ΑΡΙΣΤΟΤΕΛΕΙΟ ΠΑΝΕΠΙΣΤΗΜΙΟ ΘΕΣΣΑΛΟΝΙΚΗΣ ΤΜΗΜΑ ΦΥΣΙΚΗΣ ΠΡΟΓΡΑΜΜΑ ΜΕΤΑΠΤΥΧΙΑΚΩΝ ΣΠΟΥΔΩΝ ΦΥΣΙΚΗΣ ΠΕΡΙΒΑΛΛΟΝΤΟΣ

Transcript

1 ΑΡΙΣΤΟΤΕΛΕΙΟ ΠΑΝΕΠΙΣΤΗΜΙΟ ΘΕΣΣΑΛΟΝΙΚΗΣ ΤΜΗΜΑ ΦΥΣΙΚΗΣ ΠΡΟΓΡΑΜΜΑ ΜΕΤΑΠΤΥΧΙΑΚΩΝ ΣΠΟΥΔΩΝ ΦΥΣΙΚΗΣ ΠΕΡΙΒΑΛΛΟΝΤΟΣ Δεκαετής μελέτη της θαλάσσιας αύρας στο λεκανοπέδιο της Αθήνας Μητρούλης Μιχαήλ Επιβλέπων καθηγητής: κ. Μελάς Δημήτριος ΘΕΣΣΑΛΟΝΙΚΗ 2015

2 Ευχαριστίες... 4 Περίληψη... 5 ABSTRACT... 6 Εισαγωγή... 7 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 ο Μοντέλο RegCM Ιστορικά Κατακόρυφο και οριζόντιο πλέγμα του μοντέλου RegCM Προβολές χάρτη και συντελεστές κλίμακας Περιγραφή Μοντέλου Δυναμική Φυσική Σχήμα ακτινοβολίας (Radiation Scheme) Μοντέλο επιφάνειας ξηράς (Land Surface Model) Σχήμα πλανητικού οριακού στρώματος (Planetary Boundary Layer Scheme) Σχήμα παραμετροποίησης κατακόρυφης αστάθειας (convective precipitation schemes) Σχήμα βροχόπτωσης μεγάλης κλίμακας (Large-Scale Precipitation Scheme) Παραμετροποίηση ωκεάνιας ροής (Ocean flux Parameterization) Σχήμα βαροβαθμίδας (Pressure Gradient Scheme) Μοντέλο Λίμνης (Lake Model) Αιωρήματα και σκόνη (Μοντέλο Χημείας) Προ-επεξεργασία Έδαφος (terrain) Αρχικές και Οριακές συνθήκες Θερμοκρασία επιφάνειας θάλασσας Δεδομένα για αρχικές και πλευρικές οριακές συνθήκες Επεξεργασία πλευρικών και οριακών συνθηκών Εκτέλεση του προγράμματος ICBC RegCM Επιλογή κατάλληλων χρονικών βημάτων Έναρξη της προσομοίωσης Μετα-επεξεργασία (Post-processing) Διαδικασία παρεμβολής παρατηρησιακών δεδομένων

3 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2 Ο Το σύστημα της θαλάσσιας αύρας Εισαγωγή Θερμικές κυκλοφορίες Θαλάσσια αύρα Το σύστημα της θαλάσσιας αύρας Συνιστώσες της θαλάσσιας αύρας Δομή του συστήματος της θαλάσσιας αύρας (structure) Ρόλος των ηχητικών κυμάτων (Sound Waves) Προμετωπιαία φαινόμενα Ρεύματα βαρύτητας της θαλάσσιας αύρας και κύματα Kelvin Helmholtz Μέτωπο της θαλάσσιας αύρας Εξίσωση «γέννησης» μετώπου (Frontogenesis function) Διαχωρισμός μετώπου (Frontal Birfucation) Ισχύς του μετώπου της θαλάσσιας αύρας Σχηματισμός κυματοειδούς μετώπου (undular bore) Ο ημερήσιος κύκλος ζωής της θαλάσσιας αύρας Η θαλάσσια αύρα στην περιοχή των Αθηνών Επίδραση της θαλάσσιας αύρας στην αστική ατμοσφαιρική ρύπανση Τοπογραφία της Αθήνας και ανάπτυξη του κυττάρου της θαλάσσιας αύρας ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 ο Μεθοδολογία ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 ο Επεξεργασία Παραδείγματα ημερών με θαλάσσια αύρα και χωρίς και απεικόνιση σε αντίστοιχους χάρτες Στατιστική ανάλυση ΚΕΦΑΛΑΙΟ 5 ο Συμπεράσματα Βιβλιογραφία

4 Ευχαριστίες Στην παρούσα εργασία μελετάται η συχνότητα εμφάνισης των ημερών με θαλάσσια αύρα στο λεκανοπέδιο της Αθήνας, από το Σαρωνικό κόλπο. Για το σκοπό αυτό χρησιμοποιήθηκαν τα αποτελέσματα δεκαετούς προσομοίωσης του Περιοχικού Κλιματικού Μοντέλου RegCM3, την περίοδο Η εργασία πραγματοποιήθηκε υπό την επίβλεψη του καθηγητή κ. Μελά Δ. στον οποίο θα ήθελα να εκφράσω τις ευχαριστίες μου για την συνεχή στήριξη και καθοδήγηση που μου παρείχε σε όλη αυτή την προσπάθεια. Να ευχαριστήσω θερμά την λέκτορα κ. Κατράγκου Ε. για την πολύτιμη βοήθειά της, ήταν πάντοτε διαθέσιμη σε ότι χρειαζόμουν επί της διαδικασίας με πολύ χρήσιμες οδηγίες και συμβουλές. Τέλος δε θα μπορούσα να μην ευχαριστήσω τους συμφοιτητές μου και καλούς φίλους Λογοθέτη Ι., Σιώμο Ν. και Δότσα Μ. Ε. για την προθυμία τους να βοηθήσουν με τις γνώσεις τους σε τυχόν απορίες μου στη διάρκεια εκπόνησης της εργασίας. 4

5 Περίληψη Το κύτταρο κυκλοφορίας της θαλάσσιας αύρας είναι ένα τοπικό σύστημα ανέμου μέσης κλίμακας που εμφανίζεται συχνά σε παράκτιες περιοχές. Η ανάπτυξη του φαινομένου εξαρτάται από τη θερμοκρασιακή διαφορά ξηράς θάλασσας γεγονός που αποδεικνύει τον θερινό χαρακτήρα του, αφού την καλοκαιρινή περίοδο η ηλιακή δραστηριότητα είναι εντονότερη και η διαφορά θερμοκρασίας ξηράς θάλασσας μέγιστη. Η ανάπτυξη της θαλάσσιας αύρας έχει σημαντικές περιβαλλοντικές επιπτώσεις, επιδρώντας τόσο στο τοπικό κλίμα όσο και στην ποιότητα του αέρα. Ειδικότερα στο λεκανοπέδιο των Αθηνών η ανάπτυξη της θαλάσσιας αύρας συνδέεται με δυσμενείς συνθήκες διασποράς συμβάλλοντας στην αλλοίωση της ποιότητας του αέρα πάνω από την πόλη λόγω των αυξημένων συγκεντρώσεων των ατμοσφαιρικών ρύπων. Στην παρούσα εργασία επιχειρείται η μελέτη της εμφάνισης της θαλάσσιας αύρας στην περιοχή των Αθηνών. Για τον σκοπό αυτό χρησιμοποιήθηκαν τα αποτελέσματα προσομοιώσεων του Περιοχικού Κλιματικού Μοντέλου RegCM3, για την δεκαετία Η πλεγματική ανάλυση του RegCM3 ήταν 10 km. Μέσω της επεξεργασίας των αποτελεσμάτων αυτών ανιχνεύθηκε η συχνότητα εμφάνισης της θαλάσσιας αύρας στην Αττική και συγκεκριμένα στη λεκάνη της Αθήνας, όπου πνέει ως νότιος νοτιοδυτικός άνεμος από το Σαρωνικό κόλπο. Ο προσδιορισμός των ημερών με θαλάσσια αύρα βασίστηκε στην εφαρμογή τεσσάρων κριτηρίων: (i) Ο άνεμος πνέει προς την ακτή (onshore), (με εύρος 160 ο 240 ο ) για τουλάχιστον δύο συνεχόμενες ώρες, κατά τη διάρκεια της περιόδου δύο ώρες μετά την Ανατολή του Ηλίου μέχρι δύο ώρες μετά τη Δύση του. (ii) Ο άνεμος πνέει υπεράκτια (offshore), (με εύρος 240 ο 160 ο ) για την πλειοψηφία των ωρών, κατά τη διάρκεια της περιόδου δύο ώρες μετά την Δύση του Ηλίου μέχρι δύο ώρες μετά την Ανατολή του. (iii) Η θερμοκρασία του αέρα στα 2 μέτρα πάνω από την επιφάνεια του εδάφους είναι υψηλότερη από αυτή στην επιφάνεια της θάλασσας στις 13:00 UTC. (iv) Ο άνεμος στο επίπεδο πίεσης 830 mb πνέει υπεράκτια (offshore), (με εύρος 260 ο 130 ο ) στις 12:00 UTC. Επιβεβαιώνεται επίσης και ο έντονος θερινός χαρακτήρας του φαινομένου, διότι ο μεγαλύτερος αριθμός ημερών με αύρα σημειώθηκε την περίοδο Μάιος Σεπτέμβριος, με μέγιστη τιμή τον Ιούνιο. Ο μέσος όρος ημερών με αύρα έχει μέγιστη τιμή τον Ιούνιο (10,3), ακολουθεί ο Ιούλιος (8,9), ο Μάιος (8,6) και ο Αύγουστος (7,1). 5

6 ABSTRACT Sea breeze circulation is a mesoscale local wind system that occurs in coastal regions when the cool air mass above sea surface moves progressively inland during daytime. Its summer nature is attributed to the land sea temperature difference, since solar activity is stronger during the warm period of the year, when the land sea temperature difference is maximum. The development of the sea breeze circulation has important environmental impacts, affecting local climate and air quality. Specifically, its presence over the Athens basin is related to conditions favoring stagnation, which can potentially lead to deterioration of air quality. The subject of this study is the occurrence of the sea breeze circulation pattern in the greater area of Athens. The results were obtained by a ten year simulation of the Regional Climate Model version 3 (RegCM3) covering The model horizontal resolution is 10 km. The analysis indicates the frequency of the sea breeze system detected in the greater area of Athens and specifically in the Athens basin, where the circulation is defined as a south southwesterly flow from the Saronikos gulf. The determination of the sea breeze days number is based on the application of four criteria: (i) The wind blew onshore (in the range of ) for at least two consecutive hours during the period of two hours after sunrise to two hours after sunset. (ii) The wind blew offshore (in the range of ) for the majority of the hours during the nighttime (two hours after the sunset to two hours after sunrise). (iii) The air temperature at 2 m AGL was higher than the sea surface temperature at 13:00 UTC. (iv) The wind at 830 mb was offshore (in the range of ) at 12:00 UTC. The intense summer nature of this phenomenon is confirmed, since the majority of sea breeze days occurred in the period May September, with a peak in June. The maximum mean value of the sea breeze days is detected in June (10,3 days), then in July (8,9), in May (8,6) and in August (7,1). 6

7 Εισαγωγή Το φαινόμενο της θαλάσσιας αύρας ήταν γνωστό στους ναυτικούς και τους ψαράδες από αρχαιοτάτων χρόνων, πολύ πριν μελετηθεί από επιστήμονες, λόγω της εξάρτησης των δραστηριοτήτων τους από την παλίρροια και τους ανέμους. Επίσης οι στρατιωτικοί και πιο συγκεκριμένα αυτοί που έδωσαν μάχες στη θάλασσα είχαν ζωηρό ενδιαφέρον για τη θαλάσσια αύρα. Ο Simpson (1994) αναφέρεται στον Αθηναίο στρατηγό Θεμιστοκλή, διοικητή των ελληνικών δυνάμεων, στην περίφημη ναυμαχία της Σαλαμίνας το 480 π.χ εναντίον των Περσών. Η μάχη δόθηκε σε ένα στενό μεταξύ του νησιού της Σαλαμίνας και της ηπειρωτικής χώρας. Ο Θεμιστοκλής επέλεξε να ξεκινήσει την μάχη με τους Πέρσες τη στιγμή που η θαλάσσια αύρα άρχισε να ρέει μέσα στο στενό κανάλι. Τα ελληνικά πλοία, μικρά και με συμπαγή σχεδίαση, είχαν πλεονέκτημα στα κυματώδη νερά λόγω της θαλάσσιας αύρας και γι αυτό το λόγο επικράτησαν έναντι των Περσών. Ο πρώτος επιστήμονας που έγραψε για τον άνεμο ήταν ο Αριστοτέλης. Στα Μετεωρολογικά, τα οποία γράφτηκαν 150 χρόνια μετά τη νίκη του Θεμιστοκλή στη Σαλαμίνα, ο Αριστοτέλης σημειώνει ότι «κατά κανόνα μια μεγάλη περιοχή αναμένεται να επηρεάζεται παρόμοια, επειδή γειτονικά μέρη βρίσκονται σε μια παρόμοια θέση ως προς τον Ήλιο, εκτός αν έχουν κάποια τοπική ιδιαιτερότητα». Σημείωσε ότι ο επικρατών άνεμος στην Αθήνα είναι από βόρια ή νότια διεύθυνση και οι Ετησίες άνεμοι είναι ένας βόρειο βορειοανατολικός άνεμος που εμφανίζεται μετά το θερινό ηλιοστάσιο. Ο Αριστοτέλης απέδωσε τους ανέμους τοπικής κλίμακας στις διαφοροποιήσεις της τοπικής τοπογραφίας καθώς και στην άνιση κατανομή της υγρής και ξηρής εκπνοής της Γης. Ο Θεόφραστος το 300 π.χ., 30 χρόνια μετά τα Μετεωρολογικά συζητά την σημασία του Ηλίου στην καθοδήγηση του ανέμου και την ύπαρξη μίας διακριτής θαλάσσιας αύρας από νότια ή νοτιοδυτικά η οποία εμφανιζόταν κατά τη διάρκεια της περιόδου των Ετησίων ανέμων. Σύμφωνα με τον Θεόφραστο, «κατά τη διάρκεια των Ετησιών ανέμων, προκύπτουν άνεμοι αντίθετοι του βορείου ανέμου εξαιτίας της αντιστροφής στην φορά τους κατά την περιστροφική τους κίνηση. Έτσι τα πλοία κινούνται σε αντίθετη κατεύθυνση από την πορεία τους. Οι άνεμοι αυτοί καλούνται αντίστροφοι βόρειοι άνεμοι». Αυτό μπορεί να αποτελεί την πρώτη γραπτή μαρτυρία για έναν παράκτιο άνεμο αντίθετης κατεύθυνσης προς τον άνεμο συνοπτικής κλίμακας. Ο Θεόφραστος επίσης σημειώνει ότι «κατά το μεσημέρι οι άνεμοι υποχωρούν παντού εξαιτίας της ηλιακής δραστηριότητας, και ενισχύονται ξανά αργά το απόγευμα. Ο αντίστροφος άνεμος (θαλάσσια αύρα) φυσά ενάντια των χερσαίων ανέμων και οι Ετησίες άνεμοι ενισχύονται ξανά στο ίδιο χρονικό διάστημα». Στην σύγχρονη εποχή η θαλάσσια αύρα θεωρείται ένας τοπικός άνεμος μέσης κλίμακας και αποτελεί αντικείμενο πολλών μελετών σε παράκτιες περιοχές ανά τον κόσμο, όπου εμφανίζεται. Ειδικότερα στη χερσόνησο της Αττικής εμφανίζονται δύο κύτταρα θαλάσσιας αύρας, ένα με διεύθυνση νότιο νοτιοδυτική από το Σαρωνικό κόλπο νότια της Αθήνας και το άλλο με διεύθυνση ανατολική νοτιοανατολική από τον Ευβοϊκό κόλπο στα βορειοανατολικά της χερσονήσου. Το φαινόμενο έχει έντονο θερινό χαρακτήρα μιας και ευνοείται από την θερμοκρασιακή διαφορά ξηράς θάλασσας, η οποία είναι εντονότερη το 7

8 καλοκαίρι και αποτελεί το έναυσμα για τη ροή ανέμου της θαλάσσιας αύρας από τη θάλασσα προς τη ξηρά. Η σημασία μελέτης του φαινομένου ενισχύεται από το γεγονός ότι όταν αναπτύσσεται το κύτταρο κυκλοφορίας της θαλάσσιας αύρας από το Σαρωνικό κόλπο κυρίως, κάτω από άνεμο μέτριας ή ασθενής συνοπτικής ροής, επικρατούν στην πόλη της Αθήνας δυσμενείς συνθήκες διασποράς με αποτέλεσμα να σημειώνονται υψηλές συγκεντρώσεις του φωτοχημικού ρύπου όζοντος με αρνητικές συνέπειες για την ανθρώπινη υγεία. Έχουν πραγματοποιηθεί μελέτες, στην πλειοψηφία των οποίων εξετάζεται η κυκλοφορία του κυττάρου της θαλάσσιας αύρας σε συνδυασμό με τη διασπορά των ρύπων και του φωτοχημικού νέφους (Kallos et al., 1993; Helmis et al., 1997; Melas et al., 1998; 2005; Kambetzidis et al., 1998; Ziomas, 1998). Στην παρούσα εργασία πραγματοποιήθηκε επεξεργασία των αποτελεσμάτων που προέκυψαν από μια προσομοίωση του Περιοχικού Κλιματικού Μοντέλου RegCM3 (Regional Climate Model version 3), την περίοδο για την Ελλάδα. Είναι η πρώτη φορά που χρησιμοποιούνται αποτελέσματα από μια μακρόχρονη προσομοίωση με απώτερο σκοπό την μελέτη συχνότητας εμφάνισης του φαινομένου από το Σαρωνικό κόλπο. Με την επιλογή των απαιτούμενων μεταβλητών από το μοντέλο, επιλέχθηκε ένα σημείο στη ξηρά (Παλαιό Φάληρο, Αθήνα) και ένα σημείο στη θάλασσα του Σαρωνικού κόλπου, όπου εφαρμόστηκαν για κάθε ημέρα της προσομοίωσης τέσσερα κριτήρια η ισχύς των οποίων μεγάλωνε την πιθανότητα εμφάνισης του φαινομένου πάνω από το λεκανοπέδιο της Αθήνας. Τα κριτήρια αφορούν τη διεύθυνση του ανέμου στη διάρκεια της ημέρας και της νύχτας, τη σύγκριση της θερμοκρασίας του αέρα πάνω από τη ξηρά με αυτή πάνω από την επιφάνεια της θάλασσας στις 13:00 UTC και τη διεύθυνση του ανέμου στο επίπεδο των 830mb και ώρα 12:00 UTC. Φυσικά ήταν απαραίτητη και η δημιουργία αντίστοιχων χαρτών του ανέμου επιφανείας, με την βοήθεια των οποίων κατέστη δυνατός ο έλεγχος εμφάνισης της αύρας και οπτικά. Επιβεβαιώνεται ο θερινός χαρακτήρας της θαλάσσιας αύρας, μιας και οι περισσότερες ημέρες με θαλάσσια αύρα καταμετρήθηκαν την περίοδο Μάϊος Σεπτέμβριος. Αξιοσημείωτες ήταν και κάποιες λίγες περιπτώσεις όπου η θαλάσσια αύρα αναπτύχθηκε σε χειμερινούς ή φθινοπωρινούς μήνες κατά την περίοδο Οκτώβριος Φεβρουάριος. Φυσικά θα πρέπει να τονιστεί ότι τα αποτελέσματα των προσομοιώσεων ενδεχομένως να μην ανταποκρίνονται στην πραγματικότητα, σε μικρό ή μεγάλο βαθμό, οπότε πάντοτε υπάρχει μια επιφύλαξη ως προς τα τελικά αποτελέσματα. Στο πρώτο κεφάλαιο της εργασίας αναλύεται η δομή του μοντέλου RegCM στο οποίο πραγματοποιήθηκε η προσομοίωση. Στο δεύτερο κεφάλαιο γίνεται αναλυτική περιγραφή του φαινομένου της θαλάσσιας αύρας και μια λεπτομερής αναφορά στη ανάπτυξη του φαινομένου πάνω από τη χερσόνησο της Αττικής. Στο τρίτο κεφάλαιο αναλύονται τα κριτήρια που εφαρμόστηκαν, οι μεταβλητές που χρησιμοποιήθηκαν τέθηκαν σε επεξεργασία με τη βοήθεια προγραμμάτων αλλά και γλώσσας προγραμματισμού. Στο τέταρτο κεφάλαιο παρουσιάζονται κάποιες αντιπροσωπευτικές περιπτώσεις ημερών με θαλάσσια αύρα οι οποίες συνοδεύονται από αντίστοιχους χάρτες διεύθυνσης ανέμου και 8

9 θερμοκρασίας. Επίσης παρουσιάζονται και αντίστοιχα στατιστικά αποτελέσματα. Τέλος στο πέμπτο κεφάλαιο διατυπώνονται συμπεράσματα που προέκυψαν από την επεξεργασία. 9

10 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 ο Μοντέλο RegCM 10

11 1.1 Ιστορικά Η ιδέα ότι τα μοντέλα περιορισμένης περιοχής θα μπορούσαν να χρησιμοποιηθούν για τις περιφερειακές μελέτες προτάθηκε αρχικά από τους Dickinson et al. (1989) και Giorgi (1990). Αυτή η ιδέα βασίζεται στην έννοια της μονόδρομης σύζευξης (one-way nesting), βάσει της οποίας οι εκτελέσεις μεγάλης κλίμακας μετεωρολογικών πεδίων από Μοντέλα Γενικής Κυκλοφορίας (GCM), παρέχουν αρχικές και χρονο-εξαρτημένες μετεωρολογικές πλευρικές, οριακές συνθήκες (LBCs) για προσομοιώσεις υψηλής ανάλυσης των Περιοχικών Κλιματικών Μοντέλων (RCM), χωρίς ανατροφοδότηση από το περιοχικό μοντέλο στο αρχικό Μοντέλο Γενικής Κυκλοφορίας. Η πρώτη γενιά του μοντέλου RegCM του Εθνικού Κέντρου Ατμοσφαιρικών Ερευνών, NCAR (National Center for Atmospheric Research, στο Κολοράντο των Η.Π.Α.) δημιουργήθηκε πάνω στο Μοντέλο Μέσης Κλίμακας έκδοσης 4 (ΜΜ4), του πανεπιστημίου της Πενσυλβάνια (Pensylvania State University, PSU), στα τέλη της δεκαετίας του 1980 (Dickinson et al, 1989, Giorgi, 1989). Η δυναμική συνιστώσα του μοντέλου προέρχεται από το υδροστατικό μοντέλο MM4. Ως εκ τούτου ο δυναμικός πυρήνας του RegCM είναι παρόμοιος με εκείνον της υδροστατικής έκδοσης του Μοντέλου Μέσης Κλίμακας, έκδοσης 5 (MM5), (Grell et al., 1994). Για την εφαρμογή του MM4 σε κλιματικές μελέτες, ένας αριθμός παραμετροποιήσεων φυσικής αντικαταστάθηκαν, ως επί το πλείστον στους τομείς της ακτινοβολίας και των φυσικών της επιφάνειας του εδάφους, η οποία οδήγησε στο RegCM πρώτης γενιάς (Dickinson et al, 1989., Giorgi, 1990). Η πρώτη γενιά του μοντέλου RegCM περιλαμβάνει το σχήμα αλληλεπίδρασης Βιόσφαιρας Ατμόσφαιρας, BATS, (Biosphere-Atmosphere Transfer Scheme, Dickinson et al., 1986), το μοντέλο διάδοσης ακτινοβολίας από το Κοινοτικό Κλιματικό Μοντέλο έκδοσης 1 (Community Climate Model 1, CCM1), ένα σχήμα πλανητικού οριακού στρώματος, την παραμετροποίηση κατακόρυφης ανάπτυξης τύπου Kuo και το σχήμα υγρασίας (Hsie et al., 1984). Μια πρώτη σημαντική αναβάθμιση της φυσικής του μοντέλου και των αριθμητικών σχημάτων τεκμηριώθηκε από τους Giorgi et al., (1993a, b) και οδήγησε σε ένα μοντέλο RegCM δεύτερης γενιάς, που στο εξής αναφέρεται ως Περιοχικό Κλιματικό Μοντέλο έκδοσης 2 (RegCM2). Η φυσική του RegCM2 βασίστηκε σε εκείνη του Κοινοτικού Κλιματικού Μοντέλου έκδοσης 2 (CCM2), του NCAR, (Hack et al., 1993), και του μοντέλου Μέσης Κλίμακας ΜΜ5 (Grell et al., 1994). Ειδικότερα, το πακέτο μεταφοράς ακτινοβολίας του CCM2 (Briegleb, 1992) χρησιμοποιήθηκε για τους υπολογισμούς ακτινοβολίας, το μη τοπικό σχήμα του οριακού στρώματος (Holtslag et al., 1990) αντικατέστησε το παλαιότερο τοπικό σχήμα, το σχήμα ροής μάζας των νεφών Cumulus (Grell, 1993) προστέθηκε ως επιλογή, και η τελευταία έκδοση του BATS1E (Dickinson et al., 1993) συμπεριλήφθηκε στο μοντέλο. Κατά τα τελευταία χρόνια, ορισμένα νέα σχήματα φυσικής έχουν γίνει διαθέσιμα για χρήση στο RegCM, ως επί το πλείστον βασισμένα σε σχήματα φυσικής της τελευταίας έκδοσης του Κοινοτικού Κλιματικού Μοντέλου (CCM) και του Κοινοτικού Κλιματικού Μοντέλου έκδοσης 3 (CCM3), (Kiehl et al., 1996). Πρώτον, το πακέτο διάδοσης ακτινοβολίας του CCM2 11

12 αντικαταστάθηκε από αυτό του CCM3. Στο αρχικό σχήµα διάδοσης ακτινοβολίας η επίδραση των υδρατµών, του όζοντος, του οξυγόνου, του διοξειδίου του άνθρακα και των νεφών υπολογίζεται από το μοντέλο. Η διάδοση ηλιακής ακτινοβολίας υποβλήθηκε σε επεξεργασία με μια προσέγγιση δ Eddington και η ακτινοβολία από τα νέφη βασίστηκε σε τρεις παραμέτρους νεφών, το ποσοστό νεφοκάλυψης, η περιεκτικότητα των νεφών σε νερό και η ενεργός ακτίνα νεφοσταγόνας (cloud effective droplet radius). Το σχήμα του CCM3 διατηρεί την ίδια δομή όπως εκείνη του CCM2, αλλά περιλαμβάνει νέα χαρακτηριστικά όπως η επιπλέον επίδραση των αερίων του θερμοκηπίου (NO 2, CH 4, CFCs), τα ατμοσφαιρικά αερολύματα, και οι παγοκρύσταλλοι. Οι άλλες πρωταρχικές αλλαγές αφορούν τους τομείς των νεφών και τις διαδικασίες βροχόπτωσης. Το πρωτότυπο σχήμα υγρασίας (Hsie et al., 1984) έχει αντικατασταθεί με μια απλοποιημένη εκδοχή, επειδή το αρχικό σχήμα ήταν υπολογιστικά πολύ απαιτητικό. Στο απλουστευμένο σχήμα, περιλαμβάνεται μόνο μία προγνωστική εξίσωση για την περιεκτικότητα των νεφών σε νερό (cloud water), η οποία λογαριάζει για το σχηματισμό της στήλης του νερού, την οριζόντια μεταφορά και την ανάμειξη λόγω τύρβης, την επανεξάτμιση σε υπο κορεσμένες συνθήκες, και την μετατροπή σε βροχή μέσω κυρίως ενός όρου αυτό-μετατροπής (bulk autoconversion term). Η κύρια καινοτομία του εν λόγω συστήματος δεν βρίσκεται, φυσικά, στην απλοϊκή μικροφυσική, αλλά στο γεγονός ότι η προγνωστική μεταβλητή της περιεκτικότητας των νεφών σε νερό χρησιμοποιείται απευθείας στους υπολογισμούς της ακτινοβολίας από τα νέφη. Στις προηγούμενες εκδόσεις του μοντέλου, οι μεταβλητές περιεκτικότητας των νεφών σε νερό, που χρησιμοποιούνται για υπολογισμούς ακτινοβολίας, διαγνώσθηκαν σε όρους της τοπικής σχετικής υγρασίας. Αυτή η νέα δυνατότητα προσθέτει ένα πολύ σημαντικό στοιχείο, την αλληλεπίδραση ανάμεσα στον προσομοιωμένο υδρολογικό κύκλο και τους υπολογισμούς του ισοζυγίου ενέργειας (energy budget calculations). Οι αλλαγές στη φυσική του μοντέλου περιλαμβάνουν ένα μεγάλης κλίμακας σχήμα παραμετροποίησης νεφών και βροχής που λογαριάζει για τη μεταβλητότητα των νεφών σε κλίμακα μικρότερη του πλέγματος του μοντέλου (subgrib-scale variability of clouds), (Pal et al., 2000), νέες παραμετροποιήσεις για τις ροές στην επιφάνεια των ωκεανών (Zeng et al., 1998), και ένα σχήμα παραμετροποίησης κατακόρυφης ανάπτυξης για τα cumulus νέφη (Emanuel, 1991: Emanuel and Zivkovic-Rothman,1999). Επίσης καινούριο στο μοντέλο αποτελεί μια παραμετροποίηση τύπου μωσαϊκού (mosaic type) της ετερογένειας στην τοπογραφία και στη χρήση της γης (Giorgi et al.,2003b). Άλλες βελτιώσεις στο RegCM3 αφορούν τα δεδομένα εισόδου. Τα δύο σύνολα δεδομένων USGS Global Land Cover Characterization και Global 30 Arc-Second Elevation χρησιμοποιούνται πλέον για την δημιουργία των αρχείων του εδάφους. Επιπλέον τα παγκόσμια σύνολα δεδομένων επανάλυσης (re-analysis), NCEP (National Centers for Environmental Prediction) και ECMWF (European Centre for Medium-Range Weather Forecasts) χρησιμοποιούνται για τις αρχικές και οριακές συνθήκες. Τέλος έχουν γίνει βελτιώσεις σχετικά με τη «φιλικότητα» του μοντέλου προς το χρήστη. Νέοι κώδικες (scripts) έχουν συμπεριληφθεί που κάνουν τις εκτελέσεις του προγράμματος ευκολότερες. Επίσης, υπάρχει διαθέσιμη ιστοσελίδα στο διαδίκτυο όπου οι χρήστες μπορούν να λαμβάνουν όλο το σύστημα του μοντέλου καθώς και τα απαραίτητα δεδομένα εισόδου για μια προσομοίωση. 12

