ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 Η ΑΤΜΟΣΦΑΙΡΑ ΤΗΣ ΓΗΣ

Transcript

1 1.1 Η Ατµοσφαιρική Επιστήµη ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 Η ΑΤΜΟΣΦΑΙΡΑ ΤΗΣ ΓΗΣ Η ατµοσφαιρική επιστήµη περιλαµβάνει ένα αριθµό συγγενών κλάδων που ασχολούνται µε την κατανόηση των φαινοµένων που λαβαίνουν χώρα στην ατµόσφαιρα της γης, δηλαδή το αεριώδες κέλυφος που περιβάλλει τον πλανήτη µας. Παραδοσιακά, η ατµοσφαιρική επιστήµη ασχολείται µε τα φαινόµενα που παρατηρούνται στα κατώτερα στρώµατα µέχρι τα 15 ως 20 km ύψος και διαιρείται σε δύο κλάδους: την µετεωρολογία που ασχολείται µε τα ατµοσφαιρικά φαινόµενα και την συµπεριφορά τους στο χρόνο, και την κλιµατολογία που µελετά τη µακρόχρονη στατιστική συµπεριφορά των ατµοσφαιρικών φυσικών ποσοτήτων και παραµέτρων που σχετίζονται άµεσα µε το κλίµα ενός τόπου. Παραδοσιακά πάλι, η µετεωρολογία διαιρείται σε τρεις κλάδους: τη φυσική, τη συνοπτική και τη δυναµική µετεωρολογία. Η φυσική µετεωρολογία ασχολείται µε θέµατα όπως: η ατµοσφαιρική δοµή και σύσταση, η διάδοση ηλεκτροµαγνητικής ακτινοβολίας και ηχητικών κυµάτων στην ατµόσφαιρα, οι φυσικές διεργασίες που οδηγούν στο σχηµατισµό νεφών και βροχοπτώσεων, ο ατµοσφαιρικός ηλεκτρισµός καθώς και άλλα προβλήµατα που συνδέονται στενά µε τα αντικείµενα της φυσικής και χηµείας. Τελευταία, µέσα από τη φυσική µετεωρολογία έχει αναπτυχθεί ο κλάδος της αερονοµίας που ασχολείται αποκλειστικά µε τα φυσικά φαινόµενα που παρατηρούνται στην ανώτερη ατµόσφαιρα. Η συνοπτική µετεωρολογία ασχολείται µε την περιγραφή, την ανάλυση και την πρόβλεψη ατµοσφαιρικών κινήσεων µεγάλης κλίµακας. Το επίθετο συνοπτική σηµαίνει ταυτόχρονη συγκέντρωση καιρικών δεδοµένων σε εκτεταµένες περιοχές µέσω δικτύων µετεωρολογικών σταθµών. Η δυναµική µετεωρολογία µελετά τις ατµοσφαιρικές κινήσεις και την εξέλιξή τους στο χρόνο, χρησιµοποιώντας, αντίθετα από τη συνοπτική µετεωρολογία, αναλυτικές (δηλ. µαθηµατικές) µεθόδους που βασίζονται στις αρχές της δυναµικής των ρευστών. Η κλιµατολογία διαιρείται επίσης σε διάφορους κλάδους. Έτσι έχουµε την φυσική κλιµατολογία που ασχολείται µε τις αιτίες και τους µηχανισµούς που ορίζουν το κλίµα ενός τόπου, και την κλιµατογραφία που ασχολείται µε την τυποποίηση και την παρουσίαση των κλιµατικών στατιστικών στοιχείων σε παγκόσµια, ηπειρωτική, εθνική ή και ακόµα πιο περιορισµένη κλίµακα. Επίσης υπάρχει ο κλάδος της εφαρµοσµένης κλιµατολογίας που έχει σκοπό τη λύση πρακτικών προβληµάτων µε την εφαρµογή κλιµατικών στοιχείων. Είναι φανερό ότι το κλίµα ενός τόπου καθορίζεται από µετεωρολογικές διεργασίες. Κατά συνέπεια, η διάκριση µεταξύ φυσικής µετεωρολογίας και κλιµατολογίας δεν είναι αυστηρή. Η διάκριση µεταξύ των δύο αυτών κλάδων γίνεται όλο και πιο ασαφής λόγω των ενδείξεων που µας κάνουν να πιστεύουµε ότι το κλίµα ενός τόπου µεταβάλλεται συνεχώς. Αυτό σηµαίνει ότι το κλίµα ενός τόπου δεν µπορεί να χαρακτηρίζεται από µια απλή συλλογή στατιστικών στοιχείων αλλά, όπως όλα τα µετεωρολογικά φαινόµενα, πρέπει να µελετάται σαν ένα χρονικά µεταβαλλόµενο φαινόµενο.

2 Οι ατµοσφαιρικές επιστήµες σήµερα είναι ως ένα βαθµό διεπιστηµονικές επειδή έλκουν όλο και περισσότερο το ενδιαφέρον ερευνητών άλλων συγγενών επιστηµών. Ας αναφέρουµε µερικά παραδείγµατα: α) Φυσικοί της ανώτερης ατµόσφαιρας, του ηλίου και του διαστήµατος µελετούν από κοινού τους µηχανισµούς µέσω των οποίων διαταραχές στον ήλιο προκαλούν ένα µεγάλο αριθµό φαινοµένων στη γήινη ατµόσφαιρα. β) Έρευνα πάνω στην κλιµατική ιστορία του πλανήτη µας προδιαθέτει συνεργασία µεταξύ επιστηµόνων της ατµόσφαιρας, γεωλόγων, ωκεανογράφων και παγετονολόγων. γ) Η σχέση µεταξύ ατµόσφαιρας και ωκεανών συγκεντρώνει την προσοχή επιστηµόνων της ατµόσφαιρας και ωκεανολόγων. δ) Όλο και µεγαλύτερος αριθµός µαθηµατικών και επιστηµόνων πληροφορικής εργάζονται σε ατµοσφαιρικά προβλήµατα, ιδιαίτερα στην ανάπτυξη προσοµοιοτικών µοντέλων. ε) Το πρόβληµα της ρύπανσης και µόλυνσης της ατµόσφαιρας απαιτεί ειδικούς µε γνώσεις ατµοσφαιρικής φυσικής, φυσικής αιωρηµάτων και χηµείας, και επιστηµών υγείας. στ) Οι ατµόσφαιρες των άλλων πλανητών σήµερα µελετούνται πειραµατικά µέσω τηλεανιχνευτικών τεχνικών (remote sensing) και θεωρητικά σε σύγκριση πάντα µε την ατµόσφαιρα του πλανήτη µας. Η έξαρση που παρατηρείται σήµερα στις ατµοσφαιρικές επιστήµες οφείλεται στο γεγονός ότι στις µέρες µας δίνεται όλο και περισσότερη έµφαση στην έρευνα σύνθετων διακλαδικών προβληµάτων σε µια εποχή που η υπερπροχωρηµένη τεχνολογία δορυφόρων παρέχει στους επιστήµονες την δυνατότητα παρατηρήσεων µεγάλων ατµοσφαιρικών περιοχών σε συνεχή βάση. Επίσης µέσω υπολογιστικών συστηµάτων µεγάλης χωρητικότητας και υψηλής ταχύτητας, είναι δυνατή η συλλογή και επεξεργασία µεγάλης ποσότητας πειραµατικών δεδοµένων και η κατανόηση σύνθετων φυσικών προβληµάτων µέσω µοντέλων. Η αυξανόµενη γνώση των ατµοσφαιρικών επιστηµών εφαρµόζεται σήµερα σε πολλά πρακτικά προβλήµατα. Μερικά παραδείγµατα: α) Πρόβλεψη ατµοσφαιρικών φαινοµένων που επηρεάζουν τις ανθρώπινες δραστηριότητες (π.χ. ο καιρός, καταιγίδες που διακόπτουν θαλάσσιες και εναέριες επικοινωνίες, ξηρασίες, σοβαρές µαγνητικές καταιγίδες στην ανώτερη ατµόσφαιρα µε διάφορες επιπτώσεις, όπως: τη διακοπή ραδιοεπικοινωνιών, συστηµάτων διανοµής ηλεκτρικής ενέργειας (space weather). β) Συνέπειες ανθρώπινων δραστηριοτήτων στο ατµοσφαιρικό περιβάλλον (π.χ. τοπική ρύπανση είτε µόλυνση του αέρα, µόνιµες αλλαγές στην ατµοσφαιρική σύσταση, στον καιρό και στο κλίµα, κλπ). γ) Ωφελιµιστικές τροποποιήσεις ορισµένων ατµοσφαιρικών διεργασιών σε περιορισµένη χωρική κλίµακα (π.χ. διάλυση οµίχλης, διάλυση χάλαζας, αύξηση και επανακατανοµή βροχοπτώσεων). δ) Ανάγκη για τη διάθεση βασικών στατιστικών ατµοσφαιρικών στοιχείων που χρειάζονται για σκοπούς µακρόχρονου σχεδιασµού (π.χ. χρήση της γεωργικής γης, σχεδιασµός κτιρίων, προδιαγραφές αεροσκαφών, εγκαταστάσεις αιολικών και ηλιακών πάρκων παραγωγής ηλεκτρικής ενέργειας). 2

