ΠΑΝΕΠΙΣΤΗΜΙΟ ΑΙΓΑΙΟΥ ΣΧΟΛΗ ΠΕΡΙΒΑΛΛΟΝΤΟΣ
ΤΜΗΜΑ ΕΠΙΣΤΗΜΩΝ ΤΗΣ ΘΑΛΑΣΣΑΣ
ΠΤΥΧΙΑΚΗ ΕΡΓΑΣΙΑ:
«ΔΙΕΡΕΥΝΗΣΗ ΤΟΥ ΡΟΛΟΥ ΤΩΝ ΔΑΡΔΑΝΕΛΙΩΝ ΣΤΗ ΘΕΡΜΟΑΛΗ ΛΕΙΤΟΥΡΓΙΑ ΤΟΥ ΒΟΡΕΙΟΥ ΑΙΓΑΙΟΥ»
ΕΠΙΒΛΕΠΟΥΣΑ ΚΑΘΗΓΗΤΡΙΑ: ΕΛΕΝΗ – ΑΝΘΗ ΤΡΑΓΟΥ, ΛΕΚΤΟΡΑΣ
ΟΝΟΜΑ ΣΥΓΓΡΑΦΕΩΣ:
ΜΑΜΟΥΤΟΣ ΙΩΑΝΝΗΣ
ΜΥΤΙΛΗΝΗ 2008
ΕΥΧΑΡΙΣΤΙΕΣ
Θα ήθελα να ευχαριστήσω ιδιαίτερα την κ. Ελένη – Ανθή Τράγου, Λέκτορα Θαλάσσιας Μετεωρολογίας και Κλιματολογίας του Τμήματος Επιστημών της Θάλασσας και επιβλέπουσα καθηγήτρια της παρούσης πτυχιακής εργασίας για την πολύτιμη καθοδήγηση, υποστήριξη και συμβουλές που μου έδωσε σε όλο το διάστημα της εκπόνησης της καθώς και τους κ. Ζερβάκη Βασίλη και κ. Δήμητρα Κίτσιου, αμφότεροι Επίκουροι Καθηγητές του Τμήματος Επιστημών της Θάλασσας και μέλη της επιτροπής αξιολόγησης της παρούσας εργασίας για τα πολύτιμα σχόλια και διευκρινήσεις τους.
Τέλος θα ήθελα να ευχαριστήσω όλους εκείνους που άμεσα ή έμμεσα συνέδραμαν στην εκπόνηση αυτής της εργασίας καθώς επίσης και την οικογένειά μου για την ηθική και οικονομική συμπαράσταση.
ΠΕΡΙΕΧΟΜΕΝΑ
Περίληψη 4
1. Εισαγωγή 5
1.1 Ανασκόπηση της διαδικασίας σχηματισμού ενδιάμεσου και
βαθέως ύδατος στη Μεσόγειο και οι πρόσφατες αλλαγές. 6
1.1.1 Βαθύ Νερό Δυτικής Μεσογείου (WMDW). 9
1.1.2 Βαθύ Νερό Ανατολικής Μεσογείου (EMDW). 10
1.1.3 Ενδιάμεσο νερό της Λεβαντίνης (LIW) . 10
1.1.4 Ο ρόλος του Αιγαίου Πελάγους και οι πρόσφατες
αλλαγές στη θερμόαλη κυκλοφορία της Μεσογείου. 12 2. Υλικά και Μέθοδοι
2.1 Περιοχή μελέτης και συλλογή δεδομένων. 15
2.2 Υπολογισμοί και επεξεργασία των δεδομένων. 17
3. Αποτελέσματα
3.1 Υπολογισμός ανταλλαγών πλευστότητας με τα Δαρδανέλια. 22 3.2 Υπολογισμός ανταλλαγών πλευστότητας με την ατμόσφαιρα. 32 3.3 Προσδιορισμός της επιφάνειας του Βορείου Αιγαίου που επηρεάζεται από τα Δαρδανέλια και υπολογισμός του χρόνου παραμονής των υδάτων
στη περιοχή. 38
4. Συμπεράσματα – Συζήτηση 48
ΒΙΒΛΙΟΓΡΑΦΙΑ 52
ΠΑΡΑΡΤΗΜΑ 56
Περίληψη
Η Μεσόγειος είναι μια ημίκλειστη θαλάσσια λεκάνη που επικοινωνεί με τον παγκόσμιο ωκεανό διαμέσου του Γιβραλτάρ. Μέσω του ανώτερου «ιμάντα μεταφοράς» και διαμέσου του Γιβραλτάρ χαμηλής πυκνότητας υδάτινες μάζες από τον Ατλαντικό εισέρχονται στην Μεσόγειο και μετασχηματίζονται σε πυκνότερες οι οποίες εξέρχονται στον Ατλαντικό μέσω του κατώτερου/βαθιού ιμάντα μεταφοράς.
Εκτενείς έρευνες την τελευταία 20ετία στην ανατολική Μεσόγειο αποκάλυψαν σημαντικές λεπτομέρειες για την θερμόαλη κυκλοφορία και τις αιφνίδιες αλλαγές που συνέβησαν, καθώς από την αρχή του 20ου αιώνα και οι δύο
«ιμάντες μεταφοράς» της ανατολικής Μεσογείου παρουσίαζαν σταθερά χαρακτηριστικά, υποδεικνύοντας έναν σχεδόν τέλειο κύκλο.
Διαφορές υποθέσεις έχουν προταθεί για τις αιτίες αυτού του φαινόμενου.
Μεταξύ αυτών είναι η ακόλουθη: Δεδομένα από το Βόρειο Αιγαίο υποδεικνύουν ότι το έναυσμα μπορεί να δόθηκε με τη μεγάλη παραγωγή βαθιού νερού στο Βόρειο Αιγαίο το 1987 (Zervakis et al., 2000). Αυτή η παραγωγή σχετίζεται με μεταβολές στην παροχή λιγότερο αλμυρού νερού από την Μαύρη θάλασσα (Zervakis et al., 2000). Σκοπός αυτής της εργασίας είναι η διερεύνηση της επίδρασης της Μαύρης Θάλασσας στη διαμόρφωση της πλευστότητας του Βορείου Αιγαίου
Λόγω του ενδιαφέροντος που παρουσιάζει το παραπάνω σενάριο, στην παρούσα εργασία εξετάζεται περαιτέρω η θερμόαλη κυκλοφορία του βορείου Αιγαίου και ειδικότερα ο ρόλος των Δαρδανελίων στη διαμόρφωση αυτής.
1.Εισαγωγή
Η Μεσόγειος θάλασσα μπορεί να χαρακτηριστεί ως μια ημίκλειστη θαλάσσια λεκάνη που επικοινωνεί με τον παγκόσμιο ωκεανό μέσω του στενού του Γιβραλτάρ (Εικόνα 1). Τα ελλείμματα σε θερμότητα και σε παροχή γλυκού νερού της λεκάνης είναι αυτά που καθορίζουν την θερμόαλη της κυκλοφορία καθώς και τα υδρολογικά της χαρακτηριστικά. Εδώ πρέπει να σημειωθεί ότι η θερμόαλη κυκλοφορία της Μεσογείου καθορίζεται κυρίως από την αλατική συνιστώσα και δευτερευόντως από τη θερμική. Αν το σύνολο των ανταλλαγών θερμότητας και μάζας (νερού) τείνουν να μειώσουν την πυκνότητα των επιφανειακών νερών τότε η ημίκλειστη λεκάνη λέγεται λεκάνη αραίωσης και στην αντίθετη περίπτωση καλείται λεκάνη συμπύκνωσης.
