Three dimensional solar radiative effects of Mediterranean dust aerosol episodes and implications for the regional weather and climate

Abstract

In the present PhD study, the three-dimensional solar radiative effects of Mediterranean dust episodes and their implications on the regional weather and climate were investigated for the 15-year period 2005-2019. This was achieved using different kinds of data (ground-based, satellite and reanalysis) and tools (a satellite algorithm and a deterministic radiative transfer model).In the first part of the study, a satellite algorithm, which is based on key aerosol optical properties, namely spectral aerosol optical depth (AOD), Ångstrom exponent and aerosol index (AI), was used to determine the occurrence of dust episodes over the broader Mediterranean Basin (MB). The algorithm first identifies the dominance of Dust Aerosols (DA) in the atmospheric column by applying specific thresholds on the input aerosol optical properties. Then, after the identification of DA, the algorithm determines the occurrence of strong or extreme Dust Aerosol Episode (DAE) on a specific day and pixel whenever the AOD is greater than its climatological mean value plus two or four standard deviations, respectively. Whenever at least 30 DAEs are identified on a specific day, this day is characterized as a Dust Aerosol Episode Day (DAED). Subsequently, DAEDs were grouped into DAECs, which are series of n (n ≥ 1) sequent days with extended dust episodes (DAEDs) over the Mediterranean Basin. The output of the algorithm includes information about the annual and monthly frequency of occurrence and the dust loading, in terms of AOD, for DAEDs. Running the algorithm over the entire study period, the obtained results were averaged on mean annual and seasonal basis to yield climatological like information. The interannual variability and trends of DAEDs and DAECs was also investigated. According to the algorithm results, more than 8 strong and 2 extreme DAEs take place over the desert areas of N. Africa and Middle East in every year. DAEs are also frequent over the Mediterranean Sea (3-4 strong episodes/year and 0.7-1.5 extreme episodes/year). The annual mean AOD during DAEs is maximum (1.7 and 4.0 during strong and extreme DAEs, respectively) across the coastal areas of Algeria, Libya and Egypt. A clear seasonal cycle with maxima during the warm and minima during the cold periods of the year was found. Specifically, strong DAEs are more frequent in summer (up to 5.2 episodes/season over Algeria and Morocco) while extreme ones in spring (up to 2 episodes/season across the coastal areas of Algeria and Libya). As it concerns the episodic days, in overall 166 (116 strong and 50 extreme) DAEDs occurred over the MB during the period 2005-2019. DAEDs are observed mostly in spring (47%) and summer (38%), with strong DAEDs occurring primarily in spring and summer and extreme ones in spring. Decreasing, but not statistically significant, trends of the frequency, spatial extent and intensity of DAECs from 2000 to 2019 are revealed. Moreover, a total number of 98 DAECs was found, primarily in spring (46 DAECs) and secondarily in summer (36 DAECs). The seasonal distribution of the frequency of DAECs varies geographically, being highest in early spring over the eastern Mediterranean, in late spring over the central Mediterranean and in summer over the western MB. In the second part of the present thesis, the FORTH deterministic spectral Radiation Transfer Model (RTM) was used to estimate in detail three-dimensional distributions of the Direct Radiative Effects (DREs) and their consequent modification of the thermal structure of the regional atmosphere during the 162 DAEDs (four DAEDs in 2019 were not included in this part of the study due to the unavailability of ISCCP-H cloud data which are used in the FORTH RTM) that were determined from 2005 to 2018 in the first part of the thesis. The RTM operated on a 3-hourly temporal and 0.5° × 0.625° spatial resolution, using 3-D aerosol optical properties (i.e., aerosol optical depth, single scattering albedo, and asymmetry parameter) and other surface and atmospheric properties from the MERRA-2 reanalysis as well as cloud properties (i.e., cloud amount, cloud optical depth, and cloud top height) from the ISCCP-H dataset. The model ran with and without dust aerosols, yielding the upwelling and downwelling solar fluxes at the top of the atmosphere, in the atmosphere, and at the Earth’s surface as well as at 50 levels in the atmosphere. The corresponding dust direct radiative effects (DDREs) were estimated by the difference between the two (one taking into account all aerosol types and another considering all except for dust aerosols) flux outputs. The atmospheric heating rates, and the subsequent buoyancy induced by the dust radiative absorption/heating, were calculated at 50 levels, from the upper troposphere down to surface, to determine how the DDREs affect the thermal structure and the dynamics of the regional atmosphere. Running the RTM for all DAEDs, the results were averaged to yield a climatology of DDREs and their effects on the Mediterranean atmosphere. The climatological annual mean DREs are positive and as high as +75 W/m² in the atmosphere, and negative and as low as -72 W/m² at the regions’ surface. At TOA, DA cause a (planetary) heating (up to +26 W/m²) over deserts and a cooling (down to -20 W/m²) over all other sea and land areas. On a seasonal basis, the maximum atmospheric (up to 102 W/m2 at 12:00UTC) and surface (down to -95 W/m2 at 12:00UTC) DDREs are noted in autumn. At TOA, the maximum positive DDREs occur in summer (+32 W/m² at 12:00UTC) over Tunisia and the maximum negative (-26 W/m² at 12:00UTC) DDREs in spring over Tunisian coasts. Considerable vertically resolved DDREs, up to 4 W/m2 and 8 W/m2 for layers up to 4400m, were found on annual and seasonal basis. Such DDREs induce intense heating rates, up to 0.32 K/3-hour and 0.36 K/3-hour on annual and seasonal basis, respectively, modifying the regional atmospheric temperature, while inducing buoyancy up to 0.01 m/s², pointing to possible modifications of clouds due to dust episodes. Yet, it is found that DDREs can either strengthen or counteract the prevailing atmospheric convection. In the third part of the present thesis, four case study DAECs, that took place on (i) 16-18 June 