Κεφάλαιο 2 Ωκεανός & Ατμόσφαιρα_2022.pdf

5/5/2022 Κεφάλαιο 2 ΩΚΕΑΝΟΣ ΚΑΙ ΑΤΜΟΣΦΑΙΡΑ 1 Αλληλεπίδραση ωκεανού-ατμόσφαιρας H αλληλεπίδραση ωκεανού-ατμόσφ...

5/5/2022 Κεφάλαιο 2 ΩΚΕΑΝΟΣ ΚΑΙ ΑΤΜΟΣΦΑΙΡΑ 1 Αλληλεπίδραση ωκεανού-ατμόσφαιρας H αλληλεπίδραση ωκεανού-ατμόσφαιρας περιγράφει τις δυναμικές, θερμοδυναμικές και βιογεωχημικές διεργασίες που συνδέουν την ατμόσφαιρα και τον ωκεανό και που σε μεγάλο βαθμό επηρεάζουν την διαμόρφωση του κλίματος. Ο ωκεανός αποθηκεύει την εισερχόμενη ενέργεια από τον ήλιο και μεταφέρει θερμότητα και υδρατμούς στην ατμόσφαιρα, τροφοδοτώντας την κυκλοφορία της. Η ατμοσφαιρική κυκλοφορία έχει ως αποτέλεσμα αφενός την εκδήλωση των καιρικών φαινομένων, όπως οι καταιγίδες, οι τυφώνες κ.ά. και αφετέρου την ανταλλαγή ενέργειας μέσω της διεπιφάνειας θάλασσας - αέρα που δημιουργεί τα κύματα, τα ρεύματα και γενικά την κυκλοφορία του ωκεανού. Επιπλέον, η αλληλεπίδραση ωκεανού και ατμόσφαιρας ρυθμίζει την αποθήκευση και την απελευθέρωση ανθρωπογενών και φυσικών θερμοκηπιακών αερίων συμβάλλοντας στην κλιματική μεταβλητότητα και αλλαγή. Το κεφάλαιο αυτό εστιάζει στην ανταλλαγή των ροών θερμότητας και το σχετιζόμενο με αυτές ισοζύγιο νερού της Μεσογείου Θάλασσας και του Αιγαίου Πελάγους 2 1  5/5/2022 Δυναμικές, θερμοδυναμικές και βιογεωχημικές διεργασίες Εικόνα 2.1. Ορισμένες από τις διεργασίες που λαμβάνουν χώρα στο ανώτερο τμήμα του ωκεανού και στο κατώτερο τμήμα της ατμόσφαιρας (τροποποιημένο του αρχικού σχήματος αναρτημένου από τον Lew Gramer (Qs): Ηλιακή ακτινοβολία μικρού μήκους κύματος, (Qs): διεισδύουσα ακτινοβολία μικρού μήκους κύματος, (Qb): εκπεμπόμενη ακτινοβολία μεγάλου μήκους κύματος, (Qh): αισθητή ροή θερμότητας, (Qe): λανθάνουσα ροή θερμότητας, (tW): διατμητική τάση που ασκεί ο αέρας στην επιφάνεια της θάλασσας, (DMS): αέρια διμεθυλοσουλφίδια (βιολογικής προέλευσης). 3 ΘΕΡΜΙΚΟ ΙΣΟΖΥΓΙΟ Η ανταλλαγή θερμότητας σε όλη την επιφάνεια του ωκεανού αντιπροσωπεύεται από το ισοζύγιο θερμικής ενέργειας (ή θερμικό ισοζύγιο) και το οποίο παγκόσμια διαμορφώνεται από την αλληλεπίδραση των τριών δυναμικών συστημάτων: (1) το σύστημα ανέμων που επικρατεί στην ατμόσφαιρα, (2) το παγκόσμιο σύστημα επιφανειακών ρευμάτων και (3) την θερμοαλατική κυκλοφορία, που οφείλεται σε διαφορές πυκνότητας των θαλάσσιων μαζών συμπεριλαμβανομένων και εκείνων Εικόνα 2.2. Διάγραμμα απεικόνισης του παγκόσμιου συστήματος σε μεγάλα βάθη του ωκεανού ανακατανομής της θερμότητας (δεν σχεδιάστηκε σε διαστάσεις κλίμακας) (Εικόνα 2.2). το οποίο αποτελείται από τρία στοιχεία που αλληλοεπιδρούν μεταξύ τους: το σύστημα ανέμων, το παγκόσμιο σύστημα επιφανειακών ρευμάτων και τη θερμοαλατική κυκλοφορία (από Colling 2002). 