Κεφάλαιο 7. Ακτινοβολία στην Ατμόσφαιρα

Transcript

1 Κεφάλαιο 7. Ακτινοβολία στην Ατμόσφαιρα Η κύρια πηγή ενέργειας της ατμόσφαιρας, όπως και της γης, είναι ο ήλιος. Η ηλιακή ενέργεια διαδίδεται μέσω του διαστήματος ως ηλεκτρομαγνητική (ΗΜ), και σωματιδιακή κινητική ενέργεια, με τη δεύτερη να αποτελεί πολύ μικρό κλάσμα της πρώτης. Επιπλέον, το μεγαλύτερο μέρος της σωματιδιακής ηλιακής ενέργειας, η οποία αφορά τον ηλιακό άνεμο που συνίσταται από φορτισμένα ενεργητικά σωματίδια ηλεκτρονίων, πρωτονίων και πυρήνων ηλίου, δεν φτάνει ποτέ στην ατμόσφαιρα και τη γη λόγω της αποτρεπτικής δράσης της γήινης μαγνητόσφαιρας. Συνεπώς, η ηλιακή ΗΜ ακτινοβολία είναι κατά βάση ο πρωτογενής ενεργειακός τροφοδότης όλων των φυσικών, χημικών, και βιολογικών διεργασιών που λαμβάνουν χώρα στο πλανήτη. Στο παρόν κεφάλαιο παρέχονται εισαγωγικά στοιχεία σχετικά με τα αποτελέσματα της ηλεκτρομαγνητικής ακτινοβολίας στην ατμόσφαιρα, η οποία εκπέμπεται πρωτογενώς από τον ήλιο, και δευτερογενώς από τη γη. Εικόνα 7.1. Η κύρια πηγή ενέργειας της ατμόσφαιρας και της γης είναι η ηλεκτρομαγνητική ακτινοβολία του ηλίου ( Η ηλεκτρομαγνητική ακτινοβολία μεταφέρεται στο χώρο μέσω των ΗΜ κυμάτων, που αποτελούν εγκάρσιες ταλαντώσεις ηλεκτρικών και μαγνητικών πεδίων, τα οποία είναι κάθετα μεταξύ τους, όπως και στη διεύθυνση διάδοσης του κύματος. Τα ΗΜ κύματα διαδίδονται στο χώρο μέσω αμοιβαίας αναπαραγωγής του ενός πεδίου (ηλεκτρικού ή μαγνητικού) από τη χρονική μεταβολή του άλλου. Ένα επίπεδο αρμονικό ΗΜ κύμα, ηλεκτρικού πεδίου E(x,t)=E 0 cos[(π/λ)x (πν)t ] και αντίστοιχου μαγνητικού πεδίου Β(x,t), χαρακτηρίζεται από το πλάτος των πεδίων E 0 και Β 0,το μήκος κύματος λ και τη συχνότητα ν. Η ηλεκτρομαγνητική ακτινοβολία, η οποία διαδίδεται στο κενό, και κατά προσέγγιση στον αέρα, με την ταχύτητα του φωτός c=λν=, ms -1, περιλαμβάνει συχνότητες μεταξύ 10 s -1 και 10 - s -1 που αντιστοιχούν σε μήκη κύματος από m ως m. Το σύνολο των συχνοτήτων, ή μηκών κύματος, συνιστούν το ηλεκτρομαγνητικό φάσμα. ΗΜ κύματα στο άκρο των υψηλών συχνοτήτων του φάσματος (ακτίνες γ) έχουν μήκη κύματος συγκρίσιμα με τις διαστάσεις των ατομικών πυρήνων, ενώ στο άλλο άκρο, των χαμηλών συχνοτήτων, φτάνουν περί το 1/10 της απόστασης γηςήλιου. Το φάσμα της ηλιακής ακτινοβολίας εκτείνεται από τη περιοχή των ακτίνων X (λ<0,01 μm) μέχρι και πέραν του μακρινού υπέρυθρου (λ>100 μm). Ο ήλιος εκπέμπει κατά προσέγγιση ως μέλαν σώμα θερμοκρασίας ~6000 Κ, με το 39% της ηλιακής ΗΜ ακτινοβολίας να εμπίπτει στην ορατή περιοχή του ΗΜ φάσματος, που εκτείνεται από το βαθύ ιώδες (0,39 μm) μέχρι το βαθύ κόκκινο (0,76 μm), ενώ το υπόλοιπο εκπέμπεται στο υπεριώδες (~8%) και υπέρυθρο (~53%). Η απόσταση γηςήλιου, η οποία ορίζει την Αστρονομική Μονάδα (Astronomic Unit, AU), είναι περίπου 1, m και διανύεται ηλεκτρομαγνητικά σε ~8,3 λεπτά. Η ηλιακή ακτινοβολία που προσπίπτει στο σύστημα γηςατμόσφαιρας απορροφάται περίπου κατά 70%, ενώ το υπόλοιπο ~30% επιστρέφει στο διάστημα λόγω σκέδασης στην ατμόσφαιρα, και ανάκλασης στην ατμόσφαιρα και τη γη. Η ατμόσφαιρα απορροφά τη πλέον ενεργητική υπεριώδη ακτινοβολία, ενώ είναι διαφανής στο κοντινό υπεριώδες και την ορατή περιοχή, όπως και σε ζώνες του υπέρυθρου, συνεπώς στο έδαφος φτάνει και απορροφάται το μεγαλύτερο μέρος της προσπίπτουσας ηλιακής ακτινοβολίας. Ένα αποτέλεσμα της 1

2 απορρόφησης αυτής είναι η αύξηση της εσωτερικής ενέργειας του συστήματος γηςατμόσφαιρας, και συνεπώς των θερμοκρασιών τους. Η θερμότητα ανακατανέμεται στο πλανήτη μέσω μηχανισμών μεταφοράς και αγωγής θερμότητας, ώστε τελικά το σύστημα γηςατμόσφαιρας φτάνει σε μια σταθερή κατάσταση ακτινοβολικής ισορροπίας κατά την οποία η εισερχόμενη ηλιακή ενέργεια να ισούται με αυτή που εκπέμπεται από το σύστημα γηςατμόσφαιρας στη περιοχή του θερμικού υπέρυθρου, κυρίως μεταξύ ~5 και 100 μm. Η μεταφορά ακτινοβολίας στην ατμόσφαιρα, πέραν της σημασίας της στο ενεργειακό ισοζύγιο του πλανήτη, είναι ένα βασικό και σύνθετο αντικείμενο έρευνας της ατμοσφαιρικής φυσικής. Στο παρόν κεφάλαιο δίνεται μια εισαγωγική επισκόπηση, η οποία αρχίζει με μια σύντομη αναφορά στη θεωρία ακτινοβολίας μέλανος σώματος. Στη συνέχεια παρατίθενται βασικά στοιχεία εκπομπής της ηλιακής ΗΜ ακτινοβολίας και της απορρόφησής της στην ατμόσφαιρα, με ειδική αναφορά στο ρόλο του όζοντος. Ακολουθεί μια επίσης σύντομη παρουσίαση της γήινης εκπομπής ακτινοβολίας και της αλληλεπίδρασής της με τα ατμοσφαιρικά συστατικά, ιδιαίτερα τους υδρατμούς και το διοξείδιο του άνθρακα. Τα συστατικά αυτά είναι υπεύθυνα για το φαινόμενο θερμοκηπίου σε παγκόσμια κλίμακα, στο οποίο οφείλεται η αύξηση της μέσης θερμοκρασίας του πλανήτη σε επίπεδα που επιτρέπουν την ύπαρξη ζωής στη γη. Τέλος παρέχεται μια περιγραφή του σχηματισμού της γήινης ιονόσφαιρας, η οποία οφείλεται στην ατμοσφαιρική απορρόφηση της πλέον ενεργητικής ηλιακής ακτινοβολίας μέσω φωτοϊονισμού των αερίων συστατικών. Για περισσότερα στοιχεία και επιπλέον θέματα ακτινοβολίας στην ατμόσφαιρα και ιονόσφαιρα, βλέπε μεταξύ άλλων, π.χ., τα βιβλία των Wallac and Hobbs (006), Flagl and Busingr (1981), Iribarn and Cho (1980), Coulson (1975), Salby (1996), Risbth an Garriot (1969). Προαπαιτούμενη γνώση. Γενική φυσική, Στοιχεία μοντέρνας φυσικής, Γενικά μαθηματικά Νόμοι Ακτινοβολίας Μέλανος Σώματος Ο ήλιος εκπέμπει περίπου σαν μέλαν σώμα θερμοκρασίας ~6000 Κ, ενώ η γη συμπεριφέρεται, σε πρώτη προσέγγιση, επίσης ως μέλαν σώμα θερμοκρασίας ~90 Κ, με την ατμόσφαιρα να ενεργεί μόνο μερικώς ως μέλαν σώμα. Στα επόμενα ακολουθεί μια σύντομη αναφορά στις βασικές αρχές και νόμους της ακτινοβολίας μέλανος σώματος. Η ηλεκτρομαγνητική ενέργεια που προσπίπτει σε ένα υλικό σώμα ή σύστημα σωμάτων (π.χ., ένα σύνολο αερίων συστατικών όπως στην ατμόσφαιρα), μπορεί να υποστεί: απορρόφηση, σκέδαση και ανάκλαση. Η απορρόφηση της προσπίπτουσας ακτινοβολίας οδηγεί στην αύξηση της εσωτερικής ενέργειας του σώματος, και συνεπώς στην αύξηση της θερμοκρασίας του. Όταν το σώμα αποκτήσει μια σταθερή θερμοκρασία, τότε εκπέμπει ΗΜ ακτινοβολία ενέργειας ίση με αυτή που απορροφά. Η εκπομπή αυτή, που ονομάζεται θερμική εκπομπή ακτινοβολίας, αποτελεί αντικείμενο της θεωρίας ακτινοβολίας μέλανος σώματος, η οποία θεμελιώθηκε από τον Planck στις αρχές του 0 ου αιώνα και αποτέλεσε το προπομπό της κβαντικής θεωρίας της ύλης. Το μέλαν σώμα αναφέρεται σε ένα εξιδανικευμένο υλικό σώμα ή σύστημα που έχει τις εξής ιδιότητες: (α) είναι ικανό να απορροφά όλη την προσπίπτουσα, και να εκπέμπει τη μέγιστη δυνατή, ακτινοβολία, για κάθε μήκος κύματος, (β) η εκπομπή ΗΜ ακτινοβολίας εξαρτάται από τη θερμοκρασία του σώματος και όχι τη σύστασή του, και (γ) η εκπομπή ΗΜ ακτινοβολίας είναι ισοτροπική, δηλαδή έχει την ίδια ένταση και κυματική σύνθεση σε κάθε κατεύθυνση. Σώμα βρίσκεται σε ακτινοβολική ισορροπία (radiativ quilibrium) όταν εκπέμπει, ανά μονάδα χρόνου και επιφάνειας, τόση ΗΜ ενέργεια όση απορροφά. Η ολική ΗΜ ενέργεια ανά μονάδα χρόνου και επιφάνειας που εκπέμπεται από ένα σώμα ονομάζεται ένταση ακτινοβολίας (radianc), ή ροή ακτινοβολίας (radiation flux), συμβολίζεται με το Ι και μετρείται σε Wm -. Η μονοχρωματική ένταση (monochromatic radianc), I λ, είναι η ένταση ακτινοβολίας μεταξύ μηκών κύματος λ και λ+dλ, και μετρείται σε W ανά m και ανά μονάδα μήκους κύματος. Σύμφωνα με τους δύο αυτούς ορισμούς, ισχύει: I I d. (7.1) 0

3 Το κλάσμα της ροής ακτινοβολίας που απορροφά ένα σώμα στο διάστημα μήκους κύματος μεταξύ λ και λ+dλ, ονομάζεται μονοχρωματική απορροφητικότητα (absorptivity), συμβολίζεται με Α λ, και έχει διαστάσεις W ανά m και ανά μονάδα μήκους κύματος. Η απορροφητικότητα Α μετρείται σε Wm -, και ορίζεται από το ολοκλήρωμα: 0 A A d. (7.) Το μέλαν σώμα, εξ ορισμού απορροφά όλη τη προσπίπτουσα ακτινοβολία ανεξαρτήτως μήκους κύματος. Οι αρχές ακτινοβολίας μέλανος σώματος, οι οποίοι έχουν μελετηθεί εκτενώς πειραματικά και θεωρητικά, περιλαμβάνουν τους ακόλουθους νόμους. 1. Η μονοχρωματική ένταση ακτινοβολίας, Ι λb, μέλανος σώματος θερμοκρασίας Τ, δίνεται από το νόμο του Planck: c h 5 (7.3) I b xp( hc / kt ) 1, όπου c είναι ταχύτητα του φωτός, h η σταθερά Planck (h=6, Js), και k η σταθερά Boltzmann (k=1, JK -1 ). Ο Planck οδηγήθηκε στην σχέση (7.3) κάνοντας τη παραδοχή ότι η ενεργειακή εκπομπή μέλανος σώματος γίνεται σε πολλαπλάσια ποσά μίας ελάχιστης διακριτής ποσότητας, του κβάντου ενέργειας, η οποία συνδέεται με τη συχνότητα εκπομπής ν μέσω της σχέσης αναλογίας Ε=hν. Η ιδέα της κβάντωσης της ενέργειας ακτινοβολίας, που χρειάστηκε να εφευρεθεί από τον Planck για την εξήγηση του πειραματικής σχέσης (7.3), αποτέλεσε την θεμελιώδη έννοια που οδήγησε στην ανάπτυξη της Κβαντικής Φυσικής. Σχήμα Μεταβολή της μονοχρωματικής έντασης ακτινοβολίας μέλανος σώματος, Ι λb, συναρτήσει του μήκους κύματος λ για διάφορες θερμοκρασίες μεταξύ 6000 Κ και 3000 Κ. Η διακοπτόμενη γραμμή δείχνει ότι το μέγιστο του φάσματος μετατοπίζεται σε μεγαλύτερα μήκη κύματος όταν μειώνεται η θερμοκρασία του μέλανος σώματος. Ο νόμος του Planck δίνει μέσω της (7.3) την κατανομή της ενέργειας, ή το φάσμα εκπομπής, μέλανος σώματος θερμοκρασίας Τ συναρτήσει του μήκους κύματος λ. Διαγραμματικά η (7.5) δίνει καμπύλες όπως αυτές του Σχήματος 7.1, που αντιστοιχούν στις ενδεικνυόμενες εκεί θερμοκρασίες. Κάθε καμπύλη είναι μη συμμετρική προς ένα μέγιστο, έχοντας μία απότομη αρχή και μια εκτεταμένη ουρά στα μεγαλύτερα μήκη κύματος. Η σχέση (7.3) και το Σχήμα 7.1 δείχνουν ότι: (α) το φάσμα εκπομπής μέλανος σώματος είναι συνεχές με το μήκος κύματος, 3

4 (β) η ολική ενέργεια που εκπέμπεται, η οποία είναι ίση με το εμβαδό κάτω από κάθε καμπύλη, αυξάνει με τη μείωση της θερμοκρασίας, και (γ) καθώς μειώνεται η θερμοκρασία του μέλανος σώματος, το μέγιστο της φασματικής κατανομής μετατοπίζεται προς τα μεγαλύτερα μήκη κύματος. Θα πρέπει να σημειωθεί ότι η ιδιότητα (α), βρίσκεται σε φαινομενική αντίθεση με την κβαντική εκπομπή των ατομικών και μοριακών φασμάτων που παρουσιάζουν γραμμική δομή, δηλαδή ένα σύνολο διακριτών μονοχρωματικών γραμμών εκπομπής αντί μιας συνεχούς φασματικής κατανομής όπως αυτής που προβλέπει ο νόμος του Planck, μέσω της (7.3). Αυτό οφείλεται στο γεγονός ότι, ενώ η διεργασία της κβαντικής εκπομπής είναι παρούσα στην ακτινοβολία μέλανος σώματος, η πυκνότητα καταστάσεων (dnsity of stats) σε ένα σύστημα πολλών σωμάτων, τα οποία συνιστούν το μέλαν σώμα, είναι εξαιρετικά μεγάλη. Αυτό σημαίνει ότι ο πολύ μεγάλος αριθμός των δυνατών ενεργειακών μεταπτώσεων (ηλεκτρονικών, δονητικών, και περιστροφικών), όπως και η διαπλάτυνσή τους, οδηγεί θερμοδυναμικά και στατιστικά σε ένα συνεχές φάσμα, που μπορεί να παρασταθεί με μια αναλυτική σχέση, αντί ενός φάσματος γραμμών που αφορά συνήθως μια μικρή πυκνότητα καταστάσεων ενός συστήματος, π.χ., λίγων μορίων. Οι παραπάνω ιδιότητες (β) και (γ) εκπομπής μέλανος σώματος οδηγούν στους επόμενους δύο νόμους ακτινοβολίας.. Η ένταση ακτινοβολίας του μέλανος σώματος, Ι b, βρίσκεται μέσω της ολοκλήρωσης της (7.1) μετά από αντικατάσταση της Ι λb από την (7.3). Όπως προκύπτει (Άσκηση 7.1), η Ι b είναι ανάλογη της τέταρτης δύναμης της θερμοκρασίας του μέλανος σώματος: 4 I b T, (7.4) όπου η σταθερά αναλογίας, σ, που ονομάζεται σταθερά StfanBoltzmann, είναι ίση με 5 k 15c h 4 3, από την οποία προκύπτει κατόπιν αντικατάστασης των σταθερών ότι σ=5, Wm - K -4. Η (7.4), που είναι γνωστή ως νόμος των StfanBoltzmann, εκφράζει την ισχυρή μη γραμμικότητα που υπάρχει μεταξύ της έντασης ακτινοβολίας που εκπέμπει μέλαν σώμα και της θερμοκρασίας του. 3. Το μήκος κύματος, λ bm, στο οποίο αντιστοιχεί το μέγιστο εκπομπής του φάσματος της μονοχρωματικής έντασης ακτινοβολίας Ι λ, προκύπτει (Άσκηση 7.) ότι είναι: 898/ T m K, (7.5) bm Το λ bm είναι αντιστρόφως ανάλογο της θερμοκρασίας του μέλανος σώματος Τ, συνεπώς αυξάνεται με τη μείωση της θερμοκρασίας του σώματος, όπως διαπιστώνεται και από το Σχήμα 7.1. Η (7.5) επιτρέπει τον υπολογισμό της θερμοκρασίας μέλανος σώματος από τη μέτρηση του μήκους κύματος μέγιστης εκπομπής. Αντικατάσταση του λ bm από την (7.5) στην (7.3), αποδεικνύει ότι η μέγιστη τιμή της μονοχρωματικής έντασης, I λbm, είναι ανάλογη της πέμπτης δύναμης της θερμοκρασίας (Άσκηση 7.), 5 I bm CT, (7.6) όπου C είναι σταθερά. Οι (7.5) και (7.6) αποτελούν τους νόμους μετατόπισης του Win. 4. Πρέπει να σημειωθεί ότι η ακτινοβολία μέλανος σώματος αντιπροσωπεύει τη μέγιστη θερμική ΗΜ εκπομπή σώματος στο μήκος κύματος λ για μία θερμοκρασία Τ. Βέβαια, το μέλαν σώμα, το οποίο είναι θεωρητικό κατασκεύασμα, απαντάται στη φύση μόνο κατά προσέγγιση. Για ένα οποιοδήποτε σώμα ή σύστημα, η ικανότητα μονοχρωματικής εκπομπής (missivity), ε λ, ορίζεται από τη σχέση 4

