Εθνικό και Καποδιστριακό Πανεπιστήμιο Αθηνών Σχολή Θετικών Επιστημών Τμήμα Φυσικής Τομέας Φυσικής Περιβάλλοντος - Μετεωρολογίας

Transcript

1 Εθνικό και Καποδιστριακό Πανεπιστήμιο Αθηνών Σχολή Θετικών Επιστημών Τμήμα Φυσικής Τομέας Φυσικής Περιβάλλοντος - Μετεωρολογίας Διπλωματική Εργασία Η επίδραση της θολερότητας των νερών της Μεσογείου στα χαρακτηριστικά της. (Μελέτη με συνδυασμένη χρήση μοντέλου και δεδομένων που προέρχονται από δορυφόρο) Άγγελος Παπανδρέου Επιβλέπων Καθηγητής: Σαράντης Σοφιανός, Επίκουρος Καθηγητής Αθήνα,

2 Ευχαριστίες Ευχαριστώ πολύ τον επιβλέποντα καθηγητή μου, Σαράντη Σοφιανό και τον Βασίλη Πεφάνη για την πολύτιμη βοήθειά τους. 2

3 Περίληψη Στην εργασία αυτή μελετάμε την επίδραση της επιφανειακής θολερότητας των νερών της Μεσογείου στην θερμοκρασία της, την αλατότητα της, την κινητική της ενέργεια, το βάθος του στρώματος ανάμιξης και στην αλληλεπίδραση της θάλασσας με την ατμόσφαιρα (επιφανειακή ροή θερμότητας και εξάτμιση). Για το πείραμα που πραγματοποιήσαμε χρησιμοποιήθηκε το Princeton Ocean Model (POM), το οποίο ρυθμίστηκε στα 20 σ-επίπεδα (sigma layers), ενώ η χωρική του ανάλυση ήταν 1/8 x 1/8. Τα ωκεανογραφικά δεδομένα προέρχονται από την βάση δεδομένων Μedar/Medatlas 2002 ενώ τα ατμοσφαιρικά από το European Centre for Medium-Range Weather Forecasts (ECMWF). Η επίδραση της προσπίπτουσας στην επιφάνεια της θάλασσας ηλιακής ακτινοβολίας και η απόσβεση της μέσα στην θάλασσα μελετήθηκε μέσω δεδομένων πεδίου για τον συντελεστή K d (Diffuse attenuation coefficient) τα οποία προέρχονται από δορυφόρο. Τα αρχεία με τα δεδομένα για τον συντελεστή K d είχαν χωρική ανάλυση 1/12 x 1/12 και προσαρμόστηκαν στην ανάλυση του POM με την διαδικασία του interpolation. Χρησιμοποιώντας τα δεδομένα αυτά για τον συντελεστή K d, επιδιώκουμε μια καλύτερη προσέγγιση της πραγματικής θολερότητας των νερών της Μεσογείου. Συγκρίνοντας τα αποτελέσματα του πειράματος που εκτελέσαμε με τα αποτελέσματα πειράματος στο οποίο θεωρήθηκε ελάχιστη θολερότητα για όλη τη Μεσόγειο (K d =0.037, default πείραμα) παρατηρούμε σημαντικές διαφοροποιήσεις: Όταν λαμβάνεται υπ όψιν η ρεαλιστική θολερότητα της Μεσογείου, τότε η λεκάνη στο σύνολό της ψύχεται κατά 0.1 C μέσο όρο (σε σχέση πάντα με το default πείραμα). Το επιφανειακό στρώμα των 8 πρώτων μέτρων αντίθετα, θερμαίνεται κατά 0.2 C το καλοκαίρι και ψύχεται κατά 0.2 C το χειμώνα. Οι μέσες ετήσιες απώλειες θερμότητας προς την ατμόσφαιρα αυξάνονται κατά 1.1 W/m 2, η εποχιακή μεταβλητότητα όμως της επιφανειακής ροής θερμότητας ελαττώνεται. Η κινητική ενέργεια της λεκάνης και η εξάτμιση παρουσιάζουν μικρή αύξηση ενώ οι μεταβολές στην αλατότητα είναι αμελητέες. Το βάθος του στρώματος ανάμιξης μειώνεται κατά 14 m κατά τη διάρκεια του χειμώνα, ενώ τον υπόλοιπο χρόνο οι μεταβολές είναι αρκετά μικρότερες. Τέλος, έχουμε σημαντικές χωρικές μεταβολές της επιφανειακής θερμοκρασίας της θάλασσας (SST), οι οποίες φτάνουν μέχρι και τους 0.6 C αύξηση σε κάποιες περιοχές (κόλπος του Λέοντα και νότια της Μαγιόρκα) και τους 0.9 μείωση σε άλλες (βόρεια της Μαγιόρκα). 3

4 Abstract In this project, we investigate the impact of surface water turbidity of the Mediterranean Sea on its temperature, salinity, mixed layer depth (MLD), kinetic energy and interaction with the atmosphere (surface heat and fresh water fluxes). For the experiments of this study, we used the Princeton Ocean Model (POM). It was configured with 20 σ-levels and its spacial resolution was set to 1/8 x 1/8. The main source of oceanographic data was the Medar/ Medatlas 2002 data base and the atmospheric data were derived from the European Centre for Medium-Range Weather Forecasts (ECMWF). The penetration and the attenuation of solar radiation in the water column, were examined through data for the diffuse attenuation coefficient (K d ), derived from satellite. The spacial resolution of the netcdf files that contained the K d data was 1/12 x 1/12 and was adjusted to the resolution of the model with the interpolation method. By using these K d data in our simulations, we aim at a more accurate approximation of the actual turbidity of Mediterranean waters. Comparing our results with those of the default experiment, in which we consider that the whole Meditteranean is covered by water of minimum turbidity (K d =0.037) we observe significant differences: When we use the actual turbidity of Mediterranean waters, the basin gets colder by 0.1 C (compared with the case of waters of minimum turbidity). However, the surface layer of the top 8 meters gets warmer by 0.2 C during summer and colder by 0.2 C during winter. The annual mean heat loss is increased by 1.1 W/m 2 but the surface heat flux seasonal variability decreases. Evaporation, as well as the kinetic energy appear to be slightly increased, while the changes in salinity are negligible. The mixed layer depth gets shallower by 14 m during winter while during the rest of the year the changes are much smaller.finally, there are significant spacial changes in sea surface temperature (SST): There is a warming of 0.6 C in some regions (Gulf of Lions and south of Mallorca) and a cooling of 0.9 C in some others (north of Mallorca). 4

5 Περιεχόμενα 1 Εισαγωγή Μεσόγειος: χαρακτηριστικά, κυκλοφορία και αλληλεπίδραση με την ατμόσφαιρα Οπτικές ιδιότητες των ωκεανών και θολερότητα Ο συντελεστής K d (diffuse attenuation coefficient) Σημασία της θολερότητας Προηγούμενες μελέτες Ταξινόμηση υδάτινων μαζών με βάση τη θολερότητα Μελέτες προσομοίωσης του ωκεανού Μεθοδολογία Το μοντέλο Αρχικές και οριακές συνθήκες Διεισδύουσα ακτινοβολία και θολερότητα Αποτελέσματα Κινητική ενέργεια Επιφανειακή ροή θερμότητας Ροή φρέσκου νερού Αλατότητα Θερμοκρασία Βάθος στρώματος ανάμιξης Συμπεράσματα 31 5 Βιβλιογραφία 32 5