13 Το σύστημα μοντελοποίησης του RegCM έχει τέσσερις συνιστώσες για την προετοιμασία αρχείων εδάφους, αρχικών και οριακών συνθηκών (initial conditions boundary conditions, ICBC), το κυρίως εκτελέσιμο τμήμα του μοντέλου RegCM και τον μετα-επεξεργαστή δεδομένων του μοντέλου. Οι επίγειες μεταβλητές (συμπεριλαμβανομένου της ανύψωσης, της χρήσης γης και της θερμοκρασίας της επιφάνειας της θάλασσας) και τα τρισδιάστατα ισοβαρικά μετεωρολογικά δεδομένα παρεμβάλλονται οριζόντια από ένα πλέγμα γεωγραφικών συντεταγμένων σε έναν τομέα υψηλής ανάλυσης (domain) είτε σε μια προβολή χάρτη τύπου Rotated (Normal) Mercator, Lambert, Conformal ή Polar Sterographic. Εκτελείται επίσης η κατακόρυφη παρεμβολή, από τα επίπεδα πίεσης στο σύστημα σ συντεταγμένης του μοντέλου RegCM,. Οι σ επιφάνειες χαμηλά, ακολουθούν στενά το έδαφος, και τα υψηλότερα σ επίπεδα τείνουν να προσεγγίζουν τις ισοβαρικές επιφάνειες. Δεδομένου ότι η κατακόρυφη και η οριζόντια ανάλυση καθώς και το μέγεθος του τομέα μπορούν να ποικίλουν, τα προγράμματα μοντελοποίησης των πακέτων απασχολούν παραμετροποιημένες διαστάσεις που απαιτούν ένα μεταβλητό ποσό της βασικής μνήμης και η απαιτούμενη ποσότητα αποθήκευσης στο σκληρό δίσκο μεταβάλλεται αναλόγως Κατακόρυφο και οριζόντιο πλέγμα του μοντέλου RegCM Είναι χρήσιμο πρώτα να παρουσιαστεί η διαμόρφωση του πλέγματος του μοντέλου. Το σύστημα του μοντέλου συνήθως παίρνει και αναλύει τα δεδομένα του σε επιφάνειες πίεσης (ισοβαρικές), ωστόσο αυτά πρέπει πρώτα να παρεμβληθούν στην κατακόρυφη συντεταγμένη του μοντέλου πριν να εισαχθούν σε αυτό. Η κατακόρυφη συντεταγμένη είναι συνακόλουθη του εδάφους (σχήμα1.1), που σημαίνει ότι τα χαμηλότερα επίπεδα του πλέγματος ακολουθούν το έδαφος ενώ η άνω επιφάνεια είναι πιο επίπεδη. Τα ενδιάμεσα επίπεδα ισοπεδώνονται προοδευτικά καθώς η πίεση μειώνεται προς τη κορυφή του μοντέλου. Μία αδιάστατη σ συντεταγμένη χρησιμοποιείται για να καθοριστούν τα κατακόρυφα επίπεδα του μοντέλου όπου p είναι η πίεση, p t είναι μία καθορισμένη σταθερά πίεσης κορυφής, p s είναι η πίεση επιφάνειας. (1) Από την παραπάνω εξίσωση (1) και το σχήμα που ακολουθεί φαίνεται ότι η σ συντεταγμένη είναι μηδέν στην κορυφή και μονάδα στην επιφάνεια, και κάθε επίπεδο του μοντέλου ορίζεται από μία τιμή της σ. Η κατακόρυφη ανάλυση του μοντέλου ορίζεται από μία λίστα τιμών μεταξύ μηδενός και μονάδας που δεν είναι απαραίτητο να είναι ομοιόμορφα κατανεμημένες. Συνήθως η ανάλυση στο οριακό στρώμα είναι πολύ λεπτότερη από ότι σε μεγαλύτερα ύψη, και οι αριθμοί των επιπέδων μπορεί να ποικίλουν ανάλογα με τις απαιτήσεις του χρήστη. Το οριζόντιο πλέγμα έχει μία κλιμάκωση - Arakawa-Lamb Β (Arakawa-Lamb B-staggering) των μεταβλητών ταχύτητας σε σχέση με τις βαθμωτές μεταβλητές. Αυτό φαίνεται στο σχήμα 1.2, όπου μπορεί να διαπιστωθεί ότι οι βαθμωτές μεταβλητές (Τ, p,q κτλ.) είναι ορισμένες στο κέντρο του κουτιού του πλέγματος, ενώ η οριζόντια και μεσημβρινή συνιστώσα της ταχύτητας του ανέµου ορίζονται στις γωνίες του. Τα κεντρικά σημεία των 13

14 τετραγώνων του πλέγματος αναφέρονται ως σημεία x (cross points), και τα γωνιακά σημεία (corner points) θεωρούνται τελείες. Ως εκ τούτου, η οριζόντια ταχύτητα ορίζεται στα σημεία τελείες. Τα δεδομένα εισάγονται στο μοντέλο και οι προ-επεξεργαστές κάνουν την απαιτούμενη παρεμβολή για να διασφαλίσουν την συνοχή με το πλέγμα. Όλες οι παραπάνω μεταβλητές ορίζονται στο μέσο του κατακόρυφου στρώματος κάθε μοντέλου, τα γνωστά ως ημιεπίπεδα και αντιπροσωπεύονται από τις διακεκομμένες γραμμές στο σχήμα 1.1. Η κατακόρυφη ταχύτητα υπάρχει στα πλήρη επίπεδα (συνεχείς γραμμές). Στον καθορισμό των επιπέδων σ είναι τα πλήρη επίπεδα που αναφέρονται, συμπεριλαμβανομένου των επιπέδων σ=0 και 1. Ο αριθμός των στρωμάτων του μοντέλου είναι, ως εκ τούτου, πάντα κατά ένα λιγότερος από τον αριθμό των πλήρων επιπέδων σ. Η πεπερασμένη διάκριση των διαφορών στο μοντέλο (finite differencing) είναι, φυσικά, καίρια εξαρτώμενη από τη κλιμάκωση του πλέγματος όπου οι κλίσεις ή οι μέσοι όροι είναι όροι εκπροσωπούμενοι στην εξίσωση. Σχήμα 1.1: Σχηματική αναπαράσταση της κατακόρυφης δομής του μοντέλου. Το παράδειγμα αφορά 16 κατακόρυφα στρώματα. Οι διακεκομμένες γραμμές αφορούν τα σ ημιεπίπεδα ενώ οι συνεχείς γραμμές δείχνουν τα πλήρη σ επίπεδα. (PSU/NCAR Mesoscale Modeling System Tutorial Class Notes and User s Guide). 14

15 Σχήμα 1.2: Σχηματική αναπαράσταση όπου φαίνεται η οριζόντια κλιμάκωση πλέγματος τύπου Arakawa B grid, για τα σημεία τελείες (Ι) (dot points) και τα σημεία σταυροί (x) (cross points) του πλέγματος. Το εσωτερικό κουτί είναι μια αντιπροσωπευτική κλιμάκωση πλέγματος από μία τραχιά απόσταση πλέγματος σε μια λεπτή, με αναλογία 3:1 (PSU/NCAR Mesoscale Modeling System Tutorial Class Notes and User s Guide) Προβολές χάρτη και συντελεστές κλίμακας. Το σύστημα μοντελοποίησης έχει μια επιλογή τεσσάρων προβολών χάρτη. Η Σύμμορφη Lambert (Lambert Conformal) είναι κατάλληλη για μεσαία γεωγραφικά πλάτη, η Πολική Στερεογραφική (Polar Stereographic) για υψηλά γεωγραφικά πλάτη, η Κανονική Μερκατορική (Normal Mercator) για μικρά γεωγραφικά πλάτη και η Περιστροφική Μερκατορική (Rotated Mercator) ως επιπλέον επιλογή. Οι x και y κατευθύνσεις στο μοντέλο δεν αντιστοιχούν σε Δύση Ανατολή και Βορρά Νότο εκτός από την προβολή τύπου Rotated Mercator και επομένως ο παρατηρούμενος άνεμος γενικά πρέπει να περιστρέφεται στο πλέγμα του μοντέλου, και οι συνιστώσες u,v της ταχύτητας του ανέμου, στο μοντέλο, απαιτείται να περιστρέφονται πριν από τη σύγκριση με τις παρατηρήσεις. Αυτοί οι μετασχηματισμοί λαμβάνονται υπόψη στους προ επεξεργαστές του μοντέλου που παρέχουν δεδομένα στο πλέγμα του μοντέλου και στους μετά επεξεργαστές (post processors). Ο συντελεστής διόρθωσης κλίμακας (map scale factor), m, ορίζεται από τη σχέση: m = (απόσταση στο πλέγμα)/(πραγματική απόσταση στη Γη) (2) 15

16 και η τιμή του είναι συνήθως κοντά στην μονάδα, ανάλογα με το γεωγραφικό πλάτος. Οι προβολές στο μοντέλο διατηρούν το σχήμα μικρών περιοχών, έτσι ώστε να ισχύει dx=dy παντού, αλλά το μήκος του πλέγματος ποικίλει σε όλο τον τομέα ώστε να καταστεί δυνατή η αναπαράσταση μιας σφαιρικής επιφάνειας σε μια επίπεδη. Οι συντελεστές διόρθωσης κλίμακας (map scale factor) θα πρέπει να λαμβάνονται υπόψη στις εξισώσεις του μοντέλου, όπου χρησιμοποιούνται οριζόντιες βαθμίδες. 1.2 Περιγραφή Μοντέλου Δυναμική Οι δυναμικές εξισώσεις του μοντέλου αλλά και η αριθμητική διακριτοποίηση περιγράφονται από τον Grell et al. (1994). Οριζόντιες Εξισώσεις Ορμής: (3) (4) Όπου u,v είναι οι συνιστώσες ταχύτητας του ανέμου κατά τη διεύθυνση ανατολή- δύση και βορρά-νότου αντίστοιχα, T v εικονική θερμοκρασία, φ το γεωδυναμικό ύψος, f η παράμετρος Coriolis, R είναι η σταθερά αερίων για το ξηρό αέρα, m ο συντελεστής διόρθωσης κλίμακας (scale factor) για τις διάφορες προβολές χάρτη (Polar Stereographic, Lambert Conformal ή Mercator), οριζόντιας και κατακόρυφης διάχυσης, και p * = ps pt. Εξισώσεις συνέχειας και εξισώσεις της :, και τα F H, F v αναπαριστούν τις επιδράσεις της (5) Η κατακόρυφη ολοκλήρωση της (5) χρησιμοποιείται για τον υπολογισμό της χρονικής μεταβολής της πίεσης επιφανείας στο μοντέλο. (6) 16

17 Μετά τον υπολογισμό της τάσης πίεσης επιφάνειας (surface pressure tendency), η κατακόρυφη ταχύτητα σε συντεταγμένες σ, ( ), υπολογίζεται σε κάθε επίπεδο, στο μοντέλο, από τη κατακόρυφη ολοκλήρωση της εξίσωσης (5). (7) Όπου ί μία εικονική μεταβλητή ολοκλήρωσης και Θερμοδυναμική εξίσωση και εξίσωση ω: Η θερμοδυναμική εξίσωση είναι (8) (9) Όπου c pm η ειδική θερμότητα για τον υγρό αέρα σε σταθερή πίεση, Q η διαβατική θέρμανση, F H T αναπαριστάνει την επίδραση της οριζόντιας διάχυσης, F V T αναπαριστάνει την επίδραση της κατακόρυφης ανάμειξης και ξηρής συναγωγικής αναπροσαρμογής (dry convective adjustment), και η παράμετρος ω ισούται: (10) όπου, (11) Η έκφραση για το c pm = c p (1+0.8q v ), όπου c p η ειδική θερμότητα σε σταθερή πίεση για τον ξηρό αέρα, q v η αναλογία ανάμειξης των υδρατμών (mixing ratio of water vapor). Υδροστατική εξίσωση: Η εξίσωση αυτή χρησιμοποιείται για τον υπολογισμό των γεωδυναμικών υψών από την εικονική θερμοκρασία T v,, (12) όπου q v, q c, και q r είναι οι υδρατμοί, το νερό των νεφών ή ο πάγος και το νερό της βροχής ή το χιόνι, σε ποσοστό ανάμειξης. 17

18 1.2.2 Φυσική Σχήμα ακτινοβολίας (Radiation Scheme) Το μοντέλο RegCM3 χρησιμοποιεί το σχήμα ακτινοβολίας του μοντέλου CCM3 του NCAR, (Kiehl et al., (1996)). Εν συντομία, η ηλιακή συνιστώσα που υπολογίζει την επίδραση του νερού, του όζοντος, του διοξειδίου του άνθρακα, του οξυγόνου ακολουθεί την προσέγγιση δ Eddington (Kiehl et al., (1996)). Περιλαμβάνει 18 φασματικά διαστήματα από 0,2 μέχρι 5μm. Η παραμετροποίηση της απορρόφησης και σκέδασης στα νέφη ακολουθεί αυτή του Slingo (1989), σύμφωνα με την οποία οι οπτικές ιδιότητες των νεφοσταγονιδίων (οπτικό βάθος εξασθένισης, albedo απλής σκέδασης, και παράμετρος ασυμμετρίας) εκφράζονται σε όρους περιεκτικότητας νεφών σε νερό (cloud liquid water content) και μιας ενεργού ακτίνας σταγόνας (effective droplet radius). Όταν σχηματιστούν τα νέφη Cumulus, το ποσοστό νεφοκάλυψης στα σημεία πλέγματος είναι τέτοιο, ώστε η ολική κάλυψη της στήλης που εκτείνεται από το υπολογισμένο, στο μοντέλο, χαμηλό επίπεδο νεφών (βάση) έως την κορυφή του επιπέδου νεφών, είναι μια συνάρτηση της οριζόντιας απόστασης των πλεγματικών σημείων. Το πάχος του στρώματος των νεφών θεωρείται ότι είναι ίσο με εκείνο του στρώματος του μοντέλου, ενώ η ποσότητα του ύδατος στο νέφος είναι διαφορετική για μεσαία και χαµηλά νέφη Μοντέλο επιφάνειας ξηράς (Land Surface Model) Η Φυσική της επιφάνειας πραγματοποιείται με χρήση του σχήματος μεταφοράς Βιόσφαιρας Ατμόσφαιρας έκδοσης 1e (Biosphere-Atmosphere Transfer Scheme, BATS1e) το οποίο περιγράφεται λεπτομερώς από το Dickinson et al., (1993). Το BATS είναι ένα πακέτο επιφάνειας σχεδιασμένο να περιγράφει το ρόλο της βλάστησης και της διαδραστικής υγρασίας του εδάφους στην τροποποίηση των ανταλλαγών ορμής, ενέργειας και υδρατμών μεταξύ επιφάνειας ατμόσφαιρας. Το μοντέλο έχει ένα στρώμα βλάστησης, ένα στρώμα χιονιού, ένα στρώμα επιφάνειας ξηράς, πάχους 10 cm ή ένα στρώμα ζώνης ριζών, πάχους 1-2 m και ένα τρίτο βαθύ στρώμα ξηράς, πάχους 3 m. Οι προγνωστικές εξισώσεις λύνονται για τις θερμοκρασίες του στρώματος ξηράς με τη χρήση μιας γενικευμένης μεθόδου δύναμης επαναφοράς (force-restore method) του Deardoff (1978). Η θερμοκρασία του θόλου φυλλώματος υπολογίζεται διαγνωστικά μέσω μιας φόρμουλας ενεργειακού ισοζυγίου που περιλαμβάνει τις ροές αισθητής και λανθάνουσας θερμότητας και την διάδοση της ενέργειας µέσω της ακτινοβολίας. Το υδατικό ισοζύγιο (soil hydrology) του εδάφους περιλαμβάνει προγνωστικές εξισώσεις για την περιεκτικότητα των στρωμάτων εδάφους σε νερό. Αυτές οι εξισώσεις υπολογίζουν για την βροχόπτωση, το λιώσιμο του χιονιού, το στάλαγμα του φυλλώματος (canopy foiliage drip), εξατμισοδιαπνοή, επιφανειακή απορροή, διήθηση κάτω από τη ριζική ζώνη και διάχυτη ανταλλαγή νερού μεταξύ των στρωμάτων εδάφους. Η φόρμουλα για τη κίνηση του νερού στο έδαφος λαμβάνεται μέσω μιας προσαρμογής σε αποτελέσματα υψηλής ανάλυσης ενός μοντέλου εδάφους Dic (1984), και τα ποσοστά επιφανειακής απορροής εκφράζονται ως συναρτήσεις των ποσοστών βροχόπτωσης και του βαθμού κορεσμού του νερού του εδάφους. Το πάχος του στρώµατος του χιονιού είναι προγνωστικά υπολογισμένο από τη χιονόπτωση, το λιώσιμο του χιονιού και την εξάχνωση. Η βροχόπτωση θεωρείται ότι πέφτει με τη μορφή χιονιού αν η θερμοκρασία του χαμηλότερου επιπέδου του μοντέλου είναι κάτω από 271 Κ. 18

19 Οι ροές αισθητής θερμότητας, υδρατμών και ορμής στην επιφάνεια υπολογίζονται με τη χρήση μιας πρότυπης μορφής συντελεστή αεροδυναμικής επιφάνειας (standard surface drag coefficient formulation) βασισμένη σε μια θεωρία ομοιότητας στρώματος επιφάνειας. Ο συντελεστής αεροδυναμικής (drag coefficient) εξαρτάται από το επιφανειακό μήκος τραχύτητας και την ατμοσφαιρική ευστάθεια στο στρώμα επιφάνειας. Τα ποσοστά εξατμισοδιαπνοής της επιφάνειας βασίζονται στη διαθεσιμότητα του ύδατος στο έδαφος. Το σχήμα μεταφοράς Βιόσφαιρας Ατμόσφαιρας (BATS) έχει 20 τύπους βλάστησης: η υφή του εδάφους κυμαίνεται από τραχύς, σε ενδιάμεση κατάσταση και λεπτή, και περιλαμβάνει διαφορετικά χρώματα (από ανοιχτόχρωμα σε σκούρα), για υπολογισμούς της ανακλαστικότητας του εδάφους. Αυτά περιγράφονται στο Dickinson et al (1986). Στην τελευταία έκδοση, έχουν γίνει πρόσθετες τροποποιήσεις στο BATS έτσι ώστε να λαμβάνεται υπόψη η μεταβλητότητα της τοπογραφίας και η κάλυψη ξηράς του υποπλέγματος, με τη χρήση μιας προσέγγισης τύπου μωσαίκού (mosaic-type approach), (Giorgi et al., 2003a). Αυτή η τροποποίηση υιοθετεί μία ομαλή επιφάνεια υποπλέγματος μικρής κλίμακας για κάθε τραχιά κυψελίδα πλέγματος του μοντέλου. Οι μετεωρολογικές μεταβλητές διαχωρίζονται από το τραχύ στο λεπτό πλέγμα με βάση τις υψομετρικές διαφορές. Οι υπολογισμοί του ΒΑΤS κατόπιν εκτελούνται χωριστά για κάθε κυψελίδα (sub grid cell) υπο πλέγματος, και οι ροές επιφάνειας επανασυσσωματώνονται πάνω στη τραχιά κυψελίδα για εισαγωγή στο ατμοσφαιρικό μοντέλο. Αυτή η τροποποίηση έδειξε μια αξιοσημείωτη βελτίωση στην αναπαράσταση του επιφανειακού υδρολογικού κύκλου σε ορεινές περιοχές (Giorgi et al., 2003a) Σχήμα πλανητικού οριακού στρώματος (Planetary Boundary Layer Scheme) Το σχήµα πλανητικού οριακού στρώματος, (Holtslag et al., (1990)), βασίζεται στην ιδέα μιας μη τοπικής διάχυσης που λαμβάνει υπόψη τις ροές (counter gradient fluxes), που προκύπτουν από μεγάλης κλίμακας στροβίλους σε μία ασταθή, καλά αναμεμειγμένη ατμόσφαιρα. Η κατακόρυφη ροή στροβίλου εντός του πλανητικού οριακού στρώματος δίνεται από τη σχέση: (13) Όπου είναι ένας όρος μεταφοράς μετρητής βαθμίδας, (counter gradient) που περιγράφει την μη τοπική μεταφορά εξαιτίας της ξηρής βαθιάς συναγωγής. Η διαχυτότητα του στροβίλου δίνεται από την μη τοπική μορφή: (14) Όπου k είναι η σταθερά von Karman, η τυρβώδης ταχύτητα (turbulent convective velocity) που εξαρτάται από την ταχύτητα τριβής, το ύψος και το μήκος Monin-Obukhov, και h είναι το ύψος του οριακού στρώματος. Ο όρος για τη θερμοκρασία και τους υδρατμούς δίνεται από τη σχέση: (15) 19

20 Όπου C είναι μία σταθερά ίση με 8.5 και είναι η θερμοκρασία επιφάνειας ή η ροή υδραμών. Η εξίσωση (15) εφαρμόζεται μεταξύ της κορυφής του οριακού στρώματος και της κορυφής του στρώματος επιφανείας, που θεωρείται ότι ισούται με 0.1h (h:ύψος οριακού στρώματος). Έξω από αυτήν την περιοχή και για την ορμή, η θεωρείται ίση με μηδέν. Από τον υπολογισµό των δυο παραπάνω παραµέτρων, το ύψος του πλανητικού οριακού στρώματος προκύπτει διαγνωστικά από: (16) όπου u(h), v(h) και θ v είναι οι συνιστώσες του ανέμου και η δυνητική θερμοκρασία στο ύψος οριακού στρώματος, g είναι η επιτάχυνση βαρύτητας, είναι ο κρίσιμος αριθμός Richardson (critical bulk Richardson number) και θ s είναι μία κατάλληλη θερμοκρασία κοντά στην επιφάνεια. Πιο λεπτομερής περιγραφή υπάρχει στο Holtslag et al. (1990) και Holtslag και Boville (1993) Σχήμα παραμετροποίησης κατακόρυφης αστάθειας (convective precipitation schemes) Η συναγωγική κατακρήμνιση (κατακόρυφη αστάθεια) υπολογίζεται με τη χρήση ενός από τα τρία συστήματα: 1) Τροποποιημένο σύστημα Kuo, Anthes (1977), 2) Σύστημα Grell, Grell (1993), 3) Σύστημα MIT-Emanuel (Emanuel, 1991: Emanuel and Zivkovic-Rothman, 1999). Επιπλέον η παραμετροποίηση Grell υλοποιείται με τη χρήση μιας από τις δύο παραδοχές: 1) Arakawa and Schubert closure Grell et al. (1994) και 2) Fritsch and Chappell closure Fritsch and Chappell (1980), οι οποίες αναφέρονται ως AS74 και FC80, αντίστοιχα Σχήμα βροχόπτωσης μεγάλης κλίμακας (Large-Scale Precipitation Scheme) Το σχήμα ρητής υγρασίας υποπλέγματος SUBEX (Subgrid Explicit Moisture Scheme), χρησιμοποιείται για την αντιμετώπιση των νεφών και της βροχόπτωσης που δεν σχετίζονται µε διαδικασίες κατακόρυφης αστάθειας. Αυτή είναι μία από τις νέες συνιστώσες του μοντέλου. Το SUBEX υπολογίζει για τη μεταβλητότητα του υποπλέγματος στα σύννεφα, συνδέοντας τη μέση σχετική υγρασία της κυψελίδας πλέγματος, στο ποσοστό νεφών, και το νερό των νεφών ακολουθώντας την εργασία του Sundqvist et al. (1989). Το ποσοστό κυψελίδας που καλύπτεται από σύννεφα, FC,καθορίζεται από: (17) Όπου RH min είναι το κατώφλι σχετικής υγρασίας στην οποία τα νέφη αρχίζουν να σχηματίζονται, και RH max είναι η σχετική υγρασία στην οποία το FC προσεγγίζει την μονάδα. Το FC θεωρείται μηδέν όταν το RH είναι μικρότερο από RH min και ίσο με την μονάδα όταν το RH είναι μεγαλύτερο από το RH max. Η βροχόπτωση Ρ σχηματίζεται όταν η περιεκτικότητα των νεφών σε νερό προσεγγίζει το κατώφλι αυτομετατροπής (autoconversion threshold) Q th c σύμφωνα με την ακόλουθη σχέση: 20

21 (18) Όπου 1/ μπορεί να θεωρηθεί ο χαρακτηριστικός χρόνος στον οποίο τα νεφοσταγονίδια μετατρέπονται σε σταγόνες βροχής. Η βροχόπτωση θεωρείται ότι πέφτει ακαριαία. Το σύστημα SUBEX περιλαμβάνει επίσης απλές διατυπώσεις (formulations) για την επικάθιση των σταγόνων βροχής και την εξάτμιση. Η επικάθιση των νεφοσταγονιδίων, μέσω της πτώσης σταγόνων βροχής βασίζεται στο έργο του Beheng (1994), ενώ η εξάτμιση της βροχόπτωσης βασίζεται στο έργο του Sundqvist et al. (1989). Για πιο λεπτομερής περιγραφή του SUBEX και μια λίστα τιμών παραμέτρων μπορεί να ανατρέξει κανείς στο Pal et al. (2000) Παραμετροποίηση ωκεάνιας ροής (Ocean flux Parameterization) 1. BATS: Το ΒATS χρησιμοποιεί τυπικές σχέσεις ομοιότητας Monin Obukhov για να υπολογίσει τις ροές χωρίς ειδική μεταχείριση των συνθηκών συναγωγής και ευστάθειας. Επιπλέον το μήκος τραχύτητας ορίζεται να είναι σταθερό, δηλαδή δεν είναι συνάρτηση του ανέμου και της ευστάθειας της ατμόσφαιρας. 2. Zeng: Το σχήμα Zeng περιγράφει όλες τις συνθήκες ευστάθειας και περιλαμβάνει μια ανεμώδης ταχύτητα (gustiness velocity) για να λογαριάζει για την επιπλέον ροή που προκαλείται από την κλίμακα μεταβλητότητας του οριακού στρώματος. Οι ροές αισθητής (sensible heat, SH), λανθάνουσας θερμότητας (latent heat, LH) και ορμής (τ) μεταξύ της επιφάνειας της θάλασσας και της χαμηλότερης ατμόσφαιρας υπολογίζονται με τη χρήση των παρακάτω κύριων αεροδυναμικών αλγορίθμων: (19) (20) Όπου u x, u y είναι οι μέσες τιμές των οριζόντιων συνιστωσών ταχύτητας του ανέμου, u * η ταχύτητα τριβής ανέμου, θ * η παράμετρος κλιμάκωσης της θερμοκρασίας, q * η παράμετρος κλιμάκωσης ειδικής υγρασίας, p a η πυκνότητα του αέρα, η ειδική θερμότητα του αέρα, και η λανθάνουσα θερμότητα της εξάτμισης. Για περαιτέρω λεπτομέρειες για τον υπολογισμό αυτών των παραμέτρων μπορεί κανείς να ανατρέξει στο Zeng et al. (1998) Σχήμα βαροβαθμίδας (Pressure Gradient Scheme) Δύο επιλογές είναι διαθέσιμες για τη δύναμη βαροβαθμίδας. Ο ένας τρόπος χρησιμοποιεί τα πλήρη πεδία. Ο άλλος τρόπος είναι το σχήμα υδροστατικής μείωσης (hydrostatic deduction scheme) που κάνει χρήση μιας θερμοκρασιακής διαταραχής. Σε αυτό πραγματοποιείται επιπλέον εξομάλυνση (extra smoothing) στην κορυφή προκειμένου να μειωθούν λάθη σχετιζόμενα με τον υπολογισμό της δύναμης βαροβαθμίδας (PGF, Pressure Gradient Force). (21) 21

