παρατηρείται βροχόπτωση 200 mm πάνω από το κανονικό στις περισσότερες τροπικές περιοχές του Ειρηνικού, κυρίως από150 Ε ως 180. Θετικές διακυμάνσεις πάνω από 200 mm παρατηρούνται επίσης και στον ανατολικό Ειρηνικό γύρω στις 5 Ν. Οι διακυμάνσεις αυτές υποδηλώνουν μια πρός τα νότια μετατόπιση της ενδοτροπικής ζώνης σύγκλισης (Intertropical Convergence Zone: ITCZ) του ανατολικού Ειρηνικού και μια προς τα βόρεια μετατόπιση της ζώνης σύγκλισης του νότιου Ειρηνικού (South Pacific Convergence Zone: SPCZ), και οι δύο χαρακτηριστικά του επεισοδίου ENSO. ΣΧΗΜΑ 4.6

40 34 4.γ.2. GOES Precipitation Index. Οι Arkin (1979) και Richards και Arkin (1981), επεξεργάστηκαν στατιστικά μετρήσεις υπερυθρης ακτινοβολίας από τους δορυφόρους GOES (Geostationary Operational Enviromental Satellites), πάνω από διάφορες περιοχές κατά τη διάρκεια του πειράματος GARP (Global Atmospheric Research Programme) Atlantic Tropical Experiment (GATE), συγκρινοντάς τις με εκτιμήσεις βροχόπτωσης από radar. Το συμπέρασμα ήταν ότι οι μέσες τιμές, σε χρονική περίοδο 6 ωρών, του τμήματος της νεφοκάλυψης, σε ένα πλαίσιο 2 lat. x 2 long., με νέφη των οποίων η ισοδύναμη θερμοκρασία μέλλανος σώματος (Equivalent BlackBody Temperatures: EBBT) ήταν στην περιοχή K, ήταν πολύ ισχυρά συσχετισμένες με τη βροχόπτωση στην ίδια χρονική περίοδο. Στο σχήμα 4.7 (Arkin, 1979), φαίνεται ότι η συσχέτιση μεταξύ της σε διάστημα 6 ωρών βροχόπτωσης στην περιοχή του GATE και του τμήματος της περιοχής που καλύπτονταν από νέφη των οποίων το ύψος ήταν μεγαλύτερο από ένα συγκεκριμένο κατώφλι, έχει την ίδια μορφή και για τις τρείς φάσεις του πειράματος με υψηλούς συντελεστές συσχέτισης σε μια περιοχή κατωφλίων. Στο σχήμα 4.8 (Richards and Arkins, 1981), φαίνεται η διάταξη των θέσεων παρατήρησης του GATE και για τις τρείς φάσεις του πειράματος. Η συσχέτιση είναι μικρή για περιοχές 0,5 x 0.5, αλλά είναι μεγάλη (γύρω στο 0,8) για περιοχές 1,5 x 1,5 και 2,5 x 2,5, αυξάνει όταν αυξάνει ο χρόνος στον οποίο υπολογίζεται η μέση τιμή, αλλά είναι αρκετά υψηλή ακόμα και για ωριαίες εκτιμήσεις για πλαίσιο 2,5 x 2,5. ΣΧΗΜΑ 4.7

41 35 ΣΧΗΜΑ 4.8 Οι μελέτες αυτές οδηγούν στο συμπέρασμα ότι οι μεγάλης χωροχρονικής κλίμακας βροχοπτώσεις από νέφη ανοδικών ρευμάτων έχουν γραμμική εξάρτηση με τη χρονική μέση τιμή του τμήματος περιοχών συγκεκριμένου μεγέθους που καλύπτεται από νέφη με EBBT < 235 K. Τέτοιες εκτιμήσεις της βροχόπτωσης από μετρήσεις των GOES στο υπέρυθρο γίνονται από το Δεκέμβριο του 1981 με τη χρήση του GOES Precipitation Index (GPI). Ο GPI δίδεται από μέση τιμή του τμήματος που υπάρχει νεφοκάλυψη με EBBT < 235 K σε χρονικό διάστημα t (σε ώρες), πολλαπλασιασμένη με 3t. Τα αποτελέσματα του πειράματος GATE για την εκτίμηση της βροχόπτωσης, έγινε προσπάθεια να εφαρμοστούν και σε άλλες περιοχές πέραν της τροπικού τμήματος του Ατλαντικού, θεωρώντας ότι ο μηχανισμός παραγωγής βροχής από τα νέφη ανοδικών ρευμάτων είναι ίδιος σε όλες τις τροπικές περιοχές καθώς και στις υποτροπικές περιοχές κατά τη θερμή περίοδο του έτους. Η μέση τιμή του GPI πάνω από εκτεταμένες τροπικές περιοχές παρουσιάζει έναν σημαντικό ετήσιο κύκλο. Στο σχήμα 4.9 φαίνονται οι μέσες μηνιαίες τιμές του GPI (mm) πάνω από τις τροπικές περιοχές της Νότιας Αμερικής (κορυφή), πάνω από την ITCZ του Ατλαντικού (κέντρο) και πάνω από την ITCZ του ανατολικού Ειρηνικού