Εικόνα 1: H Μεσόγειος θάλασσα
Μέσω λοιπόν του ανώτερου/εξωτερικού «ιμάντα μεταφοράς» και διαμέσου του στενού του Γιβραλτάρ χαμηλές σε πυκνότητα υδάτινες μάζες από τον Ατλαντικό εισέρχονται στην Μεσόγειο και μετασχηματίζονται σε πυκνότερο – υψηλότερης αλατότητας νερό το οποίο διαδοχικά εξέρχεται στον Ατλαντικό μέσω του κατώτερου/βαθιού ιμάντα μεταφοράς. Αν και το επιφανειακό νερό του Ατλαντικού σταδιακά χάνει τα χαρακτηριστικά του λόγω αναμείξεων και εξατμίσεων, ο μετασχηματισμός του σε ενδιάμεσο και βαθύ νερό επέρχεται σε συγκεκριμένες περιοχές εντός της λεκάνης (Wust, 1961).
Σε αυτές τις τοποθεσίες ευνοϊκές ωκεάνιες συνθήκες καθώς και ακραίες διαδικασίες, που οφείλονται κυρίως σε αλληλεπιδράσεις μεταξύ της ατμόσφαιρας και
της θάλασσας, οδηγούν τις διεργασίες μετασχηματισμού του επιφανειακού νερού του Ατλαντικού καταρχήν σε ενδιάμεσο και κατόπιν σε βαθύ νερό.
Εκτενείς έρευνες την τελευταία 20ετία στην ανατολική Μεσόγειο αποκάλυψαν σημαντικές λεπτομέρειες για τη θερμόαλη κυκλοφορία και την αιφνίδια αλλαγή που συνέβη. Από την αρχή του 20ου αιώνα και οι δύο «ιμάντες μεταφοράς»
ενδιάμεσου και βαθέως ύδατος της ανατολικής Μεσογείου παρουσίαζαν σταθερά χαρακτηριστικά (Malanotte-Rizzoli and Hecht,1988; Ozsoy et al.,1993; Theocharis et al.,1993; Malanotte-Rizzoli et al.,1997), υποδεικνύοντας έναν σχεδόν τέλειο κύκλο και σε ότι αφορούσε τα χαρακτηριστικά της υδάτινης μάζας αλλά και τον ρυθμό σχηματισμού της καθ’ όλη την διάρκεια αυτής της περιόδου. Από το 1988 και έπειτα, ξεκίνησε μια από τις πιο σημαντικές αλλαγές, που έχουν ποτέ εντοπιστεί, στα χαρακτηριστικά της θερμόαλης κυκλοφορίας.
Στις επόμενες παραγράφους επιχειρείται αρχικά μια σύντομη ανασκόπηση της διαδικασίας σχηματισμού του ενδιάμεσου και του βαθέως νερού στον παγκόσμιο ωκεανό αλλά και στη Μεσόγειο θάλασσα, συμπεριλαμβανομένων και των πρόσφατων αλλαγών που συνέβησαν στην θερμόαλη κυκλοφορία της Μεσογείου, καταλήγοντας τελικά στη διερεύνηση της επίδρασης της Μαύρης θάλασσας, μέσω των στενών των Δαρδανελίων, στη διαμόρφωση της θερμόαλης λειτουργίας του βορείου Αιγαίου, ως μιας πιθανής αιτίας των πρόσφατων αλλαγών.
1.1 Ανασκόπηση της διαδικασίας σχηματισμού ενδιάμεσου και βαθέως ύδατος στη Μεσόγειο και οι πρόσφατες αλλαγές.
Η διαδικασία σχηματισμού βαθέως ύδατος είναι εξίσου σημαντική τόσο για την Μεσόγειο όσο και για τον παγκόσμιο ωκεανό και σχετίζεται με την βαθιά ωκεάνια κυκλοφορία (θερμόαλη κυκλοφορία).
Η βαθιά ωκεάνια κυκλοφορία περιλαμβάνει τις ροές που στα μεν μικρά και μεσαία γεωγραφικά πλάτη είναι υποθαλάσσιες και βρίσκονται κάτω από το μόνιμο θερμοκλινές, στα δε μεγάλα γεωγραφικά πλάτη εκτείνονται σε ολόκληρη την υδάτινη στήλη. Στη βαθιά ωκεάνια κυκλοφορία συμμετέχει περίπου το 90% του όγκου των νερών του παγκόσμιου ωκεανού. Σε αντίθεση με την επιφανειακή – οριζόντια ουσιαστικά – κυκλοφορία των ρευμάτων, στην οποία η κύρια αιτία είναι η διατμητική τάση του ανέμου, στη βαθιά – όχι αποκλειστικά οριζόντια – κυκλοφορία τον αντίστοιχο ρόλο διαδραματίζει η δύναμη της οριζόντιας βαθμίδας πίεσης, η οποία
οφείλεται σε διαφορές πυκνότητας. Επειδή οι τελευταίες προέρχονται από μεταβολές θερμοκρασίας και αλατότητας, η βαθιά κυκλοφορία ονομάζεται θερμόαλη.
Τα βαθιά ρεύματα έχουν γενικά πολύ μικρές ταχύτητες ροής σε σχέση με τα επιφανειακά. Οι μικρές αυτές ταχύτητες οφείλονται τόσο στις πολύ μικρές διαφορές πυκνότητας μεταξύ των βαθιών υδάτινων μαζών, όσο και στο γεγονός ότι οι κλίσεις κατά μήκος των ρέουν τα βαθιά ρεύματα υφίστανται εντονότερα την επίδραση της δύναμης Coriolis. Οι συνιστώσες της βαθιάς κυκλοφορίας δημιουργούνται στις ψυχρές πολικές περιοχές και στη συνέχεια ρέουν επάνω από τον ωκεάνιο πυθμένα προς τον ισημερινό. Στην πορεία τους εκτρέπονται προς τα δυτικά ωκεάνια περιθώρια εξαιτίας της δύναμης Coriolis. Οι περιοχές δημιουργίας των βαθιών ρευμάτων αντιστοιχούν μόνο στο 25% της συνολικής επιφάνειας του παγκόσμιου ωκεανού
Η βύθιση των επιφανειακών νερών (σχηματισμός βαθέως ύδατος) λαμβάνει χώρα σε διάφορες θέσεις των πολικών και υποπολικών περιοχών του παγκόσμιου ωκεανού, όπου οι επικρατούσες κλιματικές συνθήκες προκαλούν ισχυρή ψύξη των επιφανειακών νερών, ενώ παράλληλα ο σχηματισμός θαλάσσιου πάγου αποδεσμεύει άλατα και προκαλεί αύξηση της αλατότητας, με συνέπεια την περαιτέρω αύξηση της πυκνότητας των επιφανειακών σε σχέση με τα υποκείμενα νερά. Συνεπώς, τα επιφανειακά νερά βυθίζονται μέχρι το επίπεδο εκείνο όπου έχουν ουδέτερη πλευστότητα. Εκεί εξαπλώνονται πλευρικά επάνω σε ισόπυκνες επιφάνειες, αρχικά στη διεύθυνση της επικρατούσας οριζόντιας βαθμίδας πίεσης και στη συνέχεια όταν η επίδραση της δύναμης Coriolis και η οριζόντια βαροθμίδα ισορροπήσουν, ρέουν γεωστροφικά.
Στην εικόνα 2 παρουσιάζεται ο «παγκόσμιος ωκεάνιος ιμάντας μεταφοράς»
νερών και θερμικής ενέργειας. Αφετηρία της κυκλοφορίας αυτής είναι ο σχηματισμός του Βαθιού Νερού του Βορείου Ατλαντικού (N.A.D.W. :North Atlantic Deep Water) κοντά στη Γροιλανδία. Το νερό αυτό διασχίζει τον Ατλαντικό προς νότο, ρέοντας επάνω και αναμειγνυόμενο με το προερχόμενο από την Ανταρκτική Βαθύ Νερό. Στη συνέχεια, διατρέχει περιμετρικά την Ανταρκτική και εισέρχεται στον Ινδικό και στον Ειρηνικό Ωκεανό. Βαθμιαία το νερό αυτό θερμαίνεται και επιστρέφει μετά από περίπου 1000 χρόνια ως μια επιφανειακή ροή στον Ατλαντικό. Το σύστημα αυτό έχει καθοριστική σημασία για τη μεταφορά θερμότητας από τα μικρά στα μεγάλα γεωγραφικά πλάτη στο βόρειο Ατλαντικό ωκεανό και παίζει καθοριστικό ρόλο στη διαμόρφωση του παγκόσμιου κλίματος.
