Journal Odysseus Environmental & Cultural Sustainability of the Mediterranean Region: 2 (2013): 11-29. http://www.jodysseus.gr

Journal Odysseus Environmental & Cultural Sustainability of the Mediterranean Region: 2 (2013): 11-29. http://www.jodysseus.gr Αναστάσιος Καλημέρης, Επίκουρος Καθηγητής, στο Τμήμα Τεχνολόγων Περιβάλλοντος Τ.Ε. >11 1. Εισαγωγή Η Μεσογειακή λεκάνη (εικόνα 1) είναι ένας σχεδόν κλειστός θαλάσσιος χώρος με διαμήκη ανάπτυξη 3700 Km (Gibraltar κόλπος Αλεξανδρέττας), μεσημβρινή 1700 Km (κόλπος Σίδρας Βενετίας) και εμβαδόν 2.5 10 6 Km 2. Τόσο η εγκάρσια ανάπτυ-ξη της Ιταλικής χερσονήσου στο κέντρο του Μεσογειακού χώρου, όσο και το σχετι-κά αβαθές στενό της Σικελίας, διαμορφώνουν μια φυσική διαίρεση της λεκάνης σε Δυτική και Ανατολική Μεσόγειο (με εμβαδά 0.85 10 6 και 1.65 10 6 Km 2 ). Εικόνα 1: Υψομετρικός χάρτης του ευρύτερου Μεσογειακού χώρου. Οι περιοχές ενδιαφέροντος σημειώνονται ως εξής: 1: Όρη Άτλαντα, 2: Sierra Nevada, 3: Serrania de Cuenca, 4: Πυρηναία, 5: Κοιλάδα Rhône, 6: Άλπεις, 7: Απέννινα, 8: Δειναρικές Άλπεις, 9: Πίνδος, 10: Όρη Ταύρου και Αττάλειας, Α. Alboran, Β: Θάλασσα Βαλεαρίδων, C: Κόλπος Λεόντων, D: Θάλασσα Σαρδηνίας, E: Κόλπος Genoa Θάλασσα Λιγουρίας, F: Τυρρηνικό Πέλαγος, G: Στενό Σικελίας, H: Αδριατική, I: Ιόνιο, J: Gabes (Μικρή Σύρτη), K. & L: Κόλπος Σύδρας (Μεγάλη Σύρτη), M: Λιβυκό Πέλαγος, N: Αιγαίο, O: Θάλασσα Λεβαντίνης, P: Θάλασσα Κύπρου, Q: Κόλπος Haifa, R: Μαύρη Θάλασσα, S: Κόλπος Αλεξανδρέττας, T: Στενό Otranto. Ο μοναδικός συνδυασμός των γεωφυσικών χαρακτηριστικών (διά-ταξη και προσανατολισμός μεγάλων χερσονήσων, ορεινών συγκροτημά-

>12 των, νησιών, κόλπων) την καθιστούν πηγή φυσικών διεργασιών εξαιρετικού ενδιαφέρο-ντος. Από άποψη ατμοσφαιρικών διεργασιών, δυο είναι τα κύρια χαρακτηριστικά της : (α) το γεγονός ότι αποτελεί μια μεταβατική ζώνη μεταξύ δυο εξαιρετικά διαφορετικών κλιματικών περιοχών, των ερήμων της Βόρειας Αφρικής και του Ευρωπαϊκού χώρου, και (β) η ορογραφία των παράκτιων περιοχών της. Τους καλοκαιρινούς μήνες, το πρώτο από τα παραπάνω χαρακτηριστικά θέτει την Μεσόγειο υπό την επίδραση του καθοδικού κλάδου της κυκλοφορίας Hadley και της ζώνης υψηλών υποτροπικών πιέσεων, που περιορίζουν στην κατώτερη τροπόσφαιρα τις πλούσιες σε υδρατμούς τροπικές αέριες μάζες που συνήθως καλύ-πτουν την Μεσογειακή λεκάνη, και έτσι καθιστούν τις βροχοπτώσεις περιστασιακό και τοπικής κλίμακας φαινόμενο (πχ. δες και Barry & Chorley 2003). Η επίδραση της ζώνης υψηλών υποτροπικών πιέσεων πραγματοποιείται κυρίως μέσω του αντι-κυκλώνα των Αζορών του οποίου η ανάπτυξη προς τον Μεσογειακό χώρο ολοκλη-ρώνεται στα μέσα Ιουνίου, οπότε και παγιώνεται από άποψη φαινομένων το κλασ-σικό Μεσογειακό καλοκαίρι. Την ίδια περίοδο η Ανατολική Μεσόγειος βρίσκεται υπό την επίδραση του συνδυασμού του αντικυκλώνα των Αζορών με το σύστημα χαμηλών πιέσεων Πακιστάν-Ινδίας που προκαλεί τον Αφρο-Ασιατικό μουσώνα. Ένα από τα αποτελέσματα του συνδυασμού αυτού είναι η επικράτηση των ισχυρών Β-ΒΑ ετησίων ανέμων στο Αιγαίο καθόλη την διάρκεια του καλοκαιριού. Περί τα τέλη Σεπτεμβρίου - αρχές Οκτωβρίου, η συρρίκνωση-υποχώρηση του αντικυκλώνα των Αζορών νοτιοδυτικότερα (προς την κατεύθυνση των Βερμούδων) αφήνει την Μεσόγειο ακάλυπτη από την επίδραση των υψηλών πιέσεων, με από-τέλεσμα την σταδιακή εμφάνιση ψυχρών εισβολών πολικών (συχνά ασταθών) και σπανιότερα αρκτικών αερίων μαζών από τα Βόρεια. Με αυτό τον τρόπο, και καθώς το Μεσογειακό θαλάσσιο υπόβαθρο παραμένει θερμότερο του υπερκείμενου αέρα, η θερμική ανωμεταφορά, η μετωπογένεση και η κυκλογένεση ενισχύονται, με αποτέλεσμα την έναρξη της περιόδου των βροχών προς τα μέσα ή τέλη Οκτωβρίου. Η ανάπτυξη κυκλογένεσης και μετωπικών υφέσεων στον Μεσογειακό χώρο καθορίζεται σε μεγάλο βαθμό και από την κατάσταση του πολικού αεροχειμάρου, που καθοδηγεί μεταξύ άλλων, φαινόμενα βαθιάς μηχανικής ανωμεταφοράς. Στις παραπάνω διεργασίες μεγάλη είναι καθόλη την διάρκεια του έτους η επίδραση του ορεινού ανάγλυφου των Βόρειων Μεσογειακών ακτών, που μέσα από μια πολύπλοκη θερμοδυναμική και ρευστοδυναμική διεργασία οδηγούν σε συχνή ανάπτυξη κυκλωνικών συστημάτων στην υπήνεμη πλευρά (ολκό) των μεγάλων ορεινών εμποδίων (εικόνα 2). 2. Βασικά στοιχεία του κλιματικού καθεστώτος Εκτός από τις παραπάνω ατμοσφαιρικές διεργασίες που θέτουν το γενικό κλιματικό καθεστώς του Μεσογειακού χώρου, τα λεπτομερή χαρακτηριστικά του πεδίου ανέμων, βροχόπτωσης, ηλιοφάνειας, ρυθμού εξάτμισης και άλλων μετεωρολογικών και κλιματικών παραμέτρων διαμορφώνονται σε μεγάλο βαθμό από την συχνότητα εμφάνισης και τις τροχιές των κυκλωνικών συστημάτων και κυρίως των μετωπικών υφέσεων της ψυχρής περιόδου του έτους. Ένα από τα σπουδαιότερα χαρακτηριστικά είναι ότι σχεδόν το