4 2  5/5/2022 Το ισοζύγιο θερμότητας για κάθε υδάτινο σώμα σε μια δεδομένη χρονική περίοδο αναφοράς εκφράζεται από την εξίσωση 2.1, με το σύμβολο (Q) να αναπαριστά τη μέση ροή θερμότητας σε Joules/sec/m2 (ή W/m2) στη διάρκεια, συνήθως, ενός 24ώρου ή ενός έτους: + QS − Qb − Qh − Qe + Qv = QT QS: ο ρυθμός εισροής του μικρού κύματος ηλιακής ακτινοβολίας στον ωκεανό (short-wave absorbed solar radiation) Qb: ο καθαρός ρυθμός απώλειας θερμότητας, λόγω εκπομπής μεγάλου μήκους ακτινοβολίας από την επιφάνεια του ωκεανού προς την ατμόσφαιρα και το διάστημα (long-wave back radiation) Qe: ο ρυθμός απώλειας θερμότητας, λόγω εξάτμισης από την επιφάνεια του ωκεανού μείον την προσθήκη θερμότητας λόγω συμπύκνωσης των υδρατμών, γνωστή ως λανθάνουσα ροή θερμότητας (latent heat flux) Qh: ο ρυθμός απώλειας θερμότητας, λόγω μεταφοράς της προς την ατμόσφαιρα από την επιφάνεια του ωκεανού, ονομάζεται ή όπως αποκαλείται αισθητή απώλεια θερμότητας (sensible heat loss) Qv: ο ρυθμός εισροής/εκροής θερμότητας, λόγω των ωκεάνιων ρευμάτων (energy transport by ocean currents), αλλά και από ανάβλυση (upwelling) ή τη βύθιση (downwelling) των υδάτων QT: το συνολικό κέρδος ή απώλεια θερμότητας του υδάτινου σώματος στην συγκεκριμένη χρονική περίοδο αναφοράς (total heat). 5 O ρυθμός εισροής μικρού κύματος ηλιακής ακτινοβολίας (QS) εξαρτάται από: (α) την διάρκεια της ημέρας (έναντι της νύκτας), η οποία μεταβάλλεται με την εποχή και το γεωγραφικό πλάτος, (β) την απώλεια της εισερχόμενης ακτινοβολίας, λόγω διαφορετικής σύστασης της ατμόσφαιρας για τους προαναφερόμενους λόγους, (γ) την θέση (ανύψωση) του Ήλιου, καθώς όταν βρίσκεται σε κατακόρυφη θέση, η ακτινοβολία διανύει μικρότερη απόσταση μέσα στην ατμόσφαιρα, οπότε η απορρόφηση είναι μικρότερη και (δ) την κατάσταση της επιφάνειας της θάλασσας Εικόνα 2.4. (α) Σχηματική παράσταση της κατανομής της (ήρεμη ή κυματώδης), η οποία σε σχέση με τη θέση προσπίπτουσας μικρού μήκους ηλιακής ακτινοβολίας σε σχέση με το γεωγραφικό πλάτος και της οριζόντιας μεταφοράς (ανύψωση) του Ήλιου διαμορφώνει την ανάκλαση θερμότητας από τις ζώνες με πλεόνασμα ενέργειας (τροπική/ υποτροπική) προς τις ζώνες με έλλειμα ενέργειας (πολικές της ηλιακής ακτινοβολίας από αυτήν. περιοχές) (από ). 