5 I. (7.7) I Δηλαδή, ε λ είναι ο λόγος της μονοχρωματικής έντασης ακτινοβολίας ενός σώματος στη θερμοκρασία Τ, ως προς αυτή μέλανος σώματος της ίδιας θερμοκρασίας. Σύμφωνα με την (7.7), η μονοχρωματική ικανότητα εκπομπής μέλανος σώματος είναι ε λb =1 για όλα τα μήκη κύματος. Για οποιοδήποτε άλλο σώμα ε λ <1, με το ε λ να εξαρτάται από το μήκος κύματος λ. Το σώμα για το οποίο ε λ < ε λb ονομάζεται φαιό, σε αντιδιαστολή με το μέλαν σώμα. Τα πραγματικά σώματα η συστήματα σωμάτων είναι κατά βάση φαιά, ενώ κάποια από αυτά που έχουν μεγάλο ε λ (>0,9) μπορούν να θεωρηθούν κατά προσέγγιση μέλανα. Σε αυτά ανήκουν ο ήλιος και η γη. Σύμφωνα με το νόμο του Kirckhoff, ισχύει b, (7.8) δηλαδή, η ικανότητα μονοχρωματικής εκπομπής ε λ σώματος ή συστήματος ισούται με την μονοχρωματική ικανότητα απορρόφησης α λ =Α λ /Α λb. Πρακτικά, ο νόμος του Kirckhoff υποδεικνύει ότι υλικά σώματα ή συστήματα που είναι ισχυροί, ή ασθενείς, απορροφητές ακτινοβολίας σε κάποιο μήκος κύματος λ, είναι ισχυροί, ή ασθενείς, εκπομποί ακτινοβολίας στο ίδιο μήκος κύματος. 7.. Ηλιακή Ακτινοβολία Όπως αναφέρθηκε, ο ήλιος είναι η βασική πηγή ενέργειας για τις διεργασίες που συντελούνται στον πλανήτη γη. Ο ήλιος δεν παρουσιάζει κάποια μοναδικότητα, αφού μεταξύ των παρόμοιων δισεκατομμυρίων άστρων του γαλαξία, έχει μια μέση αστρική μάζα και μέγεθος. Όμως ο ήλιος είναι μοναδικός για τη γη, αφού είναι το πλησιέστερο άστρο σε αυτή, ευρισκόμενο σε απόσταση km, η οποία συμβαίνει να είναι η «μαγική» απόσταση που επιβάλλει, σε συνδυασμό και με την ατμόσφαιρά της, θερμοκρασίες στη γη που επιτρέπουν την ύπαρξη ζωής σε αυτή (βλέπε παρακάτω, ενότητα 7.5). Ο ήλιος είναι μια αεριώδης λαμπρή σφαίρα διαμέτρου ~1, km που περιβάλλεται από ένα ορατό φλοιό πάχους μερικών εκατοντάδων χιλιομέτρων, που ονομάζεται φωτόσφαιρα, θερμοκρασίας ~6000 Κ. Η θερμοκρασία της ηλιακής σφαίρας αυξάνεται προς τα βαθύτερα στρώματά της, παίρνοντας τιμές 150 φορές μεγαλύτερες αυτής στη φωτόσφαιρας, οι οποίες απαιτούνται για τη διατήρηση των ατομικών και πυρηνικών αντιδράσεων στο εσωτερικό του ηλίου. Κύρια πηγή της ηλιακής ενέργειας είναι η σύντηξη τεσσάρων ατόμων υδρογόνου σε ένα άτομο ηλίου, 4Η H + δε. Η μικρή ελάττωση μάζας κατά την αντίδραση αυτή μετατρέπεται σε ενέργεια δε, η οποία μεταφέρεται δια ακτινοβολίας και θερμικών ρευμάτων μεταφοράς από το εσωτερικό του ήλιου στην φωτόσφαιρα, οπότε και εκπέμπεται ως ηλεκτρομαγνητική και σωματιδιακή ακτινοβολία στο διαπλανητικό χώρο. Η εκπομπή της ΗΜ ηλιακής ακτινοβολίας είναι κατά προσέγγιση ισοτροπική στο χώρο, με τη γη να συλλέγει μόνο ένα πολύ μικρό κλάσμα αυτής της ενέργειας, ίσο περίπου με το ένα δισεκατομμυριοστό (10-9 ) της ολικής ενέργειας που εκπέμπει ο ήλιος. Το φάσμα της ηλιακής ακτινοβολίας προκύπτει από μετρήσεις με δορυφόρους εκτός της ατμόσφαιρας, και προσεγγίζεται από φάσμα μέλανος σώματος θερμοκρασίας μεταξύ ~5800 και 6000 Κ. Η σχετικά καλή συμφωνία του ηλιακού φάσματος με αυτό μέλανος σώματος επιτρέπει να γίνουν εκτιμήσεις ηλιακών φυσικών ποσοτήτων με βάση τους νόμους εκπομπής μέλανος σώματος που δοθήκαν προηγουμένως. Έτσι, η θερμοκρασία της φωτόσφαιρας μπορεί να εκτιμηθεί από μετρήσεις του μήκους κύματος λ m που αντιστοιχεί το μέγιστο του ηλιακού φάσματος. Λαμβάνοντας υπόψη ότι λ m ~0,48 μm, που αντιστοιχεί στο μπλε χρώμα, η εφαρμογή του νόμου μετατόπισης του Win, λ m Τ=898 μm-k, οδηγεί στην εκτίμηση της θερμοκρασίας, T Φ, της φωτόσφαιρας: T 898 mk / 0,48 m 601 K. Βέβαια, το χρώμα του ήλιου είναι πιο κοντά στο κίτρινο παρά στο μπλε, όπου τοποθετείται η κορυφή του φάσματος. Αυτό οφείλεται στην ασυμμετρία του ηλιακού φάσματος περί τη κορυφή του, έτσι ώστε η ζυγισμένη μέση τιμή της έντασης ακτινοβολίας <Ι λb >, που φτάνει, π.χ., στο ανθρώπινο μάτι, να βρίσκεται σε μήκη κύματος μεγαλύτερα του λ m, δηλαδή προς το κίτρινο. Ψυχρότερα (μεγαλύτερης ηλικίας) του ήλιου 5

6 άστρα εκπέμπουν τη μέγιστη ακτινοβολία τους σε μεγαλύτερα μήκη κύματος και για αυτό εμφανίζονται να έχουν κοκκινωπό χρώμα, σε αντίθεση με νεότερα του ηλίου άστρα, τα οποία είναι πιο θερμά και εμφανίζονται με μπλε απόχρωση. Με βάση την ηλιακή σταθερά, S, η οποία ορίζεται ως η ένταση της ηλιακής ακτινοβολίας που προσπίπτει κάθετα στη μονάδα επιφάνειας στο εξώτερο όριο της ατμόσφαιρας, μπορεί να βρεθεί η ένταση της ηλιακής ακτινοβολίας που εκπέμπει η φωτόσφαιρα. Από μετρήσεις εκτός και εντός της ατμόσφαιρας, όπου στη δεύτερη περίπτωση έχουν γίνει διορθώσεις για την ατμοσφαιρική απορρόφηση και σκέδαση της ηλιακής ακτινοβολίας, προκύπτει ότι ο ετήσιος μέσος όρος της ηλιακής σταθεράς είναι S 1368 Wm -. Στη συνέχεια, θεωρώντας τη φωτόσφαιρα σαν σφαίρα ακτίνας R S =6, m, και παίρνοντας μια ομόκεντρη σφαίρα ακτίνας ίσης με τη μέση απόσταση γηςηλίου d ES =1, m, η διατήρηση της ενέργειας επιβάλει: Ι S 4π(R S ) =S4π(d ES ). Συνεπώς, η ένταση ακτινοβολίας του ηλίου, Ι S, δηλαδή η ενέργεια ανά μονάδα επιφάνειας και χρόνου που εκπέμπει η φωτόσφαιρα είναι: d ES 6 I S S 6,7 10 Wm -. RS Δηλαδή, ένα τετραγωνικό μέτρο της φωτόσφαιρας εκπέμπει 64,3 MW, έτσι ώστε η ολική ένταση ακτινοβολίας ανά μονάδα χρόνου που εκπέμπεται συνολικά από τη φωτόσφαιρα είναι I S 4πR S =3, W. Κάνοντας χρήση του νόμου των StfanBoltzmann, προκύπτει η θερμοκρασία της φωτόσφαιρας: I S 1/ 4 T = (6,7 x 10 6 Wm - / 5.67 x 10-8 Wm - K -4 ) 1/ K. (7.9) Η θερμοκρασία αυτή, η οποία διαφέρει από αυτή που εκτιμήθηκε παραπάνω μέσω της εφαρμογής του νόμου μετατόπισης του Win, προκύπτει υπό τη προϋπόθεση ότι ό ήλιος εκπέμπει ως τέλειο μέλαν σώμα, και ονομάζεται ενεργός θερμοκρασία ακτινοβολίας (ffctiv radiation tmpratur) του ήλιου Φασματικές ζώνες του ηλιακού φάσματος Όπως αναφέρθηκε, από το σύνολο της ΗΜ ενέργειας που εκπέμπει ο ήλιος, ~39% εμπίπτει στην περιοχή του ορατού (0,39 μm <λ<0,76 μm), περίπου 53% βρίσκεται στο υπέρυθρο (λ>0,76 μm), με το υπόλοιπο ~8% στο υπεριώδες (λ<0,39 μm). Ο Πίνακας 7.1 δίνει τις περιοχές και φασματικές ζώνες ακτινοβολίας του ηλίου που εκτείνονται από τις ακτίνες Χ μέχρι τα μικροκύματα (λ~1000 μm). Επίσης στη τρίτη στήλη του πίνακα παρέχεται κατά προσέγγιση το εκατοστιαίο κλάσμα της ηλιακής ακτινοβολίας που εκπέμπεται σε κάθε φασματική ζώνη. Περιοχή φάσματος Φασματική ζώνη μήκους κύματος λ, μm Κλάσμα ηλιακής εκπομπής, % Ακτίνες Χ λ<0,01 0,00005 Ακραίο υπεριώδες 0,01<λ<0,10 0,0003 Μακρινό υπεριώδες 0,10 <λ<0,0 0,01 Υπεριώδες UVC 0,0<λ< 0,8 0,5 Υπεριώδες UVB 0,8<λ<0,3 1,3 Υπεριώδες UVA 0,3<λ<0,39 6, Ορατό 0,39<λ<0,76 39,0 Κοντινό υπέρυθρο 0,76<λ<4,0 5,0 Θερμικό υπέρυθρο 4,0<λ<100,0 0,9 Μακρινό υπέρυθρο 100,0<λ<1000,0 0,09 Πίνακας 7.1. Φασματικές ζώνες της ηλιακής ακτινοβολίας και το αντίστοιχο ποσοστιαίο κλάσμα της ηλιακής εκπομπής. 6

7 Η πλέον ενεργητική ακτινοβολία, που αντιστοιχεί στις ακτίνες Χ, αντιπροσωπεύει ένα πολύ μικρό κλάσμα της ηλιακής ακτινοβολίας, το οποίο απορροφάται πλήρως στην ατμόσφαιρα μέσω φωτοϊονισμού στην ιονόσφαιρα, κυρίως μεταξύ 60 και 150 km. Το υπεριώδες μέρος του ηλιακού φάσματος, 0,01 μm <λ<0,39 μm, χωρίζεται στις ακόλουθες φασματικές περιοχές: (α) τη ζώνη του ακραίου υπεριώδους (xtrm ultraviolt), 0,01 μm <λ<0,10 μm, η ακτινοβολία της οποίας απορροφάται πλήρως στα ανώτερα ύψη κυρίως μέσω φωτοϊονισμού των ατόμων Ο και Ν, (β) τη ζώνη του μακρινού υπεριώδους (far ultraviolt), 0,10 μm <λ<0,0 μm, η ενέργεια της οποίας αναλίσκεται κυρίως στη φωτοδιάσπαση (ή φωτόλυση) του Ο και ΝΟ, (γ) τη περιοχή του κοντινού υπεριώδους (nar ultraviolt) που περιλαμβάνει τρεις ζώνες που είναι γνωστές ως UVC, UVB, UVA. Η ακτινοβολία στο UVC, που είναι η πλέον ενεργητική, έχει μήκη κύματος μεταξύ των 0,0 και 0,8 μm, και απορροφάται πλήρως στην κατώτερη θερμόσφαιρα και στρατόσφαιρα μέσω της φωτόλυσης του Ο και Ο 3, αντίστοιχα. Η ακτινοβολία στη ζώνη UVB απορροφάται κατά 98% στην στρατόσφαιρα μέσω φωτόλυσης του όζοντος, ενώ το υπόλοιπο μικρό ποσοστό φτάνει στην τροπόσφαιρα και το έδαφος όπου συμμετέχει σε φωτοχημικές αντιδράσεις ιχνοστοιχείων (ενότητα 7.4.). Η ακτινοβολία στη ζώνη UVB προκαλεί το μαύρισμα, αλλά και βλάβες, του δέρματος. Η υπεριώδης ακτινοβολία στη ζώνη UVA, η οποία αντιπροσωπεύει το 6,% της ολικής ηλιακής ενέργειας, είναι λιγώτερο αβλαβής και φτάνει στη γη χωρίς να απορροφάται στην ατμόσφαιρα. Το μέγιστο της ηλιακής εκπομπής βρίσκεται στην οπτική περιοχή του φάσματος, με μήκη κύματος μεταξύ 0,39 και 0,76 μm, στην οποία εμπίπτει το 39% της ηλιακής ακτινοβολίας. Ο Πίνακας 7. δίνει τις φασματικές ζώνες που αντιστοιχούν στα διάφορα χρώματα της περιοχής του ορατού, από το ιώδες μέχρι το κόκκινο. Είναι ενδιαφέρον να σημειωθεί ότι η ορατή ηλιακή ακτινοβολία, πέραν ενός ποσοστού που σκεδάζεται και ανακλάται στην ατμόσφαιρα, φτάνει στο έδαφος χωρίς σημαντική απορρόφηση στην ατμόσφαιρα, όπου και απορροφάται. Χρώμα λ, μm Τυπικό λ, μm Ιώδες 0,390-0,455 0,430 Βαθύ μπλε 0,455-0,485 0,470 Ανοικτό μπλε 0,485-0,505 0,495 Πράσινο 0,505-0,550 0,530 κιτρινοπράσινο 0,550-0,575 0,560 Κίτρινο 0,575-0,585 0,580 πορτοκαλί 0,585-0,60 0,600 Κόκκινο 0,60-0,70 0,670 Πίνακας 7.. Μήκη κύματος και αντίστοιχα χρώματα στην οπτική περιοχή του ηλιακού φάσματος. Η περιοχή του ηλιακού υπέρυθρου, σύμφωνα με το Πίνακα 7.1, χωρίζεται σε τρεις ζώνες: (α) Το κοντινό υπέρυθρο (0,76 μm <λ<4,0 μm), όπου εμπίπτει το μεγαλύτερο μέρος (~5%) της εκπεμπόμενης ηλιακής ακτινοβολίας. Μέρος αυτής απορροφάται στην ατμόσφαιρα από τα τριατομικά μόρια του H O, CO και Ο 3, ενώ το υπόλοιπο φτάνει στη γη. (β) Το θερμικό υπέρυθρο (4,0 μm <λ< 100,0 μm) όπου εκπέμπεται λιγότερο του 1% της ηλιακής ενέργειας, με μεγάλο μέρος του να απορροφάται στην ατμόσφαιρα. ( γ) Το μακρινό υπέρυθρο (100 μm < λ < 1000 μm) όπου ο ήλιος εκπέμπει ένα πολύ μικρό μέρος της ενέργειάς του (<0,1%) Ηλιακή Ακτινοβολία στην Ατμόσφαιρα Ακολουθεί μια σύντομη παρουσίαση σχετικά με τις διεργασίες εξασθένισης της ηλιακής ακτινοβολίας στην ατμόσφαιρα. Συνοπτικά, κατά τη διάδοσή της στην ατμόσφαιρα η ΗΜ ηλιακή ακτινοβολία, εξασθενεί λόγω σκέδασης σε μόρια και σωμάτια αιωρημάτων, όπως και λόγω ανάκλασης στις επιφάνειες των νεφών, ενώ παράλληλα επιδρά επί των αερίων συστατικών όπου υφίσταται μοριακή απορρόφηση Σκέδαση της ηλιακής ακτινοβολίας Η σκέδαση (scattring) αφορά την δράση της ακτινοβολίας επί των ηλεκτρικών φορτίων των ατμοσφαιρικών συστατικών και άλλων αιωρούμενων σωματιδίων, η οποία έχει σαν αποτέλεσμα την επανεκπομπή και 7