75% των συστημάτων χαμηλής πίεσης δημιουργούνται στο εσωτερικό της και μόνο το 25% προέρχεται από περιοχές εκτός της Μεσογειακής λεκάνης (9% από τον Ατλαντικό και 17% από την νοτίως του Άτλαντα περιοχή της Σαχάρας). Όπως προαναφέρθηκε, το γεγονός αυτό οφείλεται στο φαινόμενο του σχηματισμού κυκλωνικών συστημάτων (κυκλογένεση) στον ολκό μεγάλων ορεινών εμποδίων. Ειδικά στην Μεσόγειο το φαινόμενο εκδηλώνεται με τέτοια συχνότητα, που την καθιστά έναν από τους βασικότερους κυκλογενετικούς χώρους σε παγκόσμια κλίμακα. Μια από τις βασικές αιτίες είναι η διάταξη των μεγάλων ορεινών εμποδίων στις Βόρειες (ευρωπαϊκές) και Νοτιο-δυτικές (Μαρόκο) ακτές της. Υπό την συνήθη Δ-ΒΔ κυκλοφορία το μεγαλύτερο τμήμα του Μεσογειακού χώρου βρίσκεται εντός του ολκού (υπήνεμης πλευράς) αυτών των συγκροτημάτων, με αποτέλεσμα τον σχηματισμό αρχικά μεγάλων στροβίλων, που συχνά, εξελίσσονται σε καλά οργανωμένα κέντρα χαμηλής πίεσης και μετωπικές υφέσεις (για σχετικές λεπτομέρειες δες πχ. Horvath 2008, Lin 2007, Aebischer Schär 1998, Tafferner & Egger 1990, Tibaldi et al.1990). Μελέτες (πχ. Flocas et al. 2010, Bartholy et al. 2009, Maheras et al. 2001, Trigo et al. 1999) έχουν δείξει ότι η συχνότητα κυκλογένεσης έχει όπως φαίνεται στην εικόνα 3. Όπως φαίνεται εκεί, αλλά και στην εικόνα 2, οι βασικότεροι κυκλο-γενετικοί χώροι στην Μεσόγειο είναι : i) Ολόκληρος ο Νοτιο-Αλπικός χώρος (κόλπος Genoa, θάλασσα Λιγουρίας, Βόρεια Ιταλία, Κόλπος Βενετίας-Βόρεια Αδριατική), ii) Η Νότια και κεντρική Αδριατική (ιδιαίτερα κατά την άνοιξη και το καλοκαίρι), iii) Ο κόλπος των Λεόντων, iv) Η κεντρική Ιβηρική, Alboran, θάλασσα Βαλεαρίδων (κυρίως το καλοκαίρι) v) Το Αιγαίο vi) Η θάλασσα Κύπρου. Κυκλογένεση σημειώνεται επίσης στο Τυρρηνικό πέλαγος και το Ιόνιο όπου πολύ συχνά παρατηρείται σημαντική ενίσχυση πολλών κυκλωνικών συστημά-των. Όπως φαίνεται και στην εικόνα 3, οι περισσότερες από τις παραπάνω κυκλο-γενετικές περιοχές σχηματίζουν μια τοξοειδή ζώνη, που συχνά αναφέρεται ως Μεσογειακή ζώνη κυκλογένεσης (Mediterranean cyclogenessis belt). >13 Εικόνα 2 (αριστερά): Τα μεγάλα ορεινά συγκροτήματα του Μεσογεια-κού χώρου (κόκκινες γραμμές) καθώς και οι κυριότεροι χώροι κυκλογένεσης. Εικόνα 3 (δεξιά): Η παρατηρούμενη συχνότητα κυκλογένεσης της Δυτικής και κεντρικής Μεσογείου, κατά την περίοδο 1947-2002. [Πηγή : Bartholy et al. 2009] Παρότι η αναγνώριση νεοσχηματιζόμενων κυκλωνικών συστημάτων υπόκειται σε ημι-εμπειρικά κριτήρια, έχει διαπιστωθεί ότι ο μέσος ρυθμός κυκλογένεσης στην Μεσόγειο ανέρχεται σε 121 συστήματα/yr, εκ των οποίων 60 σχηματίζονται στον Νοτιο-Αλπικό κυκλογενετικό χώρο. Η κυκλογένεση στην Μεσόγειο παρατηρείται καθόλη την διάρκεια του έτους, αλλά με διαφορετικά χαρακτηριστικά και ρυθμό στις διάφορες εποχές. Το 16% των συστημάτων σχηματίζε-

>14 ται τον χειμώνα, το 31% την άνοιξη, το 35% το καλοκαίρι και το 18% το φθινόπωρο (Barry & Chorley 2003). Όμως τα συστήματα της καλοκαιρινής περιόδου είναι βραχύβια (έχουν χρόνους ζωής μικρότερους από 2 ημέρες, χωρίς να προκαλούν σημαντικά φαινό-μενα βροχόπτωσης), ενώ εκείνα της χειμερινής περιόδου είναι ιδιαίτερα ενισχυμένα και χαρακτηρίζονται από σημαντικά μεγαλύτερους χρόνους ζωής. Τα σχηματιζόμενα κυκλωνικά συστήματα και μετωπικές υφέσεις ακολουθούν μετά την γέννησή τους τις τροχιές που απεικονίζονται στην εικόνα 4. Διερχόμενα πάνω από την κεντρική Μεσόγειο και ιδιαίτερα από το Ιόνιο, τα περισσότερα συστήματα μετακινούνται προς την Ανατολική Μεσόγειο, την Ανατολική Ευρώπη ή την Μαύρη Θάλασσα. Στις εικόνες 5 φαίνονται ενδεικτικά ορισμένες τροχιές συστημάτων του Νοτιο-Αλπικού χώρου και συστημάτων από άλλες κυκλογενετικές περιοχές της Δυτικής Μεσογείου. Εικόνα 4: Συνήθεις τροχιές των κυκλωνικών συστημάτων του Μεσογειακού χώρου και μέση ετήσια παρατηρού-μενη απόλυτη συχνότητα κυκλογέννεσης σε κάθε μια περιοχή. Σημειώνεται ακόμη η πηγή και το είδος των αερίων μαζών που εισβάλουν στον Μεσογειακό χώρο. Οι σκιασμένες περιοχές υποδεικνύουν το κύριο ορεινό ανάγλυφο. [Πηγή : Meteorological Office, 1962] Τα περισσότερα από τα κυκλωνικά συστήματα της ψυχρής περιόδου είναι μετωπικές υφέσεις που προκαλούν παρατεταμένες βροχοπτώσεις του θερμού μετώπου και έντονες βροχοπτώσεις του ψυχρού. Ορισμένες φορές τα συστήματα αυτά βαθαίνουν ταχύτατα και ενισχύονται σε μεγάλο βαθμό, οπότε χαρακτηρί-ζονται ως εκρηκτικοί κυκλώνες, ενώ κάποια αποκτούν χαρακτηριστικά τυφώνων σε αρχικό στάδιο (γνωστών και ως Medicans). Οι βροχοπτώσεις ενισχύονται ακόμα περισσότερο από την παρουσία ορεινών εμποδίων, ιδιαίτερα στις Δυτικές παρά-κτιες περιοχές. Αποτέλεσμα της χωρικής κατανομής των κυκλογενετικών περιοχών, των τροχιών που ακολουθούν οι υφέσεις, και της ορογραφίας των παράκτιων Μεσογειακών περιοχών, είναι η διαμόρφωση του πεδίου βροχοπτώσεων

(εικόνα 6) την υγρή περίοδο του έτους. Όπως φαίνεται, η βροχόπτωση εμφανίζει 3 τοπικά μέγιστα : ένα στο Ιόνιο, ένα στον κόλπο της Haifa-ακτές Παλαιστίνης και ένα στην θάλασσα των Βαλεαρίδων. Πρέπει όμως να σημειωθεί ότι οι απεικονιζόμενες ισο-ϋετείς καμπύλες στηρίζονται σε πλεγματικά δεδομένα που σε ένα βαθμό έχουν την τάση να υποεκτιμούν τα πραγματικά ύψη βροχής (ιδιαίτερα ως προς τις μέγιστες τιμές τους. Αυτό γίνεται άλλωστε φανερό και από τις μετρήσεις επίγειων σταθμών, που δείχνουν πολύ μεγαλύτερα ύψη βροχής να διαμορφώνονται στις Δυτικές Βαλκανικές και Ελληνικές ακτές, στο Ανατολικό Αιγαίο, τις Δυτικές ακτές της Μέσης Ανατολής, και σε μικρότερο βαθμό τις Ιταλίας (ως αποτέλεσμα ορεινών εμποδίων που αναπτύσσονται σε αυτές τις παράκτιες περιοχές). Το μέσο ετήσιο ύψος βροχής υπεράνω όλης της Μεσογειακής λεκάνης εκτιμάται σε = 0.40 m, αν και υπάρχουν και αρκετές διαφορετικές εκτιμήσεις του, που του αποδίδουν τιμές από 0.25 ως 0.60 m (πχ. Sanchez-Gomez et al. 2011). >15 Εικόνες 5: Τροχιές κυκλωνικών συστημάτων με προέλευση τον Νοτιο-Αλπικό κυκλογεννετικό χώρο και ιδιαίτερα τον κόλπο της Genoa Θάλασσας Λιγουρίας (αριστερά), Αδριατικής (κέντρο), και Δυτικής Μεσογείου ΒΔ Αφρικής (δεξιά), όπως προκύπτουν από δεδομένα της περιόδου 2002 2005. [Πηγή : Horvath et al. 2008] Εικόνα 6: Υψη βροχής (σε mm) στον Μεσογειακό χώρο για την υγρή περίοδο του έτους (Οκτώβριος Μάρτιος). Οι ισοϋετείς καμπύλες βασίζονται σε πλεγματικά δεδομένα για την περίοδο 1950-1999, ενώ τα μικρά έγχρωμα τετράγωνα δίνουν τα καταγεγραμμένα ύψη βροχής (σε mm) για την ίδια περίοδο σε 292 επίγειους σταθμούς. [Πηγή : Xoplaki et al. 2004] Ένα από τα βασικότερα κλιματικά χαρακτηριστικά του Μεσογειακού χώρου που επιδρά άμεσα και στην θερμόαλη κυκλοφορία, είναι το έντονα αρνητικό ισοζύγιο φυ-