3 3 1.2 Προέλευση και Σύσταση της Ατµόσφαιρας Σε σύγκριση µε τον ήλιο, η ατµόσφαιρα της γης είναι πολύ φτωχή σε ευγενή αέρια (ήλιο, νέο, αργό, ξένο και κρυπτό) και υπάρχουν διάφορες θεωρίες που έχουν προταθεί για την εξήγηση της σχετικά χαµηλής συγκέντρωσης των στοιχείων αυτών στην ατµόσφαιρα. Το πιο πιθανό είναι ότι η γη δεν είχε αρχικά ατµόσφαιρα ή ότι η ατµόσφαιρά της εξαφανίστηκε κατά κάποιο τρόπο λίγο µετά το σχηµατισµό του πλανήτη, εδώ και ~4.5Χ10 9 χρόνια. Η σηµερινή ατµόσφαιρα πιστεύεται ότι είναι το αποτέλεσµα της έκλυσης αερίων από το εσωτερικό της γης µέσω ηφαιστειακών εκρήξεων. Στα 100 µέρη µάζας, η σηµερινή ατµόσφαιρα περιέχει περί τα 76 % άζωτο και 23% οξυγόνο. Περισσότερες λεπτοµέρειες για τη σύσταση της ατµόσφαιρας κάτω από τα 100 km δίνονται στον Πίνακα 1.1. Σε σύγκριση, τα αέρια που εκλύονται από ηφαίστεια είναι περί τα 85% υδρατµοί, 10% διοξείδιο του άνθρακα και το υπόλοιπο άζωτο και διάφορες ενώσεις του θείου. Σηµειώστε ότι ελεύθερο οξυγόνο δεν υπάρχει στα ηφαιστειογενή αέρια. ΠΙΝΑΚΑΣ 1.1 Σύσταση της γήινης ατµόσφαιρας κάτω των 100 km ΣΥΣΤΑΤΙΚΟ ΜΟΡΙΑΚΟ ΠΕΡΙΕΧΟΜΕΝΟ ΒΑΡΟΣ (κλάσµα επί του συνόλου των µορίων) 1 Άζωτο (Ν 2 ) (75.51% της µάζας) 2 Οξυγόνο (Ο 2 ) (23.14% " " ) 3 Αργό (Α) (01.28% " " ) 4 Υδρατµοί (Η 2 Ο) ιοξ. Άνθρακα (CO 2 ) (325) (µέρη στο εκατοµµύριο) 6 Νέο (Νe) ( " " " ) 7 Ήλιο (Ηe) ( " " " ) 8 Κρυπτό (Κr) ( " " " ) 9 Υδρογόνο (Η 2 ) ( " " " ) 10 Όζον (Ο 3 ) ( " " " ) Για να καταλάβουµε πως η σηµερινή ατµόσφαιρα έχει πιθανώς προέλθει από τα παραπάνω ηφαιστειογενή αέρια είναι αναγκαίο να δούµε την ατµόσφαιρα όχι µεµονωµένα, αλλά σαν µέρος ενός συστήµατος που περιλαµβάνει την υδρόσφαιρα (τη συνολική ποσότητα νερού πάνω στη γη), τη βιόσφαιρα (όλα τα φυτά και τα ζώα) και τη λιθόσφαιρα (το στερεό φλοιό της γης). Η συνολική µάζα του αεριώδους υλικού που περιέχεται στο παραπάνω σύστηµα είναι της τάξεως του ενός εκατοµυριοστού της µάζας της γης. Αξίζει επίσης να αναφερθεί ότι η µάζα της ατµόσφαιρας είναι πολύ µικρότερη σε σχέση µε τη µάζα των άλλων σφαιρών του συστήµατος (π.χ. είναι περί το 1/4000 της µάζας της υδρόσφαιρας). Ο Σχηµατισµός της Υδρόσφαιρας Όπως θα δούµε αργότερα, η ατµόσφαιρα µπορεί και συγκρατεί µικρό µέρος της µάζας των υδρατµών. Τα πρώτα ηφαίστεια και η µεγάλη ποσότητα υδρατµών που απελευθέρωναν, δηµιουργούσε πυκνά σύννεφα και στη συνέχεια βροχοπτώσεις και µεγάλες ποσότητες νερού

4 4 στην επιφάνεια της γης. Ο Πίνακας 1.2 δίνει τη σηµερινή κατανοµή του νερού στην υδρόσφαιρα. Αν δεχτούµε ότι ο ρυθµός απελευθέρωσης υδρατµών από τα ηφαίστεια κατά τη διάρκεια του τελευταίου αιώνα αντιπροσωπεύει το µέσο ρυθµό κατά τη διάρκεια της ζωής της γης, τότε η παρούσα µάζα της υδρόσφαιρας είναι µικρότερη κατά δύο τάξεις µεγέθους, σε σχέση µε το ποσό του νερού που εκλύθηκε στην ατµόσφαιρα σε µορφή ατµών. Μια πιθανή εξήγηση της διαφοράς αυτής είναι η διαφυγή ύδατος στο βυθό των ωκεανών µέσω σχισµών στο φλοιό της γης. Επίσης, είναι δυνατό µεγάλα ποσά νερού να έχουν καταστραφεί, µέσω φωτοδιάσπασης από την υπεριώδη ακτινοβολία. ΠΙΝΑΚΑΣ 1.2 Κατανοµή νερού στην υδρόσφαιρα* Μέρος % Ποσοστό της υδροσφαιρικής µάζας Ωκεανοί 97.0 Πάγοι 2.4 Καθαρό νερό (υπό το έδαφος) 0.6 Καθαρό νερό λιµνών, ποταµών 0.02 Ατµόσφαιρα Αν δεχτούµε την υπόθεση ότι η Αφροδίτη, η Γη και ο Άρης σχηµατίστηκαν κατά τον ίδιο τρόπο και από τα ίδια υλικά, είναι λογικό να ρωτήσει κανείς γιατί υπάρχουν ωκεανοί στη γη αλλά όχι και στον Άρη και στην Αφροδίτη. Η απουσία των ωκεανών στον Άρη οφείλεται στη χαµηλή θερµοκρασία του πλανήτη. Αν το κύριο συστατικό των ηφαιστειογενών εκλύσεων στον Άρη ήταν νερό, το περισσότερο απ αυτό θα πρέπει να έχει αποθηκευτεί σε µορφή πάγου. Πρόσφατες παρατηρήσεις διαστηµοπλοίων δεν παρέχουν ενδείξεις, που να υποστηρίζουν αυτή την υπόθεση. Στην Αφροδίτη η θερµοκρασία στην επιφάνεια είναι πολύ ψηλή (700 Κ), έτσι ώστε το νερό δεν µπορεί να διατηρηθεί σε καµία από τις καταστάσεις του. Έτσι συµπεραίνουµε ότι, το υλικό από το οποίο σχηµατίστηκε η Αφροδίτη, περιείχε πολύ λιγότερο νερό απ αυτό της γης, ή ότι η Αφροδίτη έχει κατά κάποιο τρόπο χάσει όλο της το νερό. Ατµοσφαιρικό Ο 2 και ζωή Υπάρχουν τουλάχιστον δύο πιθανές πηγές ατµοσφαιρικού Οξυγόνου: η διάσπαση του νερού µέσω υπεριώδους ακτινοβολίας, 2HO+ hν 2H + O (1.1) και η φωτοσύνθεση µέσω ορατής ηλιακής ακτινοβολίας, nh O + nco + hν { CH O} + no (1.2) n 2 Η αντίδραση της φωτοσύνθεσης πιστεύεται ότι έχει δηµιουργήσει σηµαντικά ποσά Ο 2 (πολύ περισσότερο από το ποσό που υπάρχει σήµερα στην ατµόσφαιρα). Η αποτελεσµατικότητα της φωτοδιασπαστικής αντίδρασης (1.1) σαν πηγής Ο 2, είναι συζητήσιµη. Υπάρχει αρκετή αβεβαιότητα όσον αφορά το ρυθµό αντίδρασης (1.1) που