Εικόνα 2: Παγκόσμιος Ωκεάνιος Ιμάντας Μεταφοράς
Ο σχηματισμός του βαθέως ύδατος επιτρέπει επίσης την ανταλλαγή φυσικών και βιοχημικών ιδιοτήτων (π.χ. οξυγόνο, θρεπτικά) μεταξύ της επιφάνειας και των κατώτερων στρωμάτων. Σε παγκόσμια κλίμακα, αυτή η διαδικασία διατηρεί το μόνιμο θερμοκλινές στα χαμηλά και μέσα γεωγραφικά πλάτη.
Όταν το πυκνό νερό αρχίζει να βυθίζεται διατηρεί τα χαρακτηριστικά που καθορίστηκαν από τις τότε ισχύουσες ατμοσφαιρικές συνθήκες στην περιοχή του σχηματισμού του. Επομένως, η μελέτη των χαρακτηριστικών του βαθέως ύδατος παρέχει πληροφορίες για κλιματολογικές αλλαγές του παρελθόντος σε χρονική κλίμακα ανάλογη του χρόνου ανανέωσης των υδάτων μιας λεκάνης εν προκειμένω, για την Μεσόγειο ο χρόνος ανανέωσης των υδάτων κυμαίνεται από δεκαετίες ως αιώνες.
Η κυκλοφορία της Μεσογείου συνήθως μπορεί να περιγραφεί με σχηματικό τρόπο ως μια ανοικτή λεκάνη, η οποία περιλαμβάνει δύο κλειστές δευτερεύουσες λεκάνες. Στη κυρίως λεκάνη περιγράφεται ο μετασχηματισμός του επιφανειακού νερού που προέρχεται από τον Ατλαντικό (AW: Atlantic Water) σε ενδιάμεσο νερό της Λεβαντίνης (LIW: Levantine Intermediate Water), το οποίο αποτελεί τη σημαντικότερη συνεισφορά εξερχόμενου ύδατος από την Μεσόγειο στον Ατλαντικό ωκεανό (Εικόνα 3).
Εικόνα 3: Θερμόαλη κυκλοφορία της Μεσογείου πριν το 1987 (Tragou et al. ,2005).
Οι δύο δευτερεύουσες λεκάνες περιγράφουν το μετασχηματισμό του επιφανειακού και ενδιάμεσου νερού σε Βαθύ ύδωρ της Δυτικής Μεσογείου (WMDW: Western Mediterranean Deep Water) και σε Βαθύ ύδωρ της Ανατολικής Μεσογείου (EMDW:
Eastern Mediterranean Deep Water). Η ύπαρξη μιας λεκάνης ενδιάμεσου βάθους ελέγχεται κυρίως από την παρουσία τον δύο σχετικά ρηχών περασμάτων (κατώφλια) (Γιβραλτάρ, στενό της Σικελίας). Επιπλέον το πέρασμα στο στενό της Σικελίας εμποδίζει την άμεση επικοινωνία μεταξύ του EMDW και WMDW αλλά η ζεύξη επιτυγχάνεται μέσω του LIW (Lascaratos et al. ,1999).
1.1.1 Βαθύ Νερό Δυτικής Μεσογείου (WMDW)
Στην Δυτική Μεσόγειο, το πυκνό νερό σχηματίζεται στο κόλπο των Λεόντων (Gulf of Lions) κατά την διάρκεια του χειμώνα λόγω ψύξης και εξάτμισης. Η βασική προϋπόθεση παρέχεται από την ύπαρξη ενός κυκλώνα (Gascard, 1978) όπως σχεδόν σε όλα τα ανοικτά ωκεάνια συστήματα μεταφοράς θερμότητας (Killworth, 1983).
Ένας σημαντικός παράγοντας είναι η ύπαρξη του, υψηλότερης αλατότητας, LIW. Ο σχηματισμός προκύπτει κατά την διάρκεια δυνατών, ψυχρών και ξηρών, βόρειων ανέμων που παραμένουν σταθεροί για μερικές μέρες κατά τις οποίες η απώλεια θερμότητας μπορεί να υπερβεί τα 1000 W/m2. Η διάμετρος της περιοχής που υπόκειται στο φαινόμενο μπορεί να ποικίλει από μερικές εκατοντάδες μέτρα έως 100 km και να εκτείνεται κάθετα ως και 2000 m, σχεδόν όσο το συνολικό βάθος της
περιοχής. Μέσα σε αυτή την περιοχή, η μεταγωγή θερμότητας λαμβάνει χώρα σε εκτάσεις που η οριζόντια κλίμακα τους δεν ξεπερνάει το 1 km (Gascard, 1973; Jones
& Marshall 1993).
1.1.2 Βαθύ Νερό Ανατολικής Μεσογείου (EMDW)
Το βαθύ νερό της Ανατολικής Μεσογείου δημιουργείται κυρίως στη νότια Αδριατική με μικρή συνεισφορά από το πυκνό νερό που έχει σχηματιστεί στο βόρειο τμήμα της Αδριατικής (Pollak, 1951). Στα ρηχά νερά της βορείου Αδριατικής ο σχηματισμός του νερού απαντά σε ένα τυπικό σχηματισμό βαθέως ύδατος σε ηπειρωτική υφαλοκρηπίδα: το νερό της υφαλοκρηπίδας γίνεται πυκνότερο κατά την διάρκεια του χειμώνα ως αποτέλεσμα της ψύξης και της εξάτμισης που οφείλονται στις τοπικές μετεωρολογικές συνθήκες. Το πυκνό νερό κινείται από τη βόρεια προς τη κεντρική και νότια Αδριατική κατά μήκος της δυτικής ακτής της Αδριατικής, όπου αναμειγνύεται και συσσωρεύεται στην περιοχή Jabuka. Φαίνεται πως μαζί με το εισερχόμενο LIW συμβάλλουν στο σχηματισμό πυκνού ύδατος στη νότια Αδριατική.
Σε αυτή την περιοχή απαντάται μια διαδικασία σχηματισμού παρόμοια με αυτή του WMDW που προαπαιτεί την ύπαρξη ενός κυκλώνα.
Το βαθύ ύδωρ της Αδριατικής (ADW: Adriatic Deep Water) που βρίσκεται μεταξύ των στενών του Οτράντο έχει τυπική θερμοκρασία 13ο C και αλατότητα 38.65 (Gacic et al. ,1996). Αρχικά «γεμίζει» τα βαθύτερα τμήματα του Ιονίου Πελάγους και κατόπιν την θάλασσα της Λεβαντίνης. Το βαθύ ύδωρ σε αυτές τις λεκάνες είναι αρκετά ομοιογενές σε ότι αφορά την θερμοκρασία και την αλατότητα και εμφανίζει μικρές μόνο οριζόντιες μεταβολές (Schlitzer et al. ,1991).
1.1.3 Ενδιάμεσο νερό της Λεβαντίνης (LIW)
Τα ενδιάμεσα στρώματα της λεκάνης (200-500m) καταλαμβάνονται από το υψηλότερης αλατότητας LIW. Αυτή η υδάτινη μάζα είναι γνωστό πως σχηματίζεται στο μόνιμο κυκλώνα της Ρόδου στο νότιο-δυτικό τμήμα της θάλασσας της Λεβαντίνης (Ovchinnikov, 1984; Malanotte-Rizzoli & Hecht, 1988; Lascaratos, Williams & Tragou, 1993). Κατά την διάρκεια του καλοκαιριού, τα επιφανειακά στρώματα της θάλασσας της Λεβαντίνης καταλαμβάνονται από μια ζεστή και υψηλότερης αλατότητας υδάτινη μάζα γνωστή ως LSW (Levantine Surface Water).