8 απόκλιση από την διεύθυνση διάδοσής της. Η γωνία σκέδασης, θ, ορίζεται ως αυτή μεταξύ της προσπίπτουσας και σκεδαζόμενης ακτίνας, έτσι π.χ., όταν θ=180 ο τότε πρόκειται για πισωσκέδαση (backscattr). Η σκέδαση της προσπίπτουσας ηλιακής ακτινοβολίας στην ατμόσφαιρα διακρίνεται σε μοριακή σκέδαση, και σκέδαση από μεγαλύτερα σωμάτια, π.χ., αιωρήματα ή σταγονίδια νερού στα νέφη. Ο φυσικός μηχανισμός της σκέδασης αφορά την αλληλεπίδραση της ΗΜ ακτινοβολίας με τα ηλεκτρόνια των μορίων, τα οποία υπό την επίδραση του ηλεκτρικού πεδίου του κύματος ταλαντώνονται περί τη θέση ισορροπίας των με συχνότητα ίση με τη συχνότητα του κύματος. Έτσι, ενεργούν ως στοιχειώδη ηλεκτρικά δίπολα (ηλεκτρονικές κεραίες) που επανεκπέμπουν, και συνεπώς σκεδάζουν την ακτινοβολία σε διάφορες κατευθύνσεις, με προτίμηση κάποιες από αυτές, οι οποίες καθορίζονται από το μήκος κύματος της προσπίπτουσας ακτινοβολίας και το μέγεθος των σκεδαζόντων σωματίων. Ας σημειωθεί, ότι η σκέδαση, σε αντίθεση με την απορρόφηση της ηλιακής ΗΜ ακτινοβολίας (βλέπε παρακάτω), είναι συνεχής (όχι διακριτή) συνάρτηση του μήκους κύματος. Σκέδαση Rayligh. Η σκέδαση Rayligh προκαλείται από μόρια αέρα ή μικρά σωμάτια αιωρημάτων (κυρίως τύπου Aitkn) με ακτίνες r<0,05 μm, δηλαδή σωμάτια τα οποία έχουν διαστάσεις μικρότερες του μήκους κύματος της προσπίπτουσας ακτινοβολίας. Στην περίπτωση αυτή η μονοχρωματική ένταση της σκεδαζόμενης ακτινοβολίας Ι λsc είναι αντιστρόφως ανάλογη της τέταρτης δύναμης του μήκους κύματος λ και ανάλογη της συνάρτησης σκέδασης (1+cos θ), δηλαδή ισχύει: 1 cos I sc I, 4 (7.10) όπου Ι λ είναι η μονοχρωματική ένταση της προσπίπτουσας ακτινοβολίας. Η (7.10) συνεπάγεται ότι η οπτική ακτινοβολία, λόγω του όρου 1/λ 4, σκεδάζεται πολύ περισσότερο στα μικρότερα μήκη κύματος (ιώδες και μπλε) παρά στα μεγαλύτερα (πορτοκαλί και κόκκινο). Όσον αφορά τη γωνία σκέδασης, και σύμφωνα με την (7.10), προκύπτει ότι το σκεδαζόμενο φως είναι ισχυρότερο για γωνίες σκέδασης θ κοντά στις 0 ο και 180 ο, και ασθενέστερο για γωνίες θ κοντά στις 90 ο και 70 ο. Η σκέδαση Rayligh του ηλιακού φωτός στην ατμόσφαιρα είναι υπεύθυνη για το μπλε χρώμα του ουρανού επειδή η σκέδαση του φωτός από τα μόρια του ατμοσφαιρικού θόλου που φτάνει στο παρατηρητή είναι μεγαλύτερη, σύμφωνα με την (7.10), για το μπλε και το ιώδες, παρά το κίτρινο ή κόκκινο χρώμα. Επειδή το ιώδες δεν είναι εύκολα ορατό από το ανθρώπινο μάτι, επικρατεί το μπλε χρώμα. Ο μηχανισμός της σκέδασης του φωτός εξηγεί και άλλους χρωματισμούς στην ατμόσφαιρα, π.χ., το κίτρινοκοκκινωπό χρώμα κατά την ανατολή και δύση του ηλίου. Στις περιπτώσεις αυτές, η ηλιακή ακτινοβολία φτάνει στο παρατηρητή διανύοντας ένα ατμοσφαιρικό οπτικό δρόμο που είναι αρκετά μεγαλύτερος σε σχέση με όλες τις άλλες θέσεις του ηλίου στον ουρανό. Έτσι η εξασθένηση του μπλε και ιώδους χρώματος λόγω σκέδασης είναι ιδιαίτερα αυξημένη στη περίπτωση αυτή, με αποτέλεσμα το κίτρινο και κόκκινο χρώμα του φωτός, που φτάνει στον παρατηρητή, υφίσταται αρκετά μικρότερη σκέδαση και συνεπώς υπερισχύει των άλλων χρωμάτων στην ορατή περιοχή του φάσματος. Σκέδαση Mi. Στη περίπτωση αυτή η σκέδαση του ηλιακού φωτός γίνεται από μεγαλύτερα σωματίδια αιωρημάτων με ακτίνες 0,05 μm <r<1,0 μm, οι οποίες είναι συγκρίσιμες με το μήκος κύματος του ορατού φωτός. Η σκέδαση αυτή είναι επίσης επιλεκτική του μήκους κύματος, με τη σκέδαση των μικρών λ (π.χ., μπλε) να υπερισχύει των μεγαλύτερων (π.χ., κόκκινο), όμως το αποτέλεσμα της σκέδασης Mi με το μήκος κύματος λ είναι αρκετά ασθενέστερο αυτού της περίπτωσης Rayligh. Επίσης η σκέδαση Mi είναι περισσότερο ανισοτροπική στο χώρο, με τα μεγαλύτερα σωμάτια να έχουν αυξημένη σκέδαση προς τα εμπρός (forward), δηλαδή σε διευθύνσεις περί το θ=0. Η ένταση σκέδασης Mi, είναι λιγότερο ισχυρή αυτής τύπου Rayligh, επειδή η συγκέντρωση των σκεδαζόντων σωματιδίων (μεγάλων αιωρημάτων) είναι μικρότερη. Η θεωρητική μαθηματική ανάλυση της σκέδασης Mi είναι εξαιρετικά πολύπλοκη. Τέλος, η σκέδαση από σωματίδια με ακτίνες r>1,0 μm, π.χ., νεφοσταγονίδια και μεγάλα σωμάτια αιωρημάτων ώστε r>λ, είναι σχεδόν ανεξάρτητη του μήκους κύματος, έτσι το σκεδαζόμενο φως στη περίπτωση αυτή εμφανίζεται λευκό, όπως αυτό της προσπίπτουσας ηλιακής ακτινοβολίας. 8

9 7.3.. Μοριακή απορρόφηση της ηλιακής ακτινοβολίας Κάθε μόριο, πέραν από τη μεταφορική του ενέργεια λόγω της κίνησης του στο χώρο, κατέχει ένα καθορισμένο ποσό ενέργειας που οφείλεται κυρίως στην κινητική και ηλεκτροστατική (δυναμική) ενέργεια των ηλεκτρονίων που περιστρέφονται σε συγκεκριμένες τροχιές, ή ενεργειακές στάθμες, γύρω από τον πυρήνα των επιμέρους ατόμων. Επιπλέον υπάρχουν μικρότερα, αλλά επίσης καθορισμένα, ποσά ενέργειας που οφείλονται στη δόνηση (ταλάντωση) των ατόμων περί τις μέσες θέσεις τους στο μόριο, όπως και στην περιστροφή του μορίου περί νοητό άξονα που διέρχεται από το κέντρο μάζας του. Σύμφωνα με την Κβαντική Φυσική, η ενέργεια ενός μεμονωμένου μορίου, και ξεχωριστά η ηλεκτρονική, δονητική και περιστροφική του ενέργεια, είναι όλες κβαντωμένες, δηλαδή είναι πολλαπλάσιες μιας διακριτής ποσότητας, και χαρακτηριστικές της ενεργειακής κατάστασης του μορίου. Συνεπώς, οι μεταβολές της μοριακής ενεργειακής κατάστασης ενός μορίου είναι δυνατές μόνο κατά διακεκριμένα ποσά (κβάντα) ενέργειας. Η κβαντική θεωρία δέχεται ότι η ενέργεια της ΗΜ ακτινοβολίας είναι πολλαπλάσια μιας διακριτής ποσότητας, που αντιπροσωπεύεται από το φωτόνιο, χαρακτηριστικής ενέργειας Ε=hν, όπου h=6,64x10-34 Js είναι η σταθερά του Planck και ν η συχνότητα της ακτινοβολίας. Η συχνότητα, ν, είναι χαρακτηριστική της πηγής εκπομπής της ακτινοβολίας και συνδέεται, σε περίπτωση διάδοσης στο κενό, αλλά και προσεγγιστικά στην ατμόσφαιρα, με το μήκος κύματος λ μέσω της ταχύτητας του φωτός c, ν= c/λ. Επειδή ένα μεμονωμένο μόριο μπορεί να απορροφήσει, και να εκπέμψει, ενέργεια δε σε καθορισμένα διακριτά ποσά (κβάντα) που αντιστοιχούν σε καθορισμένες μεταβολές της ενεργειακής του κατάστασης, το μόριο αυτό μπορεί να αλληλεπιδράσει με ακτινοβολία μόνο ορισμένης συχνότητας ή μήκους κύματος, που υπακούει στη σχέση δε=hν. Έτσι η απορρόφηση (και η εκπομπή) ΗΜ ακτινοβολίας από ένα σύνολο μορίων, όπως στον ήλιο ή τον αέρα, χαρακτηρίζεται από ένα φάσμα γραμμών που αντιστοιχούν σε συχνότητες (μήκη κύματος) για τις οποίες (για τα οποία) είναι δυνατή η αλληλεπίδραση μορίων ύλης και ακτινοβολίας. Για συχνότητες (μήκη κύματος) μεταξύ των γραμμών του φάσματος δεν είναι δυνατή η απορρόφηση, ή εκπομπή, ακτινοβολίας. Οι διαφορές μεταξύ των διακριτών ενεργειακών καταστάσεων περιστροφής ενός μορίου είναι μικρότερες από αυτές των κβάντων των ενεργειών δόνησης, οι οποίες με τη σειρά τους, είναι μικρότερες από τις διαφορές μεταξύ των ηλεκτρονικών ενεργειακών καταστάσεων. Συνεπώς, αν θεωρηθεί ότι φωτόνια συγκεκριμένης ενέργειας (συχνότητας ή μήκους κύματος) μπορεί να απορροφηθούν και να προκαλέσουν αύξηση στη περιστροφική ενέργεια ενός μορίου, τότε απαιτούνται φωτόνια υψηλότερης ενέργειας για μεταβολή της δονητικής ενεργειακής κατάστασης του μορίου, ενώ φωτόνια ακόμη υψηλότερης ενέργειας (μεγαλύτερης συχνότητας ή μικρότερου μήκους κύματος) χρειάζονται για να προκαλέσουν μεταβολές στις ηλεκτρονικές ενεργειακές στάθμες των ατόμων του μορίου. Η μοριακή απορρόφηση στην ατμόσφαιρα που σχετίζεται με μεταβολές στις ηλεκτρονικές τροχιές, απαιτεί ΗΜ ακτινοβολία που αντιστοιχεί στη πλέον ενεργητική περιοχή του ηλιακού φάσματος, δηλαδή στη φασματική περιοχή των ακτίνων Χ και της υπεριώδους ακτινοβολίας. Δονητικές μεταβολές σχετίζονται με ακτινοβολία μικρότερης ενέργειας που εμπίπτει στην περιοχή του ορατού και του κοντινού υπέρυθρου, ενώ μεταβολές της περιστροφικής ενέργειας ενός μορίου μπορεί να προκληθούν από λιγότερο ενεργητική ακτινοβολία που εμπίπτει στη περιοχή του θερμικού υπέρυθρου του φάσματος. Δεδομένου του εύρους του φάσματος της ηλιακής ακτινοβολίας, η απορρόφηση ενέργειας από ένα μόριο μπορεί να αποτελεί συνδυασμό των παραπάνω διεργασιών, δηλαδή να υπάρχουν ταυτόχρονες κβαντικές μεταβολές, ή μεταβάσεις, μεταξύ των ηλεκτρονικών, δονητικών και περιστροφικών, διακριτών ενεργειακών καταστάσεων του μορίου. Στα γραμμικά φάσματα απορρόφησης ή εκπομπής αερίων, οι φασματικές γραμμές παρουσιάζουν κάποια διαπλάτυνση, ή εύρος, που οφείλεται κυρίως στην πίεση και τη θερμοκρασία του αερίου. Η κυριότερη αιτία διεύρυνσης μίας φασματικής γραμμής είναι η αλληλεπίδραση των μορίων ή ατόμων κατά τη διάρκεια των κρούσεων μεταξύ των, που προκαλούν μικρές μεταβολές στις διάφορες ενεργειακές στάθμες και συνεπώς τη διεύρυνση του ενεργειακού φάσματος των απορροφούμενων φωτονίων. Το αποτέλεσμα αυτό είναι γνωστό σαν διεύρυνση λόγω κρούσεων ή διεύρυνση λόγω πίεσης (prssur broadning). Επιπλέον, η θερμοκρασία των μορίων, η οποία καθορίζει την κατανομή των ταχυτήτων τους, η οποία είναι γνωστή ως κατανομή MaxwllBoltzmann (ενότητα 1.6), είναι μια δεύτερη αιτία διαπλάτυνσης μιας φασματικής γραμμής που οφείλεται στο φαινόμενο Dopplr λόγω της μέσης θερμικής ταχύτητας των μορίων. Συνεπώς, το εύρος των γραμμών του φάσματος απορρόφησης ή εκπομπής, αυξάνεται με τη πίεση και θερμοκρασία του αερίου. Η ηλιακή ακτινοβολία που φτάνει την επιφάνεια της γης εξασθενεί λόγω απορρόφησης και σκέδασης στην ατμόσφαιρα, με το βαθμό εξασθένησής της να εξαρτάται από το μήκος κύματος και τα απορροφούντα και σκεδάζοντα συστατικά. Σχετικά με την απορρόφηση, η υπεριώδης ακτινοβολία με μήκος κύματος λ<0,3 9

10 μm απορροφάται πλήρως στην ατμόσφαιρα, κυρίως μέσω των μηχανισμών φωτοδιάσπασης και φωτοϊονισμού που θα συζητηθούν παρακάτω. Η ηλιακή ακτινοβολία στην ορατή περιοχή του φάσματος, πέραν της σκέδασης (τύπου Rayligh και Mi) και, κυρίως, της ανάκλασήςη επί των υδροσταγονιδίων και κρυστάλλων στα νέφη, υφίσταται πολύ μικρή μοριακή απορρόφηση, με αποτέλεσμα το μεγαλύτερο μέρος της να φτάνει στο έδαφος και να απορροφάται από αυτό. Όσον αφορά την υπέρυθρη ακτινοβολία του φάσματος, ένα ικανό μέρος αυτής υφίσταται μοριακή απορρόφηση στην ατμόσφαιρα λόγω δονητικών ενεργειακών μεταβάσεων στα τριατομικά μόρια των υδρατμών, του διοξειδίου του άνθρακα, και του όζοντος, με το υπόλοιπο να φτάνει στη γη. Το Σχήμα 7. συνοψίζει την εξασθένηση που υφίσταται η ηλιακή ακτινοβολία στην ατμόσφαιρα. Η εξωτερική καμπύλη είναι το ηλιακό φάσμα, περίπου ίδιο με αυτό μέλανος σώματος θερμοκρασίας 6000 Κ, όπως μετρείται πριν εισέλθει στην ατμόσφαιρα. Η εσωτερική καμπύλη είναι το ηλιακό φάσμα της ακτινοβολίας που μετρείται στην επιφάνεια της γης. Η μείωση, που εκφράζεται από τη μετατόπιση μεταξύ των δύο καμπύλων, οφείλεται στην εξασθένιση της ηλιακής ΗΜ ακτινοβολίας λόγω των διεργασιών σκέδασης (Rayligh και Mi) και ανάκλασης στα νέφη, ενώ οι γραμμοσκιασμένες περιοχές αποτελούν ζώνες γραμμών απορρόφησης κυρίως των τριατομικών μορίων του H O, CO και δευτερευόντως του O 3. Το νερό σε όλες του τις φάσεις, όπως και το διοξείδιο του άνθρακα, είναι τα κύρια συστατικά υπεύθυνα για την απορρόφηση μεγάλου μέρους της υπέρυθρης ηλιακής ακτινοβολίας (λ>0,76 μm). Σχήμα 7.. Το ηλιακό φάσμα όπως μετρείται εκτός ατμόσφαιρας και στο έδαφος. Η ηλιακή ακτινοβολία απορροφάται στην ατμόσφαιρα πλήρως για μήκη κύματος στο υπεριώδες UVC και σχεδόν όλη στο UVB (λ<0,3 μm). Η ακτινοβολία στο UVA, δηλαδή στο κοντινό υπεριώδες (0,3 μm <λ<0,39 μm), δεν απορροφάται στην ατμόσφαιρα και συνεπώς φτάνει στη γη. Το ορατό μέρος του φάσματος εξασθενεί κυρίως λόγω σκέδασης και ανάκλασης στα νέφη κατά ~30%, με το υπόλοιπο να φτάνει και να απορροφάται στη γη. Το κοντινό υπέρυθρο του ηλιακού φάσματος (0,76 μm<λ< 4,0 μm) υφίσταται σημαντική, αλλά όχι ολική, απορρόφηση στην ατμόσφαιρα από τα τριατομικά μόρια υδρατμών και διοξειδίου του άνθρακα (Το σχήμα προέρχεται από το Handbook of Gophysics and Spac Environmnt, McGrawHill, Nw York, 1965, έχει δε χρησιμοποιηθεί ευρύτατα στη βιβλιογραφία) Φωτοδιάσπαση και φωτοϊονισμός Εκτός των παραπάνω διεργασιών μοριακής απορρόφησης, υπάρχουν δύο επιπλέον θεμελιώδεις διεργασίες, μέσω των οποίων ένα μόριο μπορεί να απορροφήσει ηλεκτρομαγνητική ακτινοβολία: (α) η φωτοδιάσπαση, ή φωτόλυση, μορίων, και (β) ο φωτοϊονισμός μορίων ή ατόμων. Εάν η προσπίπτουσα ΗΜ ακτινοβολία είναι αρκετά ενεργητική, είναι δυνατόν να προκαλέσει διάσπαση των μοριακών δεσμών και δημιουργία ατόμων ή ελαφρότερων μορίων. Αντιδράσεις αυτού του είδους ονομάζονται φωτοχημικές αντιδράσεις φωτοδιάσπασης ή φωτόλυσης. Υπό ορισμένες συνθήκες, αυτές 10