6 3  5/5/2022 Qb: Η ανακλώμενη, μεγάλου μήκους κύματος, ακτινοβολία Ο όρος (Qb) εξαρτάται από τη θερμοκρασία της επιφάνειας του ωκεανού, την υγρασία της ατμόσφαιρας και την νεφοκάλυψη (Bowden 1983). Παρουσία νεφών, το (Qb) μειώνεται επειδή αυξάνεται η προς τα κάτω ακτινοβολία από την ατμόσφαιρα. Κατανομή της μέσης εκπεμπόμενης μεγάλου μήκους ακτινοβολίας (Qb) από την επιφάνεια της θάλασσας σε σχέση με το γεωγραφικό πλάτος, για τον μήνα Ιανουάριο (συνεχής γραμμή) και μήνα Ιούλιο (διακεκομμένη γραμμή) (από Colling 2001). 7 Qe: Ρυθμός απώλειας θερμότητας λόγω εξάτμισης ή λανθάνουσα ροή θερμότητας Η εξάτμιση είναι ο κυριότερος παράγοντας που συμβάλλει στη συνολική απώλεια θερμικής ενέργειας (latent heat flux) από την επιφάνεια του ωκεανού (Drake et al. 1978). Η εξάτμιση προκαλείται από το γεγονός ότι η θερμοκρασία της θάλασσας είναι γενικά μεγαλύτερη κατά περίπου 0,3 Κ από τη θερμοκρασία του αέρα προκαλώντας μεταφορά θερμότητας από τον ωκεανό στην ατμόσφαιρα (Dietrich 1963). Ο ρυθμός εξάτμισης από την επιφάνεια του ωκεανού ποικίλλει ανάλογα με το γεωγραφικό πλάτος και την εποχή (Lewis 1987). Έτσι, η ατμόσφαιρα σε μεγαλύτερα γεωγραφικά πλάτη είναι λιγότερο ικανή να συγκρατεί υδρατμούς λόγω των χαμηλών θερμοκρασιών του αέρα κοντά στην επιφάνεια του ωκεανού, επομένως, η εξάτμιση είναι μικρότερη συγκριτικά με τα χαμηλότερα γεωγραφικά πλάτη. Qh: Ρυθμός απώλειας αισθητής θερμότητας Ο ρυθμός απώλειας θερμότητας (sensible heat loss) με αγωγή και μεταφορά από την επιφάνεια του ωκεανού εξαρτάται από την διαφορά της θερμοκρασίας μεταξύ της επιφάνειας του ωκεανού και της ατμόσφαιρας. Κατά μέσο όρο, η επιφανειακή θερμοκρασία του ωκεανού είναι υψηλότερη από αυτή του χαμηλότερου στρώματος της ατμόσφαιρας, γεγονός που προκαλεί θέρμανση του αέρα κοντά στην επιφάνεια του ωκεανού, ο οποίος διαστέλλεται και ανεβαίνει στην ατμόσφαιρα, μεταφέροντας την θερμότητα μακριά από την επιφάνεια του ωκεανού (Knauss 1978). 8 4  5/5/2022 Εικόνα 2.6. Η σχέση της απώλειας θερμότητάς λόγω εξάτμισης (Qe) και της αισθητής θερμότητας (Qh) σε διαφορετικά γεωγραφικά πλάτη και για διαφορετικές εποχές (συνεχόμενη γραμμή: Ιανουάριος και διακεκομμένη γραμμή: Ιούλιος) (από Colling 2001). 9 QV: Μεταφορά θερμότητας από τα ωκεάνια ρεύματα Ο όρος (QV) στον υπολογισμό του θερμικού ισοζυγίου (εξίσωση 2.1) διασφαλίζει ότι τα χαμηλά γεωγραφικά πλάτη (όπου υπάρχει πλεόνασμα ακτινοβολίας σε σχέση με τα υψηλότερα γεωγραφικά πλάτη) δεν θερμαίνονται συνεχώς και, αντιστοίχως, τα υψηλά γεωγραφικά πλάτη δεν ψύχονται συνεχώς (Colling 2001). Λόγω της χαμηλότερης θερμοκρασίας τους, άρα υψηλότερης πυκνότητας, τα επιφανειακά νερά βυθίζονται και έχοντας ελάχιστη ανάμειξη με τα υπερκείμενα θερμότερα νερά μεταφέρονται από τα ωκεάνια ρεύματα (thermal energy transport by