6 1 Εισαγωγή 1.1 Μεσόγειος: χαρακτηριστικά, κυκλοφορία και αλληλεπίδραση με την ατμόσφαιρα Η Μεσόγειος είναι μια ημίκλειστη θάλασσα που συνδέεται με τον Ατλαντικό στα δυτικά μέσω του στενού του Γιβραλτάρ και με την Μαύρη Θάλασσα στα ανατολικά μέσω των Δαρδανελλίων, της Προποντίδας και του Βοσπόρου. Εκτείνεται στην περιοχή των γεωγραφικών πλατών 30 N-46 N και γεωγραφικών μηκών 6 W-36 E. Kαλύπτει μια περιοχή 2.5 εκατομμυρίων km 2 και περιέχει συνολικό όγκο 3.7 εκατομμυρίων km 3. Έχει μέσο βάθος 1500 m και μέγιστο βάθος σχεδόν 5.2 km στο Φρέαρ της Καλυψώς στο Ιόνιο Πέλαγος. Σχήμα 1: Χἀρτης βαθυμετρίας της Μεσογείου. Η κυκλοφορία στην Μεσόγειο μπορεί να περιγραφεί ως εξής. Τα επιφανειακά νερά που εισέρχονται από τον Ατλαντικό καθώς διαδίδονται ανατολικά γίνονται λόγω της εξάτμισης πυκνότερα με αποτέλεσμα να καταβυθίζονται στην θάλασσα της Λεβαντίνης. Tα βαθιά νερά της Μεσογείου διακρίνονται σε Eastern Mediterranean Deep Waters (που σχηματίζονται από τα βαθιά νερά του Αιγαίου και τα βαθιά νερά της Αδριατικής) και τα Western Mediterranean Deep Waters (που σχηματίζονται από τα Τυρρηνικά βαθιά νερά και τα βαθιά νερά του κόλπου του Λέοντα). Τα βαθιά νερά του Αιγαίου και της Αδριατικής ρέουν προς την δυτική Μεσόγειο μέσω του στενού της Σικελίας. 6

7 Σχήμα 2: Θερμοαλατική κυκλοφορία στην Μεσόγειο Όσον αφορά την αλληλεπίδραση της Μεσογείου με την ατμόσφαιρα, σε όλη την έκταση της, η εξάτμιση είναι πολύ μεγαλύτερη από τον υετό και τις εισροές ποταμών, με αποτέλεσμα να υπάρχει επιφανειακή εισροή νερού χαμηλής αλατότητας από τον Ατλαντικό στο στενό του Γιβραλτάρ και εκροή ψυχρότερου και μεγαλύτερης αλατότητας νερού σε μεγαλύτερο βάθος. To ισοζύγιο της θερμότητας είναι ελαφρώς αρνητικό που σημαίνει ότι η Μεσόγειος χάνει θερμότητα. Η απώλεια αυτή καθώς και η απώλεια φρέσκου νερού στην επιφάνεια εξισορροπούνται στα στενά του Γιβραλτάρ και των Δαρδανελλίων. 1.2 Οπτικές ιδιότητες των ωκεανών και θολερότητα Όταν το φως προσπίπτει στην επιφάνεια του νερού μπορεί να απορροφηθεί ή να σκεδαστεί. Η θολερότητα αποτελεί έναν δείκτη του πόσο καθαρό είναι το νερό (όσο μεγαλύτερη είναι η θολερότητα τόσο πιο θαμπό και αδιαφανές εμφανίζεται το νερό) του ωκεανού και σχετίζεται με το ποσοστό της προσπίπτουσας ακτινοβολίας που σκεδάζεται από μια στήλη νερού. Η θολερότητα του ανώτατου ωκεανού προέρχεται από ορισμένα συστατικά του νερού τα κυριότερα από τα οποία είναι το φυτοπλαγκτόν, η CDOM (colored dissolved organic matter) και τα οργανικά σωματίδια (detritus), η ανόργανη διαλυμένη ύλη και τα ανόργανα σωματίδια. Κάθε ένα από τα προαναφερθέντα υλικά επηρεάζει με διαφορετικό τρόπο τις οπτικές ιδιότητες του ωκεανού καθώς απορροφούν σε διαφορετικές περιοχές του φάσματος της ηλιακής ακτινοβολίας. 7

8 1.3 Ο συντελεστής K d (diffuse attenuation coefficient) Ο συντελεστής K d εκφράζει την εκθετική μείωση της διεισδύουσας στον ωκεανό ηλιακής ακτινοβολίας Ε d (λ) με το βάθος z και υπολογίζεται από τη σχέση: K d (z, λ) = 1 de d (z, λ) = d[ln[e d(z, λ)]] E d (λ) dz dz (1) Η τιμή του συντελεστή K d δείχνει το πόσο έντονη είναι η απόσβεση της ακτινοβολίας συγκεκριμένου μήκους κύματος μέσα στην υδάτινη στήλη. Η απόσβεση της ακτινοβολίας μέσα στο νερό συνδέεται άμεσα με την παρουσία σωματιδίων μέσα σε αυτό, τα οποία σκεδάζουν την ακτινοβολία, επομένως ο συντελεστής K d είναι ένας δείκτης της θολερότητας του νερού. Όσο μεγαλύτερη είναι η τιμή του συντελεστή τόσο μεγαλύτερη είναι η θολερότητα: Παραδείγματος χαρη, όταν K d 0.1/m τότε το βάθος απόσβεσης της ακτινοβολίας είναι 1/0.1=10 m. 1.4 Σημασία της θολερότητας Το ανώτατο τμήμα του ωκεανού και ιδιαίτερα η θερμοκρασία του παίζει πολύ σημαντικό ρόλο στις αλληλεπιδράσεις μεταξύ ωκεανού και ατμόσφαιρας. Η ηλιακή ακτινοβολία, καθώς διεισδύει στο νερό της θάλασσας απορροφάται κατά ένα μεγάλο ποσοστό στα πρώτα λίγα μέτρα του ωκεανού. Η ακτινοβολία όμως που διεισδύει βαθύτερα δεν μπορεί να εκπεμφθεί ξανά προς την ατμόσφαιρα με αποτέλεσμα να αυξάνει την θερμοκρασία του ανώτατου τμήματος του ωκεανού. Η θολερότητα παίζει σημαντικό ρόλο στις παραπάνω διαδικασίες καθώς επηρεάζει την κατακόρυφη κατανομή της θερμοκρασίας μέσα στο νερό: Σε καθαρά νερά η ακτινοβολία διεισδύει σε μεγαλύτερο βάθος από ότι σε νερά με μεγάλη θολερότητα. Επίσης, σημαντική θέρμανση του ανώτατου στρώματος του ωκεανού έχει ως αποτέλεσμα την δημιουργία κατακόρυφης ευστάθειας (νερό με μεγάλη πυκνότητα βρίσκεται κάτω από νερό με μικρότερη πυκνότητα) κάτι που δρα ανασταλτικά όσον αφορά τη δημιουργία τύρβης στο ανώτατο στρώμα του ωκεανού το οποίο, χαρακτηρίζεται από σταθερή θερμοκρασία, βρίσκεται υπό την επίδραση της ηλιακής ακτινοβολίας και συμμετέχει στις θερμικές ανταλλαγές ωκεανού-ατμόσφαιρας(στρώμα ανάμιξης). Συμπεραίνουμε λοιπόν ότι η απορρόφηση της θερμότητας στα ανώτατα θαλάσσια στρώματα επηρεάζει τόσο τις δυναμικές όσο και τις θερμοδυναμικές διεργασίες που λαμβάνουν χώρα στον ωκεανό. 1.5 Προηγούμενες μελέτες Ταξινόμηση υδάτινων μαζών με βάση τη θολερότητα Ο Secchi έφτιαξε το 1865 το πρώτο όργανο υπολογισμού της θολερότητας, έναν δίσκο ο οποίος βυθιζόταν στην θάλασσα και αναλόγως μέχρι ποιο βάθος ήταν ακόμα ορατός από την επιφάνεια γινόταν και ο υπολογισμός της θολερότητας του νερού (σχήμα 3). Οι Μorel και Prieur (1977) 1 ταξινόμησαν τις υδάτινες μάζες σε τύπου 1 και τύπου 2. Στα νερά τύπου 1 έχουμε υψηλή συγκέντρωση χλωροφύλλης ενώ στα νερά τύπου 2 κυριαρχούν τα ανόργανα σωματίδια σε σχέση με το φυτοπλαγκτόν. 8