>16 σικής παροχής νερού Q W ανά μονάδα επιφανείας, δηλαδή το γεγονός ότι η εξάτμιση είναι σημαντικά μεγαλύτερη της συνολικής παροχής γλυκού νερού (από βροχές και απορροή ποταμών). Η ετήσια εξάτμιση εκτιμάται (πχ. Sanchez-Gomez et al. 2011) σε ℇ = 1.1 m/yr και η απορροή των ποταμών σε R = 0.08 m/yr (0.02 εκ των οποίων οφείλονται στον Νείλο). Έτσι για το μέσο ετήσιο ισοζύγιο Q W ισχύει: Q W = ℇ p R = 0.62 m/yr [1] Το παραπάνω έλλειμμα νερού τείνει να συμπληρώνεται άμεσα (λόγω της αναπτυσ-σόμενης επιφανειακής βαροβαθμίδας υψομετρικής πίεσης μεταξύ Ατλαντικού και Ανατολικής Μεσογείου) με ισόποση εισροή Ατλαντικού νερού στην Μεσόγειο, μέσω του στενού του Gibraltar. Με αυτό τον τρόπο η Φύση συνθέτει ένα από τα εντυπωσιακότερα παραδείγματα αλληλεπίδρασης θερμοδυναμικών και ρευστοδυνα-μικών διεργασιών σε ένα μοναδικού ενδιαφέροντος γεωμετρικό πλαίσιο : την Μεσό-γειο. Βασικές ιδιότητες της κυκλοφορίας, καθορίζονται από αυτή την αλληλεπίδραση. Είναι επίσης φανερό ότι η ακριβής τιμή του αρνητικού ισοζυγίου σε οποιαδήποτε χρονική στιγμή [δηλαδή η συνάρτηση Q W = Q W (t)] διαμορφώνεται από τις βροχοπτώσεις, δεδομένου ότι αυτές καθορίζουν και την απορροή των ποταμών. Στην πραγματικότητα κανείς πρέπει να συνυπολογίσει και την τροφοδοσία με υφάλμυρο νερό από την Μαύρη θάλασσα (μέσω Βόσπορου και Δαρδανελίων) που εκτιμάται σε B = 0.16 m/yr. Έτσι, το ισοζύγιο Q F φρέσκου νερού (από πηγές εξωτερικές της Μεσογειακής λεκάνης) ανέρχεται σε: Q F = ℇ p R B = 0.48 m/yr [2] Οι μέσες εκτιμούμενες τιμές των χρονικών (μηνιαίων) μεταβολών του ισοζυγίου Q F φαίνονται στην εικόνα 7, ενώ η εκτιμούμενη χωρική κατανομή του ισοζυγίου ℇ στην εικόνα 8. Όπως βλέπουμε, πρακτικά το ισοζύγιο Q F παραμένει θετικό σε όλη τη διάρκεια του έτους (που σημαίνει ότι η εξάτμιση δεν αντισταθμίζεται από τις εξωτερικές παροχές), σημειώνοντας ελάχιστο στους μήνες Απρίλιο και Μάϊο. Επι-πλέον, στην εικόνα 8 γίνεται φανερό ότι σε ετήσια βάση, η εξάτμιση στην Ανατολι-κή Μεσόγειο υπερτερεί των βροχοπτώσεων (θετικό ισοζύγιο ℇ ) τουλάχιστον κατά δυο φορές περισσότερο, απότι στην Δυτική Μεσόγειο. Εικόνα 7 (αριστερά): Εκτιμήσεις της ενδοετήσιας (μέσης μηνιαίας) εξέλιξης του ισοζυγίου ℇ p R B (σε mm) στη Μεσόγειο. Με αναφορά στην ένθετη λεζάντα, οι έγχρωμες γραμμές (ενδείξεις cnrm ως uclm) αποτελούν αριθμητικές εκτιμή-σεις που βασίζονται σε περιοχικά κλιματικά μοντέλα (RCMs), ενώ οι διακεκομμένες γραμμές με την ένδειξη WB2-WB4 αποτελούν εκτιμήσεις βασιζόμενες σε μια σύνθετη σειρά παρατηρησιακών δεδομένων. [Πηγή: Sanchez-Gomez et al. 2011]. Εικόνα 8 (δεξιά) : Εκτιμούμενο πεδίο ετήσιων τιμών του ισοζυγίου ℇ p (σε mm). [Πηγή : Sanchez-Gomez et al. 2011]

3. Τάσεις κλιματικών μεταβολών στην Μεσόγειο >17 Η λεπτομερής μαθηματική ανάλυση 1 μακρών χρονοσειρών διαφόρων κλιματικών δεικτών (κυρίως του ύψους βροχής και της θερμοκρασίας) οι οποίες βασίζονται είτε σε μετρήσεις μόνιμων μετεωρολογικών σταθμών είτε σε πλεγματικά δεδομένα επανεπεξεργασίας (gridded reanalysis data), έχει αποδείξει ότι κατά τις τελευταίες 4~5 δεκαετίες (ιδιαίτερα δε κατά τις δεκαετίες 1970 ως και 1990) ολόκληρος ο Μεσογειακός χώρος διήλθε μια περίπου 30-ετή περίοδο μειωμένων βροχοπτώσεων και αυξημένης θερμοκρασίας. Το γεγονός αυτό φαίνεται και στις εικόνες 9 που δείχνουν τις εκτιμούμενες μεταβολές της χειμερινής βροχόπτωσης και της μέσης θερμοκρασίας κατά την περίοδο 1500-2000 (όπως προκύπτουν από πολυπαραμετρι-κή ανασύνθεση με βάση έμμεσους κλιματικούς δείκτες θερμοκρασίας και βροχό-πτωσης, όπως η ανάπτυξη δέντρο-δακτυλίων και κοραλλιών για την εποχή πριν το 1900). Όπως μπορούμε να δούμε, μετά την κορύφωσή τους στα μέσα ή τέλη της δεκαετίας του 1960, οι βροχοπτώσεις ακολούθησαν μια απότομη μείωση, σημαντι-κά μεγαλύτερη εκείνης που προηγήθηκε κατά την επίσης ξηρή περίοδο 1840-1940. Επιπλέον, από την δεκαετία του 1970 και μετά, η μέση χειμερινή θερμοκρασία φαίνεται να βρίσκεται στα υψηλότερα επίπεδα των τελευταίων 500 ετών, με εξαίρε-ση μια σχετικά μικρή περίοδο κατά τις πρώτες δεκαετίες του 1600. Εστιάζοντας τώρα στις μεταβολές της βροχόπτωσης κατά την περίοδο των ενόργανων μετρήσεων (γενικά 1900-σήμερα και κυρίως 1950-σήμερα) μπορούμε να πιστοποιήσουμε με μεγαλύτερη εμπιστοσύνη το προαναφερόμενο 1. Η Μαθηματική ανάλυση των κλιματικών χρονοσειρών ουσιαστικά εμπίπτει στο ευρύτερο γνωστικό αντι-κείμενο και τις σύγχρονες ισχυρότατες αριθμητικές τεχνικές επεξεργασίας σήματος (signal processing). Η ιδιαίτερη δυσκολία στην ανάλυση των κλιματικών χρονοσειρών (ή κλιματικών σημάτων) βρίσκεται στο γεγονός ότι αποτελούν βραχεία σήματα (μικρός αριθμός δεδομένων) που εμπεριέχουν πολύ μεγάλη διακύμανση, δηλαδή ισχυρό έγχρωμο και κυρίως κόκκινο- θόρυβο. Κατά τις τελευταίες δεκαετίες οι κλιματικές χρονοσειρές αναλύονται κάτω από την αντίληψη ότι προέρχονται από συζευγμένους χαοτικούς ταλαντωτές (πχ. Feliks et al. 2010, Ghil et al. 2002) κάθε ένας από τους οποίους αντιπρο-σωπεύει μια μεγάλης κλίμακας ατμοσφαιρική ή γεωφυσική διεργασία, όπως η Νότια Κύμανση (SO) ή η ταλάντωση του Βόρειου Ατλαντικού (NAO). Σε αυτά τα πλαίσια και μετά τους κλασσικούς στατιστικούς ελέγχους ομοιογένειας και ασυνεχειών (Standard Normal Homogeneity test, Buishand range test, Pettitt test), σημαντικότητας γραμμικών τάσεων (t-tests, sequential Mann-Kendal test), επί της ουσίας επιχειρεί-ται η ανίχνευση των στατιστικά σημαντικών μη-γραμμικών τάσεων και διαλειπουσών ημι-περιοδικών ταλαντώσεων διαμορφωμένων τόσο κατά πλάτος όσο και κατά φάση, σε υπόβαθρο κόκκινου θορύβου (που συνήθως προσομοιώνεται από μια διαδικασία γραμμικής αυτοσυσχέτισης AR(1) ). Γιαυτό, εκτός από τις συνήθεις μεθόδους παραθυρικής φασματικής ανάλυσης (FFT, Blackman-Tukey, Maximum Entropy Method) χρησιμοποιούνται εξαιρετικής διαγνωστικής ικανότητας μαθηματικές μέθοδοι, όπως η Monte Carlo Singular Spectral Analysis (MC-SSA : Allen & Smith 1996, Ghil et al. 2002), η τροποποιημένη Multi-Taper Method (ΜΤΜ : Mann & Lees 1996), η Wavelet Analysis (Grinsted et al. 2004, Torrence & Compo 1998), η Synchronization Analysis (Pikovsky et al. 2001, Paluš & Novotná 2009, Feliks et al. 2010) και άλλες. Μέσω αυτών των μεθόδων είναι δυνατόν να διαχωριστούν τα στατιστικά σημαντικά κλιματικά σήματα από τον θόρυβο, γεγονός που επιτρέπει στην συνέχεια την ανα-σύνθεση (reconstruction) της κλιματικής χρονοσειράς χωρίς τον πιθανολογούμενο θόρυβο. Έτσι γίνεται δυνατή η μελέτη της χρονικής εξέλιξης των μη-γραμμικών τάσεων και των διαλειπουσών ταλαντώσεων, καθώς και ο βαθμός σύζευξης και συγχρονισμού διαφορετικών κλιματικών διεργασιών.