11 μπορεί να είναι αμφίδρομες έτσι ώστε η επανασύνδεση των συστατικών να συνοδεύεται από εκπομπή ακτινοβολίας. Επιπλέον, τα μόρια ή άτομα είναι δυνατόν να απορροφήσουν ηλεκτρομαγνητική ενέργεια και να ιονιστούν. Αυτή η διεργασία φωτοϊονισμού απαιτεί φωτόνια με ενέργεια που υπερβαίνει το δυναμικό ιονισμού, η οποία μπορεί να δράσει επί μορίων ή ατόμων και να αποσπάσει ένα ηλεκτρόνιο από την εξωτερική ηλεκτρονική στοιβάδα. Η ακτινοβολία που απαιτείται για ιονισμό στη ατμόσφαιρα, είναι η πλέον ενεργητική του ηλιακού φάσματος και βρίσκεται κυρίως στο ακραίο και μακρινό υπεριώδες με μήκη κύματος λ<0,15 μm (<150 nm). Υπό ορισμένες συνθήκες μπορεί να λάβει χώρα επανασύνδεση του ηλεκτρονίου οπότε εκπέμπονται φωτόνια, τα οποία έχουν ενέργεια ίση με την ΗΜ ενέργεια ιονισμού. Αντίθετα με τις μεταβολές των κβαντωμένων ενεργειακών καταστάσεων (ηλεκτρονικών, δονητικών και περιστροφικών) που παράγουν γραμμικά φάσματα, οι διεργασίες φωτόλυσης και φωτοϊονισμού δεν χρειάζονται ακτινοβολία συγκεκριμένου μήκους κύματος για να συντελεστούν, αρκεί αυτή να έχει ενέργεια hν που υπερβαίνει το ενεργειακό κατώφλι (thrshold), hν th, φωτόλυσης ή φωτοϊονισμού. Το πλεόνασμα της ενέργειας πέραν του ενεργειακού κατωφλίου, μεταφέρεται σε κινητική ενέργεια των προϊόντων της αντίδρασης, και συνεπώς σε παραγωγή θερμότητας. Η πλέον ενεργητική ηλιακή ακτινοβολία στη περιοχή του υπεριώδους του ηλιακού φάσματος απορροφάται στην ανώτερη ατμόσφαιρα, μέσω φωτοϊονισμού και φωτοδιάσπασης, και συνεπώς είναι υπεύθυνη για τη δημιουργία της ιονόσφαιρας για ύψη άνω των 60 km (ενότητες 1.8 και 7.6), και της οζονόσφαιρας μεταξύ 15 και 65 km (ενότητα 7.4), όπως και των αυξημένων θερμοκρασιών στις περιοχές της θερμόσφαιρας και στρατόσφαιρας (Κεφ. 1). Παρακάτω παρέχονται οι πλέον βασικές φωτοχημικές αντιδράσεις φωτόλυσης και φωτοϊνισμού καθώς και το ενεργειακό κατώφλι μήκους κύματος, ή ενέρεγειας hν, που απαιτείται για αυτές. (α) Το Ο απορροφά ηλιακή ΗΜ ενέργεια με μήκος κύματος λ<0,44 μm και διασπάται σε ατομικό οξυγόνο. Το Ο είναι το επικρατέστερο στοιχείο στα ανώτερα στρώματα της ατμόσφαιρας πάνω από 150 km μέχρι περίπου 800 km. Ο + hν Ο + Ο (λ < 0,44μm). (β) Το Ν απαιτεί πλέον ενεργητική ακτινοβολία απότι το Ο για να διασπαστεί σε δύο άτομα αζώτου, με τη διαφορά ότι η διαδικασία αυτή δεν γίνεται απευθείας, αλλά μέσω μιας προδιάσπασης που μεταφέρει το μοριακό άζωτο σε μια ασταθή κατάσταση, η οποία στη συνέχεια μεταπίπτει και παράγει δύο άτομα αζώτου. Το ενεργειακό κατώφλι που απαιτείται αντιστοιχεί στο λ th =0,17 μm (17 nm). * Ν + hν N N + N (λ < 0,17 μm). (γ) ΗΜ ακτινοβολία με λ<0,140 μm, δηλαδή στο μακρινό και ακραίο υπεριώδες, είναι αρκετά ενεργητική ώστε να προκαλέσει διάφορες αντιδράσεις φωτοϊονισμού, που παράγουν ιόντα και ηλεκτρόνια, όπως: ΝΟ + hν ΝΟ + (λ < 0,1341μm) Ο + hν Ο + (λ < 0,106 μm) Ο + hν Ο + (λ < 0,0910μm) Ν + hν Ν + (λ < 0,085μm) Ν + hν N + (λ < 0,0796 μm). Οι παραπάνω φωτοχημικές αντιδράσεις, που λαμβάνουν χώρα σε ύψη άνω των 100 km, συμπληρώνονται από αντιδράσεις φωτόλυσης μέσω της δράσης της υπεριώδους ακτινοβολίας με λ<0,3 μm, που διενεργούνται στην στρατόσφαιρα διά της διάσπασης του όζοντος (Ο 3 ). Η περίπτωση του Ο 3 θα εξεταστεί με λεπτομέρεια στην ενότητα

12 Η φωτοχημική δράση της ηλιακής ακτινοβολίας στην ανώτερη ατμόσφαιρα μεταβάλλει τη σύσταση της ατμόσφαιρας στα ύψη αυτά, και, σε συνέργεια με τη διεργασία της μοριακής διάχυσης και βαρυτικού διαχωρισμού που περιγράφθηκε στα δύο πρώτα κεφάλαια του βιβλίου, συντελεί στον σχηματισμό της ετερόσφαιρας (z>100 km), της οποίας η χημική σύσταση, σε αντίθεση με την ομόσφαιρα (z<100 km), μεταβάλλεται με το ύψος. Θα πρέπει επίσης να σημειωθεί ότι όλες οι παραπάνω φωτοχημικές αντιδράσεις είναι εξώθερμες και συνεπώς υπεύθυνες για τις υψηλές θερμοκρασίες της θερμόσφαιρας. Αυτό γίνεται προφανές από τον ημερήσιο κύκλο των θερμοσφαιρικών θερμοκρασιών, όπου πολύ υψηλότερες θερμοκρασίες παρατηρούνται κατά τη διάρκεια της ημέρας, λόγω απορρόφησης της υπεριώδους ηλιακής ακτινοβολίας, έτσι η θερμοκρασία της θερμόσφαιρας μπορεί να μεταβάλλεται από ~500 Κ έως ~000 Κ μεταξύ ημέρας και νύκτας Μεταβολή του ρυθμού απορρόφησης ακτινοβολίας με το ύψος Η εξασθένηση της ορατής ηλιακής ακτινοβολίας λόγω μοριακής απορρόφησης στην ατμόσφαιρα, πέραν κάποιων ασθενών γραμμών Ο 3 και Ο, είναι πολύ μικρή. Αντίθετα, η υπεριώδης ηλιακή ακτινοβολία, με μήκη κύματος λ<0,3 μm, απορροφάται πλήρως στην ατμόσφαιρα, κυρίως διαμέσου φωτοχημικών αντιδράσεων φωτοδιάσπασης και φωτοϊονισμού. Για την περιγραφή της απορρόφησης της υπεριώδους ακτινοβολίας ακολουθείται ένα μοντέλο στο οποίο η προσπίπτουσα ΗΜ ακτινοβολία αλληλεπιδρά με τα αέρια συστατικά και απορροφάται σύμφωνα με τις διεργασίες που αναφέρθηκαν παραπάνω. Επιπλέον, δεδομένου ότι η πυκνότητα της ατμόσφαιρας μειώνεται με το ύψος, όσο βαθύτερα εισχωρεί η ηλιακή ακτινοβολία τόσο αυξάνει η συγκέντρωση των μορίων που την απορροφούν. Συνεπώς, μια μονοχρωματική ροή ακτινοβολίας Ι λ που εισέρχεται στην ατμόσφαιρα και αρχίζει να απορροφάται από κάποιο ατμοσφαιρικό συστατικό, θα εξασθενεί συνεχώς αυξανομένου του βάθους εισχώρησης. Ο ρυθμός απορρόφησης της μονοχρωματικής ροής ακτινοβολίας με το ύψος, dι λ /dz, αναμένεται να βαίνει αυξανόμενος μέχρι κάποιο βάθος πέραν του οποίου μειώνεται σαν αποτέλεσμα του συνδυασμού της μείωσης της έντασης της ακτινοβολίας λόγω της απορρόφησής της, και της συνεχούς αύξησης με το βάθος, της συγκέντρωσης των μορίων που την απορροφούν. Το ύψος στο οποίο η ένταση της διεισδύουσας ακτινοβολίας μειώνεται στο 1/ (όπου =,71 είναι η βάση των νεπέριων λογαρίθμων) της αρχικής της τιμής της στο εξώτερο όριο της ατμόσφαιρας, ονομάζεται βάθος διείσδυσης (pntration dpth) η οπτικό βάθος (optical dpth). Όπως θα δειχθεί παρακάτω, το βάθος διείσδυσης αντιστοιχεί στο ύψος του μέγιστου ρυθμού απορρόφησης (dι λ /dz) max, υπό τη προϋπόθεση ότι η συγκέντρωση των μορίων που απορροφούν την ακτινοβολία μειώνεται εκθετικά με το ύψος, συνθήκη που ισχύει για ισόθερμη ατμόσφαιρα (Κεφ. ). Η παραπάνω ποιοτική περιγραφή της μεταβολής της απορρόφησης της ηλιακής ακτινοβολίας με το ύψος, μπορεί να εκφραστεί αναλυτικά μέσω του μοντέλου Chapman, το οποίο στην απλούστερη μορφή του περιλαμβάνει τα εξής στοιχεία: (α) Η ακτινοβολία είναι μονοχρωματική, της οποίας η ένταση Ι λ είναι μέγιστη, Ι λ, στο εξώτερο όριο της ατμόσφαιρας, ενώ, για απλότητα, θεωρείται ότι προσπίπτει κάθετα στην ατμόσφαιρα. (β) Υπάρχει μόνο ένα είδος μορίων που απορροφά την ακτινοβολία, του οποίου η συγκέντρωση, n, ελαττώνεται εκθετικά με το ύψος z, n n xp( z / ), (7.11) 0 H όπου n 0 είναι η συγκέντρωση στο ύψος z=0, ενώ Η είναι η κλίμακα ύψους η οποία εδώ λαμβάνεται σταθερή. Η χρήση της εκθετικής σχέσης προϋποθέτει ότι η ατμόσφαιρα είναι ισόθερμος, υπόθεση που μπορεί να ισχύει, στη καλλίτερη περίπτωση, μόνο κατά προσέγγιση. (γ) Η απορρόφηση της ακτινοβολίας υπακούει στο νόμο του Br (π.χ., Iribarn J. V., and Cho H.R., 1980, και Wallac J. M., and Hobbs P. V., 007), σύμφωνα με τον οποίο ο ρυθμός μείωσης με το ύψος της μονοχρωματικής έντασης ακτινοβολίας, dι λ /dz, είναι ανάλογος της έντασης, I λ, και της αριθμητικής πυκνότητας (συγκέντρωσης), n, στο ύψος z, δηλαδή ισχύει: di acsi n, (7.1) dz 1

13 όπου ο συντελεστής αναλογίας a cs είναι η ενεργός διατομή απορρόφησης (ffctiv absorption cross sction), η οποία έχει διαστάσεις επιφάνειας (m ) και είναι χαρακτηριστική του είδους των απορροφούντων μορίων και του μήκους κύματος της προσπίπτουσας ακτινοβολίας. Επειδή η ακτινοβολία κατευθύνεται προς τη γη, οι στοιχειώδεις μεταβολές di λ και dz είναι αρνητικές, αφού η ένταση ακτινοβολίας μειώνεται με το βάθος και ο άξονας των υψών z λαμβάνεται θετικός προς τα πάνω, συνεπώς dι λ /dz >0. Ολοκλήρωση της (7.1) μεταξύ και ύψους z, δίνει: I I xp( a cs n 0 H z / H ) I a cs n t, (7.13) όπου ( z / H ) n( t) ndz Hn0 Hn (7.14) z Λαμβάνοντας υπόψη ότι ο ρυθμός απορρόφησης με το ύψος είναι q=dι λ /dz, αντικατάσταση της (7.13) στην (7.1) δίνει z z / H q qo xp acsnoh, (7.15) H όπου q 0 = a cs n 0 Ι λ. Στην (7.15) η ποσότητα q μεγιστοποιείται όταν ο εκθέτης παίρνει την ελάχιστη τιμή του, το οποίο αποδεικνύεται (βλέπε Άσκηση 7.3) ότι συμβαίνει στο ύψος: z H ln( a n H ). m cs 0 (7.16) Το ύψος z m αντιπροσωπεύει το βάθος διείσδυσης, ή οπτικό βάθος, στο οποίο η μονοχρωματική ένταση ακτινοβολίας Ι λ =Ι λ / = 0,37Ι λ. Σχήμα 7.3. Η μεταβολή του ρυθμού απορρόφησης με το ύψος, di λ /dz, προσπίπτουσας μονοχρωματικής έντασης ακτινοβολίας Ι λ, που απορροφάται σε ισόθερμη ατμόσφαιρα από ένα αέριο συστατικό αριθμητικής συγκέντρωσης n. Τα προφίλ, δηλαδή οι μεταβολές με το ύψος, των n(z), Ι λ (z) και q(z), που εκφράζονται από τις εξισώσεις (7.11), (7.13) και (7.15) απεικονίζονται στο Σχήμα 7.3. Οι μεταβολές αυτές βρίσκονται σε 13

14 αντιστοιχία με τη ποιοτική περιγραφή της μεταβολής της απορρόφησης της υπεριώδους ακτινοβολίας με το ύψος, όπως παρατέθηκε στην αρχή της παρούσας ενότητας. Θα πρέπει να σημειωθεί ότι η εικόνα στο Σχήμα 7.3 δεν ισχύει για το όζον, επειδή η συγκέντρωση του όζοντος, το οποίο απαντάται κυρίως μεταξύ 0 και 60 km, δεν μεταβάλλεται εκθετικά με το ύψος (ενότητα 7.4). Το Σχήμα 7.4 συνοψίζει τα βασικά χαρακτηριστικά της απορρόφησης της υπεριώδους ακτινοβολίας στην ατμόσφαιρα συναρτήσει του ύψους, σε σχέση με τα αέρια συστατικά που απορροφούν την ακτινοβολία. Όπως φαίνεται στο Σχήμα 7.4, το οποίο απεικονίζει το βάθος διείσδυσης, z m, συναρτήσει του μήκους κύματος, η πλέον ενεργητική ηλιακή ακτινοβολία απορροφάται στα μεγαλύτερα ύψη, έχοντας βάθη διείσδυσης z m περί τα 150 km. Αυτό οφείλεται κυρίως στη φωτόλυση του Ν (λ<0,17 μm) και το φωτοϊονισμό των ατόμων Ν και Ο, που απαιτεί ενεργητικά φωτόνια με μήκη κύματος μικρότερα των 0,091 μm και 0,0796 μm, αντίστοιχα. Η φωτόλυση του Ο και ο φωτοϊονισμός του ΝΟ επικρατεί στην ζώνη του υπεριώδους με μήκη κύματος μεταξύ 0,10 μm και 0,4 μm όπου τα αντίστοιχα βάθη διείσδυσης κυμαίνονται μεταξύ 90 και 10 km. To όζον είναι το μόνο στοιχείο που απορροφά φωτόνια με ενέργειες μικρότερες του κατωφλίου φωτόλυσης του μοριακού οξυγόνου, δηλαδή ακτινοβολία με λ>0,44 μm, ή ενέργειας hν μεγαλύτερης των 5,13 V. Επειδή το όζον έχει το μέγιστο της συγκέντρωσής του στην στρατόσφαιρα, το βάθος διείσδυσης z m, για μήκη κύματος μεταξύ 0,0 και 0,3 μm, πλησιάζει τα 40 km. Τέλος, όπως φαίνεται στο Σχήμα 7.4, η περιοχή του φάσματος μεταξύ ~0,110 και 0,130 μm, όπου το βάθος διείσδυσης δεν καθορίζεται επακριβώς και υπόκειται σε απότομες μεταβολές, είναι γνωστό σαν οπτικό παράθυρο, όπου η απορρόφηση της προσπίπτουσας ακτινοβολίας είναι μειωμένη. Είναι ενδιαφέρον ότι στο παράθυρο αυτό εμπίπτει η ακτινοβολία Lyman α, που αντιπροσωπεύει μια ισχυρή γραμμή ηλιακής εκπομπής του ατομικού υδρογόνου με λ=0,11 μm. Η Lyman α η οποία έχει μεγάλο βάθος διείσδυσης, ~70 km, είναι υπεύθυνη για τον φωτοϊονισμό στα ύψη αυτά ιχνών μονοξειδίου του αζώτου (ΝΟ), με αποτέλεσμα την ενίσχυση της περιοχής D της ιονόσφαιρας κατά τη διάρκεια της ημέρας (ενότητα 7.6). Σχήμα 7.4. Βάθος διείσδυσης της υπεριώδους ηλιακής ακτινοβολίας στην ατμόσφαιρα, και τα αντίστοιχα κύρια αέρια συστατικά μοριακής απορρόφησης. Το σχήμα αυτό χρησιμοποιείται ευρύτατα στη βιβλιογραφία (δημοσιεύτηκε από τον H. Fridman, στο άρθρο Th Sun s ionizing radiation, στο τόμο Physics of th Uppr Atmosphr, Acadmic Prss, 1960) Όζον και Ηλιακή Ακτινοβολία Η κατανομή του Ο 3 στη ατμόσφαιρα μπορεί να μετρηθεί μέσω χημικών και φασματοσκοπικών μεθόδων. Οι μετρήσεις αυτές δείχνουν ότι το όζον εντοπίζεται κυρίως στην στρατόσφαιρα, μεταξύ 15 και 60 km, με το μέγιστο της συγκέντρωσής του να βρίσκεται κοντά στα 5 km. Το προφίλ του Ο 3, δηλαδή η μεταβολή της 14