9 Ο Jerlov (1978) 2 ταξινόμησε τις υδάτινες μάζες με βάση το βάθος απόσβεσης της ακτινοβολίας, δηλαδή την ποσότητα 1/K d, σε 5 τύπους καθαρών ωκεάνιων νερών (Ι,ΙΑ,ΙΒ,ΙΙ,ΙΙΙ) και σε 9 τύπους παράκτιων και πιο θολών νερών (1-9). Τα τελευταία χρόνια, η φασματική απορρόφηση και η σκέδαση της ακτινοβολίας από τον ωκεανό υπολογίζονται τηλεπισκοπικά με αποτέλεσμα να έχουμε μέσω δορυφόρων μια πιο ρεαλιστική εικόνα για την θολερότητα των υδάτινων μαζών. Σχήμα 3: Ο δίσκος του Secchi Μελέτες προσομοίωσης του ωκεανού Οι Simpson και Dickey (1981a) 3 χρησιμοποίησαν ένα μονοδιάστατο μοντέλο με ρύθμιση για υπολογισμό της απόκλισης της ροής της ηλιακής ακτινοβολίας και έδειξαν ότι η SST, το βάθος του στρώματος ανάμιξης (mixed layer depth: MLD), η τυρβώδης διάχυση της θερμότητας και οι μέσες οριζόντιες ταχύτητες εξαρτώνται από την απόκλιση της ηλιακής ακτινοβολίας. Στις προσομοιώσεις των Κantha και Clayson (1994) 4 η ημερήσια μεταβολή της SST εξαφανίστηκε όταν χρησιμοποιήθηκε ένας σταθερός καθαρός τύπος νερού (αντί για μεταβαλλόμενος). Oι Οhlmann et al. (1996) 5 χρησιμοποίησαν μηνιαία δεδομένα προερχόμενα από Coastal Zone Color Scanner (CZCS) με ένα πλήρως φασματικό μοντέλο ακτινοβολίας και έδειξαν ότι η διείσδυση της ηλιακής ακτινοβολίας στην θάλασσα παίζει σημαντικό ρόλο στο ισοζύγιο θερμότητας του στρώματος ανάμιξης των τροπικών περιοχών. Οι Schneider και Zhu (1998) 6 χρησιμοποίησαν στις προσομοιώσεις τους ένα σταθερό βάθος απόσβεσης (το βάθος μέχρι το οποίο διεισδύει η ηλιακή ακτινοβολία) των 15 m και χωρίς δεδομένα για την θολερότητα από δορυφόρο. Έδειξαν σε αυτή την μελέτη ότι το να ληφθεί υπ όψιν η διείσδυση της ηλιακής ακτινοβολίας στο νερό έχει μεγάλη σημασία για την ακριβή προσομοίωση της ημι-ετήσιας μεταβολής της SST στον ανατολικό ισημερινό Ειρηνικό. Οι Rochford et al. (2001) 7 χρησιμοποίησαν τον συντελεστή Κ d στα 490 nm για να κατασκευάσουν μέσες μηνιαίες τιμές για την απόσβεση της ακτινοβολίας η οποία χρησιμοποιείται από τους οργανισμούς για την διαδικασία της φωτοσύνθεσης. Έδειξαν ότι για την καλύτερη προσομοίωση της SST είναι σημαντικό να ληφθεί υπόψιν η θέρμανση του θαλάσσιου τμήματος κάτω από την επιφάνεια η οποία οφείλεται στην ηλιακή ακτινοβολία. Οι Μurtugudde et al. (2002) 8 χρησιμοποίησαν χωρικά μεταβαλλόμενα βάθη απόσβε- 9

10 σης τα οποία υπολογίστηκαν τηλεπισκοπικά μέσω της (προερχόμενης από το CZCS) συγκέντρωσης της χλωροφύλλης. Ο υπολογισμός της SST στις προσομοιώσεις τους ήταν πολύ πιο ακριβής όταν χρησιμοποιήθηκαν μέσες ετήσιες τιμές για το βάθος απόσβεσης αντί για την σταθερή τιμή των 17 m. Σύμφωνα με τον Sweeney (2005) 9 το MLD αυξάνεται από 3 έως 20 m όταν η διεισδύουσα ακτινοβολία αυξάνεται κατά 10-18% στις υποτροπικές και τροπικές περιοχές, ενώ όταν η διείσδυση της ηλιακής ακτινοβολίας λήφθηκε υπόψιν στις προσομοιώσεις του Bozec (2005) 10 παρατηρήθηκαν σημαντικές αλλαγές στο ετήσιο ισοζύγιο μετασχηματισμού υδάτινων μαζών στην Μεσόγειο. Σε προηγούμενη μελέτη 11 πραγματοποιήθηκαν πειράματα για κάθε ένα από τα οποία θεωρήθηκε ότι τα επιφανειακά νερά της Μεσογείου ανήκουν σε μια διαφορετική ομάδα της ταξινόμησης κατά Jerlov. Οι διαφορετικοί τύποι νερού της ταξινόμησης αυτής παραμετροποιήθηκαν ως εξής: Jerlov water type I IA IB II III TR K d Η διαφορά στην θερμοκρασία μεταξύ του πειράματος στο οποίο εφαρμόστηκε o τύπος Ι (καθαρά νερά) και αυτού στο οποίο εφαρμόστηκε o τύπος ΙΙΙ (θολά νερά) ήταν 0.7 C, το βάθος του στρώματος ανάμιξης είναι κατά 11 m ρηχότερο (κατά τη διάρκεια του χειμώνα) ενώ οι απώλειες θερμότητες αυξήθηκαν κατά 5 W/m 2 και παρουσίασαν μειωμένη εποχιακή μεταβλητότητα. Από τα αποτελέσματα των παραπάνω ερευνών συμπεραίνουμε ότι η θολερότητα όντως επιδρά στην δομή, τη δυναμική και τα θερμοδυναμικά χαρακτηριστικά του ωκεανού και θα πρέπει να λαμβάνεται υπ όψιν σε μελέτες προσομοίωσης του ωκεανού. Στην εργασία αυτή θα μελετήσουμε την επίδραση αυτή στην Μεσόγειο θάλασσα, χρησιμοποιώντας δεδομένα για τον K d τα οποία προέρχονται από δορυφόρο, μας δίνουν δηλαδή μια ρεαλιστική εικόνα για την θολερότητα των νερών της Μεσογείου. 10