>18 φαινόμενο της μεγάλης μείωσης των βροχοπτώσεων μετά το τέλος της δεκαετίας του 1960. Η κατάσταση αυτή απεικονίζεται στον χάρτη 10 που δείχνει τις γραμμικές τάσεις των υψών βροχής στον Μεσογειακό χώρο, και ενδεικτικά στα σχήματα 11. Όπως φαίνε-ται, οι περιοχές που εμφανίζουν τις μεγαλύτερες αρνητικές τάσεις βροχόπτωσης βρίσκονται στην ΒΔ Αφρική, την Ιβηρική, την Βόρεια και κεντρική Ιταλία, τα Δυτικά Βαλκάνια, το Δυτικό και Βόρειο Αιγαίο, την ΝΔ Τουρκία και την Κύπρο. Εικόνες 9: Ανωμαλίες ως προς τον μέσο της περιόδου 1961-1990, της μέσης χειμερινής θερμοκρασίας (αριστερά) και βροχόπτωσης (δεξιά) του ευρύτερου Μεσογειακού χώρου (10 W 40 E και 35 47 Ν) κατά τις περιόδους 1500-1900 και 1900-2000. Η έντονη γραμμή δίνει τις τιμές του 30-ετούς κινούμενου μέσου. [Πηγή : Luterbacher et al. 2006] Εικόνα 10: Γραμμικές τάσεις μεταβολής του ύψους βροχής (σε mm/yr) στον Μεσογειακό χώρο όπως προκύπτουν με βάση τα μηνιαία πλεγματικά δεδομένα βροχής, χωρικής ανάλυσης 0.5 0.5, (CRU - Climatic Research Units) καθώς και από 40 μετεωρολογικούς σταθμούς, για την περίοδο 1951 2002. Στις περισσότερες εκ των περιοχών που απεικονίζονται με βαθύ μπλέ χρώμα, οι τάσεις μείωσης της βροχόπτωσης αποδεικνύεται στατιστικά σημαντική σε επίπεδο εμπιστοσύνης τουλάχιστον 95%. [Πηγή : Philandras et al. 2010] Όπως προκύπτει από αρκετές μελέτες, η κεντρική Μεσόγειος και ιδιαίτερα η Ιταλική και Ελληνική χερσόνησος είναι οι περιοχές εμφανίζουν τους πιο ανησυχη-τικούς δείκτες μειωμένων βροχοπτώσεων (πχ. Xoplaki 2002, Norrant &

Dougué-droit 2005). Στην Ελλάδα το νότιο Ιόνιο εμφανίζει έναν από τους μεγαλύτερους στατιστικά σημαντικούς ρυθμούς μείωσης στην Μεσόγειο. Για παράδειγμα, μετά το 1972 ο ρυθμός μείωσης του ετήσιου ύψους βροχής H στην Ζάκυνθο ανέρχεται σε Η/ t = 4.8 mm/yr (την στιγμή που ο μέσος ρυθμός μείωσης για ολόκληρη την Μεσόγειο εκτιμάται μεταξύ 1.2 και 2.6 mm/yr). Μέσω ελέγχων ομοιογένειας και σειριακών ελέγχων Mann-Kendall, έχει διαπι-στωθεί ότι η αιφνίδια μείωση των βροχοπτώσεων στον Μεσογειακό χώρο εκδηλώ-θηκε στις περισσότερες περιοχές μεταξύ 1965 και 1975, αλλά κατέστη στατιστικά σημαντική κυρίως στην δεκαετία του 1980 (πχ. Xoplaki 2002, Luterbacher et al. 2006, Feidas et al. 2007, Kalimeris et al. 2012, Caloiero et al. 2011). Για παράδειγμα, όπως φαίνεται και στις εικόνες 11, μετά τα μέσα της δεκαετίας του 1970, τα νησιά του Ιονίου έχασαν από 21 ως 23 cm βροχής (που αντιπροσωπεύει το 18 ~ 22% του μέσου ετήσιου ύψους τους). Παρόμοια παραδείγματα, μικρότερης συνήθως έντασης, μπορεί κανείς να βρεί σχεδόν σε οποιαδήποτε περιοχή. >19 2 2 Annual Precipitation [ m ] 1.6 1.2 0.8 0.4 Annual Precipitation [ m ] 1.6 1.2 0.8 0.4 0 1890 1910 1930 1950 1970 1990 2010 0 1890 1910 1930 1950 1970 1990 2010 Εικόνες 11: Χρονοσειρές ετήσιων υψών βροχής (μπλέ γραμμή) της Κέρκυρας (αριστερά) και της Ζακύνθου (δεξιά) κατά τις περιόδους 1887-2008 και 1893-2008, αντίστοιχα (ως έτος έχει θεωρηθεί η περίοδος Ιούλιος-Ιούνιος). Οι μέσοι των περιόδων πριν και μετά την αιφνίδια μεταβολή του 1978 (στην Κέρκυρα) και 1972 (στην Ζάκυνθο) φαίνονται με διακεκομμένες μαύρες γραμμές. Οι πράσινες ευθείες δίνουν τον συνολικό γραμμικό όρο μείωσης (στατιστικά σημαντικός σε επίπεδο εμπιστοσύνης 99%), ενώ με πορτοκαλί γραμμή φαίνεται ο κινούμενος μέσος 7-ετίας. Ορισμένα κενά δεδομένων έχουν συμπληρωθεί μέσω γραμμικών συσχετίσεων με άλλους σταθμούς. [Πηγή : Kalimeris et al. 2010] Κλείνοντας την σύντομη ανασκόπηση των γραμμικών τάσεων που επικρατούν στην Μεσόγειο κυρίως κατά τα τελευταία 50 χρόνια, εξετάζουμε πολύ συνοπτικά τις αντίστοιχες τάσεις της μέσης ετήσιας θερμοκρασίας (εικόνα 12). Όπως μπορούμε να δούμε, στο μεγαλύτερο μέρος του Ευρο-Μεσογειακού χώρου επικράτησαν τάσεις αύξησης της θερινής θερμοκρασίας που στις περισσότερες Μεσογειακές περιοχές ήταν στατιστικά σημαντικές. Εξαίρεση αποτελούν τα κεντρικά και βόρεια Βαλκάνια, καθώς και η Δυτική Ελλάδα στην οποία επικράτησαν μικτές τάσεις. Υπενθυμίζεται ότι (όπως είδαμε και στην εικόνα 9) ανοδικές τάσεις επικράτησαν κατά τις τελευταίες δεκαετίες του προηγούμενου αιώνα και στις μέσες χειμερινές θερμοκρασίες. Στην πιο απλή προσέγγιση, οι αιτίες των μεταβολών βροχόπτωσης και θερμο-κρασίας στον Μεσογειακό χώρο, μπορεί να αποδοθούν σε τριών ειδών διεργασίες: (α) σε μεταβολές της χωροχρονικής κατανομής της συχνότητας κυκλογένεσης ή/και των τροχιών των κυκλωνικών συστημάτων, (β) σε πα-