22 Μοντέλο Λίμνης (Lake Model) Το μοντέλο λίμνης (Hostelter et al. (1993)), μπορεί να αλληλεπιδράσει μαζί με το ατμοσφαιρικό μοντέλο σε σύζευξη. Στο μοντέλο λίμνης, οι ροές θερμότητας, υγρασίας και ορμής υπολογίζονται με βάση μετεωρολογικά δεδομένα εισόδου, τη θερμοκρασία και την ανακλαστικότητα (albedo) της επιφάνειας της λίμνης. Η θερμότητα μεταφέρεται κατακόρυφα μεταξύ των στρωμάτων του μοντέλου λίμνης, από την ανάμειξη στροβίλου και την ανάµειξη λόγω συναγωγής (eddy and convective mixing). Πάγος και χιόνι μπορεί να καλύπτουν μέρος ή το σύνολο της επιφάνειας της λίμνης. Στο μοντέλο λίμνης, η προγνωστική εξίσωση για τη θερμοκρασία είναι: (22) Όπου Τ είναι η θερμοκρασία του στρώματος λίμνης, και k e και k m είναι οι συντελεστές τυρβώδους και µοριακής διάχυσης αντίστοιχα. Η παραμετροποίηση των Hederson Sellers (1986), χρησιμοποιείται για τον υπολογισμό του k e ενώ το k m τίθεται ίσο με μια σταθερή τιμή 39 x 10-7 m 2 s -1, εκτός από τις περιπτώσεις κάτω από τον πάγο και στο βαθύτερο σημείο της λίμνης. Οι ροές αισθητής και λανθάνουσας θερμότητας από την λίμνη υπολογίζονται από τις παραμετροποιήσεις του BATS (Dickinson et al. (1993)). Οι κύριες αεροδυναμικές σχέσεις για τις ροές αισθητής (F s ) και λανθάνουσας θερμότητας (F q ) είναι οι: (23) (24) Όπου οι δείκτες s και α αναφέρονται στην επιφάνεια και τον αέρα, αντίστοιχα, η πυκνότητα του αέρα, η ταχύτητα του ανέμου,, q η ειδική υγρασία και Τ η θερμοκρασία. Ο συντελεστής τριβής ολίσθησης, C D, εξαρτάται από το μήκος τραχύτητας και τον αριθμό Richardson για την επιφάνεια (surface bulk Richardson number). Υπό συνθήκες μη παγοκάλυψης, η ανακλαστικότητα της επιφάνειας της λίμνης υπολογίζεται ως συνάρτηση της ηλιακής ζενίθειας γωνίας, Henderson Sellers (1986). Η εκπεμπόμενη ακτινοβολία μεγάλου μήκους κύματος, από την λίμνη, υπολογίζεται σύμφωνα με το νόμο Stefan Boltzman. Το μοντέλο της λίμνης χρησιμοποιεί το σχήμα μερικής παγοκάλυψης των Patterson και Hamblin (1988) για να αναπαραστήσει τις διάφορες ανταλλαγές θερμότητας και υγρασίας μεταξύ επιφανειών νερού και πάγου και της ατμόσφαιρας, και για τον υπολογισμό της ενέργειας στην επιφάνεια της παγωμένης λίμνης και του υπερκείμενου χιονιού. Για περαιτέρω λεπτομέρειες μπορεί κανείς να ανατρέξει στο Hostetler et al. (1993) και Small and Sloan (1999) Αιωρήματα και σκόνη (Μοντέλο Χημείας) Η αναπαράσταση των διαδικασιών εκπομπής σκόνης αποτελεί κύριο στοιχείο σε ένα μοντέλο σκόνης και εξαρτάται από τις συνθήκες ανέμου, τα χαρακτηριστικά του εδάφους και το μέγεθος του σωματιδίου. Ακολουθώντας τους Marticorena και Bergametti (1995) και Alfaro και Gomes (2001), εδώ ο υπολογισμός της εκπομπής σκόνης βασίζεται σε 22

23 παραμετροποιήσεις της συνολικής αναπήδησης του εδάφους και των διαδικασιών αμμοβολής (sandblasting). Τα κύρια βήματα σε αυτό τον υπολογισμό είναι: ο προσδιορισμός του συνολικού μεγέθους κατανομής του εδάφους (soil aggregate size distribution) για κάθε κυψελίδα πλέγματος του μοντέλου, ο υπολογισμός του κατωφλίου ταχύτητας τριβής που οδηγεί σε διάβρωση και διαδικασίες αναπήδησης, ο υπολογισμός της συνολικής οριζόντιας ροής μάζας του εδάφους που αναπηδά και τέλος ο υπολογισμός της κατακόρυφης μεταφερόμενης ροής μάζας των σωματιδίων σκόνης, που προκύπτουν από τις συνολικές αναπηδήσεις. Σε σχέση με την διεπαφή BATS, αυτές οι παραμετροποιήσεις γίνονται αποτελεσματικές, στο μοντέλο, για κυψελίδες που κυριαρχούνται από έρημο και γενικά εδάφη καλυμμένα κατά το ήμισυ από έρημο. 1.3 Προ-επεξεργασία Πριν την εκτέλεση μιας περιοχικής κλιματικής προσομοίωσης υπάρχουν δύο βήματα προ επεξεργασίας που χρειάζεται να ολοκληρωθούν. Το πρώτο βήμα περιλαμβάνει τον ορισμό του διαστήματος του τομέα και του πλέγματος, και την παρεμβολή των δεδομένων χρήσης γης και ανύψωσης στο πλέγμα του μοντέλου. Αυτή η διαδικασία εκτελείται στον υποκατάλογο RegCM/PreProc/Terrain. Το δεύτερο βήμα είναι η δημιουργία αρχείων που χρησιμοποιούνται για τις αρχικές και οριακές συνθήκες κατά τη διάρκεια της προσομοίωσης. Το βήμα αυτό εκτελείται στον υποκατάλογο RegCM/PreProc/ICBC. Τα απαιτούμενα δεδομένα εισόδου για την εκτέλεση του μοντέλου μπορούν να ανακτηθούν από το διαδικτυακό τόπο PWC και συγκεκριμένα στον παρακάτω σύνδεσμο: pubregcm/regcm3 Τα δεδομένα εισόδου που χρησιμοποιούνται από τα προγράμματα Terrain και ICBC είναι αποθηκευμένα στον υποφάκελο RegCM/PreProc/DATA Έδαφος (terrain) Το πλέγμα για την προσομοίωση ορίζεται στο Terrain. Υπάρχουν πολλές σημαντικές παράμετροι για την επιλογή της ανάλυσης τομέα, της προβολής και της ανάλυσης γενικότερα. Η ανάλυση εξαρτάται από την εκάστοτε επιστημονική αναζήτηση και τους διαθέσιμους υπολογιστικούς πόρους. Το RegCM είναι ένα υδροστατικό μοντέλο, ως εκ τούτου, η οριζόντια πλεγματική απόσταση δεν πρέπει να τεθεί χαμηλότερα από 10 km. Γενικά, η προβολή τύπου Lambert Conformal Conic χρησιμοποιείται για περιοχές μεσαίου και μεγάλου γεωγραφικού πλάτους, ενώ οι τυπικές προβολές Mercator και Rotated Mercator χρησιμοποιούνται σε τροπικές και υποτροπικές περιοχές. Όταν επιλέγεται το κεντρικό σημείο του μοντέλου (γεωγραφικές συντεταγμένες, clat, clon) και η προβολή χάρτη, είναι σημαντικό να προσδιορίζεται ο συνολικός συντελεστής διόρθωσης κλίμακας (whole domain map factor) όσο πιο κοντά στην μονάδα γίνεται, το οποίο θα είναι χρήσιμο για την υπολογιστική σταθερότητα του μοντέλου. Ο συντελεστής χάρτη μπορεί να ελεγχθεί με τη χρήση των αρχείων DOMAIN_INFO.CTL και DOMAIN _INFO στο πρόγραμμα GrADS. Όσον αφορά την επιλογή του ίδιου του τομέα, αυτή εξαρτάται από την περιοχή ενδιαφέροντος και την εκάστοτε εφαρμογή. Η λύση του περιοχικού μοντέλου είναι ένας συνδυασμός επίδρασης των πλευρικών ορίων και της φυσικής στο εσωτερικό του μοντέλου. Με ένα μικρότερο τομέα, οι πλευρικές οριακές συνθήκες ασκούν περισσότερο έλεγχο. Αυτό μπορεί να είναι επιθυμητό για μια εποχιακή πρόβλεψη (παρόλο που μεγάλοι τομείς πεδία μπορούν επίσης να χρησιμοποιηθούν γι αυτό το σκοπό) ή άλλες εφαρμογές. 23

24 Για τις μελέτες ευαισθησίας, όπως η αλλαγή κάλυψης της γης, ή η υγρασία του εδάφους, ένα μεγαλύτερο πεδίο μπορεί να είναι προτιμότερο μιας και επιτρέπει περισσότερη ελευθερία στο εσωτερικό του μοντέλου για να ανταποκριθεί στις εφαρμοζόμενες αλλαγές (Seth and Giorgi, 1998). Το θέμα του υπολογιστικού κόστους και της διαχείρισης των δεδομένων εξόδου είναι επίσης σημαντικό. Για κάθε διπλασιασμό του αριθμού των οριζόντιων σημείων πλέγματος, ο υπολογιστικός χρόνος (θεωρώντας το ίδιο οριζόντιο διάστημα πλέγματος) αυξάνει με ένα συντελεστή του 4. Τα αποτελέσματα αυξάνουν ελαφρώς λιγότερο από ένα συντελεστή του 4, αφού δεν είναι τρισδιάστατα όλα τα αποτελέσματα του RegCM3. Επίσης, είναι σημαντικό να σημειωθεί ότι η αποθήκευση των δεδομένων μπορεί να είναι δαπανηρή μακροπρόθεσμα ανάλογα με τη διάρκεια της εκτελούμενης προσομοίωσης. Υπάρχουν αναφορές (Seth and Giorgi (1998), Vannitsem and Chom (2005), Rauscher et al. (2006)) που συζητούν την επιλογή του πεδίου αναλυτικότερα. Το πρόγραμμα Terrain παρεμβάλλει οριζόντια τα δεδομένα χρήσης της γης και ανύψωσης από ένα πλέγμα γεωγραφικών συντεταγμένων σε ένα καρτεσιανό πλέγμα του επιλεγμένου τομέα. Το RegCM χρησιμοποιεί σήμερα τα σύνολα δεδομένων Global Land Cover Characterization (GLCC) για τα δεδομένα βλάστησης/χρήσης γης. Το σύνολο δεδομένων GLCC προέρχεται από τα δεδομένα ανάλυσης 1 km του ραδιομέτρου AVHRR (Advanced Very High Resolution Radiometer), που εκτείνονται από τον Απρίλιο του 1992 μέχρι τον Μάρτιο του 1993, και βασίζονται στους τύπους βλάστησης/κάλυψης γης που ορίζονται από το BATS (Biosphere Atmosphere Transfer Scheme). Υπάρχουν 20 τύποι βλάστησης/κάλυψης γης. Κάθε κυψελίδα του μοντέλου αποδίδεται σε μια από τις 18 κατηγορίες. Περισσότερες πληροφορίες για τα σύνολα δεδομένων GLCC μπορούν να βρεθούν στο σύνδεσμο Τα χρησιμοποιούμενα δεδομένα ανύψωσης είναι από την γεωλογική υπηρεσία των Ηνωμένων Πολιτειών (United States Geological Survey, USGS). Τα αρχεία των δεδομένων χρήση γης καθώς και αυτά της ανύψωσης είναι διαθέσιμα από το διαδικτυακό τόπο του ICTP PWC στον παρακάτω σύνδεσμο pubregcm/regcm3/globedat.htm. Παράμετροι όπως το μέγεθος του τομέα, τα δεδομένα εισόδου και η διάρκεια της προσομοίωσης ορίζονται στο αρχείο domain.param, στον υπο-κατάλογο RegCM/PreProc/Terrain/. Μετά την επεξεργασία του αρχείου, εκτελώντας το αρχείο terrain.x πραγματοποιείται ο έλεγχος και η εκτέλεση του προγράμματος Terrain. Αυτή η διαδικασία δημιουργεί το αρχείο εξόδου DOMAIN.INFO που περιέχει την ανύψωση, τον τύπο της χρήσης γης και άλλες μεταβλητές (Πίνακας 1) στον υποφάκελο RegCM/Input. Δημιουργείται επίσης ένα περιγραφικό αρχείο στο GrADS, το DOMAIN.CTL. 24

25 Πίνακας 1: Κατάλογος των μεταβλητών αποτελεσμάτων από το πρόγραμμα Terrain (DOMAIN) Μεταβλητές ht htsd landuse xlat xlon dlat dlon xmap dmap coriol snowam mask texture Περιγραφή ανύψωση επιφάνειας (m) τυπική απόκλιση της ανύψωσης επιφάνειας τύπος επιφάνειας χρήσης γης γεωγραφικό πλάτος σημείων x γεωγραφικό μήκος σημείων x γεωγραφικό πλάτος σημείων κουκίδας γεωγραφικό μήκος σημείων κουκίδας συντελεστές χάρτη των σημείων x συντελεστές χάρτη των σημείων κουκίδας δύναμη Coriolis αρχικό ποσό χιονιού μάσκα γης/θάλασσας υφή του εδάφους Σε περίπτωση που δεν ικανοποιείται κάποιος με το πρότυπο χρήσης γης στον χρησιμοποιούμενο τομέα, μπορεί να τροποποιηθούν οι τιμές χρήσης-γης που ανατίθενται σε επιμέρους πλεγματικά σημεία με την τροποποίηση του αρχείου RegCM/PreProc/Terrain/LANDUSE. Το αρχείο LANDUSE περιλαμβάνει τις κλάσεις κάλυψης γης/βλάστησης (Πίνακας 2) που έχουν ανατεθεί σε όλα τα πλεγματικά σημεία του τομέα. Αμέσως μόλις τροποποιηθεί η επιλογή LANDUSE και αλλάξουν οι παράμετροι FUDGE_LND και FUDGE_LND_s στο αρχείο domain.param πρέπει το πρόγραμμα terrain να εκτελεστεί ξανά. Πίνακας 2: Τύποι κάλυψης ξηράς/ Κλάσεις βλάστησης 1 Καλλιέργειες/ μεικτές γεωργοκτηνοτροφικές δραστηριότητες 2 Κοντό γρασίδι 3 Αειθαλή δέντρα βελονοειδή (needle leaf) 4 Φυλλοβόλα δέντρα βελονοειδή 5 Φυλλοβόλα πλατύφυλλα δέντρα 6 Αειθαλή πλατύφυλλα δέντρα 7 Ψηλό γρασίδι 8 Έρημος 9 Τούνδρα 10 Αρδευόμενες καλλιέργειες 11 Ημι-έρημος 12 Κάλυψη πάγου / παγετώνας 13 Έλος ή βάλτος 14 Χερσαία ύδατα (inland water) 15 Ωκεανός 16 Αειθαλής θάμνος 17 Φυλλοβόλος θάμνος 18 Μεικτά δάση 19 Δάσος/ Μωσαϊκό πεδίο 25

26 20 Μείξη νερού και γης 1.4 Αρχικές και Οριακές συνθήκες Το πρόγραμμα ICBC παρεμβάλει τη θερμοκρασία επιφάνειας ης θάλασσας (SST) και τα παγκόσμια δεδομένα επανάλυσης (re-analysis data) στο πλέγμα του μοντέλου. Αυτά τα αρχεία χρησιμοποιούνται για τις αρχικές και οριακές συνθήκες κατά τη διάρκεια της προσομοίωσης Θερμοκρασία επιφάνειας θάλασσας Στο αρχείο RegCM/PreProc/Terrain/domain.param, υπάρχουν διάφορες επιλογές για τα δεδομένα της θερμοκρασίας επιφάνειας θάλασσας (SST), συμπεριλαμβανομένου των μηνιαίων πλεγματοποιημένων δεδομένων πρώτου βαθμού, τα Global Sea Surface Temperature (GISST), ( ), τα οποία είναι διαθέσιμα από την υπηρεσία Hadley Center Met Office (εδρεύει στο Έξετερ, Ηνωμένο Βασίλειο) στο σύνδεσμο Διαθέσιμα επίσης είναι τα δεδομένα Optimum Interpolation Sea Surface Temperature (OISST), πρώτου βαθμού (one-degree), ( ) τα οποία παρέχονται από την Εθνική Διοίκηση Ωκεανών και Ατμόσφαιρας (National Ocean and Atmosphere Administration, εδρεύει στο Μέριλαντ Η.Π.Α.) τόσο σε εβδομαδιαία αλλά και σε μηνιαία χρονική κλίμακα στο σύνδεσμο Επιπλέον, η θερμοκρασία επιφάνειας θάλασσας μπορεί να χρησιμοποιηθεί για εκτελέσεις σεναρίων και αναφορών κλιματικής αλλαγής Δεδομένα για αρχικές και πλευρικές οριακές συνθήκες Στο αρχείο RegCM/PreProc/Terrain/domain.param, υπάρχουν πολλά σύνολα δεδομένων που μπορούν να επιλεγούν για χρήση σε αρχικές και (συν)οριακές συνθήκες. Πολλά από αυτά παρέχονται από την μη κυβερνητικό οργανισμό ECMWF (European Centre for Medium-Range Weather Forecasts, εδρεύει στο Ρέντινγκ Ηνωμένο Βασίλειο), επίσης από την υπηρεσία NCEP NOAA (National Center for Environmental Prediction του ΝΟΑΑ, Μέριλαντ Η.Π.Α.) Επεξεργασία πλευρικών και οριακών συνθηκών Η αριθμητική επεξεργασία των πλευρικών ορίων είναι μία σύνθετη αλλά πολύ σημαντική πτυχή του περιοχικού κλιματικού μοντέλου. Υπάρχουν πέντε τύποι οριακών συνθηκών που μπορούν να χρησιμοποιηθούν στο μοντέλο. Ο τύπος των οριακών συνθηκών που χρησιμοποιούνται στην προσομοίωση επιλέγεται στο αρχείο RegCM/PreProc/Terrain/domain.param. Οι επιλογές είναι : Σταθερό: Αυτό δεν επιτρέπει χρονική μεταβολή σε πλευρικά όρια. Δεν συνίσταται σε εφαρμογές πραγματικών δεδομένων. Χρονο-εξαρτώμενο: Εξωτερικά δύο σειρές και στήλες έχουν τις καθορισμένες τιμές όλων των προβλεπόμενων πεδίων. Ενδείκνυται για εφμολευμένα πεδία (nests) όπου οι χρονο-εξαρτώμενες τιμές παρέχονται από το αρχικό πλέγμα (parent 26

27 domain). Δεν συνίσταται για τραχύ πλέγμα, όπου μόνο μία εξωτερική γραμμή και στήλη θα είναι καθορισμένες. Γραμμική εξομάλυνση (relaxation). Η εξωτερική γραμμή και στήλη καθορίζεται από χρονο εξαρτώμενη τιμή, τα επόμενα τέσσερα σημεία εξομαλύνονται προς τις οριακές τιμές με μία σταθερά εξομάλυνσης που μειώνεται γραμμικά μακριά από το σύνορο. Σπογγώδεις (Sponge): Perkey και Kreitzberg (1976). Εκθετική εξομάλυνση: Davies και Turner (1977) (προεπιλογή) Εκτέλεση του προγράμματος ICBC Δεν είναι απαραίτητο να τροποποιήσει κανείς αρχεία στον υπο-κατάλογο RegCM/ PreProc/ICBC. Η παρεμβολή της θερμοκρασίας επιφάνειας θάλασσας (SST) και των δεδομένων παγκόσμιας ανάλυσης στο πλέγμα του μοντέλου βασίζεται στα προγράμματα SST_1DEG.f και ICBC.f. Ο έλεγχος και η εκτέλεση αυτών των προγραμμάτων πραγματοποιείται από την εκτέλεση του αρχείου icbc.x. Έτσι θα δημιουργηθούν τα παρακάτω αρχεία: RegCM/Input/ICBC.YYYYMMDDHH (στον πίνακα 3 υπάρχει λίστα των μεταβλητών) RegCM/Input/ICBC.YYYYMMDDHH.CTL Πίνακας 3: Κατάλογος των μεταβλητών στα αρχεία ICBCYYYYMMDDHH Μεταβλητές Περιγραφή date Ημερομηνία της προσομοίωσης (πληροφορία κεφαλίδας) u,v Οριζόντιες συνιστώσες ανέμου (m/s) t Θερμοκρασία του αέρα (Κ) q Ειδική υγρασία (kg kg -1 ) px Πίεση επιφάνειας (10hPa, ή cb) ts Θερμοκρασία του αέρα στην επιφάνεια (Κ) 1.5 RegCM Ο πρωτογενής κώδικας για το μοντέλο είναι στον υποκατάλογο RegCM/Main. Ο υποκατάλογος RegCM/Commons περιέχει δύο αρχεία απαραίτητα για την έναρξη μιας καινούριας προσομοίωσης, τα regcm.in και regcm.x. Στο αρχείο regcm.in υπάρχουν επιλογές για παραμέτρους όπως είναι η ημερομηνία, το χρονικό βήμα, η συχνότητα αποτελεσμάτων εξόδου, καθώς και επιλογές Φυσικής που συζητιούνται στην ενότητα Επιλογή κατάλληλων χρονικών βημάτων Υπάρχουν κάποιοι γενικοί κανόνες που πρέπει να ισχύουν όταν επιλέγονται τα κατάλληλα χρονικά βήματα για την προσομοίωση. Οι παρακάτω παράμετροι χρονικού βήματος ορίζονται στο αρχείο regcm.in, radfrq χρονικό βήμα για το μοντέλο ακτινοβολίας σε λεπτά abemh χρονικό βήμα για την απορρόφηση/εκπομπή σε μεγάλα μήκη κύματος (LW) σε ώρες abatm χρονικό βήμα για το μοντέλο επιφάνειας ξηράς σε δευτερόλεπτα dt χρονικό βήμα για το ατμοσφαιρικό μοντέλο σε δευτερόλεπτα 27

28 Πρώτον, το χρονικό βήμα για το μοντέλο ακτινοβολίας (dt) θα πρέπει να είναι τρεις φορές η οριζόντια ανάλυση του τομέα σε km. Έτσι αν η ανάλυση είναι 60 km τότε το dt πρέπει να είναι 180 δευτερόλεπτα. Εδώ μπορούμε να αυξήσουμε το χρονικό βήμα λίγο έως τα 200 δευτερόλεπτα. Η αύξηση του χρονικού βήματος θα οδηγήσει σε μείωση του χρόνου εκτέλεσης για την προσομοίωση όμως απαιτείται προσοχή διότι αν το χρονικό βήμα είναι πολύ μεγάλο τότε το μοντέλο θα καταρρεύσει (crash). Μπορεί κανείς να ανατρέξει στον πίνακα 4 παρακάτω για περισσότερα παραδείγματα χρονικών διαστημάτων για διαφορετικές οριζόντιες αναλύσεις. Πίνακας 4: Χρονικά βήματα με διαφορετικές αναλύσεις. dx (km) dt (sec) abatm (sec) abemh (sec) radfrq (min) Έναρξη της προσομοίωσης Το αρχείο regcm.x θα ελέγξει (compile) και θα εκτελέσει το μοντέλο. Η εκτέλεση του αρχείου θα δημιουργήσει τα παρακάτω: συνδέσμους (soft links) στο κύριο αρχείο και τα αρχεία αρχικών και οριακών συνθηκών: fort.10../input/domain fort.10x../input/icbcyyyymmddhh τον υποκατάλογο (sub-directory) output όπου είναι γραμμένα τα αρχεία με τα αποτελέσματα εξόδου του μοντέλου (model output files). το αρχείο postproc.in το οποίο χρειάζεται για την μετα-επεξεργασία (postprocessing) των αρχείων αποτελεσμάτων (στην ενότητα 1.6 αναλύεται λεπτομερέστερα). έλεγχος (compile) του πρωτογενή κώδικα και έναρξη της προσομοίωσης. Η εκτέλεση του μοντέλου δημιουργεί τα ακόλουθα μηνιαία αρχεία αποτελέσματα (output files), αποτελέσματα Ατμοσφαιρικού μοντέλου: ATM.YYYYMMDDHH αποτελέσματα μοντέλου Επιφάνειας ξηράς :SRF.YYYYMMDDHH αποτελέσματα μοντέλου Ακτινοβολίας: RAD.YYYYMMDDHH αποτελέσματα μοντέλου Χημείας: CHE.YYYYMMDDHH (αν εκτελεστεί το μοντέλο χημείας) αρχείο επανεκκίνησης: SAVTMP.YYYYMMDDHH ή SAV.YYYYMMDDHH (σημ.: ΥΥΥΥ: έτος, ΜΜ: μήνας, DD: ημέρα, HH: ώρα) 28

29 Τα αρχεία SAVTMP.YYYYMMDDHH και SAV.YYYYMMDDHH είναι απαραίτητα για την επανεκτέλεση του μοντέλου σε περίπτωση που η προσομοίωση μπλοκάρει ή αν επιθυμεί κανείς να εκτελέσει ξανά την προσομοίωση μετά το τέλος της πρώτης. 1.6 Μετα-επεξεργασία (Post-processing) Το μοντέλο δημιουργεί, όπως προαναφέραμε αρχεία με αποτελέσματα κάθε μήνα, στο κατάλογο των αποτελεσμάτων: ATM.YYYYMMDDHH από το ατμοσφαιρικό μοντέλο SRF.YYYYMMDDHH από το μοντέλο επιφάνειας ξηράς RAD.YYYYMMDDHH από το μοντέλο ακτινοβολίας Αν έχει εκτελεστεί και το μοντέλο χημείας, θα υπάρχει επίσης το αντίστοιχο αρχείο αποτελεσμάτων, το οποίο είναι CHE.YYYYMMDDHH από το μοντέλο χημείας Ο μετα-επεξεργαστής RegCM μετατρέπει τα αρχεία αποτελεσμάτων του μοντέλου σε νέα αρχεία, με μέσες τιμές μεταβλητών, σε συνήθεις χρησιμοποιούμενες μορφές όπως NETCDF ή GrADS. Είναι απαραίτητο να τροποποιηθεί το αρχείο postproc.in στον κατάλογο εργασίας για να προσδιορίσουμε τον τύπο μέσου όρου των μεταβλητών (ημερήσιος, μηνιαίος κτλ.) καθώς και την μορφή του αρχείου. Στην συνέχεια εκτελείται το αρχείο postproc.x το οποίο θα εξετάσει και θα εκτελέσει το πρόγραμμα. Συχνά επιθυμούμε να βλέπουμε τα αποτελέσματά μας σε επίπεδα πίεσης αντί για σ επίπεδα. Παρέχεται λοιπόν ένα πρόγραμμα μετατροπής, το οποίο δημιουργεί ένα αρχείο δεδομένων τύπου GrADS, το SIGMAtoP.f που βρίσκεται στο φάκελο RegCM/Commons/tools. Πριν τον έλεγχο και την εκτέλεση του συγκεκριμένου αρχείου, πρέπει πρώτα να γίνει εισαγωγή των παρακάτω πεδίων. iy, jx, kx: διαστάσεις του πλέγματος np: αριθμός επιπέδων πίεσης plev: θέτουμε συγκεκριμένο αριθμό επιπέδων πίεσης που θέλουμε να δημιουργήσουμε, σε hpa (ο ολικός αριθμός πρέπει να ταιριάζει με το np) nfile: ο αριθμός των αρχείων ATM που θέλουμε να επεξεργαστούμε inout: το όνομα των αρχείων ATM που θέλουμε να επεξεργαστούμε number: ο αριθμός των χρονικών «κομματιών» (time slices) σε κάθε ATM αρχείο Διαδικασία παρεμβολής παρατηρησιακών δεδομένων Στον κατάλογο RegCM/Obs παρέχονται αρχεία (scripts) για παρεμβολή πολλών παρατηρούμενων συλλογών δεδομένων, στο πλέγμα του RegCM, για να διευκολυνθούν οι συγκρίσεις με τις παρατηρήσεις. 29

