Τριμελής Εξεταστική Επιτροπή : Παπαθεοδώρου Γεώργιος (Καθηγητής) Φερεντίνος Γεώργιος (Ομότιμος Καθηγητής) Κουτσικόπουλος Κωνσταντίνος (Καθηγητής)

1

2

Τριμελής Εξεταστική Επιτροπή : Παπαθεοδώρου Γεώργιος (Καθηγητής) Φερεντίνος Γεώργιος (Ομότιμος Καθηγητής) Κουτσικόπουλος Κωνσταντίνος (Καθηγητής) 3

Ευχαριστίες Για την εκπόνηση της παρούσας διπλωματικής εργασίας θα ήθελα να ευχαριστήσω τον κ. Γεώργιο Παπαθεοδώρου, Καθηγητή του τμήματος Γεωλογίας του Πανεπιστημίου Πατρών, καθώς και τον κ. Γεώργιο Φερεντίνο, Ομότιμο Καθηγητή του τμήματος Γεωλογίας του Πανεπιστημίου Πατρών για την πολύτιμη βοήθειά τους καθώς και για τις συμβουλές τους. Επιπλέον, θα ήθελα να ευχαριστήσω τον κ. Κωνσταντίνο Κουτσικόπουλο Καθηγητή του τμήματος Βιολογίας του Πανεπιστημίου Πατρών για τη συμμετοχή του ως μέλος της τριμελούς εξεταστικής επιτροπής. Θα ήθελα να ευχαριστήσω επίσης τον κ. Βασίλειο Παπαδόπουλο, Διδάκτωρ Ωκεανογραφίας, ερευνητή του ΕΛΚΕΘΕ, για τις συνεχείς συμβουλές και υποδείξεις του σε ολόκληρη τη διάρκεια εκπόνηση της παρούσας εργασίας. Τέλος, θα ήθελα να ευχαριστήσω την οικογένειά μου για την συμπαράστασή της καθ όλη τη διάρκεια των σπουδών μου. 4

Περίληψη Η ανταλλαγή θερμότητας μεταξύ ατμόσφαιρας και θάλασσας είναι μια διεργασία πολύ σημαντική για τη δυναμική και τις φυσικές ιδιότητες των δύο μέσων (π.χ. θερμοκρασία) αλλά και σε βάθος χρόνου για το κλίμα ολόκληρου του πλανήτη. Η συνολική ενέργεια που μεταφέρεται από την ατμόσφαιρα στη θάλασσα και αντίστροφα είναι το άθροισμα τεσσάρων επιμέρους συνιστωσών : α) της μικρού μήκους ηλιακής ακτινοβολίας, β) της μεγάλου μήκους υπέρυθρης ακτινοβολίας, γ) της λανθάνουσας θερμότητας και δ) της θερμότητας αγωγιμότητας. Μέσες μηνιαίες τιμές για τις τέσσερις αυτές συνιστώσες από το Ιόνιο και Κρητικό Πέλαγος εξετάζονται για το διάστημα 1958-2007. Οι τιμές προέρχονται από τη Μεσογειακή Βάση Δεδομένων ARPERA και αποτελούν προϊόν διόρθωσης αριθμητικής προσομοίωσης (reanalysis product). Στην παρούσα εργασία παραθέτονται στατιστικά χαρακτηριστικά των χρονοσειρών της κάθε συνιστώσας και στις δύο περιοχές. Από τη μελέτη της ροής θερμότητας και στα δύο Πελάγη διαπιστώθηκαν οι εξής διαφορές : το Κρητικό Πέλαγος εμφανίζει μεγαλύτερες απώλειες θερμότητας σε σχέση με το Ιόνιο καθώς επίσης και μεγαλύτερο δυναμικό αιολικής ενέργειας. 5

Περιεχόμενα Κεφάλαιο 1. Εισαγωγή 7 Κεφάλαιο 2. Περιοχή έρευνας-πηγή Δεδομένων..9 Κεφάλαιο 3. Χαρακτηριστικά και κυκλοφορία των υδάτων στη Μεσόγειο, στο Κρητικό και στο Ιόνιο Πέλαγος..10 3.1 Μεσόγειος Θάλασσα..10 3.2 Κρητικό Πέλαγος...12 3.3 Ιόνιο Πέλαγος.17 Κεφάλαιο 4. Η ροή θερμότητας..18 4.1 Η ροή θερμότητας στο όριο ατμόσφαιρας-υδρόσφαιρας.18 4.2 Οι συνιστώσες της ροής θερμότητας 19 4.2.1 Μικρού μήκους ηλιακή ακτινοβολία 20 4.2.2 Μεγάλου μήκους υπέρυθρη ακτινοβολία.23 4.2.3 Λανθάνουσα θερμότητα και θερμότητα αγωγιμότητας 25 Κεφάλαιο 5. Μεθοδολογία..27 Κεφάλαιο 6. Παρουσίαση των αποτελεσμάτων..28 6.1 Η ροή θερμότητας στο Κρητικό Πέλαγος.28 6.2 Η ροή θερμότητας στο Ιόνιο Πέλαγος..38 6.3 Σύγκριση της ροής θερμότητας στο Κρητικό και στο Ιόνιο Πέλαγος..48 6.4 Εκτίμηση της ετήσιας ροής θερμότητας στο Κρητικό και στο Ιόνιο Πέλαγος.58 Κεφάλαιο 7. Συζήτηση-Συμπεράσματα..59 Βιβλιογραφία..60 6

1.Εισαγωγή Η παρούσα εργασία εκπονήθηκε στα πλαίσια του προγράμματος μεταπτυχιακών σπουδών του τμήματος Βιολογίας της Σχολής Θετικών Επιστημών του Πανεπιστημίου Πατρών για την απόκτηση του Μ.Δ.Ε. στις Περιβαλλοντικές Επιστήμες. Ο κύριος σκοπός της παρούσας εργασίας είναι η μελέτη του ισοζυγίου θερμότητας στη διεπιφάνεια αέραθάλασσας και η χρήση των αποτελεσμάτων στην εξαγωγή κλιματικών συμπερασμάτων στην περιοχή του Κρητικού και Ιονίου Πελάγους. Η ροή θερμότητας στη διεπιφάνεια αέρα θάλασσα αποτελεί τη σημαντικότερη παράμετρο και αναγνωρίζεται σαν ο βασικός κινητήριος μοχλός μιας αλυσίδας διεργασιών που εξελίσσονται στην ατμόσφαιρα και στη θάλασσα. Η απορρόφηση και εκπομπή θερμικής ενέργειας από τη θάλασσα αποτελεί ζωτικής σημασίας διεργασία για το θερμικό ισοζύγιο του πλανήτη και τη διαμόρφωση των χαρακτηριστικών του κλίματος, κατάλληλων να συντηρήσουν τον έμβιο κόσμο στη σημερινή του μορφή. Η γεωγραφικά άνιση και η εποχικά μεταβαλλόμενη ροή της θερμότητας ανάμεσα στην ατμόσφαιρα και στην υδρόσφαιρα επιδρούν με άμεσο και έμμεσο τρόπο σε παγκόσμια κλίμακα στη δημιουργία και κυκλοφορία των θαλασσίων μαζών και στη διαμόρφωση των κλιματικών συνθηκών του πλανήτη. Η κατανομή των βροχών σε χωρική και χρονική κλίμακα, οι ξηρασίες, οι πλημμύρες, τα ακραία καιρικά φαινόμενα όπως έντονες καταιγίδες και τυφώνες, η δημιουργία διακριτών θαλασσίων μαζών και ο παγκόσμιος ιμάντας της θερμόαλης κυκλοφορίας σχετίζονται, άμεσα ή έμμεσα στην κατανομή στο χρόνο και στο χώρο του θερμικού ισοζυγίου μεταξύ ατμόσφαιρας και υδρόσφαιρας. Ο ήλιος αποτελεί τη μόνη σημαντική εξωτερική πηγή ενέργειας για τον πλανήτη μας και τον κυριότερο παράγοντα διαμόρφωσης του γήινου κλίματος με αποτέλεσμα η ηλιακή ακτινοβολία να είναι ο κύριος τροφοδότης θερμικής ενέργειας της θάλασσας. Ένα μεγάλο μέρος της ενέργειας αυτής επιστρέφει στην ατμόσφαιρα μέσω των υπόλοιπων συνιστωσών του ισοζυγίου θερμότητας. Με αυτόν τον τρόπο ψύχεται η θάλασσα αλλά ταυτόχρονα θερμαίνεται και εμπλουτίζεται με υδρατμούς ο αέρας. Η παροχή θερμότητας από τη θάλασσα στην ατμόσφαιρα συντελεί στη δημιουργία της ατμοσφαιρικής κυκλοφορίας και των καιρικών συνθηκών ακόμα και σε περιοχές της ξηράς που απέχουν χιλιάδες χιλιόμετρα από τις ακτές των ηπείρων. Επομένως η ανταλλαγή της θερμότητας ανάμεσα 7

στη θάλασσα και στον αέρα αποτελεί σημαντική παράμετρο μέτρησης για τον ρόλο των ωκεανών στη διαμόρφωση του κλίματος πάνω σε όλο τον πλανήτη. Οι μεταβολές της ροής αυτής σε μικρή και μεγάλη χρονική κλίμακα έχουν πιθανότατα σημαντικές κλιματικές επιπτώσεις (Υu & Weller, 2009). Ο υπολογισμός του ισοζυγίου της θερμότητας ανάμεσα στον αέρα και στη θάλασσα είναι πολύ σημαντικός και για την κατανόηση των κλιματικών αλλαγών που εξελίσσονται σήμερα στον πλανήτη. Η σπουδαιότητα της ροής θερμότητας στην λεκάνη της Μεσογείου και η επίδρασή της στην ατμοσφαιρική κυκλοφορία έχει αναγνωριστεί από πολλούς ερευνητές. Ο Josey (2003) απέδωσε τις περιόδους σοβαρής ψύξης στην Ανατολική Μεσόγειο σε διαφορετικά θαλάσσια επίπεδα πίεσης που επιτρέπουν τη μεταφορά ψυχρών και ξηρών αέριων μαζών από την Ηπειρωτική Ευρώπη πάνω από το Αιγαίο Πέλαγος. Επιπλέον οι Papadopoulos et al. (2012) εξέτασαν τη μεταβολή της ροής θερμότητας πάνω από το Αιγαίο Πέλαγος χρησιμοποιώντας ένα ευρύ σύνολο ατμοσφαιρικών χαρακτηριστικών. Τέλος, αξίζει να αναφερθεί άλλη μια μελέτη στην ανταλλαγή θερμότητας στην επιφάνεια του Παγασητικού κόλπου και του κόλπου της Καβάλας από τους Σ. Μπαρσάκη και Α. Ι. Θεοδώρου το 1997. 8