Το χειμερινό ψύχος αυξάνει την πυκνότητα της μάζας τόσο ώστε να βυθιστεί και να αναμιχθεί με την υποκείμενη υδάτινη μάζα εντός του κυκλώνα της Ρόδου κατά την διάρκεια του Φεβρουαρίου-Μαρτίου (Lascaratos et al., 1999).
Η τοποθεσία της βαθιάς ανάμειξης από την παρουσία της κυκλωνικής κυκλοφορίας είναι παρόμοια με τις δύο άλλες περιοχές όπου παρατηρείται σχηματισμός βαθέως ύδατος (Κόλπος των Λεόντων, Νότια Αδριατική).
Χρησιμοποιώντας ένα μοντέλο ανάμειξης στρωμάτων (Lascaratos et al. ,1993), βρέθηκε ότι ακόμα και κάτω από συνθήκες οριζόντιας, ομοιογενούς απώλειας θερμότητας πάνω από τη Λεβαντίνη, το ενδιάμεσο νερό σχηματίζεται μόνο μέσα στην κυκλωνική περιοχή σαν αποτέλεσμα των υδρολογικών συνθηκών. Στο ίδιο συμπέρασμα κατέληξαν και άλλοι επιστήμονες (Lascaratos & Nittis, 1998) οι οποίοι εφάρμοσαν ένα υψηλής ανάλυσης τρισδιάστατο μοντέλο στη θάλασσα της Λεβαντίνης: βρήκαν ότι κάτω από άσχημες κλιματολογικές συνθήκες LIW σχηματίζεται μόνο στην περιοχή της Ρόδου όπου η επικράτηση των ισόπυκνων καμπύλων ευνοεί την ανάμειξη σε βάθος.
Έχει παρατηρηθεί ωστόσο σχηματισμός ενδιαμέσου νερού σε άλλες περιοχές της θάλασσας της Λεβαντίνης όπως για παράδειγμα στο βόρειο κομμάτι της θάλασσας της Λεβαντίνης και στο νότιο Αιγαίο (Sur, Ozsoy & Unluata, 1992). Τα παραπάνω έχουν προκύψει σαν αποτέλεσμα της διαχρονικής μεταβολής των ατμοσφαιρικών συνθηκών πάνω από την θάλασσα της Λεβαντίνης. Χρησιμοποιώντας μετεωρολογικά δεδομένα διαφόρων ετών, προέκυψε ότι και η μέση μεταβολή απώλειας πλευστότητας και τα χαρακτηριστικά της γενικής κλίμακας των ατμοσφαιρικών γεγονότων διαμορφώνουν την διαδικασία σχηματισμού του LIW.
Κατά την διάρκεια πολύ ψυχρών χειμώνων η περιοχή σχηματισμού εκτείνεται πέρα από όλη την βόρεια λεκάνη της Λεβαντίνης καθώς βαθύ ύδωρ σχηματίζεται στη περιοχή της Ρόδου. Η χωρική μεταβολή της επίδρασης του ανέμου είναι ικανή να μετατοπίσει την περιοχή σχηματισμού ενδιάμεσου ύδατος προς την νότια Λεβαντίνη.
Η υπερετήσια μεταβλητότητα της ατμοσφαιρικής επίδρασης επηρεάζει επίσης και τους ετήσιους ρυθμούς σχηματισμού του LIW. Οι ρυθμοί ποικίλουν μεταξύ 0.6 και 1.3 Sv με μια τυπική τιμή αναφοράς, της τάξης του 1.0 Sv περίπου. Η παραπάνω τιμή είναι σύμφωνη με προηγούμενες μετρήσεις οι οποίες βασίζονται σε εντελώς διαφορετικές μεθόδους (Ovchinnikov, 1984; Tziperman & Speer, 1994; Lascaratos, 1993).
1.1.4 Ο ρόλος του Αιγαίου Πελάγους και οι πρόσφατες αλλαγές στη θερμόαλη κυκλοφορία της Μεσογείου
Το Αιγαίο πέλαγος έχει επίσης προταθεί σαν μια πηγή βαθέως ύδατος από πληθώρα επιστημόνων (Nielsen, 1912; Pollak, 1951; Lacombe, Tchernia & Benoist, 1958; Wust, 1961; Miller, 1963; Malanotte-Rizzoli & Hecht, 1998). Η αλήθεια είναι ότι κατά την διάρκεια των τελευταίων δεκαετιών το Αιγαίο πέλαγος έχει συνεισφέρει περιστασιακά και σε μικρό ποσοστό στο βαθύ ύδωρ της Ανατολικής Μεσογείου.
Υδρογραφικά δεδομένα από το 1987 έδωσαν άμεσες αποδείξεις ότι τα αναδυόμενα νερά του Αιγαίου προέρχονταν από τα νότια της Κρήτης αλλά συμπεριφέρονταν σαν μια ενδιάμεση-βαθιά μάζα νερού. Όπως επιβεβαιώθηκε από μετέπειτα έρευνα (Malanotte-Rizzoli et al. 1998) η εξερχόμενη υδάτινη μάζα από το Αιγαίο σχημάτιζε ένα στρώμα κάτω από αυτό του LIW, το οποίο είναι ιδιαίτερα ευκρινές στα νότια της Κρήτης και κατά μήκος των δυτικών ακτών της Ελλάδας (Schlitzer et al. 1991).
Αυτή η υδάτινη μάζα ονομάστηκε CIW (Cretan Intermediate Water). Η παρουσία της επιβεβαιώθηκε από την αυξημένη συγκέντρωση, ανθρωπογενούς προέλευσης, τριτίου (Roether, Beitzel, Sueltenfuss & Putzka, 1999).
Το CIW δεν είχε στο παρελθόν αναφερθεί στην βιβλιογραφία, και αυτό μπορεί να συνέβη γιατί, σε αντίθεση με το υπερκείμενο LIW, δεν συνοδεύεται από ακραίες τιμές θερμοκρασίας και αλατότητας. Από την στιγμή που οι ιδιότητες του είναι ανάμεσα σε αυτές του LIW και του EMDW, το CIW μπορεί να είχε παρερμηνευτεί ως μια μείξη των παραπάνω στρωμάτων νερού (το λεγόμενο μεταβατικό στρώμα νερού). Ωστόσο, τα διαγράμματα θερμοκρασίας-αλατότητας (T- S) σε βάθος εύρους μεταξύ του LIW και του EMDW επιδεικνύουν μια τάση σε υψηλότερες τιμές αλατότητας (Wust, 1961). Μια τέτοια καμπύλωση μπορεί να είναι ενδεικτική του CIW, από την στιγμή που τα υπό-επιφανειακά νερά του Αιγαίου πάντοτε είχαν σχετικά μεγαλύτερες τιμές αλατότητας για μια δεδομένη πυκνότητα (Lascaratos et al., 1999).
Η διαφορά πυκνότητας ανάμεσα στο LIW και στο βαθύ ύδωρ της Αδριατικής ήταν πάντοτε μικρή, περίπου 0.15 kg/m3 (Wust, 1961). Αυτό σημαίνει ότι το βάθος στο οποίο μια βαθιά εκροή από το Αιγαίο σταθεροποιείται, θα έδειχνε μια μικρή εξάρτηση από τις δευτερεύουσες μεταβολές στις ιδιότητες του πυκνού νερού που σχηματίζεται στις πηγές της Αδριατικής και του Αιγαίου. Οι διαφορετικές σχέσεις
αλατότητας θερμοκρασίας και στις δυο λεκάνες υποδεικνύουν μια διακριτή μεταβλητότητα η οποία αναμένεται σε μικρές λεκάνες όπως αυτές.
Από το 1988 και έπειτα, ξεκίνησε μια από τις πιο σημαντικές αλλαγές, που έχουν ποτέ εντοπιστεί, στα χαρακτηριστικά της θερμόαλης κυκλοφορίας.