11 2 Μεθοδολογία 2.1 Το μοντέλο Για τη διεξαγωγή των πειραμάτων χρησιμοποιήσαμε το Princeton Ocean Model (POM) (Blumberg and Mellor 12, 1987). Το POM είναι ένα τρισδιάστατο, πρωταρχικών εξισώσεων, εξαρτώμενο από τον χρόνο, σίγμα συντεταγμένων κι ελεύθερης επιφάνειας μοντέλο ωκεάνιας κυκλοφορίας. Οι εξισώσεις που συνθέτουν την βάση του POM υπολογίζουν την ταχύτητα, την ανύψωση της επιφάνειας της θάλασσας και τα πεδία της θερμοκρασίας και της αλατότητας. Οι εξισώσεις έχουν απλοποιηθεί με την υδροστατική και την κατά Boussinesq προσέγγιση και είναι οι εξής: U i x i = 0 (2) (U, V ) t T t + [U, T ] x i S t + [U, S] x i + [U i(u, V )] x i + f( V, U) = 1 ρ 0 [ p x, p = [KH T z ] + R s z z + F T + y ] + [K M z (U,V ) z ] + (F U, F V ) (3) 1 r + (z) (T CLIM T ) (4) = [K S H z ]] + F S + 1 (S CLIM S) (5) z r (z) Όπου K M, K H οι συντελεστές κατακόρυφης διάχυσης και T CLIM, S CLIM οι κλιματολογικές τιμές της θερμοκρασίας και της αλατότητας αντίστοιχα. Οι όροι ιξώδους και οριζόντιας διάχυσης ορίζονται ως: όπου και όπου V + ( V ) T 2 F x = (Hτ xx)] x F y = (Hτ xy) x τ xx = 2A M U x + (Hτ xy) y + (Hτ yy) y τ xy = τ yx = A M ( U y + V x ) (9) τ yy = 2A M V y (6) (7) (8) (10) A M = C x y 1 2 V + ( V )T (11) = [( u x )2 + ( v x + u y )2 + ( v y )2 ] 1/2 (12) 11

12 Επίσης, F Φ = (Hq x) x φ q x = A H x φ q y = A H y + (Hq y) y (13) (14) (15) oπου το φ αντιπροσωπεύει την δυνητική θερμοκρασία, την αλατότητα, την τυρβώδη κινητική ενέργεια και την κλίμακα μήκους ανάπτυξης της τύρβης. Η παράμετρος R S αντιπροσωπεύει την ηλιακή ακτινοβολία που διεισδύει στην υδάτινη στήλη. K M, K H είναι οι συντελεστές κατακόρυφης ανάμιξης (vertical mixing coefficients) για την ορμή και για τα βαθμωτά μεγέθη(θερμοκρασία, αλατότητα) αντίστοιχα και A H ο συντελεστής οριζόντιας διάχυσης (horizontal diffusion coefficient). Oι σίγμα συντεταγμένες ακολουθούν την τοπογραφία του βυθού της Μεσογείου, συνεπώς η χρήση τους είναι απαραίτητη για την πιο ακριβή προσομοίωση περιοχών με απότομη τοπογραφία. Παράγονται από τις καρτεσιανές συντεταγμένες με τον εξής μετασχηματισμό: x = x (16) y = y (17) σ = z η H + η (18) t = t (19) 12

13 Σχήμα 4: Το σύστημα των σίγμα συντεταγμένων To POM έχει ξεχωριστό χρονικό βήμα (time step) για το external και το internal mode. To external mode είναι δύο διαστάσεων και χρησιμοποιεί σύντομο χρονικό βήμα το οποίο βασίζεται στην συνθήκη ευστάθειας CFL (Courant-Friedrichs-Lewy) και στην ταχύτητα εξωτερικού κύματος, ενώ το internal mode είναι τριών διαστάσεων και χρησιμοποιεί μεγάλο χρονικό βήμα που βασίζεται στην συνθήκη CFL και την ταχύτητα εσωτερικού κύματος. Με αυτόν τον διαχωρισμό επιτυγχάνεται ο υπολογισμός της ανύψωσης της επιφάνειας της θάλασσας ξεχωριστά από τον υπολογισμό της ταχύτητας και των θερμοδυναμικών παραμέτρων, με αποτέλεσμα να υπάρχει σημαντικό κέρδος υπολογιστικού χρόνου. Η συνθήκη σταθερότητας CFL περιορίζει το χρονικό βήμα στις κατακόρυφα ολοκληρωμένες εξισώσεις του external mode ως εξής: όπου t E 1 1 C t δx δy 2 1/2 (20) C t = 2(gH) 1/2 + U max (21) όπου U max είναι η αναμενόμενη μέγιστη ταχύτητα. Αντίστοιχα για το internal mode το 13

14 χρονικό βήμα περιορίζεται ως εξής: t I 1 1 C t δx δy 2 1/2 (22) όπου C T είναι η ταχύτητα του κύματος που δίνεται από την: C T = 2C + U max (23) Η C είναι η μέγιστη ταχύτητα εσωτερικών κυμάτων βαρύτητας και η U max η μέγιστη ταχύτητα μεταφοράς. To κλάσμα Δt I /Δt E παίρνει τιμή από 30 μέχρι 80 ή ακόμα και μεγαλύτερη για τυπικές παράκτιες συνθήκες. Η οριζόντια διάχυση της ορμής, της θερμοκρασίας και της αλατότητας επιβάλλει ακόμα ένα όριο για το χρονικό βήμα: t I 1 4A 1 x y 2 1/2 (24) όπου το Α μπορεί να είναι είτε A M για την ορμή είτε A H για τα βαθμωτά μεγέθη ενώ ακόμα ένας περιορισμός επιβάλλεται από την περιστροφή της Γης: t I < 1 2ΩsinΦ όπου Ω η γωνιακή ταχύτητα της Γης και Φ το γεωγραφικό πλάτος 2.2 Αρχικές και οριακές συνθήκες Η περιοχή προσομοίωσης εκτείνεται μεταξύ των γεωγραφικών πλατών N N και μεταξύ των γεωγραφικών μηκών 7 W E. Ορίστηκε χωρική ανάλυση 1/8 x 1/8 (13.5 km x 13.5 km) αποτελούμενη από 347 grid boxes στην διεύθυνση ανατολής-δύσης και 125 grid boxes στην διεύθυνση βορρά-νότου. Στον κατακόρυφο άξονα το μοντέλο έχει 20 επίπεδα σίγμα (σ-layers) ενώ υπάρχει ρύθμιση για ανοιχτό όριο στα δυτικά ώστε να συμπεριλαμβάνεται στους υπολογισμούς η ροή νερού από τον Ατλαντικό μέσω του στενού του Γιβραλτάρ. Οι αρχικές και οριακές συνθήκες προέρχονται από την βάση δεδομένων θερμοκρασίας, αλατότητας και βιοχημικών παραμέτρων MEDAR/MEDATLAS Η βαθυμετρία της λεκάνης προέρχεται από την βάση δεδομένων του ναυτικού των Η.Π.Α (U.S. Navy Digital Bathymetry Data Base, DBDB5) με χωρική ανάλυση 1/12 x 1/12. Tα ατμοσφαιρικά στοιχεία (ταχύτητα ανέμου, σχετική υγρασία, θερμοκρασία αέρα, εξάτμιση, ηλιακή ακτινοβολία και νεφοκάλυψη) προέρχονται από την βάση δεδομένων του European Centre of Medium Range Weather Forecasts (ECMWF), έχoυν χωρική ανάλυση 1 x 1 circ και αφορούν τα έτη Τα δεδομένα για την βροχόπτωση προέρχονται από την χρονοσειρά Jaeger 1976 και έχουν οριζόντια ανάλυση 5 x 2.5. Ως οριακές συνθήκες στην διεπιφάνεια θάλασσας ατμόσφαιρας το POM χρησιμοποιεί τις επιφανειακές ροές ορμής, θερμοκρασίας, αλατότητας και την προσπίπτουσα στην επιφάνεια του ωκεανού ηλιακή ακτινοβολία. H επιφανειακή ροή θερμότητας εκφράζεται με την εξίσωση: (25) Q = Q S Q B H a LE a (26) 14