>20 ρατεταμένες ανωμαλίες της ατμοσφαιρικής κυκλοφορίας που μέσω πολύπλοκων μη-γραμμικών αλληλεπιδρά-σεων μεγάλης κλίμακας προκαλούν ίδιου ή αντίθετου προσήμου ανωμαλίες στους κλιματικούς δείκτες (πχ. στην βροχόπτωση και την θερμοκρασία), και (γ) σε μετα-βολές της χημικής σύνθεσης της ατμόσφαιρας (συμπεριλαμβανομένων και των ανθρωπογενών επιδράσεων) που μέσω του φαινομένου του θερμοκηπίου καθοδη-γούν μεταβολές της δομής της ατμόσφαιρας σε πλανητική κλίμακα. Εικόνα 12 : Γραμμικές τάσεις μεταβολής της μέσης θερμοκρασίας (σε o C/50 yr) της θερμής περιόδου (Ιούνιος Σεπτέμβριος) στην Μεσόγειο κατά την περίοδο 1950-1999, όπως προκύπτει από 292 σταθμούς (έγχρωμα μικρά τετράγωνα). Οι σταθμοί στους οποίους οι τάσεις είναι στα-τιστικά σημαντικές σε επίπεδο εμπιστοσύνης τουλάχιστον 90% σημειώνονται με μικρούς κύ-κλους. [Πηγή : Xoplaki et al. 2002] Θεωρώντας ότι οι επιπτώσεις των ανθρωπογενών επιδράσεων στην χημική και εντέλει στην θερμοδυναμική δομή της ατμόσφαιρας αποτελεί ένα ευρύτερα γνωστό θέμα, θα αναφερθούμε στην συνέχεια κυρίως στα αποτελέσματα των δυο πρώτων διεργασιών. Από αυτές, οι διεργασίες του είδους (β), που περιγράφονται με τον συνοπτικό όρο τηλεζεύξεις (teleconnections), πρωτογενώς οφείλονται σε αποκλί-σεις οργανωμένων σχηματισμών της βαρομετρικής πίεσης επιφανείας από την συνήθη τους κατάσταση. Για παράδειγμα, μια από τις πιο γνωστές αποκλίσεις τέτοιου τύπου είναι η ταλάντωση του Βόρειου Ατλαντικού ή North Atlantic Oscil-lation NAO (πχ. Hurrell 1995, Hurrell & Van Loon 1997, Hurrell et al. 2001, Marshall et al. 2001, Wanner et al. 2001, Hurrell et al. 2003). Ο συνηθέστερος τρόπος μέτρησης των αποκλίσεων ενός συστήματος (ή οποιασδήποτε μεταβλητής του) από την συνήθη ή μέση- κατάστασή του, βασί-ζεται στις κανονικοποιημένες τιμές του (normalized values, γνωστών και ως z-scores). Μέσω αυτών, ορίζονται δείκτες που δείχνουν τον βαθμό στον

οποίο σχηματισμοί επιφανειακής βαρομετρικής πίεσης αποκλίνουν από την συνήθη μορφή τους. Για παράδειγμα, ο δείκτης που φανερώνει τόσο την φάση (θετική/ αρνητική) όσο και τον βαθμό απόκλισης από την μέση κατάσταση του μόνιμου διπολικού σχηματισμού πίεσης του Βόρειου Ατλαντικού (αντικυκλώνας Αζορών κυκλώνας Ισλανδίας) ορίζεται από την διαφορά : Z = [3] >21 Στην [3], οι δείκτες H και L αναφέρονται στις περιοχές έδρασης του συστήματος υψηλής και χαμηλής πίεσης αντίστοιχα (για την περίπτωση του ΝΑΟ, Αζόρες και Ισλανδία ή περιοχές πλησίον τους), P η τρέχουσα τιμή και η μέση τιμή πίεσης σε κάθε μια από αυτές τις περιοχές ως προς ένα χρονικό διάστημα αναφοράς. Τέλος σ είναι η αντίστοιχη τυπική απόκλιση πίεσης. Κανονικοποιημένοι δείκτες απόκλισης όπως ο Ζ, αναφέρονται ως ζωνικοί δείκτες. Για την περίπτωση του ΝΑΟ, ο δείκτης Ζ αναφέρεται ως κανονικοποιημένος δείκτης ΝΑΟ (North Atlantic Oscillation Index ή ΝΑΟΙ). Συχνά, οι τιμές των παραμέτρων P,, σ αντί να αναφέρονται σε σημεια-κές μετρήσεις, αναφέρονται σε ολόκληρες περιοχές (συνήθως ζώνες γεωγραφικών πλατών) μέσω πλεγματικών δεδομένων. Σε αυτή την περίπτωση οι ζωνικοί δείκτες λέγονται πλεγματικοί (πχ. Li & Wang 2003) και εμφανίζουν σημαντικά πλεονεκτή-ματα έναντι των σημειακών. Εικόνες 13: Η κατάσταση του διπολικού σχηματισμού πίεσης του αντικυκλώνα των Αζορών και του χαμηλού της Ισλανδίας στις δυο βασικές καταστάσεις αποκλίσεών του από την συνήθη κατάστασή του : θετική φάση (αριστερά), αρνητική φάση (δεξιά). Σημειώνεται επίσης η κύρια συνιστώσα κυκλοφορίας και τροχιών των συστημάτων κακοκαιρίας, κατά τις δυο φάσεις. [Πηγή : Thomson Higher Education] Εικόνες 14: Ο σχηματισμός ανώμαλης κατανομής επιφανειακής πίεσης EA-WR (αριστερά) και SCAND (δεξιά) κατά τις θετικές τους φάσεις.