Παρατηρήθηκε μια μετατόπιση της περιοχής σχηματισμού βαθέως νερού από την Αδριατική προς το Αιγαίο (Theocharis et al.,1992,1999; Roether et al.,1996;
Malanotte-Rizzoli et al.,1999; Lascaratos et al.,1999)(Εικόνα 4).
Εικόνα 4: Θερμόαλη κυκλοφορία της Μεσογείου στις αρχές της δεκαετίας του 1990 (Tragou et al.
,2005).
Η νέα πηγή παρήγαγε μεγάλες ποσότητες υδάτινης μάζας, υψηλής πυκνότητας (σθ έως 29.4), δηλαδή το CDW (Cretan Deep Water), η οποία μετά την υπερχείλιση της διαμέσου των στενών του Κρητικού τόξου παρείχε στην ανατολική Μεσόγειο νερό πυκνότερο (σθ>29.2) σε σχέση με την υπάρχουσα υδάτινη μάζα (EMDW:
Eastern Mediterranean Deep Water, σθ≈29.18). Επιπλέον θερμά και υψηλότερης αλατότητας νερά με πυκνότητα περίπου 29.16 (CIW: Cretan Intermediate Water), εντοπίστηκαν το 1987 (Schlitzer et al. 1991) μεταξύ της νότιας Ελλάδας και του Κρητικού τόξου σε στρώματα μεταξύ 700 και 1100 μέτρων. Μετά το 1990 εμφανίστηκε μια νέα, λιγότερο πυκνή (σθ≈29.1), ενδιάμεση υδάτινη μάζα να έχει δημιουργηθεί στο νότιο Αιγαίο, με χαρακτηριστικά παρόμοια με αυτά της ενδιάμεσης υδάτινης μάζας της Λεβαντίνης (LIW). Αυτή η θερμότερη και υψηλότερης αλατότητας μάζα (CIW) εξέρχονταν το 1991 από το Αιγαίο, κυρίως
μέσω των δυτικών στενών του Κρητικού τόξου και κατόπιν διαχέονταν μέσω των κυρίων μερών του Ιονίου πελάγους εμποδίζοντας την δυτική διαδρομή του LIW (Malanotte-Rizzoli et al. ,1999).
Επιπροσθέτως, ο βορειοδυτικός τομέας της λεκάνης της Λεβαντίνης που ήταν αρχικά η πηγή του LIW, εμφανίστηκε τα έτη 1987, 1989, 1990 και 1995 σαν περιοχή σχηματισμού ύδατος πυκνότερου του LIW (σθ:29.16-29.25) αλλά με ευκρινώς πιο θερμά και υψηλότερης αλατότητας χαρακτηριστικά από το EMDW (Gertman et al.
,1994; Ovchinnikov et al. ,1990; Sur et al. ,1992; Kontoyiannis et al. ,1999). Αυτές οι αλλαγές διαφοροποίησαν το βαθύ/εσωτερικό και ανώτερο/εξωτερικό ιμάντα μεταφοράς. Αυτή η αιφνίδια αλλαγή στο Μεσογειακό ωκεάνιο κλίμα ονομάστηκε EMT (Eastern Mediterranean Transient).
Μετά τα μέσα του 1990, το Κρητικό πέλαγος επέστρεψε στις ,πριν το Ε.Μ.Τ.
συνθήκες παράγοντας μικρές ποσότητες πυκνού νερού, οι οποίες δεν φτάνουν στους πυθμένες των λεκανών του Ιονίου πελάγους και της θάλασσας της Λεβαντίνης, αλλά παρέχουν διαλυμένο οξυγόνο σε βάθη από τα 1500m ως τα 2000m (Theocharis et al., 2002), ενώ η κύρια συνεισφορά σε βαθύ νερό στην Ανατολική Μεσόγειο προέρχεται για ακόμη μια φορά από την Αδριατική (Klein et al., 2000).
Διάφορες υποθέσεις σχετικά με τις αιτίες αυτού του μοναδικού θερμοαλατικού φαινόμενου έχουν προταθεί όπως: (i) εσωτερική ανακατανομή του άλατος (Klein et al., 1999), (ii) ατμοσφαιρικές αλλαγές στο Αιγαίο συνδυαζόμενες με μακροπρόθεσμες αλλαγές της αλατότητας (Theocharis et al.,1999;Lascaratos et al.,1999), (iii) αλλαγές στην κυκλοφορία που οδήγησαν σε διαφοροποίηση της διαδρομής του MAW (Modified Atlantic Water) και στην αλατότητα του LIW (Malanotte-Rizzoli et al.,1999), (iv) Αλλαγή της ατμοσφαιρικής κυκλοφορίας πάνω από την Μεσόγειο κατά την περίοδο 1988-1993 (Samuel et al., 1999) και (v) μεταβολές στην παροχή γλυκού νερού από την Μαύρη θάλασσα μέσω των στενών των Δαρδανελίων (Zervakis et al.,2000). Όποιο και αν είναι το ποσοστό της συνεισφοράς του καθενός από τα παραπάνω προτεινόμενα σενάρια θα μπορούσε να ειπωθεί ότι αποτελούν διαφορετικά αποτελέσματα της ίδιας αιτίας. Δηλαδή ότι το Ε.Μ.Τ είναι αποτέλεσμα αλλαγών στη μεγάλης κλίμακας ατμοσφαιρική κυκλοφορία και μπορεί να συνδέεται άμεσα με το δείκτη της Βόρειας Κασπίας Θάλασσας (N.C.P.:
North Sea Caspian Pattern) (Gunduz and Ozsoy, 2005).
Λόγω του ενδιαφέροντος που παρουσιάζει η 5η εκδοχή, στη παρούσα εργασία εξετάζονται περαιτέρω η θερμόαλη λειτουργία και η πλευστότητα του βορείου Αιγαίου και ειδικότερα ο ρόλος των Δαρδανελίων στη διαμόρφωση αυτών.
Στο 2ο κεφάλαιο της εργασίας, γίνεται μια ανασκόπηση των δεδομένων και της μεθόδου επεξεργασίας που χρησιμοποιήθηκε. Στο 3ο κεφάλαιο παρουσιάζονται συγκεντρωτικά τα αποτελέσματα που προέκυψαν από την επεξεργασία των δεδομένων και τέλος στο 4ο κεφάλαιο γίνεται ο σχολιασμός τους.
2.Υλικά και Μέθοδοι
2.1 Περιοχή μελέτης και συλλογή δεδομένων
Η συνολική έκταση του Βορείου Αιγαίου είναι προσεγγιστικά 84×103 τετραγωνικά χιλιόμετρα. Η περιοχή μελέτης, στην παρούσα εργασία, καταλαμβάνει 56×103 τετραγωνικά χιλιόμετρα (εικόνες 5,6). Τα δεδομένα προέρχονται α) από τέσσερις πλόες του ωκεανογραφικού σκάφους Αιγαίο από την άνοιξη του 1987 μέχρι το φθινόπωρο του 1988 στα πλαίσια του προγράμματος POEM (Physical Oceanography of Eastern Mediterranean), β) από την εργασία του Vladimir Maderich, ο οποίος χρησιμοποίησε δεδομένα (κλιματολογικά και απορροών ‘ελαφρύτερου’
νερού) της Μαύρης Θάλασσας σε συνδυασμό με κλιματολογικά δεδομένα από το NCEP (National Center for Environmental Prediction) για να υπολογίσει τις ανταλλαγές μεταξύ του Αιγαίου και της Μαύρης Θάλασσας ,μέσω των στενών των Δαρδανελίων, κατά την περίοδο 1969-2000 και γ) δεδομένα επιφανειακών ροών θερμότητας και μάζας πάλι από το NCEP, για την περίοδο από το 1948 μέχρι το 2001.