ocean currents) από τους πόλους προς τον ισημερινό , όπου μετατοπίζοντας τα χαμηλότερης πυκνότητας (υψηλότερης θερμοκρασίας) επιφανειακά νερά. QT: Η συνολική θερμότητα Γενικά σε ετήσια βάση, υπάρχει ένα συνολικό κέρδος θερμικής ενέργειας (total thermal energy) στα χαμηλά γεωγραφικά πλάτη, ενώ στα υψηλά γεωγραφικά πλάτη το θερμικό ισοζύγιο γίνεται θετικό το καλοκαίρι και αρνητικό τον χειμώνα. Επίσης, η μη μεταβολή της μέσης ετήσιας θερμοκρασίας μίας υδάτινης μάζας, δεν σημαίνει ότι δεν υπάρχει ροή θερμότητας από και προς την μάζα αυτή, αλλά ότι το αλγεβρικό άθροισμα των επιμέρους όρων του θερμικού ισοζυγίου είναι μηδέν. 10 5  5/5/2022 Εικόνα 2.3. Οι συνιστώσες του παγκόσμιου θερμικού ισοζυγίου (τροποποιημένο από ). 11 Ιμάντας μεταφοράς θερμότητας στους ωκεανούς Ο Ωκεανός δεν αποθηκεύει μόνο την ηλιακή ακτινοβολία, αλλά συμμετέχει ουσιαστικά στην αναδιανομή της θερμότητας σε όλο τον κόσμο, μεταφέροντας θερμότητα από τις θερμότερες τροπικές περιοχές προς τις ψυχρότερες πολικές περιοχές, μειώνοντας έτσι τη θερμοκρασιακή διαφορά μεταξύ των. Έτσι, οι ωκεανοί συμμετέχουν στην τελική διαμόρφωση του κλίματος της Γης. Η μεταφορά θερμότητας στον παγκόσμιο ωκεανό γίνεται με τα θαλάσσια ρεύματα, τα οποία είναι κινήσεις των υδάτων του ωκεανού με συνεχή ροή. Τα επιφανειακά ρεύματα δημιουργούνται κυρίως από το σύστημα των επιφανειακών ανέμων, ενώ τα βαθιά ρεύματα δημιουργούνται από διαφορές πυκνότητας, ενώ επηρεάζονται και από την περιστροφή της Γης και την αστρονομική παλίρροια. Στον παγκόσμιο ωκεανό έχει Εικόνα 2.7. Σχηματική απεικόνιση του ωκεάνιου ιμάντα μεταφοράς (global ocean conveyor belt) (από: ). διαμορφωθεί ένα κεντρικό σύστημα ρευμάτων που συνδέει τους ωκεανούς του κόσμου, το οποίο ονομάζουμε ιμάντα μεταφοράς του παγκόσμιου ωκεανού (global ocean conveyor belt) (Εικόνα 2.7). 12 6  5/5/2022 Θερμικό ισοζύγιο Μεσογείου Θάλασσας Πίνακας 2.1. Οι μέσες ετήσιες συνιστώσες του θερμικού ισοζυγίου της Μεσογείου (σε W/m2). Πίνακας 2.2. Οι μέσοι ετήσιοι ρυθμοί ροής θερμικής ενέργειας της Μεσογείου (σε W/m2). 13 Εικόνα 2.9. Η εποχική κατανομή των συνιστωσών του θερμικού ισοζυγίου της Μεσογείου θαλάσσης (τροποποιημένη από Garrett et al. 1993).. 14 7  5/5/2022 Εικόνα 2.8. Χωρική κατανομή της μέσης ετήσιας ροής θερμότητας, έχοντας ως γενική μέση τιμή τα −7 W/m2 (τροποποιημένη από Garret 1993). 