>22 3.1 Επιδράσεις των ανωμαλιών κυκλοφορίας Έχει διαπιστωθεί ότι τρείς είναι οι κύριοι σχηματισμοί ανώμαλης κατανομής πίεσης που επιδρούν στη βροχόπτωση, την θερμοκρασίας και άλλους κλιματικούς δείκτες στην Μεσόγειο : (α) ο σχηματισμός ΝΑΟ (εικόνες 13), (β) ο σχηματισμός EA-WR (East Atlantic Western Russia) που αναφέρεται και ως NCP (North Sea Caspian Pattern), και (γ) ο σχηματισμός SCAND (Scandinavian) που φαίνονται στις εικόνες 14. Όταν ο σχηματισμός ΝΑΟ βρίσκεται στην θετική του φάση (ΝΑΟΙ > 0) ευνοεί-ται η ενισχυμένη δυτική κυκλοφορία των αερίων μαζών, που φέρνει τον πλούσιο σε υδρατμούς αέρα του κεντρικού Ατλαντικού πάνω από την Βόρεια Ευρώπη και την Σκανδιναβία, ενώ ατονεί η ΒΔ κυκλοφορία στην Μεσόγειο (εικόνες 13). Προς τις ίδιες Βόρειες περιοχές κατευθύνονται τότε και οι μετωπικές υφέσεις και κυκλωνικά συστήματα. Ως αποτέλεσμα, στην θετική του φάση, ο ΝΑΟ προκαλεί στην Δυτική και Βόρεια Ευρώπη βροχοπτώσεις υψηλότερες του κανονικού και στην Μεσόγειο χαμηλότερες του κανονικού. Επιπλέον διαμορφώνει θερμοκρασίες χαμηλότερες του κανονικού στην Δυτική και Βόρεια Ευρώπη και υψηλότερες του κανονικού στην Μεσόγειο. Αντίθετες τάσεις διαμορφώνονται στην αρνητική του φάση. Σε μεγάλο βαθμό οι παραπάνω τάσεις επιδρούν κατά την ψυχρή περίοδο του έτους. Ο βαθμός γραμμικής συσχέτισης μεταξύ ΝΑΟΙ και βροχόπτωσης καθώς και ΝΑΟΙ και θερμοκρασίας κατά την ψυχρή περίοδο φαίνεται στις εικόνες 15. Εικόνες 15: Ο συντελεστής γραμμικής συσχέτισης μεταξύ του δείκτη ΝΑΟ και βροχόπτωσης (αριστερά) και θερμο-κρασίας (δεξιά) κατά τους μήνες Νοέμβριο-Φεβρουάριο. [Πηγή : Xoplaki 2002] Παρόμοια προς τα παραπάνω, στην θετική του φάση, ο σχηματισμός EA-WR εμφανίζει αυξημένη πίεση στον Ανατολικό Ατλαντικό (κυρίως την περιοχή δυτικά των Βρετανικών νησιών) και χαμηλότερη του κανονικού πίεση στην Δυτική Ρωσία (εικόνες 14). Αντίθετου προσήμου αποκλίσεις εμφανίζονται στην αρνητική του φάση. Όταν ο σχηματισμός EΑ-WR βρίσκεται στην θετική του φάση ευνοείται η Βόρεια συνιστώσα της κυκλοφορίας, γεγονός που διευκολύνει την μεταφορά αερίων μαζών από την Βόρεια Ευρώπη και Σκανδιναβία στην Ανατολική κυρίως Μεσόγειο. Το γεγονός αυτό διαμορφώνει συνθήκες ευστάθειας στην ηπειρωτική Ευρώπη και τις Βόρειες ακτές, αλλά συνθήκες αστάθειας στην Νοτιο-Ανατολική κυρίως Μεσόγειο, καθώς ψυχρές αέριες μάζες μεταφέρονται τότε πάνω από θερμές θαλάσσιες περιοχές. Ως αποτέλεσμα, στην θετική του φάση ο EA-WR διαμορφώνει λιγότερες από το συνηθισμένο βροχοπτώσεις στην ηπειρωτική Ευρώπη και τις Βόρειες Με-

σογειακές ακτές, αλλά περισσότερες από το συνηθισμέ-νο βροχοπτώσεις στην Νοτιο-Ανατολική Μεσόγειο. Ταυτόχρονα ο EA-WR δια-μορφώνει χαμηλότερες του συνηθισμένου θερμοκρασίες στην Νοτιο-Ανατολική Μεσόγειο και υψηλότερες στην Ευρώπη και τις Βόρειες Μεσογειακές ακτές. Ο βαθμός γραμμικής συσχέτισης του δείκτη EA-WR με την βροχόπτωση και με την θερμοκρασία κατά την ψυχρή περίοδο φαίνεται στις εικόνες 16. Στην θετική του φάση, ο σχηματισμός SCAND εμφανίζει υψηλότερη του κανο-νικού πίεση στην Σκανδιναβία και χαμηλότερη του κανονικού στον Ανατολικό και Βόρειο Ατλαντικό (εικόνες 15). Τότε ευνοείται η Νότια συνιστώσα της κυκλο-φορίας στον Μεσογειακό χώρο (και ιδιαίτερα στην κεντρική και Ανατολική Ευρώ-πη), γεγονός που διευκολύνει την μεταφορά θερμών και υγρών αερίων μαζών τροπικής προέλευσης προς τις Βόρειες ακτές της κεντρικής και Ανατολικής Μεσογείου. Δεδομένης της σημαντικής ορογραφίας αυτών των περιοχών, έχουμε ως αποτέλεσμα υψηλότερες του συνήθους βροχοπτώσεις και θερμοκρασίες σε αυτό τον χώρο (κυρίως δε στην περιοχή της Ιταλικής χερσονήσου, τον Νοτιο-Αλπικό χώρο και τις Ανατολικές ακτές της Αδριατικής). Δεν υπάρχουν σημαντικές τάσεις αποκλίσεων της βροχόπτωσης και της θερμοκρασίας στις υπόλοιπες Μεσογειακές περιοχές. Ο βαθμός γραμμικής συσχέτισης του δείκτη SCAND με την βροχόπτωση και την θερμοκρασία κατά την ψυχρή περίοδο φαίνονται στις εικόνες 16. >23 Εικόνες 16: Ο συντελεστής γραμμικής συσχέτισης μεταξύ των δεικτών EA-WR (πάνω) και SCAND (κάτω) και της βροχόπτωσης (αριστερή στήλη) και της θερμοκρασίας (δεξιά στήλη) κατά τους μήνες Νοέμβριο-Φεβρουάριο της περιόδου 1950-1999. Συσχετίσεις μεγαλύτερες του 0.14 είναι στατιστικά σημαντικές σε επίπεδο εμπιστοσύνης 95%. [Πηγή : Xoplaki 2002] Καθώς ο Μεσογειακός χώρος μπορεί σε κάθε χρονική περίοδο να βρίσκεται υπό την ταυτόχρονη επίδραση όλων των παραπάνω σχηματισμών, μηγραμμικές αλληλεπιδράσεις μεταξύ τους μπορεί να ενισχύουν ή να εξασθενούν τις διαμορφού-μενες τάσεις βροχόπτωσης και θερμοκρασίας. Επιπλέον, οι επιδράσεις τους εμφανί-ζουν παραλλαγές ανάλογα με την φάση στην οποία βρίσκεται το πλέον σημαντικό φαινόμενο από άποψη κλιματικών επιδράσε-

>24 ων σε πλανητική κλίμακα, της Νότιας Κύμανσης El-Niño (El-Niño Southern Oscillation ENSO). Οι αλληλεπιδράσεις των παραπάνω τηλεζεύξεων έχουν για παράδειγμα μελετηθεί από τους García-Serrano et al. 2010, Fraedrich & Müller 1992, Diaz et al. 2001, Ribera et al. 2000, Huang et al. 1998, Krichak & Alpert 2005, Krichak et al 2002, Zanchettin et al. 2008, Rodo et al. 1997. Με δεδομένα τα παραπάνω είναι φανερό ότι ιδιαίτερης σημασίας για την κατα-νόηση των κλιματικών μεταβολών και τάσεων που εκδηλώθηκαν στην Μεσόγειο μετά την δεκαετία του 1960, είναι η εξέλιξη των δεικτών NAO, EA-WR και SCAND. Η εξομαλυμένη χρονοσειρά των παραπάνω δεικτών για την περίοδο 1950-2009 παρουσιάζεται στην εικόνα 17. Όπως μπορούμε να δούμε εκεί, με εξαίρεση μικρές περιόδους, ο δείκτης ΝΑΟ εμφάνισε μια εμμονή σε θετική φάση από της αρχές της δεκαετίας του 1970 μέχρι πρόσφατα. Ιδιαίτερα περί το 1990, οι τιμές του υπήρξαν ασυνήθιστα μεγάλες. Η περίοδος αυτή φαίνεται κατά τα τελευταία έτη (κυρίως μετά το 2009) να βαίνει στην λήξη της, καθώς οι ετήσιες τιμές του ΝΑΟ κατά την 2-ετία 2009 και 2010 υπήρξαν εντονότατα αρνητικές. Ταυτόχρονα όμως προς τις θετικές τιμές του ΝΑΟΙ, που ευνοούσαν την επικράτηση ξηρών και θερμών συνθηκών στην Μεσόγειο, παρατηρούμε ότι κατά την περίοδο 1985-2007, τόσο ο σχηματισμός EA-WR όσο και ο SCAND ενέτειναν ακόμα περισ-σότερο αυτές τις συνθήκες, δεδομένου ότι ο μεν EA-WR εμφάνισε εμμονή σε θετικές τιμές, ο δε SCAND σε αρνητικές τιμές. Ως αποτέλεσμα των θετικών τιμών ΝΑΟ και των συνδυασμένων τιμών EA-WR και SCAND μπορεί σε μεγάλο βαθμό να ερμηνευτεί η παρατεταμένη περίοδος ξηρασίας μετά την δεκαετία του 1970, αλλά και ενίσχυσης της Βόρειας συνιστώσας ανέμων. Εικόνα 17 : Η εξέλιξη των χειμερινών τιμών των κανονικοποιημένων δεικτών των σχηματισμών NAO, EA-WR και SCAND κατά την περί-οδο 1950-2009 (απεικονίζονται οι τιμές που προκύπτουν από τον κινούμενο μέσο 5-ετίας προκει-μένου να απαλειφθούν οι υψί-συχνες μεταβολές). Σημειώνεται επίσης η περίοδος συνέργειας των τριών σχηματισμών. 3.2 Επιδράσεις της συχνότητας κυκλογένεσης Μια ακόμα κλιματική τάση στον Μεσογειακό χώρο οφείλεται στην μεταβολή της συχνότητας κυκλογένεσης στο εσωτερικό της Μεσογειακής λεκάνης. Είναι φανερό ότι μείωση του αριθμού των κυκλωνικών συστημάτων ιδιαίτερα τους χειμερινούς μήνες προκαλεί τάσεις ξηρότητας. Η μελέτη των χωροχρονικών μεταβολών της κυκλογένεσης, των τροχιών των συστημάτων, και των αποτελεσμάτων τους στις βροχοπτώσεις είναι ένα θέμα που έχει ερευνηθεί ιδιαίτερα την τελευταία δεκαετία (πχ. Flocas et al. 2010, Bartholy et al.