15 συγκέντρωσης Ο 3 με το ύψος, υπόκειται σε μεγάλη χρονική και χωρική μεταβλητότητα. Παρακάτω, δίνεται η βασική ερμηνεία της μέσης κατανομής του όζοντος με το ύψος, που στηρίζεται στις διεργασίες παραγωγής και απώλειάς του. Η παραγωγή του Ο 3 στην ατμόσφαιρα εξαρτάται από τη φωτόλυση του Ο, που λαβαίνει χώρα άνω των 15 km, έχοντας το μέγιστο ρυθμό απόδοσης στα 110 km (βλέπε Σχήμα 7.4). Όπως ήδη αναφέρθηκε, η φωτόλυση του Ο υπακούει στην αντίδραση Ο + hν Ο + Ο, η οποία απαιτεί ενέργειες φωτονίων που αντιστοιχούν σε μήκη κύματος λ<0,44 μm. Το ατομικό οξυγόνο που παράγεται από τη φωτοδιάσπαση του Ο αντιδρά με το μοριακό οξυγόνο και παράγει όζον μέσω της τριπλής κρούσης: Ο 3 + Ο + Μ Ο + Μ*, (7.17) όπου το σύμβολο Μ υποδηλώνει ένα τρίτο ουδέτερο αέριο συστατικό (συνήθως ένα μόριο αζώτου λόγω της αφθονίας του), που δρα καταλυτικά ώστε να αποσύρει την ενέργεια που εκλύεται (Μ*) από την εξώθερμη αντίδραση (7.17). Χωρίς τη τριπλή κρούση της (7.17) το Ο 3 είναι ασταθές και επαναδιασπάται γρήγορα. Η (7.17) οδηγεί στην παραγωγή Ο 3 κυρίως στα μικρότερα ύψη, όπου η αυξημένη ατμοσφαιρική πυκνότητα εκεί αυξάνει τη πιθανότητα της τριπλής κρούσης που απαιτείται ώστε να λάβει χώρα η αντίδραση (7.17). Το παραγόμενο Ο 3 δεν επιζεί για πολύ ελεύθερο στην ατμόσφαιρα. Οι δύο πλέον σημαντικές αντιδράσεις διάσπασης του στρατοσφαιρικού όζοντος είναι: Ο + Ο3 Ο + Ο, (7.18) Και, κυρίως, η φωτολυτική αντίδραση μέσω της υπεριώδους ηλιακής ακτινοβολίας Ο 3 + hν Ο + Ο (λ < 0,3 μm). (7.19) Η (7.19) είναι υπεύθυνη για την απορρόφηση της επιβλαβούς για τη βιόσφαιρα υπεριώδους ηλιακής ακτινοβολίας στις ζώνες UVC και UVB, για μήκη κύματος λ<0,3 μm. Οι παραπάνω αντιδράσεις θεωρούνται ως κύριες, με την ακριβή φωτοχημεία του στρατοσφαιρικού Ο 3 να είναι εξαιρετικά πολύπλοκη. Από τα προηγούμενα προκύπτει ότι το Ο 3 αναμένεται να έχει μεγαλύτερη συγκέντρωση: (α) στα μικρότερα ύψη, επειδή η πιθανότητα τριπλής κρούσης που απαιτείται στην (7.17) μειώνεται με το ύψος, και (β) στα μεγαλύτερα ύψη, επειδή η συγκέντρωση του Ο που απαιτείται για την παραγωγή του Ο 3 (βλέπε Εξ. 7.17) αυξάνεται με το ύψος. Η συνθήκη (β) οφείλεται στο ότι η ένταση της ακτινοβολίας που προκαλεί τη διάσπαση του Ο εξασθενεί στα κατώτερα ύψη, επειδή το μεγαλύτερο μέρος της έχει ήδη απορροφηθεί στα ανώτερα στρώματα (ενότητα 7.3.4). Συνδυασμός των (α) και (β), όπως και των αντιδράσεων απώλειας του Ο 3 αφού σε αυτές υπεισέρχεται και το ατομικό οξυγόνο, οδηγεί στο βασικό συμπέρασμα ότι για συνθήκες φωτοχημικής ισορροπίας (παραγωγή = απώλεια), το μέγιστο της συγκέντρωσης του Ο 3 τοποθετείται μεταξύ των μικρών και μεγάλων υψών. Το ύψος αυτό στα μέσα πλάτη είναι κοντά στα 5 με 30 km Μείωση του στρατοσφαιρικού όζοντος Οι παραπάνω αντιδράσεις παραγωγής και απώλειας του όζοντος οδηγούν σε μια σταθερή μέση συγκέντρωση του στρατοσφαιρικού όζοντος σε παγκόσμιο επίπεδο. Όμως, τις τελευταίες δεκαετίες έχει δημιουργηθεί ενδιαφέρον και ανησυχία σχετικά με τη καταστροφική δράση επί του στρατοσφαιρικού όζοντος χημικών ενώσεων ανθρωπογενούς προέλευσης. Οι ενώσεις αυτές, που είναι αδρανείς στη τροπόσφαιρα, μπορεί να φτάσουν στη στρατόσφαιρα όπου διασπώνται υπό την επίδραση της υπεριώδους (UV-C και UV-B) ηλιακής ακτινοβολίας, με τα προϊόντα που απελευθερώνονται να αντιδρούν με το Ο 3 προκαλώντας την ελάττωση της συγκέντρωσής του. Η αραίωση αυτή του στρατοσφαιρικού στρώματος όζοντος μπορεί να έχει βλαπτικές συνέπειες για τη βιόσφαιρα της γης. Ένα από τα αέρια στοιχεία που διασπούν το όζον είναι τα άτομα χλωρίου τα οποία απελευθερώνονται από μόρια χλωροφθορανθράκων που διασπώνται φωτολυτικά στην στρατόσφαιρα υπό την επίδραση υπεριώδους ηλιακής ακτινοβολίας με μήκη κύματος μεταξύ 0,19 και 0,1 μm. Οι κύριοι χλωροφθοράνθρακες που υπεισέρχονται σε αυτή τη διεργασία είναι το CFC1, που χρησιμοποιείται σαν προωθητικό στα φιαλίδια ψεκασμού (sprays), και το CF Cl 3, που χρησιμοποιείται σαν ψυκτικό. Και οι δύο ουσίες, οι οποίες απελευθερώνονται μέσω βιομηχανικών χρήσεων, είναι χημικά αδρανείς και έχουν πολύ μεγάλο χρόνο ζωής. 15

16 Συνεπώς κάποιες ποσότητες των παραπάνω χλωροφθορανθράκων μπορούν να μεταφερθούν σταδιακά στη στρατόσφαιρα μέσω ανοδικών ρευμάτων και αέριας μίξης, όπου διασπώνται από τη δράση της ενεργητικής υπεριώδους ακτινοβολίας, ελευθερώνοντας άτομα Cl. Το χλώριο που εκλύεται στη στρατόσφαιρα μέσω φωτόλυσης των χλωροφθοροανθράκων διασπά και καταστρέφει το Ο 3 μέσω του παρακάτω κύκλου αντιδράσεων: Cl + O O 3 3 ClO + O + hν (λ < 0,3 μm) O ClO + O Cl + O Το τελικό αποτέλεσμα των αντιδράσεων αυτών είναι η καταστροφή δύο μορίων όζοντος και η παραγωγή τριών μορίων οξυγόνου (Ο 3 + hν 3Ο ), ενώ το C1 αναπαράγεται και παραμένει χημικά ενεργό, εισερχόμενο σε ένα δεύτερο κύκλο αντιδράσεων, κ.ο.κ. Ο κύριος μηχανισμός καταστροφής του C1 πιστεύεται ότι είναι ο σχηματισμός HC1 μέσω δέσμευσης ενός ατόμου Η από μόρια υδρογονανθράκων, τα οποία επίσης υπάρχουν σε ίχνη στη στρατόσφαιρα. Εν συνεχεία, το HC1 σταδιακά μπορεί να περάσει στη τροπόσφαιρα όπου και αποβάλλεται μέσω βροχοπτώσεων. Ένα άλλο μόριο που καταστρέφει το όζον, με το ίδιο τρόπο όπως το Cl, είναι το μονοξείδιο του αζώτου, ΝΟ. Αυτό σχηματίζεται στην στρατόσφαιρα από την διάσπαση του υποξειδίου του αζώτου, Ν Ο, που αντιδρά με ατομικό οξυγόνο για να δώσει μονοξείδιο του αζώτου: Ν Ο + Ο ΝΟ. Όσον αφορά την προέλευση του Ν Ο, αυτό αρχικά σχηματίζεται στο έδαφος από βακτηρίδια που ενεργούν σε αζωτούχα λιπάσματα, και, επειδή είναι αδρανές μπορεί, μέρος αυτού, να μεταφερθεί σταδιακά στην στρατόσφαιρα. Επίσης, το ΝΟ εκλύεται στις εξατμίσεις υπερηχητικών αεροπλάνων που πετούν κοντά στην τροπόπαυση. Ο κύκλος αντιδράσεων μέσω του οποίου το ΝΟ καταστρέφει το Ο 3, είναι ανάλογος αυτού του C1: NO + O O 3 NO + hν (λ < 0,3 μm) O 3 NO + O NO + O Το καθαρό αποτέλεσμα αυτών των αντιδράσεων είναι, όπως και προηγούμενα, Ο 3 + hν 3Ο, ενώ το ΝΟ αναπαράγεται και συνεχίζει να συμμετέχει στην καταστροφή του Ο 3. Η κύρια διεργασία αποβολής του ΝΟ από την στρατόσφαιρα πιστεύεται ότι είναι η μεταφορά του μέσω καθοδικών αέριων ρευμάτων και τύρβης προς τα κατώτερα στρώματα, όπου και αποβάλλεται μέσω βροχοπτώσεων. Ο ανησυχία που έχει δημιουργηθεί τα τελευταία χρόνια από τις διαπιστώσεις, μέσω μετρήσεων, για συστηματικές μειώσεις, η τρύπες, του στρατοσφαιρικού όζοντος, οδήγησε στη σύναψη διεθνών συνθηκών που απαγορεύουν τη βιομηχανική χρήση χλωροφθορανθράκων. Όμως, παρά τα μέτρα αυτά και τη βελτίωση του προβλήματος, η απελευθέρωση ουσιών καταστρεπτικών για το Ο 3 συνεχίζεται παγκόσμια, π.χ., η συνεχής αύξηση της χρήσης αζωτούχων λιπασμάτων οδηγεί σε συνεχή απελευθέρωση οξειδίων του αζώτου από το έδαφος. Το πρόβλημα αντιμετώπισης της καταστροφής του όζοντος δεν έχει εύκολες λύσεις και απαιτεί διεθνή επιστημονική και κρατική επαγρύπνηση, όπως και ευαισθητοποίηση του κόσμου.. O Φωτοχημική ρύπανση και τροποσφαιρικό όζον Το μεγαλύτερο ποσοστό (>95%) της υπεριώδους ακτινοβολίας, το οποίο εμπίπτει στην ζώνη UVA μεταξύ 0,3 και 0,39 μm, δεν απορροφάται στην ατμόσφαιρα και φτάνει στη γη. Ενώ η ακτινοβολία αυτή είναι αβλαβής για τη βιόσφαιρα, μπορεί να προκαλέσει φωτοχημικές αντιδράσεις στα κατώτερα στρώματα με ιχνοστοιχεία αερίων ανθρωπογενούς προέλευσης, οι οποίες παράγουν αέρια που συμβάλλουν στη ρύπανση της ατμόσφαιρας. Μια κύρια ομάδα ιχνοστοιχείων που μετέχουν στις παραπάνω φωτοχημικές αντιδράσεις, είναι οργανικά μόρια υδρογονανθράκων, π.χ., ατμοί υγρών καυσίμων, όπως και οξείδια του αζώτου, ΝΟ και ΝΟ, τα οποία παράγονται κυρίως στις βενζινοκίνητες μηχανές κατά την καύση σε υψηλές θερμοκρασίες. Ένα από τα κύρια στοιχεία ρύπανσης που παράγονται από τέτοιου τύπου φωτοχημικές αντιδράσεις κοντά στην επιφάνεια της γης, είναι το όζον, το οποίο έχει ισχυρές οξειδωτικές και τοξικές ιδιότητες και προκαλεί βλάβες σε βιολογικούς ιστούς, όπως και στους πνεύμονες.. + O + O 16

17 Ένας κύκλος χημικών αντιδράσεων που παράγει επιβλαβές όζον στα κατώτατα ατμοσφαιρικά στρώματα, και κυρίως σε περιοχές όπου υπάρχει μεγάλη παραγωγή οξειδίων του αζώτου, όπως στα κέντρα μεγαλουπόλεων λόγω της αυξημένης κυκλοφορίας αυτοκινήτων, έχει ως εξής: NO O O 3 + hν (λ < 0,40 μm) NO + O* + O* M O + NO NO 3 + M * + O Το ουδέτερο στοιχείο Μ (κυρίως μοριακό άζωτο) παίζει καταλυτικό ρόλο. Η πρώτη αντίδραση είναι εξώθερμη που ενεργοποιεί κινητικά το παραγόμενο άτομο οξυγόνου, Ο*. Μετά τη φωτολυτική απελευθέρωσή του, το Ο* αντιδρά ταχύτατα με μοριακό οξυγόνο διαμέσου μιας τριπλής κρούσης για να δημιουργήσει όζον. Είναι ενδιαφέρον ότι το παραγόμενο όζον αντιδρά με ΝΟ για να δημιουργήσει πάλι διοξείδιο του αζώτου, ΝΟ, το οποίο και λαμβάνει μέρος σε ένα νέο κύκλο παραγωγής όζοντος, κ.ο.κ. Παρά το γεγονός ότι οι παραπάνω τρεις αντιδράσεις, αν προστεθούν, δεν συντελούν σε καθαρή παραγωγή όζοντος, στη πράξη λαμβάνει χώρα συσσώρευση Ο 3 σε επίπεδα που αντιστοιχούν σε μια σταθερή κατάσταση (stady stat). Αυτό οφείλεται στο γεγονός ότι η συγκέντρωση του ΝΟ είναι μικρότερη του ΝΟ, για τον επιπλέον λόγο ότι το ΝΟ μπορεί, μέσω άλλων αντιδράσεων, να οξειδωθεί και να δώσει ΝΟ. Η παραπάνω φωτοχημική ρύπανση απαντάται σε βιομηχανικές περιοχές και στις ώρες κυκλοφοριακής αιχμής σε μεγάλες πόλεις. Σοβαρά επεισόδια φωτοχημικής ρύπανσης επικρατούν συχνότερα σε κάποιες περιοχές, όπως π.χ. στην Αθήνα, όπου πέραν των μεγάλων συγκεντρώσεων πρωτογενών ρύπων, όπως τα οξείδια του αζώτου, επικρατούν και ειδικές μετεωρολογικές συνθήκες, π.χ., σταθερά βαρομετρικά υψηλά και ασθενείς άνεμοι. Αυτές οι συνθήκες ευνοούν την επικράτηση καταστάσεων θερμοκρασιακής αναστροφής και ισχυρής ατμοσφαιρικής ευστάθειας (βλέπε ενότητα ), που συντελούν στη παγίδευση των εκπεμπόμενων ρύπων στο στρώμα αναστροφής αυξάνοντας τη συγκέντρωσή τους σε υψηλά, και συχνά επικίνδυνα για την υγεία, επίπεδα Γήινη Ακτινοβολία H ηλιακή σταθερά, S=1368 Wm -, ορίσθηκε ως η μέση ένταση ακτινοβολίας, δηλαδή η ενέργεια ανά μονάδα χρόνου και επιφάνειας, που προσπίπτει στα εξώτερα όρια της ατμόσφαιρας. Συνεπώς, η ολική ενέργεια ανά μονάδα χρόνου, δηλαδή η ισχύς της ακτινοβολίας, που προσπίπτει στο σύστημα γηςατμόσφαιρας είναι S(πr ), όπου r είναι η ακτίνα της σφαίρας γηςατμόσφαιρας και πr η διατομή της κάθετα στη προσπίπτουσα ακτινοβολία. Επειδή η σφαίρα γηςατμόσφαιρας περιστρέφεται, η προσπίπτουσα ενέργεια επί της καθέτου διατομής της επιμερίζεται σε όλη την επιφάνειά της, 4πr. Επομένως, η μέση ισχύς ΗΜ ακτινοβολίας που προσπίπτει στη μονάδα επιφάνειας του συστήματος γηςατμόσφαιρας, είναι: I Sr 4r S 4 34 Wm -. (7.0) Σύμφωνα με τα προηγούμενα, ένα μέρος της Ι απορροφάται ενώ το υπόλοιπο επιστρέφει λόγω σκέδασης και ανάκλασης στο διάστημα. Το κλάσμα της ακτινοβολίας που επιστρέφει στο διάστημα συνολικά, λόγω ανάκλασης και σκέδασης, ονομάζεται Αlbdo, A. Η μέση τιμή του Αlbdo για το σύστημα γηςατμόσφαιρας κυμαίνεται μεταξύ 0,9 0,31 (931%), με τη τιμή Α 0,30 να χρησιμοποιείται συνήθως στη βιβλιογραφία. Αν υποτεθεί ότι το σύστημα γηςατμόσφαιρας, που απορροφά το I (1-Α) της προσπίπτουσας ηλιακής ακτινοβολίας, βρεθεί σε κατάσταση ακτινοβολικής ισορροπίας ώστε να ακτινοβολεί θερμικά ως μέλαν σώμα, η ενεργός θερμοκρασία του T ΕΑ, δίνεται από το νόμο των StfanBoltzmann, T TE I 1/ 4 ( 1 A) 8 4 1/ 4 (34 0,70 Wm / 5,67 10 Wm K ) 55 K ( 18 (7.1) 17