2016, (ii) 12-13 May 2017, (iii) 05-07 September 2015 and (iv) 23-25 February 2006, were selected to investigate in detail their radiative and the consequent dynamic effects on the Mediterranean atmosphere. The obtained results show that DA systematically occur in two levels/layers in the atmosphere, one near the surface (up 3 Km) and an elevated one between 3-5km ASL, inducing mainly positive, but also small negative, DDREs. The maximum atmospheric DDREs and heating rates (27.1 W/m² or 0.56 K/3-hour) were found during the winter DAEC close to the surface of N. Africa, where σext,dust≈1.8 km-1, but also at higher layers over the same area, where σext,dust<0.06 1/km. This heating effect significantly affects the atmospheric buoyancy, inducing a vertical acceleration, which mainly varies between 0.01 m/s² and 0.02 m/s² in the dust layers and can be as high as 0.06 m/s² (winter DAEC) into them. In the fourth and final part of the PhD, first, the DAEs were determined based on the dust contribution to total aerosol loading (DC=DOD/AOD) provided by MERRA-2 to investigate the possible effect of DAEs on cloud occurrence. The relative frequency of occurrence of mixed and ice phase clouds was calculated with respect to the total number of days for which DC exceeds 10%, 50% and 80%. According to the results, when increasing the threshold of DC from 10% to 50%, i.e. when the presence of dust strengthens, the frequency of ice phase clouds formation significantly increases, by up to 20% between 33˚ N and 47˚ N. For even stronger presence of dust, i.e. when DA>80%, the relative frequency of mixed and ice phase clouds increases further, being greater than 0.8/0.6 respectively over Mediterranean Sea/land areas. Also, the atmospheric circulation before and during the four DAECs, and the formation of clouds, were observationally investigated using MERRA-2 and MODIS data respectively. The main characteristic of the atmospheric circulation before and during the DAECs is the presence (from the day before the episode) of a low-pressure system over northwestern Africa, causing the uplift of dust. This gradually dissipates giving place to the coexistence of a cyclonic circulation over the western MB and an anticyclonic circulation over the eastern MB, which move eastwards and cause the southwestern airflow that transports the DA into the Mediterranean. Under such conditions, mixed and phase clouds systematically form over the dust affected areas, while in the coming days, when DA persist over an area, these clouds either dissipate or remain with lower cloud top heights.

Ο όρος «αερόλυμα» αναφέρεται σε όλα τα σωματίδια, στερεής ή υγρής φάσης, τα οποία αιωρούνται στην ατμόσφαιρα. Τα περισσότερα αερολύματα εκπέμπονται πρωτογενώς στην επιφάνεια της Γης είτε από φυσικές (π.χ. ερήμους, ωκεανούς, ηφαίστεια), είτε από ανθρωπογενείς πηγές (π.χ. αγροτικές εργασίες, βιομηχανικές και αστικές δραστηριότητες), ενώ κάποια άλλα (δευτερογενή αερολύματα) παράγονται στην ίδια την ατμόσφαιρα μέσω χημικών αντιδράσεων μετατροπής αερίων σε σωματίδια (gas-to-particle conversion). Έτσι, το μεγαλύτερο μέρος τους βρίσκεται συγκεντρωμένο στα κατώτερα τμήματα της τροπόσφαιρας, κοντά στις πηγές προέλευσής τους. Εξαίρεση αποτελούν τα αερολύματα, τα οποία εισέρχονται στη γήινη ατμόσφαιρα από το διάστημα (κοσμικά αερολύματα) που αποτελούν ωστόσο πολύ μικρό ποσοστό του συνολικού φορτίου. Τα αερολύματα μπορεί να βρεθούν σε μεγαλύτερα ύψη μέσα στην ατμόσφαιρα (4-6 km) και εκεί να ταξιδέψουν και να διανύσουν μεγάλες αποστάσεις, κατευθυνόμενα από την ατμοσφαιρική κυκλοφορία. Υπάρχουν πολλά διαφορετικά αερολύματα, τα οποία διαφέρουν μεταξύ τους ως προς τις πηγές εκπομπής (όπως αναφέρθηκε πιο πάνω), το μέγεθος και τις οπτικές και φυσικο-χημικές ιδιότητες. Για την ευκολότερη μελέτη και κατανόηση των αερολυμάτων, έχουν προταθεί διάφορες κατηγοριοποιήσεις. Με βάση το μέγεθός τους διακρίνονται στα λεπτόκοκκα ή λεπτά αερολύματα με διάμετρο (d) μικρότερη από 2.5 μm (τα οποία διακρίνονται σε δύο υποκατηγορίες: (α) τα αερολύματα περιοχής συμπύκνωσης (0.005 < d < 0.2 μm) και (β) τα αερολύματα περιοχής συσσώρευσης (0.2 < d < 2.5 μm) ) και τα χονδρόκοκκα ή χονδρά αερολύματα με διάμετρο μεγαλύτερη από 2.5 μm. Η διάκριση αυτή είναι ιδιαίτερα χρήσιμη, καθώς το μέγεθος των αερολυμάτων καθορίζει σε μεγάλο βαθμό το χρόνο παραμονής τους στην ατμόσφαιρα, τη δράση τους ως πυρήνες συμπύκνωσης νεφών (CCN) και τις οπτικές τους ιδιότητες. Μία επίσης χρήσιμη κατηγοριοποίηση αερολυμάτων γίνεται βάσει της πηγής προέλευσής τους. Έτσι, σύμφωνα με αυτήν, διακρίνονται οι εξής κύριοι τύποι αερολυμάτων: (1) ερημική σκόνη, (2) θαλάσσιο άλας, (3) ηφαιστειακά αερολύματα, (4) αερολύματα καύσης βιομάζας και (5) αερολύματα από ανθρωπογενείς δραστηριότητες.Τα αερολύματα, παρότι αποτελούν μόνο ένα μικρό τμήμα της ατμόσφαιρας, έχουν σημαντικές επιδράσεις σε αυτήν και έχει βρεθεί ότι επηρεάζουν το ισοζύγιο ακτινοβολίας και επομένως το ενεργειακό ισοζύγιο και το κλίμα του πλανήτη. Οι μηχανισμοί κλιματικής δράσης των αερολυμάτων είναι πολύπλοκοι και παρά την πρόοδο που έχει συντελεστεί, δεν έχουν γίνει ακόμη πλήρως κατανοητοί. Γενικά, διακρίνονται τρεις τρόποι επίδρασης των αερολυμάτων στο κλίμα της Γης (Σχήμα 1): ο άμεσος (direct effect), ο έμμεσος (indirect effect) και ο ημι-άμεσος (semi-direct effect). Ο πρώτος αναφέρεται στην άμεση αλληλεπίδραση των αερολυμάτων (κυρίως) με την ηλιακή (αλλά και με τη γήινη, ιδιαίτερα σε ό,τι αφορά στη σκόνη, οποία αποτελεί και το αντικείμενο μελέτης της παρούσας διδακτορικής διατριβής) ακτινοβολία, μέσω της σκέδασης και της απορρόφησης. Η αλληλεπίδραση αυτή, οδηγεί κατά κανόνα σε θέρμανση της ατμόσφαιρας και σε ψύξη της επιφάνειας της Γης. Αυτό σημαίνει ότι τα (περισσότερα) αερολύματα δρουν ενάντια στα αέρια του φαινομένου του θερμοκηπίου, μετριάζοντας το ρυθμό/βαθμό θέρμανσης της Γης από αυτά. Εξαίρεση αποτελούν τα αερολύματα μαύρου άνθρακα τα οποία δρουν υπέρ της θέρμανσης (IPCC, 2013). Η μεταβολή της θερμοβαθμίδας της ατμόσφαιρας λόγω των αερολυμάτων μπορεί να διαταράξει (Tegen et al., 1996; Mallet et al., 2009) τη δυναμική της ατμόσφαιρας, επηρεάζοντας έτσι και το κλίμα σε τοπική και περιοχική κλίμακα (Satheesh and Krishna Moorthy, 2005). Τα αερολύματα δρουν επίσης ως πυρήνες συμπύκνωσης των νεφών, επηρεάζοντας με αυτόν τον τρόπο τις φυσικές τους ιδιότητες, όπως για παράδειγμα το χρόνο ζωής τους και την ικανότητά τους να παράγουν υετό, αλλά και τις οπτικές τους ιδιότητες (π.