2009, Lionello et al. 2006, Maheras et al. 2001, Trigo et al. 1999, 2000, 2006). Τα αποτελέσματα δείχνουν ότι κατά τους κρίσιμους χειμερινούς μήνες υπάρχει μια τάση μείωσης της συχνότητας κυκλογένεσης σχεδόν σε όλο τον Μεσογειακό χώρο. Ειδικά στον Νοτιο-Αλπικό χώρο, οι αρνητικές τάσεις είναι ιδιαίτερα ισχυρές τον χειμώνα και την άνοιξη, ενώ αξιόλογες αρνητικές τάσεις εντοπίζονται κατά τους χειμερινούς μήνες και στην Αδριατική, το Ιόνιο και το Αιγαίο. Μοναδική εξαίρεση αποτελεί η Νότια Αδριατική στην οποία η συχνότητα κυκλογένεσης εμφανίζει μικρή αύξηση τον χειμώνα, αλλά πολύ μεγάλη αύξηση τον καλοκαίρι. Κατά τους θερινούς μήνες, εκτός του Νοτιο-Αλπικού χώρου μείωση στην συχνότητα κυκλο-γένεσης εμφανίζουν ακόμα η Νότια Ιβηρική-θάλασσα Βαλεαρίδων, Νότιο Ιόνιο και Βόρειο Αιγαίο. Σημαντική αύξηση εμφανίζεται στην ίδια περίοδο και στον κόλπο των Λεόντων-θάλασσα Σαρδηνίας. Τα παραπάνω φαίνονται και στις εικόνες 18 όπου γίνεται μια ενδεικτική σύγκριση της συχνότητας κυκλογένεσης ειδικά στην Δυτική και κεντρική Μεσόγειο, μεταξύ δυο ενδεικτικών δεκαετών περιόδων 1957-1966 και 1993-2002. Δεδομένου ότι η θερινή κυκλογένεση δεν επιδρά ιδιαίτερα στις μειωμένες βροχοπτώσεις, είναι φανερό ότι σημαντική επίδραση έχουν οι μεταβολές κυκλο-γένεσης κατά τους χειμερινούς μήνες. Γενικά όμως δεν είναι με σαφήνεια καθ-ορισμένος ο βαθμός στον οποίο η μείωση της χειμερινής συχνότητας κυκλογένεσης επέδρασε στις αρνητικές τάσεις βροχόπτωσης. >25 Εικόνα 18: Σύγκριση της συχνότητας κυκλογένεσης μεταξύ των δεκαετών περιόδων 1957-1966 (αριστερά) και 1993-2002 (δεξιά), κατά τον χειμώνα (πάνω) και κατά το καλοκαίρι (κάτω). [Πηγή : Bartholy et al. 2009] 4. Συμπεράσματα - Συζήτηση Ο χώρος έχει γεωφυσικά χαρακτηριστικά που τον καθιστούν πηγή εξαιρετικού ενδιαφέροντος ατμοσφαιρικών και ωκεανογραφικών φαινομένων. Τόσο η παράκτια ορογραφία όσο και η μορφολογία της ίδιας της λεκάνης, προκα-λούν ένα φυσικό διαχωρισμό σε Δυτική και Ανατολική. Κάθε μια από τις δυο περιοχές φαίνεται να έχει διαφορετική αλλά και άμεσα συζευγμένη δυναμική. Η βροχόπτωση και η εξάτμιση στην Μεσόγειο κατέχουν κεντρικό ρόλο στην

>26 αλληλεπίδρασή ως φορέα αλληλεπίδρασης θάλασσας ατμόσφαιρας καθότι αφενός την καθιστούν λεκάνη συμπύκνωσης και αφετέρου επιδρούν άμεσα στα βασικά χαρακτηριστικά της θερμόαλης κυκλοφορίας της. Το πεδίο βροχόπτωσης διαμορφώνεται στις λεπτομέρειές του από την κυκλογένεση της υπήνεμης πλευράς των μεγάλων ορεινών συγκροτημάτων που περιβάλλουν την Μεσόγειο ιδιαίτερα στις Βόρειες ακτές της. Μετά το 1960 αιφνίδιες και σχετικά μεγάλου μεγέθους μεταβολές καταγράφηκαν σε κύριους κλιματικούς δείκτες του Μεσογειακού χώρου, όπως η βροχό-πτωση και η θερμοκρασία. Συγκεκριμένα η βροχόπτωση εμφάνισε μείωση με μέσο ρυθμό που εκτιμάται σε 1.2 ~ 2.4 mm/yr. Η μείωση αυτή αποδεικνύεται στατιστικά σημαντική σε περιοχές όπως η κεντρική Μεσόγειος και οι ΒΔ Αφρικανικές ακτές. Στις περισσότερες από αυτές τις περιοχές η αιφνίδια μείωση της βροχόπτωσης φαίνεται να ξεκινά μεταξύ του τέλους της δεκαετίας του 1960 και του τέλους της δεκαετίας του 1970, ενώ αποκτά στατιστικά σημαντικά χαρακτηρι-στικά κυρίως την δεκαετία του 1980. Επιπλέον η θερμοκρασία εμφάνισε τάσεις αύξησης που καταγράφονται ήδη από την δεκαετία του 1950. Οι αιτίες αυτών των παραπάνω κλιματικών τάσεων φαίνεται να βρίσκονται στην μείωση της συχνότητας κυκλογένεσης στον Μεσογειακό χώρο, στην συνδυασμένη δράση των μηχανισμών κλιματικής τηλεζεύξης NAO, EA-WR και SCAND, και ακόμα στο φαινόμενο του θερμοκηπίου. Οι τάσεις μείωσης της βροχόπτωσης και αύξησης της θερμοκρασίας αναμένεται σύμφωνα με τα κλιματικά μοντέλα να συνεχιστούν και κατά την διάρκεια του τρέχοντος αιώνα. Βιβλιογραφία Αναφορές Aebischer U & Schär C, 1998 : Low-level potential vorticity and cyclogenesis to the lee of the Alps. Journal of the Atmospheric Sciences 55, 186-207. Allen MR & Smith LA, 1996 : Monte Carlo SSA : Detecting irregular oscillations in the presence of coloured noise. Journal of Climate 9, 3373-3404. Barry RG & Chorley RJ 2003 : Atmosphere, Weather and Climate, 8 th edition, Routledge. Bartholy J, Pongrácz R, Pattantyús-Ábrahám M, 2009 : Analyzing the genesis, intensity, and tracks of western Mediterranean cyclones. Theoretical and Applied Climatology 96, 133-144 Caloiero T, Coscarelli R, Ferrari E and Mancini M, 2011 : Trend detection of annual and seasonal rainfall in Calabria (Southern Italy). International Journal of Climatology 31, 44-56 Diaz HF, Hoerling MP, Eischeid JK, 2001 : ENSO variability, teleconnections and climate change. International Journal of Climatology, 21, 1845-1862. Feidas H, Noulopoulou Ch, Makrogiannis T, Bora-Senta E, 2007 : Trend analysis of precipitation time series in Greece and their relationaship with circulation using surface and satellite data : 1955-2001. Theoretical and Applied Climatology 87, 155-177. Feliks Y, Ghil M, Robertson A, 2010 : Oscillatory climate modes in the Eastern