5 5 εξαρτάται από άλλες ανταγωνιστικές φωτοχηµικές αντιδράσεις που µπορούν να προκληθούν απ την ίδια υπεριώδη ακτινοβολία. Επί πλέον, ο ρυθµός παραγωγής του Ο 2 εξαρτάται πολύ από το ρυθµό κατά τον οποίο το παραγόµενο Η 2 διαφεύγει στο διάστηµα µέσω ενός µηχανισµού διαφυγής που θα συζητηθεί αργότερα. Αν ο ρυθµός διαφυγής του Η 2 είναι πολύ βραδύτερος του ρυθµού παραγωγής του Ο 2, (πράγµα που είναι πολύ δυνατόν) τότε το περισσότερο Ο 2 που παράγεται, ξαναντιδρά µε το υπάρχον Η 2 και σχηµατίζει πάλι νερό. Η παραγωγή του Ο 2 µέσω φωτοσύνθεσης (1.2) είναι στενά συνδεδεµένη µε βασικές βιολογικές διεργασίες (τα µονοµερή CH 2 O είναι βασικά συστατικά των υδατανανθρακικών µορίων που σχηµατίζουν τα κύτταρα των φυτών). Λόγω της µεγάλης ποσότητας οξυγόνου στην ατµόσφαιρα του πλανήτη µας και της απουσίας του ίδιου στοιχείου στις ατµόσφαιρες του Άρη και της Αφροδίτης, που είναι νεκροί βιοσφαιρικά, είναι λογικό να συµπεράνουµε ότι το περισσότερο οξυγόνο στην ατµόσφαιρα της γης προέκυψε από την φωτοσύνθεση. Σήµερα πιστεύεται, ότι τα κρίσιµα πρώτα στάδια σχηµατισµού µονοκυττάρων οργανισµών, που άρχισαν 4x10 9 χρόνια πριν, δεν απαιτούσαν περιβάλλον οξυγόνου. Υπάρχουν γεωλογικές ενδείξεις, που δείχνουν ότι οι πρωτόγονοι τύποι φυτικής ζωής είχαν εξελιχθεί στο σηµείο εκείνο, ώστε να αρχίζουν να απελευθερώνουν πολύ µικρά ποσά Ο 2 µέσω της φωτοσυνθετικής διεργασίας πριν από 2 έως 3x10 9 χρόνια από σήµερα. Πιστεύεται ότι οι πρώιµοι τύποι ζωής αναπτύχθηκαν εντός των θαλασσών σε τέτοια απόσταση από την επιφάνεια ώστε να δέχονται αρκετή οπτική ηλιακή ακτινοβολία, ενώ παράλληλα να αποφεύγονται τα καταστρεπτικά αποτελέσµατα των υπεριωδών ακτίνων. Μέσω διεργασιών που θα συζητηθούν σε άλλο κεφάλαιο, η σταδιακή αύξηση του οξυγόνου στην ατµόσφαιρα οδήγησε στο σχηµατισµό, στα ανώτερα ατµοσφαιρικά στρώµατα, του όζοντος, το οποίο έχει την ικανότητα να απορροφά και να εξασθενίζει σηµαντικά την υπεριώδη ακτινοβολία. Με την ανάπτυξη του στρώµατος Ο 3, όλο και λιγότερη υπεριώδης ακτινοβολία έφθανε, από τον ήλιο στην επιφάνεια της γης, έτσι ώστε η φυτική ζωή µπορούσε όλο και περισσότερο να πλησιάζει την επιφάνεια της γης και τα ανώτερα στρώµατα των ωκεανών, µε αποτέλεσµα να αυξάνει η έκλυση Ο 2 λόγω φωτοσύνθεσης. Μέσω του κύκλου: περισσότερο Ο 2 => περισσότερο Οζον =>λιγότερη υπεριώδης ακτινοβολία στη γη => µεγαλύτερη δυνατότητα έκθεσης της φυτικής ζωής στην οπτική ακτινοβολία => περισσότερες και συνθετότερες µορφές ζωής, => περισσότερο Ο 2, κοκ, η ζωή αργά και σταθερά έφτασε στην επιφάνεια του πλανήτη περί τα 400 εκατοµµύρια χρόνια από σήµερα. Το οξυγόνο και οι ενώσεις του άνθρακα Οι υδατάνθρακες που παράγονται κατά τη φωτοσύνθεση, αποσυντίθενται σε µεγάλο βαθµό λόγω καύσης µέσω της αντίδρασης { CH O} + no nh O + nco + hν (1.3) 2 n Tο µικρό µέρος των υδατανθράκων {CH 2 O} n που διαφεύγει την οξείδωση θάπτεται στο έδαφος. Από το ποσό του οξυγόνου που προήλθε από τους φυτικούς οργανισµούς (δηλ. το παραγόµενο κατά τη φωτοσύνθεση µείον το απαιτούµενο για καύση των υδατανθράκων) στη διάρκεια της ζωής της γης, µόνο γύρω στο 10% του ποσού αυτού βρίσκεται σήµερα στην ατµόσφαιρα. Το περισσότερο Ο 2 χρησιµοποιήθηκε σε χηµικές αντιδράσεις παραγωγής οξειδίων, όπως Fe 2 O 3 και ανθρακικών αλάτων (π.χ. CaCO 3 ( = ασβεστόλιθος), MgCO 3 ), που βρίσκονται σαν στερεές ενώσεις στο φλοιό της γης. Ο σχηµατισµός ανθρακικών αλάτων έχει