15 όπου Q S η προς τα κάτω ροή ηλιακής ακτινοβολίας, Q B η μεγάλου μήκους κύματος ακτινοβολίας που εκπέμπεται από την επιφάνεια της θάλασσας, H a η ροή αισθητής θερμότητας και LE a η ροή λανθάνουσας θερμότητας. Η Q S υπολογίζεται από την εξίσωση (Rosa and Miyakoda, 1988) 13 : Q S = Q tot (1 0.62C β)(1 α) (27) όπου Q tot η συνολική ροή ηλιακής ακτινοβολίας που προσπίπτει στην επιφάνεια της θάλασσας σε περίπτωση μηδενικής νεφοκάλυψης, C η νεφοκάλυψη σε δέκατα, β το ηλιακό μεσημβρινό υψόμετρο και α η λευκαύγεια. H Q B υπολογίζεται από την εξίσωση (Bignami et al., 1995) 14 Q B = εσt S 4 σt A 4 ( e A )( C 2 ) (28) όπου ε είναι ο συντελεστής εκπομπής του ωκεανού, σ η σταθερά Stefan-Boltzmann, T S η επιφανειακή θερμοκρασία της θάλασσας, η θερμοκρασία της ατμόσφαιρας και e A η τάση ατμών, η οποία συνδέεται με την σχετική υγρασία r σύμφωνα με την εξίσωση: όπου e sat η τάση κορεσμένων ατμών. Η H a και η LE a υπολογίζονται από τις σχέσεις: e A = re sat T A (29) H a = ρ A c P C H V (T S T S ) (30) LE a = ρ A C E V (e sat T S re sat T A ) p A (31) όπου ρ A η πυκνότητα του αέρα, V η ταχύτητα του αέρα σε ύψος 10 m πάνω από την θάλασσα, p A η ατμοσφαιρική πίεση και C H, C E τυρβώδεις συντελεστές με τιμή 2.1 x Η οριακή συνθήκη για την ορμή στην διεπιφάνεια θάλασσας-ατμόσφαιρας είναι η εξής: K M u z z=0 = τ ρ όπου K M ο συντελεστής μεταφοράς της ορμής τ η τάση ανέμου και ρ η επιφανειακή πυκνότητα. Η τάση του ανέμου υπολογίζεται από την σχέση: (32) τ = ρ A C D V 2 (33) όπου ρ A η πυκνότητα του αέρα, V η τα χύτητα του αέρα σε ύψος 10 m από την επιφάνεια της θάλασσας και C D συντελεστής που λαμβάνει υπόψιν του την τριβή του αέρα με την υποκείμενη επιφάνεια. 2.3 Διεισδύουσα ακτινοβολία και θολερότητα Η ηλιακή ακτινοβολία που διεισδύει στο νερό της θάλασσας εξασθενεί με το βάθος σύμφωνα με τη σχέση: Rad = SW rad T Re (K dz) (34) 15

16 όπου SW rad η μικρού κύματος ακτινοβολία, και Z το βάθος. Το ΤR είναι ένα ποσοστό της ακτινοβολίας, που απορροφάται στην επιφάνεια της θάλασσας σύμφωνα με τις επιφανειακές οριακές συνθήκες του μοντέλου, και η τιμή του εξαρτάται από τον K d σύμφωνα με τον πίνακα: K d < <K d < <K d < <K d <0.1 K d >0.1 TR Ο K d (diffuse attenuation coefficient) είναι ο συντελεστής που δείχνει πόσο έντονη είναι η απόσβεση της ακτινοβολίας στην υδάτινη στήλη, είναι ένας δείκτης δηλαδή της θολερότητας του ωκεανού. Για τις προσομοιώσεις της παρούσας εργασίας, τα δεδομένα για τον K d προέρχονται από δορυφόρο (netcdf files), αφορούν όλη την υδρόγειο, είναι μηνιαία και η χωρική ανάλυσή τους είναι 1/12 x 1/12. Προσαρμόσαμε τα 12 μηνιαία αρχεία με τα δεδομένα για τον K d ώστε να αφορούν αποκλειστικά την γεωγραφική περιοχή την οποία προσομοιώνει το μοντέλο, ενώ με interpolation αλλάξαμε και την ανάλυσή τους ώστε να συμπίπτει με αυτή του POM. Στην συνέχεια από τα 12 μηνιαία αρχεία υπολογίσαμε μια μέση ετήσια τιμή. Έχουμε πλέον ένα αρχείο που έχει στοιχεία κάθε ένα από τα οποία αντιπροσωπεύουν την μέση ετήσια τιμή του K d για κάθε grid box του μοντέλου. Με αυτόν τον τρόπο, στις προσομοιώσεις του μοντέλου λαμβάνουμε υπόψιν μια προσέγγιση της ρεαλιστικής θολερότητας των νερών της Μεσογείου. 16

17 Σχήμα 5: Χωρική κατανομή του βάθους απόσβεσης τοης ακτινοβολίας στην Μεσόγειο. Θεωρούμε ως βάθος απόσβεσης την ποσότητα 1/K d. Όσο μεγαλύτερη η τιμή του τόσο μικρότερη είναι η θολερότητα των νερών 3 Αποτελέσματα Στο κεφάλαιο αυτό παρουσιάζονται τα αποτελέσματα του πειράματος που πραγματοποιήσαμε συγκρίνοντας τα με τα αντίστοιχα αποτελέσματα πειράματος στο οποίο χρησιμοποιήθηκε σταθερή τιμή για τον συντελεστή K d για ολόκληρη την Μεσόγειο, ίση με /m (οπτικός τύπος Ι κατά Jerlov, καθαρά νερά). Oι προσομοιώσεις είχαν διάρκεια 30 έτη και ξεκίνησαν από τον μήνα Αύγουστο. 3.1 Κινητική ενέργεια Όσον αφορά την κινητική ενέργεια της Μεσογείου παρατηρούμε (σχήμα 6) ότι τα αποτελέσματά μας δίνουν τιμή μεγαλύτερη από αυτά του default πειράματος. Κάτι που σημαίνει ότι αυξανόμενης της θολερότητας των νερών αυξάνεται και η μέση κινητική ενέργεια της λεκάνης. Βλέπουμε επίσης ότι η μεγάλη μεταβολή που δημιουργήθηκε κατά την έναρξη της προσομοίωσης αποσβένεται μέσα στα πρώτα 7-10 χρόνια του τρεξίματος με αποτέλεσμα τα τελευταία περίπου 20 χρόνια η λεκάνη να βρίσκεται σε σταθερή κατάσταση (steady state). 17