Εδώ αξίζει να σημειωθεί ότι το πρόγραμμα POEM παρείχε καλή κάλυψη τόσο του Βόρειου όσο και του Νότιου Αιγαίου, ωστόσο παρουσιάζονται χωρικές και χρονικές ασυνέχειες για τα δεδομένα που αφορούν το βόρειο Αιγαίο και για αυτό το λόγο χρησιμοποιήθηκαν δεδομένα που αφορούν τους μήνες Φεβρουάριο, Μάρτιο και Αύγουστο του 1988. Σε αυτούς τους μήνες υπήρξε η καλύτερη δυνατή κάλυψη, από την μεριά της πυκνότητας και του αριθμού κυρίως των σταθμών δειγματοληψίας, της περιοχής μελέτης.
Εικόνα 5: Περιοχή μελέτης και σταθμοί δειγματοληψίας (Πρόγραμμα POEM, Φεβρουάριος-Μάρτιος 1988)
Εικόνα 6: Περιοχή μελέτης και σταθμοί δειγματοληψίας (Πρόγραμμα POEM, Αύγουστος 1988)
2.2 Υπολογισμοί και επεξεργασία των δεδομένων.
Αρχικά υπολογίστηκε η πυκνότητα της εισερχόμενης και της εξερχόμενης ,από τα Δαρδανέλια, μάζας θαλασσινού νερού. Τα δεδομένα «εισόδου» προήλθαν από την εργασία του Vladimir Maderich. Σε συνδυασμό με την χρήση της ρουτίνας sw_dens0.m (http://woodshole.er.usgs.gov/operations/sea-mat) που βασίζεται στο πολυώνυμο EOS 80 (UNESCO 1983) υπολογίστηκε η πυκνότητα των επιφανειακών υδάτινων μαζών. Η μέση πυκνότητα της εισερχόμενης μάζας από τα Δαρδανέλια στο Β. Αιγαίο ,για θερμοκρασία περίπου 13ο C και αλατότητα 37.7, είναι 1021.1 kg/m3 και της εξερχόμενης από το Β. Αιγαίο, για αντίστοιχη, κατά προσέγγιση, θερμοκρασία και αλατότητα, 1028.4 kg/m3.
Στη συνέχεια, υπολογίστηκαν οι ανταλλαγές πλευστότητας του βορείου Αιγαίου με τα Δαρδανέλια. Όπως είναι γνωστό, η θαλάσσια κυκλοφορία προκύπτει από τις ανταλλαγές πλευστότητας, οι οποίες οφείλονται σε διαφορές στην θερμοκρασία και στην αλατότητα. Αυτές οι διαφορές δημιουργούνται από τις ροές θερμότητας και μάζας (νερού) στην επιφάνεια της θάλασσας και το συνδυασμένο αποτέλεσμα αυτών καλείται ροή πλευστότητας (Β).
Σε αυτό το σημείο κρίνεται σκόπιμο να δοθεί ένας γενικός ορισμός της πλευστότητας. Στην φυσική το μέγεθος -gρ, καλείται πλευστότητα και ορίζεται ως η παραγομένη, από ένα ρευστό, ανοδική δύναμη που δέχεται ένα αντικείμενο το οποίο βρίσκεται είτε μερικώς είτε πλήρως βυθισμένο σε αυτό, εξαιτίας της διαφοράς πίεσης του ρευστού μεταξύ του ανώτερου και του κατώτερου σημείου του αντικειμένου. Το μέγεθος της δύναμης είναι ίσο με το βάρος του εκτοπιζόμενου ρευστού. Όσο ελαφρύτερο είναι ένα σώμα τόσο περισσότερη πλευστότητα του ασκείται και για αυτό το λόγο χρησιμοποιείται το αρνητικό πρόσημο. Η πλευστότητα εξαρτάται από δύο παράγοντες: τον όγκο του βυθισμένου σώματος και την πυκνότητα του περιβάλλοντος ρευστού.
Η μέθοδος υπολογισμού της πλευστότητας βασίζεται στην παραδοχή ότι η λεκάνη που μελετούμε αποτελεί ένα κελί, χωρίς στρωμάτωση και ομοιογενές, το οποίο επικοινωνεί με επιμέρους κελιά, δηλαδή γειτονικές λεκάνες. Για το συγκεκριμένο κελί υποθέτουμε ότι η πλευστότητα διατηρείται δηλαδή οποιαδήποτε αλλαγή της ποσότητας της πλευστότητας οφείλεται στις καθαρές ροές εντός και εκτός του κελιού. Η ισορροπία αυτή μπορεί να εκφραστεί ως:
( ) ( )
dB t AF t
dt (1)
όπου Β(t) η πλευστότητα που περιέχεται στο κελί την χρονική στιγμή t, Α η επιφάνεια της λεκάνης και F(t) η καθαρή ροή που εισέρχεται διαμέσου της προαναφερθείσας επιφάνειας. Ολοκληρώνοντας την (1) καταλήγουμε:
2
1
2 1
( ) ( ) ( )
t
t
B B t B t A F d
(2)έτσι, η αλλαγή στην πλευστότητα από την χρονική στιγμή t1 ως την t2 δίνεται από το άθροισμα των καθαρών ροών πλευστότητας εντός της λεκάνης κατά την διάρκεια της χρονικής περιόδου.
Στην περίπτωση του βόρειου Αιγαίου, οι ροές εντός της λεκάνης έγκειται στην ανταλλαγή πλευστότητας της επιφάνειας με την ατμόσφαιρα FANA,την καθαρή ροή πλευστότητας από τα Δαρδανέλια FDκαι τις ανταλλαγές με το Νότιο Αιγαίο,FC, μέσω των Κυκλάδων. Ακολουθώντας την εξίσωση (2), για να υπολογίσουμε την ανταλλαγή πλευστότητας μεταξύ βορείου και νοτίου Αιγαίου πρέπει να λυθεί η ακόλουθη εξίσωση
2 2
1 1
( ) { ( ) ( )}
t NA t
NA
C D A
t t
F d B F F d
A
(3)όπου BNA η αλλαγή της πλευστότητας του βορείου Αιγαίου μεταξύ δυο χρονικών περιόδων κατά τις οποίες είναι γνωστή η πλευστότητα. Στην παρούσα εργασία είναι δυνατός ο υπολογισμός μόνο των όρων FD και FANA.
Ο όρος FD υπολογίστηκε με την χρήση της ρουτίνας read_Maderich.m που παρατίθεται στο παράρτημα. Σκοπός της συγκεκριμένης ρουτίνας είναι ο υπολογισμός της καθαρής ροής πλευστότητας από τα Δαρδανέλια στο Βόρειο Αιγαίο για την περίοδο 1969-2000. Τα προς χρήση δεδομένα προέρχονται από την εργασία του Vladimir Maderich και παρέχουν τιμές θερμοκρασίας (σε οC), αλατότητας και όγκου (σε m3/s) της εισερχόμενης και της εξερχόμενης υδάτινης μάζας από και προς τα Δαρδανέλια, σε ημερήσιο βήμα. Στη συνέχεια υπολογίζεται η πυκνότητα των μαζών, από το τύπο S T p, , S T p, , 1000 και με την βοήθεια της ρουτίνας sigmat.m, η οποία παρατίθεται επίσης στο παράρτημα, και από την πυκνότητα η πλευστότητα τους. Η ρουτίνα sigmat.m υπολογίζει το μέγεθος t,δηλαδή την πυκνότητα που αντιστοιχεί σε in situ θερμοκρασία, αλατότητα και ατμοσφαιρική πίεση, βάση δεδομένης θερμοκρασίας και αλατότητας, χρησιμοποιώντας τους συντελεστές που προτείνονται από τους Millero & Poisson, DSR 28(6a), 635 (1981). Προσθέτοντας την πλευστότητα της εισερχόμενης μάζας με αυτή της εξερχόμενης και διαιρώντας το αποτέλεσμα με την επιφάνεια του Βόρειου Αιγαίου προκύπτει η καθαρή ροή πλευστότητας.