χ. λευκαύγεια). Έτσι, για δεδομένη ποσότητα υδρατμών στην ατμόσφαιρα τα αερολύματα αυξάνουν τον αριθμό και μειώνουν το μέγεθος των νεφοσταγονιδίων (Twomey, 1974), προκαλώντας αύξηση της λευκαύγειας των νεφών (λόγω μείωσης του μεγέθους των νεφοσταγονιδίων, Albrecht, 1989; Lohmann and Feichter, 2005). Επίσης, τα αερολύματα επιδρούν στην ικανότητα παραγωγής υετού από τα νέφη, καθώς μικρότερου μεγέθους υδροσταγονίδια μεγεθύνονται πιο αργά (Rosenfeld et al., 2001), έτσι ώστε να ελαττώνουν ή να αποτρέπουν τη δημιουργία βροχής ανάλογα με τις ατμοσφαιρικές συνθήκες (Khain et al., 2018). H ελάττωση της βροχόπτωσης εξαιτίας των αερολυμάτων μπορεί να είναι μεγάλης σημασίας για το υδρολογικό ισοζύγιο (Ramanathan et al., 2001) ιδιαίτερα των ευαίσθητων ημί-ξηρων περιοχών (Teller and Levin, 2006), ενώ ελαττώνοντας ή αποτρέποντας τη βροχόπτωση, τα αερολύματα επηρεάζουν επίσης τη διάρκεια ζωής των νεφών και τη νεφοκάλυψη (Lohmann and Feichter, 2005). Όλες οι παραπάνω διαδικασίες συνιστούν την έμμεση επίδραση των αερολυμάτων. Τέλος, σύμφωνα με τον τρίτο μηχανισμό δράσης των αερολυμάτων στην ατμόσφαιρα (ημι-άμεσος τρόπος), τα αερολύματα μέσω της απορρόφησης της ηλιακής ακτινοβολίας θερμαίνουν τοπικά την ατμόσφαιρα, οδηγώντας σε θέρμανση του ατμοσφαιρικού αέρα, εξάτμιση των υδροσταγόνων του νέφους (Huang et al., 2006) και διάλυση των νεφών (Hansen et al., 1997). Αυτό, σε αντίθεση με την άμεση και έμμεση επίδραση των αερολυμάτων, έχει ως αποτέλεσμα την αύξηση της άμεσης ηλιακής ακτινοβολίας που φθάνει στην επιφάνεια της Γης και τη θέρμανση αυτής (Lohmann and Feichter, 2005).Όπως αναφέρθηκε πιο πάνω, είναι γνωστό ότι τα αερολύματα δρουν, γενικά, σε αντίθετη κατεύθυνση από τα αέρια του θερμοκηπίου, δηλαδή ψύχοντας τον πλανήτη. Ωστόσο, παρά την εντατική τους μελέτη τις τελευταίες δεκαετίες, αυτά εξακολουθούν να αποτελούν τον πιο ισχυρό παράγοντα αβεβαιότητας στην κατανόηση και την πρόβλεψη της εξελισσόμενης συμπεριφοράς και αλλαγής του κλίματος του πλανήτη. Αυτό οφείλεται στην ποικιλία των πηγών και των ιδιοτήτων των αερολυμάτων, στην έντονη χωρική και χρονική τους μεταβλητότητα, αλλά και στους πολύπλοκους μηχανισμούς δράσης τους (IPCC, 2013). Ανάμεσα στους διάφορους τύπους αερολυμάτων εξέχουσα θέση κατέχουν τα αερολύματα σκόνης (dust aerosols) τα οποία αποτελούν το αντικείμενο της παρούσας διδακτορικής διατριβής. Τα αερολύματα αυτά αποτελούν το μεγαλύτερο μέρος του συνολικού παγκόσμιου φορτίου των αερολυμάτων (Landolt-Bornstein, 1988). Πρόκειται για χονδρόκοκκα (με ακτίνα κυμαινόμενη κυρίως από 1 έως 5μm, Tanré et al., 2001) και απορροφητικά σωματίδια, τα οποία έχει βρεθεί ότι δρουν ως πυρήνες συμπύκνωσης νεφών (Pruppacher και Klett, 1997), επιδρώντας σημαντικά στα νέφη και τη βροχόπτωση. Σύμφωνα με τα αποτελέσματα των μελετών που έχουν διεξαχθεί κατά τις τελευταίες δεκαετίες σχετικά με την άμεση επίδραση της ερημικής σκόνης στην ακτινοβολία, έχει βρεθεί ότι εξαιτίας του μεγάλου μεγέθους της, η σκόνη μπορεί να αλληλεπιδράσει όχι μόνο με την ηλιακή, αλλά και με τη γήινη ακτινοβολία. Πιο συγκεκριμένα, κατά τη διάρκεια της ημέρας τα αερολύματα σκόνης απορροφούν και σκεδάζουν την ηλιακή ακτινοβολία, ενώ απορροφούν και επανεκπέμπουν τη γήινη ακτινοβολία. Ωστόσο, οι αλληλεπιδράσεις με την ηλιακή ακτινοβολία είναι ισχυρότερες και συνεπώς είναι αυτές που καθορίζουν τη συνολική επίδραση της σκόνης στο ενεργειακό ισοζύγιο. Σύμφωνα με αποτελέσματα της διεθνούς βιβλιογραφίας (Gkikas et al., 2019) κατά τις μεσημβρινές ώρες, η διαταραχή του ενεργειακού ισοζυγίου (η οποία σχετίζεται ισχυρά με το οπτικό βάθος των αερολυμάτων) κατά την επικράτηση υψηλών φορτίων αερολυμάτων σκόνης μπορεί να φθάσει σε τοπικό επίπεδο τα 147.3 W/m² (θέρμανση) στην ατμόσφαιρα και τα −278.1 W/m² (ψύξη) στην επιφάνεια της Γης. Κατά τη διάρκεια της νύχτας, εξαιτίας της εκπομπής μεγάλου μήκους κύματος ακτινοβολίας από τα αερολύματα, η διαταραχή αυτή αντιστρέφεται (ψύξη της ατμόσφαιρας και θέρμανση της επιφάνειας) και μειώνεται σε ένταση (-68.4 W/m² και 81.9 W/m² στην ατμόσφαιρα και την επιφάνεια αντίστοιχα). Από την άλλη πλευρά, σύμφωνα πάλι με την υπάρχουσα βιβλιογραφία, τα αερολύματα σκόνης μπορούν να δρουν ως πυρήνες συμπύκνωσης νεφών μέσω του μηχανισμού της προσρόφησης (adsorption) γεγονός το οποίο μπορεί να αυξήσει τη συμβολή της αδιάλυτης σκόνης στον αριθμό των πυρήνων συμπύκνωσης και των νεφοσταγόνων κατά 40% και 23.8% αντίστοιχα (Karydis et al., 2011). Επιπλέον, αν και τα αερολύματα σκόνης όταν εισέρχονται στην ατμόσφαιρα θεωρούνται υδρόφοβα αερολύματα, κατά την παραμονή τους σε αυτήν επικάθονται στην επιφάνεια τους υδροσκοπικές ουσίες (π.χ. άλατα) γεγονός που μπορεί να διπλασιάσει τη συμβολή τους στους πυρήνες συμπύκνωσης των νεφών (Karydis et al., 2011). Μάλιστα, κάτι τέτοιο κατά τα πρώτα στάδια ανάπτυξης των νεφών μπορεί να οδηγήσει σε μείωση του υπερκορεσμού και του αριθμού των νεφοσταγόνων έως και 70% σε ερημικές περιοχές και έως και 20% στις γύρω περιοχές όπως είναι και η Μεσόγειος (Karydis et al., 2011). Μία επίσης σημαντική διάσταση της αλληλεπίδρασης της ερημικής σκόνης με τα νέφη συνίσταται στη δράση των αερολυμάτων αυτών ως πυρήνες πάγου (Ice Nuclei, IN). Αυτό σημαίνει ότι τα αερολύματα σκόνης επηρεάζουν όχι μόνο τα θερμά αλλά και τα ψυχρά νέφη. Το μεγαλύτερο μέρος των αερολυμάτων σκόνης προέρχεται από τις μεγάλες ερήμους του πλανήτη και κυρίως από την έρημο Σαχάρα στη Β. Αφρική (Prospero et al., 2002; Washington et al. 2003), ενώ ένα μικρό μέρος του φορτίου τους (<10%, το οποίο μάλιστα περιορίζεται στα κατώτερα στρώματα της ατμόσφαιρας-οριακό στρώμα) προέρχεται από αγροτικές (Tegen et al., 2004) και κατασκευαστικές εργασίες. Η ερημική σκόνη μπορεί να μετακινηθεί μακριά από τις πηγές της, οδηγούμενη από την ατμοσφαιρική κυκλοφορία, φαινόμενο το οποίο είναι γνωστό ως «εξαγωγή σκόνης» («dust export») και καθιστά τις αλληλεπιδράσεις της με την ακτινοβολία και τα νέφη σημαντικές σε μεγαλύτερη κλίμακα (πλανητική) και όχι μόνο σε περιοχικό επίπεδο. Χαρακτηριστικό παράδειγμα αποτελεί η εξαγωγή σκόνης προς τη Μεσόγειο Θάλασσα και τη Ν. Ευρώπη η οποία λαμβάνει χώρα κάθε χρόνο, με διαφορετική ένταση, αλλά με χαρακτηριστική εποχικότητα και είναι συνδεδεμένη με τις επικρατούσες ατμοσφαιρικές συνθήκες (π.