2.Περιοχή Έρευνας-Πηγή Δεδομένων Οι περιοχές που μελετήθηκαν, όπως φαίνονται και στον παρακάτω χάρτη, είναι το Ιόνιο Πέλαγος και συγκεκριμένα το νότιο Ιόνιο και το Κρητικό. Τα γεωγραφικά μήκη και πλάτη που χρησιμοποιήσαμε για το Κρητικό είναι από 24 Ε έως 26 Ε και από 35.5 Ν έως 36.5 Ν αντίστοιχα, ενώ για το Ιόνιο από 19 Ε έως 21 Ε και από 35.5 Ν έως 36.5 Ν. Επιλέξαμε εσκεμμένα να καλύπτουν τα ίδια γεωγραφικά πλάτη για να μπορούν να είναι συγκρίσιμα ως προς την ηλιακή ακτινοβολία. Εικόνα 2.1 Χάρτης με τις περιοχές που μελετήθηκαν. (Πηγή :Google Maps) Οι τιμές που χρησιμοποιήθηκαν προέρχονται από 15 σημεία του πλέγματος της Μεσογειακής Βάσης Δεδομένων ARPERA η οποία έχει διακριτική ικανότητα μισής μοίρας. Αποτελεί ένα παγκόσμιο κλιματικό μοντέλο του οποίου οι τιμές μπορούν να καλύψουν κάθε περιοχή ενδιαφέροντος. Αξίζει να αναφερθεί ότι οι χρονοσειρές που δημιουργήθηκαν είναι μέσες τιμές από όλα τα σημεία του ARPERA για να αντιπροσωπεύουν και τις δύο αυτές περιοχές που μελετήσαμε. 9

3.Χαρακτηριστικά και κυκλοφορία των υδάτων στη Μεσόγειο, στο Κρητικό και στο Ιόνιο Πέλαγος 3.1 Μεσόγειος Θάλασσα Η Μεσόγειος είναι μια βαθιά, πρακτικά χωρίς παλίρροιες θάλασσα με μία επιφάνεια 2.965.000 Km 2. Είναι ημίκλειστη και επικοινωνεί με τον Ατλαντικό ωκεανό μέσω των στενών (~15 Km) και ρηχών (βάθος ~ 250-400 m) Στενών του Γιβραλτάρ. (Φυτιανός, 1996). Εικόνα 3.1 Χάρτης της Μεσογείου (Πηγή: Google Maps) 10

Αποτελεί μία μικρογραφία ωκεανού. Το μέσο βάθος της είναι 1650 μέτρα υπάρχουν όμως και αρκετές βαθιές λεκάνες (>3000 m). Το βαθύτερο σημείο της βρίσκεται νοτιοδυτικά της Πελοποννήσου και είναι 5093 μέτρα. (Φυτιανός,1996). Διακρίνεται στην Ανατολική και τη Δυτική Μεσόγειο, που διαχωρίζονται με τα σχετικά ρηχά στενά (βάθος 1000 m) ανάμεσα στη Σικελία και την Τυνησία. Το Αιγαίο και η Αδριατική αποτελούν ημίκλειστες προεκτάσεις από το κυρίως σώμα της Μεσογείου. Στη Μεσόγειο θάλασσα συναντάμε τέσσερα διαφορετικά θαλάσσια στρώματα. Το επιφανειακό νερό Ατλαντικής προέλευσης (0-150 μέτρα βάθος), το ενδιάμεσο νερό (200-600 μέτρα βάθος), το βαθύ νερό (1.500-3.000 μέτρα βάθος) και το πυθμαίο νερό (4.200 μέτρα βάθος). Σχήμα 3.2 Κατακόρυφη κυκλοφορία και μεταφορά της αλατότητας στη Μεσόγειο θάλασσα κατά τη διάρκεια του χειμώνα. (Πηγή: On the Vertical Circulation of the Mediterranean Sea, Georg Wust, Journal of Geophysical Research, vol. 66, no 10, October 1961) 11

Επιφανειακό νερό Ατλαντικής προέλευσης εισέρχεται μέσα από τα στενά του Γιβραλτάρ στη Μεσόγειο θάλασσα όπου με τη βοήθεια του ανέμου, επιτυγχάνεται η κυκλοφορία του μέχρι και τη Λεβαντίνη. Εκεί λόγω του ότι ο ρυθμός εξάτμισής του υπερβαίνει κατά πολύ τον ρυθμό βροχόπτωσης το επιφανειακό νερό αρχίζει να γίνεται πιο αλμυρό. Παρατηρείται ότι το επιφανειακό νερό θερμαίνεται το καλοκαίρι, ενώ τον χειμώνα ψύχεται. Στη Λεβαντινή λεκάνη, κυρίως το Μάρτιο, το ενδιάμεσο Λεβαντινό νερό σχηματίζεται κατά τη διάρκεια των καταιγίδων. Ένα μέρος της θαλάσσιας μάζας του νεοσυντιθέμενου νερού επανακυκλοφορεί εντός της λεκάνης και εξέρχεται κάτω από το επιφανειακό νερό Ατλαντικής προέλευσης μέσω των στενών της Σικελίας. Έπειτα καταλήγει στον Ατλαντικό ωκεανό μέσω των στενών του Γιβραλτάρ. Το Λεβαντινό ενδιάμεσο νερό αποτελεί την κύρια πηγή των θαλασσίων μαζών στον Ατλαντικό από τη Μεσόγειο. Τα πυθμαία Αδριατικά νερά εξέρχονται από τα στενά του Otranto και εξαπλώνονται στο Ιόνιο ακολουθώντας ισοβαθείς καμπύλες κατά μήκος της Ιταλίας και τις ακτές της Βόρειας Αφρικής, και μετασχηματίζονται σε αβυσσικά νερά της Ανατολικής Μεσογείου. Ο σχηματισμός πυθμαίου νερού εμφανίζεται κυρίως στην Αδριατική από το οποίο παράγεται το αβυσσικό νερό της Ανατολικής Μεσογείου. Τα πυθμαία Αδριατικά νερά καταλήγουν μέχρι τη θάλασσα της Λεβαντίνης όπου εκεί αναμειγνύονται. Το επιφανειακό νερό της Μεσογείου μαζί με της Λεβαντίνης ακολουθούν την εξής διαδρομή: ένα τμήμα εξέρχεται από τον δίαυλο Ρόδου Καρπάθου και εισέρχεται στο Αιγαίο Πέλαγος επιφανειακά κατά μήκος των ακτών της Μ. Ασίας. Καταλήγει στο βόρειο Αιγαίο όπου εκεί αναμειγνύεται με χαμηλής αλατότητας νερό το οποίο προέρχεται από τη Μαύρη θάλασσα. Έπειτα κινείται προς τα νότια κατά μήκος των ακτών της Ελλάδας και εξέρχεται στη Μεσόγειο από τον δίαυλο Κυθήρων-Κρήτης. Μετά, νοτίως της Κρήτης ανεβαίνει προς τα βόρεια κατά μήκος των ακτών της Ελλάδας και της Γιουγκοσλαβίας, όπου και φτάνει στη βόρεια Αδριατική και μετά κατεβαίνει στην Ιταλία. 3.2 Κρητικό Πέλαγος Στο Αιγαίο Πέλαγος, υπάρχουν τρεις λεκάνες. Στο βόρειο τμήμα του υπάρχει η λεκάνη του όρους Άθως με μέγιστο βάθος 1500 μέτρα. Στο κεντρικό Αιγαίο υπάρχει η λεκάνη της Χίου με μέγιστο βάθος 1100 μέτρα και τέλος η λεκάνη του Κρητικού Πελάγους. Το Κρητικό πέλαγος αποτελεί την τελευταία και μεγαλύτερη λεκάνη του 12

Αιγαίου Πελάγους με βάθη που φτάνουν τα 2500 μέτρα. Οι τρεις λεκάνες του Αιγαίου επικοινωνούν μεταξύ τους και οι υδάτινες μάζες τους βρίσκονται σε μία ατέρμονη κίνηση. Η λεκάνη του Κρητικού Πελάγους παίζει σημαντικό ρόλο στην όλη κυκλοφορία της Ανατολικής Μεσογείου, μια και αποτελεί σημείο, όπου σχηματίζονται ενδιάμεσα ή και βαθιά νερά (Λαμπαδαρίου, 2001). Στο ανατολικό τμήμα του συναντάμε το μέγιστο βάθος 2500 μέτρα. Στα ΒΔ συνορεύει με το Μυρτώο Πέλαγος του οποίου το μέγιστο βάθος φθάνει τα 1000 μέτρα. Βόρεια του Κρητικού βρίσκεται το σύμπλεγμα των Κυκλάδων με βάθη μικρότερα των 400 μέτρων, ενώ προς τα νότια επικοινωνεί με το Ιόνιο Πέλαγος και την Λεβαντίνη μέσω των έξι Στενών του Κρητικού Τόξου. Τρία από αυτά, τα των Αντικυθήρων, της Κάσου και της Καρπάθου, με βάθη υβωμάτων μεγαλύτερα από 700 μέτρα, παίζουν σημαντικό ρόλο στις ανταλλαγές βαθιών νερών μεταξύ του Αιγαίου και της Ανατολικής Μεσογείου. Στην περιοχή των Στενών η τοπογραφία του βυθού είναι πολύπλοκη, ενώ τα βάθη αμέσως έξω από το Αιγαίο φθάνουν τα 3000-4000 μέτρα κατά μήκος του Ελληνικού Τόξου. Η κυκλοφορία των υδάτων στο Κρητικό πέλαγος εικονίζεται στο γράφημα που ακολουθεί, από όπου φαίνεται και παραστατικά ότι ρυθμίζεται κυρίως από την παρουσία του αντικυκλώνα Πελοποννήσου, του κυκλώνα Ρόδου, ενός κυκλώνα, που καταλαμβάνει την κεντρική και ανατολική λεκάνη και ενός αντικυκλώνα που αναπτύσσεται στην κεντρική δυτική λεκάνη. 13