15 Θερμικό ισοζύγιο Αιγαίου Το θερμικό ισοζύγιο του Αιγαίου Πελάγους (Πίνακας 2.3) έχει αρνητικό πρόσημο με την τιμή του να κυμαίνεται από −13 W/m2 έως και −26 W/m2. Η διαφορά αυτή οφείλεται στη χρήση δεδομένων που καλύπτουν διαφορετικές χρονικές περιόδους, όπως επίσης και στην εφαρμογή διαφορετικών εμπειρικών σχέσεων. Πίνακας 2.3. Συνιστώσες του θερμικού ισοζυγίου του Αιγαίου Πελάγους. Το αρνητικό θερμικό ισοζύγιο υποδηλώνει ότι η λεκάνη του Αιγαίου χάνει θερμότητα από την επιφάνεια της, η οποία πρέπει να αντισταθμίζεται από την προσφορά θερμότητας εξαιτίας κυρίως της εισροής των θερμότερων νερών της Λεβαντίνης μέσω των νοτιοανατολικών περασμάτων του Αιγαίου. Αξιοσημείωτη επίσης είναι η διαφορά στην απώλεια θερμότητας μεταξύ του Βόρειου Αιγαίου (περίπου −130 W/m2) και του νοτιοανατολικού Αιγαίου (περίπου −100 W/ m2), η οποία δεν οφείλεται στην απώλεια θερμότητας λόγω εξάτμισης που είναι περίπου ίση με −120 W/ m2, αλλά κυρίως στην απώλεια αισθητής θερμότητας (Qh) που για μεν το Βόρειο Αιγαίο είναι −70 W/m2, για δε το νοτιοανατολικό Αιγαίο είναι −40 W/m2 (Kontoyiannis et al. 2012). 16 8  5/5/2022 Εποχιακή κύμανση θερμικού Ισοζυγίου Αιγαίου Πελάγους Η συνολική ροή θερμότητας (QT) φθάνει τη μέγιστη τιμή της τον μήνα Ιούλιο (περί τα +160 W/m2) και το ελάχιστο τον Δεκέμβριο (περί τα +115 W/m2) συμπίπτοντας με το μέγιστο και το ελάχιστο, αντίστοιχα, της ηλιακής ακτινοβολίας. Η απώλεια θερμότητας (ψύξη) λόγω εξάτμισης (Qe) αποκτά τη μεγαλύτερη τιμή της (περί τα −140 W/m2) από Σεπτέμβριο μέχρι Δεκέμβριο, ως αποτέλεσμα των ψυχρών και ισχυρών ανέμων που πνέουν την περίοδο αυτή. Η μεγαλύτερη απώλεια λόγω της αισθητής θερμότητας (Qh) λαμβάνει χώρα κατά τους χειμερινούς μήνες (περί τα −30 W/m2), έχοντας τις μικρότερες τιμές (πλησίον του μηδενός) από Μάιο μέχρι Σεπτέμβριο. Η μεγάλου μήκους ακτινοβολία (Qb) παραμένει σχεδόν σταθερή (Qb ≈ −70 W/m2) καθ’ όλη τη διάρκεια του Εικόνα 2.10. Το Θερμικό ισοζύγιο του Αιγαίου έτους. Πελάγους (από Poulos et al. 1997). 17 ΥΔΡΟΛΟΓΙΚΟ ΙΣΟΖΥΓΙΟ Υδρολογικό (ή υδατικό) ισοζύγιο θαλάσσιας λεκάνης Το ισοζύγιο του νερού μιας οποιασδήποτε υδάτινης λεκάνης, δηλαδή η ισορροπία μεταξύ εισροών και εκροών, διαμορφώνεται πρωτίστως από την επικρατούσα εξάτμιση και τα συνολικά ατμοσφαιρικά κατακρημνίσματα (συμπύκνωση) και δευτερευόντως από τις επιφανειακές (ποτάμιες) και υπόγειες απορροές ύδατος, θεωρώντας μηδενικές τις ανταλλαγές με παρακείμενες λεκάνες. Η σπουδαιότητα του υδρολογικού ισοζυγίου στην ωκεανογραφία αναφέρεται στη διαμόρφωση της αλατότητας (άρα και της πυκνότητας) του επιφανειακού στρώματος του ωκεανού, στις διεργασίες ανάβλυσης ή βύθισης θαλάσσιων μαζών, αλλά και στη μεταφορά υδάτινων μαζών από πλεονάζουσες προς ελλειμματικές θαλάσσιες λεκάνες, άρα στη δημιουργία θαλάσσιων ρευμάτων. Στην περίπτωση που το ισοζύγιο είναι θετικό, αναφερόμαστε σε μια λεκάνη διάλυσης (dilution basin) και στη περίπτωση που είναι αρνητικό για μια λεκάνη συμπύκνωσης (condensed basin). 