18 Στη συνέχεια, αν εφαρμοστεί ο νόμος μετατόπισης του Win για μέλαν σώμα θερμοκρασίας Τ=55 Κ, το μέγιστο εκπομπής του φάσματος αντιστοιχεί στο μήκος κύματος EAm ( 898 μmk / 55 K) 11,4 μm. (7.) Ως συνέπεια του νόμου μετατόπισης του Win, το φάσμα εκπομπής μέλανος σώματος του συστήματος γηςατμόσφαιρας τοποθετείται στο θερμικό υπέρυθρο, συγκρινόμενο με το ηλιακό φάσμα που καταλαμβάνει το ορατό και κοντινό υπέρυθρο του ΗΜ φάσματος. Κατά βάση, η ενέργεια ακτινοβολίας του ηλιακού φάσματος περιορίζεται σε μήκη κύματος λ<4 μm, ενώ το σύνολο σχεδόν της γήινης ακτινοβολίας εκπέμπεται στην περιοχή του θερμικού υπέρυθρου, μεταξύ 4 μm και 100 μm, ώστε οι δύο φασματικές κατανομές να επικαλύπτονται ελάχιστα. Το Σχήμα 7.5 παρουσιάζει τα φάσματα εκπομπής μέλανος σώματος θερμοκρασίας 5800 Κ (ηλίου) και 55 Κ (πλανήτη γη), με τα φάσματα αυτά να έχουν υπολογιστεί από τον νόμο του Planck (Εξίσωση 7.3). Λόγω της συστηματικής μετατόπισης και διαχωρισμού των φασμάτων ως προς το μήκος κύματος, η ηλιακή ακτινοβολία χαρακτηρίζεται συχνά με τον όρο ακτινοβολία βραχέων κυμάτων, σε αντίθεση με τη γήινη ακτινοβολία που χαρακτηρίζεται ως ακτινοβολία μακρών κυμάτων (θα πρέπει να σημειωθεί ότι οι όροι αυτοί δεν έχουν σχέση με τους αντίστοιχους όρους που χρησιμοποιούνται στα ραδιοκύματα, και τη ραδιοφωνία). Σχήμα 7.5. Φάσματα ακτινοβολίας μέλανος σώματος για τον ήλιο (Τ=5800 Κ) και το σύστημα γηςατμόσφαιρας (Τ=55 Κ). Τα φάσματα της ηλιακής και πλανητικής ακτινοβολίας απέχουν μεταξύ τους αρκετά ώστε να επικαλύπτονται ελάχιστα. Ενώ η μέση ενεργός θερμοκρασία του πλανήτη είναι 55 Κ (18 C), όπως θα μπορούσε να διαπιστώσει παρατηρητής από το διάστημα, η μέση θερμοκρασία της γης και της κατώτερης ατμόσφαιρας είναι αρκετά μεγαλύτερη, κοντά στους 88 Κ (+15 C). Η διαφορά μεταξύ της ενεργού θερμοκρασίας του συστήματος γηςατμόσφαιρας (55 Κ) και αυτής του εδάφους (88 Κ), υποδεικνύει ότι η ατμόσφαιρα παίζει ένα σημαντικό ρόλο στη θέρμανση της γης και της κατώτερης ατμόσφαιρας. Με άλλα λόγια, αν δεν υπήρχε η ατμόσφαιρα, ή αν η σύστασή της ήταν ριζικά διαφορετική, π.χ., δεν υπήρχαν υδρατμοί και διοξείδιο του άνθρακα στην ατμόσφαιρα, τότε η γη θα ήταν σημαντικά ψυχρότερη και η ζωή δεν θα ήταν δυνατή. Για την εξήγηση της σχετικά υψηλής μέσης θερμοκρασίας του εδάφους και των κατώτερων ατμοσφαιρικών στρωμάτων, λαμβάνεται υπόψη ότι η επιφάνεια του εδάφους έχει υψηλή ικανότητα απορρόφησης και εκπομπής μεταξύ 90% και 95%, ώστε το έδαφος να πλησιάζει ικανοποιητικά τη συμπεριφορά μέλανος σώματος που εκπέμπει ΗΜ ακτινοβολία στο θερμικό υπέρυθρο. Στη συνέχεια, η ατμόσφαιρα μέσω της απορρόφησης και επανεκπομπής της υπέρυθρου ακτινοβολίας που εκλύεται από το 18

19 έδαφος, ενεργεί όπως η γυάλινη, η πλαστική, οροφή του θερμοκηπίου, δηλαδή σαν παγίδα θερμότητας μεταξύ του εδάφους και των υπερκείμενων ατμοσφαιρικών στρωμάτων. Στα επόμενα, και πριν γίνει αναφορά στις απορροφητικές ιδιότητες της ατμόσφαιρας στην περιοχή του θερμικού υπέρυθρου του φάσματος, δηλαδή στη ζώνη όπου εκπέμπει η γη ως μέλαν σώμα, θα παρουσιαστεί η αρχή του φαινόμενου θερμοκηπίου Φαινόμενο θερμοκηπίου Έστω ότι σε ένα αγρό υπάρχει θερμοκήπιο με σκέπαστρο γυαλιού. Το γυαλί, όπως και το πλαστικό που χρησιμοποιείται στα θερμοκήπια, έχουν σαν υλικά την ιδιότητα να είναι διαφανή στην ηλιακή ακτινοβολία, αλλά να απορροφούν ισχυρά στο θερμικό υπέρυθρο του φάσματος (λ>4 μm), συμπεριφερόμενα στα μήκη κύματος του θερμικού υπέρυθρου σχεδόν ως μέλανα σώματα. Ο αγρός εκτός του θερμοκηπίου δέχεται ηλιακή ακτινοβολία έντασης Ι 0 την οποία και απορροφά, καθόσον η ικανότητα απορρόφησης της ηλιακής ακτινοβολίας του εδάφους είναι υψηλή αφού αυτό ενεργεί σχεδόν ως μέλαν σώμα. Η επιφάνεια του εδάφους θερμαίνεται μέχρι μια θερμοκρασία Τ 1 για την οποία επιτυγχάνεται ακτινοβολική ισορροπία, δηλαδή, όση ηλιακή ενέργεια απορροφά το έδαφος στη ζώνη του ορατού και κοντινού υπέρυθρου, τόση εκπέμπει στην ζώνη του θερμικού υπέρυθρου. Το έδαφος ακτινοβολεί σχεδόν σαν μέλαν σώμα, συνεπώς, σύμφωνα με το νόμο των StfanBoltzmann εκπέμπει ένταση ακτινοβολίας (ενέργεια ανά μονάδα χρόνου και επιφάνειας), ίση με στ 14, όπου Τ 1 είναι η ενεργός θερμοκρασία του εδάφους σε βαθμούς Klvin. Για ακτινοβολική ισορροπία, ισχύει 4 T I. (7.3) Η κατάσταση αυτή απεικονίζεται στο Σχήμα 7.6α, και ισχύει υπό τις προϋποθέσεις ότι: (α) δεν υπάρχει απώλεια ενέργειας δια αγωγής από την επιφάνεια προς τα βαθύτερα στρώματα του εδάφους, όπως και τον υπερκείμενο αέρα, και (β) ότι ο αέρας βρίσκεται σε άπνοια έτσι ώστε να μην υπάρχει απαγωγή θερμότητας διά μεταφοράς. 0 Σχήμα 7.6. Απλουστευμένη σχηματική περιγραφή των διεργασιών του φαινόμενου θερμοκηπίου. Στη συνέχεια εξετάζεται η κατάσταση μέσα στο θερμοκήπιο, η οποία απεικονίζεται στο Σχήμα 7.6b. Όπως αναφέρθηκε, το γυαλί επιτρέπει τη διέλευση της ηλιακής ακτινοβολίας ενώ απορροφά σχεδόν όλη την υπέρυθρο ακτινοβολία που εκπέμπει το έδαφος, οπότε η θερμοκρασία του ανέρχεται μέχρι μια τιμή Τ για την οποία το γυαλί αποκτά ακτινοβολική ισορροπία. Στη κατάσταση αυτή, το γυαλί εκπέμπει ισοτροπικά στο υπέρυθρο, δηλαδή εκπέμπει ένταση ακτινοβολίας στ 4 από την πάνω επιφάνεια του γυαλιού προς την ατμόσφαιρα, και ίση ένταση στ 4 από την κάτω επιφάνεια προς το έδαφος η οποία και απορροφάται από αυτό. Συνεπώς, το έδαφος εντός του θερμοκηπίου δέχεται περισσότερη ενέργεια από αυτή εκτός του θερμοκηπίου, 19

20 ώστε η θερμοκρασία του να αυξηθεί μέχρις μιας τιμής Τ > Τ 1 για την οποία γυαλί και έδαφος (το σύστημα θερμοκηπίου) εκπέμπουν τόση ενέργεια όση απορροφούν. Στη νέα κατάσταση ακτινοβολικής ισορροπίας, η εκπεμπόμενη ακτινοβολία από το γυαλί προς την ατμόσφαιρα πρέπει να εξισορροπεί την εισερχόμενη στο θερμοκήπιο ηλιακή ενέργεια: I 4, (7.4) 0 T οπότε από τις (7.3) και (7.4) προκύπτει ότι Τ = Τ 1, δηλαδή το γυαλί παίρνει τη θερμοκρασία του εδάφους εκτός του θερμοκηπίου (Σχήμα 7.6a). Επιπλέον, η ακτινοβολική ισορροπία για το σύστημα γυαλίέδαφος επιβάλλει: T T1 4 4 I T T, (7.5) από την οποία προκύπτει η θερμοκρασία του εδάφους εντός του θερμοκηπίου: T 1 T1 4 1/ T 1,19. (7.6) Δηλαδή, αν π.χ., Τ 1 = 93 Κ (0 C), τότε T = 348 Κ (75 C), που αντιστοιχεί σε μια αρκετά μεγάλη αύξηση της θερμοκρασίας του εδάφους εντός του θερμοκηπίου. Παρά το γεγονός ότι το αποτέλεσμα θέρμανσης του εδάφους είναι υπερβολικό, γιατί έγιναν υπέραπλουστευτικές υποθέσεις, η παραπάνω απλή ανάλυση επεξηγεί το μηχανισμό του φαινόμενου θερμοκηπίου και το ρόλο του γυαλιού σε αυτό, όπως και το ρόλο που παίζει το έδαφος στο «μετασχηματισμό» των βραχέων κυμάτων της ηλιακής ακτινοβολίας σε αυτά των μακρών κυμάτων της ακτινοβολίας του θερμικού υπέρυθρου. Η βασική αρχή και ο όρος φαινόμενο θερμοκηπίου, δεν χρησιμοποιείται μόνο στα γεωργικά θερμοκήπια αλλά και στην περίπτωση της ατμόσφαιρας, η οποία είναι διαφανής στην ακτινοβολία που εκπέμπει ο ήλιος και ημιαδιαφανής στην ακτινοβολία που εκπέμπει η γη. Έτσι η παρουσία της επηρεάζει τη θερμοκρασία της γης αυξάνοντάς την, όπως το γυαλί αυξάνει τη θερμοκρασία του εδάφους εντός του θερμοκηπίου. Βέβαια το φαινόμενο θερμοκηπίου στο σύστημα γηςατμόσφαιρας είναι πολύπλοκο. Ένας από τους λόγους είναι ότι η ατμόσφαιρα απέχει από το να συμπεριφέρεται ως μέλαν σώμα στην περιοχή του θερμικού υπέρυθρου (βλέπε παρακάτω), και επειδή η μάζα της δεν είναι συγκεντρωμένη σε ένα λεπτό στρώμα που έχει σταθερή θερμοκρασία (όπως το γυαλί), αλλά εκτείνεται σε μεγάλα ύψη με τη θερμοκρασία της να είναι συνάρτηση του ύψους Απορρόφηση της γήινης ακτινοβολίας Η απορροφητικότητα της ατμόσφαιρας στην εισερχόμενη ηλιακή ακτινοβολία συζητήθηκε στην ενότητα 7.3. Συνοπτικά, η ατμόσφαιρα απορροφά πλήρως την υπεριώδη ηλιακή ακτινοβολία με λ<0,3 μm, ενώ είναι σχεδόν διαφανής στην οπτική περιοχή. Όσον αφορά το κοντινό υπέρυθρο του ηλιακού φάσματος, όπου εκπέμπεται το μεγαλύτερο μέρος της ηλιακής ακτινοβολίας (~53 %), η ατμόσφαιρα είναι ημιαδιαφανής, κυρίως λόγω της μοριακής απορρόφησης των υδρατμών στην τροπόσφαιρα. Επίσης, όπως αναφέρθηκε, η γη απορροφά πολύ ικανοποιητικά την ηλιακή ακτινοβολία που φτάνει στο έδαφος, ενώ εκπέμπει στο θερμικό υπέρυθρο, ώστε να συμπεριφέρεται σε πρώτη προσέγγιση ως μέλαν σώμα θερμοκρασίας ~88 K (~15 C), η οποία αντιπροσωπεύει τη μέση θερμοκρασία της γης. Το γήινο φάσμα εκπομπής ακτινοβολίας εντοπίζεται κυρίως στη ζώνη μεταξύ ~4 και 100 μm, η οποία, όπως ήδη αναφέρθηκε, είναι γνωστή ως περιοχή θερμικού υπέρυθρου. Το μέγιστο της γήινης εκπομπής, σύμφωνα με το νόμο μετατόπισης του Win για μέλαν σώμα θερμοκρασίας 88 Κ, βρίσκεται περί τα 10,1 μm. Θα πρέπει να τονιστεί ότι, σε αντίθεση με την ηλιακή ακτινοβολία, η σκέδαση της υπέρυθρης ακτινοβολίας στην ατμόσφαιρα είναι αμελητέα, επειδή τα μήκη κύματος στο υπέρυθρο είναι μεγαλύτερα των διαστάσεων των μορίων και των ατμοσφαιρικών αιωρημάτων (ενότητα 7.3.1). Στα επόμενα θα γίνει μια σύντομη αναφορά στην απορροφητικότητα και εκπομπή της ατμόσφαιρας στη περιοχή του θερμικού υπέρυθρου του φάσματος (4 μm<λ<100 μm), δηλαδή στη ζώνη όπου ακτινοβολεί η γη. Η παρακάτω περιγραφή θα βοηθήσει στη κατανόηση του ρόλου της ατμόσφαιρας που ενεργεί ως 0