Εικόνα 3.3 Χάρτης (από Google maps) κυκλοφορίας των επιφανειακών υδάτων στο Κρητικό Πέλαγος (τροποποιημένο από Theocharis et. al., 1993) Ο αντικυκλώνας Πελοποννήσου και ο κυκλώνας Ρόδου εμφανίζουν μόνιμο χαρακτήρα, ενώ παρουσιάζουν συνήθως μεγαλύτερη έκταση κατά τους καλοκαιρινούς μήνες και η δράση τους εκτείνεται σε βάθος μεγαλύτερο των 400 μέτρων (Λαμπαδαρίου, 2001). Η συνδυασμένη δράση τους έχει ως αποτέλεσμα να δημιουργείται ένα ρεύμα εκροής νερών του Αιγαίου από τη νοτιοανατολική πλευρά της Κρήτης μέσω των στενών Ρόδου-Καρπάθου. Υπάρχει επίσης ένας μόνιμος κυκλώνας, ο κυκλώνας του Μυρτώου Πελάγους. Ο κυκλώνας αυτός, σε συνδυασμό με τον αντικυκλώνα που βρίσκεται Νότια της Πελοποννήσου, έχει ως αποτέλεσμα να δημιουργείται ένα ισχυρό ρεύμα εκροής από το Αιγαίο μέσω του περάσματος των Κυθήρων προς τη λεκάνη της Λεβαντίνης (Λαμπαδαρίου, 2001). Τα στενά της Κρήτης εμφανίζουν ταχύτητες επιφανειακών ρευμάτων που φτάνουν τα 20 cm/sec ενώ στα βαθύτερα θαλάσσια στρώματα των 500 και των 700 μέτρων παρατηρούνται ταχύτητες πολύ χαμηλές (3-5 cm/sec) έως σχεδόν μηδενικές. Σύμφωνα με τη τυπική υδρολογική δομή της υδάτινης στήλης στο Κρητικό πέλαγος για την περίοδο 1986-89, παρατηρήθηκε ότι στο διάστημα 1986-87, σε βάθη μεταξύ 50 και 400 μέτρα βρισκόταν το Κρητικό Ενδιάμεσο Νερό, λίγο ψυχρότερο (θ 14.5-14

15.. ), αλλά υψηλότερης αλατότητας (S 38.95-39.10 psu) και συνεπώς πυκνότερο ( μέχρι~29.15) από εκείνο της Λεβαντίνης από το οποίο και προέρχεται. Στα βαθύτερα στρώματα, δηλαδή κάτω από 600 μέτρα περίπου και μέχρι τον πυθμένα υπήρχε βαθύ νερό ελαφρώς ψυχρότερο (θ~13.9-14.2 C) και μικρότερης αλατότητας (S~38.85-38.95 psu) και κατά τι πυκνότερο ( κοντά στον πυθμένα 29.16-29.20). Συνεπώς, η υδάτινη στήλη γενικά δεν χαρακτηρίζεται στο διάστημα αυτό από έντονες βαθμίδες στα βαθειά στρώματα. Εξαίρεση αποτελεί η δημιουργία κάποιων βαθμίδων όταν σε ορισμένες περιοχές εισβάλλει νερό προερχόμενο από την Μεσόγειο με σχετικά διαφορετικά χαρακτηριστικά. Τα χαρακτηριστικά της βαθιάς μάζας του Κρητικού διαφέρουν από εκείνα των νερών της Ανατολικής Μεσογείου στα αντίστοιχα βάθη. Είναι θερμότερα, υψηλότερης αλατότητας και πυκνότερα. Για τον λόγο αυτό χαρακτηρίζεται το Κρητικό σαν αποθήκη θερμότητας και άλατος. Οι ποσότητες θερμότερου και υψηλότερης αλατότητας νερού που εντοπίζονταν σε στρώματα κάτω από το Ενδιάμεσο Λεβαντινό Νερό και μέχρι τα 1300 περίπου μέτρα σε περιοχές έξω και γύρω από το Αιγαίο είναι βέβαιο ότι προέρχονταν από εκροή του Κρητικού προς το Ιόνιο και την Λεβαντίνη. Τα νερά αυτά γρήγορα έχαναν τα χαρακτηριστικά τους λόγω ανάμιξης. Σύμφωνα με τα παραπάνω το Αιγαίο είχε χαρακτηριστεί σαν δευτερεύουσα πηγή βαθιών νερών της Ανατολικής Μεσογείου, με κύρια πηγή την Αδριατική. Στο διάστημα 1994-95 παρατηρήθηκε μία νέα υδρολογική και δυναμική κατάσταση στο νότιο Αιγαίο και τα Στενά του Κρητικού Τόξου. Η ροή πυκνού Κρητικού νερού προς την Ανατολική Μεσόγειο μέσω των Αντικυθήρων και της Κάσου σταθεροποιείται. Η μέση ετήσια τιμή της παροχής φθάνει περίπου 0.6 Sv. Αυτό πρακτικά σημαίνει ότι τα 2/3 του συνολικού όγκου των βαθιών νερών του Κρητικού διοχετεύονται προς την Ανατολική Μεσόγειο ετησίως. Το 1995 υπολογίσθηκε ότι τα νερά του Αιγαίου έχουν αντικαταστήσει μέσα στο διάστημα 1988-94 το 20% των βαθιών νερών (κοντά στον πυθμένα) της Ανατολικής Μεσογείου με μια μέση παροχή 1 Sv ετησίως. Τα λιγότερο πυκνά βαθιά νερά που προέρχονται από την Αδριατική αναγκάζονται πλέον να μετατοπισθούν σε ρηχότερα στρώματα. Αντισταθμιστικά, νερό της Ανατολικής Μεσογείου εισέρχεται στο Αιγαίο και ισορροπεί σε ενδιάμεσα βάθη, σχηματίζοντας για πρώτη φορά ένα διακριτό στρώμα ελάχιστης θερμοκρασίας και αλατότητας που εκτείνεται σε όλο το Κρητικό σε βάθη από 200 15

μέχρι 600 μέτρα. Η σποραδική εμφάνιση αυτού του νερού αρχίζει ουσιαστικά από το 1991 για να αποτελέσει το 1994 το νέο δομικό στοιχείο στην υδάτινη στήλη του Κρητικού Πελάγους. Στη νέα αυτή κατακόρυφη δομή διακρίνονται ισχυρές βαθμίδες στις διεπιφάνειες μεταξύ των θαλασσίων μαζών. Αυτό εμποδίζει την βαθιά κατακόρυφη χειμερινή ανάμιξη, δηλαδή σε βάθος μεγαλύτερο από 250 περίπου μέτρα, διαδικασία που ευνοείτο από την παλαιά δομή της υδάτινης στήλης. Σημειώνεται επίσης, ότι η ισόπυκνη επιφάνεια 29.2,έχει βυθισθεί και πάλι στα 400 μέτρα, γεγονός που δείχνει μια μείωση της ποσότητας των πυκνών βαθιών νερών του Κρητικού Πελάγους σε σχέση με την περίοδο 1991-92. Στο διάστημα 1994-95 εντοπίσθηκε η πυκνότερη θαλάσσια μάζα ( ~ 29.42), η οποία καλύπτει στρώματα κοντά στο βυθό του Μυρτώου Πελάγους. Το γεγονός αυτό μαζί με τον περιορισμό του βάθους κατακόρυφης ανάμιξης υποδεικνύει ότι πιθανές πηγές του πυκνού, βαθιού Κρητικού νερού βρίσκονται στις γειτονικές περιοχές του Μυρτώου Πελάγους ή/και των Κυκλάδων. Οι πρώτες προσπάθειες διερεύνησης των αιτίων της μεγάλης μεταβολής στη βαθιά θερμόαλη κυκλοφορία της Ανατολικής Μεσογείου προσανατολίστηκαν προς την συσχέτιση της εξέλιξης των υδρολογικών με εκείνη των μετεωρολογικών παραμέτρων μέσα στην δεκαετία 1986-95. Διακρίνονται δύο περίοδοι με διαφορετικές τάσεις. Η πρώτη 1989-93 χαρακτηρίζεται από μείωση της βροχόπτωσης και είναι γνωστή σαν περίοδος ξηρασίας για όλη την Ανατολική Μεσόγειο. Αυτή συμπίπτει με την φάση της μεγάλης αύξησης της αλατότητας στα βαθειά νερά του Κρητικού καθώς και στην ποσότητα αλατιού που δέχεται το Αιγαίο από την Λεβαντίνη. Στη δεύτερη 1992-93 επικρατούν χαμηλές μέσες θερμοκρασίες αέρος κατά τον χειμώνα σε σχέση με το προηγούμενο διάστημα 1984-90 με εξαίρεση το 1987. Οι συνθήκες αυτές ευνόησαν πολύ βαθιές αναμίξεις στο Κρητικό Πέλαγος και ως εκ τούτου την ανακατανομή αλατιού και θερμότητας στην υδάτινη στήλη. Ο μετασχηματισμός των βαθιών νερών του Κρητικού Πελάγους σε μία πολύ πυκνή θαλάσσια μάζα και η ενίσχυση και παγίωση της εκροής του μέσω των Στενών του Κρητικού Τόξου κατέστησαν το Αιγαίο κύρια πηγή των βαθιών νερών της Ανατολικής Μεσογείου. Η μεταβλητότητα όμως που παρατηρείται μέχρι το 1995 στην υδρολογία και δυναμική της περιοχής επιβάλλει να χαρακτηριστεί μεταβατική η νέα κατάσταση στην Ανατολική Μεσόγειο. 16