6 6 ιδιαίτερο ενδιαφέρον, επειδή αποτελεί τον κυριότερο µηχανισµό δέσµευσης του CΟ 2 που απελευθερώνεται από τα ηφαίστεια. Ανθρακικά άλατα σχηµατίζονται µέσω αντιδράσεων ανταλλαγής ιόντων που λαβαίνουν χώρα µέσα σε ορισµένους θαλάσσιους µικροοργανισµούς, όπως ο ονοµαζόµενος foraminifera. Πρώτα, το CO 2 διαλύεται (εύκολα) στο νερό και σχηµατίζει το ασθενές διάλυµα του H 2 CO 3 HO 2 + CO2 HCO 2 3 (1.4 το οποίο στη συνέχεια αντιδρά µε ιόντα ασβεστίου εντός των θαλάσσιων οργανισµών, ώστε HCO + Ca CaCO + H (1.5) Το ασβεστολιθικά άλατα CaCO 3 εισέρχεται στα κύτταρα των οργανισµών των οποίων τα κελύφη εναποτίθενται τελικά στο φλοιό της γης. (Ο δολοµίτης, MgCO 3, παράγεται από µια παρόµοια σειρά αντιδράσεων). Τα παραγόµενα ιόντα υδρογόνου αντιδρούν στη συνέχεια µε µεταλλικά οξείδια απ όπου παίρνουν ένα άτοµο οξυγόνου για να σχηµατίσουν ένα µόριο νερού. Το άτοµο αυτό του οξυγόνου αντικαθίσταται σταδιακά από την ατµόσφαιρα. Έχει προταθεί ότι θαλάσσιοι µικροοργανισµοί, λόγω του ρόλου που παίζουν στην διεργασία σχηµατισµού ανθρακικών αλάτων, έχουν την ικανότητα να ρυθµίζουν το ποσό του οξυγόνου στην ατµόσφαιρα, το οποίο παραµένει τελείως σταθερό για τα τελευταία µερικά εκατοµµύρια χρόνια. Ο σχηµατισµός ασβεστολιθικών κελυφών θαλασσίων µικροοργανισµών παίζει σπουδαιότατο ρόλο στη δέσµευση του CO 2 από την ατµόσφαιρα. Έτσι η µεγάλη ποσότητα CO 2 στην ατµόσφαιρα του Άρη, ίσως οφείλεται, κατά µέρος τουλάχιστον, στην απουσία υγρού ύδατος στην επιφάνειά του. Αντίθετα η ψηλή περιεκτικότητα CO 2 στην ατµόσφαιρα της Αφροδίτης µάλλον είναι αποτέλεσµα των ψηλών θερµοκρασιών στον πλανήτη αυτό. Σε τέτοιες θερµοκρασίες πρέπει να υπάρχει µια προσεγγιστική κατάσταση ισορροπίας µεταξύ του CO 2 στην ατµόσφαιρα και των ανθρακικών αλάτων στην επιφάνεια, σύµφωνα µε την αµφίδροµη αντίδραση CaCO3 CaO + CO2 (1.6) ευτερεύοντα ηφαιστιογενή αέρια Πιστεύεται ότι µέσω του ίδιου µηχανισµού που ισχύει για το CO 2 µέρος (~20%) του Ν 2 που εκλύεται, εναποτίθεται στο στερεό φλοιό της γης. Λαµβάνοντας όµως υπόψη ότι το άζωτο είναι αδρανές και δυσκολοδιάλυτο στο νερό (~1/70 της διαλυτότητας του CO 2 ), συµπεραίνεται ότι µεγάλο µέρος του Ν 2 που προήλθε από τα ηφαίστεια, παρέµεινε στην ατµόσφαιρα. Λόγω της δέσµευσης των υδρατµών και του CO 2 από την ατµόσφαιρα, µε τις διεργασίες που συζητήθηκαν προηγούµενα, το άζωτο κατάληξε να είναι το επικρατέστερο στοιχείο της γήινης ατµόσφαιρας. Τα αέρια του θείου και των ενώσεών του, υδρόθειο (H 2 S) και διοξείδιο του θείου (SO 2 ), που εκλύονται από τα ηφαίστεια, οξειδώνονται γρήγορα και µετατρέπονται σε τριοξείδιο του θείου (SO 3 ), το οποίο διαλύεται εύκολα σε σταγονίδια νεφών όπου σχηµατίζει αραιά διαλύµατα θειικού οξέως (H 2 SO 4 ). (Η όξινη βροχή που παρατηρείται σε µερικές βιοµηχανικές περιοχές προέρχεται από την καύση θειούχων ενώσεων που περιέχονται σε λιθάνθρακες και πετρελαιοειδή). Στην συνέχεια αφού αποµακρυνθούν οι θειούχες ενώσεις

7 7 από την ατµόσφαιρα, µέσω βροχοπτώσεων, αντιδρούν µε µέταλλα και σχηµατίζουν θειούχα άλατα που εναποτίθενται στο φλοιό της γης. Το αργό, που αντιπροσωπεύει περίπου το 1.3% της ατµοσφαιρικής µάζας, προέρχεται κυρίως σαν προϊόν της ραδιενεργού διάσπασης του καλίου (Κ), που είναι το έβδοµο σε ποσότητα στοιχείο του φλοιού της γης. Το ήλιο της ατµόσφαιρας πιστεύεται ότι είναι επίσης προϊόν ραδιενεργού διάσπασης. 1.3 Η Κατανοµή της Ατµοσφαιρικής Μάζας Η ατµόσφαιρα έχει µάζα και φυσικά έλκεται από το πεδίο βαρύτητας της γης. Η δύναµη ανά µονάδα επιφάνειας, λόγω του βάρους της ατµόσφαιρας, ορίζεται σαν ατµοσφαιρική πίεση. Η µέση ατµοσφαιρική πίεση είναι κατά προσέγγιση ση µε M A g o /4πR E 2, όπου Μ Α η ολική µάζα της ατµόσφαιρας (Μ Α =5.14x10 18 kg), g o η µέση επιτάχυνση της βαρύτητας (g o =9.81 ms -2 ) και R E =6.37x10 6 m η µέση ακτίνα της γης. Αντικαθιστώντας αυτές τις τιµές βρίσκουµε ότι η µέση ατµοσφαιρική πίεση στην επιφάνεια της γης είναι περίπου ίση µε 10 5 Ρa (=1000mb). Σχήµα 1.1 Τυπική κατακόρυφη κατανοµή της ατµοσφαιρικής πίεσης ( ), της πυκνότητας (συνεχη) και της µέσης ελεύθερης διαδροµής ( ) µε βάση την πρότυπη Παρατηρώντας το Σχήµα 1.1. βλέπουµε ότι, κάτω από τα 120 km, ο λογάριθµος της πίεσης ελαττώνεται σχεδόν γραµµικά µε το ύψος, πράγµα που σηµαίνει ότι ισχύει η εξίσωση log P( z) log P Bz, (1.7) = 0

8 8 όπου P(z) είναι η πίεση σε ένα ύψος z πάνω από το επίπεδο της θάλασσας, Ρ 0 η πίεση στην επιφάνεια της θάλασσας και Β είναι µια σταθερά που αντιπροσωπεύει τη µέση κλίση της καµπύλης πίεσης. Χρησιµοποιώντας τη σχέση ln x = 23, log x, και παίρνοντας αντιλογάριθµους η εξίσωση (1.1) γράφεται Pz ( ) = P0 exp( z / H) (1.8) όπου, Η=1/(2.3 Β). Η τελευταία σχέση µας λέει ότι η πίεση σε ύψος z = Η µειώνεται στο l/(e=2.718) της τιµής της στην επιφάνεια της θάλασσας, και η σταθερά Η ονοµάζεται κλίµακα ύψους (scale height) της ατµόσφαιρας. Επειδή η καµπύλη της πυκνότητας στο Σχήµα 1.1 είναι σχεδόν ευθεία και έχει περίπου την ίδια κλίση µε την καµπύλη της πίεσης, µπορούµε να δεχτούµε ότι η πυκνότητα ρ(z) στο ύψος z µπορεί να υπολογιστεί προσεγγιστικά από την εξίσωση ρ( z) = ρ0 exp( z / H), (1.9) όπου ρ 0 είναι η πυκνότητα στην επιφάνεια της θάλασσας. Μία προσεγγιστική τιµή της κλίµακας ύψους, Η, που µπορεί να υπολογιστεί εύκολα από το Σχήµα 1.1 (υπολογίστε τη µόνοι σας), είναι περίπου 7km. Μια πιο λεπτοµερής ανάλυση των µεταβολών πίεσης και πυκνότητας µε το ύψος και η φυσική σηµασία της κλίµακας ύψους θα δοθεί στα επόµενα κεφάλαια. Ένα άλλο συµπέρασµα που µπορούµε να βγάλουµε από το Σχήµα 1.1 είναι, ότι η ατµόσφαιρα είναι εξαιρετικά λεπτή σε σχέση µε τις διαστάσεις της γης. Η µισή µάζα της ατµόσφαιρας βρίσκεται σε ένα στρώµα γύρω από τη γη πάχους 5.5km (~0.001R Ε ), ενώ τα 99% της συνολικής ατµοσφαιρικής µάζας περιορίζονται σε ύψη µικρότερα των 30km. 1.4 H Σύσταση της Ατµόσφαιρας σαν Συνάρτηση του Ύψους Η αναλογία των διαφόρων αερίων συστατικών της ατµόσφαιρας στα διάφορα ύψη καθορίζεται από δύο ανταγωνιστικές φυσικές διεργασίες: τη µοριακή διάχυση και τη µίξη αερίων µαζών. Η µοριακή διάχυση τείνει να δηµιουργήσει ένα µίγµα αέρα, το µέσο µοριακό βάρος του οποίου να ελαττώνεται µε το ύψος. Η πυκνότητα κάθε αερίου συστατικού µειώνεται εκθετικά σύµφωνα µε την Εξίσωση (1.9), αλλά η κλίµακα ύψους Η είναι διαφορετική για κάθε αέριο. Η πυκνότητα των ελαφρότερων αερίων µειώνεται, για το ίδιο ύψος, πιο αργά απ' ότι για τα βαρύτερα συστατικά της ατµόσφαιρας, (όπως θα δούµε η κλίµακα ύψους είναι αντιστρόφως ανάλογη του µοριακού βάρους). Αντίθετα µε τη µοριακή διάχυση, η µίξη λόγω µακροσκοπικών κινήσεων αερίων µαζών δεν κάνει διάκριση στο µοριακό βάρος των αερίων. Γι αυτό, στο χώρο όπου η µίξη επικρατεί, η σύσταση της ατµόσφαιρας παραµένει ανεξάρτητη του ύψους. Η αποτελεσµατικότητα της διάχυσης εξαρτάται από την µέση ελεύθερη διαδροµή των µορίων. Η µεταβολή της µέσης ελεύθερης διαδροµής µε το ύψος (βλέπε Σχήµα 1.1) παίζει σηµαντικό ρόλο στην κατακόρυφη κατανοµή των συστατικών της ατµόσφαιρας. Στην κατώτερη ατµόσφαιρα, η µέση ελεύθερη διαδροµή είναι τόσο µικρή, ώστε ο χρόνος που χρειάζεται για τον κατακόρυφο διαχωρισµό των βαρειών από τα ελαφρά συστατικά, µέσω