21 θερμικός μανδύας του εδάφους και των κατώτερων ατμοσφαιρικών στρωμάτων, διά της αρχής και δράσης του φαινόμενου θερμοκηπίου. Η απορροφητικότητα, όπως και η εκπομπή, της ατμόσφαιρας στο υπέρυθρο χαρακτηρίζεται από ομάδες γραμμών απορρόφησης, ή εκπομπής, που οφείλονται στις δονητικές και περιστροφικές ενεργειακές μεταβάσεις ορισμένων ατμοσφαιρικών μορίων. Τα κύρια μόρια της ατμόσφαιρας, Ν και Ο, δεν απορροφούν (ούτε εκπέμπουν) στην περιοχή που εκπέμπει η γη, συνεπώς η ατμοσφαιρική απορρόφηση (και εκπομπή) της γήινης ακτινοβολίας οφείλεται στη παρουσία δευτερευόντων συστατικών, κυρίως των τριατομικών μορίων των υδρατμών, του διοξειδίου του άνθρακα, και του όζοντος. Η απορρόφηση της ατμόσφαιρας στη ζώνη του υπέρυθρου περιλαμβάνει τα ακόλουθα αέρια συστατικά και τις αντίστοιχες ζώνες απορρόφησης: (α) Το νερό, Η Ο, σε μορφή υδρατμών ή υδροσταγονιδίων στα νέφη, απορροφά λόγω δονητικών, ή συνδυασμού δονητικών και περιστροφικών, ενεργειακών μεταβάσεων στη περιοχή μεταξύ 1 και 9 μm, με την ισχυρότερη δράση να εντοπίζεται μεταξύ 6 και 7 μm, η οποία είναι γνωστή ως ζώνη απορρόφησης του Η Ο των 6,3 μm. Επίσης, ισχυρή και πυκνή γραμμική απορρόφηση του νερού επικρατεί άνω των 18 μm λόγω μεγάλου αριθμού και σύνθετης φασματικής υφής περιστροφικών ενεργειακών μεταβάσεων. (β) Το διοξείδιο του άνθρακα, CO, απορροφά ηλιακή ακτινοβολία στο κοντινό υπέρυθρο μεταξύ 3 μm, και γήινη ακτινοβολία στην αρχή του θερμικού υπέρυθρου, μεταξύ 45 μm (ζώνη των 4,3 μm). Όμως, η κύρια ζώνη δράσης του CO, η οποία παίζει σημαντικό ρόλο στην απορρόφηση της γήινης ακτινοβολίας, εντοπίζεται μεταξύ 13 και 18 μm (ζώνη των 15 μm), δηλαδή σε μία φασματική περιοχή όπου η γήινη εκπομπή υπέρυθρου (βλέπε Σχήμα 7.8) είναι αρκετά ισχυρή, και στην οποία δεν απορροφά το νερό ή άλλο ατμοσφαιρικό στοιχείο. Οι γραμμές απορρόφησης (ή εκπομπής) του CO οφείλονται κυρίως σε δονητικές ενεργειακές μεταβάσεις. (γ) Το όζον, Ο 3, το οποίο παίζει ρόλο κλειδί στην απορρόφηση της υπεριώδους ηλιακής ακτινοβολίας στην στρατόσφαιρα, βρίσκεται σε μικρή συγκέντρωση και στην τροπόσφαιρα και απορροφά την γήινη ακτινοβολία κυρίως μεταξύ 9,6 και 9,8 μm, γνωστή σαν ζώνη απορρόφησης των 9,7 μm του όζοντος. (δ) Το μεθάνιο, CH 4 απορροφά κοντά στα 3,3 μm του ηλιακού υπέρυθρου, και στη ζώνη των 7,7 μm του γήινου υπέρυθρου, με την απορρόφηση να οφείλεται σε δονητικές ενεργειακές μεταβάσεις. (ε) Το υποξείδιο του αζώτου, (Ν Ο), το οποίο είναι ιχνοστοιχείο ανθρωπογενούς προέλευσης, απορροφά ισχυρά στα 4,5 μm και 7,8 μm, με την απορρόφηση να οφείλεται σε περιστροφικές ενεργειακές μεταβάσεις. Εκτός από τη σχετικά ασθενή ζώνη απορρόφησης του όζοντος στα 9,7 μm, τα υπόλοιπα στοιχεία του παραπάνω καταλόγου απορροφούν στις περισσότερες περιοχές του γήινου φάσματος, εκτός αυτής μεταξύ 8 μm και 1 μm, όπου η απορρόφηση είναι αρκετά περιορισμένη. Η ζώνη αυτή, στην οποία όμως συμβαίνει να βρίσκεται το μέγιστο της γήινης εκπομπής, ονομάζεται ατμοσφαιρικό παράθυρο (atmosphric window), όρος που υπογραμμίζει την διαπερατότητα, ή τη διαφάνεια, της ατμόσφαιρας στην γήινη ακτινοβολία. Η κατάσταση που περιγράφθηκε παραπάνω συνοψίζεται στο Σχήμα 7.7, όπου εκτός της γήινης, γίνεται αναφορά και στην ηλιακή ακτινοβολία, για λόγους πληρότητας και σύγκρισης. Στο πάνω μέρος του σχήματος παρουσιάζονται τα φάσματα εκπομπής μέλανος σώματος της ηλιακής και της γήινης ακτινοβολίας, θερμοκρασίας 5800 και 88 Κ, αντίστοιχα, στη περιοχή μηκών κύματος από 0,1 μm μέχρι 100 μm, που εκφράζεται στο Σχήμα 7.7 σε λογαριθμική κλίμακα. Το κάθε φάσμα εκπομπής στο άνω μέρος του Σχήματος 7.7 είναι κανονικοποιημένο ως προς τη μέγιστη τιμή του, έτσι ώστε τα εμβαδά κάτω από τις δυο καμπύλες Planck να είναι ίσα, ενώ γίνεται φανερό ότι η ακτινοβολία τους επικαλύπτεται ελάχιστα, μεταξύ 4 και 5 μm. Στο μεσαίο και κάτω μέρος του Σχήματος 7.7 υπάρχουν δύο διαγράμματα που εκφράζουν κατά προσέγγιση το εκατοστιαίο ποσοστό της ΗΜ ακτινοβολίας που απορροφάται, με τα διαγράμματα αυτά να αποτελούν φάσματα απορρόφησης, που δείχνουν τις πλέον ισχυρές ζώνες μοριακής απορρόφησης του αέρα. Το κάτω διάγραμμα αφορά το φάσμα απορρόφησης πλησίον της επιφάνειας του εδάφους, ενώ το μεσαίο διάγραμμα δίνει το φάσμα απορρόφησης στα 11 km ύψος, κοντά στη τροπόπαυση. Το Σχήμα 7.7 δείχνει ότι η μέση ατμοσφαιρική απορροφητικότητα είναι πιο ισχυρή στο γήινο (θερμικό), παρά στο ηλιακό (κοντινό), υπέρυθρο. Σύγκριση των δύο φασμάτων απορρόφησης, κοντά στην επιφάνεια του εδάφους και στα 11 km ύψος, δείχνει ότι ο ρόλος των υδρατμών είναι καθοριστικός στα κατώτερα στρώματα, ενώ μειώνεται κοντά στη τροπόπαυση αφού οι υδρατμοί στα ύψη αυτά και άνω είναι σημαντικά μειωμένοι λόγω υδροσυμπύκνωσης στα κατώτερα τροποσφαιρικά ύψη (Κεφ. 4). Όπως απεικονίζεται στο μεσαίο διάγραμμα, οι πλέον ισχυρές ζώνες απορρόφησης υπέρυθρου στην ανώτερη ατμόσφαιρα οφείλονται κυρίως στο CO και στο O 3, εκ των οποίων το CO απορροφά ισχυρά και στα κατώτερα στρώματα. Η απορρόφηση της υπεριώδους ακτινοβολίας με λ<0,3 μm εμφανίζεται μέγιστη 1

22 (100%) στο έδαφος και στα 11 km, επειδή έχει ήδη λάβει χώρα στη στρατόσφαιρα και την ανώτερη ατμόσφαιρα (ιονόσφαιρα). Σχήμα 7.7. Κανονικοποιημένα φάσματα εκπομπής μέλανος σώματος ηλιακής (Τ=5880 Κ) και γήινης (Τ=88 Κ) ακτινοβολίας, βραχέων και μακρών κυμάτων αντίστοιχα (πάνω σχήμα), και ποσοστιαία απορρόφηση της ακτινοβολίας στην ατμόσφαιρα, κοντά στο έδαφος (κάτω διάγραμμα), και στα 11 km ύψος (μεσαίο διάγραμμα). Το σχήμα αυτό, το οποίο απαντάται σε αρκετά βιβλία ατμοσφαιρικής φυσικής, βασίστηκε μερικώς σε αντίστοιχο σχήμα άρθρου του R. M. Goody, στο βιβλίο Atmosphric Radiation, Oxford Univrsity Prss (1964). Παραπάνω εξετάστηκε η απορροφητική ικανότητα της ατμόσφαιρας στην περιοχή του γήινου θερμικού υπέρυθρου, μεταξύ 4 μm και 100 μm. Με βάση το νόμο του Κirckhoff, σύμφωνα με το οποίο η ικανότητα εκπομπής ενός σώματος είναι ίση με την ικανότητα απορρόφησής του, προκύπτει ότι η ατμόσφαιρα εκπέμπει ικανοποιητικά σε όλες τις ζώνες απορρόφησής της στο θερμικό υπέρυθρο, εκτός του ατμοσφαιρικού παραθύρου, μεταξύ περίπου 8 και 1 μm. Όπως αναμένεται, το φάσμα εκπομπής ενός ατμοσφαιρικού στρώματος πάνω από το έδαφος, π.χ., πάχους 500 m και μέσης θερμοκρασίας ~83 Κ (10 C), προσομοιάζει αυτό μέλανος σώματος μόνο για τις ζώνες του υπέρυθρου όπου η απορρόφηση είναι υψηλή. Η εικόνα εκπομπής για το στρώμα αυτό, που αντανακλά την εικόνα απορρόφησης, απεικονίζεται προσεγγιστικά στο Σχήμα 7.8, και αντιπροσωπεύεται από το γραμμοσκιασμένο μέρος του φάσματος μέλανος σώματος θερμοκρασίας 83 Κ. Προφανώς το φάσμα εκπομπής του ατμοσφαιρικού στρώματος αποκλίνει από αυτό μέλανος σώματος στην περιοχή μεταξύ ~8 και 1 μm, επειδή η ατμόσφαιρα είναι διαφανής και συνεπώς δεν εκπέμπει στη ζώνη του ατμοσφαιρικού παράθυρου, στην οποία δεν απορροφά. Η εκπομπή λεπτού ατμοσφαιρικού στρώματος στη περιοχή του θερμικού υπέρυθρου παραμένει σημαντική, παρά το γεγονός ότι αποκλίνει αρκετά, λόγω του ατμοσφαιρικού παραθύρου, από αυτή μέλανος σώματος θερμοκρασίας ίσης με αυτή του ατμοσφαιρικού στρώματος. Επομένως ένα σχετικά λεπτό ατμοσφαιρικό στρώμα πάνω από το έδαφος ενεργεί μερικώς σαν γυαλί θερμοκηπίου, το οποίο απορροφά και επανεκπέμπει υπέρυθρη ακτινοβολία προς το έδαφος και το υπερκείμενο αέριο στρώμα, τα οποία στη συνέχεια απορροφούν την ακτινοβολία αυτή ώστε να αυξάνεται η θερμοκρασία τους. Εύκολα μπορεί να φανταστεί κανείς τη διαδικασία αυτή, εκπομπής και απορρόφησης διαδοχικών λεπτών ατμοσφαιρικών

23 στρωμάτων, να επαναλαμβάνεται μέχρι ένα ύψος, π.χ., της τροπόπαυσης, όπου η συγκέντρωση των υδρατμών που αποτελούν τα κύρια μόρια που συμμετέχουν στη διεργασία απορρόφησης/εκπομπής, γίνεται ελάχιστη. Σχήμα 7.8. Οι γραμμοσκιασμένες περιοχές αποτελούν το φάσμα εκπομπής ενός λεπτού ατμοσφαιρικού στρώματος που βρίσκεται πάνω από το έδαφος και έχει μέση θερμοκρασία 83 Κ. Η περιβάλλουσα καμπύλη δίνει το φάσμα εκπομπής μέλανος σώματος της ίδιας θερμοκρασίας. Το ατμοσφαιρικό στρώμα εκπέμπει μόνο εκεί που απορροφά ως μέλαν σώμα τη γήινη ακτινοβολία, συνεπώς δεν εκπέμπει στη περιοχή του ατμοσφαιρικού παραθύρου, μεταξύ περίπου 8 και 1 μm, όπου η ατμόσφαιρα είναι διαφανής στη γήινη ακτινοβολία. Σε κατάσταση ακτινοβολικής ισορροπίας του όλου συστήματος γηςτροπόσφαιρας, η επιφάνεια της γης λαμβάνει μια μέση θερμοκρασία κοντά στους 15 C (88 Κ) ενώ η θερμοκρασία στο τελευταίο ενεργό στρώμα εκπομπής κοντά στη τροπόπαυση πλησιάζει τους 50 C (~33 Κ), όπως αυτή προκύπτει με βάση μια μέση αρνητική θερμοβαθμίδα στην τροπόσφαιρα, dt/dz 7 ο /km. Με βάση τους συλλογισμούς αυτούς, ένας παρατηρητής στο διάστημα, π.χ., στο Διεθνή Διαστημικό Σταθμό, που μετρά το φάσμα εκπομπής του συστήματος γηςατμόσφαιρας, διαπιστώνει ότι αυτό αποκλίνει από το φάσμα μέλανος σώματος. Έτσι, π.χ., βρίσκει ότι για μήκη κύματος εντός του ατμοσφαιρικού παραθύρου (π.χ., για λ~11 μm), η ένταση του φάσματος αντιστοιχεί σε μέλαν σώμα θερμοκρασίας ~88 Κ, δηλαδή αυτή του εδάφους, ενώ εκτός του παραθύρου (π.χ., για λ~6 μm ή 0 μm) η εκπομπή αντιστοιχεί σε αυτή μέλανος σώματος θερμοκρασίας 33 Κ (50 C). Συνολικά ο παρατηρητής εκτιμά ότι κατά μέσο όρο το ενεργό φάσμα γηςατμοσφαίρας μπορεί να προσομοιωθεί κατά προσέγγιση από ένα ισοδύναμο φάσμα μέλανος σώματος θερμοκρασίας ~55 Κ (18 C), η οποία ισούται με την ενεργό θερμοκρασία του συστήματος γηςατμόσφαιρας, όπως εκτιμήθηκε στην ενότητα Το παγκόσμιο θερμοκήπιο γηςατμόσφαιρας Η προηγούμενη ανάλυση, παρότι είναι προσεγγιστική και ποιοτική, υποδεικνύει το σημαντικό ρόλο που παίζει η ατμόσφαιρα στο καθορισμό της μέσης θερμοκρασίας της επιφάνειας της γης και των κατώτερων ατμοσφαιρικών στρωμάτων, γεγονός το οποίο και επιτρέπει την ύπαρξη ζωής στο πλανήτη. Ο ρόλος αυτός είναι ανάλογος του γυαλιού στο θερμοκήπιο, το οποίο είναι διαπερατό στην ηλιακή ακτινοβολία, αλλά απορροφά ισχυρά, και συνεπώς επανεκπέμπει, την ακτινοβολία του εδάφους στο θερμικό υπέρυθρο, με αποτέλεσμα να αυξάνεται σημαντικά η θερμοκρασία του εδάφους μέσα στο θερμοκήπιο, όπως και του αέρα σε αυτό. Παρά τη πολυπλοκότητά του, θα μπορούσε να γίνει αντιστοίχηση του συστήματος ενός παγκόσμιου θερμοκηπίου γηςατμόσφαιρας, με ένα κοινό αγροτικό θερμοκήπιο. Απουσία της ατμόσφαιρας, και κυρίως των υδρατμών και του διοξειδίου του άνθρακα, το σύστημα γηςατμόσφαιρας θα εξέπεμπε ως μέλαν σώμα θερμοκρασίας Τ 1 =55 Κ, δηλαδή θα είχε μια μέση επιφανειακή θερμοκρασία 18 C, κατάσταση που θα μπορούσε να αντιστοιχεί σε γειτονικό αγρό έξω από ένα κοινό θερμοκήπιο (βλέπε Σχήμα 7.7). Η ύπαρξη της ατμόσφαιρας αναιρεί αυτή, τη καταστροφική για την ύπαρξη ζωής κατάσταση, ενεργώντας σαν μανδύας που παγιδεύει μέρος της θερμικής εκπομπής της γης, αυξάνοντας έτσι τη μέση θερμοκρασία της επιφάνειας του 3