3.3 Ιόνιο Πέλαγος Το Ιόνιο Πέλαγος εκτείνεται δυτικά από την Βαλκανική χερσόνησο μέχρι τη Σικελία και τις ακτές της Αφρικής. Είναι η βαθύτερη λεκάνη της Μεσογείου, αφού σε ορισμένα σημεία το βάθος του ξεπερνά τα 4.000 μέτρα με μέγιστο τα 5123 μέτρα στο "Φρέαρ των Οινουσσών", που βρίσκεται κοντά στο νοτιοδυτικό άκρο της Πελοποννήσου. Στο βόρειο τμήμα του το Ιόνιο είναι συνδεδεμένο με το νότιο τμήμα της Αδριατικής το οποίο αποτελεί έναν μεταφορικό εσωτερικό ιμάντα τροφοδότησης της κυκλοφορίας στην ανατολική Μεσόγειο. Έτσι το Ιόνιο αποτελεί μια λεκάνη μετάβασης για την εξάπλωση των βαθιών μαζών νερού από τις πηγές του στη νότια Αδριατική, στη θάλασσα της Λεβαντίνης. Τα βαθιά Αδριατικά νερά εξέρχονται από τα στενά του Otranto και εξαπλώνονται στα Ιόνια αβυσσικά στρώματα ακολουθώντας ισοβαθείς καμπύλες κατά μήκος της Ιταλίας και τις ακτές της Βόρειας Αφρικής, μετασχηματίζοντάς τα σε βαθιά νερά της Ανατολικής Μεσογείου. Επιφανειακό νερό Ατλαντικής προέλευσης εισέρχεται στο Ιόνιο μέσω των στενών της Σικελίας και κατευθύνεται ανατολικά μέσω μιας πολύπλοκης μαιανδρικής μορφής κυκλοφορίας. Στο Ιόνιο απαντώνται τρεις κύριες θαλάσσιες μάζες. Το επιφανειακό Ατλαντικό νερό, που εξαπλώνεται ανατολικά από τα στενά της Σικελίας με ελάχιστη αλατότητα μεταξύ 30 και 200 μέτρων βάθος. Βαθύτερα συναντάμε το Λεβαντινό Ενδιάμεσο νερό που εισχωρεί στη θάλασσα του Ιονίου προερχόμενο από τις πηγές της βορειοανατολικής Λεβαντίνης. Το Λεβαντινό Ενδιάμεσο νερό προσδιορίζεται από την μέγιστη αλατότητα του σε βάθος μεταξύ 200 και 300 μέτρων. Τα βαθιά στρώματα κάτω από τα 1600 μέτρα βάθος καταλαμβάνονται από το ψυχρότερο και λιγότερο αλατούχο ανατολικό μεσογειακό βαθύ νερό η κύρια πηγή του οποίου είναι το αδριατικό βαθύ νερό. Το επίπεδο μεταξύ των 700 και 1600 μέτρων καταλαμβάνεται από μια μεταβατική μάζα νερού που έχει ιδιότητες μεταξύ λεβαντινού ενδιάμεσου νερού και ανατολικού μεσογειακού βαθιού νερού. Τα επιφανειακά νερά του Ιονίου το καλοκαίρι μπορεί να διαφοροποιούνται από τα επιφανειακά νερά Ατλαντικής προέλευσης με αποτέλεσμα να γίνονται πιο αλμυρά και θερμότερα και να θεωρούνται σαν μια ξεχωριστή θαλάσσια μάζα. 17

4. Η ροή θερμότητας 4.1 Η ροή θερμότητας στο όριο ατμόσφαιρας- υδρόσφαιρας Ο όρος αλληλεπίδραση μεταξύ αέρα και θάλασσας περιλαμβάνει μια σειρά σημαντικών φυσικών διεργασιών που αφορούν στην ανταλλαγή ενέργειας και μάζας. Στην πρώτη περίπτωση έχουμε την αμφίδρομη ροή θερμότητας στη διεπιφάνεια μεταξύ αέρα και θάλασσας, και τη μηχανική επίδραση του επικρατούντος ανέμου στην επιφάνεια της θάλασσας ενώ στη δεύτερη έχουμε την ανταλλαγή μάζας όπως για παράδειγμα μέσω της βροχόπτωσης ή της εξάτμισης, της απορρόφησης αερίων από τη θάλασσα (οξυγόνο, διοξείδιο του άνθρακα) και της αιολικής μεταφοράς και απόθεσης σωματιδίων στην επιφάνεια της θάλασσας. Η συνολική ροή θερμότητας στη διεπιφάνεια αέρας-θάλασσα, σαν φυσικό μέγεθος εκφράζει ροή ενέργειας στη μονάδα του χρόνου και οι μονάδες μέτρησης της είναι Watt ανά τετραγωνικό μέτρο W/. Αναλύεται σε τέσσερις επιμέρους διαφορετικής μορφής συνιστώσες: 1. Μικρού μήκους ηλιακή ακτινοβολία (short wave radiation, ) 2. Μεγάλου μήκους υπέρυθρη ακτινοβολία (long wave radiation, ) 3. Λανθάνουσα θερμότητα (latent heat, ) 4. Θερμότητα αγωγιμότητας ή επαφής (sensible heat, ) Από αυτές οι δύο πρώτες ονομάζονται συνιστώσες ακτινοβολίας ενώ οι δύο τελευταίες ονομάζονται τυρβώδεις συνιστώσες. Το άθροισμα και των τεσσάρων μας δίνει τη συνολική ροή της θερμότητας ( ) : = + + + Συμβατικά εμείς στο εξής θα θεωρούμε την εισροή θερμότητας στη θάλασσα με θετικό πρόσημο (παροχή ενέργειας στον ωκεανό) και την εκροή με αρνητικό (απώλεια ενέργειας). Από τις παραπάνω συνιστώσες η μικρού μήκους ηλιακή ακτινοβολία όπως είναι άμεσα αντιληπτό έχει θετικό πρόσημο, η μεγάλου μήκους υπέρυθρη ακτινοβολία αρνητικό, η λανθάνουσα θερμότητα αρνητικό και η θερμότητα επαφής αρνητικό ή θετικό ανάλογα με το πρόσημο της διαφοράς θερμοκρασίας των δύο μέσων. 18

Η ροή της θερμότητας είναι ένα διαρκώς εξελισσόμενο φαινόμενο σε όλα τα μήκη και πλάτη της γης. Η μέτρησή της είναι στιγμιαία αλλά στη γενικότερη θεώρησή της αναφέρεται σε μέσες τιμές ολοκληρώνοντας στη χρονική κλίμακα που μας ενδιαφέρει = )/N. Όπου είναι η ροή θερμότητας/ η συνιστώσα που θέλουμε να υπολογίσουμε τη μέση τιμή της, N το πλήθος των τιμών που μελετάμε κάθε φορά, είναι το άθροισμα των τιμών της μεταβλητής που μελετάμε και η μέση τιμή της ροής θερμότητας. Με αυτόν τον τρόπο μπορούμε να έχουμε απλές στιγμιαίες, μέσες ωριαίες, μέσες ημερήσιες, μέσες μηνιαίες και μέσες ετήσιες τιμές. Οι τιμές που χρησιμοποιούνται ευρύτατα είναι οι μέσες μηνιαίες και οι μέσες ετήσιες. Στην παρούσα εργασία χρησιμοποιούνται μέσες μηνιαίες τιμές κατά την περίοδο 1958-2007. 4.2 Οι συνιστώσες της ροής θερμότητας Η θερμοκρασία της θάλασσας διαφέρει από περιοχή σε περιοχή και μεταβάλλεται συνεχώς σε συνάρτηση με το χρόνο. Οι αλλαγές αυτές της θερμοκρασίας προκαλούνται προφανώς από τις μεταβολές στη θερμική ενέργεια που εισέρχεται/εξέρχεται στη μάζα του θαλασσινού νερού. Η μελέτη των μεταβολών της θερμικής ενέργειας που χαρακτηρίζει τη μάζα του θαλασσινού νερού αναφέρεται στη διεθνή βιβλιογραφία σαν μελέτη του ισοζυγίου θερμότητας (heat-budget study, Pickard & Emery, 1990). Σαν ενεργειακό μέγεθος στο σύστημα μονάδων SI έχει μονάδα μέτρησης το W/ και διεθνώς έχει επικρατήσει να τη συμβολίζουμε με το γράμμα Q. Όπως αναφέρθηκε προηγουμένως το <<στατικό>> ισοζύγιο της θερμότητας δίνεται από την άθροιση των τεσσάρων διαφορετικών συνιστωσών της : 1. Μικρού μήκους ηλιακή ακτινοβολία (short wave radiation, ) 2. Μεγάλου μήκους υπέρυθρη ακτινοβολία (long wave radiation, ) 3. Λανθάνουσα θερμότητα (latent heat, ) 4. Θερμότητα αγωγιμότητας ή επαφής (sensible heat, ) Οι δύο πρώτες συνιστώσες ονομάζονται συνιστώσες ακτινοβολίας ενώ οι άλλες δύο τυρβώδεις συνιστώσες. Το αλγεβρικό άθροισμα των παραπάνω συνιστωσών, μας δίνει σε οποιοδήποτε σημείο της επιφάνειας το θερμικό ισοζύγιο. Το χαρακτηρίζουμε 19