18 Σχήμα 6: Χρονοσειρά μέσης κινητικής ενέργειας της λεκάνης της Μεσογείου 3.2 Επιφανειακή ροή θερμότητας Όταν χρησιμοποιείται ο κλασικός τύπος ροής θερμότητας τα αποτελέσματα δίνουν πολύ μεγάλο κέρδος θερμότητας (20-30 W/m 2 ) για την Μεσόγειο θάλασσα. Για να εξισορροπήσουμε την μεγάλη αυτή απόκλιση, επεξεργαζόμαστε τους όρους που σχετίζονται με την ροή θερμότητας έτσι ώστε τελικά προκύπτουν απώλειες θερμότητας ( W/m 2 για 30 χρόνια τρεξίματος) για το default πείραμα, κάτι που ανταποκρίνεται στο πραγματικό ισοζύγιο θερμότητας της Μεσογείου. Οι θετικές τιμές της επιφανειακής ροής θερμότητας δείχνουν ότι η ατμόσφαιρα δίνει θερμότητα στον ωκεανό (με αποτέλεσμα αυτός να θερμαίνεται), ενώ αρνητικές τιμές δείχνουν ότι η ροή της θερμότητας γίνεται με τον αντίστροφο τρόπο, από τον ωκεανό προς την ατμόσφαιρα (άρα ο ωκεανός ψύχεται). Τα μέγιστα του αντίστοιχου διαγράμματος (σχήμα 7) αντιπροσωπεύουν τα καλοκαίρια, όποτε η ροή της θερμότητας από την ατμόσφαιρα προς τον ωκεανό (άρα και η θέρμανση του ωκεανού) είναι μέγιστη, ενώ τα ελάχιστα αντιπροσωπεύουν τους χειμώνες, όποτε η ροή θερμότητας (άρα και η ψύξη του ωκεανού) είναι μέγιστη. Παρατηρούμε ότι στο ρεαλιστικό πείραμα, η Μεσόγειος παίρνει λιγότερη θερμότητα από την ατμόσφαιρα το καλοκαίρι και δίνει λιγότερη θερμότητα σε αυτήν το χειμώνα, σε σχέση με το default πείραμα. Η εξήγηση για την διαφορά αυτή δίνεται από τα αποτελέσματα που αφορούν την θερμοκρασία του επιφανειακού στρώματος της Μεσογείου, τα οποία παρουσιάζονται στο κεφάλαιο

19 Σχήμα 7: Χρονοσειρά επιφανειακής ροής θερμότητας της λεκάνης της Μεσογείου 3.3 Ροή φρέσκου νερού Οι θετικές τιμές στην χρονοσειρά της ροής φρέσκου νερού (σχήμα 8) δείχνουν ότι τους συγκεκριμένους μήνες η εξάτμιση είναι μεγαλύτερη από την βροχόπτωση ενώ οι αρνητικές τιμές δείχνουν το αντίστροφο. Τα μέγιστα του διαγράμματος αντιπροσωπεύουν τα καλοκαίρια όποτε η εξάτμιση είναι μέγιστη εξαιτίας της μεγάλης ηλιοφάνειας και η βροχόπτωση ελάχιστη ενώ τα ελάχιστα τους χειμώνες όποτε η εξάτμιση είναι ελάχιστη και η βροχόπτωση μέγιστη. Φαίνεται από το διάγραμμα, ότι όταν χρησιμοποιείται η πραγματική θολερότητα της Μεσογείου, η εξάτμιση αυξάνεται το καλοκαίρι και μειώνεται τον χειμώνα, σε σχέση με το αν ολόκληρη η Μεσόγειος καλυπτόταν από τελείως καθαρά νερά. Όπως φαίνεται από τον πίνακα 1, η αύξηση της εξάτμισης το καλοκαίρι είναι μεγαλύτερη από την μείωσή της τον χειμώνα. 19

20 Σχήμα 8: Χρονοσειρά ροής φρέσκου νερού για την λεκάνη της Μεσογείου. Πίνακας 1: Mέσες τιμές κινητικής ενέργειας, επιφανειακής ροής θερμότητας και ροής φρέσκου νερού Experiment Kinetic energy (J) Qnet (W/m 2 ) Fresh water flux (m/s) Actual turbidity Default Αλατότητα Για την μέση αλατότητα της λεκάνης της Μεσογείου παρατηρούμε (σχήμα 9) ότι δεν υπάρχει κάποια ουσιαστική διαφορά μεταξύ των αποτελεσμάτων των δύο πειραμάτων. Το ίδιο φαίνεται και από το αντίστοιχο διάγραμμα της αλατότητας για τα 8 πρώτα μέτρα της Μεσογείου (σχήμα 10), καθώς οι διαφορές μεταξύ των αποτελεσμάτων των δυο πειραμάτων δεν ξεπερνούν τις 0.01 μονάδες 20

21 Σχήμα 9: Χρονοσειρά μέσης αλατότητας της λεκάνης της Μεσογείου 21

22 Σχήμα 10: Χρονοσειρά μέσης αλατότητας για τα πρώτα 8 μέτρα της Μεσογείου 3.5 Θερμοκρασία Συγκρίνοντας τις χρονοσειρές της μέσης θερμοκρασίας της Μεσογείου για τα δύο πειράματα (σχήμα 11) βλέπουμε ότι για την ρεαλιστική θολερότητα υπάρχει μια γενική ψύξη της λεκάνης. Από τα αντίστοιχα γραφήματα για τα 8 πρώτα μέτρα της Μεσογείου (σχήμα 12) καθώς και από το διάγραμμα με τις διαφορές της θερμοκρασίας ανάμεσα στα δυο πειράματα για το συγκεκριμένο στρώμα (σχήμα 13) παρατηρούμε ότι τα αποτελέσματα του ρεαλιστικού πειράματος εμφανίζουν υψηλότερη θερμοκρασία το καλοκαίρι και χαμηλότερη το χειμώνα από αυτά του default πειράματος. Κάτι τέτοιο εξηγείται από το γεγονός ότι όταν η θολερότητα είναι αυξημένη τότε η ακτινοβολία διεισδύει σε μικρότερο βάθος σε σχέση με την περίπτωση των καθαρών νερών. Έτσι η ακτινοβολία κατανέμεται σε μικρότερο όγκο νερού με αποτέλεσμα να θερμαίνει περισσότερο το ρηχό αυτό επιφανειακό στρώμα. Το καλοκαίρι λοιπόν που μεγάλα ποσά ακτινοβολίας προσπίπτουν στην επιφάνεια της Μεσογείου έχουμε υψηλότερες θερμοκρασίες για νερά αυξημένης θολερότητας. Σύμφωνα με τον Newton s law of cooling, ο βαθμός μεταβολής της θερμοκρασίας ενός σώματος είναι ανάλογος της διαφοράς της θερμοκρασίας του με αυτή των σωμάτων γύρω του. Συνεπώς, ένα θερμότερο το καλοκαίρι επιφανειακό στρώμα θα έχει και μεγαλύτερες απώλειες θερμότητας, κάτι που θα οδηγήσει σε μεγαλύτερη ψύξη του τον χειμώνα. Ως αποτέλεσμα, η Μεσόγειος δεν αποδίδει μεγάλα ποσά θερμότητας στην ατμόσφαιρα σε σχέση με το αν τα νερά της ήταν τελείως καθαρά. Το καλοκαίρι, αντίστοιχα, το επιφανειακό στρώμα είναι θερμότερο όταν η θολερότητα αυξάνεται, με αποτέλεσμα 22