Mediterranean and their synchronization with the North Atlantic Oscillation. Journal of Climatology 23, 4060-4079 Flocas HA, Simmonds I, Kouroutzoglou J, Keay K, Hatzaki M, Bricolas V, Asimakopoulos D, 2010 : On cyclonic tracks over the Eastern Mediterranean. Journal of Climatology 23, 5243-5257 Fraedrich K & Müller K, 1992 : Climate anomalies in Europe associated with ENSO extremes. International Journal of Climatology, 12, 679-694. García-Serrano J, Rodríguez-Fonseca B, Bladé I, Zurita-Gotor P, De la Cámara A, 2010 : Rotational atmospheric circulation during North Atlantic- European winter : the influence of ENSO. Climate Dynamics, doi 10.1007/ s00382-010-0968-y. Ghil M. Allen MR, Dettinger MD, Ide K, Kondrashov D, Mann ME, Robertson AW, Saunders A, Tian Y, Varadi F, Yiou P, 2002 : Advanced spectral methods for climatic time series. Review of Geophysics 40(1), 1-41 Grinsted A, Moore JC, Jevrejeva S, 2004 : Application of the cross wavelet transform and wavelet coherence to geophysical time series. Nonlinear Processes in Geophysics 11, 561-566. Horvath K, 2008 : Dynamical processes in the upper-troposphere and lee cyclogenesis in the Western Mediterranean, Phd Thesis, Zagreb University. Huang J, Higuchi K, Shabbar A, 1998 : The relationship between the North Atlantic Oscillation and the El-Niño Southern Oscillation. Geophysical Research Letters, 25, 2707-2710 Hurrell JW, 1995 : Decadal trends in the North Atlantic Oscillation regional temperatures and precipitation. Science 269, 676 679 Hurrell JW & Van Loon H, 1997 : Decadal variations in climate associated with the North Atlantic Oscillation. Climatic Change 36, 301-326. Hurrell JW, Kushnir Y, Visbeck M, 2001 : The North Atlantic Oscillation. Science 291, 603-605 Hurrell JW, Kushnir Y, Ottersen G, Visbeck M, 2003 : An overview of the North Atlantic Oscillation. Geophysical Monograph 134, The American geophysical Union. Kalimeris A, Founda D, Giannakopoulos C, Pierros F, Philandras KM, 2010 : Long-term changes of precipitation in the Ionian Sea Future projections. Proceedings of the 10th International Conference on Meteorology, Climatology and Atmospheric Physics, Patras, pp.737-743 Kalimeris A, Founda D, Giannakopoulos C, Pierros F, 2012 : Long-term precipitation variability in the Ionian islands (Central Mediterranean) : Climatic signal analysis and future projections. Theoretical and Applied Climatology, accepted. Krichak SO & Alpert P, 2005 : Signatures of the NAO in the atmospheric circulation during wet winter months over the Mediterranean region. Theoretical and Applied Climatology 82, 27-39. Krichak So, Kishcha P, Alpert P, 2002 : Decadal trends of main Eurasian oscillations and the Eastern Mediterranean precipitation. Theoretical and Applied Climatology 72, 209-220. Li J & Wang J, 2003 : A new North Atlantic Oscillation index and its variability. Advances in Atmospheric Sciences, 20(5), 661-676 Lin Y-L, 2007 : Mesoscale Dynamics, Cambridge University Press >27

>28 Lionello P, Bhend J, Buzzi A, Della-Marta PM, Krichak S, Jansá A, Maheras P, Sanna A, Trigo IF, Trigo R, 2006 : Cyclones in the Mediterranean region : climatology and effects on the environment. In : Lionello P, Malanotte- Rizzoli P, Boscolo R (eds) Mediterranean Climate Variability, Developments in Earth and Environmental Sciences 4. Elsevier pp.324-372 Luterbacher J, Xoplaki E, Casty C, Wanner H, Pauling A, Küttel M, Rutishauser T, Brönnimann S, Fischer E, Fleitmann D, Gonzalez-Rouco FJ, García-Herrera R, and 37 other co-authors, 2006 : Mediterranean climate variability over the last centuries: A review. In Developments in Earth and Environmental Sciences, Volume 4, Elsevier. Maheras P, Flocas H, Patrikas I, Anagnostopoulou C, 2001 : A 40 year objective climatology of surface cyclones in the Mediterranean region: spatial and temporal distribution. International Journal of Climatology 21, 109-130 Mann ME and Lees JM, 1996 : Robust estimation of background noise and signal detection in climatic time series. Climatic Change 33, 409-445 Marshall J, Kushnir Y., Battisti D. and 7 co-authors, 2001 : North Atlantic Variability : Phenomena, impacts and mechanisms, Review. International Journal of Climatology 21, 1863-1898. Meteorological Office, 1962 : Weather in the Mediterranean I, General Meteorology (2 nd ed), MO 391, HMSO, London Norrant C and Douguédroit A, 2005 : Monthly and daily precipitation trends in the Mediterranean (1950-2000). Theoretical and Applied Climatology 83, 89-106 Paluš M and Novotná D, 2009 : Phase-coherent oscillatory modes in solar and geomagnetic activity and climate variability. Journal of Atmospheric and Solar Terrestrial Physics 71, 923-930 Philandras KM, Douvis KC, Nastos PT, Tselioudis GB, Zerefos CS, 2010 : Study of the precipitation trends in the Mediterranean region. Proceedings of the 10th International Conference on Meteorology, Climatology and Atmospheric Physics, Patras, pp.785-792 Pikovsky A, Rosenblum M and Kurths J, 2001 : in Synchronization, a universal concept in nonlinear sciences, Cambridge. Ribera P, Garcia R, Diaz HF, Gimeno L, Hernandez E, 2000. Trends and interannual oscillations in the main sea-level surface pressure. patterns over the Mediterranean, 1955-1990. Geophysical research Letters, 27, 8, 1143-1146. Rodo X, Baert E, Comin FA, 1997 : Variations in seasonal rainfall in southern Europe during the present century : relationships with the North Atlantic Oscillation and the El-Niňo Southern Oscillation. Climate Dynamics 13, 275-284 Sanchez-Gomez E, Somot S, Josey SA, Dubois C, Elguindi N, Déqué M, 2011 : Evaluation of Mediterranean Sea water and heat budgets simulated by an ensemble of high resolution regional climate models. Climate Dynamics doi 10.1007/s00382-011-1012-6. Tafferner A & Egger J, 1990 : Test of lee cyclogenesis : ALPEX cases. Journal of Atmospheric Sciences 47, 2417-28. Tibaldi S, Buzzi A, Speranza A, 1990 : Orographic cyclogenesis. In Extratropical Cyclones, C Newton & EO Holopainen (eds). American Meteorological

Society 107-28. Torrence C & Compo GP, 1998 : A practical guide to wavelet analysis. Bulletin of the American Meteorological Society 79, 61-78. Trigo IF, Davies TD, Bigg GR, 1999 : Objective climatology of cyclones in the Mediterranean region. Journal of Climate 2, 1685-1696 Trigo RM, Davies TD, Bigg GR, 2000 : Decline in Mediterranean rainfall caused by weakening of Mediterrranenan cyclones. Geophsical Research Letters 27, 2913-2916 Trigo IF, 2006 : Climatology and interannual variability of stormtracks in the Euro-Atlantic sector : A comparison between ERA-40 and NCEPINCAR reanalyses. Climate Dynamics 26, 127-143 Wanner H, Brönnimann S, Casty C, Gyalistras D, Luterbacher J, Schmutz C, Stephenson DB, Xoplaki E, 2001: North Atlantic Oscillation Concepts and studies. Surveys in Geophysics 22, 321-382. Xoplaki E, 2002 : Climate variability over the Mediterranean, Ph.D. Thesis, University of Bern Xoplaki E, Gonzalez-Rouco JF, Luterbacher J, Wanner H, 2004 : Wet season Mediterranean precipitation variability : Influence of large-scale dynamics and trends. Climate Dynamics 23, 63-78 Zanchettin D, Franks SW, Traverso P, Tomasino M, 2008 : On ENSO impacts on European wintertime rainfalls and their modulation by the NAO and the Pacific multi-decadal variability described through the PDO index. International Journal of Climatology 28, 995-1006. >29