στατικό γιατί σε αυτό δε λαμβάνουμε υπόψη μας τη μεταφορά θερμότητας λόγω της ύπαρξης των θαλασσίων ρευμάτων τα οποία προσθέτουν (θερμό ρεύμα) ή αφαιρούν (ψυχρό ρεύμα) θερμότητα στη μάζα του νερού, στο σημείο που υπολογίζουμε το θερμικό ισοζύγιο. Η θερμότητα που μεταφέρεται λόγω της κίνησης των θαλασσίων μαζών, αποτελεί μία ακόμη συνιστώσα του θερμικού ισοζυγίου που την ονομάζουμε θερμότητα εκ μεταφοράς (advection term) και τη συμβολίζουμε ως ν. H ν όμως αποτελεί παράγωγο και όχι κλιματικό μέγεθος, που έμμεσα προκαλείται και από τις συνιστώσες της θερμότητας και γι αυτό το λόγο δεν υπολογίζεται στο << στατικό >> θερμικό ισοζύγιο κάθε θαλάσσιας περιοχής του πλανήτη. Άλλες πηγές θερμότητας όπως αυτή από το εσωτερικό της γης, η μετατροπή της κινητικής ενέργειας σε θερμότητα από τη θραύση των κυμάτων και η παραγωγή θερμότητας από χημικές αντιδράσεις θεωρούνται αμελητέες. 4.2.1 Μικρού μήκους ηλιακή ακτινοβολία Η μικρού μήκους ηλιακή ακτινοβολία μαζί με τη μεγάλου μήκους υπέρυθρη ακτινοβολία αποτελούν το κομμάτι των συνιστωσών ακτινοβολίας του θερμικού ισοζυγίου. Σύμφωνα με το νόμο των Stefan Boltzmann κάθε σώμα ακτινοβολεί θερμική ενέργεια ανάλογη προς την τέταρτη δύναμη της απόλυτης θερμοκρασίας του. Η ενέργεια αυτή κατανέμεται σε διάφορα μήκη κύματος αλλά σύμφωνα με το νόμο του Wien εμφανίζει μέγιστο σε μήκος κύματος λ το οποίο υπολογίζεται από το νόμο του Wien σύμφωνα με τη σχέση λ =2897/ σε μm. Σύμφωνα με την εξίσωση αυτή, όσο μεγαλύτερη είναι η θερμοκρασία του σώματος που εκπέμπει θερμότητα, τόσο μικρότερο είναι το μήκος κύματος της εκπεμπόμενης ακτινοβολίας και το αντίθετο. Η θερμοκρασία του ήλιου υπολογίζεται σε περίπου και συνεπώς σύμφωνα με το νόμο του Wien εκπεμπόμενη ενέργεια παρουσιάζει μέγιστο σε μήκος κύματος γύρω από τα 0.5 μm. Υπολογίζεται πως το 99% της ηλιακής ενέργειας συσσωρεύεται σε μήκη κύματος μικρότερα από 4 μm. Η ενέργεια αυτή αποτελεί τη μικρού μήκους ηλιακή ακτινοβολία και εισέρχεται στην ατμόσφαιρα της γης. Το 29% της ενέργειας αυτής επιστρέφει και χάνεται στο διάστημα από ανακλάσεις της ατμόσφαιρας και των νεφών. Το 19 % απορροφάται από την ατμόσφαιρα και τα νέφη της, ενώ ένα 4% ανακλάται από την επιφάνεια της θάλασσας. Το υπόλοιπο 48% απορροφάται από τη μάζα του θαλάσσιου νερού. Από αυτό το 48%, περίπου το 29 % φτάνει ως απευθείας 20

ηλιακή ακτινοβολία και το 19 % φτάνει σαν έμμεση ακτινοβολία από τον ουράνιο θόλο (sky radiation, Pickard and Emery, 1990). Η παραπάνω περιγραφή αντιστοιχεί σε μια μέση παγκόσμια κατάσταση από δεδομένα σε μεγάλο βάθος χρόνου. Οι στιγμιαίες τιμές ποικίλουν σε ημερήσια και σε εποχική βάση αλλά και ανάλογα με την περιοχή και τη νεφοκάλυψη. Η ροή της ενέργειας στο άνω όριο της ατμόσφαιρας κάθετα στις ακτίνες του ήλιου στη μονάδα του χρόνου ονομάζεται ηλιακή σταθερά. Σύμφωνα με τον ορισμό της, η μικρού μήκους ηλιακή ακτινοβολία έχει πάντα θετικό πρόσημο και είναι φανερό πως εξαρτάται από αστρονομικούς παράγοντες αλλά και από τις ιδιότητες της ατμόσφαιρας. Η βασική αστρονομική παράμετρος που επηρεάζει την προσπίπτουσα στην επιφάνεια της θάλασσας ηλιακή ακτινοβολία είναι η γωνία ύψους του ήλιου. Αυτή καθορίζει ανά πάσα στιγμή τη ποσότητα της ηλιακής ακτινοβολίας που εισέρχεται σε κάθε οριζόντια επιφάνεια. Η μέγιστη τιμή της στον ημερήσιο κύκλο ονομάζεται μεσημβρινή γωνία ύψους του ήλιου. Οι τιμές της γωνίας αυτής μεταβάλλονται ανάλογα με την ώρα στη διάρκεια της ημέρας αλλά και τη θέση του άξονα περιστροφής της Γης στα διάφορα στάδια του ετήσιου κύκλου (ισημερίες, ηλιοστάσια). Η συμπληρωματική της γωνία είναι η γωνία του ήλιου με το ζενίθ ή την κατακόρυφο. Τα χαρακτηριστικά που επηρεάζουν την μικρού μήκους ηλιακή ακτινοβολία στην πορεία της εντός της ατμόσφαιρας είναι η νέφωση και η ύπαρξη των αεροζόλ. Και τα δύο μειώνουν την ποσότητα της ακτινοβολίας που φτάνει ως την επιφάνεια της θάλασσας. Οι παραπάνω παράγοντες με τη βοήθεια εμπειρικών σχέσεων υπεισέρχονται στον υπολογισμό της. Τα βασικά μεγέθη σε μια τέτοια εμπειρική εξίσωση είναι εκ των πραγμάτων η ακτινοβολία σε καθαρό από νέφη ουρανό και η μείωση που υφίσταται από την πορεία της στην ατμόσφαιρα κύρια λόγω των νεφών αλλά και των αεροζόλ, των αιωρούμενων σωματιδίων και των υδρατμών καθώς και της ανάκλασης πάνω στην επιφάνεια της θάλασσας. Οι προσπάθειες για την ανεύρεση μιας αξιόπιστης εμπειρικής σχέσης που να υπολογίζει την μικρού μήκους ηλιακή ακτινοβολία που φτάνει τελικά να απορροφάται από τη θάλασσα ξεκινούν από πολύ παλιά και μια σειρά από ερευνητές έχουν παραθέσει τη δική τους άποψη για την πιο κατάλληλη σχέση (Kimball 1928, Berliand 1960, Lumb 1964, Budyko 1974, Reed 1977, Lind et al. 1984). Οι Dobson &Smith (1988) αξιολογώντας μια σειρά από εμπειρικές σχέσεις για τη μικρού μήκους 21

ηλιακή ακτινοβολία προκρίνουν ως καταλληλότερη αυτή του Reed. Σήμερα η φόρμουλα του Reed χρησιμοποιείται σχεδόν αποκλειστικά (Berry &Kent, 2009) : = (1-α)(1-0.62n +0,0019θ ), όπου η μικρού μήκους ηλιακή ακτινοβολία σε καθαρό ουρανό, α η λευκαύγεια της επιφάνειας της θάλασσας, n το μέσο ημερήσιο κλάσμα της νέφωσης και θ το τοπικό μεσημβρινό ύψος του ήλιου. Θα πρέπει να αναφερθεί ότι στη σχέση του Reed χρησιμοποιείται για κλάσμα νέφωσης μεγαλύτερο από 0.25 γιατί για τιμές μικρότερες του 0.25 οι τιμές που υπολογίζει είναι μεγαλύτερες από την ακτινοβολία σε καθαρό ουρανό. Για τον υπολογισμό του χρησιμοποιούνται κατά βάση δύο διαφορετικοί τρόποι. Ο πρώτος υπολογίζει όχι τη στιγμιαία αλλά απευθείας τη μέση ημερήσια μικρού μήκους ηλιακή ακτινοβολία σε καθαρό ουρανό σύμφωνα με τη σχέση των Seckel &Beaudry (1973) : = + cosφ+β sinφ+α cos2φ+ sin2φ, όπου -15.82+326.87cosL, =9.63+192.44cos(L+90), =-3.27+108.7sinL, =-0.64+7.8sin2(L-45), =-0.5+14.42cos2(L-5), Φ=(d-21)(360/365), με L το γεωγραφικό πλάτος σε μοίρες και d η ημέρα του έτους. Η λευκαύγεια λαμβάνεται από τους πίνακες του Payne (1972) για την εκάστοτε περιοχή της γης ανάλογα με το γεωγραφικό πλάτος και το μήνα του έτους. Ο υπολογισμός της με χρήση της από τη σχέση των Seckel &Beaudry χρησιμοποιείται από το Εθνικό Ωκεανογραφικό Κέντρο της Μεγάλης Βρετανίας, ως ο πλέον κατάλληλος για τους μεγάλους ωκεανούς της γης.h Schiano (1996) μετά από απευθείας μετρήσεις της στη δυτική Μεσόγειο αποδεικνύει ότι η σχέση των Seckel &Beaudry είναι ακατάλληλη για τη Μεσόγειο και προτείνει για τον υπολογισμό της ακτινοβολίας με καθαρό ουρανό τη σχέση του List(1958) : 22