χ. άνεμοι Harmattan στη Β. Αφρική) αλλά και με τον ενδοετήσιο κύκλο παραγωγής σκόνης (με μέγιστο την ξηρή περίοδο). Η λεκάνη της Μεσογείου παρουσιάζει ιδιαίτερο ενδιαφέρον από πλευράς αερολυμάτων. Μάλιστα, έχει χαρακτηριστεί ως «σταυροδρόμι αερολυμάτων» από τους Lelieveld et al. (2002), ενώ έχει βρεθεί ότι στην εν λόγω περιοχή σημειώνονται από τις μεγαλύτερες τιμές οπτικού πάχους αερολυμάτων (AOD) παγκοσμίως (Ichoku et al., 2002). Ο λόγος είναι ότι εξαιτίας της θέσης της δέχεται διαφορετικά είδη αερολυμάτων, όπως για παράδειγμα αερολύματα καύσης βιομάζας από πυρκαγιές κατά μήκος των κρατών της νότιας Ευρώπης, των δυτικών ακτών της Μαύρης Θάλασσας αλλά και την Κεντρική και Βόρεια Ευρώπη και αερολύματα θαλασσίου άλατος από τον Ατλαντικό Ωκεανό. Όπως έχει ήδη αναφερθεί, τα αερολύματα μέσω της αλληλεπίδρασής τους με την ακτινοβολία μπορούν να διαταράξουν το ενεργειακό ισοζύγιο. Ιδιαίτερα στην ευρύτερη περιοχή της λεκάνης της Μεσογείου, το υψηλό φορτίο αερολυμάτων σε συνδυασμό με τις επικρατούσες μετεωρολογικές συνθήκες (περιορισμένη νεφοκάλυψη και μεγάλα ποσά ηλιακής ακτινοβολίας) έχει αποδειχθεί ότι μεγιστοποιεί την άμεση διαταραχή του ισοζυγίου ακτινοβολίας (Hatzianastassiou et al., 2004b; 2007; Benas et al., 2011; Papadimas et al., 2012). Το γεγονός αυτό είναι δυνατό, σύμφωνα με σενάρια κλιματικής αλλαγής, να οδηγήσει σε ερημοποίηση περιοχών της Μεσογείου (IPCC, 2007). Επιπλέον, λόγω της σχετικά μικρής της έκτασης, της γεωγραφικής της θέσης και της ημίκλειστης φύσης της, προσαρμόζεται γρήγορα στις ατμοσφαιρικές διαταραχές και τις ανθρώπινες επιδράσεις (Lionello, 2012). Μάλιστα, σύμφωνα με την 6η έκθεση του IPCC, οι επιδράσεις της κλιματικής αλλαγής, οι οποίες είναι ήδη αισθητές στην περιοχή (Ali et al., 2022), αναμένεται να ενταθούν μέχρι το τέλος του 21ου αιώνα. Αυτό σημαίνει σημαντική αύξηση της μέσης ετήσιας θερμοκρασίας κατά 0.9-5.6˚ C σε σχέση με τις δύο προηγούμενες δεκαετίες, μείωση του υετού (μέχρι και 22%), καθώς επίσης και ξηρασίες σε κάποιες περιοχές και μεγάλα ποσά βροχόπτωσης σε άλλες. Για τους λόγους που συζητήθηκαν στις προηγούμενες παραγράφους, η μεταφορά σκόνης στη Μεσόγειο ή αλλιώς τα επεισόδια σκόνης, όπως αλλιώς αποκαλούνται εξαιτίας των ασυνήθιστα υψηλών (επεισοδιακών) φορτίων αερολυμάτων σκόνης που παρατηρούνται κατά την επικράτησή τους, έχουν μελετηθεί εκτενώς κατά τις τελευταίες δεκαετίες. Σε αρκετές εργασίες έχει μελετηθεί η χωρο-χρονική μεταβλητότητα τους, σε τοπικό (Achilleos et al., 2020; Flores et al., 2017; Ganor et al., 2010; Toledano et al., 2007) και περιοχικό επίπεδο (Gavrouzou et al., 2021; Gkikas et al., 2016, 2013). Επίσης, έχουν μελετηθεί οι ατμοσφαιρικές συνθήκες που ευνοούν την εισαγωγή των αερολυμάτων σκόνης στην ατμόσφαιρα και τη μεταφορά τους στην περιοχή της Μεσογείου (Ganor et al., 2010; Gkikas et al., 2015; Solomos et al., 2018; Varga et al., 2014). Όσον αφορά την άμεση επίδραση των αερολυμάτων σκόνης (Dust Direct Radiative Effect, DDRE) στην ακτινοβολία, η οποία αποτελεί και το αντικείμενο της παρούσας διδακτορικής διατριβής, έχει μελετηθεί σε τοπικό επίπεδο, με τη χρήση μετρήσεων (Di Sarra et al., 2011; Meloni et al., 2005, 2004) αλλά και μοντέλων (Benas et al., 2011; Granados-Muñoz et al., 2019; Kaskaoutis et al., 2019; Nabat et al., 2015; Sicard et al., 2014; Tsioumitas et al., 2018). Επιπλέον, έχουν γίνει κάποιες προσπάθειες για την εκτίμηση τους σε περιοχικό επίπεδο. Για παράδειγμα, οι Papachristopoulou et al. (2022) χρησιμοποίησαν διαφορετικά είδη δεδομένων (δορυφορικά δεδομένα και δεδομένα επανανάλυσης) μαζί με μοντέλο διάδοσης ακτινοβολίας για να υπολογίσουν την άμεση επίδραση των αερολυμάτων σκόνης στην κατερχόμενη ηλιακή ακτινοβολία στην επιφάνεια της περιοχής, απουσία νεφών και υπό συνθήκες υποβάθρου όσον αφορά το φορτίο των αερολυμάτων κατά την περίοδο 2003-2017. Οι Gkikas et al. (2018) υπολόγισαν το DDRE κατά την επικράτηση υψηλών φορτίων αερολυμάτων σκόνης στην περιοχή της Μεσογείου και συγκεκριμένα, κατά τη διάρκεια 20 επεισοδίων μεταφοράς σκόνης τα οποία έλαβαν χώρα από το Μάρτιο του 2000 μέχρι το Φεβρουάριο του 2013, με τη χρήση του μοντέλου NMMB-MONARCH. Επίσης, οι Gkikas et al. (2019) υπολόγισαν το DDRE ενός μεμονωμένου επεισοδίου σκόνης το οποίο έλαβε χώρα το Φεβρουάριο του 2015 πάνω από την κεντρική Λεκάνη της Μεσογείουof, με τη χρήση του μοντέλου WRF-Chem. Το ίδιο επεισόδιο μελετήθηκε και από τους Kosmopoulos et al. (2017) οι οποίοι χρησιμοποίησαν δορυφορικές και επίγειες μετρήσεις, καθώς επίσης και προσομοιώσεις μοντέλου.Παρότι, όπως προκύπτει από τα παραπάνω, έχουν γίνει σημαντικές προσπάθειες μελέτης των επεισοδίων σκόνης στην περιοχή της Μεσογείου, οι περισσότερες από αυτές οι περισσότερες από αυτές είναι χωρικά ή/και χρονικά περιορισμένες. Στόχος της παρούσας διδακτορικής διατριβής είναι ο προσδιορισμός των επεισοδίων σκόνης στην ευρύτερη περιοχή της Λεκάνης της Μεσογείου και η εκτίμηση της άμεσης επίδρασής τους στο ενεργειακό ισοζύγιο και κατά συνέπεια στον καιρό και το κλίμα της περιοχής, για πρώτη φορά σε πλήρη χωρική ανάλυση και κατά την εκτεταμένη χρονική περίοδο 2005-2019. Για το σκοπό αυτό, στο πρώτο στάδιο της μελέτης έγινε χρήση δορυφορικού αλγορίθμου, ο οποίος είναι βασισμένος στις οπτικές ιδιότητες των αερολυμάτων και επιβάλλοντας συγκεκριμένα φίλτρα σε αυτές προσδιορίζει τα επεισόδια σκόνης. Πιο συγκεκριμένα, ο αλγόριθμος χρησιμοποιεί ως δεδομένα εισαγωγής (i) φασματική πληροφορία του οπτικού βάθους των αερολυμάτων (Aerosol Optical Depth, AOD) από τη βάση δεδομένων του MODIS και (ii) δεδομένα του δείκτη απορροφητικότητας (Aerosol Index, AI) από τη βάση δεδομένων του OMI. Οι οπτικές αυτές ιδιότητες είναι χαρακτηριστικές του φορτίου και της απορροφητικότητας των αερολυμάτων, αντίστοιχα. Επιπλέον, από το λόγο των τιμών του οπτικού βάθους στα 470nm και στα 660nm πάνω από εκτάσεις ξηράς και στα 470nm και 2130nm πάνω από τους ωκεανούς, υπολογίζει τον εκθετικό παράγοντας Angström (α), ο οποίος είναι ενδεικτικός του μεγέθους των αερολυμάτων. Ο αλγόριθμος, οποίος λειτουργεί σε ημερήσια βάση και σε γεωγραφική ανάλυση 1°×1° γεωγραφικό πλάτος και μήκος, πρώτα προσδιορίζει την παρουσία αερολυμάτων σκόνης όταν AI≥1 και a≥0.4. Έπειτα, δεδομένου ότι βρέθηκαν αερολύματα σκόνης, επιβάλει ένα ακόμη όριο αποκοπής (στο οπτικό βάθος των αερολυμάτων) για να εξασφαλίσει την παρουσία υψηλών φορτίων (επεισόδιο) των αερολυμάτων αυτών. Στο σημείο αυτό, τα επεισόδια διακρίνονται σε ισχυρά όταν AODMEAN+2∙STDV≤AOD≤ AODMEAN+4∙STDV και ακραία όταν AOD≥AODMEAN+4∙STDV, όπου AODMEAN είναι η μέση κλιματολογική τιμή του οπτικού βάθους υπολογισμένη για την περίοδο 2005-2019 και STDV η αντίστοιχη τυπική απόκλιση. Με τον τρόπο αυτό προσδιορίζονται τα επεισόδια σκόνης σε επίπεδο κυψελίδας ή