30 Μία συχνά χρησιμοποιούμενη συλλογή δεδομένων είναι η High Resolution Global Data, από την μονάδα Climate Research Unit (CRU), (πανεπιστήμιο Ανατολικής Αγγλίας που εδρεύει στο Νόριτς, Ηνωμένο Βασίλειο). Πληροφορίες για αυτή τη συλλογή δεδομένων στο σύνδεσμο Μια άλλη συλλογή δεδομένων κατακρήμνισης είναι η CPC Merged Analysis of Precipitation (CMAP, από το ΝΟΑΑ). Είναι διαθέσιμα σε μέσες μηνιαίες τιμές και πεντάδες και μπορούν να βρεθούν και να τα παρατηρήσει κάποιος στο σύνδεσμο Η καθοδήγηση και οι οδηγίες σχετικά με τη χρήση τους μπορούν να βρεθούν στις αυθεντικές αναφορές, των Xie και Arkin (1996, 1997). Μια τρίτη πηγή δεδομένων είναι τα πεδία παγκόσμιας θερμοκρασίας και κατακρήμνισης από το πανεπιστήμιο του Delaware στο σύνδεσμο: climate/. 30

31 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2 Ο Το σύστημα της θαλάσσιας αύρας 31

32 2.1 Εισαγωγή Τις θερμές καλοκαιρινές ημέρες πολύς κόσμος συρρέει σε παραλίες, προκειμένου να αποδράσει από την αποπνικτική ζέστη και την υγρασία εντός των αστικών κέντρων. Σε θερμά, και υγρά απογεύματα είναι δυνατό να προκληθούν καταιγίδες σε απόσταση δεκάδων χιλιομέτρων από τη θάλασσα ή τους ωκεανούς, οι οποίες όμως διαρκούν κατά κανόνα λίγα λεπτά. Στην πραγματικότητα, τη στιγμή που οι λουόμενοι φτάσουν στην παραλία, οι ουρανοί είναι γενικά καθαροί και η θερμοκρασία του αέρα είναι πολύ χαμηλότερη, λόγω ψυχρών ρευμάτων αέρα από τη θάλασσα. Όταν οι παραθεριστές επιστρέφουν σπίτι τους, το απόγευμα συνήθως, αυτές οι μυστηριώδεις βροχοπτώσεις (rain showers) συχνά εμφανίζονται στην ίδια τοποθεσία όπως πριν. Αυτά τα ντουζ βροχής (rain showers) δεν είναι στην πραγματικότητα τόσο μυστηριώδη. Προκαλούνται από ένα τοπικό σύστημα ανέμων, που λέγεται θαλάσσια αύρα το οποίο σχηματίζεται ως κομμάτι μιας θερμικά καθοδηγούμενης κυκλοφορίας Θερμικές κυκλοφορίες Παρατηρώντας την κατακόρυφη κατανομή της πίεσης, σχήμα 2.1α, οι ισοβαρικές επιφάνειες παραμένουν παράλληλες στην επιφάνεια της γης. Έτσι δεν υπάρχει οριζόντια μεταβολή στην πίεση (ή θερμοκρασία) και δεν παρατηρείται βαροβαθμίδα και κατά συνέπεια άνεμος. Στο σχήμα 2.1β, η ατμόσφαιρα είναι ψυχρή βόρεια και θερμή νότια. Προς τη μεριά του ψυχρού και πυκνού αέρα, πάνω από την επιφάνεια, παρατηρείται ένα στένωμα των ισοβαρών, ενώ στη μεριά του θερμού και ελαφρύ αέρα, οι ισοβαρείς είναι πιο απομακρυσμένες μεταξύ τους. Αυτή η βύθιση των ισοβαρών δημιουργεί μία οριζόντια δύναμη βαροβαθμίδας (pressure gradient force, PGF), στα ψηλά στρώματα, η οποία αναγκάζει τον αέρα να κινείται από την περιοχή υψηλής πίεσης (θερμός αέρας) προς αυτήν με την χαμηλότερη πίεση (ψυχρός αέρας). Κατά συνέπεια προκαλείται μια μεταβολή της πίεσης στην επιφάνεια. Καθώς ο αέρας ψηλά κινείται βόρεια, υπάρχει μία συσσώρευσή του στη περιοχή που είναι βόρεια. Αυτή η ανακατανομή του αέρα, μειώνει την πίεση στην επιφάνεια της περιοχής νότια και την αυξάνει αντίστοιχα βόρεια. Κατά συνέπεια μία δύναμη βαροβαθμίδας εγκαθίσταται στην επιφάνεια της γης από το βορρά στο νότο με αποτέλεσμα οι άνεμοι επιφανείας να πνέουν σε αυτήν την κατεύθυνση. Δημιουργείται επομένως μία κατανομή πίεσης και θερμοκρασίας καθώς και μία κυκλοφορία αέρα, όπως φαίνεται στο σχήμα 2.1γ. Ο ψυχρός αέρας, στην επιφάνεια, καθώς ρέει προς τα νότια, θερμαίνεται και γίνεται λιγότερο πυκνός. Στο τμήμα της επιφάνειας όπου η πίεση είναι μικρή, ο θερμός αέρας ανέρχεται αργά, διαστέλλεται, ψύχεται και ρέει προς τα πάνω μέχρι περίπου ένα χιλιόμετρο από την επιφάνεια. Σε αυτό το επίπεδο ψηλά, ο αέρας ρέει οριζόντια προς τα βόρεια και τη χαμηλή πίεση, όπου ολοκληρώνεται η κυκλοφορία με αργές καθοδικές κινήσεις και ροή προς την επιφάνεια της υψηλής πίεσης. Οι κυκλοφορίες που προέρχονται από αλλαγές στη θερμοκρασία του αέρα, έτσι ώστε ο θερμότερος αέρας να ανέρχεται και ο ψυχρότερος να κατέρχεται, καλούνται θερμικές κυκλοφορίες (D. Ahrens, 2008). 32

33 Σχήμα 2.1: Μια θερμική κυκλοφορία προερχόμενη από τη θέρμανση και την ψύξη της ατμόσφαιρας κοντά στο έδαφος. Τα H και L αναφέρονται στην ατμοσφαιρική πίεση (υψηλό και χαμηλό αντίστοιχα). Οι γραμμές αναπαριστάνουν τις επιφάνειες σταθερής πίεσης (ισοβαρικές επιφάνειες), όπου το 1000 είναι σε mb (Ahrens, 2008). Οι περιοχές της επιφάνειας με χαμηλές και υψηλές ατμοσφαιρικές πιέσεις, που δημιουργούνται καθώς η ατμόσφαιρα ψύχεται ή θερμαίνεται ονομάζονται θερμικά υψηλά H (cold core) και θερμικά χαμηλά L (warm core). Σε γενικές γραμμές είναι αβαθή συστήματα, τα οποία εκτείνονται συνήθως για όχι περισσότερο από λίγα χιλιόμετρα πάνω από το έδαφος. Στην επιφάνεια, για παράδειγμα, η ατμοσφαιρική πίεση είναι πολύ μικρή στο κέντρο του θερμικού χαμηλού στο σχήμα 2.2. Στο θερμό αέρα πάνω από το χαμηλό, οι ισοβαρείς είναι απλωμένες και σε κάποιο ενδιάμεσο ύψος, το θερμικό χαμηλό εξαφανίζεται και μετατρέπεται σε ένα υψηλό. Ένα παρόμοιο φαινόμενο συμβαίνει πάνω από το ψυχρό θερμικό υψηλό. Η πίεση επιφανείας είναι μέγιστη στο κέντρο του, όμως επειδή οι ισοβαρείς συνωστίζονται ψηλά λόγω του ψυχρού πυκνού αέρα, το 33

34 επιφανειακό θερμικό υψηλό μετατρέπεται σε χαμηλό σε περίπου ένα χιλιόμετρο από το έδαφος. Τα θερμικά συστήματα πίεσης είναι ρηχά συστήματα που εξασθενούν με το ύψος, και διατηρούνται σε μεγάλο βαθμό από την τοπική επιφανειακή ψύξη και θέρμανση. Σχήμα 2.2: Η κατακόρυφη κατανομή της πίεσης με θερμικά υψηλά και θερμικά χαμηλά (Ahrens, 2008). 2.2 Θαλάσσια αύρα Το σύστημα της θαλάσσιας αύρας Το σύστημα της θαλάσσιας αύρας (Sea Breeze System, SBS) εμφανίζεται σε παράκτιες περιοχές ανά τον κόσμο και αποτελείται από πολλά χωρικά και χρονικά ένθετα φαινόμενα. Ο ψυχρός αέρας από τη θάλασσα διαδίδεται προς την ξηρά όταν μία μέσης κλίμακας βαροβαθμίδα ( km), εγκάρσια στη ξηρά, δημιουργείται από τη διαφορά θερμοκρασίας κατά τη διάρκεια της ημέρας. Η κυκλοφορία χαρακτηρίζεται επίσης από ανοδικά ρεύματα στο μέτωπο της θαλάσσιας αύρας (sea breeze front, SBF) και διάχυτα καθοδικά ρεύματα στη θάλασσα, ενώ συνήθως κλείνει το κύτταρο κυκλοφορίας από μία ροή προς τη θάλασσα, ψηλά. Κάποιες παράκτιες επιπτώσεις περιλαμβάνουν την ανακούφιση από συνθήκες έντονης ζέστης, την ανάπτυξη καταιγίδων την υγρασία για ομίχλη ενώ είναι δυνατόν να βελτιώσει ή να μειώσει την ποιότητα του αέρα στην επιφάνεια της γης. Η θαλάσσια αύρα είναι ένας τύπος θερμικής κυκλοφορίας. Ο άνισος ρυθμός θέρμανσης της ξηράς και της θάλασσας προκαλεί αυτούς τους παράκτιους άνεμους μέσης κλίμακας. Αυτή η θερμοκρασιακή διαφορά οφείλεται καταρχήν στο γεγονός ότι η θερμοχωρητικότητα του θαλασσινού νερού είναι σχεδόν τετραπλάσια από αυτή του εδάφους. Αυτό σημαίνει ότι το θαλασσινό νερό απαιτεί τετραπλάσιο ποσό θερμότητας για να μεταβληθεί η θερμοκρασία της μονάδας μάζας του κατά 1 ο C. Επομένως όταν στη θάλασσα και στην παρακείμενη ξηρά προσφερθεί το ίδιο ποσό θερμότητας, τότε η ξηρά θερμαίνεται περισσότερο. Αυτό το κοινό ποσό θερμότητας που προσφέρεται από τον Ήλιο, διεισδύει και επηρεάζει το μεν 34

35 θαλασσινό νερό μέχρι βάθος 10 m ενώ το έδαφος μέχρι βάθος 1 m (Μακρόγιαννης Τ.Ι. και Σαχσαμάνογλου Χ.Σ., 2008). Ένα σημαντικό μέρος από την προσπίπτουσα ηλιακή ακτινοβολία στην επιφάνεια της θάλασσας δεσμεύεται με τον μηχανισμό της εξάτμισης σε μορφή λανθάνουσας θερμότητας από τους παραγόμενους υδρατμούς. Επομένως κατά τη διάρκεια της ημέρας καθώς και της νύχτας υπάρχει διαφοροποίηση ως προς τη θερμοκρασία, την πυκνότητα και την πίεση του αέρα πάνω από την ξηρά και τη θάλασσα. Τις πρώτες πρωινές ώρες, που ο καιρός είναι αίθριος, δεν υπάρχει βαροβαθμίδα μεταξύ θάλασσας και ξηράς και οι ισοβαρείς καμπύλες, που δείχνουν την κατανομή της πίεσης με το ύψος, είναι οριζόντιες έχοντας την μορφή που φαίνεται στο σχήμα 2.1α παραπάνω. Καθώς όμως η μέρα προχωρά ο Ήλιος θερμαίνει το έδαφος και τη θάλασσα στον ίδιο βαθμό. Το έδαφος θερμαίνεται πιο γρήγορα και ακτινοβολεί θερμαίνοντας έτσι τον υπερκείμενο αέρα, ο οποίος έχει πλέον μικρότερη πυκνότητα και δημιουργείται στην περιοχή πάνω από τη ξηρά ένα αβαθές θερμικό χαμηλό (L), λόγω της χαμηλής πίεσης. Αντίθετα πάνω από τη θάλασσα ο αέρας είναι ψυχρότερος και πιο πυκνός και η πίεση πάνω από τη θάλασσα είναι υψηλότερη από ότι πάνω από τη ξηρά. Έτσι δημιουργείται εκεί ένα αβαθές θερμικό υψηλό (H). Επειδή ο ρυθμός ελάττωσης της πίεσης πάνω από τη θάλασσα είναι μεγαλύτερος, το πεδίο των ισοβαρών καθίσταται πυκνότερο πάνω από τη θάλασσα σε σχέση με αυτό πάνω από τη ξηρά. Η μορφή των ισοβαρών γίνεται όπως στο σχήμα 2.3α. Οι κατώτερες ισοβαρικές επιφάνειες έχουν κλίση από τη θάλασσα προς τη ξηρά. Επομένως μεταξύ της ξηράς και της θάλασσας δημιουργείται οριζόντια βαροβαθμίδα, με τιμή 1 mb/50 km, η οποία συμβάλλει στην δημιουργία δύναμης βαροβαθμίδας F p με φορά από τη θάλασσα προς τη ξηρά, έτσι ώστε και ο αέρας να ρέει προς την ίδια κατεύθυνση. Η συνολική επίδραση αυτής της κατανομής πίεσης δημιουργεί την θαλάσσια αύρα που πνέει στην επιφάνεια, από τη θάλασσα προς τη ξηρά (σχήμα 2.3α). Ο ψυχρός αέρας πάνω από τη θάλασσα κινείται προς τη ξηρά ως ένα ρεύμα βαρύτητας (gravity current), αποτελώντας πλέον την αρχή της κυκλοφορίας της θαλάσσιας αύρας. Στην ξηρά ο ψυχρός και πυκνός αέρας ωθεί τον θερμό, ελαφρύ αέρα να κινηθεί προς τα πάνω. Δημιουργείται ένα απότομο σύνορο λόγω και της θερμοκρασιακής διαφοράς μεταξύ των αερίων μαζών με διαφορετικά θερμοϋγρομετρικά χαρακτηριστικά. Το σύνορο αυτό καλείται μέτωπο της θαλάσσιας αύρας (sea breeze front, SBF), το οποίο δρα παρόμοια όπως το ψυχρό μέτωπο. Η θερμοκρασία του αέρα μειώνεται σημαντικά με το πέρασμα του μετώπου της θαλάσσιας αύρας και ορισμένες φορές μπορεί να φτάσει η μείωση τους 8 11 ο C. Ο ουρανός επίσης είναι πιο καθαρός μετά το πέρασμα του μετώπου. Ψηλά πάνω από τη ξηρά, ο θερμός αέρας που ανέρχεται από το μέτωπο της θαλάσσιας αύρας αρχίζει να ψύχεται. Αυτό συνεπάγεται την αύξηση της πυκνότητάς του και το σχηματισμό μιας μικρής περιοχής υψηλής πίεσης (H). Αυτό παρατηρείται σε υψόμετρο περίπου 1 1,5 km. Σε αυτό το επίπεδο η πυκνότητα και η πίεση είναι μεγαλύτερες από ότι πάνω από τη θάλασσα, με αποτέλεσμα ο αέρας να ρέει προς το νερό. Καθώς ρέει προς τη θάλασσα, ο αέρας ψύχεται, αυξάνει η πυκνότητά του με αποτέλεσμα να βυθίζεται προς την επιφάνειά της, έχοντας διανύσει κάποια απόσταση πάνω από αυτή. Έτσι κλείνει και η λεγόμενη κυκλοφορία της θαλάσσιας αύρας (Sea Breeze Circulation, SBC) 35

36 Με τον τρόπο αυτό η πίεση πάνω από την επιφάνεια της θάλασσας αυξάνει και η όλη διαδικασία επαναλαμβάνεται, καθώς ο αέρας που ρέει στην ξηρά σπρώχνει το μέτωπο της θαλάσσιας αύρας στην ενδοχώρα. Σχήμα 2.3: Η ανάπτυξη μίας θαλάσσιας και μίας απογείου αύρας. (α) στην επιφάνεια, η θαλάσσια αύρα πνέει από τη θάλασσα στην ξηρά, ενώ (β) η απόγειος αύρα πνέει από την ξηρά προς τη θάλασσα. Σημειώνεται ότι η πίεση στην επιφάνεια αλλάζει απότομα με το πέρασμα της θαλάσσιας αύρας. Η κατάσταση αυτή υποδηλώνει μια ισχυρή δύναμη βαροβαθμίδας και υψηλούς ανέμους με τη θαλάσσια αύρα (Ahrens, 2008). Κατά τη διάρκεια της νύχτας η ξηρά ψύχεται πιο γρήγορα από ότι η θάλασσα. Ο αέρας πάνω από αυτή γίνεται ψυχρότερος από ότι πάνω από το νερό, δημιουργώντας μία κατανομή πίεσης όπως αυτή στο σχήμα 2.3β. Με την υψηλότερη πίεση επιφανείας τώρα να παρατηρείται πάνω από τη ξηρά, ο άνεμος στην επιφάνεια αντιστρέφεται και δημιουργείται η απόγειος αύρα, που ρέει από τη ξηρά προς τη θάλασσα. Η θερμοκρασιακή 36

37 διαφορά μεταξύ ξηράς και θάλασσας γενικά είναι πιο μικρή τη νύχτα. Έτσι η απόγειος αύρα είναι συνήθως ασθενέστερη από τη θαλάσσια αύρα. Σε περιοχές όπου σημειώνονται μεγαλύτερες θερμοκρασιακές διαφορές, ισχυρές απόγειες αύρες εμφανίζονται πάνω από το νερό, στα ανοιχτά των ακτών. Στο σχήμα 2.3 ο ανερχόμενος αέρας είναι πάνω από τη ξηρά κατά τη διάρκεια της ημέρας και πάνω από το νερό κατά τη διάρκεια της νύχτας. Έτσι, κατά μήκος της ακτής, κατά τη διάρκεια της ημέρας, σχηματίζονται σύννεφα πάνω από τη ξηρά και κατά τη διάρκεια της νύχτας σχηματίζονται σύννεφα πάνω από το νερό. Λόγω της έντονης θερμοκρασιακής διαφοράς του αέρα, κατά μήκος του μετωπικού συνόρου, ο θερμότερος και ελαφρύτερος αέρας συγκλίνει και ανυψώνεται. Όταν ο ανυψωμένος αέρας είναι επαρκώς υγρός, τότε σχηματίζεται κατά μήκος του μετώπου της θαλάσσιας αύρας μία γραμμή νεφών cumulus και αν επικρατούν συνθήκες αστάθειας μπορεί να σχηματιστούν καταιγίδες. Μπορεί κανείς να παρατηρήσει, σε ζεστές και υγρές ημέρες, ισχυρές βροχές αρκετά χιλιόμετρα στη θάλασσα, οι οποίες πλησιάζουν στην παραλία όπου επικρατούν ηλιοφάνεια και ένα σταθερό αεράκι. Οι θαλάσσιες αύρες αναπτύσσονται σε μέρες με σχεδόν ανέφελο ουρανό και σε περιοχές όπου υπάρχουν μεγάλες θερμοκρασιακές διαφορές μεταξύ ξηράς και θάλασσας. Τέτοιες συνθήκες επικρατούν όλο το χρόνο σε πολλές τροπικές περιοχές. Στα μεσαία γεωγραφικά πλάτη, ωστόσο, οι θαλάσσιες αύρες είναι κατά κανόνα ανοιξιάτικα και καλοκαιρινά φαινόμενα. Πέραν από τη θερμοκρασιακή διαφορά που απαιτείται για την εκδήλωση του φαινομένου, η ένταση και η έκτασή του σχετίζονται και με το συνοπτικό πεδίο ανέμου. Η συχνότητα εμφάνισής της, καθώς και οι ώρες έναρξης και λήξης της κυκλοφορίας της θαλάσσιας αύρας ποικίλουν με βάση την εποχή, με τη θερινή περίοδο να είναι αυτή όπου σημειώνεται η μέγιστη συχνότητα εμφάνισης του φαινομένου. Κατά τη διάρκεια του καλοκαιριού, η θαλάσσια αύρα ξεκινά μετά τις πρωινές ώρες, περίπου μεταξύ 10:00 12:00 τοπική ώρα, μόλις η ξηρά έχει θερμανθεί αρκετά. Καθώς η μεγαλύτερη βαθμίδα πίεσης και θερμοκρασίας σημειώνονται κοντά στα όρια ξηράς θάλασσας, οι πιο ισχυροί άνεμοι εμφανίζονται κοντά στην παραλία και εξασθενούν στην ενδοχώρα. Επίσης η μέγιστη θερμοκρασιακή διαφορά ξηράς θάλασσας σημειώνεται το απόγευμα, με αποτέλεσμα η θαλάσσια αύρα να είναι πολύ ισχυρή αυτές τις ώρες. Η οριζόντια έκταση του δακτυλίου της θαλάσσιας αύρας, δηλαδή το βάθος πέρα από την ακτή στο οποίο εισέρχεται φτάνει τα χιλιόμετρα. Οι τυπικές τιμές της έντασης του ανέμου αυτού είναι 2 4 m/s και εξαρτώνται, φυσικά, από το ανάγλυφο της παρακείμενης ξηράς (Μακρόγιαννης Τ.Ι. και Σαχσαμάνογλου Χ.Σ., 2008). Τα τοπικά συστήματα ανέμων, όπως αυτό της θαλάσσιας αύρας, συνδέονται με τη ποιότητα του αέρα σε μια περιοχή. Πιο συγκεκριμένα σε αστικές παράκτιες περιοχές όπου οι εκπομπές των ρύπων από τις βιομηχανίες και τις μεταφορές είναι σημαντικές, η παρουσία της θαλάσσιας αύρας σε συνδυασμό με την περιβάλλουσα συνοπτική ροή μπορεί να οδηγήσει σε πολύ δυσμενείς συνθήκες διασποράς. Το αποτέλεσμα είναι οι ρύποι να συσσωρεύονται πάνω από τα αστικά κέντρα με αποτέλεσμα να σημειώνονται υψηλές συγκεντρώσεις (φωτοχημικό νέφος), με πολύ αρνητικές συνέπειες στην ανθρώπινη υγεία. Παραδείγματα τέτοιων περιοχών είναι το λεκανοπέδιο των Αθηνών, που βρέχεται από το 37

38 Σαρωνικό κόλπο νότια, ο κόλπος Chesapeake στην πολιτεία Μέριλαντ (Maryland) στις ανατολικές ακτές των ΗΠΑ όπου εδρεύουν οι πόλεις Ουάσιγκτον και Βαλτιμόρη με βιομηχανική δραστηριότητα, η λεκάνη του ποταμού Turia στην πόλη Βαλένθια της Ισπανίας, ανατολικά της Ιβηρικής χερσονήσου, η πόλη Σόχαρ του κράτους Ομάν στην νοτιοανατολική ακτή της Αραβικής χερσονήσου. Ειδικότερα για την πόλη της Αθήνας υπάρχει ειδική αναφορά στην ενότητα 2.5 για τη θαλάσσια αύρα από το Σαρωνικό κόλπο, που αποτελεί αντικείμενο μελέτης της παρούσας εργασίας Συνιστώσες της θαλάσσιας αύρας Το σύστημα κυκλοφορίας της θαλάσσιας αύρας περιλαμβάνει τις παρακάτω συνιστώσες που φαίνονται και στο σχήμα 2.4. α) Η κυκλοφορία της θαλάσσιας αύρας (sea breeze circulation, SBC) είναι ένα κατακόρυφα περιστρεφόμενο κύτταρο, μέσης κλίμακας, με ροή προς την ακτή κοντά στην επιφάνεια, μία ροή επιστροφής στη θάλασσα στα 900 hpa, ανοδικά ρεύματα αέρα στην ενδοχώρα, διάχυτα καθοδικά ρεύματα αρκετά χιλιόμετρα προς τη θάλασσα. β) Το ρεύμα βαρύτητας της θαλάσσιας αύρας (sea breeze gravity current, SBG) είναι η ροή προς την ξηρά του ψυχρού, υγρού θαλάσσιου αέρα στο χαμηλότερο οριζόντιο επίπεδο της κυκλοφορίας της θαλάσσιας αύρας. γ) Το μέτωπο της θαλάσσιας αύρας (sea breeze front, SBF) είναι η, προς τη ξηρά, άκρη του ρεύματος βαρύτητάς και της κυκλοφορίας της θαλάσσιας αύρας, που συνοδεύεται συχνά από απότομες αλλαγές στην θερμοκρασία, υγρασία και τον άνεμο. Η εμφάνισή του χαρακτηρίζεται από την ανάπτυξη νεφών Cumulus σε αίθριο καιρό. δ) Η κεφαλή της θαλάσσιας αύρας (sea breeze head, SBH) είναι το ανυψωμένο τμήμα που βρίσκεται πάνω και ακριβώς πίσω από το μέτωπο της θαλάσσιας αύρας, και δημιουργείται από ανοδικά ρεύματα ανάμεσα στις ηπειρωτικές και θαλάσσιες αέριες μάζες. Έχει διπλάσιο περίπου ύψος από την ροή που την τροφοδοτεί, στο πίσω μέρος του μετώπου της θαλάσσιας αύρας. ε) Τα κύματα Kelvin Helmholtz (Kelvin Helmholtz billows, KHBs) είναι κύματα που αναπτύσσονται κατά μήκος του επάνω συνόρου του ρεύματος βαρύτητας (SBG) της θαλάσσιας αύρας, στη διάρκεια περιόδων με συνθήκες χαμηλής ευστάθειας (μεσημέρι). στ) Το εσωτερικό οριακό στρώμα συναγωγής (convective internal boundary layer, CIBL) αποτελεί μία ασταθής περιοχή εντός της θαλάσσιας αέριας μάζας, που εμφανίζεται στην ακτή και αυξάνει σε βάθος όσο μεγαλώνει η απόσταση στην ενδοχώρα. Μέσα σε αυτό είναι δυνατόν ρύποι σε χαμηλά επίπεδα να παγιδευτούν και να συμπυκνωθούν. 38

39 Σχήμα 2.4: Το σύστημα κυκλοφορίας της θαλάσσιας αύρας (Sea Breeze System, Miller et al., 2003). 2.3 Δομή του συστήματος της θαλάσσιας αύρας (structure) Το σύστημα της θαλάσσιας αύρας αποτελείται λοιπόν από φαινόμενα που συμβαίνουν σε διάφορες χωρικές κλίμακες. Μία σύνοψη αυτών είναι τα ηχητικά κύματα (Sound Waves), (Tijm and van Delden, 1999), ο προπομπός της θαλάσσιας αύρας και παρόμοια προμετωπιαία κύματα (prefrontal waves), (Geisler and Bretherton, 1969; Sha et al., 1993), το κλειστό κύτταρο της κυκλοφορίας όπως προβλέπεται από τη θεωρία κυκλοφορίας του Bjerknes (Holton, 1992), το ρεύμα βαρύτητας της θαλάσσιας αύρας (sea breeze gravity current) και όλα τα σχετικά με αυτό φαινόμενα (π.χ. Simpson, 1997), το μέτωπο της θαλάσσιας αύρας (sea breeze front) και τα σχετιζόμενα με αυτό φαινόμενα (π.χ. Kraus et al., 1990; Kraus, 1992; Reible et al., 1993), αλλά και μικρότερης κλίμακας φαινόμενα, όπως το εσωτερικό οριακό στρώμα συναγωγής (convective internal boundary layer), εντός της κινούμενης προς την ξηρά θαλάσσιας αέριας μάζας (Hsu, 1988; Zhong and Takle, 1992; Rao and Fuelberg, 2000). Λαμβάνονται υπόψη και οι αλληλεπιδράσεις μεταξύ όλων αυτών των φαινομένων μαζί με άλλα φαινόμενα που προέρχονται από άλλες διαδικασίες τόσο στην ατμόσφαιρα αλλά και στον ωκεανό (π.χ. Brummer et al., 1995; Gibbs, 2000). Η μελέτη λοιπόν της θαλάσσιας αύρας, με τη χρήση ολοκληρωμένων φυσικών μοντέλων, απαιτεί να ληφθούν υπόψη τα παραπάνω φαινόμενα καθώς και οι ακόλουθοι παράγοντες που επηρεάζουν το σύστημα αυτό καθεαυτό, όπως α) η ημερήσια μεταβολή της θερμοκρασίας του εδάφους, β) η διάχυση της θερμότητας, γ) η στατική ευστάθεια, δ) η δύναμη Coriolis, ε) η διάχυση της ορμής, στ) η τοπογραφία και ζ) ο επικρατών άνεμος. Οι δύο πρώτοι είναι ουσιώδεις για την εμφάνιση της θαλάσσιας αύρας, και ο τρίτος είναι ένας συντελεστής για την κίνησή της στην ενδοχώρα (Simpson, 1994). Η δύναμη Coriolis, ενώ είναι ασήμαντη για τις πρώτες έξι ώρες, είναι υπεύθυνη για την παραγωγή της οριζόντιας περιστροφής του συστήματος της θαλάσσιας αύρας σε κάποιο χρόνο και έτσι περιορίζει την έκταση της διάδοσης της στο εσωτερικό της ξηράς (Pearce, 1955; Neumann, 1977; Anthes, 1978; Simpson, 1996). Η διάχυση της ορμής είναι σημαντική για την παραγωγή του παρατηρούμενου προφίλ ανέμου κοντά στην επιφάνεια, αποτελεί σημαντική τροχοπέδη 39