=0.5 ( + (1-A)], όπου η στιγμιαία ακτινοβολία στο άνω όριο της ατμόσφαιρας με : = cosz, με =1370 W/ (ηλιακή σταθερά) και z η γωνία του ήλιου με το ζενίθ, Tr ο παράγοντας διαπερατότητας της καθαρής ατμόσφαιρας που είναι σταθερός και ίσος με 0.7 και Α=0.09 ο συντελεστής απορρόφησης εξαιτίας του όζοντος και των υδρατμών. Αξίζει επιπλέον να αναφερθεί και ο ρόλος των αεροζόλ, η ύπαρξη των οποίων προκαλεί εξασθένηση της προσπίπτουσας ηλιακής ακτινοβολίας μικρού μήκους. 4.2.2 Μεγάλου μήκους υπέρυθρη ακτινοβολία Η μεγάλου μήκους υπέρυθρη ακτινοβολία αντιπροσωπεύει τη θερμική ενέργεια που εκπέμπεται στο διάστημα από τη Γη (ξηρά και θάλασσα) και συνεπώς εξαρτάται από τη θερμοκρασία της επιφάνειας του πλανήτη μας. Λαμβάνοντας μια μέση θερμοκρασία επιφάνειας της θάλασσας C= K, η ενέργεια που εκλύεται είναι ανάλογη προς την τέταρτη δύναμη του 290 και συνεπώς πολύ μικρότερη της μικρού μήκους ηλιακής ακτινοβολίας. Σύμφωνα με το νόμο του Wien το μήκος κύματος της ακτινοβολίας αυτής είναι περίπου 10μm. Αυτό το μήκος κύματος αντιστοιχεί στην υπέρυθρη ακτινοβολία. Υπέρυθρη ακτινοβολία εκλύεται όμως και από την ατμόσφαιρα προς τη θάλασσα. Η υπέρυθρη ακτινοβολία που συμβολίζεται με κατά συνέπεια υπολογίζεται από δύο όρους. Ο πρώτος αντιπροσωπεύει την έκλυση της ενέργειας από την επιφάνεια της θάλασσας και ο δεύτερος την απορρόφηση της υπέρυθρης θερμικής ακτινοβολίας που έρχεται από την ατμόσφαιρα : = + Η μεγάλου μήκους υπέρυθρη ακτινοβολία έχει πάντα αρνητικό πρόσημο αφού η ενέργεια που εκλύεται από τη θάλασσα προς την ατμόσφαιρα είναι πάντα μεγαλύτερη από αυτή που εισέρχεται από τον αέρα προς τη θάλασσα. Όπως και για την μικρού μήκους ηλιακή ακτινοβολία έτσι και για την υπέρυθρη, έχουν προταθεί κατά καιρούς διάφορες εμπειρικές σχέσεις υπολογισμού της (Brunt 23

1932, Clark et al 1974, Bunker 1976, Katsaros 1990, Bignami et al 1995, Josey et al 2003). Από αυτές αναφέρουμε τη σχέση του Clark και τη σχέση που πρότεινε ο Bignami το 1995 (από τη διδακτορική διατριβή Ροή θερμότητας στη διεπιφάνεια αέρα-θάλασσας στο Αιγαίο Πέλαγος, Βασίλης Π. Παπαδόπουλος). Σχέση του Clark : =ε σ (0.39-0.05 ) (1-λ ) +4 ε ( - ), Όπου ε η ικανότητα ακτινοβολίας της θάλασσας ίση με 0.98, σ η σταθερά των Stefan-Boltzman, η επιφανειακή θερμοκρασία της θάλασσας, η θερμοκρασία του αέρα, e η τάση ατμών σε mb, λ ένας συντελεστής νεφοκάλυψης εξαρτώμενος από το γεωγραφικό πλάτος και n το κλάσμα της νέφωσης (τιμές από 0 μέχρι 1). Σχέση του Bignami : =ε σ -[σ (0.653+0.00535 e)](1+0.1762 ) Και στις δύο περιπτώσεις η τάση των ατμών υπολογίζεται από τη σχέση : e = P/(0.622+0.378 ), όπου η ειδική υγρασία του αέρα και P η ατμοσφαιρική πίεση. Η Μεσόγειος αποτελεί μια ειδική περίπτωση περιθωριακής θάλασσας με ιδιαιτερότητες σε σχέση με τους ανοικτούς ωκεανούς εξαιτίας της θέσης της και της μορφολογίας της. Για παράδειγμα υφίσταται άμεσα την επίδραση των ηπειρωτικών αερίων μαζών, μεταφοράς αεροζόλ από την Ευρώπη και άμμου από την Αφρική και διαφορετικό βαθμό επίδρασης από τον Ατλαντικό στο δυτικό και στο ανατολικό της τμήμα. Από τις παραπάνω σχέσεις γίνεται αντιληπτό ότι η μεγάλου μήκους ακτινοβολία εξαρτάται κύρια από τις θερμοκρασίες του αέρα και της θάλασσας, δευτερευόντως από την ειδική υγρασία του αέρα και τη νέφωση και σε ελάχιστο βαθμό από την ατμοσφαιρική πίεση. Αυξημένη θερμοκρασία και υγρασία του αέρα και αυξημένη νέφωση περιορίζουν την εκλυόμενη υπέρυθρη ακτινοβολία της θάλασσας. Από τα παραπάνω η αύξηση της θερμοκρασίας και της ειδικής υγρασίας του αέρα που συμβαδίζουν με την εξελισσόμενη κλιματική αλλαγή, συντείνουν στην εκπομπή μεγαλύτερης θερμικής ενέργειας από την ατμόσφαιρα προς τη θάλασσα και σηματοδοτούν το ρόλο της υπέρυθρης ακτινοβολίας στην ενίσχυση του φαινομένου του θερμοκηπίου. 24

4.2.3 Λανθάνουσα θερμότητα και θερμότητα αγωγιμότητας Η λανθάνουσα θερμότητα και η θερμότητα αγωγιμότητας ή επαφής όπως έχει αναφερθεί αποτελούν τις τυρβώδεις συνιστώσες του ισοζυγίου ακτινοβολίας. Αποκαλούνται τυρβώδεις από την άμεση εξάρτησή τους από την τυρβώδη ροή του ανέμου ακριβώς πάνω από τη διεπιφάνεια μεταξύ του αέρα και της θάλασσας. Ο όρος λανθάνουσα θερμότητα ή θερμότητα εξάτμισης αντιπροσωπεύει τη θερμότητα που εκλύεται ή απορροφάται στη μονάδα της μάζας όταν ένα οποιαδήποτε υλικό (μέσο) αλλάζει φάση. Στην περίπτωση της διεπιφάνειας αέρα θάλασσας, η αλλαγή φάσης συμβαίνει στην περίπτωση της εξάτμισης ή πολύ σπάνια και της συμπύκνωσης υδρατμών στην επιφάνεια της θάλασσας. Για την μετάβαση αυτή προφανώς έχουμε ταυτόχρονα και ροή της μάζας του νερού από την υδρόσφαιρα στην ατμόσφαιρα και το αντίστροφο. Ο υπολογισμός της λανθάνουσας θερμότητας μέσω εμπειρικών σχέσεων βασίζεται στη διαφορά της ειδικής υγρασίας του αέρα στη διαχωριστική επιφάνεια των δύο μέσων και σε ύψος 10 μέτρων από αυτή και από την ταχύτητα του ανέμου στο ίδιο ύψος. Αντίθετα με την ποικιλία των εμπειρικών σχέσεων των συνιστωσών ακτινοβολίας, στην περίπτωση των τυρβωδών συνιστωσών έχουμε ουσιαστικά μόνο μία μορφή για την κάθε μια συνιστώσα. Έτσι ο γενικός τύπος για τη λανθάνουσα θερμότητα είναι: = -ρ L ( - ), όπου ρ η πυκνότητα του αέρα, ο συντελεστής μεταφοράς για τη λανθάνουσα θερμότητα ή αριθμός του Dalton για τη λανθάνουσα θερμότητα που εξαρτάται από την ταχύτητα του ανέμου και την ατμοσφαιρική ευστάθεια (Liu et al, 1979, Kara et al, 2000), L η ειδική θερμότητα εξάτμισης με L= (2501-2.37 ), η ταχύτητα του αέρα σε ύψος 10 μέτρα, η ειδική υγρασία του κορεσμένου αέρα υπολογισμένη για την επιφανειακή θερμοκρασία της θάλασσας και η ειδική υγρασία του αέρα σε ύψος 10 μέτρα. Η θερμότητα αγωγιμότητας ( ) σύμφωνα με την ονομασία της επιτυγχάνεται με την επαγωγή θερμότητας από το ένα μέσο στο άλλο σύμφωνα με τους νόμους που διέπουν την αγωγή θερμότητας. Η κατεύθυνση της ροής της μεταφοράς αυτής εξαρτάται από τη διαφορά θερμοκρασίας των δύο μέσων. Ο γενικός τύπος υπολογισμού της θερμότητας αγωγιμότητας είναι : 25

ρ ρ - ), όπου ρ η πυκνότητα του αέρα, ρ η ισοβαρής ειδική θερμότητα του αέρα ίση με 1005 J K, C h ο συντελεστής μεταφοράς για τη θερμότητα αγωγιμότητας που όμοια με το συντελεστή μεταφοράς της λανθάνουσας θερμότητας εξαρτάται από την ταχύτητα του ανέμου και την ατμοσφαιρική ευστάθεια, a η ταχύτητα του ανέμου σε ύψος 10 μέτρων, T S η επιφανειακή θερμοκρασία της θάλασσας και T a η θερμοκρασία του αέρα σε ύψος 10 μέτρων. Ο προσδιορισμός των συντελεστών μεταφοράς C e και C h έχει ιδιαίτερη βαρύτητα μιας και η εξάρτησή τους από την ταχύτητα του ανέμου και τη διαφορά θερμοκρασίας ανάμεσα στη θάλασσα και στον αέρα επιφέρει μεγάλες μεταβολές στις τιμές τους και καθορίζει σε μεγάλο βαθμό την ποσότητα της θερμότητας που εκλύεται ή απορροφάται από τη θάλασσα. Οι τιμές που παίρνουν είναι ανάλογες της ευστάθειας ή της αστάθειας στη διεπιφάνεια θάλασσας και αέρα και της ταχύτητας του ανέμου. Όταν η θάλασσα έχει μικρότερη θερμοκρασία από τον αέρα (ευστάθεια) τότε οι τιμές των συντελεστών μεταφοράς είναι μικρές. Όταν συμβαίνει το αντίστροφο οι τιμές τους αυξάνονται. Αυτό συμβαίνει γιατί οι συνθήκες αστάθειας θερμαίνουν τα στρώματα του αέρα κοντά στην επιφάνεια της θάλασσας και ευνοούν τις ανοδικές κινήσεις του αέρα που συνεπάγονται ευκολότερη μεταφορά της ενέργειας στην ατμόσφαιρα. Επίσης σε συνθήκες ευστάθειας η αύξηση της έντασης του ανέμου αυξάνει τις τιμές των δύο συντελεστών και κατά συνέπεια και τη ροή της θερμότητας προσδίδοντας τον χαρακτηρισμό <<τυρβώδεις συνιστώσες>>. Τέλος για συνθήκες αστάθειας η αύξηση της ταχύτητας του ανέμου επιφέρει ελαφρά μείωση των τιμών των συντελεστών μεταφοράς. 26