Για τον υπολογισμό του όρου FANA χρησιμοποιήθηκε η ρουτίνα read_josey.m η οποία παρατίθεται επίσης στο παράρτημα. Τα δεδομένα επιφανειακών ροών θερμότητας και μάζας που χρησιμοποιήθηκαν, προέρχονται από το NCEP, αφορούν την περίοδο από το 1948 μέχρι το 2001 και δίνονται σε μηνιαίο βήμα. Σκοπός της συγκεκριμένης ρουτίνας είναι ο υπολογισμός της ροής πλευστότητας λόγω των
ανταλλαγών με την ατμόσφαιρα, υπολογίζοντας αρχικά τις μέσες μηνιαίες τιμές των συντελεστών α και β και κατόπιν χρησιμοποιώντας τες στο τύπο του Gill (1982) ο οποίος προσδιορίζει την ροή πλευστότητας ως:
( )
w T
B c aQ g E P s
g
.
Όπου 1 / T ο συντελεστής θερμικής διαστολής του θαλασσινού νερού στην επιφάνεια, 1 / s ο αντίστοιχος συντελεστής για την αλατότητα, cw η ειδική θερμότητα του νερού, g η επιτάχυνση της βαρύτητας, Ε η εξάτμιση, Ρ η κατακρήμνιση, s η αλατότητα του επιφανειακού στρώματος και QT η καθαρή ροή θερμότητας διαμέσου της επιφάνειας. Ο όρος QT ορίζεται σαν το άθροισμα των συνιστωσών της εισερχόμενης μικρού μήκους κύματος ακτινοβολίας QSW, της εξερχόμενης μεγάλου μήκους κύματος γήινης ακτινοβολίας QLW, της λανθάνουσας QE και της QH αισθητής θερμότητας.
Οι συντελεστές α και β υπολογιστήκαν με την χρήση της ρουτίνας calc_alphabeta.m η οποία παρατίθεται στο παράρτημα. Σκοπός αυτής της ρουτίνας είναι ο υπολογισμός της μέσης μηνιαίας επιφανειακής θερμοκρασίας και αλατότητας ολοκληρωμένη σε όλο το Βόρειο Αιγαίο σε δύο χρονοσειρές που αντιστοιχούν στην περίοδο 1986-1989. Επειδή τα δεδομένα για τις επιφανειακές ροές θερμότητας και μάζας που παρέχονται από τη βάση δεδομένων του ECMWF (European Center for Medium-range Weather Forecasting), τα μεγέθη δίνονται ανά 6ωρο, είναι αναγκαία η χρονική γραμμική παρεμβολή των μηνιαίων δεδομένων ώστε να αντιστοιχούν στο 6ωρο των αρχικών δεδομένων. Στη συνέχεια υπολογίζονται οι συντελεστές α και β με τη βοήθεια της ρουτίνας alphabetah.m η οποία επίσης παρατίθεται στο παράρτημα.. Η ρουτίνα alphabetah.m υπολογίζει τους συντελεστές αυτούς βάση της δεδομένης θερμοκρασίας και αλατότητας, χρησιμοποιώντας τους συντελεστές που προτείνονται από τους Millero & Poisson, DSR 28 (6a),625 (1981).
Μετά τους παραπάνω υπολογισμούς πραγματοποιήθηκε παρεμβολή με τη μέθοδο Kriging. Σκοπός της παρεμβολής ήταν η δημιουργία μιας συνεχούς επιφάνειας, με μέγεθος κελίων 100×100 μέτρα, με τις τιμές της αλατότητας, σε βάθος 5 μέτρων, για ολόκληρη την περιοχή μελέτης ώστε να υπολογιστούν οι επιφάνειες εκείνες που επηρεάζονται από αλατότητα μικρότερη του 38.5. Τα δεδομένα προέρχονταν από το πρόγραμμα POEM και αφορούν τους μήνες Φεβρουάριο, Μάρτιο και Αύγουστο του 1988.
Η μέθοδος παρεμβολής Kriging ανήκει στις τοπικές και ακριβείς μεθόδους παρεμβολής. Βάση της μεθόδου αυτής, η επιφάνεια όπου θα εφαρμοστεί η παρεμβολή θεωρείται σαν μια τοπικά μεταβαλλόμενη μεταβλητή με συγκεκριμένο βαθμό συνέχειας. Η θεωρία που περιγράφει τις τοπικά μεταβαλλόμενες μεταβλητές στην οποία βασίζεται η μέθοδος, προϋποθέτει μια σταθερή τοπικά μέση τιμή και μια στατική διακύμανση των διαφορών ανάμεσα σε περιοχές που απέχουν συγκεκριμένη απόσταση και βρίσκονται σε συγκεκριμένη κατεύθυνση. Με βάση τα παραπάνω τα παραπάνω ισχύει (α) η διαφορά ανάμεσα σε δύο σημείαx h και x που απέχουν απόσταση που ορίζεται από το h (lag) θα είναι μηδέν [ ( )E Z x Z x h( )] 0 , (β) η μεταβολή των διαφορών εξαρτάται μόνο από την απόσταση ανάμεσα στα σημεία ( )h με τρόπο ώστε var[ ( )Z x Z x h( )] E Z x[{ ( )Z x h( )}]2 2 ( ) h όπου ( ) h η συνάρτηση ημι-διακύμανσης. Όταν τα παραπάνω ισχύουν προκύπτει
2 1
( ) 1 { ( ) ( )}
2
n
i i
i
h Z x Z x h
n
όπου n ο αριθμός των ζευγαριών παρατηρήσεων που απέχουν απόσταση h. Η γραφική παράσταση της ( ) h συναρτήσει του h ονομάζεται πειραματικό γράφημα διακύμανσης.
Για να είναι το πειραματικό διάγραμμα διακύμανσης που αναφέρθηκε προηγουμένως χρήσιμο στη μέθοδο Kriging, πρέπει να προσομοιαστεί από ένα θεωρητικό μοντέλο, με αποτέλεσμα να προκύψει προσαρμοσμένο ή θεωρητικό γράφημα διακύμανσης.
Υπάρχει μια ποικιλία μοντέλων που μπορούν να προσομοιάσουν ένα πειραματικό γράφημα διακύμανσης. Τα πιο συχνά χρησιμοποιούμενα είναι τα σφαιρικό, το εκθετικό, το γραμμικό και αυτό που ακολουθεί την Gaussian κατανομή.
Στην παρούσα εργασία χρησιμοποιήθηκε το σφαιρικό μοντέλο γιατί μετά την προσομοίωση του θεωρητικού με το πειραματικό βαριόγραμμα το συγκεκριμένο μοντέλο έδωσε τα βέλτιστα αποτελέσματα. Το σφαιρικό μοντέλο δίνεται από τις σχέσεις
3
( )h c0 c{(3 / 2 ) (1/ 2)( / ) }h a h a
για 0 h a
0 1
( )h c c
για h a
Όπου α η ζώνη επιρροής, h το lag, c0 η ‘nugget’ διακύμανση και c0 + c1 το sill. Η ποσότητα c0 αντιπροσωπεύει τις χωρικές μεταβολές που πραγματοποιούνται σε αποστάσεις πολύ μικρότερες από εκείνες που ελήφθησαν τα δείγματα. Το sill
αντιπροσωπεύει τη σταθερή τιμή την οποία παίρνει η συνάρτηση γ(h) όταν το h γίνει μεγαλύτερο από τη ζώνη επιρροής α.
Στις επιφάνειες που προέκυψαν, μετά το πέρας της παρεμβολής, σχεδιάστηκαν ισοαλατικές – ισόπυκνες καμπύλες. Ο σχεδιασμός των ισοαλατικών καμπύλων επέτρεψε τον προσδιορισμό ή καλύτερα τον υπολογισμό της επιφάνειας που καλύπτει καθεμία ,δεδομένης αλατότητας, θαλάσσια μάζα σε τετραγωνικά χιλιόμετρα.