αλλιώς τα Dust Aerosol Episodes (DAEs), όπως θα αναφέρονται στο εξής. Στο επόμενο βήμα, ο αλγόριθμος αναζητά τις ημέρες επεισοδίων σκόνης, δηλαδή τις μέρες κατά τις οποίες σημειώθηκαν επεισόδια (DAEs) πάνω από μία εκτεταμένη περιοχή. Έτσι, μία ημέρα χαρακτηρίζεται ως επεισοδιακή (Dust Aerosol Episode Day, DAED) όταν βρεθούν τουλάχιστον 30 DAEs. Τα 30 DAEs αντιστοιχούν σε 30 1°×1° κυψελίδες ή 300.000 km2, που αποτελεί το 3% της περιοχής μελέτης. Τέλος, οι μέρες επεισοδίων σκόνης ταξινομούνται σε περιστατικά επεισοδίων (Dust Aerosol Episode Cases, DAECs), τα οποία αποτελούνται από n συνεχόμενες μέρες επεισοδίων (DAEDs), όπου n≥1. Αφού ο αλγόριθμος έτρεξε για όλα τα έτη της περιόδου μελέτης (2005-2019) έγινε μεσοποίηση των αποτελεσμάτων και διερευνήθηκαν τα εποχικά και χωρικά χαρακτηριστικά των επεισοδίων σκόνης, αλλά και οι διαχρονικές τάσεις μεταβολής, τόσο για ολόκληρη την περιοχή της Μεσογείου όσο και για το ανατολικό, κεντρικό και δυτικό τμήμα της ξεχωριστά. Η φιλοσοφία του αλγορίθμου που χρησιμοποιείται στην παρούσα έρευνα έχει επίσης χρησιμοποιηθεί από τους Gkikas et al. (2015) για τον προσδιορισμό των επεισοδίων σκόνης στην ίδια περιοχή. Ωστόσο, η εν λόγω εργασία καλύπτει παλαιότερη χρονική περίοδο (2000-2013) και χρησιμοποιεί παλαιότερες εκδόσεις των δορυφορικών δεδομένων. Οι τελευταίες εκδόσεις των δορυφορικών δεδομένων MODIS (Collection 6.1, C6.1) και OMI (OMAERUV) που χρησιμοποιούνται εδώ έχουν αξιολογηθεί με βάση επίγειες μετρήσεις και έχει βρεθεί ότι βρίσκονται σε καλύτερη συμφωνία με αυτές σε σχέση με προηγούμενες εκδόσεις (Huang et al., 2019). Επιπλέον, όσον αφορά στα δεδομένα MODIS, οι τελευταίες εκδόσεις (C6 και C6.1), χάρη στο νέο αλγόριθμο ανάκτησης (Deep Blue Algorithm) παρέχουν πληροφορία και πάνω από περιοχές με υψηλή ανακλαστικότητα, όπως είναι οι έρημοι και συγκεκριμένα οι ερημικές περιοχές της Σαχάρας και της Μέσης Ανατολής, στοιχείο που έλειπε στις προηγούμενες μελέτες. Μία ακόμη διαφορά της παρούσας μελέτης σε σχέση με εκείνη των Gkikas et al. (2015) είναι η χρήση διαφορετικού (αυστηρότερου) ορίου αποκοπής για τον εκθετικό παράγοντα Angström (0.4 αντί για 0.7 που χρησιμοποιήθηκε από τους Gkikas et al. (2015)), το οποίο σύμφωνα με τα τελευταία τεστ ευαισθησίας του αλγορίθμου είναι καταλληλότερο για την ανίχνευση των αερολυμάτων σκόνης (Gavrouzou et al. 2021). Τέλος, σημειώνεται ότι στην παρούσα εργασία χρησιμοποιήθηκαν 2 οπτικές ιδιότητες (α και AI) για την ταυτοποίηση της σκόνης αντί για 4 (Fine Fraction (FF), Effective Radius (reff), α and AI) που χρησιμοποιήθηκαν από τους Gkikas et al. (2015). Η χρήση του FF, δηλαδή του λόγου του οπτικού βάθους των λεπτόκοκκων αερολυμάτων προς το συνολικό οπτικό βάθος αποφεύχθηκε για λόγους γεωγραφικής ομοιομορφίας στην ανίχνευση της σκόνης, καθώς ο λόγος αυτός υπολογίζεται με τη χρήση ενός συγκεκριμένου προϊόντος του MODIS (“Aerosol_Optical_Depth_Small_Ocean”), το οποίο είναι διαθέσιμο μόνο πάνω από τους ωκεανούς. Από την άλλη πλευρά η ενεργός ακτίνα (reff) δε χρησιμοποιήθηκε διότι δεν είναι πλέον διαθέσιμη στη νέα συλλογή των δεδομένων (C6.1).Σύμφωνα με τα αποτελέσματα του αλγορίθμου, περισσότερα από 8 ισχυρά και 2 ακραία DAEs λαμβάνουν χώρα κάθε χρόνο στις ερημικές περιοχές της Β. Αφρικής και της Μέσης Ανατολής. Τα ισχυρά επεισόδια είναι επίσης συχνά (3-4 επεισόδια/έτος) στα νότια τμήματα της Μεσογείου, ενώ συμβαίνουν σπάνια (< 1 επεισόδιο/έτος) στα βόρεια τμήματα της περιοχής μελέτης (γεωγραφικό πλάτος μεγαλύτερο από 40°Β). από την άλλη πλευρά, τα ακραία επεισόδια είναι πιο σπάνια, με συχνότητες εμφάνισης που δεν ξεπερνούν τα 0.7-1.5 επεισόδια/έτος στη θαλάσσια περιοχή της Μεσογείου και τα 0.5 επεισόδια/έτος στα βόρεια τμήματα της περιοχής μελέτης. Όσον αφορά στην ένταση των επεισοδίων, η μέση ετήσια τιμή του οπτικού βάθους αερολυμάτων φθάνει το 1.7 κατά τη διάρκεια των ισχυρών και το 4.0 κατά τη διάρκεια των ακραίων επεισοδίων. Οι μέγιστες τιμές κατά τη διάρκεια τόσο των ισχυρών, όσο και των ακραίων επεισοδίων, λαμβάνουν χώρα κατά μήκος των ακτών της Αλγερίας, της Λιβύης και της Αιγύπτου. Πάνω από τη Β. Αφρική οι μέσες ετήσιες τιμές του οπτικού βάθους κυμαίνονται μεταξύ 0.7 και 1.0 και 1.0 και 1.5 για τα ισχυρά και τα ακραία επεισόδια αντίστοιχα. Μεγάλα φορτία σκόνης σημειώνονται επίσης πάνω από τη Μεσόγειο Θάλασσα (0.6-0.8 και 1.0-2.5 κατά τη διάρκεια των ισχυρών και των ακραίων επεισοδίων αντίστοιχα). Το οπτικό βάθος μειώνεται σημαντικά στα βόρεια τμήματα της Λεκάνης της Μεσογείου, με εξαίρεση τη Μαύρη Θάλασσα όπου η μέση ετήσια κλιματολογική τιμή του οπτικού βάθους φθάνει το 0.7 και το 4.0 για τα ισχυρά και τα ακραία επεισόδια αντίστοιχα. Επιπλέον, παρατηρήθηκε ξεκάθαρος εποχικός κύκλος τόσο για τα ισχυρά επεισόδια, τα οποία παρουσιάζουν μέγιστη συχνότητα το καλοκαίρι (έως και 5.2 επεισόδια/εποχή) και ελάχιστη τον χειμώνα (< 1.5 επεισόδια/εποχή), όσο και για τα ακραία, τα οποία είναι πιο συχνά την άνοιξη (έως και 2.0 επεισόδια/εποχή) και συμβαίνουν σπάνια το φθινόπωρο και τον χειμώνα (< 0.7 επεισόδια/εποχή).Όσον αφορά στις μέρες επεισοδίων σκόνης (DAEDs), σύμφωνα με τα αποτελέσματα του αλγορίθμου, 166 ημέρες επεισοδίων έλαβαν χώρα στην ευρύτερη περιοχή της Λεκάνης της Μεσογείου από το 2005 έως το 2019. Από αυτές, οι 116 αφορούν σε ισχυρά και οι 50 σε ακραία επεισόδια. Η πλειοψηφία του συνόλου (ακραία και ισχυρά) των επεισοδίων σημειώνεται κατά την άνοιξη (46.9% του συνόλου των επεισοδίων) και το θέρος (37.9%) ενώ τα λιγότερα επεισόδια εντοπίζονται το φθινόπωρο. Η ίδια εποχικότητα ακολουθείται επίσης και από τα ισχυρά επεισόδια. Αντίθετα, τα ακραία επεισόδια παρουσιάζουν μέγιστο την άνοιξη (52%) και το χειμώνα (22%). Σε ετήσιο επίπεδο, τα ισχυρά επεισόδια σκόνης λαμβάνουν χώρα κυρίως στο δυτικό τμήμα της Λεκάνης της Μεσογείου, ενώ τα ακραία επεισόδια στο κεντρικό και ανατολικό. Ωστόσο, οι μέγιστες τιμές του οπτικού βάθους σημειώνονται και στις δύο περιπτώσεις κατά μήκος των ακτών της Λιβύης και της Αιγύπτου. Οι τιμές του οπτικού βάθους σκόνης των ισχυρών επεισοδίων κυμαίνονται από ≈0.25 έως ≈1.8, με τις ελάχιστες τιμές να παρατηρούνται, όπως είναι λογικό, στα βορειότερα τμήματα της Μεσογείου (Ν. Ευρώπη). Ωστόσο, οι μέγιστες τιμές δεν παρατηρούνται, όπως αναμένονταν, πάνω από τη Β. Αφρική αλλά κατά μήκος των ακτών της Τυνησίας, της Λιβύης και της Αιγύπτου. Παρόμοια γεωγραφικά χαρακτηριστικά, αλλά μεγαλύτερες τιμές, παρατηρούνται στη χωρική κατανομή του DOD των ακραίων επεισοδίων. Η μελέτη των διαχρονικών χαρακτηριστικών των ημερών επεισοδίων σκόνης έδειξε ότι η ετήσια συχνότητα εμφάνισης τόσο των ισχυρών όσο και των ακραίων επεισοδίων παρουσιάζει μία μικρή μείωση κατά την περίοδο 2005-2019. Πτωτική τάση μεταβολής παρουσιάζουν επίσης και η χωρική έκταση και η ένταση των επεισοδίων. Τέλος, οι 166 ημέρες επεισοδίων ταξινομήθηκαν σε 98 περιπτώσεις (cases) επεισοδίων σκόνης. Σύμφωνα με τα αποτελέσματα, τα περισσότερα DAECs στην ευρύτερη περιοχή της Λεκάνης της Μεσογείου έλαβαν χώρα την άνοιξη και πιο συγκεκριμένα τους μήνες Απρίλιο και Μάϊο (17 DAECs). Δευτερεύον μέγιστο εμφανίζεται τον Ιούλιο (13 DAECs) ενώ κανένα DAEC δεν καταγράφηκε τους μήνες Νοέμβριο και Δεκέμβριο. όσον αφορά τη διάρκεια των DAECs, τα περισσότερα από αυτά διήρκησαν μία μόνο ημέρα (ανοιχτό γαλάζιο χρώμα) ενώ η μέγιστη διάρκεια είναι οι 7 ημέρες (Απρίλιος).