9 9 µοριακής διάχυσης, είναι πολλές τάξεις µεγέθους µεγαλύτερος, του χρόνου που χρειάζεται για την οµογενοποίηση των αερίων µέσω µίξης. Γύρω στα 100 km, οι δύο ανταγωνιστικές διεργασίες είναι συγκρίσιµες σε αποτελεσµατικότητα. Πάνω από τα 100 km η κατακόρυφη κατανοµή των συστατικών καθορίζεται σχεδόν αποκλειστικά από τη µοριακή διάχυση. Η περιοχή κάτω των 100 km, όπου επικρατεί µίξη µέσω τυρβωδών κινήσεων και δηµιουργείται ένα οµογενές σε σύσταση µίγµα αερίων, ονοµάζεται οµόσφαιρα. Η περιοχή πάνω από τα 100 km, ονοµάζεται ετερόσφαιρα. Η επιφάνεια διαχωρισµού ονοµάζεται στροβιλόπαυση. Η σύσταση της κατώτερης ετερόσφαιρας επηρεάζεται κατά πολύ από την φωτοδιάσπαση του µοριακού οξυγόνου σε ατοµικό. Πάνω από τα 120 km το περισσότερο από το οξυγόνο είναι σε ατοµική µορφή. Σε ακόµη ψηλότερα επίπεδα, η επί τοις εκατό περιεκτικότητα σε ελαφρά στοιχεία αυξάνει σε βάρος των βαρύτερων στοιχείων. Γύρω στα 500 km η ατµόσφαιρα περιέχει κυρίως ατοµικό οξυγόνο µε λίγα ίχνη αζώτου. Πάνω από 1000 km, τα συστατικά που επικρατούν είναι He και Η. Η δοµή της ετερόσφαιρας εξαρτάται κατά πολύ από τη θερµοκρασία η οποία µεταβάλλεται ανάλογα µε την δραστηριότητα του ήλιου. Πάνω από τα 300 km η πίεση και η πυκνότητα, σε κάποιο ύψος, µπορεί να µεταβληθούν ακόµα και κατά µία τάξη µεγέθους, λόγω µεταβολών της ηλιακής δραστηριότητας. ιαφυγή των ελαφρών συστατικών Πάνω από τα 500 km η µέση ελεύθερη διαδροµή είναι τόσο µεγάλη ώστε τα µόρια, ή τα άτοµα, ακολουθούν βαλλιστικές τροχιές. Για όλα τα σωµάτια (µόρια ή άτοµα) υπάρχει µια ταχύτητα διαφυγής V e, για την οποία η κινητική ενέργεια του σωµατίου είναι ίση µε τη δυναµική ενέργεια που χρειάζεται για να το αποµακρυνθεί από το πεδίο βαρύτητας της γης. Η ταχύτητα διαφυγής είναι ~11 km/s (βλέπε 2 ο Κεφάλαιο). Η πιο πιθανή ταχύτητα ενός σωµατίου, λόγω της θερµικής του κίνησης, δίνεται από τη σχέση V0 = 2kT / µ mh = 129 T / µ m/ s, (1.10) όπου k είναι η σταθερά του Boltzmann (1.38x10-23 J/K), T η απόλυτος θερµοκρασία, µ το µοριακό βάρος και m H (=1.67x10-27 kg) η στοιχειώδης ατοµική µάζα. H εξίσωση (1.10) προϋποθέτει ισοκατανοµή της κινητικής ενέργειας µεταξύ των διαφόρων συστατικών, έτσι ώστε η µέση ταχύτητα των ελαφρότερων στοιχείων να είναι µεγαλύτερη απ'αυτή των ΠΙΝΑΚΑΣ 1.3. Κλάσµα µορίων µε ταχύτητες V µεγαλύτερες του nv 0 (n=1, 2, 3,...) V/V o Κλάσµα µορίων

10 10 βαρύτερων. Από την κινητική θεωρία των αερίων και την κατανοµή της ταχύτητας των µορίων ενός αερίου που βρίσκεται σε θερµική ισορροπία, ξέρουµε ότι περί τα 2% των µορίων έχουν ταχύτητες µεγαλύτερες του 2V 0 και µόνο ένα µόριο στα έχει ταχύτητα µεγαλύτερη του 3V 0. Περισσότερα παραδείγµατα δίδονται στον Πίνακα 1.3. Στην ατµόσφαιρα, οι θερµοκρασίες στη βάση της περιοχής διαφυγής (που ονοµάζεται εξώσφαιρα) είναι της τάξης των 600 Κ. Αντικαθιστώντας την τιµή αυτή στην εξίσωση (1.10) για τα άτοµα του υδρογόνου (µ=1) παίρνουµε V 0 = 3km/s. Σύµφωνα µε τον Πίνακα 1.3 για κάθε κρούση κοντά στα 500 km (τη βάση της εξώσφαιρας) η πιθανότητα διαφυγής (όταν V>V 0 ) είναι περιπου 10-5 ~ Υπολογισµοί δείχνουν ότι η αντίστοιχη χρονική περίοδος που χρειάζεται για τη διαφυγή όλου του υδρογόνου από την ατµόσφαιρα, είναι µικρότερη από τη ζωή της γης. Αυτό εξηγεί τη σχετική απουσία του ελεύθερου υδρογόνου στην ατµόσφαιρα, παρά τη συνεχή παραγωγή του µέσω διάσπασης του νερού. Για το ατοµικό οξυγόνο V 0 =0.8 km/s η πιθανότητα διαφυγής είναι της τάξης Συνεπώς, ο ρυθµός διαφυγής του ατοµικού οξυγόνου είναι τόσο βραδύς, ώστε η ολική απώλεια στη διάρκεια ζωής της γης να είναι αµελητέα. Μεταβλητά συστατικά Σε αντίθεση µε τα άλλα αέρια του Πίνακα 1.1, οι συγκεντρώσεις των υδρατµών και του όζοντος είναι µεταβλητές στο χώρο και στο χρόνο. Παρόλο που αντιπροσωπεύουν πολύ µικρό ποσοστό της όλης ατµοσφαιρικής µάζας, τα αέρια αυτά παίζουν άκρως σηµαντικό ρόλο στην απορρόφηση της ακτινοβολίας που περνά µέσα από την ατµόσφαιρα και συνεπώς στο ατµοσφαιρικό ισοζύγιο ενέργειας. Οι υδρατµοί στην ατµόσφαιρα, προέρχονται από την εξάτµιση ύδατος στη γήινη επιφάνεια και αποβάλλονται µε τη συµπύκνωση που λαβαίνει χώρα στα σύννεφα. Ο µέσος χρόνος ζωής ενός µορίου υδρατµών στην ατµόσφαιρα είναι της τάξης µιας εβδοµάδας. Η συγκέντρωση των υδρατµών είναι πολύ µεγαλύτερη κοντά στο έδαφος και µόνο ίχνη υδρατµών βρίσκονται πάνω από 10 km. Το όζον παράγεται µέσω φωτοχηµικών αντιδράσεων στο ατµοσφαιρικό στρώµα µεταξύ 20 και 60 km. Στην επιφάνεια της γης το όζον καταστρέφεται ταχύτατα ερχόµενο σε επαφή µε τα φυτά και διαλυόµενο στο νερό. Σε ύψη µεταξύ 10 και 25 km, το Ο 3 έχει µέσο χρόνο ζωής µερικών µηνών. Στατιστικά, σε µακρόχρονη κλίµακα, υπάρχει µία βραδεία ροή όζοντος προς τα κατώτερα στρώµατα (περισσότερες λεπτοµέρειες για το όζον θα δούµε σε άλλο κεφάλαιο). 1.5 Ατµοσφαιρικές Περιοχές Σύµφωνα µε την Κατανοµή της Θερµοκρασίας Ο διαχωρισµός της ατµόσφαιρας σε διάφορες περιοχές βασίζεται στη µεταβολή της θερµοκρασίας µε το ύψος. Ένα εξιδανικευµένο προφίλ θερµοκρασίας, για τα πρώτα 100 km, δίνεται στο Σχήµα 1.2 και αντιπροσωπεύει κατά µέσο όρο την κατάσταση στα µέσα γεωγραφικά πλάτη. Η τροπόσφαιρα είναι η χαµηλότερη ατµοσφαιρική περιοχή που αρχίζει από την επιφάνεια της γης, η οποία ενεργεί σαν πηγή θερµότητας µέσω απορρόφησης της ηλιακής ακτινοβολίας. Η θερµοκρασία ελαττώνεται προς τα πάνω µέχρι ένα επίπεδο, που ονοµάζεται τροπόπαυση, το ύψος του οποίου µεταβάλλεται από 8 km, στους γεωγραφικούς πόλους, σε <18 km, στον ισηµερινό. Η µεσηµβρινή κατανοµή της θερµοκρασίας της τροπόπαυσης είναι τέτοια που η ελάχιστη θερµοκρασία είναι στον ισηµερινό και η µέγιστη στις πολικές