40 στην ανάπτυξη της κυκλοφορίας και εμποδίζει το σύστημα της θαλάσσιας αύρας από την παραγωγή πολύ υψηλών ταχυτήτων ανέμου όπως προβλέπονται από τη θεωρία της κυκλοφορίας Bjerknes (Anthes, 1978; Simpson, 1994). Η τοπογραφία, συμπεριλαμβανομένου το σχήμα και το μέγεθος της ξηράς και τις λεπτομέρειες της ακτογραμμής, είναι άλλη μία σημαντική παράμετρος στο σύστημα της θαλάσσιας αύρας. Παρατηρούνται μεταβολές στην κυκλοφορία της θαλάσσιας αύρας, σε περιπτώσεις όπου υπάρχει ένας λόφος κοντά στην ακτή (Asai and Mitsumoto, 1978), (Banta et al., 1993), ή αν η ακτογραμμή βρίσκεται σε ένα κόλπο με τη θάλασσα να είναι νότια αυτού (McPherson, 1970), ή όταν σε μια στενή λωρίδα ξηράς συναντώνται δύο αντίθετα συστήματα θαλάσσιας αύρας (Xian and Pielke, 1991), ή όταν υπάρχει ένα εδαφικό σύμπλεγμα το οποίο μπορεί να δημιουργήσει αρκετά ξεχωριστά συστήματα θαλάσσιας αύρας κατά μήκος διαφορετικών τμημάτων της ακτογραμμής (Melas et al., 1998; 2000). Σε πολλά μοντέλα παλαιότερα και κατά την μελέτη της συμπεριφοράς του συστήματος της θαλάσσιας αύρας, οι ακτογραμμές θεωρούνταν ευθείες και η τοπογραφία επίπεδη (π.χ, Estoque, 1962), όμως συμπεριλήφθηκαν αργότερα όροι που ανταποκρίνονται στους προαναφερθέντες παράγοντες. Πιο πρόσφατα συγγραφείς μελέτησαν τη συμπεριφορά του συστήματος σε πιο ρεαλιστικές φυσικές συνθήκες. Τα περισσότερα από τα συμπεράσματά τους είναι απαραίτητα ειδικά για την γεωγραφική περιοχή που μελετάται, παρόλο που εξάγονται και μερικά σημαντικά γενικά συμπεράσματα Ρόλος των ηχητικών κυμάτων (Sound Waves) Τα ηχητικά κύματα δημιουργούνται πάνω από τη ξηρά όταν ο αέρας διαστέλλεται εξαιτίας της διαβατικής θέρμανσης και στη συνέχεια διαδίδονται με ταχύτητα 300 m/s, σε όλες τις κατευθύνσεις, (Tijm and van Delden, 1999). Με τη χρήση ενός μη υδροστατικού υπολογιστικού μοντέλου, οι Tijm και van Delden (1999) συμπέραναν ότι τα ηχητικά κύματα παίζουν πολύ σημαντικό ρόλο στην δημιουργία βαροβαθμίδας μέσης κλίμακας. Ο Walsh (1974) συμπέρανε νωρίτερα ότι οι προσομοιώσεις της κυκλοφορίας της θαλάσσιας αύρας με τη χρήση ενός μη υδροστατικού μοντέλου, διαφέρουν πολύ λίγο από αυτές που παράγονται από υδροστατικά μοντέλα, αλλά τα αποτελέσματα των Tijm και van Delden (1999) δείχνουν ότι η μικρή διαφορά μεταξύ των συστημάτων των μοντέλων είναι σημαντική, επειδή τα υδροστατικά μοντέλα δεν περιλαμβάνουν τα ηχητικά κύματα και ως εκ τούτου δεν συμπεριλαμβάνουν το σωστό μηχανισμό για την καθιέρωση (δημιουργία) της μέσης κλίμακας βαροβαθμίδας. Εντός λίγων λεπτών, τα ηχητικά κύματα κινούμενα προς τα πάνω προκαλούν μία αύξηση στην πίεση σε όλη την ατμόσφαιρα επάνω ακριβώς από την θερμή επιφάνεια. Η οριζόντια διάδοση των κυμάτων οδηγεί στην πτώση της πίεσης πάνω από τη ξηρά, ενώ η πίεση στην επιφάνεια της θάλασσας αυξάνει. Η προκύπτουσα οριζόντια βαροβαθμίδα προκαλεί την κίνηση, προς τη ξηρά, της θαλασσινής αέριας μάζας που σχετίζεται με το σύστημα της θαλάσσιας αύρας. Η μείωση της πίεσης επιφανείας στην ξηρά παρατηρείται πρώτα στην ακτή, όμως και σε περιοχές που βρίσκονται σε απόσταση πάνω από 1000 km στην ενδοχώρα (εντός της ξηράς) σημειώνεται μια μείωση στην πίεση εντός μιας ώρας. 40

41 2.3.2 Προμετωπιαία φαινόμενα Εκτός από τα ηχητικά κύματα (Sound waves), που κινούν την μέσης κλίμακας δύναμη βαροβαθμίδας εγκάρσια, ένας άλλος τύπος παροδικών κυμάτων προηγείται της άφιξης του μετώπου της θαλάσσιας αύρας στην ξηρά. Ο πρόδρομος της θαλάσσιας αύρας (sea breeze forerunner) είναι στην πραγματικότητα ένα σύμπλεγμα κυμάτων που ξεκινά όταν η εγκάρσια θερμική αντίθεση εμφανίζεται πάνω από τη διεπαφή ξηρά θάλασσα. Τα κύματα με το μεγαλύτερο εύρος φτάνουν πρώτα σε σημεία στην ενδοχώρα, κινούμενα με ταχύτητες μεγαλύτερες από το μέτωπο της θαλάσσιας αύρας. Με την πάροδο του χρόνου, μικρότερης κλίμακας προοδευτικά κύματα φτάνουν επίσης στην ενδοχώρα. Παρατηρητές στην επιφάνεια της Γης θα βιώσουν έναν άνεμο από την κατεύθυνση της θάλασσας που αποτελείται από τοπικό (ηπειρωτικό) αέρα πριν την άφιξη του μετώπου της θαλάσσιας αύρας. Ο πρόδρομος του μετώπου κινείται στην ενδοχώρα μέχρι και 60 km μακριά (Greisler and Bretherton, 1969). Ένας άλλος τύπος προμετωπιαίου κύματος μπορεί να εμφανιστεί αργά το βράδυ, όταν το μέτωπο της θαλάσσιας αύρας αλληλεπιδρά με ένα νυχτερινό ευσταθές στρώμα (nocturnal stable layer) στο εσωτερικό της ξηράς (ενδοχώρα). Αυτά τα κύματα αποτελούνται από μικρά ανατρεπόμενα κύτταρα με ένα χαρακτηριστικό μήκος περίπου 10 km, διαδίδονται στην ενδοχώρα με ταχύτητα περίπου 3,5 m/s και διασκορπίζονται ταχύτατα στο περιβάλλον πεδίο ροής (Sha et al., 1993) Ρεύματα βαρύτητας της θαλάσσιας αύρας και κύματα Kelvin Helmholtz Η ροή του θαλασσινού αέρα χαμηλά και προς τη ξηρά είναι ένα παράδειγμα μιας μεγάλης κατηγορίας φαινομένων που καλούνται ρεύματα βαρύτητας ή πυκνότητας. Τα ρεύματα βαρύτητας είναι κυρίως οριζόντιες ροές ρευστών που μπορούν να δημιουργηθούν από τη διαφορά πυκνότητας ακόμα και σε ένα μικρό ποσοστό. Άλλα παραδείγματα τέτοιων ρευμάτων είναι οι εκροές καταιγίδας (thunderstorm outflows), τα ρεύματα θολότητας (turbidity currents), χιονοστιβάδες (Simpson, 1997). Η οριζόντια θερμική αντίθεση μικρής κλίμακας (<2km), κατά μήκος του ορίου μεταξύ των αερίων μαζών από τη θάλασσα και την ηπειρωτική περιοχή, μπορεί να είναι πολύ απότομη και το σύνορο συχνά παίρνει μία μετωπική φύση παρόμοια με ένα ψυχρό μέτωπο συνοπτικής κλίμακας (Chiba, 1993; Finkele et al., 1995; Simpson, 1997). Η αιχμή της θαλάσσιας αέριας μάζας (leading edge) αναπτύσσει μία ανασηκωμένη κεφαλή, εξαιτίας του ανοδικού ρεύματος που δημιουργείται από τη σύγκλιση μεταξύ της θαλάσσιας και ηπειρωτικής αέριας μάζας σε χαμηλά ύψη (Finkele et al., 1995). Το ύψος της κεφαλής της θαλάσσιας αύρας (sea breeze head, SBH) είναι περίπου διπλάσιο από εκείνο της τροφοδοτούμενης ροής που προέρχεται από τη θάλασσα (Simpson et al., 1977), αλλά ένας αντίθετος άνεμος (η περιβάλλουσα ροή πέραν της ακτής ισοπεδώνει την κεφαλή της θαλάσσιας αύρας (π.χ., Frizzola and Fisher, 1963). Το βάθος της ροής, προς την ακτή (onshore), πίσω από το μέτωπο κυμαίνεται μεταξύ 300 και 2500 μέτρα. Μια ζώνη διατμήσεως αναπτύσσεται στο ψηλότερο σύνορο της θαλάσσιας αέριας μάζας, μεταξύ της ροής χαμηλά προς την ακτή και της ροής επιστροφής προς τη θάλασσα, που συμβαίνει ψηλά. Τα κύματα Kelvin Helmholtz (KHBs) αναπτύσσονται στη ζώνη διάτμησης πάνω από τη ξηρά (και ενισχύονται περαιτέρω από θερμοδυναμική αστάθεια που 41

42 προκαλείται από την έκθεση στην ηλιακή ακτινοβολία στο μέσο της ημέρας), προκαλώντας ανάμειξη μεταξύ θαλάσσιου και ηπειρωτικού αέρα και δημιουργώντας μία τύρβη πίσω από τη κεφαλή της θαλάσσιας αύρας (Simpson, 1969; Atkins et al., 1995; Chiba et al., 1999). Η ανάπτυξη των κυμάτων Kelvin Helmholtz αργά το πρωί προκαλεί μία δύναμη τύπου τριβής στο επάνω σύνορο της αέριας μάζας, η οποία επιβραδύνει τη διάδοση της θαλάσσιας αύρας στην ενδοχώρα (π.χ., Sha et al., 1991). Τα κύματα Kelvin Helmholtz εμφανίζονται ως στρόβιλοι στις περιοχές ισχυρής διάτμησης όπου ο αριθμός Richardson (Ri), ο βαθμός της στατικής ευστάθειας στην κινητική ενέργεια της διάτμησης, είναι μικρότερος από 0,25. Αυτό μπορεί να υπολογιστεί από τη σχέση: (1) Όπου g είναι η επιτάχυνση της βαρύτητας, θ η δυνητική θερμοκρασία (Κ), u η οριζόντια συνιστώσα ροής (m/s), και z είναι η κατακόρυφη διάσταση (m). Από την σχέση (1) φαίνεται ότι οι περιοχές όπου η κατακόρυφη θερμοβαθμίδα εξαφανίζεται, όπως σε ένα καλά αναμεμειγμένο στρώμα που προκύπτει από ανατροπή συναγωγής (convective overturning), είναι επιρρεπείς στην ανάπτυξη των κυμάτων Kelvin Helmholtz (ΚΗΒs). Οι Simpson και Britter (1980), πρότειναν ότι τα κύματα Kelvin Helmholtz κατά μήκος του άνω ορίου του θαλάσσιου στρώματος της θαλάσσιας αύρας, εκτείνονται σε μήκος κατά μέτρα Μέτωπο της θαλάσσιας αύρας Το προπορευόμενο άκρο του ρεύματος βαρύτητας της θαλάσσιας αύρας είναι συχνά συνδεδεμένο με μία εγκάρσια ισχυρή θερμοκρασιακή αντίθεση, και μπορεί να πάρει χαρακτηριστικά παρόμοια με αυτά ενός ψυχρού μετώπου συνοπτικής κλίμακας. Ως μέτωπο, αυτό της θαλάσσιας αύρας υπόκειται στη μελέτη «γέννησης» των μετώπων (frontogenesis), στη λύση τους (frontolysis), στη διακλάδωση (Birfucation), (διαχωρισμός των περιοχών της μέγιστης θερμοβαθμίδας και μέγιστης σύγκλισης χαμηλά), στις μεταβολές στην ένταση (όσον αφορά το πλάτος εγκάρσια και το μέγεθος των διαφόρων βαθμίδων που εμπλέκονται) καθώς και στις μεταβολές στη κλίση. Οι ισχυρές κατακόρυφες ταχύτητες και η κεφαλή της θαλάσσιας αύρας σχετίζονται με το μέτωπο της θαλάσσιας αύρας. Η περιοχή των ρευμάτων βαρύτητας της θαλάσσιας αύρας, πίσω από το μέτωπό της και κάτω από τη κεφαλή της, μπορεί μερικές φορές να διαχωριστεί από την τροφοδοτούσα ροή και να διαδοθεί στην ενδοχώρα ως ένας στρόβιλος αποκοπής (cutoff vortex) ή ως ένα κυματοειδές μέτωπο (undular bore). Τα μέτωπα της θαλάσσιας αύρας ποικίλουν σε ένταση, στην κατεύθυνση κατά μήκος της ακτής, ακόμη και κατά μήκος κοντινών ομοιογενών ακτών Εξίσωση «γέννησης» μετώπου (Frontogenesis function) Η εξίσωση της δημιουργίας μετώπου (Frontogenesis function) είναι η ακόλουθη: (2) όπου οι όροι στο δεξί μέλος της εξίσωσης αντιπροσωπεύουν: α). Ο πρώτος όρος είναι μια εγκάρσια συμβολή, (ή παραμόρφωση). 42

43 β). Ο δεύτερος όρος είναι η περιστροφή θερμοκρασιακών βαθμίδων σε διεύθυνση εγκάρσια, που προκύπτουν ως αποτέλεσμα από μία εγκάρσια μεταβολή στη συνιστώσα του ανέμου κατά μήκος της ακτής (along shore). Οι βαθμίδες κατά μήκος της ακτής μπορεί να προκύψουν από την περιστροφή της κυκλοφορίας της θαλάσσιας αύρας, τις αλληλεπιδράσεις μεταξύ του προωθημένου μετώπου της θαλάσσιας αύρας και των κυττάρων συναγωγής (convective cells) στην ηπειρωτική αέρια μάζα, και τις δομές σχισμών και λοβού που παρατηρούνται στο ίδιο το μέτωπο (Neumann, 1977; Simpson, 1997; Stephan et al., 1999). γ). Ο τρίτος όρος είναι η περιστροφή των κατακόρυφων θερμοβαθμίδων στο οριζόντιο επίπεδο. δ). Ο τέταρτος και πέμπτος όρος είναι οι εγκάρσιες μεταβολές της διάχυσης θερμότητας, καθοδηγούμενες από στροβίλους τόσο εγκάρσια αλλά και κατά μήκος της ακτής (along shore). ε). Ο έκτος όρος είναι η εγκάρσια μεταβολή της διάχυσης θερμότητας που καθοδηγείται από στροβίλους, στην κατακόρυφη διάσταση Διαχωρισμός μετώπου (Frontal Birfucation) Σε ένα σύστημα θαλάσσιας αύρας είναι δυνατόν να αναπτυχθούν περισσότερα από ένα μέτωπα (π.χ. Kraus et al., 1990; Atkins et al., 1995; Lapworth, 2000). Υπάρχει μία διάκριση μεταξύ θερμοδυναμικών και κινηματικών μετώπων (Atkins et al., 1995). Το θερμοδυναμικό μέτωπο είναι η τοποθεσία εντός του πλανητικού οριακού στρώματος όπου οι μέσες θερμοδυναμικές ιδιότητες του αέρα αρχίζουν να διαφέρουν από αυτές του περιβάλλοντος (ηπειρωτικού) αέρα και δημιουργείται από τις αλληλεπιδράσεις μεταξύ της κυκλοφορίας της θαλάσσιας αύρας και οριζόντιους κυλίνδρους συναγωγής (horizontal convective rolls, HCRs). Το κινηματικό μέτωπο (kinematic front) είναι η τοποθεσία της μέγιστης σύγκλισης του ανέμου κοντά στην επιφάνεια (100 μέτρα πάνω από την επιφάνεια του εδάφους). Στην ιδανική περίπτωση τα δύο αυτά χαρακτηριστικά είναι στο ίδιο μέρος, και η σχέση 2 (Frontogenesis function) προβλέπει ισχυρή δημιουργία μετώπου. Σε περιπτώσεις ροής περιβάλλοντος αέρα επί της ξηράς, το θερμοδυναμικό μέτωπο μπορεί να είναι 15 km μπροστά από το κινηματικό μέτωπο. Η περιοχή μεταξύ των δύο μετώπων, καλείται θερμοδυναμική ζώνη, είναι παρόμοια με αυτή της μεταβατικής μετωπικής ζώνης σε ψυχρά μέτωπα συνοπτικής κλίμακας, και είναι ευρεία όταν το μέτωπο της θαλάσσιας αύρας συγχωνευτεί με τους οριζόντιους κυλίνδρους συναγωγής (Atkins et al., 1995). Το κινηματικό μέτωπο εμφανίζεται μόνο σε περιπτώσεις υπεράκτιου περιβάλλοντος αέρα (offshore ambient wind) Ισχύς του μετώπου της θαλάσσιας αύρας Τα ισχυρά μέτωπα της θαλάσσιας αύρας είναι αυτά με α) ισχυρή θερμοκρασιακή διαφορά μεταξύ των δύο αέριων μαζών, β) απότομη θερμοκρασιακή βαθμίδα (που εμφανίζεται πάνω από μία στενή οριζόντια απόσταση) ή γ) και τα δύο παραπάνω μαζί. Τα ισχυρότερα μέτωπα, προσδιοριζόμενα με σαφήνεια από την σχέση 2, θα είναι επίσης αυτά όπου τα θερμοδυναμικά και κινηματικά μέτωπα εμφανίζονται στο ίδιο μέρος. Στις πιο απλές μορφές τους, αυτά είναι πολύ στενά μέτωπα. Για να εμφανιστούν στενά μέτωπα, απαιτείται ισχυρή σύγκλιση σε χαμηλά επίπεδα. Αυτή η ισχυρή σύγκλιση μπορεί να εμφανιστεί με 1) ισχυρούς 43

44 και αντίθετους ανέμους πέρα από την ακτή (offshore), 2) ισχυρούς ανέμους, εντός της θαλάσσιας αέριας μάζας, προς την ακτή (onshore) ή 3) να συμβαίνουν και τα δύο μαζί. Με βάση την κατεύθυνση του συνοπτικού ανέμου, τα μέτωπα μπορεί να διακριθούν σε δύο ομάδες, τα στενά και τα ευρεία. Τα στενότερα μέτωπα με ισχυρότερες θερμοβαθμίδες εμφανίζονται όταν ο άνεμος συνοπτικής κλίμακας πνέει υπεράκτια (offshore), και τα ευρύτερα μέτωπα με ασθενή θερμοβαθμίδα εμφανίζονται όταν ο άνεμος συνοπτικής κλίμακας είναι παράλληλα στην ακτή (Helmis et al., 1987) Σχηματισμός κυματοειδούς μετώπου (undular bore) Αργά τη νύχτα το μέτωπο της θαλάσσιας αύρας (SBF), η κεφαλή της (SBH) και ο μετα μετωπιαίος κύλινδρος στροβίλου (postfrontal roll vortex) μπορούν να διαχωριστούν από τη τροφοδοτούσα ροή και να συνεχίσουν να κινούνται εντός της ξηράς ανεξάρτητα ως ένας στρόβιλος αποκοπής (cutoff vortex) ή ένα κυματοειδές μέτωπο (undular bore) (Kitada, 1987; Simpson, 1994). Ο στρόβιλος αποκοπής είναι ένα μοναχικό κύμα το οποίο διαδίδεται κατά μήκος της κορυφής μιας θαλάσσιας ή νυχτερινής αναστροφής ακτινοβολίας (Smith et al., 1982) χαμηλά και εκτείνεται μέχρι περίπου 1 km ψηλά και 20 km περίπου κατά μήκος της κατεύθυνσης εγκάρσια της ακτής (Sha et al., 1993). Στο επίπεδο του εδάφους η προσέγγιση ενός στροβίλου αποκοπής σημειώνεται από μια απότομη αύξηση στην ατμοσφαιρική πίεση και τη θερμοκρασία και μία αλλαγή στην ταχύτητα του ανέμου και την κατεύθυνση. Η άφιξή του μπορεί να ακολουθείται ή όχι αργότερα, από την άφιξη κατάλληλης θαλάσσιας αύρας (Simpson et al., 1977; Simpson, 1996). Συχνά συνεχίζει να κινείται στο εσωτερικό της ξηράς μόλις τελειώσει η χαμηλή ροή προς την ακτή και ως εκ τούτου δεν αποτελεί πια κομμάτι ενός ρεύματος βαρύτητας (Abbs and Physick, 1992). Αριθμητικές μελέτες μοντέλων έχουν καθορίσει δύο μεθόδους με τις οποίες η θαλάσσια αύρα μπορεί να συνεισφέρει στο σχηματισμό των κυματοειδών μετώπων (undular bores). Όταν δύο μέτωπα θαλάσσιας αύρας συγκρουστούν, ή όταν το ένα προσπεράσει το άλλο, δημιουργείται ένα εξόγκωμα θαλάσσιου αέρα, με συνέπειες τελικά που ευνοούν το σχηματισμό κυματοειδούς μετώπου. Σε αυτή την περίπτωση, δύο κυματοειδή μέτωπα δημιουργούνται, κινούμενα με περίπου ίδιες ταχύτητες όπως τα αρχικά μέτωπα της θαλάσσιας αύρας (Clarke, 1984). Τα κυματοειδή μέτωπα μπορούν επίσης να δημιουργηθούν όταν θαλάσσια αύρα διεισδύει στην ενδοχώρα και αλληλεπιδρά με μία νυχτερινή θερμοκρασιακή αναστροφή (Sha et al., 1993). Η αλληλεπίδραση προκαλεί την κεφαλή της θαλάσσιας αύρας να αποκολληθεί και να κινηθεί στο εσωτερικό της ξηράς, αποκομμένη από τη χαμηλή ροή τροφοδοσίας. Τελικά ο αποκομμένος στρόβιλος διαχέεται από την αδρανειακή απόσβεση και την απώλεια της ενέργειας ακτινοβολίας (Sha et al., 1993). Οι αέριοι ρύποι που εκπέμπονται από πηγές στο έδαφος, εντός του θαλάσσιου στρώματος μπορεί να παγιδευτούν, εντός της κλειστής κυκλοφορίας πίσω από την αιχμή του στροβίλου αποκοπής (Kitada, 1987). Ο στρόβιλος τότε λειτουργεί ως ένας μηχανισμός που μεταφέρει τους ρύπους στο εσωτερικό της ξηράς. Τα κατακόρυφα ρεύματα προς τα κάτω, στο πίσω μέρος του στροβίλου μεταφέρουν τους ρύπους από τη κορυφή του πλανητικού οριακού στρώματος σε σημεία κοντά στην επιφάνεια της Γης, ακόμα και σε θερμικά ευσταθείς συνθήκες (Kitada, 1987). 44

45 2.4 Ο ημερήσιος κύκλος ζωής της θαλάσσιας αύρας Ο κύκλος ζωής της θαλάσσιας αύρας αποτελείται από πέντε στάδια: ανώριμη φάση (immature), πρώιμη ωρίμανση (early mature), αργή ωρίμανση (late mature), πρώιμος εκφυλισμός (early degenerate), αργός εκφυλισμός (late degenerate), (Clarke, 1984; Buckley and Kurzeja, 1997). Κατά τη διάρκεια του πρώτου σταδίου (immature), η κυκλοφορία της θαλάσσιας αύρας ξεκινά ως μια απόκλιση στην εγκάρσια προς τη ξηρά συνιστώσα του ανέμου, πάνω από τη θάλασσα, ως απόκριση στην θερμική δύναμη βαροβαθμίδας τοπικής κλίμακας (Clarke, 1984). Η θαλάσσια αύρα επεκτείνεται πιο απότομα προς τη θάλασσα από ότι προς τη ξηρά (Finkele et al., 1995). Ο θαλασσινός αέρας κινείται προς την ακτή ως ένα ρεύμα βαρύτητας (Simpson, 1997) και η αιχμή του περιλαμβάνει χαρακτηριστικά μετώπου (Kraus et al., 1990; Reible et al., 1993). Η σύγκλιση στην εγκάρσια συνιστώσα του ανέμου προς την ακτή, αναπτύσσεται πάνω από την ξηρά, και το ρεύμα βαρύτητας αναπτύσσει μία ανυψωμένη κεφαλή (Finkele et al., 1995). Κατά τη διάρκεια του δευτέρου σταδίου (early mature), η ηλιοφάνεια μειώνεται, τα κύματα Kelvin Helmoltz (KHBs) εξασθενούν, απομακρύνοντας έτσι την υψηλή τριβή και επιτρέποντας την εξέλιξη της θαλάσσιας αύρας, στην ενδοχώρα, να επιταχυνθεί (Clarke, 1984; Sha et al., 1991; Buckley and Kurzeja, 1997). Στη διάρκεια του τρίτου σταδίου (late mature), η προσπίπτουσα ηλιακή ακτινοβολία προσεγγίζει το μηδέν, η θερμική διαφορά ξηράς θάλασσας, που καθοδηγεί τη θαλάσσια αύρα, εξαφανίζεται, το μέγεθος της προκύπτουσας δύναμης προς τη ξηρά πέφτει στο μηδέν και αποκόπτεται η τροφοδότηση της κεφαλής της θαλάσσιας αύρας με νέο θαλασσινό αέρα. Ωστόσο, το μέτωπο της θαλάσσιας αύρας παραμένει έντονο, και το κεντρικό σημείο του κυττάρου κυκλοφορίας μετατοπίζεται από ένα σημείο κοντά στην ακτή, στην άκρη της θαλάσσιας αέριας μάζας προς τη ξηρά (Clarke, 1984). Μετά τη δύση του Ηλίου, η ψύξη μέσω ακτινοβολίας αυξάνει, με αποτέλεσμα να μειώνεται η κατακόρυφη ανάμειξη και τα σχετιζόμενα ανοδικά ρεύματα, ενώ μειώνεται και το ύψος της κεφαλής της θαλάσσιας αύρας. Η κεφαλή της θαλάσσιας αύρας συνεχίζει να κινείται στο εσωτερικό της ξηράς (Clarke, 1984). Κατά τη διάρκεια του τετάρτου σταδίου (early degenerate), η κεφαλή της θαλάσσιας αύρας τώρα χωρίζεται από την ροή που την τροφοδοτεί, και καθώς εξακολουθεί να κινείται στην ενδοχώρα ανεξάρτητα, μπορεί να αλληλεπιδράσει με μία νυχτερινή αναστροφή ακτινοβολίας ή με άλλα χαρακτηριστικά χαμηλού επίπεδου και να σχηματιστεί ένας στρόβιλος αποκοπής θαλάσσιας αύρας (sea breeze cutoff vortex) ή ένα απότομο κυματοειδές μέτωπο (undolar bore), (Clarke, 1984). O Kitada (1987) ανακάλυψε ότι το μέτωπο αυτό (undolar bore), μπορεί να δράσει σαν ένας μηχανισμός μεταφοράς ρύπων, με καθοδικά ρεύματα στο πίσω μέρος του στροβίλου αποκοπής, οδηγώντας τους ρύπους από ψηλά προς την επιφάνεια της γης. Στο τελευταίο στάδιο (late degenerate), η κυκλοφορία στη κεφαλή της θαλάσσιας αύρας δεν είναι πια κλειστή (Clarke, 1984). Η αιχμή της θαλάσσιας αύρας ισοπεδώνεται και η δύναμη Coriolis περιστρέφει τη ροή και περιορίζει την περαιτέρω διείσδυση στην ενδοχώρα. Σε αυτό το στάδιο τα υπολείμματα της θαλάσσιας αύρας μπορεί να αλληλεπιδράσουν με αναπτυσσόμενα νυχτερινά χαρακτηριστικά, όπως αεροχείμαρροι 45