23 η διαφορά θερμοκρασίας του με την θερμοκρασία του αέρα να μην είναι μεγάλη, κάτι που οδηγεί σε ασθενέστερη ροή θερμότητας από την ατμόσφαιρα προς την θάλασσα, σε σχέση με την περίπτωση που ολόκληρη η Μεσόγειος καλυπτόταν από τελείως καθαρά νερά. Εξηγείται έτσι η μορφή του σχήματος 7. Επίσης, το γεγονός ότι για μεγαλύτερη θολερότητα έχουμε θερμότερο το καλοκαίρι και ψυχρότερο τον χειμώνα επιφανειακό στρώμα εξηγεί το γιατί το καλοκαίρι έχουμε μεγαλύτερη και το χειμώνα μικρότερη εξάτμιση σε σχέση με το αν τα νερά ήταν τελείως καθαρά. Σχήμα 11: Χρονοσειρά μέσης θερμοκρασίας της λεκάνης της Μεσογείου 23

24 Σχήμα 12: Χρονοσειρά μέσης θερμοκρασίας για τα πρώτα 8 μέτρα της Μεσογείου 24

25 Σχήμα 13: Xρονοσειρά διαφοράς θερμοκρασίας μεταξύ του πειράματος της για τα πρώτα 8 μέτρα της Μεσογείου (πείραμα παρούσας μελέτης - default πείραμα.) Από ότι βλέπουμε στην χρονοσειρά της θερμοκρασίας για το στρώμα m (σχήμα 14) για την ρεαλιστική θολερότητα η θερμοκρασία μειώνεται. Η ψύξη αυτή είναι πιο έντονη το καλοκαίρι από ότι φαίνεται και από το σχήμα 15. Τα μεγάλα ποσά ηλιακής ακτινοβολίας που διεισδύουν τότε στον ωκεανό, εξασθενούν στα πρώτα λίγα μέτρα όταν η θολερότητα είναι αυξημένη, ενώ όταν τα νερά είναι καθαρά, η ακτινοβολία φτάνει βαθύτερα, μέχρι και το στρώμα m (Κ d =0.037 άρα βάθος απόσβεσης = 1/0.037 =27 m). 25

26 Σχήμα 14: Χρονοσειρά μέσης θερμοκρασίας για το στρώμα m. Το σχήμα 16 δείχνει την χωρική κατανομή της επιφανειακής θερμοκρασίας (1 μέτρο βάθος) όπως αυτή προέκυψε από τα αποτελέσματα του ρεαλιστικού πειράματος, ενώ το σχήμα 17 δείχνει την χωρική κατανομή της διαφοράς της επιφανειακής θερμοκρασίας μεταξύ του ρεαλιστικού και του default πειράματος, κατά το τελευταίο έτος του τρεξίματος. Παρατηρούμε ότι η διαφορά αυτή είναι σημαντική, καθώς η θερμοκρασία είναι μέχρι και κατά 0.6 C υψηλότερη στο ρεαλιστικό πείραμα σε κάποιες περιοχές και μέχρι και κατά 0.9 C υψηλότερη στο default πείραμα σε κάποιες άλλες. Οι περιοχές που παρουσιάζουν την μεγαλύτερη διαφορά είναι οι εξής: Περιοχή στον κόλπο του Λέοντα όπου η θερμοκρασία του πειράματός μας είναι κατά 0.6 C υψηλότερη από αύτη του default πειράματος και ακριβώς στα δυτικά της περιοχή που η θερμοκρασία του default πειράματος είναι κατά C υψηλότερη από αυτή του δικού μας πειράματος. Άλλες περιοχές με αξιοσημείωτη διαφορά είναι η περιοχή νότια της Μαγιόρκα όπου παρατηρείται διαφορά 0.6 C υπέρ του πειράματός μας και η περιοχή του ανατολικού Αιγαίου και νοτιοδυτικά της Κρήτης όπου παρατηρείται διαφορά 0.7 C υπέρ του default πειράματος. Η ψύξη που παρατηρείται στις προαναφερθείσες περιοχές δεν συμφωνεί με τα αποτελέσματα για το επιφανειακό στρώμα, του οποίου η θερμοκρασία αυξάνεται όταν χρησιμοποιείται η ρεαλιστική θολερότητα των νερών της Μεσογείου. Η αντίφαση αυτή εξηγείται από το γεγονός ότι η κατακόρυφη κίνηση βαθέων και κρύων υδάτων προς την επιφάνεια (upwelling) στις συγκεκριμένες περιοχές, εξαλείφει την θέρμανση που παρατηρείται γενικά στο επιφανειακό στρώμα. 26

27 Σχήμα 15: Χρονοσειρά διαφοράς θερμοκρασίας για το στρώμα m (πείραμα παρούσας μελέτης - default πείραμα) 27

28 Σχήμα 16: Χωρική κατανομή μέσης επιφανειακής (SST) θερμοκρασίας της Μεσογείου κατά το τελευταίο έτος τρεξίματος του μοντέλου 28

29 Σχήμα 17: Χωρική κατανομή διαφοράς της επιφανειακής (SST) θερμοκρασἰας κατα το τελευταίο έτος τρεξίματος του μοντέλου (πείραμα παρόυσας μελέτης - default πείραμα) Πίνακας 2: Mean basin, top 8 meters and m layer temperatures Experiment Βasin temperature ( C) Top 8 meters temperature ( C) m layer temperature ( C) Actual turbidity Default Βάθος στρώματος ανάμιξης Στη χρονοσειρά των διαφορών του βάθους του MLD μεταξύ του πειράματός μας και του default πειράματος (σχήμα 19), οι θετικές τιμές δείχνουν ότι το MLD είχε μεγαλύτερη τιμή στο πείραμά μας από ότι στο default ενώ οι αρνητικές τιμές δείχνουν τι αντίστροφο. Παρατηρούμε ότι η διαφορά αυτή παρουσιάζει εποχική διακύμανση: Τα καλοκαίρια, όταν λαμβάνουμε υπ όψιν την ρεαλιστική θολερότητα της Μεσογείου το στρώμα ανάμιξης ρηχαίνει ελαφρώς (περίπου 4 m ρηχότερο στο πείραμά μας σε σχέση με το default). Bλέπουμε ακολούθως ότι κατα το φθινόπωρο το στρώμα ανάμιξης είναι ελαφρώς βαθύτερο (1-3 m) για το πείραμά μας, ενώ την άνοιξη η διαφορά είναι αμελητέα. Τους χειμώνες, όμως υπάρχει σημαντική μείωση του MLD, καθώς βλέπουμε ότι οι τιμές του default πειράματος είναι κατά m μεγαλύτερες από αυτές του ρεαλιστικού πειράματος. Κάτι τέτοιο είναι αναμενόμενο αφού όταν η θολερότητα είναι αυξημένη η ακτινοβολία διεισδύει σε μικρό σχετικά βάθος, με αποτέλεσμα το στρώμα 29