11 11 περιοχές. Μεταβολές 5 km στο ύψος της τροπόπαυσης οφείλονται σε µεταβολές στην τροπόσφαιρα λόγω χαµηλών και υψηλών συστηµάτων πίεσης (βαροµετρικών συστηµατων). Η τροπόσφαιρα χαρακτηρίζεται από αρνητικές κατακόρυφες κλίσεις θερµοκρασίας (µεταξύ 6 και 10 βαθµούς ανά km) που οδηγούν σε θερµοκρασίες µεταξύ 190 Κ (στον ισηµερινό) και 220 Κ (στους πόλους) στην τροπόπαυση. Η σχετική σύσταση του αέρα στην τροπόσφαιρα καθορίζεται από διεργασίες µίξης και στις τρεις διευθύνσεις και παραµένει σταθερή. Οι µηχανισµοί θέρµανσης της τροπόσφαιρας είναι µέσω αγωγής και µεταφοράς θερµότητας από την θερµότερη Γη και παγίδευσης θερµότητας λόγω του φαινοµένου του θερµοκηπίου και του σηµαντικού ρόλου των υδρατµών σε αυτό (βλέπε Κεφ. 7). Σχήµα 1.2 Παράδειγµα κατακόρυφου προφίλ θερµοκρασίας στην οµόσφαιρα για τα µέσα γεωγραφικά πλάτη. Η στρατόσφαιρα βρίσκεται πάνω από την τροπόπαυση και είναι µια περιοχή αυξανόµενης θερµοκρασίας µέχρι ένα µέγιστο, περί τους 270 Κ, γύρω στα 50 km όπου βρίσκεται η στρατόπαυση. Μέχρι το 1900, όταν ανακαλύφθηκε η µεταβολή της θερµοκρασίας στην περιοχή αυτή, πίστευαν ότι η στρατόσφαιρα ήταν µια "ήσυχη" ατµοσφαιρική περιοχή της οποίας η σχετική σύσταση καθοριζόταν από τη µοριακή διάχυση. Σήµερα ξέρουµε ότι η περιοχή αυτή παρουσιάζει έντονο τυρβώδη (turbulent) µίξη ώστε τα κύρια συστατικά να βρίσκονται στην ίδια αναλογία όπως και στην τροπόσφαιρα. Η γενική κυκλοφορία στην στρατόσφαιρα δεν είναι ακόµη πλήρως γνωστή. Το ύψος της στρατόπαυσης (50+/-5km) και η αντίστοιχη θερµοκρασία (270+/-20Κ) µεταβάλλονται εποχιακά λόγω εποχιακών µεταβολών στην ανώτερη ατµόσφαιρα. Η αύξηση της

12 θερµοκρασίας στην στρατόσφαιρα οφείλλεται στην απορρόφηση της υπεριώδους ακτινοβολίας από Ο 3 το οποίο και διασπάται εξωθερµικά. Η µετάβαση από την τροπόπαυση στην στρατόσφαιρα χαρακτηρίζεται από απότοµες µεταβολές στις συγκεντρώσεις δευτερευόντων συστατικών, όπως των υδρατµών, που ελαττώνονται απότοµα, ενώ, αντίθετα, η συγκέντρωση του Ο 3 αυξάνει κατά µία τάξη µεγέθους µέσα στα πρώτα λίγα χιλιόµετρα πάνω απ την τροπόπαυση. Αυτές οι σχετικά απότοµες µεταβολές συγκέντρωσης πάνω από την τροπόπαυση δείχνουν ότι η κατακόρυφη µίξη µεταξύ του ξηρού, πλούσιου σε όζον, στρατοσφαιρικού αέρα και του σχετικά υγρού φτωχού σε όζον, τροποσφαιρικού αέρα είναι περιορισµένη. Άλλη παρατήρηση που υποστηρίζει την έλλειψη κατακόρυφης µίξης, είναι ότι "στάχτες" από πυρηνικές εκρήξεις και ηφαιστειογενείς "σκόνες" βρίσκονται σε µεγαλύτερη αναλογία στη στρατόσφαιρα παρά στην τροπόσφαιρα. Σε αντίθεση µε την τροπόσφαιρα, µεγάλοι αριθµοί τέτοιων σωµατιδίων παραµένουν στην στρατόσφαιρα για σχετικά µεγάλα χρονικά διαστήµατα (ίσως περισσότερο και από ένα χρόνο), µετά το συµβάν απ όπου προέρχονται. Λόγω αυτών των εξαιρετικά µακρών χρόνων παραµονής, η στρατόσφαιρα συµπεριφέρεται σαν "πηγή" ατµοσφαιρικής ρύπανσης (των κατωτέρων στρωµάτων). Όπως και η τροπόσφαιρα, στη µεσόσφαιρα, που είναι µια περιοχή µεταξύ της στρατόπαυσης και της µεσόπαυσης, η θερµοκρασία ελαττώνεται έχοντας το ελάχιστό της στο ύψος 85 +/- 5km. Μέσω των διεργασιών οξείδωσης και της απορρόφησης υπεριώδους ακτινοβολίας που οδηγεί στη διάσπαση πολυατοµικών µορίων, η µεσόσφαιρα είναι φωτοχηµικά πολύ πιο σύνθετη, σε σχέση µε τις δύο άλλες κατώτερες περιοχές. Οι χηµικές αντιδράσεις που λαβαίνουν χώρα στη µεσόσφαιρα έχουν σαν συνέπεια το σχηµατισµό και τη συγκέντρωση δευτερευόντων αερίων, που παίζουν σηµαντικό ρόλο στη θερµική ισορροπία και κατάσταση ιονισµού της περιοχής αυτής. Η µείωση της θερµοκρασίας µε το ύψος στην µεσόσφαιρα αποδίδεται σε σύνθετους µηχανισµούς απώλειας ενέργειας λόγω ακτινοβολίας. Σήµερα θεωρούµε ότι στις τρεις κατώτερες περιοχές της γήινης ατµόσφαιρας, που συνιστούν την οµόσφαιρα, το µέσο µοριακό βάρος δεν διαφέρει σηµαντικά. ιαφορές όµως υπάρχουν στις πηγές και στους µηχανισµούς απωλειών ενεργείας στις τρεις αυτές περιοχές. Έτσι στην τροπόσφαιρα και στρατόσφαιρα περιλαµβάνονται τα 99.9% της ατµοσφαιρικής µάζας. Από το υπόλοιπο 0.1%, τα 99% περιέχονται στη µεσόσφαιρα και το υπόλοιπο στην θερµόσφαιρα. H περιοχή πάνω από τη µεσόπαυση ονοµάζεται θερµόσφαιρα. Εδώ η συµπεριφορά της ατµόσφαιρας αλλάζει κατά δραµατικό τρόπο. Όπως φαίνεται από το Σχήµα 1.3. η θερµόσφαιρα εκτείνεται προς τα πάνω αρκετές εκατοντάδες χιλιόµετρα, όπου οι µέγιστες θερµοκρασίες κυµαίνονται µεταξύ 500 Κ και 2000 Κ, ανάλογα µε τη δραστηριότητα στον ήλιο Η θερµόπαυση ορίζεται σαν το επίπεδο εκείνο πάνω από το οποίο η θερµοκρασία παραµένει σχεδόν σταθερή µε το ύψος. Η θερµοκρασία αυξάνεται µε το ύψος λόγω απορρόφησης της υπεριώδους ακτινοβολίας σε εξώθερµικές αντιδράσεις φωτοδιάσπασης και φωτοιονισµού (βλέπε Κεφ. 7). Πάνω από τη µεσόπαυση παρατηρείται µια θετική κλίση θερµοκρασίας, κυρίως λόγω απορρόφησης υπεριώδους ενέργειας και λόγω έλλειψης αποτελεσµατικών µηχανισµών θερµικής εκποµπής. Η ποσότητα θερµότητας στην περιοχή αυτή ακολουθεί µεταβολές, που επηρεάζονται από την προσπίπτουσα ηλιακή ακτινοβολία και κατά συνέπεια παρατηρούνται ηµερήσιες εποχιακές και γεωγραφικές µεταβολές. Όπως αναφέραµε προηγούµενα, η κατακόρυφη σύσταση της θερµόσφαιρας καθορίζεται αποκλειστικά από την µοριακή διάχυση. Ο ρόλος της µίξης, λόγω µετακίνησης αερίων µαζών, είναι σχεδόν αµελητέος. 12