46 χαμηλού επιπέδου (low level jets) και άλλες ροές βαρύτητας (Clarke, 1984; Garratt and Physick, 1985; Buckley and Kurzeja, 1997). 2.5 Η θαλάσσια αύρα στην περιοχή των Αθηνών Επίδραση της θαλάσσιας αύρας στην αστική ατμοσφαιρική ρύπανση Η αστική ατμοσφαιρική ρύπανση συνδέεται άμεσα με την ποιότητα της ζωής, δεδομένου ότι η έκθεση σε υψηλά επίπεδα ρύπων συνδέεται με ένα ευρύ φάσμα των επιπτώσεων στην υγεία (Katsouyanni, 2003; Scoggins et al., 2004; Curtis et al., 2006;). Η ευρεία ποικιλία των ανθρώπινων δραστηριοτήτων αυξάνει τα επίπεδα του υποβάθρου της ατμοσφαιρικής ρύπανσης. Οι κύριες πηγές ατμοσφαιρικής ρύπανσης είναι το κυκλοφοριακό, η βιομηχανική δραστηριότητα και η καύση ορυκτών καυσίμων σε γενικές γραμμές, η οποία εισαγάγει ένα μείγμα από χημικά συστατικά, αιωρούμενα σωματίδια και βιολογικά υλικά στην ατμόσφαιρα. Η χωρική και χρονική κατανομή της αστικής ατμοσφαιρικής ρύπανσης που προκαλείται από τις ανθρώπινες δραστηριότητες είναι σε μεγάλο βαθμό επηρεασμένη από τη μετεωρολογία, η οποία καθορίζει τις προϋποθέσεις διασποράς εντός μιας συγκεκριμένης περιοχής. Τα επεισόδια ατμοσφαιρικής ρύπανσης σε αστικές περιοχές βρέθηκε ότι συνδέονται με δυσμενείς μετεωρολογικές συνθήκες (Kallos et al., 1993; Kassomenos et al., 1998; Kukkonen et al., 2005; Flocas et al., 2009) και ειδικότερα πάνω από παράκτιες αστικές περιοχές αποδείχτηκε ότι η αναδυόμενη θαλάσσια αύρα έχει αντίκτυπο στην ατμοσφαιρική ρύπανση, κυρίως κατά τη θερμή περίοδο του έτους (Kambetzidis et al., 1998). Τα χαρακτηριστικά της θαλάσσιας αύρας (π.χ. ένταση, εσωτερική διείσδυση και χρόνος έναρξης) έχουν μελετηθεί εκτενώς τόσο αριθμητικά όσο και παρατηρησιακά, (Estoque, 1961; Prezerakos, 1986; Helmis et al., 1987; Melas et al., 1998; Borne et al., 1998) και επηρεάζονται από τον συνοπτικό άνεμο που επικρατεί, την ένταση της ηλιακής ακτινοβολίας και τη νεφοκάλυψη μαζί με την τοπική τοπογραφία, όπως την κατανομή ξηράς/θάλασσας και τα χαρακτηριστικά κάλυψης και χρήσης γης. Μεταξύ των προαναφερθέντων, ο κύριος παράγοντας για τη δημιουργία, την εξέλιξη και τη φύση της θαλάσσιας αύρας είναι η ροή υποβάθρου (Helmis et al.,1987). Αρκετές μελέτες εξετάζουν την ανάπτυξη θαλάσσιας αύρας στο πλαίσιο διαφορετικών συνοπτικών ροών (Estoque, 1962; Helmis et al., 1995; Sgouros et al., 2011). Η επίδραση της θαλάσσιας αύρας στα επίπεδα της αστικής ατμοσφαιρικής ρύπανσης έχει εξεταστεί επαρκώς (Lyons and Olson, 1973; Blumenthal et al., 1978) και εκτεταμένα σε Μεσογειακές αστικές περιοχές (Millán et al., 1996; Flocas et al., 2009; Levy et al., 2009). Εντός του λεκανοπεδίου των Αθηνών η κυκλοφορία της θαλάσσιας αύρας εξετάζεται κυρίως σε σχέση με τη διασπορά των ρύπων και το φωτοχημικό νέφος (Kassomenos et al., 1998; Grossi et al., 2000; Clappier et al., 2000; Melas et al., 2005; Kalabokas et al., 2012). Η σύνθετη τοπογραφία του λεκανοπεδίου των Αθηνών προκαλεί ανεπαρκή εξαερισμό (Helmis et al., 1997) και διευκολύνει την παραγωγή του φωτοχημικού ρύπου μέσω της μετατροπής των εκπεμπόμενων οξειδίων του αζώτου NO x (πρωτίστως από τα οχήματα) και τους υδρογονάνθρακες. 46

47 2.5.2 Τοπογραφία της Αθήνας και ανάπτυξη του κυττάρου της θαλάσσιας αύρας Η χερσόνησος της Αττικής που βρίσκεται στο ανατολικό τμήμα της λεκάνης της Μεσογείου, χαρακτηρίζεται από ένα εύκρατο μεσογειακό κλίμα με παρατεταμένη θερμή και ξηρή περίοδο (Founda and Giannakopoulos, 2009). Η τοπογραφία ορίζει την περιοχή της λεκάνης των Αθηνών που περιλαμβάνει τον αστικό πυρήνα της μητροπολιτικής Αθήνας, που επηρεάζεται έντονα από επεισόδια ατμοσφαιρικής ρύπανσης. Αυτά οφείλονται κυρίως στις αυξημένες εκπομπές των οχημάτων και τις ανεπαρκείς συνθήκες διασποράς. Το Λεκανοπέδιο των Αθηνών βρίσκεται στη δυτική ακτή της χερσονήσου της Αττικής. Η πόλη της Αθήνας περιβάλλεται από βουνά μεσαίου ύψους, σχηματίζοντας ένα κανάλι με ένα μόνο βασικό άνοιγμα προς τη θάλασσα, στο Σαρωνικό κόλπο νότια. Υπάρχουν τέσσερα βασικά όρη, το Αιγάλεω στα δυτικά της κοιλάδας (με υψόμετρο περίπου 450 m), το οποίο χωρίζει τη λεκάνη των Αθηνών από την βιομηχανοποιημένη πεδιάδα του Θριασίου. Ο Υμηττός, στα ανατολικά της λεκάνης (1050m υψόμετρο), δρα ως ένα φυσικό σύνορο προς την πεδιάδα των Μεσογείων. Η Πεντέλη στα βορειοανατολικά (1100m υψόμετρο) και η Πάρνηθα βορειοδυτικά (1400m υψόμετρο) της λεκάνης. Τα όρη αυτά αποτελούν φυσικά φράγματα με μικρά κενά μεταξύ τους. Το πιο σημαντικό είναι το κανάλι μεταξύ Υμηττού και Πεντέλης, το οποίο οδηγεί στα βορειοανατολικά της χερσονήσου της Αττικής, δίνοντας στην λεκάνη των Αθηνών πρόσβαση στους Ετησίες ανέμους (Etesians winds), το σύστημα των τοπικών βορείων ανέμων. Σε μια τέτοια περιοχή σύνθετης τοπογραφίας, όπου υπάρχουν μεταβάσεις μεταξύ ξηράς θάλασσας, αγροτικών και αστικών περιοχών, πεδιάδας και βουνών, η συμβολή των τοπικών ροών, προς τον παρατηρούμενο άνεμο και το θερμικό πεδίο, είναι πολύ σημαντική. Τα συστήματα των τοπικών ανέμων στην Ελλάδα ευνοούνται όταν υπάρχει ασθενής βαροβαθμίδα, ιδιαίτερα κατά τη θερμή περίοδο του έτους. Η ανάπτυξη της θαλάσσιας αύρας εκδηλώνεται κάτω από μία ασθενής ή μέτρια συνοπτική ροή σε συνδυασμό κάποιες φορές με ένα ασθενές σύστημα Ετησιών ανέμων. Οι αριθμητικές και παρατηρησιακές μελέτες σχετικά με την ποιότητα του αέρα και τους μηχανισμούς μεταφοράς και διάχυσης στην ευρύτερη περιοχή των Αθηνών συνδέονται, όπως είναι αναμενόμενο, με τέτοιες περιόδους ασθενούς συνοπτικής ροής. Ειδικότερα η οριζόντια μεταφορά των ρύπων προς το κέντρο της Αθήνας από τη θαλάσσια αύρα που εισέρχεται νότια από το Σαρωνικό κόλπο και η μεταφορά από την πεδιάδα του Θριασίου στο κέντρο της πόλης, αποτελούν τους κύριους παράγοντες των προβλημάτων της ποιότητας του αέρα. 47

48 Σχήμα 2.5: Τοπογραφία της χερσονήσου της Αττικής (Mavrakou, Philipopoulos, Deligiorgi, 2012). Πάνω από την χερσόνησο της Αττικής αναπτύσσονται δύο κύτταρα θαλάσσιας αύρας. Το ένα κύτταρο της θαλάσσιας αύρας εισέρχεται από το Σαρωνικό κόλπο, νοτιοδυτικά, επηρεάζοντας την λεκάνη των Αθηνών καθώς και την βιομηχανική κοιλάδα του Θριασίου. Οι ταχύτητες του κυττάρου αγγίζουν τιμές περίπου 4 m/s. Το δεύτερο κύτταρο θαλάσσιας αύρας αναπτύσσεται στην ανατολική πλευρά της χερσονήσου της Αττικής, πάνω από την πεδιάδα των Μεσογείων προερχόμενο από τον Ευβοϊκό κόλπο. Στο βόρειο τμήμα της λεκάνης των Αθηνών σχηματίζεται μια ζώνη σύγκλισης μεταξύ θαλάσσιας αύρας από το Σαρωνικό, της συνοπτικής βόρειας ροής και μιας ροής θαλάσσιας αύρας από τα ανατολικά της χερσονήσου της Αττικής. Η σύγκλιση αυτών των ροών στις θερμές πλαγιές των βουνών παράγει μία εντατική ανοδική κίνηση. Έχει αποδειχθεί πειραματικά ότι αυτή η κίνηση μεταφέρει τους ρύπους σε μεγάλα ύψη, ακόμα και 2500 μέτρα (Klemm et al., 1998). Οι ανοδικές κινήσεις, σχετιζόμενες με την σύγκλιση, εγχέουν ρυπασμένο αέρα σε μεγαλύτερα υψόμετρα, ο οποίος αποκόπτεται από την επικρατούσα ροή και μεταφέρεται πίσω στην πόλη της Αθήνας ενισχύοντας τα επίπεδα ρύπανσης (Melas et al., 1998). Επιπλέον είναι σημαντικός o ρόλος της θαλάσσιας και απογείου αύρας στην μεταφορά των αερίων ρύπων, καθώς οι ρυπασμένες αέριες μάζες μεταφέρονται μακριά από την ακτή με την απόγειο αύρα, ενώ επανέρχονται πίσω στην πόλη κατά τη διάρκεια του πρωινού της επόμενης μέρας με τη θαλάσσια αύρα (Lalas et al., 1983). Ένα καλοσχηματισμένο κύτταρο της θαλάσσιας αύρας με μία βαθιά διείσδυση στην ξηρά συνδέεται πάντα με υψηλές συγκεντρώσεις αερίων ρύπων και τελικώς με επεισόδια φωτοχημικής ρύπανσης στη λεκάνη 48

49 των Αθηνών (Kambetzidis et al., 1998; Ziomas, 1998). Tα επεισόδια αέριας ρύπανσης εμφανίζονται επίσης κατά τη διάρκεια ημερών όπου σημειώνεται μία κρίσιμη ισορροπία μεταξύ της συνοπτικής ροής και μέσης κλίμακας κυκλοφορία (Kallos et al., 1993). 09:00 12:00 15:00 09:00 12:00 15:00 Σχήμα 2.6: Χάρτης χερσονήσου της Αττικής όπου απεικονίζεται η μεταβολή του ανέμου στη διάρκεια ανάπτυξης των δύο κυττάρων θαλάσσιας αύρας, από το Σαρωνικό κόλπο νότια και τον Ευβοϊκό κόλπο ανατολικά (Google Earth). Αναπτύσσονται δύο τύποι θαλάσσιας αύρας, η καθαρή (pure sea breeze, PSB) και η τροποποιημένη (modified sea breeze, MSB). Όσον αφορά τις περιπτώσεις με καθαρές θαλάσσιες αύρες (PSB), υψηλές συχνότητες νοτίων ανέμων παρατηρούνται στην Αθήνα προερχόμενες από το Σαρωνικό κόλπο, (160 ο 220 ο ), ενώ μία ανατολική ροή παρατηρείται στην ανατολική Αττική σύμφωνα με τη κάθετη κατεύθυνση της θαλάσσιας αύρας προς την ακτή (60 ο 130 ο ). Όσον αφορά την τροποποιημένη θαλάσσια αύρα (MSB) από το Σαρωνικό κόλπο η συχνότητα του νοτίου ανέμου μειώνεται, συνοδευόμενη επιπλέον από συνιστώσες δυτικού ανέμου. Στην ανατολική Αττική και σε σύγκριση με τις περιπτώσεις καθαρής θαλάσσιας αύρας (PSB), η αλληλεπίδραση με την ροή υποβάθρου (background flow) προκαλεί μία μετατόπιση στις προτιμητέες κατευθύνσεις του ανέμου προς το βορρά. Τα μέσα χαρακτηριστικά που σχετίζονται με την έναρξη της καθαρής θαλάσσιας αύρας (PSB) στις δύο θέσεις (Σαρωνικό και Ευβοϊκό κόλπο), καθορίζονται με την εξέταση της ημερήσιας εξέλιξης της ταχύτητας και της διεύθυνσης του ανέμου. Σχετικά με τα γεγονότα καθαρής θαλάσσιας αύρας στο Σαρωνικό, παρατηρείται μία αριστερόστροφη μετατόπιση προς τομείς νοτίων ανέμων κατά μέσο όρο το πρωί και μετά τις 06:00 UTC και η ροή κυριαρχεί στην περιοχή μέχρι τις 18:00 UTC, όπου νότιοι άνεμοι χαμηλής έντασης 49

50 παρατηρούνται. Η μέγιστη ένταση της κυκλοφορίας της θαλάσσιας αύρας παρατηρείται κατά τη διάρκεια των μεσημεριανών ωρών και ειδικότερα μέχρι τις 12:00 UTC, όπου η ταχύτητα του ανέμου προσεγγίζει τις μέγιστες τιμές της (μεγαλύτερες από 4m/s) και η διεύθυνση του ανέμου είναι κυρίως από τις 180 ο. Το ύψος της καθαρής θαλάσσιας αύρας κυμαίνεται μεταξύ των επιπέδων πίεσης 900 και 950 mb, κυρίως όμως κάτω από τα 900 mb δηλαδή σε ύψος περίπου 980 μέτρων, ενώ κάτω από μία μέτρια συνοπτική ροή η θαλάσσια αύρα στην ξηρά επεκτείνεται μέχρι τα 650 μέτρα. Όσον αφορά τις περιπτώσεις καθαρής θαλάσσιας αύρας στον Ευβοϊκό κόλπο, κατά τη διάρκεια της νύχτας και μέχρι τις 6:00 UTC ο άνεμος είναι κυρίως από το βόρειο τομέα με χαμηλή ένταση, ενώ από το σημείο αυτό και έπειτα το κύτταρο της θαλάσσιας αύρας ξεκινά να αναπτύσσεται. Η κατεύθυνση του ανέμου αλλάζει σε ανατολική με μία σταδιακή αύξηση της έντασης του. Η μέγιστη ταχύτητα παρατηρείται στις 12:00 UTC, όταν το κύτταρο της θαλάσσιας αύρας είναι πλήρως αναπτυγμένο και η ροή του ανέμου είναι από ανατολικές κατευθύνσεις. Αργά το απόγευμα και μέχρι τις 18:00 UTC, το κύτταρο της θαλάσσιας αύρας είναι εξασθενημένο και η ροή του ανέμου είναι από τυχαίες κατευθύνσεις, με αυξημένες δυτικές συνιστώσες ανέμου, υποδεικνύοντας τη διείσδυση της θαλάσσιας αύρας από το Σαρωνικό κόλπο προς το ανατολικό κομμάτι της χερσονήσου της Αττικής. Οι συχνότητες των τροποποιημένων θαλασσίων αυρών (MSB) εξαρτώνται από το συνοπτικό μοτίβο και το προκύπτον πεδίο ανέμου προς την ακτή (onshore), πέραν από την ακτή (offshore) ή παράλληλα στην ακτογραμμή. Το υπόβαθρο της επιφανειακής ροής καθορίζει σε μεγάλο βαθμό τις συνθήκες και τα συγκεκριμένα χαρακτηριστικά των γεγονότων της τροποποιημένης θαλάσσιας αύρας. Η θαλάσσια αύρα του Σαρωνικού βρέθηκε ότι αλληλεπιδρά με νότιες, βόρειες, δυτικές και ανατολικές ροές παρουσιάζοντας ιδιαίτερα χαρακτηριστικά. Σε αντίθεση η θαλάσσια αύρα από τη θάλασσα της Εύβοιας, βρέθηκε ότι αναπτύσσεται κυρίως με βόρειες ροές. Η θαλάσσια αύρα, κάτω από βόρεια ροή στο Σαρωνικό, με πεδίο ανέμου πέραν από την ακτή (offshore), εμφανίζεται με μια σχετικά μεγάλη συχνότητα, για το σύνολο των καθορισμένων τροποποιημένων θαλασσίων αυρών (MSB). Οι βόρειοι περιβαλλοντικοί άνεμοι ενισχύουν την ροή επιστροφής στο κύτταρο κυκλοφορίας της θαλάσσιας αύρας και η οριζόντια μεταφορά θερμών αέριων μαζών, από τη ξηρά, παράγει μία ισχυρή βαθμίδα θερμοκρασίας, που ενισχύει μεν το κύτταρο κυκλοφορίας της αύρας (Estoque, 1962), όμως ταυτόχρονα το κρατάει μακριά από την ακτή, στη θάλασσα. Συνεπώς η θαλάσσια αύρα παρατηρείται αργότερα μέσα στην ημέρα, σε σύγκριση με τις περιπτώσεις καθαρής θαλάσσιας αύρας. Πιο λεπτομερειακά, κατά τη διάρκεια της νύχτας και τις πρώτες πρωινές ώρες παρατηρείται μια μέτρια βορειοδυτική ροή μέχρι τις 9:00 UTC. Στη συνέχεια η ταχύτητα του ανέμου μειώνεται, στρεφόμενη σε νότια συνιστώσα μέχρι τις 12:00 UTC. Η θαλάσσια αύρα καθιερώνεται μετά τις 12:00 UTC, κατά τη διάρκεια των πρώτων απογευματινών ωρών. Η τροποποιημένη θαλάσσια αύρα του Σαρωνικού κάτω από μία νότια ροή προς την ακτή εμφανίζεται με μικρότερη συχνότητα στο σύνολο των περιπτώσεων αυτού του τύπου θαλάσσιας αύρας (MSB). Το υπόβαθρο ροής είναι αντίθετο στην ροή επιστροφής του κυττάρου της θαλάσσιας αύρας και μεταφέρει οριζόντια θαλάσσιες ψυχρές αέριες μάζες, που με τη σειρά τους μπορεί να καταστρέψουν την θερμοβαθμίδα (Estoque, 1962). Η διαδικασία αυτή αποδυναμώνει το κύτταρο κυκλοφορίας της θαλάσσιας αύρας, ενώ η ροή της θαλάσσιας αύρας χαμηλά δυναμώνει τη περιβάλλουσα ροή (Atkins and Wakimoto, 1997). Η μέτρια νότια ροή υποβάθρου 50

51 ενισχύεται και προσεγγίζει την μέγιστη ταχύτητα νωρίτερα μέσα στην ημέρα σε σύγκριση με τις περιπτώσεις υπεράκτιων ροών υποβάθρου. Οι περιπτώσεις της τροποποιημένης θαλάσσιας αύρας που αναφέρονται σε ένα παράλληλο, προς την ακτογραμμή του Σαρωνικού, υπόβαθρο ροής είναι δύσκολο να διακριθούν και παρατηρούνται κυρίως κάτω από ένα δυτικό υπόβαθρο ροής, ή κάτω από ανατολική ροή. Σε αυτές τις δύο περιπτώσεις η θαλάσσια αύρα είναι ασθενής και η διάρκειά της είναι φθίνουσα (παρατηρείται μετά τις 12:00 UTC και πριν της 15:00 UTC). Η θαλάσσια αύρα από Ευβοϊκό κόλπο κάτω από μία ροή βόρεια, με πεδίο ανέμου προς την ακτή (onshore), αναπτύσσεται παρόμοια προς τα αντίστοιχα χαρακτηριστικά της τροποποιημένης θαλάσσιας αύρας του Σαρωνικού, καθώς η βόρεια ροή είναι αντίθετη της ροής επιστροφής αλλά προς την ίδια κατεύθυνση με τη ροή χαμηλά. Η θαλάσσια αύρα δεν μεταβάλλει σημαντικά την κατεύθυνση των βορείων ανέμων (βορειοανατολικοί άνεμοι παρατηρούνται κατά το μεσημέρι), αλλά ενισχύει το συνοπτικό άνεμο επιφανείας. Εντός του λεκανοπεδίου των Αθηνών έχουν σημειωθεί υψηλά επίπεδα συγκέντρωσης για το όζον αλλά και για τα οξείδια του αζώτου( NOx) τόσο για τη καθαρή θαλάσσια αύρα (PSB) αλλά και για τις περιπτώσεις της τροποποιημένης θαλάσσιας αύρας (MSB) με υπόβαθρο ροής υπεράκτια (offshore). Κατά τη διάρκεια της περιόδου μεγίστου του όζοντος (θερμή περίοδος), το σύστημα του καιρού στην Αθήνα εναλλάσσεται κυρίως μεταξύ δύο ατμοσφαιρικών καταστάσεων, τους βορείους ανέμους των Ετησιών, ασθενής συνοπτική ροή (ομαλό πεδίο) και μία ενδιάμεση κατάσταση για την οποία σε πολλές περιπτώσεις η κυκλοφορία της θαλάσσιας αύρας αναπτύσσεται. Οι συνθήκες διασποράς εντός της λεκάνης της Αθήνας επιδεινώνονται κατά τη διάρκεια των ημερών με θαλάσσια αύρα σε σύγκριση με αυτές των βορείων Ετησιών ανέμων. Πιο αναλυτικά, οι συγκεντρώσεις των ΝΟx είναι σημαντικά υψηλές σε όλη την περιοχή της Αθήνας, ενώ το όζον αγγίζει υψηλές τιμές κυρίως βόρεια της πόλης. Σχετικά με τον αστικό πυρήνα της Αθήνας, παρατηρείται μια σχετική μείωση στα ημερήσια μέγιστα της συγκέντρωσης του όζοντος. Η χαρακτηριστική ημερήσια εξέλιξη του όζοντος κατά τη διάρκεια των ημερών με θαλάσσια αύρα, στις βόρειες περιοχές των Αθηνών, αποδίδεται στη συνδυασμένη επίδραση της τοπικής παραγωγής και της οριζόντιας μεταφοράς της ρύπανσης του αέρα από νότιες διευθύνσεις. Κατά τη διάρκεια των πρώτων πρωινών ωρών οι συνθήκες διασποράς στη λεκάνη της Αθήνας είναι δυσμενείς και οι νέες εκπομπές ΝΟ μετατρέπουν το όζον σε NO 2 με τις ελάχιστες συγκεντρώσεις όζοντος να παρατηρούνται στις 07:00 τοπική ώρα (LST). Επίσης παρατηρείται σημαντική διαφορά στα μέγιστα της συγκέντρωσης του όζοντος ανάμεσα σε δύο διαδοχικές ημέρες με θαλάσσια αύρα στις περιοχές βόρεια. Αυτό αποδίδεται στην μεταφορά των ρυπασμένων αερίων μαζών στη θάλασσα (Σαρωνικός κόλπος), κατά τη νύχτα, από την απόγειο αύρα και τις καταβατικές ροές και την οριζόντια μεταφορά τους την επόμενη ημέρα από νότια μέσω της θαλάσσιας αύρας (Mavrakou, Philipopoulos, Deligiorgi, 2012). 51

52 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 ο Μεθοδολογία 52

53 Στην παρούσα εργασία μελετήθηκε η συχνότητα εμφάνισης του φαινομένου της θαλάσσιας αύρας στην ευρύτερη περιοχή της Αθήνας και πιο συγκεκριμένα στο λεκανοπέδιο των Αθηνών, το πιο πυκνοκατοικημένο αστικό κέντρο στην Ελλάδα. Η μελέτη αφορά μόνο το κύτταρο κυκλοφορίας που εισέρχεται από το Σαρωνικό κόλπο, διότι είναι αυτό που συμβάλλει σε επεισόδια φωτοχημικής ρύπανσης καθώς η παρουσία του συνδέεται με δυσμενείς συνθήκες διασποράς πάνω από την Αθήνα. Αντίθετα το δεύτερο κύτταρο κυκλοφορίας της θαλάσσιας αύρας από τον Ευβοϊκό κόλπο, στην ανατολική πλευρά της χερσονήσου της Αττικής, δεν επιδρά σε μεγάλο βαθμό στον αστικό πυρήνα της μητροπολιτικής Αθήνας. Η μελέτη εμφάνισης του φαινομένου βασίστηκε στην εφαρμογή τεσσάρων κριτηρίων τα οποία είναι: 1) Ο άνεμος πνέει προς την ακτή (onshore) από τη θάλασσα με εύρος κατεύθυνσης 160 ο 240 ο, για τουλάχιστον δύο συνεχόμενες ώρες, κατά τη διάρκεια της περιόδου δύο ώρες μετά την Ανατολή του Ηλίου μέχρι δύο ώρες μετά τη Δύση του. 2) Ο άνεμος πνέει υπεράκτια (offshore) με εύρος κατεύθυνσης 240 ο -160 ο, για την πλειοψηφία των ωρών, κατά τη διάρκεια της περιόδου δύο ώρες μετά την Δύση του Ηλίου μέχρι δύο ώρες μετά την Ανατολή του. 3) Η θερμοκρασία του αέρα στα 2 m πάνω από την επιφάνεια του εδάφους είναι υψηλότερη από αυτή στην επιφάνεια της θάλασσας στις 13:00 UTC. 4) Ο άνεμος ψηλά στο επίπεδο πίεσης 830 mb πνέει υπεράκτια (offshore), με εύρος κατεύθυνσης 260 ο 130 ο στις 12:00 UTC Το πρώτο κριτήριο αφορά την ροή του αέρα πάνω από τη θάλασσα, προς τη ξηρά, περιγράφοντας την κίνηση του κυττάρου της θαλάσσιας αύρας χαμηλά στην επιφάνεια. Η χρονική περίοδος του κριτηρίου είναι ουσιαστικά η ημερήσια περίοδος (Ανατολή Δύση), που αποτελεί και το χρόνο σχηματισμού, έναρξης, διάδοσης και εξασθένισης του φαινομένου στην ενδοχώρα. Όσον αφορά την διεύθυνση του ανέμου αυτή πρέπει να μεταβάλλεται μεταξύ νότιας νοτιοδυτικής, που αποτελεί την κατεξοχήν διεύθυνση κυκλοφορίας της θαλάσσιας αύρας από το Σαρωνικό κόλπο. Το δεύτερο κριτήριο αφορά τον άνεμο που πνέει από κατεύθυνση αντίθετη με αυτή της θαλάσσιας αύρας, είναι δηλαδή ο άνεμος που πνέει από τη ξηρά προς τη θάλασσα, κατά τη διάρκεια της νυχτερινής περιόδου. Το τρίτο κριτήριο αφορά τη θερμοκρασιακή διαφορά ανάμεσα στον αέρα πάνω από τη ξηρά, στα δύο μέτρα, και αντίστοιχα στην επιφάνεια της θάλασσας, βάσει των μεταβλητών που χρησιμοποιήθηκαν. Στην παρούσα εργασία η διαφορά θερμοκρασίας ελέγχθηκε στις 13:00 UTC ημερησίως. Όπως αναφέρθηκε αναλυτικά και στο κεφάλαιο 2, η διαφορά θερμοκρασίας μεταξύ ξηράς και θάλασσας είναι μέγιστη κατά τη θερμή περίοδο του έτους, γεγονός που επιβεβαιώνει και τον έντονο εποχιακό χαρακτήρα του φαινομένου. Στη διάρκεια ημέρας με έντονη ηλιοφάνεια, ειδικότερα το καλοκαίρι, η ξηρά θερμαίνεται ταχύτατα εν αντιθέσει με τη θάλασσα που έχει μεγάλη θερμοχωρητικότητα. Το τέταρτο και τελευταίο κριτήριο συνδέεται με τον άνεμο που πνέει ψηλά πάνω από το κύτταρο θαλάσσιας αύρας. Επιλέχθηκε το επίπεδο των 830 mb από το μοντέλο διότι 53