30 στο οποίο κυριαρχούν οι τυρβώδεις κινήσεις και η ανάμιξη (δηλαδή το στρώμα ανάμιξης) να έχει μικρό βάθος. Αυτό το φαινόμενο εντείνεται το χειμώνα, όταν δηλαδή η ηλιακή ακτινοβολία είναι σχετικά ασθενής, άρα διεισδύει μέχρι ακόμα μικρότερο βάθος μέσα στον ωκεανό. Σχήμα 18: Χρονοσειρά μέσου βάθους ανάμιξης για την λεκάνη της Μεσογείου 30

31 Σχήμα 19: Χρονοσειρά διαφοράς του βάθους στρώματος ανάμιξης (πείραμα παρούσας μελέτης - default πείραμα) 4 Συμπεράσματα Στην παρούσα μελέτη, εξετάσαμε την επίδραση της επιφανειακής θολερότητας των νερών της Μεσογείου στην θερμοκρασία της, την αλατότητά της, την στρωμάτωσή της, την κινητική της ενέργεια και τις ροές θερμότητας και φρέσκου νερού από και προς την ατμόσφαιρα. Για τον σκοπό αυτό συγκρίναμε τα αποτελέσματα δύο πειραμάτων: Στο πρώτο (default πείραμα) θεωρούμε ότι ολόκληρη η Μεσόγειος καλύπτεται από νερά ελάχιστης θολερότητας (οπτικός τύπος νερού I κατά Jerlov) και ο συντελεστής K d είναι σταθερός για όλη την επιφάνειά της και ίσος με (άρα βάθος απόσβεσης της ακτινοβολίας =1/0.037=27 m). Στο δεύτερο πείραμα για τον υπολογισμό της θολερότητας στην προσομοίωση του POM χρησιμοποιήσαμε δεδομένα πεδίου για τον Kd τα οποία προέρχονται από δορυφόρο. Έτσι, για κάθε grid box του μοντέλου υπάρχει μια διαφορετική τιμή του Kd, η οποία ανταποκρίνεται, έστω και προσεγγιστικά στην πραγματική θολερότητα των νερών της Μεσογείου. Χρησιμοποιώντας την ρεαλιστική θολερότητα της Μεσογείου, συμπεραίνουμε τα εξής: Η λεκάνη παρουσιάζει ψύξη της τάξης του 0.1. Το επιφανειακό στρώμα (0-8 m) όμως παρουσιάζει εντονότερη εποχιακή μεταβλητότητα και γίνεται θερμότερο το καλοκαίρι και ψυχρότερο το χειμώνα, κατά περίπου 0.2. To στρώμα Η επιφανειακή θερμοκρασία παρουσιάζει αξιοσημείωτες μεταβολές καθώς είναι υψηλότερη ακόμα και κατά 0.6 σε ορισμένες περιοχές (Kόλπος του Λέοντα, νοτιοδυτικά της Μαγιόρκα) και χαμηλό- 31

32 τερη κατά (βόρεια της Μαγιόρκα, νοτιοδυτικά της Κρήτης, ανατολικό Αιγαίο) σε κάποιες άλλες. Η αλατότητα της Μεσογείου φαίνεται πως δεν επηρεάζεται από την θολερότητα των νερών καθώς οι διαφορές μεταξύ των αποτελεσμάτων των δυο πειραμάτων είναι απειροελάχιστες. Οι απώλειες θερμότητας προς την ατμόσφαιρα είναι κατά μέσο όρο 1.1 W/m 2 μεγαλύτερες, ενώ η εποχιακή διακύμανση της επιφανειακής ροής θερμότητας είναι μειωμένη. Η κινητική ενέργεια είναι ελαφρώς αυξημένη (7 x 10-5 J) ενώ το ίδιο συμβαίνει κα για την εξάτμιση ( m/s). Το βάθος του στρώματος ανάμιξης μειώνεται κατά m κατά τη διάρκεια του χειμώνα. Τον υπόλοιπο χρόνο παρατηρούνται μικρότερες αυξομειώσεις (από 3 m μεγαλύτερο το φθινόπωρο έως 4 μέτρα μικρότερο το καλοκαίρι). Το συμπέρασμα που προκύπτει από την παρούσα μελέτη είναι ότι η θολερότητα επηρεάζει σε σημαντικό βαθμό την εποχιακή διακύμανση της θερμοκρασίας, της ροής θερμότητας από και προς την ατμόσφαιρα και το βάθος του στρώματος ανάμιξης στην Μεσόγειο θάλασσα. Η επίδρασή της στην αλατότητα, την κινητική ενέργεια και την ροή φρέσκου νερού είναι λιγότερο σημαντική. Για ακόμα πιο έγκυρα αποτελέσματα στο μέλλον προτείνεται να ληφθούν υπ όψιν στις προσομοιώσεις όσο το δυνατόν περισσότεροι παράγοντες που επηρεάζουν την θολερότητα καθώς και η εποχιακή μεταβολή της. 5 Βιβλιογραφία 1. Analysis of variations in ocean color. Morel, Prieur, Classification of sea water in terms of quanta irradiance. Jerlov, The Relationship between Downward Irradiance and Upper Ocean Structure. Dickey, Simpson, An improved mixed layer model for geophysical applications. Kantha, Clayson, Solar radiation, phytoplankton pigments and radiant heating of the equatorial. Siegel, Ohlmann, Washburn, Bidigare, Nosse, Fields, Zhou, Sensitivity of the simulated annual circle of sea surface temperature in the equatorial Pacific to sunlight penetration. Schneider, Zhu, Importance of solar subsurface heating in ocean general circulation models. Rochford, Kara, Wallcraft, Arnone, Effects of penetrative radiation on the upper tropical circulation. Murtugudde, Beauchamp, McClain, Lewis, Busalacchi, Impacts of Shortwave Penetration Depth on the Large-Scale Ocean Circulation and Heat Transport. Sweeney, Gnanadesikan, Griffies, Harrison, Rosati, Samuels, Impact of penetrative solar radiation on the diagnosis of water mass transformation in the Mediterranean Sea. Bozec, Boumet-Aubertot, Iudicone, Crépon, Impact of surface turbidity on the dynamics of the Mediterranean Sea and its interaction with the atmosphere. Pefanis, A description of a three-dimensional coastal ocean circulation model. Coast. Blumberg, Mellor,

33 13. A general circulation model for upper ocean simulation. Rosa, Miyakoda, Longwave radiation budget in the Mediterranean Sea. Bignami, Marullo, Santoleri, Schiano,