Ο επόμενος στόχος της διδακτορικής ήταν η εκτίμηση της άμεσης επίδρασης των αερολυμάτων σκόνης (DDREs) στη μικρού μήκους κύματος ηλιακή ακτινοβολία, κατά τη διάρκεια των επεισοδίων σκόνης στην περιοχή της Μεσογείου. Για το σκοπό αυτό έγινε χρήση του προσδιοριστικού φασματικού μοντέλου διάδοσης ακτινοβολίας FORTH (Hatzianastassiou et al., 2007), το οποίο αναπτύχθηκε από ένα μοντέλο ακτινοβολίας ανωμεταφοράς (radiative convective model, Vardavas and Carver, 1984). Στο μοντέλο αυτό, η εισερχόμενη ηλιακή ακτινοβολία στην κορυφή της ατμόσφαιρας (Top Of Atmosphere, TOA) υπολογίζεται για την φασματική περιοχή μεταξύ 0.2 μm και 10.0 μm με βάση το φασματικό προφίλ “synthetic Gueymard spectrum” (Gueymard, 2004). Η ηλιακή σταθερά Ι0 θεωρείται ίση με 1367 W/m2 (Willson, 1997), τιμή η οποία διορθώνεται για την ελλειπτική τροχιά της Γης. Για κάθε κυψελίδα του μοντέλου, οι υπολογισμοί πραγματοποιούνται σε 117 μήκη κύματος μεταξύ 0.2 και 1 μm και σε 10 φασματικές ζώνες μεταξύ 1 και 10 μm. Στα μήκη κύματος της φασματικής περιοχής του υπεριώδους και του ορατού (UV-VIS) λαμβάνεται υπ’ όψιν η απορρόφηση από το όζον (ζώνες Chappuis και Hartley-Huggins), το οξυγόνο (συνεχές Hertzberg), καθώς και η σκέδαση Rayleigh από τον αέρα. Στο κοντινό υπέρυθρο (near-IR) συμπεριλαμβάνεται η απορρόφηση από τους υδρατμούς, το διοξείδιο του άνθρακα και το μεθάνιο. Επίσης, στο μοντέλο λαμβάνεται υπόψιν η σκέδαση και απορρόφηση της ηλιακής ακτινοβολίας από τα νέφη (χαμηλά, μεσαία, υψηλά), τα αερολύματα, καθώς και η ανάκλαση από την επιφάνεια της Γης. Το FORTH έχει χρησιμοποιηθεί εκτενώς για τον υπολογισμό των ροών της μικρού μήκους κύματος ηλιακής ακτινοβολίας και των διαταραχών αυτής, σε παγκόσμιο (Hatzianastassiou et al., 2003; 2007, Korras-Carraca et al., 2019; 2021), περιοχικό (Matsoukas et al., 2010; Papadimas et al., 2012; Pyrina et al., 2015) και τοπικό επίπεδο and (Benas et al., 2011). Η επίδοσή του έχει αξιολογηθεί επιτυχώς μέσω εκτεταμένων συγκρίσεων με επίγειες και δορυφορικές μετρήσεις ακτινοβολίας (Hatzianastassiou et al., 2004c, 2005, 2012, 2020), καθώς και μέσω συγκρίσεων με άλλα μοντέλα (Randles et al., 2013).Η έκδοση του FORTH που αναπτύχθηκε και χρησιμοποιήθηκε στην παρούσα διδακτορική διατριβή λειτουργεί σε υψηλή χωρική και χρονική ανάλυση, δηλαδή λειτουργεί σε τρίωρη βάση, με οριζόντια χωρική ανάλυση 0.500°x0.625° και για 50 ατμοσφαιρικά στρώματα. Τα βασικά πλεονεκτήματα της συγκεκριμένης έκδοσης του μοντέλου FORTH σε σχέση με τις προηγούμενες είναι: (i) η υψηλή χωρική και χρονική ανάλυση, (ii) η χρήση αναλυτικού κατακόρυφου προφίλ αερολυμάτων σε αντίθεση με το εκθετικό προφίλ που χρησιμοποιούνταν παλαιότερα και (iii) η εκτίμηση των ροών παρουσία νεφών. Το μοντέλο χρησιμοποιεί ως δεδομένα εισαγωγής:1.Tρισδιάστατη φασματική (25 μήκη κύματος μεταξύ 0.25 και 8.5μm) πληροφορία για τις οπτικές ιδιότητες των αερολυμάτων (φασματικό οπτικό βάθος, παράγοντας ασυμμετρίας, ανακλαστικότητα απλής σκέδασης) από τη βάση δεδομένων επανανάλυσης MERRA-2.2.Δεδομένα εδάφους (π.χ. ανακλαστικότητα επιφάνειας) και ατμοσφαιρικών παραμέτρων από τη βάση δεδομένων επανανάλυσης MERRA-2.3.Δεδομένα ιδιοτήτων νεφών (νεφοκάλυψη, οπτικό βάθος και πίεση στην κορυφή του νέφους) από τη βάση δορυφορικών δεδομένων ISCCP-H.Η βάση δεδομένων MERRA-2 παρέχει απ’ ευθείας το οπτικό πάχος σκέδασης και εξασθένησης των αερολυμάτων (συνολικό και ανά τύπο σωματιδίου) μόνο σε επίπεδο ατμοσφαιρικής στήλης και σε ένα μήκος κύματος (550 nm). Το αναλυτικό κατακόρυφο και φασματικό προφίλ των εν λόγω παραμέτρων, το οποίο απαιτείται για τους υπολογισμούς του μοντέλου, υπολογίσθηκε με τη χρήση του κατακόρυφου προφίλ της αναλογίας μείγματος, αντίστοιχων στιγμιαίων δεδομένων κατακόρυφου προφίλ της σχετικήςυγρασίας (επίσης παρεχόμενων από το MERRA-2) και πίνακες αντιστοίχισης (lookup tables), όπως περιγράφεται από τον Κόρας-Καράσα (2022). Επιπλέον, επισημαίνεται ότι για τα δεδομένα νεφών του ISCCP-H, το οποία είναι διαθέσιμα σε χωρική ανάλυση 1°×1°, έγινε αναδιαμόρφωση πλέγματος με τη χρήση του εργαλείου Climate Data Operators (CDOs) ώστε να έχουν την οριζόντια χωρική ανάλυση του FORTH (0.500°x0.625°). Τα αποτελέσματα του μοντέλου περιλαμβάνουν ανερχόμενες και κατερχόμενες ροές ακτινοβολίας στην κορυφή της ατμόσφαιρας (Top of Atmosphere, TOA), στην επιφάνεια και σε 50 επίπεδα μέσα στην ατμόσφαιρα. Το FORTH έτρεξε δύο φορές, μία λαμβάνοντας υπόψιν όλα τα αερολύματα και μία λαμβάνοντας υπόψιν όλα τα αερολύματα εκτός από τη σκόνη. Η διαταραχή των ροών της ακτινοβολίας εξαιτίας της άμεσης επίδρασης των αερολυμάτων σκόνης (DDREs) υπολογίστηκε από τη διαφορά των εξαγόμενων ροών των δύο τρεξιμάτων. Λόγω της μεγάλης σημασίας της διαταραχής της ατμοσφαιρικής απορρόφησης σε ζητήματα όπως η ατμοσφαιρική ευστάθεια, υπολογίστηκαν επίσης οι ρυθμοί θέρμανσης (Heating Rates, HR) της ατμόσφαιρας ανά τρίωρο, λόγω της επίδρασης των αερολυμάτων σκόνης (Gavrouzou et al., 2023). Τέλος, με τη χρήση του δεύτερου νόμου του Νεύτωνα και της καταστατικής εξίσωσης των ιδανικών αερίων (Gavrouzou et al., 2023), εκτιμήθηκε η κατακόρυφη επιτάχυνση η οποία προκαλείται από τη θέρμανση αυτή. Το μοντέλο διάδοσης ακτινοβολίας (Radiative Transfer Model, RTM) έτρεξε για όλες τις ημέρες επεισοδίων που ανιχνεύτηκαν από το δορυφορικό αλγόριθμο από το 2005 μέχρι το 2019. Τα επεισόδια που ανιχνεύθηκαν το 2019 δε λήφθηκαν υπόψη σε αυτό το κομμάτι της μελέτης λόγω της έλλειψης δεδομένων νεφών από το ISCCP-H. Η μελέτη της επίδρασης των επεισοδίων σκόνης στο ενεργειακό ισοζύγιο και κατά συνέπεια στη θερμική δομή της ατμόσφαιρας της Μεσογείου έγινε σε δύο στάδια. Το πρώτο στάδιο περιλαμβάνει την κλιματολογική μελέτη των χωρικών (σε τρεις διαστάσεις) και εποχικών χαρακτηριστικών των DDREs, χρησιμοποιώντας τις μέσες τιμές όλων των επεισοδίων. Στο τμήμα αυτό της διδακτορικής διατριβής, έγινε επίσης αξιολόγηση των ροών ακτινοβολίας, κατά τη διάρκεια των 162 επεισοδίων σκόνης, του μοντέλου στην κορυφή της ατμόσφαιρας και στην επιφάνεια, έναντι των δορυφορικών μετρήσεων CERES-SYN1deg και των μετρήσεων του δικτύου επίγειων σταθμών BSRN. Επιπλέον, δεδομένου ότι η διαταραχή των ισοζυγίου της ακτινοβολίας εξαιτίας της παρουσίας των αερολυμάτων (DREs) παρουσιάζει ισχυρή εξάρτηση από τις οπτικές ιδιότητες των αερολυμάτων και ιδιαίτερα από το οπτικό βάθος (AOD) και την ανακλαστικότητα μεμονωμένης σκέδασης (SSA), έγινε αξιολόγηση των δεδομένων MERRA-2 αυτών των παραμέτρων, τα οποία χρησιμοποιήθηκαν ως δεδομένα εισαγωγής στο RTM, έναντι των αντίστοιχων επίγειων μετρήσεων του δικτύου AERONET. Στο επόμενο στάδιο, επιλέχθηκαν τέσσερα επεισόδια, τα οποία έλαβαν χώρα διαφορετικές εποχές του έτους (16-18 Ιουνίου 2016, 12-13 Μαΐου 2017, 05-07 Σεπτεμβρίου 2015 και 23-25 Φεβρουαρίου 2006), ώστε να διερευνηθεί λεπτομερώς η εξέλιξη του κάθε επεισοδίου και η αντίστοιχη επίδρασή του στην ακτινοβολία και στη θερμική δομή της ατμόσφαιρας της Μεσογείου. Στα πλαίσια αυτά προσδιορίστηκαν επίσης οι θερμοκρασιακές αναστροφές κατά τη διάρκεια των επεισοδίων. Με τον τρόπο αυτό αναδείχθηκε καλύτερα ο ρόλος των οπτικών ιδιοτήτων των αερολυμάτων, των νεφών αλλά και των χαρακτηριστικών της επιφάνειας στο μέγεθος και το πρόσημο των DDREs. Σύμφωνα με τα αποτελέσματα της αξιολόγησης, το οπτικό βάθος του MERRA-2, παρουσιάζει καλή συσχέτιση με τις επίγειες μετρήσεις του δικτύου AERONET (συντελεστή συσχέτισης R=0.84). Το MERRA-2 υποεκτιμά τις τιμές του οπτικού βάθους κατά 0.01 ή 3.3% σε σχέση με το AERONET. Από την άλλη πλευρά, η συσχέτιση της ανακλαστικότητας μεμονωμένης σκέδασης του MERRA-2 με εκείνη του AERONET είναι σχετικά χαμηλή (R=0.42), ενώ και στην περίπτωση του SSA, το MERRA-2, φαίνεται να υποεκτιμά τις τιμές κατά 0.01 ή 1.1%. Η αξιολόγηση των ροών του FORTH RTM στην επιφάνεια της Γης, έδωσε ικανοποιητικό συντελεστή συσχέτισης (R=0.95) με τις αντίστοιχες μετρήσεις των 8 σταθμών του δικτύου BSRN στην ευρύτερη περιοχή της Λεκάνης της Μεσογείου. Ειδικότερα, βρέθηκε ότι το FORTH υποεκτιμά τις επίγειες μετρήσεις κατά 14.4 W/m2 ή 5.4%. Πολύ καλή (R=0.98) είναι επίσης η συσχέτιση των ροών του FORTH RTM στην κορυφή της ατμόσφαιρας με τις αντίστοιχες δορυφορικές μετρήσεις του CERES. Μάλιστα, στην κορυφή της ατμόσφαιρας, το FORTH φαίνεται να υπερεκτιμά τις τιμές των ροών κατά 3.2 W/m2 ή 2.7%. , σε σχέση με το CERES. Στο δεύτερο τμήμα της διδακτορικής διατριβής, βρέθηκε επίσης ότι τα μεγάλα φορτία σκόνης στην ατμόσφαιρα της περιοχής της λεκάνης της Μεσογείου μειώνουν την Καθαρή Ηλιακή Ακτινοβολία στην επιφάνεια, πάνω από όλη τη Λεκάνη της Μεσογείου. Η μείωση αυτή είναι μέγιστη (έως 77 W/m² μέση τιμή από όλες τις μέρες επεισοδίων σκόνης, στις 12UTC) στις περιοχές όπου το οπτικό βάθος σκόνης είναι επίσης μέγιστο (έως 0.6, μέση τιμή στις 12UTC), ενώ αυξάνουν την Ατμοσφαιρική Απορρόφηση της Ηλιακής Ακτινοβολίας πάνω από ολόκληρη τη Λεκάνη της Μεσογείου (έως 79 W/m², μέση τιμή από όλες τις μέρες επεισοδίων σκόνης, στις 12UTC). Στην Κορυφή της Ατμόσφαιρας, προκαλούν και θέρμανση (πάνω από ερημικές περιοχές) και ψύξη (πάνω από τις θαλάσσιες περιοχές), εξαιτίας της πολύ διαφορετικής επιφανειακής λευκαύγειας. Η μέση τιμή της μεταβολής του ενεργειακού ισοζυγίου στην κορυφή της ατμόσφαιρας στις 12UTC, υπολογισμένη από τις 166 μέρες επεισοδίων, κυμαίνεται από -21 μέχρι +30 W/m². Σημαντικός είναι επίσης ο ρυθμός θέρμανσης της Ατμόσφαιρας εξαιτίας της αυξημένης ατμοσφαιρικής απορρόφησης λόγω σκόνης (κυρίως μεταξύ 0.05 και 0.3 K/3h σε μέση κλιματολογική βάση, στις 12UTC), ο οποίος γίνεται μέγιστος εκεί όπου το φορτίο των αερολυμάτων σκόνης, δηλαδή, συντελεστής εξασθένησης των αερολυμάτων σκόνης (σext,dust), λαμβάνει επίσης τη μέγιστη τιμή του, δηλαδή κοντά στην επιφάνεια πάνω από τις πηγές της Β. Αφρικής. Όσον αφορά στα αποτελέσματα σε επίπεδο μεμονωμένων επεισοδίων (case studies), τα μεγαλύτερα φορτία αερολυμάτων σκόνης (οπτικό βάθος σκόνης έως και 5.0) σημειώθηκαν πάνω από την Κρήτη και το Λιβυκό Πέλαγος, κατά τη διάρκεια του χειμερινού επεισοδίου, το οποίο έλαβε χώρα 23 με 25 Φεβρουαρίου 2006. Παρότι οι ροές της ηλιακής ακτινοβολίας την περίοδο αυτή είναι μειωμένες, τόσο λόγω της λιγότερης ακτινοβολίας που φθάνει στην κορυφή της ατμόσφαιρας, όσο και λόγω της εκτεταμένης νεφοκάλυψης, τα πολύ υψηλά φορτία σκόνης, προκάλεσαν αντίστοιχα πολύ μεγάλες διαταραχές στην απορρόφηση της ηλιακής ακτινοβολίας, η οποία έφθασε τα 298 W/m² (ή 57%) και -292 W/m² (ή 250%) στην ατμόσφαιρα και στην επιφάνεια, αντίστοιχα, στις 12:00UTC. Πολύ υψηλή ήταν επίσης η διαταραχή της απορροφώμενης ακτινοβολίας στην κορυφή της ατμόσφαιρας, όπου η θέρμανση πάνω από τις ερημικές περιοχές έφτασε τα 65 W/m2 (ή 10%), ενώ η ψύξη πάνω από τις θαλάσσιες περιοχές και τη Ν. Ευρώπη τα -80 W/m² (ή 10%). Από την άλλη πλευρά, τα ελάχιστα DDREs παρατηρήθηκαν κατά το θερινό επεισόδιο, το οποίο έλαβε χώρα μεταξύ 16 και 18 Ιουνίου 2016, οπότε και σημειώθηκαν και τα ελάχιστα φορτία σκόνης (DOD<1.4). Ωστόσο, ακόμη και κατά τη διάρκεια αυτού το επεισοδίου, οι διαταραχές της απορροφώμενης ηλιακής ακτινοβολίας βρέθηκαν να είναι πολύ υψηλές σχέση με τις αντίστοιχες διαταραχές σε συνθήκες υποβάθρου από πλευράς αερολυμάτων, δηλαδή όταν δε συμβαίνει κάποιο επεισόδιο σκόνης. Συγκεκριμένα, στις 16 Ιουνίου 2016, στις 12:00UTC, οι διαταραχές έφθασαν τα 187 W/m² (ή 45%) και -200 W/m² (ή 35%) στην ατμόσφαιρα και στην επιφάνεια αντίστοιχα, ενώ στην κορυφή της ατμόσφαιρας κυμαίνονταν μεταξύ -40 W/m² (ή 5%) up to +70 W/m² (ή 5%).