5.Μεθοδολογία Στην παρούσα εργασία μελετήθηκε η ροή θερμότητας στο Κρητικό και στο Ιόνιο Πέλαγος για την περίοδο 1958-2007. Για την πραγματοποίηση της συγκεκριμένης μελέτης οι τιμές που χρησιμοποιήθηκαν προέρχονται από 15 διαφορετικά σημεία του πλέγματος της βάσης δεδομένων ARPERA στο Κρητικό και στο Ιόνιο Πέλαγος και επιλέχτηκαν έτσι, ώστε να είναι αντιπροσωπευτικά και για τις δύο περιοχές μελέτης μας. Το ισοζύγιο της θερμότητας αποτελείται από τέσσερις διαφορετικές συνιστώσες και στην παρούσα μελέτη εξετάστηκε η καθεμία ξεχωριστά. Πιο συγκεκριμένα χρησιμοποιήθηκαν 600 μηνιαίες τιμές για κάθε μία συνιστώσα από την περίοδο 1958-2007 και για τα δύο Πελάγη. Ο σκοπός της μελέτης ήταν να δημιουργηθούν χρονοσειρές από μέσες μηνιαίες τιμές καθώς και από μηνιαίες τυπικές αποκλίσεις για κάθε μία συνιστώσα αλλά και για τη ροή θερμότητας. Από την μελέτη των χρονοσειρών μπορούμε να εξάγουμε κλιματικά συμπεράσματα, λόγω της εξάρτησης των συνιστωσών από συγκεκριμένους παράγοντες, όπως προαναφέρθηκε σε προηγούμενο κεφάλαιο. Στη συγκεκριμένη μελέτη, για τη δημιουργία των χρονοσειρών χρησιμοποιήθηκαν κώδικες, οι οποίοι ήταν γραμμένοι στη γλώσσα προγραμματισμού Matlab. Οι κώδικες που χρησιμοποιήθηκαν, υπολογίζουν μέσες μηνιαίες τιμές καθώς και μηνιαίες τυπικές αποκλίσεις για κάθε μία συνιστώσα αλλά και για τη ροή θερμότητας. Αξίζει να σημειωθεί ότι οι αρνητικές τιμές αποτελούν απώλεια θερμότητας από την θάλασσα προς την ατμόσφαιρα, ενώ οι θετικές το αντίστροφο. Επιπλέον, χρησιμοποιήθηκε κι άλλος ένας κώδικας για τη δημιουργία χρονοσειράς της ετήσιας ροής θερμότητας και για τα δύο Πελάγη έτσι ώστε να παρατηρήσουμε την πορεία της ροής θερμότητας σε ολόκληρη την περίοδο μελέτης μας. Αρχικά, μελετάται η καθεμία συνιστώσα ξεχωριστά καθώς και η ροή θερμότητας για το Κρητικό Πέλαγος κι έπειτα για το Ιόνιο. Για να είναι εφικτή η σύγκριση των χρονοσειρών των συνιστωσών αλλά και της ροής θερμότητας ανάμεσα στα δύο Πελάγη, δημιουργήθηκαν κοινά διαγράμματα με σκοπό την εύρεση διαφορών αλλά και τη διερεύνηση και των αιτιών που τις προκαλούν. Τέλος, έχουμε το κοινό διάγραμμα της ετήσιας ροής θερμότητας για την εξαγωγή συμπερασμάτων σχετικά με την μεταβολή της στο χρονικό διάστημα της μελέτης μας. 27

6.Παρουσίαση των αποτελεσμάτων 6.1 Η ροή θερμότητας στο Κρητικό Πέλαγος Σχήμα 6.1.1.1 Μέσες μηνιαίες τιμές ροής της μικρού μήκους ηλιακής ακτινοβολίας στο Κρητικό Πέλαγος για την περίοδο 1958-2007. Στο σχήμα 6.1.1.1 απεικονίζονται οι μέσες μηνιαίες τιμές ροής της μικρού μήκους ηλιακής ακτινοβολίας στο Κρητικό Πέλαγος για την περίοδο 1958-2007. Παρατηρούμε ότι η μικρού μήκους ηλιακή ακτινοβολία παρουσιάζει ετήσιο κύκλο αυξανόμενη σταδιακά από τον μήνα Ιανουάριο έως τον μήνα Ιούνιο όπου έχουμε τη μέγιστη τιμή της. Αυτό συμβαίνει διότι τότε έχουμε τη μεγαλύτερη διάρκεια εμφάνισης του ήλιου στον ουρανό καθώς και ελάχιστη νέφωση. Η μικρού μήκους ηλιακή ακτινοβολία εξαρτάται από αστρονομικούς παράγοντες αλλά και από τις ιδιότητες της ατμόσφαιρας. Η βασική αστρονομική παράμετρος που επηρεάζει την προσπίπτουσα στην επιφάνεια της θάλασσας ηλιακή ακτινοβολία είναι η γωνία ύψους του ήλιου. Αυτή καθορίζει ανά πάσα στιγμή τη ποσότητα της ηλιακής ακτινοβολίας που εισέρχεται σε κάθε οριζόντια επιφάνεια. Η μέγιστη τιμή της στον ημερήσιο κύκλο ονομάζεται μεσημβρινή γωνία ύψους του ήλιου. Οι τιμές της γωνίας αυτής μεταβάλλονται ανάλογα με την ώρα στη διάρκεια της ημέρας αλλά και τη θέση του άξονα περιστροφής της Γης στη διάρκεια ενός ετήσιου κύκλου. Η συμπληρωματική της γωνία είναι η γωνία του ήλιου με το ζενίθ ή την κατακόρυφο. 28

Τα χαρακτηριστικά που επηρεάζουν την μικρού μήκους ηλιακή ακτινοβολία στην πορεία της εντός της ατμόσφαιρας είναι η νέφωση και η ύπαρξη των αεροζόλ. Και τα δύο μειώνουν την ποσότητα της ακτινοβολίας που φτάνει ως την επιφάνεια της θάλασσας. Μετά τον μήνα Ιούνιο έχουμε σταδιακή μείωση σημειώνοντας την ελάχιστη τιμή της τον Δεκέμβριο. Αυτό παρατηρείται διότι τον μήνα Δεκέμβριο έχουμε τη μικρότερη σε διάρκεια εμφάνισης του ήλιου στον ουρανό καθώς επίσης και μέγιστη νεφοκάλυψη, στοιχεία τα οποία όπως αναφέρθηκε προηγουμένως μειώνουν την ποσότητα της ηλιακής ακτινοβολίας. Σχήμα 6.1.1.2 Μηνιαίες τιμές τυπικής απόκλισης ροής της μικρού μήκους ηλιακής ακτινοβολίας στο Κρητικό Πέλαγος για την περίοδο 1958-2007. Στο σχήμα 6.1.1.2 απεικονίζονται οι μηνιαίες τιμές τυπικής απόκλισης ροής της μικρού μήκους ηλιακής ακτινοβολίας στο Κρητικό Πέλαγος για την περίοδο 1958-2007. Η τυπική απόκλιση υπολογίζει τη διασπορά των τιμών της μεταβλητής γύρω από τη μέση τιμή. Στην περίπτωσή μας δείχνει τη μεταβλητότητα των τιμών της μεταβλητής που εξετάζουμε, δηλαδή κατά πόσον οι τιμές της μεταβάλλονται λίγο ή πολύ. Δηλαδή, όταν η τυπική απόκλιση παρουσιάζει χαμηλή τιμή, σημαίνει ότι οι τιμές είναι σχετικά σταθερές και η μεταβολή τους δεν είναι έντονη. Ενώ όταν είναι αυξημένη σημαίνει οι τιμές μεταβάλλονται πολύ. Παρατηρούμε ότι η μέγιστη τιμή της τυπικής απόκλισης εμφανίζεται τον Μάιο. Αφού η νέφωση επηρεάζει άμεσα την ηλιακή ακτινοβολία συμπεραίνουμε ότι η νέφωση παρουσιάζει αυτόν το μήνα τη 29

μέγιστη διακύμανσή της στη διάρκεια του έτους. Οι ελάχιστες τιμές παρατηρούνται τους θερινούς μήνες, όταν η διακύμανση της ηλιακής ακτινοβολίας είναι μικρή αφού ο ουρανός του Κρητικού Πελάγους είναι συνήθως αίθριος. Η ελάχιστη τιμή παρατηρείται το Δεκέμβριο, όταν η νέφωση αναμένεται σταθερά αυξημένη. Αξίζει να αναφερθεί ότι οι τιμές των αποκλίσεων δεν έχουν μεγάλη διαφορά στη διάρκεια του χρόνου. Σχήμα 6.1.2.1 Μέσες μηνιαίες τιμές ροής της μεγάλου μήκους υπέρυθρης ακτινοβολίας στο Κρητικό Πέλαγος για την περίοδο 1958-2007. Στο σχήμα 6.1.2.1 απεικονίζονται οι μέσες μηνιαίες τιμές ροής της μεγάλου μήκους υπέρυθρης ακτινοβολίας στο Κρητικό Πέλαγος για την περίοδο 1958-2007. Όπως έχει αναφερθεί, η μεγάλου μήκους υπέρυθρη ακτινοβολία έχει πάντα αρνητικό πρόσημο αφού η ενέργεια που εκλύεται από τη θάλασσα προς την ατμόσφαιρα είναι πάντα μεγαλύτερη από αυτή που εισέρχεται από τον αέρα προς τη θάλασσα. Εξαρτάται κυρίως από τη θερμοκρασία της θάλασσας και τη νέφωση και λιγότερο από την υγρασία αέρα. Παρατηρούμε ότι τους μήνες Ιούλιο, Αύγουστο και Σεπτέμβριο έχουμε μεγαλύτερη εκπομπή της μεγάλου μήκους υπέρυθρης ακτινοβολίας λόγω του ανέφελου ουρανού ( δεν υπάρχει νέφωση η οποία περιορίζει 30