13 13 Αξίζει να αναφέρουµε ότι η γη είναι η µόνη από τους εσωτερικούς πλανήτες, που έχει ένα ενδιάµεσο µέγιστο στη θερµοκρασία (στη στρατόπαυση). Αντίθετα ο Άρης και η Αφροδίτη έχουν τροπόσφαιρα και µεσόσφαιρα που διαχωρίζονται από ένα ισόθερµο ατµοσφαιρικό στρώµα. Σχήµα 1.3 Κατακόρυφη κατατοµή της θερµοκρασίας των ουδετέρων συστατικών της ατµόσφαιρας: α) ελάχιστο ηλιακής δραστηριότητας, β) µέση ηλιακή δραστηριότητα, γ) µέγιστο ηλιακής δραστηριότητας 1.6. Φορτισµένα Σωµάτια στην Ατµόσφαιρα: Ιονόσφαιρα Παρόλο που τα φορτισµένα σωµάτια στην ατµόσφαιρα αντιπροσωπεύουν ένα πολύ µικρό µέρος της µάζας της, παίζουν σηµαντικό ρόλο σε πολλά ενδιαφέροντα γεωφυσικά φαινόµενα, όπως, π.χ., ατµοσφαιρικές ηλεκτρικές εκκενώσεις (κεραυνοί), πολικό σέλας (aurora), διάδοση ραδιοκυµάτων, διαταραχές του γεωµαγνητικού πεδίου και άλλα. Η παραγωγή των φορτισµένων σωµατίων οφείλεται κυρίως σε φωτοιονιοσµό των ουδετέρων συστατικών. Οι ακτίνες Χ και η υπεριώδης ακτινοβολία (UV) είναι κύριες πηγές ιονισµού πάνω από τα 60 km. Άλλη πηγή ιονισµού είναι οι κοσµικές ακτίνες ηλιακής ή εξωηλιακής προέλευσης. Οι κοσµικές ακτίνες υψηλής ενέργειας είναι οι κυρίως υπεύθυνες για τον παρατηρούµενο ιονισµό στα κατώτερα ατµοσφαιρικά στρώµατα. Λόγω της γρήγορης αύξησης της µέσης ελεύθερης διαδροµής µε το ύψος, τα ελεύθερα ηλεκτρόνια στην ανώτερη ατµόσφαιρα ζουν περισσότερο (γιατί οι κρούσεις µε θετικά ιόντα είναι λιγότερο συχνές και η πιθανότητα επανασύνδεσης / ουδετεροποίησης µικρότερη). Σαν συνέπεια, τα περισσότερα από τα ελεύθερα ηλεκτρόνια της ατµόσφαιρας

14 14 βρίσκονται σε ύψη πάνω από 60 km όπου υπάρχουν σε σηµαντικούς αριθµούς ώστε να επηρεάζουν τη διάδοση ραδιοκυµάτων. Αυτή η περιοχή της ατµόσφαιρας ονοµάζεται ιονόσφαιρα η στρώµα Heaviside, από τον Αγγλο φυσικό που πρόβλεψε την ύπαρξή της το 1902 µετά τα επιτυχή πειράµατα του Ιταλού µηχανικού και εφευρέτη Marconi ο οποίος πέτυχε για πρώτη φορά το 1901 την ραδιοφωνική σύζευξη µεταξύ Ευρώπης και Καναδά, δηλαδή σε µεγάλη απόσταση πέραν του ορίζοντα. Όταν λέµε ιονόσφαιρα, συνήθως αναφερόµαστε στο µέρος της ατµόσφαιρας µεταξύ 60 km και 400 km, που περιλαµβάνει τις περιοχές D, E, F 1 και F 2 (βλέπε Σχήµα 1.4). Πάνω από τα 400 km αναφερόµαστε στην κορυφική (topside) ιονόσφαιρα. Οι περιοχές, που φαίνονται στο Σχήµα 1.4, αντιστοιχούν σε συγκεντρώσεις ηλεκτρονίων κατά την ηµέρα που αυξάνονται, µε το ύψος, από 10 3 cm -3, στην περιοχή D, σε 10 5 cm -3, στο µέγιστο της περιοχής Ε, και περί τα 10 6 cm -3, στο µέγιστο της περιοχής F 2. Πάνω από το µέγιστο F 2 η ανώτερη ιονόσφαιρα περιορίζεται από το διαπλανητικό µέσο. Ο ιονισµός που προκαλείται από τις υπεριώδεις, τις Χ, και τις κοσµικές ακτίνες µεταβάλλεται µε τον ηλιακό ενεργειακό κύκλο και η συµπεριφορά του σχετίζεται στενά µε τις µεταβολές του ηλιακού φάσµατος. Ο ιονισµός της περιοχής D προκαλείται από την πιο ενεργητική, (και κατά συνέπεια πιο διεισδυτική), ηλιακή ακτινοβολία και εξαρτάται πολύ από την Σχήµα 1.4 Μέση πυκνότητα ηλεκτρονίων στην ατµόσφαιρα κατά την ηµέρα και µέγιστο ηλιακής δραστηριότητας. Στο σχήµα επίσης σηµειώνονται οι κύριες πηγές ιονισµού και τα κύρια προκύπτοντα ιόντα στα διάφορα ιονοσφαιρικά στρώµατα. ηλιακή δραστηριότητα. Η περιοχή Ε, µεταξύ 85 και 130 km, οφείλεται σε "µαλακές" ακτίνες Χ και υπεριώδη ακτινοβολία µικρού µήκους κύµατος. Το µέγιστο της περιοχής Ε παρατηρείται γύρω στα km, όπου η συγκέντρωση ηλεκτρονίων φθάνει στα 10 5 cm -3, ενώ πολυπληθέστερα ιόντα είναι το ΝΟ + και Ο 2 +. Στις περιοχές D, E και F 1 η συγκέντρωση ηλεκτρονίων παίρνει µέγιστες τιµές το τοπικό µεσηµέρι. Τη νύχτα τα ηλεκτρόνια σχεδόν εκλείπουν από την περιοχή D ενώ στις περιοχές Ε και F1 µειώνονται σηµαντικά (~10 3 cm -3 ). Η συµπεριφορά της περιοχής F 2 είναι πολύπλοκη και εξαρτάται από το γεωµαγνητικό πλάτος. Η κατακόρυφη κατανοµή της πυκνότητας ηλεκτρονίων στην περιοχή και πάνω απ'αυτή δεν είναι αποτέλεσµα ισορροπίας µεταξύ ιονισµού και επανασύνδεσης αλλά κυρίως αποτέλεσµα της διάχυσης. Παρατηρήσεις από πυραύλους και δορυφόρους δείχνουν ότι το κυριότερο ιόν στην περιοχή F 2 είναι το Ο +. Στην κορυφική ιονόσφαιρα τα ιόντα που επικρατούν είναι He + και Η +. Το Σχήµα 1.5 δείχνει µια τυπική κατακόρυφη κατατοµή της συγκέντρωσης των ατµοσφαιρικών ιόντων. Το είδος των ιόντων σχετίζεται άµεσα µε το φωτοιονισµό των κυρίων συστατικών Ν 2, Ο 2 και Ο της ατµόσφαιρας. Η τελική σύνθεση καθορίζεται από τους ρυθµούς παραγωγής φωτοιόντων και από διάφορες φωτοχηµικές αντιδράσεις απώλειας