Έχοντας τα παραπάνω εμβαδά επιχειρήθηκε στη συνέχεια ένας ποσοτικός προσδιορισμός της επιφάνειας που καταλαμβάνουν τα νερά μικρότερης από 38.5 αλατότητας στο Βόρειο Αιγαίο και προσδιορίστηκαν πιθανές μετωπικές περιοχές για τους χειμερινούς και τους καλοκαιρινούς μήνες.
Γνωρίζοντας, έστω και ποσοτικά, την επιφάνεια που επηρεάζεται από την εκροή των Δαρδανελίων κατέστη δυνατή η εκτίμηση του χρόνου παραμονής (Tr) αυτών των υδάτων στην περιοχή. Ο χρόνος παραμονής δίνεται από τον τύπο
r
T V
Q
Όπου V ο όγκος της εκροής ο οποίος προκύπτει από τον πολλαπλασιασμό του μέσου βάθους του επιφανειακού στρώματος ανάμειξης (h) με το εμβαδό (S) της επιφάνειας που επηρεάζεται στη συγκεκριμένη περίπτωση από την εκροή των Δαρδανελίων και Q ο ρυθμός ροής των υδάτων από τα Δαρδανέλια προς το βόρειο Αιγαίο.
3. Αποτελέσματα
3.1 Υπολογισμός ανταλλαγών πλευστότητας με τα Δαρδανέλια.
Σε αυτό το κεφάλαιο παρουσιάζονται τα αποτελέσματα που προέκυψαν από την επεξεργασία των δεδομένων. Αρχικά κρίνεται σκόπιμο να παρατεθούν γραφικά τα δεδομένα από την εργασία του Vladimir Maderich καθώς και τα αποτελέσματα, όπως προκύπτουν, για την πυκνότητα της εισερχόμενης και της εξερχόμενης υδάτινης μάζας, την πλευστότητα τους και τελικά την καθαρή ροή πλευστότητας στο Βόρειο Αιγαίο και σε ολόκληρο το Αιγαίο, με τη χρήση της ρουτίνας read_Maderich.m. Η χρονική κλίμακα αφορά τα έτη από το 1969 έως το 2000. Το σύνολο των χρονοσειρών έχει φιλτραριστεί με την χρήση της ρουτίνας my filter.m, η οποία και παρατίθεται στο παράρτημα, ώστε να απομακρυνθεί η ετήσια διακύμανση. Σκοπός της ρουτίνας είναι η απομάκρυνση της επιθυμητής χρονικής διακύμανσης από μια
χρονοσειρά δεδομένων, με την εφαρμογή ενός τριγωνικού φίλτρου βαρών σε αυτήν.
Στο γράφημα 1 δίνεται η θερμοκρασία (σε οC) του εισερχόμενου στρώματος και στο γράφημα 2 του εξερχόμενου στρώματος. Η μέση τιμή της θερμοκρασίας της εξερχόμενης θαλάσσιας μάζας είναι 13.13 οC και της εισερχόμενης 14.55 οC.
Γράφημα 1: Μεταβολή της θερμοκρασίας του εισερχόμενου στρώματος.
Γράφημα 2: Μεταβολή της θερμοκρασίας του εξερχόμενου στρώματος.
Στο γράφημα 3 παρατίθενται η αλατότητα του εισερχόμενου από τα Δαρδανέλια στο Βόρειο Αιγαίο στρώματος και στο επόμενο (γράφημα 4) του εξερχόμενου από αυτό. Η μέση τιμή της αλατότητας του εξερχόμενου στρώματος είναι από το βόρειο Αιγαίο 37.67 και του εισερχόμενου από τα Δαρδανέλια 28.64.
Στο γράφημα 5 δίνεται η ροή του νερού από τα Δαρδανέλια προς το Β. Αιγαίο και στο γράφημα 6 η ροή από το Β. Αιγαίο προς τα Δαρδανέλια. Η μέση τιμή της ροής προς το Β. Αιγαίο είναι 25.1×103 m3/s και από το Β. Αιγαίο είναι -16.3×103 m3/s. Στο γράφημα 7 δίνεται πάλι η ροή νερού προς το Β. Αιγαίο και στο γράφημα 8 από αυτό, χρησιμοποιώντας κλιματολογικά δεδομένα από το NCEP. Η μέση τιμή της εισερχόμενης εκροής είναι 31.5×103 m3/s και της εξερχόμενης 22.8×103 m3/s. Τέλος στο γράφημα 9 δίνεται η παροχή γλυκού (ελαφρύτερου) νερού προς την Μαύρη Θάλασσα, με μέση τιμή 8.32×103 m3/s.
Στα γραφήματα που αφορούν την εκροή και εισροή υδάτων από και προς το βόρειο Αιγαίο χαμηλοί ρυθμοί ροής μπορεί να οφείλονται π.χ. σε υψηλά ποσοστά εξάτμισης και αντίστοιχα υψηλοί ρυθμοί ροής σε υψηλά ποσοστά κατακρήμνισης.
Γράφημα 3: Μεταβολή της αλατότητας του εισερχόμενου στρώματος.
Γράφημα 4: Μεταβολή της αλατότητας του εξερχόμενου στρώματος.
Γράφημα 5: Παροχή νερού από τα Δαρδανέλια προς το Β. Αιγαίο.
Γράφημα 6: Παροχή νερού από το Β. Αιγαίο.
Γράφημα 7: Παροχή νερού προς το Β. Αιγαίο (NCEP).
Γράφημα 8: Παροχή νερού από το Β. Αιγαίο (NCEP).
Γράφημα 9: Παροχή γλυκού (ελαφρύτερου) νερού προς την Μαύρη Θάλασσα.
Από τα δεδομένα της θερμοκρασίας και της αλατότητας υπολογίστηκαν η πυκνότητα (ρ1) της εισερχόμενης από τα Δαρδανέλια υδάτινης μάζας στο βόρειο Αιγαίο και η πυκνότητα (ρ2) της εξερχόμενης από αυτό. Η πυκνότητα αναφοράς (ρ0) ορίστηκε ίση με 1029.4 kg/m3. Οι τιμές των πυκνοτήτων υπολογίστηκαν από τον τύπο ρS,T,p = σS,T,p+ 1000, όπου σt η πυκνότητα που αντιστοιχεί σε in situ θερμοκρασία, αλατότητα, και ατμοσφαιρική πίεση. Το μέγεθος σt υπολογίστηκε με την χρήση της ρουτίνας sigmat.m η οποία και παρατίθεται στο παράρτημα. Η μέση της τιμή της πυκνότητας της εισερχόμενης μάζας (ρ1) είναι 1021.1 kg/m3 και της εξερχόμενης (ρ2) 1028.4 kg/m3 οι οποίες και συμπίπτουν με τις τιμές που υπολογίστηκαν με την χρήση της ρουτίνας sw_dens0.m. Η διαφορά της πυκνότητας μεταξύ των νερών του βορείου Αιγαίου και των νερών των Δαρδανελίων είναι κάτι παραπάνω από εμφανής και δηλώνει ότι τα νερά των Δαρδανελίων εισέρχονται επιφανειακά και τα νερά του βορείου Αιγαίου εξέρχονται από μεγαλύτερο βάθος όντας πυκνότερα και βαρύτερα.
Στο γράφημα 10 δίνεται η υπερετήσια μεταβολή της πυκνότητας της εισερχόμενης μάζας προς το Βόρειο Αιγαίο και στο γράφημα 11 η μεταβολή της πυκνότητας της εξερχόμενης υδάτινης μάζας από αυτό. Για την απομάκρυνση της ετήσιας διακύμανσης χρησιμοποιήθηκε το προαναφερθέν φίλτρο.
Γράφημα 10:Πυκνότητα εισερχόμενου στρώματος.
Γράφημα 11: Πυκνότητα εξερχόμενου στρώματος.
Έχοντας την πυκνότητα του εισερχόμενου και του εξερχόμενου στρώματος υπολογίστηκε η εισερχόμενη πλευστότητα από τα Δαρδανέλια στο Βόρειο Αιγαίο και