54 θεωρείται ότι είναι το πρώτο επίπεδο του μοντέλου πάνω από το σύστημα της θαλάσσιας αύρας. Η εφαρμογή του κριτηρίου πραγματοποιείται στις 12:00 UTC το μεσημέρι. Οι κατευθύνσεις του ανέμου παρουσιάζονται στο ανεμολόγιο παρακάτω, όπου μπορεί κανείς να διακρίνει και τις αντίστοιχες ονομασίες τους. Σχήμα 3.1: Το ανεμολόγιο Σημειώνεται ότι, θεωρητικά, η ισχύς και των τεσσάρων κριτηρίων ταυτόχρονα σε μία ημέρα ενισχύει την πιθανότητα εμφάνισης του κυττάρου της θαλάσσιας αύρας. Στην παρούσα εργασία μετά εφαρμογή των προαναφερθέντων κριτηρίων, σχεδιάστηκαν κατάλληλοι χάρτες διεύθυνσης του ανέμου για την επιβεβαίωση ή όχι της θαλάσσιας αύρας. Οι χάρτες που παρουσιάζονται απεικονίζουν τη διεύθυνση του ανέμου στα 10 μέτρα από την επιφάνεια του εδάφους, την διεύθυνση του ανέμου στο επίπεδο πίεσης των 830 mb καθώς και την θερμοκρασία. Η σειρά ελέγχου των κριτηρίων είναι αυτή με την οποία 54

55 καταγράφονται παραπάνω και εφαρμόστηκαν σε όλες τις ημέρες της χρονικής περιόδου που μελετήσαμε. Τα δεδομένα της εργασίας προήλθαν μέσα από εκτέλεση μιας προσομοίωσης του μοντέλου RegCM3. Η χρονική διάρκεια αυτής αφορούσε τη δεκαετία Το πλέγμα του μοντέλου καλύπτει όλη την Ελλάδα και τα αποτελέσματά του ήταν σε τρεις πλεγματικές αναλύσεις, 5, 10 και 25 km. Στην παρούσα εργασία χρησιμοποιήθηκαν τα αποτελέσματα σε ανάλυση 10 km πάνω από την ευρύτερη περιοχή της Αθήνας. Όπως αναλύθηκε και στο πρώτο κεφάλαιο η εκτέλεση του RegCM3 καταλήγει στην εξαγωγή αποτελεσμάτων που περιλαμβάνουν μεταβλητές στην επιφάνεια, στα επίπεδα πίεσης της ατμόσφαιρας, ακτινοβολίας και χημείας. Πρόκειται για μια σειρά αρχείων της μορφής: ATM.YYYYMMDDHH από το ατμοσφαιρικό μοντέλο SRF.YYYYMMDDHH από το μοντέλο επιφάνειας ξηράς RAD.YYYYMMDDHH από το μοντέλο ακτινοβολίας CHE.YYYYMMDDHH από το μοντέλο χημείας όπου τα τρία πρώτα γράμματα αφορούν τον τύπο του αρχείου, στη συνέχεια το YYYY αφορά το έτος ( ), το ΜΜ τον μήνα (01 12), τα DD και HH ημερομηνία και ώρα αντίστοιχα. Τα παραπάνω αρχεία είναι μηνιαία, σε μορφή.ctl. Για την επεξεργασία τους χρησιμοποιήθηκε το πρόγραμμα GraDS (Grid Analysis and Display System), το λογισμικό της CDO (climate data operators) και η γλώσσα προγραμματισμού IDL (Interactive Data Language). Η εφαρμογή των κριτηρίων της θαλάσσιας αύρας υπαγορεύει τις απαιτούμενες μεταβλητές που πρέπει να χρησιμοποιηθούν από τα αρχεία αποτελέσματα του μοντέλου. Πιο συγκεκριμένα χρησιμοποιήθηκαν μεταβλητές επιφανείας και στα επίπεδα πίεσης στην ατμόσφαιρα, δηλαδή τα αρχεία τύπου SRF.YYYYMMDDHH και ATM.YYYYMMDDHH. Κάθε μηνιαίο αρχείο SRF.YYYYMMDDHH περιλαμβάνει μέσες ωριαίες τιμές των μεταβλητών, για κάθε ώρα, με την πρώτη τιμή να καταγράφεται την πρώτη ημέρα του μήνα και ώρα 01:00 UTC τα ξημερώματα, ενώ η τελευταία τιμή σημειώνεται στις 24:00 UTC τα μεσάνυχτα της πρώτης ημέρας του επόμενου μήνα. Αντίστοιχα ένα μηνιαίο αρχείο ATM.YYYYMMDDHH περιλαμβάνει μέσες ωριαίες μετρήσεις των μεταβλητών, ημερησίως, και στις ώρες 06:00UTC, 12:00UTC, 18:00UTC και 24:00UTC. Δηλαδή κάθε μεταβλητή έχει 4 τιμές για κάθε ημέρα, με την πρώτη τιμή να καταγράφεται στις 06:00UTC το πρωί της πρώτης ημέρας του μήνα και τη τελευταία στις 24:00UTC τα μεσάνυχτα της πρώτης ημέρας του επόμενου μήνα. Επίσης να σημειωθεί ότι οι μεταβλητές σε αυτά τα αρχεία μεταβάλλονται καθ ύψος σε ορισμένα επίπεδα πίεσης, τα οποία είναι 18 σε αριθμό. Πιο αναλυτικά, από το μοντέλο επιφάνειας έγινε χρήση των μεταβλητών x: γεωγραφικό μήκος y: γεωγραφικό πλάτος t: ο χρόνος που για κάθε μήνα ξεκινά από τις 01:00 UTC την πρώτη ημέρα μέχρι τις 24:00 UTC τα μεσάνυχτα της πρώτης ημέρας του επόμενου μήνα. Αν ο μήνας έχει 31 μέρες τα 55

56 χρονικά βήματα είναι από 1 744, αν έχει 30 ημέρες τότε είναι από 1 720, αν έχει 28 ημέρες τότε είναι από και αν έχει 29ημέρες τότε το βήμα είναι u10m, v10m: οριζόντιες συνιστώσες ανέμου στα 10 μέτρα από την επιφάνεια (m/s) t2m: θερμοκρασία του αέρα στα 2 μέτρα από την επιφάνεια του εδάφους (Κ) tgb: θερμοκρασία στην επιφάνεια του εδάφους (K) Οι μεταβλητές αυτές χρησιμοποιήθηκαν για την εφαρμογή των τριών πρώτων κριτηρίων της θαλάσσιας αύρας, παραπάνω, και υπολογίσαμε τη κατεύθυνση και την ταχύτητα του ανέμου με τη χρήση των οριζόντιων συνιστωσών της ταχύτητάς (u10m, v10m) του. Η μεταβλητή t2m χρησιμοποιήθηκε στην ξηρά, ενώ η tgb στην επιφάνεια της θάλασσας αντίστοιχα. Οι μεταβλητές που επιλέχθηκαν από τα αρχεία ATM.YYYYMMDDHH, είναι: x: γεωγραφικό μήκος y: γεωγραφικό πλάτος t: ο χρόνος που για κάθε μήνα ξεκινά από τις 06:00 UTC την πρώτη ημέρα μέχρι τις 24:00 UTC τα μεσάνυχτα της πρώτης ημέρας του επόμενου μήνα. Αν ο μήνας έχει 31 μέρες τα χρονικά βήματα είναι 124, αν έχει 30 ημέρες τότε είναι 120, αν έχει 28 ημέρες τότε είναι 112 και αν έχει 29 ημέρες τότε τα χρονικά βήματα είναι 116. u,v: οριζόντιες συνιστώσες ανέμου στα επίπεδα πίεσης (m/s) level: επίπεδα πίεσης (mb) Οι συγκεκριμένες είναι απαραίτητες για την εφαρμογή του 4 ου κριτηρίου υπολογίζοντας την ταχύτητα και τη κατεύθυνση του ανέμου στις 12:00 UTC. Αρχικά στο GraDS (Grid Analysis and Display System) ορίστηκε η περιοχή ενδιαφέροντος με τις συντεταγμένες μεταβλητές x και y. Δύο τομείς επιλέξαμε, τον πρώτο με x: 22,935 24,285 και y: 37,34 38,24, όπου περιλαμβάνει την ευρύτερη περιοχή της χερσονήσου της Αττικής και τον δεύτερο με x: 22,935 24,285 και y: 37,34 38,6 όπου το πεδίο είναι μεγαλύτερο προς τα βόρεια απεικονίζοντας ένα επιπλέον κομμάτι της ξηράς πάνω από την Αττική. Το GraDS είναι ένα πρόγραμμα που παρέχει ένα κατάλογο εντολών με τους οποίες μπορεί κανείς να επεξεργαστεί μεταβλητές και να εξάγει διαγράμματα θερμοκρασίας, ταχύτητας, διεύθυνσης ανέμου κ.α. Το σχήμα 3.2 αποτελεί ένα παράδειγμα γραφήματος, μέσω του GraDS, της μεταβλητής πίεσης επιφανείας στην υπό μελέτη περιοχή. Όλοι οι χάρτες κατεύθυνσης του ανέμου που παρουσιάζονται εδώ προέρχονται από αυτό το πρόγραμμα. Μετά την επιλογή των απαραίτητων για την εργασία μεταβλητών, στο GraDS, η καθεμιά από αυτές μετατράπηκε σε ένα αρχείο NETCDF (Network Common Data Form). Αυτό πραγματοποιήθηκε με χρήση των εντολών open, set, define, set sdfwrite, sdfwrite, reinit, clear. Έτσι λοιπόν η κάθε μεταβλητή αποτελεί πλέον ένα αρχείο με κατάληξη.nc (NETCDF). Στην συνέχεια χρησιμοποιήθηκε το λογισμικό τους CDO (climate data operators), όπου με την εντολή cdo merge οι μεταβλητές αρχεία συγχωνεύτηκαν σε 56

57 ένα τελικό αρχείο.nc για κάθε μήνα σε όλα τα έτη. Για παράδειγμα το αρχείο επιφανείας για τον μήνα Ιανουάριο του 1992 έχει την μορφή srf nc, ενώ ένα αρχείο ατμόσφαιρας για τον μήνα Μάρτιο του 1994 έχει την μορφή atm nc. Οπότε ανάλογα με τον τύπο του αρχείου, επιφάνειας (srf) ή ατμόσφαιρας (atm), το έτος και τον μήνα αλλάζει και η ονομασία του. Μετά τη δημιουργία όλων των μηνιαίων αρχείων, για όλη τη δεκαετία , το επόμενο και πολύ σημαντικό βήμα είναι η επεξεργασία τους. Σχήμα 3.2: Πίεση επιφανείας στην υπό μελέτη περιοχή. Η εφαρμογή των κριτηρίων πραγματοποιήθηκε σε δύο σημεία στην υπό μελέτη περιοχή, ένα στην ξηρά και ένα στη θάλασσα. Το συγκεκριμένο βήμα ένα πολύ σημαντικό και εξίσου δύσκολο, κυρίως για τη ξηρά που θα πρέπει να είναι αντιπροσωπευτικό το σημείο για όλη την λεκάνη των Αθηνών, διότι σε διαφορετική περίπτωση μπορεί να χαθούν ημέρες με θαλάσσια αύρα, καθιστώντας επισφαλή τα αποτελέσματα της στατιστικής ανάλυσης. Ένα τέτοιο σημείο επιλέχθηκε στο Παλαιό Φάληρο που βρίσκεται αρκετά κοντά στη θέση του Εθνικού Αστεροσκοπείου Αθηνών (NOA, National Observatory of Athens) και πολύ κοντά στην ακτή προς τη θάλασσα του Σαρωνικού κόλπου. Στη θάλασσα αντίθετα η επιλογή σημείου δεν απαιτεί μεγάλη διερεύνηση. Η θέση των δύο σημείων απεικονίζεται στο σχήμα 3.3. Στο πλέγμα του μοντέλου η απόσταση μεταξύ δύο πλεγματικών σημείων οριζόντια και κατακόρυφα είναι ίση με 0,045, για την πλεγματική ανάλυση των 10 km. Το σημείο του Παλαιού Φαλήρου έχει γεωγραφικές συντεταγμένες 23 41'60.00"Α και 37 55'30.00"Β (στο τομέα του μοντέλου είναι 23,7 Α και 37,925 Β), ενώ το επιλεγμένο σημείο στη θάλασσα έχει 57

58 γεωγραφικό μήκος 23 41'60.00"Α και γεωγραφικό πλάτος 37 42'0.00"Β (στο τομέα του μοντέλου είναι 23,7 Α και 37,7 Β). Η γλώσσα προγραμματισμού IDL (Interactive Data Language) περιλαμβάνει ένα ευρύ κατάλογο εντολών για την επεξεργασία των αρχείων netcdf. Με χρήση αυτής γράφτηκαν κατάλληλοι κώδικες προσαρμοσμένοι στα κριτήρια της θαλάσσιας αύρας. Τα αποτελέσματα από την εκτέλεση κάθε κώδικά στην IDL εξήχθησαν σε αρχεία.dat και εν συνεχεία με τη βοήθεια του προγράμματος Microsoft Office Excel κατανεμήθηκαν σε στήλες πινάκων όπου υπήρχαν δεδομένα για: έτος, μήνας, μέρα του μήνα, μέρα του έτους (Julian day), ώρα, θερμοκρασία του αέρα στα 2 μέτρα από την επιφάνεια του εδάφους (t2m), θερμοκρασία στην επιφάνεια της θάλασσας (tgb), θερμοκρασία στην επιφάνεια της ξηράς (tgb), οριζόντιες συνιστώσες ανέμου (u10m, v10m), διεύθυνση και ένταση ανέμου. Τέτοιου είδους αρχεία δημιουργήθηκαν για κάθε έτος ξεχωριστά στη δεκαετία και ελέγχθηκε σε κάθε ημέρα ξεχωριστά αν πληρούνται τα κριτήρια της θαλάσσιας αύρας, προκειμένου να χαρακτηριστεί ως μια ημέρα με θαλάσσια αύρα. Βεβαίως, πέραν από την εφαρμογή των κριτηρίων, πολύ σημαντικό ρόλο παίζουν και οι αντίστοιχοι χάρτες διεύθυνσης του ανέμου που επιβεβαιώνουν την ισχύ του φαινομένου σε μια ημέρα. Για την μεγάλη πλειοψηφία των ημερών, στη δεκαετία , σχεδιάστηκαν χάρτες που απεικονίζουν τη διεύθυνση του ανέμου επιφάνειας στα 10 μέτρα. Παρόμοια και για τη διεύθυνση του ανέμου στο επίπεδο πίεσης των 830mb,. Όσον αφορά τους χάρτες θερμοκρασίας σχεδιαστήκαν με χρήση της μεταβλητής της θερμοκρασίας του αέρα στα 2 μέτρα από την επιφάνεια του εδάφους (t 2m ), από το μοντέλο επιφάνειας και για ώρα 13:00 UTC. Σχήμα 3.3: Χάρτης Αττικής με τις θέσεις των σημείων στα οποία εφαρμόστηκαν τα κριτήρια της θαλάσσιας αύρας (από το Google Earth). 58

59 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 ο Επεξεργασία 59

60 4.1 Παραδείγματα ημερών με θαλάσσια αύρα ή όχι και αντίστοιχοι χάρτες διεύθυνσης ανέμου Η εκτέλεση του μοντέλου RegCM3 για τη δεκαετία παρείχε ένα σημαντικό όγκο αποτελεσμάτων. Η επεξεργασία αυτών είχε σαν αποτέλεσμα την καταγραφή του φαινομένου της θαλάσσιας αύρας σε διάφορες μορφές. Παρατηρήθηκε θαλάσσια αύρα με πολύ έντονο τοπικό χαρακτήρα μιας και κυριάρχησε πάνω από τη λεκάνη των Αθηνών μόνο, επίσης θαλάσσια αύρα που εξαπλώνεται μέχρι τα βόρεια της Αττικής και τα όροι Πάρνηθα και Πεντέλη έως τις απογευματινές ώρες. Σημαντική επίσης είναι η εμφάνιση του κυττάρου κυκλοφορίας της θαλάσσιας αύρας τις πρωινές ώρες μόνο και συγκεκριμένα μέχρι τις 11:00 π.μ. τοπική ώρα και η μετέπειτα απότομη εξασθένιση του λόγω της συνοπτικής ροής. Επιπλέον, αξιοσημείωτη είναι η εμφάνιση του φαινομένου σε σημεία, εντός των Αθηνών, γειτονικά του Παλαιού Φαλήρου. Η θέση του παλαιού Φαλήρου επιλέχθηκε για την εφαρμογή των κριτηρίων εμφάνισης της θαλάσσιας αύρας, όπως αναφέρεται στο κεφάλαιο 3, όμως υπήρχαν περιπτώσεις όπου μόνο το 1 ο κριτήριο δεν ικανοποιούνταν σε αυτή τη θέση, αλλά σε κάποια άλλη γειτονική της, ενώ τα άλλα τρία κριτήρια ίσχυαν κανονικά. Αυτό ήταν αναμενόμενο να συμβεί λόγω της εφαρμογής των κριτηρίων σε ένα μόνο σημείο στη ξηρά, όμως η σχεδίαση κατάλληλων χαρτών του ανέμου επιφάνειας ήταν καθοριστική για την ανίχνευση αυτών των περιπτώσεων θαλάσσιας αύρας. Τέλος σημειώθηκαν ημέρες όπου ενώ ίσχυαν τα τέσσερα κριτήρια τελικά μέσα από το χάρτη ανέμου διαπιστώθηκε η μη ύπαρξη αύρας και αντίστοιχα υπήρχαν ημέρες όπου δεν ίσχυαν όλα τα κριτήρια συγχρόνως αλλά παρόλα αυτά ο έλεγχος των χαρτών ανέμου έδειξε ότι το φαινόμενο της θαλάσσιας αύρας αναπτύχθηκε. Αξιοσημείωτο είναι και το γεγονός ότι το κύτταρο κυκλοφορίας της θαλάσσιας αύρας παρουσιάζει διαφορετικά χαρακτηριστικά, κατά την εμφάνιση του την χειμερινή περίοδο εν αντιθέσει με την θερινή περίοδο. Αυτό είναι αναμενόμενο μιας και το φαινόμενο ευνοείται από την έντονη θερμοκρασιακή αντίθεση ξηράς θάλασσας και από την ασθενής συνοπτική ροή, συνθήκες που επικρατούν κυρίως κατά την θερινή περίοδο του έτους. Για το λόγο αυτό η συχνότητα εμφάνισης του φαινομένου είναι μεγάλη αυτή την περίοδο και πολύ μικρή έως μηδαμινή την χειμερινή. Παρακάτω παρουσιάζεται ένα δείγμα των προαναφερθέντων περιπτώσεων. Όλες οι ημέρες συνοδεύονται από χάρτες διεύθυνσης του ανέμου επιφάνειας (10 μέτρα) και για κάποιες ώρες μέσα στην ημέρα που δείχνουν πως μεταβάλλεται ο άνεμος πριν την εμφάνιση της θαλάσσιας αύρας, κατά τη διάρκεια που εμφανίζεται και ενισχύεται το φαινόμενο καθώς και την ώρα που η θαλάσσια αύρα εξασθενεί και καταστρέφεται εν τέλει. Επίσης παρουσιάζεται ο χάρτης διεύθυνσης του ανέμου στο επίπεδο των 830mb (4 ο κριτήριο) και ένας χάρτης της μέγιστης θερμοκρασίας του αέρα, στα 2 μέτρα και για ώρα 13:00 UTC, για το 3 ο κριτήριο της θερμοκρασίας. Όλοι οι χάρτες απεικονίζουν την Αττική και ένα κομμάτι της κεντρικής Ελλάδας με την Εύβοια και ένα τμήμα από το βορειοανατολικό κομμάτι της Πελοποννήσου. Στη συνέχεια παρατίθενται κάποια στατιστικά στοιχεία που αφορούν όλη την δεκαετία , σχετικά με τη συχνότητα εμφάνισης του φαινομένου, αλλά και κάποια ποσοστά σχετικά με εφαρμοζόμενα κριτήρια. 60

61 Χάρτης 4.1α): Άνεμος επιφάνειας την 24/07/1997, ώρα 07:00 UTC. Χάρτης 4.1β): Άνεμος επιφάνειας την 24/07/1997, ώρα 12:00 UTC. 61

62 Χάρτης 4.1γ): Άνεμος επιφάνειας την 24/07/1997, ώρα 14:00 UTC. Χάρτης 4.1δ): Άνεμος επιφάνειας την 24/07/1997, ώρα 18:00 UTC. 62

63 Χάρτης 4.2: Θερμοκρασία του αέρα (2 μέτρα) την 24/07/1997, ώρα 13:00 UTC. Χάρτης 4.3: Άνεμος στο επίπεδο 830 mb την 24/07/1997, ώρα 12:00 UTC. Στην συγκεκριμένη ημέρα ισχύουν και τα τέσσερα κριτήρια. Όσον αφορά το 1 ο κριτήριο ( ), παρατηρούμε ότι νωρίς το πρωί, 07:00 UTC (χάρτης 4.1 α), επικρατεί βόρειος άνεμος στην Αττική. Εντός της Αθήνας η ένταση του ανέμου μεταβάλλεται μεταξύ 4 6,5 63

64 m/s. Η ηλιακή δραστηριότητα δεν είναι έντονη ακόμη και η θερμοκρασιακή διαφορά ξηράς θάλασσας είναι μικρή. Για το λόγο αυτό δεν υπάρχει κάποια ένδειξη για την εμφάνιση του φαινομένου. Στις 12:00 UTC (χάρτης 4.1 β) η εικόνα του ανέμου είναι φανερά αλλαγμένη. Στην Αττική υπάρχει βόρειο ρεύμα ανέμου από την κεντρική Ελλάδα, άνεμος από τα ανατολικά παράλια της χερσονήσου, νότιος άνεμος αλλά και δυτικός από το Κορινθιακό κόλπο. Από το Σαρωνικό κόλπο πνέει άνεμος από διεύθυνση δυτική νοτιοδυτική. Το κύτταρο της θαλάσσιας αύρας έχει αρχίσει να εκδηλώνεται με όχι μεγάλη ένταση και φαίνεται καθαρά ότι δεν έχει εδραιωθεί ακόμα πάνω από τη λεκάνη των Αθηνών, αλλά πιο ανατολικά εντός της κοιλάδας των Μεσογείων. Τη συγκεκριμένη ώρα (12:00 UTC) η ένταση του ανέμου στην Αθήνα μεταβάλλεται μεταξύ 1,5 3 m/s και η ηλιακή δραστηριότητα είναι έντονη. Αυτό σημαίνει πλέον ότι ήδη υπάρχει βαροβαθμίδα και κατά συνέπεια δύναμη βαροβαθμίδας (άνεμος) από τη θάλασσα προς τη ξηρά, τόσο από το Σαρωνικό κόλπο αλλά και ανατολικά της Αττικής από τη θάλασσα του Ευβοϊκού κόλπου. Έτσι παρατηρώντας το χάρτη στις 14:00 UTC (χάρτης 4.1 γ) διαπιστώνεται πλέον μια περίπτωση καθαρής θαλάσσιας αύρας. Εντός της λεκάνης των Αθηνών πνέει άνεμος νότιο νοτιοδυτικός από το Σαρωνικό κόλπο, η ένταση του οποίου μεταβάλλεται μεταξύ 1,5 5 m/s. Πιο συγκεκριμένα στη θάλασσα νότια της Αττικής ο άνεμος είναι νότιο νοτιοανατολικός και φτάνοντας προς την ακτή, από το Σαρωνικό κόλπο παρατηρείται μία στροφή του ανέμου σε διεύθυνση νοτιοδυτική. Η αύρα εισχωρεί σε όλη σχεδόν την πόλη της Αθήνας μέχρι να συναντήσει ένα ρεύμα βορείου ανέμου. Εκεί σημειώνεται μια σύγκλιση νοτιοδυτικού, βόρειου και ανατολικού ανέμου. Στις 18:00 UTC (χάρτης 4.1 δ), παρατηρείται άνεμος από νότιες διευθύνσεις στην πόλη. Είναι ο άνεμος της αύρας μαζί με δυτικό συνοπτικό άνεμο. Πρόκειται για πολύ ισχυρό κύτταρο θαλάσσιας αύρας, όμως από τη στιγμή αυτή και έπειτα αρχίζει η αποδυνάμωσή του. Εντός της πόλης των Αθηνών η ένταση του ανέμου κυμαίνεται μεταξύ 3 6m/s. Όσον αφορά το 2 ο κριτήριο (άνεμος 240 ο ), πρέπει να σημειωθεί ότι ικανοποιείται πλήρως μιας και ο άνεμος είχε αντίθετη κατεύθυνση στην επιφάνεια, σε όλη τη διάρκεια της νυχτερινής περιόδου, από αυτήν που πνέει όταν συμβαίνει το φαινόμενο της θαλάσσιας αύρας. Από το χάρτη της θερμοκρασίας (χάρτης 4.2) διαπιστώνεται η έντονη θερμοκρασιακή διαφορά ξηράς θάλασσας (2m), η οποία είναι μέγιστη στις 13:00 UTC. Εκείνη τη χρονική στιγμή ικανοποιείται και το 3 ο κριτήριο, μιας και η θερμοκρασία του αέρα (2m) στη θέση του Παλαιού Φαλήρου (33,1 0 C) είναι μεγαλύτερη από την αντίστοιχη θερμοκρασία επιφάνειας στο επιλεγμένο σημείο της θάλασσας (24,9 0 C). Ο χάρτης στα 830mb (χάρτης 4.3) αφορά το 4 ο κριτήριο, στις 12:00 UTC, και παρατηρείται ότι ψηλά ο άνεμος εκείνη τη στιγμή είναι βόρειο βορειοδυτικός. Η συγκεκριμένη λοιπόν περίπτωση αποτελεί ένα κατεξοχήν κύτταρο θαλάσσιας αύρας, σε μια έντονη καλοκαιρινή ημέρα του Ιουλίου. Το σίγουρο είναι ότι οι συνθήκες διασποράς σε μια τέτοια ημέρα με ενισχυμένη αύρα είναι δυσμενείς πάνω από την λεκάνη των Αθηνών, με αποτέλεσμα τα επίπεδα ρύπανσης να είναι υψηλά. 64

65 Χάρτης 4.4α): Άνεμος επιφάνειας την 03/05/1993, ώρα 05:00 UTC. Χάρτης 4.4β): Άνεμος επιφάνειας την 03/05/1993, ώρα 08:00 UTC. 65

66 Χάρτης 4.4γ): Άνεμος επιφάνειας την 03/05/1993, ώρα 10:00 UTC. Χάρτης 4.4δ): Άνεμος επιφάνειας την 03/05/1993, ώρα 13:00 UTC. 66

67 Χάρτης 4.5: Θερμοκρασία του αέρα (2 μέτρα) την 03/05/1993, ώρα 13:00 UTC. Χάρτης 4.6: Άνεμος στο επίπεδο 830 mb την 03/05/1993, ώρα 12:00 UTC. Για τη συγκεκριμένη ημέρα παρατηρείται ότι ο άνεμος στις 05:00 UTC (χάρτης 4.4 α) είναι από βόρειες διευθύνσεις ως επί το πλείστον σε όλο το τμήμα του Ελλαδικού χώρου που απεικονίζεται. Όσον αφορά την Αττική, εκεί πνέει βόρειο - βορειοδυτικός άνεμος η ένταση του οποίου κυμαίνεται μεταξύ 2,7 4 m/s και στο σημείο του Παλαιού Φαλήρου, στα 67