15 15 µεταξύ των φωτοιόντων και των ουδέτερων συστατικών της ατµόσφαιρας. Στην ανώτερη ατµόσφαιρα άλλοι παράγοντες που παίζουν σηµαντικό ρόλο στην παρατηρούµενη συγκέντρωση των ιόντων, είναι η διάχυση και η επίδραση του γεωµαγνητικού πεδίου. Η θέση ενός φορτισµένου σωµατίου στην ιονόσφαιρα εξαρτάται από τη δυναµική του ενέργεια, τη κεντροµόλο δύναµη, µια και συµπεριστρέφεται µε την γη, την κινητική του ενέργεια λόγω της θερµοκρασίας του, τις κρούσεις µε τα ουδέτερα σωµάτια, και τις ηλεκτοµαγνητικές δυνάµεις που δρουν σ'αυτό. Το γεγονός ότι ο λόγος των φορτισµένων προς τα ουδέτερα σωµάτια αυξάνει µε το ύψος, δείχνει τη αυξανόµενη σπουδαιότητα των ηλεκτροµαγνητικών δυνάµεων στην κατανοµή των φορτισµένων σωµατίων στην ανώτερη ιονόσφαιρα. Οι κινήσεις των φορτισµένων σωµατίων και η κατανοµή του ιονισµού στην κορυφική ιονόσφαιρα καθορίζεται κυρίως από το γεωµαγνητικό πεδίο και τη δοµή της µαγνητόσφαιρας. Το Σχήµα 1.6 δείχνει σε σχηµατική µορφή τη γήινη µαγνητόσφαιρα. Σχήµα 1.5 Τυπική κατακόρυφος κατατοµή της συγκέντρωσης θετικών ιόντων στην ιονόσφαιρα κατά τη διάρκεια της ηµέρας και µέγιστο ηλιακής δραστηριότητας. Σε πρώτη προσέγγιση το µαγνητικό πεδίο της γης αντιστοιχεί στο πεδίο ενός µεγάλου µαγνητικού δίπόλου που σχηµατίζει γωνία 11 ο µε το γεωγραφικό άξονα περιστροφής της γης. Στην πραγµατικότητα, η τοπολογία των γεωµαγνητικών γραµµών δεν έχει τη συµµετρία του πεδίου ενός ιδανικού δίπολου. Όπως φαίνεται στο Σχήµα 1.6 δυναµικές γραµµές του γεωµαγνητικού δίπολου παραµορφώνονται από την πίεση που ασκείται σ αυτές από τον ηλιακό άνεµο. Ο ηλιακός άνεµος είναι ροή πλάσµατος (πρωτονίων και ηλεκτρονίων) που προέρχεται από τον ήλιο και ρέει µε ταχύτητα της τάξης των 500 km s -1. Στην ηµερήσια πλευρά της γης οι γραµµές του µαγνητικού πεδίου συµπιέζονται, από τον ηλιακό άνεµο, ενώ στη νυκτερινή πλευρά εκτείνονται προς τα πίσω και σχηµατίζουν τη µαγνητοουρά. Η µαγνητόσφαιρα της γης ενεργεί σαν εµπόδιο στον ηλιακό άνεµο (καθόσον τα φορτισµένα του σωµάτια υγιστανται αποτρεπτικές δυνάµεις Lorentz (qvxb) και το όριό της, που ονοµάζεται µαγνητόπαυση, διαχωρίζει τα σωµάτια του ηλιακού ανέµου και το διαπλανητικό χώρο από τα φορτισµένα σωµάτια της ανώτερης ιονόσφαιρας και του γεωµαγνητικού περιβάλλοντος. Η ακριβής µορφή της µαγνητόσφαιρας στο χώρο εξαρτάται από την ηλιακή δραστηριότητα. Κατά τη διάρκεια περιόδων έντονων ηλιακών διαταραχών, η πυκνότητα και η ταχύτητα των σωµατίων του ηλιακού ανέµου, αυξάνει κατά δραµατικό τρόπο. Όταν τα σωµάτια αυτά φτάνουν στο γήινο περιβάλλον, προκαλούν τις λεγόµενες γεωµαγνητικές καταιγίδες που συνοδεύονται από µια ποικιλία γεωφυσικών φαινοµένων, των οποίων η κατανόηση αποτελεί σήµερα το αντικείµενο ενεργού και πολυέξοδης έρευνας µε δορυφόρους και διαστηµόπλοια όπως και µε διάφορους επίγειους σταθµούς παρατηρήσεων. Η συµπεριφορά του ιονισµού στην κορυφική ιονόσφαιρα εξαρτάται από το γεωµαγνητικό πλάτος. Σε χαµηλά γεωµαγνητικά πλάτη έχουµε την πλασµόσφαιρα, που αντιπροσωπεύει µια

16 2 ήσυχη ιονοσφαιρική περιοχή, σχετικά υψηλής ιοντικής πυκνότητας ( ιόντα/cm 3 ), που περιέχεται µέσα στις κλειστές γεωµαγνητικές γραµµές και συµπεριστρέφεται µε τη γη. Η συµπεριφορά του πλάσµατος στην περιοχή αυτή, είναι πολύ διαφορετική απ ότι στις περιοχές γύρω από τους πόλους, όπου βρίσκονται οι ανοιχτές µαγνητικές γραµµές. Εκεί βρίσκονται και οι Ζώνες Ακτινοβολίας Van Allen, οι οποίες οφείλλονται στην παγίδευση ενεργητικών ηλεκτρονίων στις γεωµαγνητικές γραµµές έτσι ώστε να κινούνται σε ελικοειδείς τροχιές κατά µήκους των γραµµών αυτών απο το ένα ηµισφαίριο στο άλλο (σε χρόνους της τάξης 1 s) µε πολύ µεγάλες ταχύτητες. Τα παγιδευµένα αυτά ηλεκτρόνια υφίστανται συνεχείς επιβραδύνσεις και επιταχύνσεις έτσι ώστε να εκπέµπουν ισχυρή ηλεκροµαγνητική ακτινοβολία. Στις περιοχές των ανοιχτών µαγνητικών γραµµών τα ελαφρά ιόντα Η + και He + επιταχύνονται, µέσω υδροµαγνητικών διεργασιών, κατά µήκος των γραµµών και παίρνουν υπερηχητικές ταχύτητες (10-20 km s -1 ), έτσι ώστε να έχουµε µια καθαρή απώλεια Σχήµα 1.6 Απλοποιηµένη, σχηµατική κάθετη τοµή της µαγνητόσφαιρας. Οι ενδεικνυόµενες αποστάσεις στους άξονες είναι σε γήινες ακτίνες. Οι διακεκοµµένες καµπύλες αντιπροσωπεύουν δυναµικές γραµµές ενός αδιατάραχτου µαγνητικού δίπολου και δίδονται για σύγκριση µ αυτές του πραγµατικού γεωµαγνητικού πεδίου. πλάσµατος από τη γη. Λόγω αυτής της ροής πλάσµατος, που ονοµάζεται πολικός άνεµος, οι συγκεντρώσεις των Η + και He + στις πολικές περιοχές της ανώτερης ατµόσφαιρας µειώνονται σηµαντικά και το Ο + (κύριο ιόν της περιοχής F 2 ) παραµένει το κύριο συστατικό σε ύψη µέχρι km. Αντίθετα στην πλασµόσφαιρα τα ελαφρά ιόντα (Η + και He + ) είναι τα κύρια συστατικά της ιονόσφαιρας πάνω από τα 1000 km.