την εκλυόμενη υπέρυθρη ακτινοβολία της θάλασσας). Κατά τους χειμερινούς μήνες από Νοέμβριο μέχρι Φεβρουάριο έχουμε μείωση της μεγάλου μήκους υπέρυθρης ακτινοβολίας λόγω της αυξημένης νέφωσης και της αυξημένης υγρασίας του αέρα. Σχήμα 6.1.2.2 Μηνιαίες τιμές τυπικής απόκλισης ροής της μεγάλου μήκους υπέρυθρης ακτινοβολίας στο Κρητικό Πέλαγος για την περίοδο 1958-2007. Στο σχήμα 6.1.2.2 απεικονίζονται οι μηνιαίες τιμές τυπικής απόκλισης ροής της μεγάλου μήκους υπέρυθρης ακτινοβολίας στο Κρητικό Πέλαγος για την περίοδο 1958-2007. Παρατηρούμε ότι τον Μάιο εμφανίζεται η μέγιστη τιμή τυπικής απόκλισης, άρα συμπεραίνουμε ότι τότε επικρατούν πιο ασταθείς συνθήκες κυρίως για τη νέφωση. Αντίθετα τον Οκτώβριο συναντάμε την ελάχιστη τιμή, άρα έχουμε πιο σταθερές συνθήκες που μπορούν να αποδοθούν σε μικρότερες διακυμάνσεις της νέφωσης και της θερμοκρασίας της θάλασσας. 31

Σχήμα 6.1.3.1 Μέσες μηνιαίες τιμές ροής της λανθάνουσας θερμότητας στο Κρητικό Πέλαγος για την περίοδο 1958-2007. Στο σχήμα 6.1.3.1 απεικονίζονται οι μέσες μηνιαίες τιμές ροής της λανθάνουσας θερμότητας στο Κρητικό Πέλαγος για την περίοδο 1958-2007. Η λανθάνουσα θερμότητα εξαρτάται κυρίως από την ταχύτητα του ανέμου και από την διαφορά υγρασίας αέρα - θάλασσας. Παρατηρούμε ότι τον Μάιο έχουμε τις μικρότερες τιμές (κατά απόλυτη τιμή) λανθάνουσας θερμότητας. Συμπεραίνουμε ότι κατά το μήνα Μάιο έχουμε τη μικρότερη αιολική ενέργεια του έτους. Οι μεγαλύτερες τιμές (κατά απόλυτη τιμή) παρατηρούνται τον μήνα Σεπτέμβριο διότι έχουμε αύξηση της θερμοκρασίας της θάλασσας με αποτέλεσμα το νερό να εξατμίζεται πιο εύκολα. Επίσης, κατά τους χειμερινούς μήνες έχουμε αυξημένη ταχύτητα του ανέμου και γι αυτό παρατηρείται και αυξημένη ροή λανθάνουσας θερμότητας. Από τα παραπάνω μπορούμε να συμπεράνουμε ότι τους χειμερινούς μήνες έχουμε υψηλό δυναμικό αιολικής ενέργειας και αυξημένη διαφορά μεταξύ της υγρασίας στη διεπιφάνεια αέρα-θάλασσας και της υγρασίας του αέρα με αποτέλεσμα αυξημένη ροή λανθάνουσας θερμότητας σε σχέση με τους καλοκαιρινούς μήνες όπου η διαφορά ειδικής υγρασίας αέρα-θάλασσας είναι μειωμένη. 32

Σχήμα 6.1.3.2 Μηνιαίες τιμές τυπικής απόκλισης ροής της λανθάνουσας θερμότητας στο Κρητικό Πέλαγος για την περίοδο 1958-2007. Στο σχήμα 6.1.3.2 απεικονίζονται οι μηνιαίες τιμές τυπικής απόκλισης ροής της λανθάνουσας θερμότητας στο Κρητικό Πέλαγος για την περίοδο 1958-2007. Παρατηρούμε ότι τους μήνες Φεβρουάριο και Απρίλιο έχουμε τις μέγιστες τιμές και αυτό πιθανότατα οφείλεται στη μεγάλη διακύμανση της ταχύτητας του ανέμου. Οι υπόλοιποι μήνες είναι αρκετά πιο σταθεροί. 33

Σχήμα 6.1.4.1 Μέσες μηνιαίες τιμές ροής της θερμότητας αγωγιμότητας στο Κρητικό Πέλαγος για την περίοδο 1958-2007. Στο σχήμα 6.1.4.1 απεικονίζονται οι μέσες μηνιαίες τιμές ροής της θερμότητας αγωγιμότητας στο Κρητικό Πέλαγος για την περίοδο 1958-2007. Η θερμότητα αγωγιμότητας εξαρτάται κυρίως από την ταχύτητα του ανέμου κι από τη διαφορά θερμοκρασίας ανάμεσα στον αέρα και στη θάλασσα. Παρατηρούμε ότι έχουμε τη μέγιστη τιμή κατά τον μήνα Ιούλιο όταν φυσιολογικά η θερμοκρασία του αέρα είναι κατά πολύ μεγαλύτερη από αυτή της θάλασσας. Αυτό συμβαίνει γενικά από τον Μάιο έως και τον Αύγουστο οπότε έχουμε θετικές τιμές με αποτέλεσμα να μεταφέρεται ενέργεια από τον αέρα προς τη θάλασσα. Αντίθετα τους υπόλοιπους μήνες οι τιμές είναι αρνητικές διότι ο αέρας είναι ψυχρότερος από τη θάλασσα και κατά συνέπεια η τελευταία παρουσιάζει απώλεια θερμότητας. Αυτό συμβαίνει κυρίως τους μήνες Δεκέμβριο,Ιανουάριο και Φεβρουάριο. 34

Σχήμα 6.1.4.2 Μηνιαίες τιμές τυπικής απόκλισης ροής της θερμότητας αγωγιμότητας στο Κρητικό Πέλαγος για την περίοδο 1958-2007. Στο σχήμα 6.1.4.2 απεικονίζονται οι μηνιαίες τιμές τυπικής απόκλισης ροής της θερμότητας αγωγιμότητας στο Κρητικό Πέλαγος για την περίοδο 1958-2007. Παρατηρούμε ότι οι πλέον ευμετάβλητοι μήνες είναι ο Φεβρουάριος και ο Απρίλιος, με μεγάλη διακύμανση στην ταχύτητα του ανέμου, ενώ τους υπόλοιπους μήνες έχουμε πιο σταθερό ανεμολογικό και θερμοκρασιακό καθεστώς. 35

Σχήμα 6.1.1 Μέσες μηνιαίες τιμές ροής της ολικής θερμότητας στο Κρητικό Πέλαγος για την περίοδο 1958-2007. Στο σχήμα 6.1.1 απεικονίζονται οι μέσες μηνιαίες τιμές ροής της ολικής θερμότητας στο Κρητικό Πέλαγος για την περίοδο 1958-2007. Η ολική θερμότητα εμφανίζει μέγιστη τιμή τον Ιούνιο και ελάχιστη τον Δεκέμβριο. Ο ετήσιος κύκλος της ακολουθεί κατά βάση αυτόν της μικρού μήκους ηλιακής ακτινοβολίας. Επιπλέον στη μεγαλύτερη διάρκεια του χρόνου έχουμε απώλεια θερμότητας από τη θάλασσα. Αυτό σημαίνει ότι σε ετήσια βάση το Κρητικό Πέλαγος εμφανίζει σταθερή απώλεια θερμότητας. Η απώλεια αυτή μαθηματικά πρέπει να αντισταθμίζεται με μεταφορά θερμότερου νερού από γειτονικές θάλασσες. Επομένως έρχεται θερμότερο νερό από κάπου αλλού για να υπάρξει η αναπλήρωση. Θερμότερο νερό έρχεται από την Ανατολική Μεσόγειο από τα στενά Ρόδου και Καρπάθου όλο το χρόνο. (Water masses and circulation in the central region of the Eastern Mediterranean: Eastern Ionian, South Aegean and Northwest Levantine, 1986-1987, A.Theocharis et al. 1993) 36

Σχήμα 6.1.2 Μηνιαίες τιμές τυπική απόκλισης ροής της ολικής θερμότητας στο Κρητικό Πέλαγος για την περίοδο 1958-2007. Στο σχήμα 6.1.2 απεικονίζονται οι μηνιαίες τιμές τυπικής απόκλισης ροής της ολικής θερμότητας στο Κρητικό Πέλαγος για την περίοδο 1958-2007. Παρατηρούμε ότι ο μήνας Φεβρουάριος είναι πιο ευμετάβλητος, διότι η λανθάνουσα θερμότητα και η θερμότητα αγωγιμότητας είναι πιο ευμετάβλητες τότε. Πιο σταθερός είναι ο μήνας Μάρτιος. Η συμπεριφορά της ολικής θερμότητας εξαρτάται κυρίως από τη λανθάνουσα θερμότητα αφού αν παρατηρήσουμε το διάγραμμα της τυπικής της απόκλισης θα διαπιστώσουμε ότι έχουν παραπλήσιες μορφές. 37