Σύμφωνα με τα αποτελέσματα της μελέτης των κατακόρυφων προφίλ των φορτίων των αερολυμάτων σκόνης και των επιδράσεών τους στο ισοζύγιο ακτινοβολίας της περιοχής, κατά τη διάρκεια των τεσσάρων επεισοδίων, βρέθηκε ότι την άνοιξη και το καλοκαίρι, τα αερολύματα σκόνης υπάρχουν στην ατμόσφαιρα σε δύο επίπεδα, ένα κοντά στην επιφάνεια πάνω από τις περιοχές των πηγών (Β. Αφρική) και ένα ψηλότερα, μεταξύ 3 και 5 Km πάνω από τη μέση στάθμη της θάλασσας. Από την άλλη πλευρά, το φθινόπωρο και τον χειμώνα, τα αερολύματα σκόνης παρατηρούνται σε όλη την ατμοσφαιρική στήλη από την επιφάνεια μέχρι και τα 5 Km, με το φορτίο ωστόσο να μειώνεται με το ύψος. Τα μεγαλύτερα φορτία σκόνης (σext,dust μέχρι και 2.4 1/km) σημειώθηκαν κατά το χειμερινό επεισόδιο, ενώ τα μικρότερα (σext,dust μέχρι και 3.5×10-1 1/km) κατά το θερινό. Οι μέγιστες τιμές του συντελεστή εξασθένισης παρατηρούνται συνήθως κοντά στην επιφάνεια (στο πρώτο χιλιόμετρο), ενώ οι γεωγραφικές περιοχές των μέγιστων τιμών διαφέρουν από το ένα επεισόδιο στο άλλο. Για παράδειγμα, κατά τη διάρκεια του χειμερινού επεισοδίου, οι μέγιστες τιμές καταγράφηκαν πάνω από την Κρήτη. Αυτά τα φορτία σκόνης, προκαλούν διαταραχές στην ατμοσφαιρική απορρόφηση της ηλιακής ακτινοβολίας, η οποία κυμαίνεται από μικρές αρνητικές τιμές (≈-3.0 W/m²), οι οποίες παρατηρούνται πάνω από τις ισχυρά ανακλώσες επιφάνειες των ερημικών περιοχών και σε ύψη μεγαλύτερα των 8 Km, έως και 27.1 W/m² στις 23 Φεβρουαρίου 2006, στις 12:00 UTC, κοντά στην επιφάνεια πάνω από τη Β. Αφρική, όπου ο συντελεστής εξασθένησης έφθασε τα 1.8 1/km, αλλά και ψηλότερα μέσα στην ατμόσφαιρα, όπου υπήρχαν μικρότερα φορτία σκόνης (αλλά περισσότερη διαθέσιμη ακτινοβολία). Οι διαταραχές της ατμοσφαιρικής απορρόφησης της ηλιακής ακτινοβολίας, οι οποίες συζητήθηκαν στην προηγούμενη παράγραφο, προκαλούν σημαντική θέρμανση (έως και 0.56 K/3-hour, χειμερινό επεισόδιο) και σε μεμονωμένες περιπτώσεις μικρή ψύξη (-0.07 K/3-hour) της ατμόσφαιρας. Δεδομένου ότι η θέρμανση (ψύξη) αυτή δεν είναι ομοιόμορφη μέσα στην ατμόσφαιρα, διαταράσσει τη θερμοβαθμίδα συμβάλλοντας έτσι είτε στη μείωση του ρυθμού πτώσης της θερμοκρασίας με το ύψος, είτε ακόμη και στο σχηματισμό θερμοκρασιακών αναστροφών. Πράγματι, κατά την πλειοψηφία των ημερών επεισοδίων που μελετήθηκαν, παρατηρήθηκαν μειωμένες θερμοβαθμίδες και θερμοκρασιακές αναστροφές κοντά στην επιφάνεια και κάτω από το υπερυψωμένο στρώμα σκόνης. Ωστόσο, η ισχυρότερη θερμοκρασιακή αναστροφή (17.9 K/km) σημειώθηκε στις 25 Φεβρουαρίου 2006, πάνω από το επιφανειακό στρώμα σκόνης. Επιπλέον, βρέθηκε ότι η θέρμανση που προκαλείται εξαιτίας της παρουσίας των αερολυμάτων σκόνης προκαλεί μία επιτάχυνση των αερίων μαζών η οποία κυμαίνεται κυρίως μεταξύ 0.01 m/s² και 0.02 m/s² μέσα στα στρώματα της σκόνης, ενώ μπορεί να φθάσει και τα 0.06 m/s² (χειμερινό επεισόδιο) μέσα σε αυτά. Δεδομένου ότι οι κατακόρυφες ταχύτητες που καταγράφηκαν κατά τη διάρκεια των επεισοδίων που μελετήθηκαν σπάνια υπερβαίνουν τα ±0.09 m/s, η επιτάχυνση αυτή μπορεί, αν επιμείνει για μερικά λεπτά, να μειώσει σημαντικά την ταχύτητα των καθοδικών κινήσεων ή ακόμη και να τις μετατρέψει σε ανοδικές.Στο τελευταίο κομμάτι της διδακτορικής διατριβής μελετήθηκαν οι ατμοσφαιρικές συνθήκες πριν και κατά τη διάρκεια των τεσσάρων επεισοδίων σκόνης που αναφέρθηκαν πιο πάνω. Επίσης, έγινε παρατηρησιακή μελέτη του σχηματισμού νεφών και ιδιοτήτων τους κατά τη διάρκεια αυτών των επεισοδίων. Τέλος, λόγω της συστηματικής παρατήρησης σχηματισμού νεφών στις περιοχές εξαγωγής σκόνης, προσδιορίστηκε η συχνότητα σχηματισμού νεφών από το 2005 έως το 2019, όταν η σκόνη αποτελεί το επικρατών αερόλυμα στην ατμοσφαιρική στήλη. Για το σκοπό αυτό χρησιμοποιήθηκαν δεδομένα οπτικού βάθους αερολυμάτων (AOD) και σκόνης (DOD) από το MERRA-2 και δεδομένα νεφοκάλυψης από το MODIS. Έτσι, υπολογίστηκε η συχνότητα σχηματισμού νεφών για διαφορετικές τιμές (10%, 50% και 80%) του λόγου DOD/AOD (Dust Contribution, DC).Σύμφωνα με τα αποτελέσματα της ανάλυσης αυτής, η ατμοσφαιρική κυκλοφορία πριν και κατά τη διάρκεια των τεσσάρων επεισοδίων σκόνης που μελετήθηκαν, παρουσιάζει πολλά κοινά χαρακτηριστικά. Πιο συγκεκριμένα, σε όλες τις περιπτώσεις, ένα σύστημα χαμηλών πιέσεων παρατηρήθηκε πριν την έναρξη του επεισοδίου κοντά στην επιφάνεια, πάνω από τη βορειοδυτική Αφρική, το οποίο σταδιακά εξασθενούσε με την εξέλιξη του επεισοδίου. Όσον αφορά στην ατμοσφαιρική κυκλοφορία στα 700hPa και 850hPa, κατά τη διάρκεια του θερινού επεισοδίου (16-18 Ιουνίου 2016), μία σκάφη χαμηλών πιέσεων και μία σφήνα υψηλών πιέσεων παρατηρήθηκαν και στα δύο επίπεδα πάνω από τη δυτική και κεντρική Λεκάνη της Μεσογείου αντίστοιχα. Τα συστήματα κινήθηκαν προς τα ανατολικά και ισχυροποιούνταν κατά την εξέλιξη του επεισοδίου, δημιουργώντας μία νοτιοδυτική ροή του ανέμου η οποία μετέφερε τη σκόνη από τη βορειοδυτική Αφρική προς την κεντρική Μεσόγειο Θάλασσα και τη Ν. Ευρώπη. Παρόμοια ήταν η κυκλοφορία στα 700hPa και 850hPa κατά τη διάρκεια του εαρινού επεισοδίου (12-13 Μάϊου 2017), όπου ένα σύστημα χαμηλών και υψηλών πιέσεων επικρατούσε πριν την έναρξη του επεισοδίου πάνω από την Ιβηρική Χερσόνησο και την κεντρική και ανατολική Λεκάνη της Μεσογείου αντίστοιχα. Την πρώτη μέρα του επεισοδίου το αντικυκλωνικό σύστημα έγινε πιο ισχυρό και επεκτάθηκε προς τα ανατολικά, έτσι ώστε τη δεύτερη μέρα να καλύπτει σχεδόν ολόκληρη τη Λεκάνη της Μεσογείου, προκαλώντας μία νοτιοδυτική ροή του ανέμου από την Αλγερία και την Τυνησία προς την κεντρική Μεσόγειο και την Ελλάδα, όπου η κατεύθυνση του ανέμου άλλαζε σε ΒΒΑ. Η κυκλωνική και αντικυκλωνική κυκλοφορία, στα 700hPa και 850hPa, πάνω από τη βορειοδυτική και κεντρική/ανατολική Λεκάνη της Μεσογείου αντίστοιχα παρατηρήθηκε επίσης πριν την έναρξη του φθινοπωρινού και του χειμερινού επεισοδίου. Την πρώτη μέρα του φθινοπωρινού επεισοδίου (05 Σεπτεμβρίου 2015) ο άξονας του συστήματος υψηλών πιέσεων πήρε μία νοτιοανατολική κλίση και ένα σύστημα χαμηλών πιέσεων εμφανίσθηκε πάνω από την κεντρική Ευρώπη. Κατά τη διάρκεια των επόμενων δύο ημερών το σύστημα υψηλών πιέσεων «έγειρε» ακόμη περισσότερο και το σύστημα χαμηλών πιέσεων μετακινήθηκε ανατολικότερα. Κατά την έναρξη του χειμερινού επεισοδίου (23 Φεβρουαρίου 2015) ένα σύστημα χαμηλών πιέσεων, επικράτησε πάνω από την κεντρική Λεκάνη της Μεσογείου σε όλα τα επίπεδα. Το σύστημα αυτό παρέμεινε και τη δεύτερη μέρα του επεισοδίου, ενώ διαλύθηκε την Τρίτη. Κατά τη διάρκεια των τεσσάρων επεισοδίων που μελετήθηκαν, παρατηρήθηκε συστηματικά ο σχηματισμός μικτής φάσης νεφών πάνω από τις περιοχές εξαγωγής σκόνης. Τα νέφη αυτά ήταν κυρίως μεσαία και υψηλά (6km<CTHs<13km). Τέλος, η πιθανή επίδραση των αερολυμάτων σκόνης στο σχηματισμό των νεφών επιβεβαιώθηκε επίσης και από τις σχετικές συχνότητες σχηματισμού νεφών όταν η σκόνη αποτελεί ή όχι το επικρατών αερόλυμα στην ατμοσφαιρική στήλη. Πιο συγκεκριμένα, ενώ οι συχνότητες σχηματισμού νεφών ήταν μικρές όταν το όριο του DC τέθηκε ίσο με 10%, δηλαδή όταν η σκόνη δεν αποτελεί απαραίτητα το επικρατών αερόλυμα, οι συχνότητες αυξήθηκαν σημαντικά (έως και κατά 0.2 ή 20%) όταν το όριο ανήλθε στα 50%. Η αύξηση αυτή των συχνοτήτων είναι ακόμη πιο έντονη (έως και κατά 0.8 ή 80%) όταν το όριο του DC τέθηκε ίσο με 80%.