18 9  5/5/2022 Το υδατικό ισοζύγιο (WB: water balance) μιας οποιαδήποτε ωκεάνιας (θαλάσσιας) λεκάνης, θεωρώντας το μέγεθος, άρα και τον όγκο, της λεκάνης σταθερό, για συγκεκριμένη χρονική περίοδο (συνήθως ετήσια) περιγράφεται από τη σχέση: WB = P − E + R + G ± A όπου: V: όγκος νερού λεκάνης (basin volume) Ρ: όγκος νερού που εισέρχεται μέσω των ατμοσφαιρικών κατακρημνίσεων (precipitation) στην επιφάνεια της λεκάνης E: όγκος νερού που εξέρχεται από την επιφάνεια της λεκάνης λόγω εξάτμισης (evaporation) R: όγκος ύδατος που απορρέει από τα ποτάμια (river runoff) και γενικά από τα επιφανειακά υδατορεύματα G: όγκος υπόγειων εκφορτήσεων υδάτων (groundwater) Α: όγκος νερού που εισέρχεται ή εξέρχεται πλευρικά (advected seawaters) μέσω των θαλάσσιων ρευμάτων 19 Το ισοζύγιο νερού του παγκόσμιου ωκεανού (δηλαδή της συνολικής επιφάνειας των ωκεανών (362,17x106 km2) με βάση τους υπολογισμούς των Baumgartner & Reichel (1975) και των Zektser & Dzhamalov (2007) όσον αφορά την υποθαλάσσια απορροή (G). 20 10  5/5/2022 Υδρολογικό ισοζύγιο Μεσογείου Θάλασσας Πίνακας 2.4. Το ετήσιο υδατικό ισοζύγιο της λεκάνης της Μεσογείου (εμβαδού 2.518.491 km2) εκφρασμένο σε mm/m2, km3 και σε Sverdrup. 21 Ανταλλαγή Θαλάσσιων μαζών στα θαλάσσια περάσματα του Γιβραλτάρ και των Δαρδανελίων Εικόνα 2.12. Τα στενά Γιβραλτάρ και Δαρδανέλιων, δια των οποίων η Μεσόγειος Θάλασσα ανταλλάσσει νερά με τον Ατλαντικό Ωκεανό και τη Μαύρη Θάλασσα, αντίστοιχα. 22 11  5/5/2022 Υδρολογικό ισοζύγιο Αιγαίου Πελάγους Θαλάσσια επιφάνεια: περί τα 191.908 km2 Λεκάνη απορροής: 240.000 km2 Πίνακας 2.5. Το Υδρολογικό Ισοζύγιο του Αιγαίου Πελάγους, εκφρασμένο σε mm/m2 της επιφάνειας του και σε μάζα νερού (km3). Εικόνα 2.13. Η λεκάνη απορροής του Αιγαίου πελάγους με τις θέσεις εκβολών των κυριότερων ποταμών του 23 Το υδατικό ισοζύγιο του Αιγαίου διαμορφώνεται από: τη διαφορά μεταξύ εξάτμισης (E) και υγροποίησης (P), το νερό που προσφέρεται από τα ποτάμια (R), τα νερά που εκφορτίζονται υπογείως (G), την τελική διαφορά (εισροών – εκροών) της μάζα νερού που εισέρχεται από τα στενά των Δαρδανελίων (ΑD) και την ανταλλαγή θαλάσσιων μαζών με την ανατολική λεκάνη της Μεσογείου, διαμέσου του ανατολικού και δυτικού περάσματος της Κρήτης (ΑC): WB = P − E + R + G + ΑD ± ΑC Πίνακας 2.5. Το Υδρολογικό Ισοζύγιο του Αιγαίου Πελάγους, εκφρασμένο σε mm/m2 της επιφάνειας του και σε μάζα νερού (km3). 24 12