42 36 (βάση), για το χρονικό διάστημα από Δεκέμβριο του 1981 ως το Νοέμβριο του (Οι κλίμακες των καμπύλων της κορυφής και της βάσης είναι αριστερά ενώ η κλίμακα της μεσαίας καμπύλης δεξιά). Ενώ η φάση των ετήσιων κύκλων είναι η ίδια σε κάθε περιοχή για όλη τη χρονική περίοδο, το πλάτος, κατά τη διάρκεια του επεισοδίου ENSO, μειώνεται κατά περίπου 25% στις περιοχές της ITCZ του Ατλαντικού και της Νότιας Αμερικής, και αυξάνεται κατά περίπου 50% στην ITCZ του ανατολικού Ειρηνικού. ΣΧΗΜΑ 4.9

43 37 4.δ. Νεφοκάλυψη και τροποσφαιρικά αερολύματα. Ο προσδιορισμός με τη βοήθεια δορυφορικών πρατηρήσεων της νεφοκάλυψης και της κατανομής των αερολυμάτων (aerosols) στο χώρο και στο χρόνο μπορεί να βελτιώσει σημαντικά τη μελέτη των επιδράσεών τους στο κλιματικό σύστημα. Η αλληλεπίδραση των νεφών και των αερολυμάτων με την εισερχόμενη ηλιακή και την εξερχόμενη γήινη ακτινοβολία παίζει πολύ σημαντικό ρόλο στον καθορισμό του ενεργειακού ισοζυγίου και του κλίματος του πλανήτη. Τα αερολύματα συνίστανται από σωματίδια των οποίων η ακτίνα έχει τυπικό μέγεθος από 0,001 μm ως 1μm, ενώ τα σωματίδια που περιέχονται στα νέφη έχουν ακτίνα από 1 μm ως 100 μm. Λόγω του μεγαλύτερου μεγέθους τους, τα σωματίδια των νεφών προκαλούν περίπου 100 φορές μεγαλύτερη απορρόφηση ή σκέδαση της ακτινοβολίας από τα σωματίδια των αερολυμάτων. Η απορρόφηση και η σκέδαση της ακτινοβολίας λόγω των αερολυμάτων μειώνονται περισσότερο από τις αντίστοιχες των νεφών όσο αυξάνει το μήκος κύματος, με αποτέλεσμα τα νέφη να αλληλεπιδρούν περίπου ισοδύναμα με την εισερχόμενη ηλιακή ακτινοβολία και την εκπεμπόμενη θερμική ακτινοβολία, ενώ τα αερολύματα επιδρούν κυρίως στη διάδοση της μικρόυ μήκους κύματος ακτινοβολίας. Στην πραγματικότητα, και στις δύο περιπτώσεις, η αλληλεπίδραση με την ακτινοβολία εξαρτάται και από πολλούς άλλους παράγοντες όπως η χημική τους σύσταση και η οριζόντια και κατακόρυφη συγκέντρωση των σωματιδίων. 4.δ.1. Μέθοδοι εκτίμησης της νεφοκάλυψης από δορυφορικές μετρήσεις. I. Μέθοδος κατωφλίου. Σύμφωνα με τη μέθοδο αυτή μια δορυφορική εικόνα χωρίζεται σε πολλά τμήματα (στοιχεία) και εξετάζεται χωριστά κάθε τμήμα. Κάποιο στοιχείο της εικόνας χαρακτηρίζεται από την ύπαρξη νέφωσης αν η παρατηρούμενη ακτινοβολία που προέρχεται από το στοιχείο αυτό διαφέρει περισσότερο από μια συσκεκριμένη τιμή (κατώφλι), από την παρατηρούμενη ακτινοβολία από το ίδιο στοιχείο χωρίς καθόλου νέφωση. Το ποσοστό νέφωσης δίδεται από το λόγο του αριθμού των στοιχείων της εικόνας με νεφοκάλυψη προς το συνολικό αριθμό των στοιχείων της εικόνας. Αρχικά χρησιμοποιήθηκε ένα μόνο κατώφλι για δορυφορικές εικόνες στο ορατό (VIS). Αργότερα διάφορα κατώφλια για τις διάφορες κατηγορίες νεφών όμως πάλι για την ορατή περιοχή του φάσματος. Μετά την ανάπτυξη και τη λειτουργία των υπέρυθρων (IR) ανιχνευτών άρχισαν να χρησιμοποιούνται και πολλά κατώφλια στο