68 παράλια της Αθήνας ο άνεμος έχει στραφεί και πνέει από διεύθυνση βορειοανατολική. Αυτή η εικόνα παραμένει και για τις επόμενες δύο ώρες. Στις 08:00 UTC (χάρτης 4.4 β). η κατάσταση έχει αλλάξει πλήρως. Η ηλιακή δραστηριότητα είναι πιο έντονη, σημειώνεται θερμοκρασιακή διαφορά μεταξύ ξηράς θάλασσας. Η εικόνα είναι πιο σύνθετη αυτή την ώρα. Συγκεκριμένα στην περιοχή των Μεγάρων (δυτική Αττική) ο άνεμος είναι βόρειος και πάνω από τη θάλασσα γίνεται δυτικός προς τη Σαλαμίνα. Εντός των Αθηνών πνέει άνεμος βόρειο βορειοανατολικός, με ίδια διεύθυνση και στα ανατολικά της Αττικής. Η ένταση του ανέμου εκεί είναι μεταξύ 0 1,3m/s. Από την πλευρά του Σαρωνικού κόλπου πνέει νοτιοδυτικός άνεμος καλύπτοντας ένα κομμάτι της δυτικής Αττικής, συμπεριλαμβανομένου την Ελευσίνα αλλά και την πόλη της Αθήνας. Ο νοτιοδυτικός αυτός άνεμος είναι κομμάτι του κυττάρου κυκλοφορίας της θαλάσσιας αύρας που έχει αναπτυχθεί αυτήν την ώρα. Ομοίως και στις 10:00 UTC (χάρτης 4.4 γ), το κύτταρο κυκλοφορίας της θαλάσσιας αύρας παραμένει σε ισχύ, έχοντας εισχωρήσει λίγο περισσότερο στην ενδοχώρα. H ένταση του ανέμου στην Αθήνα μεταβάλλεται μεταξύ 0,5 2m/s. Ωστόσο το κύτταρο δεν εξαπλώνεται σε όλη την λεκάνη της Αθήνας και αυτό γιατί ο αντίθετος άνεμος από βόρειες διευθύνσεις είναι ισχυρός αλλά και διότι η διαφορά θερμοκρασίας ξηράς θάλασσας δεν είναι πολύ μεγάλη ώστε να είναι πιο ενισχυμένο το φαινόμενο. Αυτό είναι λογικό μιας και η συγκεκριμένη περίπτωση αφορά μια ανοιξιάτικη ημέρα στις αρχές Μαΐου. Κατά συνέπεια λοιπόν διαπιστώνεται στις 13:00 UTC (χάρτης 4.4 δ) ότι το κύτταρο είναι στο στάδιο πριν την εξασθένιση, ο επικρατών άνεμος είναι νότιο νοτιοδυτικός εντός της Αθήνας, εντάσεως μεταξύ 2,5 4,4 m/s, ενώ παρατηρείται στην ανατολική Αττική, ένα ρεύμα ανατολικού ανέμου από τη θάλασσα του Ευβοϊκού κόλπου. Όσον αφορά τα κριτήρια της αύρας, θα πρέπει να τονιστεί ότι το 1 ο (160 ο 240 ο ) και το 2 ο (240 ο 160 ο ) που αφορούν την διεύθυνση του ανέμου επιφάνειας ισχύουν για τη συγκεκριμένη ημέρα, με βάση και την ανάλυση που έγινε. Όσον αφορά το χάρτη της θερμοκρασίας (χάρτης 4.5), είναι προφανής η διαφορά που υπάρχει ανάμεσα στην ξηρά και τη θάλασσα εκφρασμένη και από τις τιμές στα αντίστοιχα σημεία εφαρμογής των κριτηρίων (Παλαιό Φάληρο 19,5 0 C, σημείο της θάλασσας 16,2 0 C, σχήμα 2.,5). Η θερμοκρασία του αέρα (2m) λαμβάνει την μεγαλύτερη τιμή της στις 13:00 UTC. Κατά συνέπεια το 3 ο κριτήριο ικανοποιείται επίσης. Όσον αφορά τη διεύθυνση του ανέμου στα 830mb (χάρτης 4.6), θα πρέπει να τονιστεί ότι δεν είναι μέσα στο επιθυμητό εύρος (260 ο 130 ο ) προκειμένου να ισχύει το 4 ο κριτήριο. Η μη πλήρωση του κριτηρίου δεν συνεπάγεται όμως την απουσία του φαινομένου. Τα 830mb αντιστοιχούν σε ύψος λίγο πάνω από 1500 μέτρα και πάνω από το κύτταρο της θαλάσσιας αύρας. Πάνω από την Αθήνα ο συνοπτικός άνεμος έχει διεύθυνση δυτική νοτιοδυτική. Εδώ αποδεικνύεται και πόσο σημαντική, για την παρούσα εργασία, ήταν η απεικόνιση χαρτών του ανέμου επιφανείας. Η συγκεκριμένη ημέρα λοιπόν είναι μια περίπτωση στην οποία δεν ισχύουν και τα τέσσερα κριτήρια συγχρόνως, παρόλα αυτά όμως το φαινόμενο είναι σε ισχύ. Παρόμοιες περιπτώσεις παρατηρήθηκαν και καταγράφηκαν σε όλη τη περίοδο

69 Χάρτης 4.7α): Άνεμος επιφάνειας την 29/06/2000, ώρα 05:00 UTC. Χάρτης 4.7β): Άνεμος επιφάνειας την 29/06/2000, ώρα 09:00 UTC. 69

70 Χάρτης 4.7γ): Άνεμος επιφάνειας την 29/06/2000, ώρα 13:00 UTC. Χάρτης 4.7δ): Άνεμος επιφάνειας την 29/06/2000, ώρα 18:00 UTC. 70

71 Χάρτης 4.8: Θερμοκρασία του αέρα (2 μέτρα) την 29/06/2000, ώρα 13:00 UTC. Χάρτης 4.9: Άνεμος στο επίπεδο 830 mb την 29/06/2000, ώρα 12:00 UTC. Στις 29/06/2000 και ώρα 05:00 UTC (χάρτης 4.7 α) ο άνεμος στο Σαρωνικό κόλπο είναι από βορειοδυτικές διευθύνσεις και κοντά στα παράλια της Αθήνας γίνεται δυτικός. Η ένταση 71

72 του ανέμου κυμαίνεται μεταξύ 0,1 1 m/s. Στο νοτιοανατολικό κομμάτι της χερσονήσου της Αττικής και προς τη θάλασσα πνέει βόρειος άνεμος. Στην ξηρά και εντός της πόλης των Αθηνών η διεύθυνση του ανέμου μεταβάλλεται, καθώς δυτικά πνέει άνεμος από δυτικές νοτιοδυτικές διευθύνσεις, ενώ στην ανατολική Αττική στρέφεται σε βόρειο βορειοδυτικές. Στις 09:00 UTC (χάρτης 4.7 β) η θερμοκρασιακή διαφορά ξηράς θάλασσας είναι έντονη και η εικόνα είναι διαφορετική, επιβεβαιώνοντας την εμφάνιση του κυττάρου κυκλοφορίας της θαλάσσιας αύρας στην Αθήνα. Η ένταση του ανέμου στην πόλη κυμαίνεται μεταξύ 2,5 3,5 m/s. Στην λεκάνη των Αθηνών πνέει άνεμος με διεύθυνση νοτιοδυτική (Παλαιό Φάληρο 232,1 ο ), ο οποίος «εγκλωβίζεται» από άνεμο δυτικής διεύθυνσης, από τον Κορινθιακό κόλπο που πνέει στη δυτική Αττική και αντίστοιχα ανατολικής, προερχόμενης από τη θάλασσα του Αιγαίου και τον Ευβοϊκό κόλπο. Στο κομμάτι της κεντρικής Ελλάδας που απεικονίζεται στο χάρτη, πάνω από την Αττική, οι δύο αντίθετοι άνεμοι συγκλίνουν και στρίβουν σε διεύθυνση νότια. Στη θαλάσσια περιοχή νότια της Αττικής ο άνεμος είναι νότιος και εντός του Σαρωνικού κόλπου, κοντά στην Αίγινα παρατηρείται η χαρακτηριστική, ως προς τη θαλάσσια αύρα, στροφή σε νοτιοδυτική διεύθυνση πριν εισέλθει στην Αθήνα. Στις 13:00 UTC (χάρτης 4.7 γ) το φαινόμενο έχει εδραιωθεί στο λεκανοπέδιο της Αττικής. Ο άνεμος από το Σαρωνικό κόλπο πνέει από νοτιοδυτικές διευθύνσεις εντός της Αθήνας και το κύτταρο κυκλοφορίας της θαλάσσιας αύρας διαδίδεται μέχρι τα βόρεια της Αττικής περνώντας και τα όροι Πάρνηθα και Πεντέλη, κάτω από ασθενής συνοπτική ροή. Εκεί παρατηρείται σύγκλιση της αύρας με ένα δυτικό και ένα νοτιοανατολικό ρεύμα ανέμου. Η ένταση του ανέμου στην πόλη της Αθήνας κυμαίνεται μεταξύ 4 6 m/s. Αυτήν την ώρα η θερμοκρασία του αέρα (2m) έχει την μεγαλύτερη τιμή της, κατά συνέπεια μεγάλη είναι και η θερμοκρασιακή διαφορά ξηράς θάλασσας. Τέλος στις 18:00 UTC (χάρτης 4.7 δ) στην Αθήνα πνέει άνεμος από νότια διεύθυνση. Είναι ο άνεμος της θαλάσσιας αύρας και δυτική συνοπτική ροή ενώ από το σημείο αυτό και έπειτα το κύτταρο θα εξαφανιστεί. Στην Αθήνα η ένταση του ανέμου είναι μεταξύ 2 4 m/s. Σημειώνεται επίσης και άνεμος από ανατολικές και νοτιοανατολικές διευθύνσεις. Τα κριτήρια 1 ο και 2 ο που αφορούν τη διεύθυνση του ανέμου κατά τη διάρκεια της ημερήσιας και νυχτερινής περιόδου, ικανοποιούνται. Ειδικά για το 1 ο κριτήριο, η διεύθυνση του ανέμου είναι νότια νοτιοδυτική από τις 08:00 μέχρι τις 17:00 UTC. Το 3 ο κριτήριο της θερμοκρασίας (χάρτης 4.8) ικανοποιείται επίσης στις 13:00UTC όπου η θερμοκρασία του αέρα (2m) στην επιλεγμένη θέση του Παλαιού Φαλήρου (29,6 0 C) είναι μεγαλύτερη από τη θερμοκρασία επιφάνειας στο επιλεγμένο σημείο της θάλασσας (23,3 0 C). Επίσης από το χάρτη ανέμου στα 830mb συμπεραίνεται ότι και το 4 ο κριτήριο ικανοποιείται, με τον συνοπτικό άνεμο στην Αθήνα να πνέει από διεύθυνση δυτική βορειοδυτική (συνοπτική ροή) στις 12:00 UTC (Παλαιό Φάληρο, 294,9 ο ). Η θαλάσσια αύρα που αναπτύσσεται τη συγκεκριμένη ημέρα είναι μια χαρακτηριστική περίπτωση καλοκαιρινής αύρας όπου εξαπλώνεται σε όλη τη λεκάνη της Αθήνας μέχρι τα βόρεια της Αττικής και εκεί παρατηρείται η σύγκλιση ανέμων αντίθετης κατεύθυνσης. Φυσικά η εισροή του κυττάρου κυκλοφορίας σε τέτοια απόσταση ευνοείται κάτω από ασθενές πεδίο συνοπτικού ανέμου. 72

73 Χάρτης 4.10α): Άνεμος επιφάνειας την 27/10/2000, ώρα 07:00 UTC. Χάρτης 4.10β): Άνεμος επιφάνειας την 27/10/2000, ώρα 12:00 UTC. 73

74 Χάρτης 4.10γ): Άνεμος επιφάνειας την 27/10/2000, ώρα 15:00 UTC. Χάρτης 4.10δ): Άνεμος επιφάνειας την 27/10/2000, ώρα 19:00 UTC. 74

75 Χάρτης 4.11: Θερμοκρασία του αέρα (2 μέτρα) την 27/10/2000, ώρα 13:00 UTC. Χάρτης 4.12: Άνεμος στο επίπεδο 830 mb την 27/10/2000, ώρα 12:00 UTC. Στις 27/10/2000 παρουσιάζεται από τους αντίστοιχους χάρτες ανέμου η ανάπτυξη μιας φθινοπωρινής θαλάσσιας αύρας. Αρχικά στις 07:00 UTC (χάρτης 4.10 α), ο άνεμος ως επί 75

76 το πλείστον πνέει από βόρειες διευθύνσεις στην Αττική και την πόλη της Αθήνας, ενώ στο Σαρωνικό κόλπο ο άνεμος στρέφεται σε διεύθυνση βορειοανατολική. Στην Αθήνα η ένταση του ανέμου μεταβάλλεται μεταξύ 2,5 4 m/s. Στις 12:00 UTC εμφανίζεται δυτικός άνεμος, που πνέει μέσα στη θάλασσα του Σαρωνικού κόλπου και τα νησιά Αίγινα και Σαλαμίνα. Ο δυτικός άνεμος εισέρχεται μέχρι τα νότια της χερσονήσου της Αττικής. Στα βόρεια και ανατολικά της Αττικής πνέει βόρειος άνεμος ο οποίος στρέφεται ελαφρώς σε βορειοανατολικό στο νοτιοανατολικό κομμάτι της χερσονήσου. Η ένταση του ανέμου στην Αθήνα μεταβάλλεται μεταξύ 0,1 1,5 m/s. Ο χάρτης 4.10 β αποτελεί μια ένδειξη ότι μάλλον θα εμφανιστεί το κύτταρο κυκλοφορίας της θαλάσσιας αύρας λόγω της σύγκλισης που σημειώνεται νοτιοανατολικά της χερσονήσου, αλλά και της στροφής του ανέμου σε διεύθυνση νότια νοτιοδυτική πάνω από τη Σαλαμίνα εισχωρώντας στη δυτική Αττική ως μια αύρα. Στις 15:00 UTC (χάρτης 4.10 γ) το κύτταρο κυκλοφορίας της θαλάσσιας αύρας έχει αναπτυχθεί πλήρως τόσο εντός της Αθήνας αλλά και σε ένα κομμάτι της δυτικής Αττικής, στην Ελευσίνα. Ο άνεμος είναι νοτιοανατολικός από τη θαλάσσια περιοχή νότια της Αττικής και εντός του Σαρωνικού κόλπου στρέφεται σε νοτιοδυτική διεύθυνση και εισέρχεται στην λεκάνη της Αθήνας. Δυτικός άνεμος πνέει από το Κορινθιακό κόλπο και αντίστοιχα άνεμος από βορειοανατολικές διευθύνσεις, από τον Ευβοϊκό κόλπο, εισέρχεται ανατολικά της Αττικής στρεφόμενος σε ανατολικό εντός αυτής. Μπροστά από το κύτταρο της θαλάσσιας αύρας πνέει άνεμος βορειοδυτικός και βορειοανατολικός. Παρατηρείται λοιπόν μια σύγκλιση ανέμου αντίθετης κατεύθυνσης κατά την ανάπτυξη του φαινομένου. Αυτήν την ώρα η ένταση του ανέμου μεταβάλλεται μεταξύ 1 2 m/s. Στις 19:00 UTC (χάρτης 4.10 δ) το φαινόμενο δεν είναι σε ισχύ πλέον. Εντός της Αθήνας ο άνεμος είναι ανατολικός προερχόμενος από τον Ευβοϊκό κόλπο, εντάσεως 1,5 2,5 m/s. Ο άνεμος είναι δυτικός, σε όλο το κομμάτι από βόρεια του Κορινθιακού κόλπου, στο δυτικό τμήμα του Σαρωνικού αλλά και στο βορειοανατολικό κομμάτι της Πελοποννήσου που φαίνεται στο χάρτη. Πάνω από την Αττική και πιο συγκεκριμένα βόρεια των όρων Πάρνηθα και Πεντέλη ο άνεμος είναι νότιος. Θα πρέπει να σημειωθεί ότι για τη συγκεκριμένη ημέρα το 1 ο κριτήριο (160 ο 240 ο ) πληρείται για τρεις ώρες (13:00 15:00 UTC), ενώ και το 2 ο κριτήριο (240 ο 160) πληρείται επίσης. Όσον αφορά το 3 ο κριτήριο της θερμοκρασίας (χάρτης 4.11) αυτό δεν πληρείται με βάση την ανάγνωση του κριτηρίου. Και αυτό συμβαίνει διότι η θερμοκρασία του αέρα (2m) στο επιλεγμένο σημείο του Παλιού Φαλήρου είναι 20,18 0 C, σχεδόν ίση με τη θερμοκρασία επιφάνειας στο επιλεγμένο σημείο στη θάλασσα και η οποία είναι 20,23 0 C. Η διαφορά είναι πολύ μικρή όμως θα πρέπει να τονιστεί ότι στην ξηρά λαμβάνεται η μεταβλητή θερμοκρασία του αέρα στα 2 μέτρα από την επιφάνεια του εδάφους. Έτσι αν ληφθεί η θερμοκρασία επιφάνειας του εδάφους και για το σημείο του Παλαιού Φαλήρου, στη ξηρά, αυτή είναι μεγαλύτερη από την αντίστοιχη στη θάλασσα μιας και έχει τιμή 21,0 0 C. Το συγκεκριμένο κριτήριο όμως θεωρείται ότι δεν ισχύει σε αυτήν την μέρα. Πάντως και λόγω της εποχής (Φθινόπωρο) είναι αναμενόμενο πλέον η θερμοκρασιακή διαφορά ξηράς θάλασσας όχι απλά να μην είναι μεγάλη αλλά να εμφανίζει και αρνητικό πρόσημο στη διάρκεια της ημέρας, γεγονός το οποίο δεν ευνοεί σε καμία περίπτωση την εμφάνιση του φαινομένου της θαλάσσιας αύρας, ωστόσο εμφανίζονται αξιοσημείωτες εξαιρέσεις. Τέλος και όσον αφορά το 4 ο κριτήριο, στα 830mb, ο συνοπτικός άνεμος είναι βόρειας διεύθυνσης 76

77 στην Αττική αλλά και σε όλο το εικονιζόμενο πεδίο του χάρτη 4.12, υπαγορεύοντας την ισχύ του κριτηρίου. Χάρτης 4.13α): Άνεμος επιφάνειας την 13/01/1998, ώρα 08:00 UTC. Χάρτης 4.13β): Άνεμος επιφάνειας την 13/01/1998, ώρα 13:00 UTC. 77

78 Χάρτης 4.13γ): Άνεμος επιφάνειας την 13/01/1998, ώρα 15:00 UTC. Χάρτης 4.13δ): Άνεμος επιφάνειας την 13/01/1998, ώρα 18:00 UTC. 78

79 Χάρτης 4.14: Θερμοκρασία του αέρα (2 μέτρα) την 13/01/1998, ώρα 13:00 UTC. Χάρτης 4.15: Άνεμος στο επίπεδο 830mb την 13/01/1998, ώρα 12:00 UTC. Η 13/01/1998 αποτελεί μία περίπτωση χειμερινής θαλάσσιας αύρας. Στις 08:00 UTC (χάρτης 4.13 α) ο άνεμος σε όλο το κομμάτι του Ελλαδικού χώρου που απεικονίζεται είναι βόρειος, βορειο δυτικός. Η ηλιακή δραστηριότητα και λόγω της ώρας αλλά και λόγω της εποχής είναι πολύ μικρή. Εντός της Αθήνας η ένταση του ανέμου μεταβάλλεται μεταξύ 1,5 3,5 m/s. Στις 13:00 UTC (χάρτης 4.13 β) η εικόνα του ανέμου εντός της Αθήνας προμηνύει 79

80 την εκδήλωση του φαινομένου της θαλάσσιας αύρας. Η έντασή του κυμαίνεται μεταξύ 0,1 1,5 m/s. Πιο συγκεκριμένα υπάρχει δυτικός άνεμος από τον Κορινθιακό κόλπο εντός της δυτικής Αττικής. Δυτικά του Σαρωνικού κόλπου ο άνεμος είναι βορειοδυτικός και στρίβει σε διεύθυνση δυτική κοντά στα παράλια της Αθήνας, και γίνεται δυτικός εντός της ξηράς. Στα βόρεια της Αθήνας ο άνεμος είναι από βόρειες διευθύνσεις, ενώ στην ανατολική πλευρά της χερσονήσου της Αττικής ο άνεμος είναι ανατολικός βορειοανατολικός, προερχόμενος και από τον Ευβοϊκό κόλπο. Γενικότερα παρατηρείται αυτή η χαρακτηριστική σύγκλιση ανέμων διαφορετικών διευθύνσεων εντός της Αθήνας, μια σύγκλιση που συμβαίνει όταν εκδηλώνεται το φαινόμενο. Έτσι στις 15:00 UTC (χάρτης 4.13 γ) είναι εμφανής η εικόνα της θαλάσσιας αύρας. Το πιο χαρακτηριστικό είναι η στροφή του ανέμου σε διεύθυνση νοτιοδυτική από την μεριά του Σαρωνικού κόλπου και η εισχώρηση του κυττάρου μέσα στη λεκάνη της Αθήνας. Η ένταση του ανέμου στην πόλη μεταβάλλεται μεταξύ 0,8 2 m/s. Παρατηρείται επίσης βόρειος άνεμος που εμποδίζει το φαινόμενο να επεκταθεί και άλλο, ενώ παραμένει όπως και νωρίτερα η σύγκλιση ανέμων αντίθετων διευθύνσεων βόρεια της Αθήνας. Στις 18:00 UTC (χάρτης 4.13 δ) το κύτταρο έχει εξασθενήσει. Επικρατούν άνεμοι δύο κυρίως διευθύνσεων. Δυτικός άνεμος από την πλευρά του Κορινθιακού κόλπου, αλλά και του τμήματος της Πελοποννήσου, νοτι0δυτικός άνεμος στη θαλάσσια περιοχή νότια της Αττικής ο οποίος στρέφεται σε διεύθυνση νότια εντός της ξηράς και πνέει προς την Εύβοια. Και στην πόλη της Αθήνας ο άνεμος είναι νότιος εντάσεως 0,5 20 m/s. Το 1 ο κριτήριο (160 ο 240 ο ) ισχύει κατά τη διάρκεια των ωρών 14:00 16:00 UTC, ενώ το 2 ο κριτήριο (240 ο 160 ο ) ισχύει καθ όλη τη διάρκεια της νυχτερινής περιόδου. Λόγω της εποχής και της χαμηλής ηλιακής δραστηριότητας είναι αναμενόμενο ότι το 3 ο κριτήριο της θερμοκρασίας δε θα ισχύει. Πράγματι η θερμοκρασία του αέρα στα (2m), στη θέση του Παλαιού Φαλήρου είναι 14,4 0 C στις 13:00 UTC και είναι μικρότερη από την θερμοκρασία της επιφάνειας της θάλασσας στο αντίστοιχο επιλεγμένο σημείο η οποία είναι 15,3 0 C. Και σε αυτήν την περίπτωση όμως η θερμοκρασία επιφάνειας στο σημείο της ξηράς (Παλιό Φάληρο) είναι μεγαλύτερη (15,8 0 C) από την αντίστοιχη στη θάλασσα. Τέλος και όσον αφορά το 4 ο κριτήριο (χάρτης 4.15) στα 830mb και στις 12:00 UTC ο συνοπτικός άνεμος στην Αττική είναι δυτικός βορειοδυτικός και το κριτήριο ικανοποιείται (Παλαιό Φάληρο 292,5 0 ). Η συγκεκριμένη ημέρα ουσιαστικά δείχνει ότι είναι δυνατό το κύτταρο κυκλοφορίας της θαλάσσιας αύρας να εκδηλωθεί και στην ψυχρή περίοδο του έτους ακόμα και αν δεν ικανοποιείται όπως αναμένεται το 3 ο κριτήριο της θερμοκρασίας. Πάντως τέτοιες περιπτώσεις είναι ελάχιστες, ίσως θα μπορούσαν να χαρακτηριστούν εξαίρεση στον κανόνα και αυτό αποδεικνύεται και παρακάτω από τα αποτελέσματα της στατιστικής ανάλυσης. 80

81 Χάρτης 4.16α): Άνεμος επιφάνειας την 03/06/1999, ώρα 06:00 UTC. Χάρτης 4.16β): Άνεμος επιφάνειας την 03/06/1999, ώρα 10:00 UTC. 81

82 Χάρτης 4.16γ): Άνεμος επιφάνειας την 03/06/1999, ώρα 12:00 UTC. Χάρτης 4.16δ): Άνεμος επιφάνειας την 03/06/1999, ώρα 19:00 UTC. 82

83 Χάρτης 4.17: Θερμοκρασία του αέρα (2 μέτρα) την 03/06/1999, ώρα13:00 UTC. Χάρτης 4.18: Άνεμος στο επίπεδο 830 mb την 03/06/1999, ώρα 12:00 UTC. Η συγκεκριμένη ημέρα είναι μία περίπτωση εμφάνισης θαλάσσιας αύρας σε σημείο της Αθήνας, γειτονικό του Παλαιού Φαλήρου. Επειδή η εργασία αυτή βασίστηκε στην εφαρμογή των κριτηρίων αύρας σε δύο σημεία, ένα στη ξηρά και ένα στη θάλασσα, ήταν 83

84 αναμενόμενο να χαθούν ημέρες με εκδήλωση του φαινομένου σε μικρό κομμάτι της λεκάνης των Αθηνών το οποίο δεν περιλαμβάνει το επιλεγμένο σημείο του Παλαιού Φαλήρου. Έτσι παρατηρώντας αρχικά το χάρτη 4.16 α, στις 06:00 UTC ο άνεμος είναι βόρειος σε όλο το κομμάτι που απεικονίζεται και στην Αττική κατά συνέπεια. Είναι πολύ νωρίς ακόμη για την πιθανότητα εμφάνισης του φαινομένου της θαλάσσιας αύρας. Εντός της Αθήνας η ένταση του ανέμου μεταβάλλεται μεταξύ 1,5 3,5 m/s. Στις 10:00 UTC (χάρτης 4.16 β) επικρατεί βόρειος άνεμος σε όλο το κομμάτι της Αττικής και γενικότερα της ξηράς που απεικονίζει ο χάρτης αλλά και στην θάλασσα που βρέχει την χερσόνησο της Αττικής ανατολικά. Όσον αφορά τη θάλασσα του Σαρωνικού κόλπου εκεί ο άνεμος είναι νότιας διεύθυνσης και πνέει εντός της ξηράς στο νοτιοανατολικό άκρο της πόλης των Αθηνών. Εκεί παρατηρείται μία σύγκλιση ανέμου από αντίθετη διεύθυνση δίνοντας την εικόνα σχηματισμού του κυττάρου της θαλάσσιας αύρας. Αυτήν την ώρα η ένταση του ανέμου στην πόλη της Αθήνας μεταβάλλεται μεταξύ 1 4,5 m/s. Αυτό φαίνεται καλύτερα στις 12:00 UTC (χάρτης 4.16 γ) όπου ο άνεμος από το Σαρωνικό κόλπο είναι από διεύθυνση νοτιοδυτική και πνέει εντός της Αθήνας, σε ένα μικρό κομμάτι για την ακρίβεια κοντά στη θάλασσα. Χαρακτηριστική για το φαινόμενο είναι η στροφή του ανέμου στη θάλασσα νότια του Σαρωνικού κόλπου, από διεύθυνση ανατολική σε νοτιοανατολική και νότια εντός του κόλπου. Το πεδίο βορείου ανέμου από πάνω παραμένει ισχυρό μην αφήνοντας το κύτταρο να εισχωρήσει εντός του λεκανοπεδίου των Αθηνών. Η ένταση του ανέμου στην Αθήνα κυμαίνεται μεταξύ 0,5 4,5 m/s. Στις 19:00 UTC (χάρτης 4.16 δ) η κατάσταση έχει αλλάξει πλέον το κύτταρο της θαλάσσιας αύρας έχει χαθεί, ο άνεμος στην Αθήνα είναι ανατολικός, εντάσεως 1,5 2,5 m/s, ενώ στο υπόλοιπο κομμάτι που απεικονίζεται στο χάρτη πνέει νότιος άνεμος. Σε αυτή την ιδιαίτερη περίπτωση θαλάσσιας αύρας το 1 ο κριτήριο (160 ο 240 ο ) πληρείται στη γειτονική θέση νοτιοανατολικά της Αθήνας. Αντίθετα το 2 ο κριτήριο (240 ο 160 ο ) ισχύει σε όλη τη διάρκεια της νυχτερινής περιόδου. Όσον αφορά το 3 ο κριτήριο της θερμοκρασίας, λόγω και της θερινής περιόδου ικανοποιείται στις 13:00 UTC αφού στο σημείο ανατολικά του Παλαιού Φαλήρου όπου αναπτύχθηκε το φαινόμενο η θερμοκρασία είναι 37,1 0 C, ενώ η θερμοκρασία επιφάνειας στο σημείο της θάλασσας εκείνη τη χρονική στιγμή είναι 22,0 0 C. Τέλος σχετικά με το 4 ο κριτήριο στα 830 mb (χάρτης 4.18) διαπιστώθηκε ότι πληρείται μιας και ο συνοπτικός άνεμος στις 12:00 UTC είναι βόρειο βορειοδυτικός (359,4 0 ) στο συγκεκριμένο επίπεδο πίεσης. 84

85 Χάρτης 4.19α): Άνεμος επιφάνειας την 02/04/1994, ώρα 07:00 UTC. Χάρτης 4.19β): Άνεμος επιφάνειας την 02/04/1994, ώρα 11:00 UTC. 85

86 Χάρτης 4.19γ): Άνεμος επιφάνειας την 02/04/1994, ώρα 14:00 UTC. Χάρτης 4.19δ): Άνεμος επιφάνειας την 02/04/1994, ώρα 18:00 UTC. 86

87 Χάρτης 4.20: Θερμοκρασία του αέρα (2 μέτρα) την 02/04/1994, ώρα 13:00 UTC.. Χάρτης 4.21: Άνεμος στο επίπεδο 830mb την 02/04/1994, ώρα 12:00 UTC. 87