24 εδάφους και των κατώτερων ατμοσφαιρικών στρωμάτων στην τιμή Τ =+15 C (88 K), έτσι ώστε Τ =1,13 Τ 1. Η αύξηση αυτή είναι μικρότερη της αντίστοιχης ιδανικού αγροτικού θερμοκηπίου που εξετάσθηκε στην ενότητα 7.5.1, όπου βρέθηκε ότι Τ =1,19 Τ 1. Μεταξύ άλλων, ένας βασικός λόγος για τη διαφορά αυτή είναι ότι η ατμόσφαιρα, λόγω του ατμοσφαιρικού της παραθύρου, δεν ενεργεί σαν καλός απορροφητής και εκπομπός της θερμικής υπέρυθρης ακτινοβολίας σε ολόκληρη τη ζώνη του θερμικού υπερύθρου, σε αντίθεση με το γυαλί στο αγροτικό θερμοκήπιο. Η αρχή του θερμοκηπίου γηςατμόσφαιρας υπεισέρχεται σε ορισμένες περιπτώσεις πρακτικής μετεωρολογικής σημασίας. Μια περίπτωση αφορά την ψύξη του εδάφους λόγω ακτινοβολίας κατά τη νύχτα, οπότε, μέσω αγωγής και ανταλλαγής θερμότητας με το έδαφος, ο αέρας κοντά σε αυτό ψύχεται σημαντικά με αποτέλεσμα να δημιουργηθεί θερμοκρασιακή αναστροφή στο αέριο στρώμα πάνω από το έδαφος. Η ψύξη του αέρα κοντά στο έδαφος μπορεί να οδηγήσει στη δημιουργία δρόσου και πάχνης πάνω σε αυτό και συχνά παγωνιά με καταστροφικά αποτελέσματα στη γεωργία. Επίσης είναι δυνατόν να δημιουργηθούν ομίχλες εδάφους (Κεφ. 3). Η πιθανότητα να συμβούν τα φαινόμενα αυτά μειώνεται όταν υπάρχουν αρκετοί υδρατμοί (υγρασία) στην ατμόσφαιρα, οι οποίοι απορροφούν τη γήινη ακτινοβολία, και μέσω της αρχής του θερμοκηπίου δεν επιτρέπουν την υπερβολική ψύξη του εδάφους και του υπερκείμενου σε αυτό αέρα. Καλύτερη προστασία προσφέρεται από τα νέφη, τα οποία όταν υπάρχουν ενεργούν σαν μέλανα σώματα και παίζουν το ρόλο του γυαλιού στο αγροτικό θερμοκήπιο. Σε αντίθεση με τη περίπτωση συνθηκών νεφοκάλυψης και υγρού αέρα, η δημιουργία δρόσου και πάχνης είναι κοινή κατά τη διάρκεια μίας αίθριας νύχτας όταν ο αέρας είναι ελεύθερος νεφών και ξηρός, δηλαδή φτωχός σε υδρατμούς, οπότε η δράση του ατμοσφαιρικού θερμοκηπίου είναι περιορισμένη. Μία άλλη, αρνητική, δράση του παγκόσμιου θερμοκηπίου γηςατμόσφαιρας, έχει σχέση με την αύξηση της συγκέντρωσης του CO, ένα από τα δευτερεύοντα συστατικά του αέρα τα οποία όμως απορροφούν ισχυρά τη γήινη θερμική ακτινοβολία, κυρίως στη ζώνη μεταξύ των 13 και 18 μm. Το CO δρα συμπληρωματικά στο ρόλο του νερού, το οποίο δεν απορροφά ικανοποιητικά στην παραπάνω ισχυρή ζώνη εκπομπής της γης, όπως και τα υπόλοιπα αέρια συστατικά. Θα πρέπει να σημειωθεί ότι το CO είναι εξαιρετικά αδρανές αέριο με αποτέλεσμα η συνεχής έκλυσή του λόγω καύσεων να οδηγεί στη συσσώρευσή του στην ατμόσφαιρα. Λόγω του σημαντικού ρόλου που παίζει το CO στο παγκόσμιο θερμοκήπιο γηςατμόσφαιρας, η διαχρονική αύξηση (συσσώρευση) του CO στην ατμόσφαιρα λόγω βιομηχανικών και άλλων ανθρώπινων δραστηριοτήτων σε παγκόσμιο επίπεδο, πιστεύεται σήμερα ότι έχει αισθητές επιπτώσεις στην υπερθέρμανση του πλανήτη. Τα τελευταία χρόνια, ο ρυθμός αύξησης του CO είναι της τάξης του >1,0 ppm (parts pr million) ανά έτος, ενώ η ολική συγκέντρωσή του πλησιάζει το έτος 015 τα 400 ppm, από τα 80 ppm που ήταν πριν τη βιομηχανική εποχή (βλέπε Σχήμα 1.1). Αν η κατάσταση αυτή συνεχιστεί ή ενισχυθεί, είναι πιθανόν να αυξηθεί η μέση θερμοκρασία της επιφάνειας του πλανήτη σε επίπεδα που εγκυμονούν σοβαρούς κινδύνους, λόγω σημαντικών, και ενδεχομένως καταστροφικών, κλιματολογικών, υδρολογικών, γεωλογικών και βιολογικών επιπτώσεων. Υπάρχουν, δυστυχώς, σοβαρές ενδείξεις ότι η πλανητική υπερθέρμανση, όπως και οι αρνητικές της επιπτώσεις στο κλίμα, αποτελούν πραγματικότητα Δημιουργία και Δομή της Ιονόσφαιρας Η ιονοσφαιρική Φυσική αποτελεί σημαντικό κλάδο των γεωφυσικών επιστημών και της επιστήμης του διαστήματος. Στα επόμενα θα γίνει μια σύντομη αναφορά στη δημιουργία της ιονόσφαιρας, θέμα που εμπίπτει στην ύλη του παρόντος κεφαλαίου, αφού η ιονόσφαιρα είναι αποτέλεσμα της δράσης της ηλιακής ακτινοβολίας επί των αερίων συστατικών της ατμόσφαιρας. Η παρουσίαση εδώ αποτελεί μια περίληψη αντίστοιχης ύλης που περιλαμβάνεται σε βιβλία ιονοσφαιρικής φυσικής. Για περισσότερες λεπτομέρειες, όπως και για μελέτη άλλων θεμάτων Ιονοσφαιρικής Φυσικής, συστήνονται τα βιβλία των Risbth and Garriott (1969), Ratcliff (197), Shunk and Nagy (000), και Klly (009), όπως και οι πανεπιστημιακές σημειώσεις στα Ελληνικά του καθηγητή Μ. Παπαγιάννη (197). Ενώ η ύπαρξη της ιονόσφαιρας προτάθηκε το 1883 από τον Σκοτσέζο μετεωρολόγο Stwart, η ιονοσφαιρική επιστήμη θεμελιώθηκε με τα πειράματα του Ιταλού Marconi που το 1901 πέτυχε τη πέραν του ορίζοντα ραδιοκυματική σύνδεση της Ευρώπης με την Αμερική. Η ιονόσφαιρα, η οποία εντοπίζεται άνω των 60 km, είναι η μερικώς ιονισμένη περιοχή της ανώτερης ατμόσφαιρας στην οποία η συγκέντρωση των ελεύθερων ηλεκτρονίων είναι αρκετή ώστε να επηρεάζει την διάδοση των ΗΜ κυμάτων. Η ιονόσφαιρα οφείλεται κυρίως στην πλέον ενεργητική ηλιακή ακτινοβολία με φωτόνια ενέργειας >1 V καθώς το 4

25 δυναμικό ιονισμού των ατμοσφαιρικών συστατικών απαιτεί ακτινοβολία με μήκη κύματος <0,150 μm (<150 nm), βλέπε ενότητα Η ιονόσφαιρα αποτελεί το πλέον κοντινό στον άνθρωπο φυσικό εργαστήριο πλάσματος, το οποίο είναι χαμηλής ενέργειας αφού έχει μέσες θερμοκρασίες που αντιπροσωπεύουν μικρό κλάσμα του V (1 V ισούται με 1, Jouls και αντιστοιχεί σε μέση κινητική ενέργεια θερμοκρασίας ~1, Κ). Η φυσική ποσότητα που χαρακτηρίζει την ιονόσφαιρα είναι η ηλεκτρονική πυκνότητα, Ν, δηλαδή o αριθμός των ελεύθερων ηλεκτρονίων ανά μονάδα όγκου (m -3 ), η οποία είναι ίση με την ιοντική πυκνότητα, Ν i, καθόσον η ύπαρξη του ιονοσφαιρικού πλάσματος απαιτεί ουδετερότητα φορτίου, και συνεπώς ίσο αριθμό ηλεκτρονίων και ιόντων, Ν =Ν i. Ο ρόλος και η σημασία των φυσικών και χημικών διεργασιών που ενεργούν στην ιονόσφαιρα, εξαρτάται από το ύψος με αποτέλεσμα τη δημιουργία διαδοχικών ιονοσφαιρικών στρωμάτων, ή περιοχών, που χαρακτηρίζονται από συγκεκριμένες ιδιότητες. Οι περιοχές αυτές αναφέρονται, από κάτω προς τα πάνω με τα κεφαλαία λατινικά γράμματα D, E, F, με τη περιοχή D να εκτείνεται μεταξύ των 60 και 90 km, τη περιοχή Ε μεταξύ των 90 και 150 km, ενώ υπεράνω της Ε εκτείνεται η περιοχή, ή το στρώμα, F. Το μέγιστο της ηλεκτρονικής πυκνότητας εντοπίζεται στο στρώμα F μεταξύ 50 και 350 km, το οποίο αναφέρεται ως περιοχή ή στρώμα F. Δευτερεύοντα μέγιστα της ηλεκτρονικής πυκνότητας εμφανίζονται περί τα 110 km (μέγιστο περιοχής Ε), ενώ κατά τη διάρκεια της ημέρας ένα μικρό μέγιστο ιονισμού παρατηρείται στο στρώμα μεταξύ 150 και 00 km, το οποίο αναφέρεται ως στρώμα ή περιοχή F1. Το μέγιστο της F1 όπως και οι περιοχές Ε και D εξασθενούν σημαντικά κατά τη διάρκεια της νύκτας, με την περιοχή D και F1 σχεδόν να εξαφανίζονται.το Σχήμα 7.9 δίνει χαρακτηριστικά προφίλ της ηλεκτρονικής πυκνότητας, και επιδεικνύει τις ιονοσφαιρικές περιοχές ή στρώματα, κατά την ημέρα και τη νύκτα στα μέσα γεωγραφικά πλάτη. Τα μέγιστα των περιοχών D, E και F λαμβάνουν τυπικές ημερήσιες ηλεκτρονικές πυκνότητες της τάξης των m -3, m -3, και 10 1 m -3 (ηλεκτρόνια ανά κυβικό μέτρο), αντίστοιχα. Θα πρέπει να τονιστεί ότι η ιονόσφαιρα αποτελεί ένα μερικώς ιονισμένο πλάσμα, με την ηλεκτρονική πυκνότητα να είναι πολλές (στα κατώτερα ύψη) ως αρκετές (στα ανώτερα ύψη) τάξεις μεγέθους μικρότερη της αριθμητικής πυκνότητας των ουδέτερων συστατικών (μορίων και ατόμων) της ατμόσφαιρας. Σχήμα 7.9. Ενδεικτικά προφίλ της ηλεκτρονικής πυκνότητας N κατά την ημέρα και τη νύκτα στα μέσα γεωγραφικά πλάτη. Η ιονοσφαιρική δομή, περιλαμβάνει τις περιοχές, D, E, F1 και F, την ημέρα, και τις περιοχές Ε και F τη νύκτα. Η δομή της ιονόσφαιρας, δηλαδή η μεταβολή της αριθμητικής πυκνότητας των ηλεκτρονίων (και ιόντων) με το ύψος, καθορίζεται από τη δράση των μηχανισμών παραγωγής και απώλειας των ελεύθερων ηλεκτρονίων και ιόντων. Η παραγωγή αφορά τις φωτοχημικές αντιδράσεις που λαβαίνουν χώρα στην ατμόσφαιρα λόγω απορρόφησης της πλέον ενεργητικής ηλιακής ακτινοβολίας μέσω φωτοϊονισμού των ουδέτερων συστατικών. Η απώλεια των ηλεκτρικών φορτίων οφείλεται σε σειρά μηχανισμών ιοντοχημικών αντιδράσεων που συντελούν στην ουδετεροποίηση των ελεύθερων φορτίων. Επίσης μπορεί να υπάρξει αύξηση η απώλεια ηλεκτρικών φορτίων σε μια περιοχή λόγω μεταφοράς φορτίων που οδηγεί στην είσοδο ή 5

26 έξοδο πλάσματος σε/από αυτή. Τα αποτελέσματα των διεργασιών παραγωγής και απώλειας του ιονοσφαιρικού πλάσματος περιλαμβάνονται στην εξίσωση συνέχειας που διέπει την χρονική μεταβολή της ηλεκτρονικής πυκνότητας: dn dt Q L ( N V ), (7.7) όπου Q και L αντιπροσωπεύουν τους χρονικούς ρυθμούς χημικής παραγωγής και απώλειας ηλεκτρονίων αντίστοιχα, ενώ ο τρίτος όρος, ο οποίος ισούται με την απόκλιση της ροής ηλεκτρονίων, αντιπροσωπεύει το ρυθμό απώλειας λόγω μεταφοράς του πλάσματος που κινείται με ταχύτητα ολίσθησης V. Δεδομένης της ηλεκτρικής ουδετερότητας του πλάσματος, μια αντίστοιχη εξίσωση της (7.7) ισχύει και για την ιοντική πυκνότητα N i. Στην κατώτερη ατμόσφαιρα, δηλαδή για ύψη z<00 km, ό όρος μεταφοράς στην (7.7) μπορεί να παραληφθεί συγκρινόμενος με το ιοντοχημικό όρο L, οπότε για συνθήκες σταθερής κατάστασης, ώστε dn /dt 0, το ιονοσφαιρικό πλάσμα βρίσκεται σε κατάσταση φωτοχημικής ισορροπίας, που σημαίνει ότι η ηλεκτρονική πυκνότητα, N, καθορίζεται από την εξίσωση του ρυθμού παραγωγής με το ρυθμό απώλειας, Q L Παραγωγή ιονισμού Η παραγωγή ιονισμού (ελεύθερων ηλεκτρονίων και ιόντων) στην ανώτερη ατμόσφαιρα οφείλεται κυρίως σε αντιδράσεις φωτοϊονισμού αέριων συστατικών από την πρόσπτωση της υπεριώδους ηλιακής ακτινοβολίας. Αυτές είναι γενικά της μορφής Μ + hν Μ + +, όπου Μ είναι το ιονιζόμενο αέριο ενώ τα προϊόντα και Μ + είναι το ηλεκτρόνιο και το αντίστοιχο θετικό ιόν. Ιονισμός μπορεί να παραχθεί επίσης διά της πρόσπτωσης ενεργητικών σωματιδίων στα ουδέτερα αέρια συστατικά. Πρόκειται κυρίως για πρωτόνια και ηλεκτρόνια υψηλής ενέργειας, τα οποία βομβαρδίζουν την ατμόσφαιρα σε συνεχή είτε σποραδική χρονική βάση. Στα ακόλουθα θα παρασχεθούν βασικά στοιχεία σχετικά με τη φωτοχημική παραγωγή ιονισμού, ενώ η σωματιδιακή παραγωγή, της οποίας το αποτέλεσμα είναι πολύ μικρότερο, δεν θα συμπεριληφθεί στη παρούσα ανάλυση. Ο φωτοϊονισμός περιγράφεται θεωρητικά από το μοντέλο Chapman, που παρουσιάστηκε στην απλούστερη μορφή του στην ενότητα 7.3.4, για την περίπτωση κατακόρυφου πρόσπτωσης μονοχρωματικής ακτινοβολίας και απορρόφησής της από ένα είδος μορίων σε μια ισόθερμη ατμόσφαιρα σταθερής κλίμακας ύψους. Η θεωρία Chapman βρίσκει ικανοποιητική εφαρμογή στην εκτίμηση του ρυθμού παραγωγής Q που υπεισέρχεται στην (7.7), ο οποίος, στη γενικότερη περίπτωση εξαρτάται και από τη ζενιθιακή γωνία χ, όπως αυτή ορίζεται στο Σχήμα Σχήμα Πλάγια πρόσπτωση της ηλιακής ακτινοβολίας υπό ζενιθιακή γωνία χ και διέλευση μέσω στρώματος αέρα πάχους dz. Το στοιχειώδες μήκος ds=dz(scχ) είναι το μήκος του οριζοντίου στρώματος που συμμετέχει στην απορρόφηση της ακτινοβολίας. 6

27 Για να συμπεριληφθεί και η γωνία χ στον υπολογισμό του Q εφαρμόζεται ο νόμος του Br (βλέπε Εξίσωση 7.1) για πλάγια πρόσπτωση της ακτινοβολίας, οπότε με βάση το Σχήμα 7.11, ο ρυθμός απορρόφησης της μονοχρωματικής έντασης της προσπίπτουσας ακτινοβολίας Ι λ σε ένα ύψος z είναι: di dz a cs I nsc, όπου τα σύμβολα a cs και n αντιπροσωπεύουν την ενεργό διατομή απορρόφησης (m ) των απορροφούντων μορίων και την αριθμητική συγκέντρωσή τους (m -3 ), η οποία είναι συνάρτηση του ύψους. Ολοκληρώνοντας την παραπάνω σχέση, προκύπτει η μονοχρωματική ένταση ακτινοβολίας, Ι λ, σαν συνάρτηση του ύψους z και της ζενιθιακής γωνίας χ: z / H I I xp( acsn0h sc ). (7.8) Η ενέργεια που απορροφάται ανά μονάδα όγκου, di λ /ds= di λ /(dzsc), παρέχει το ρυθμό παραγωγής των ζευγών ιόντων-ηλεκτρονίων ανά μονάδα όγκου και χρόνου. Συνεπώς, ο ρυθμός παραγωγής Q (m -3 s -1 ) των προϊόντων φωτοϊονισμού προκύπτει για ισόθερμο ατμόσφαιρα, για την οποία n=n 0 xp(z/h), ότι είναι: Q a cs z z / H n0i xp acsnoh sc, (7.9) H όπου n 0 είναι η συγκέντρωση των απορροφούντων μορίων στο ύψος z=0, I λ είναι η ένταση της προσπίπτουσας ακτινοβολίας στο εξώτερο όριο της ατμόσφαιρας z =, και Η είναι μια σταθερή κλίμακα ύψους. Η (7.9) είναι γνωστή ως συνάρτηση παραγωγής Chapman. Όπως και στην ενότητα 7.3.4, το ύψος στο οποίο εντοπίζεται το μέγιστο της παραγωγής, το οποίο προκύπτει από την ελαχιστοποίηση του εκθέτη της (7.9), είναι: z H ln( a n m cs 0H sc χ). ((7.30) Η (7.30) δείχνει ότι το ύψος όπου λαμβάνει χώρα η μέγιστη παραγωγή ιονισμού αυξάνεται με τη ζενιθιακή γωνία χ, που σημαίνει ότι, όσο πιο πλάγια είναι η πρόσπτωση της ηλιακής ακτινοβολίας, τόσο μικρότερο είναι το βάθος στο οποίο η ακτινοβολία διεισδύει στην ατμόσφαιρα. Αντικατάσταση του ύψους z στην (7.9) με το z m από την (7.30), δίνει, μετά από λίγες πράξεις το μέγιστο ρυθμό παραγωγής για μία ζενιθιακή γωνία χ: Q m I /(H sc χ), ((7.31) όπου στον παρανομαστή είναι η βάση των νεπέριων λογαρίθμων (=,718). Για την απεικόνιση της μεταβολής του ρυθμού παραγωγής με το ύψος, γνωστής ως προφίλ Chapmam, γίνεται αντικατάσταση από την (7.30) του acsn0ηscχ = xp(zm/h) στο δεξιό μέρος της (7.9), οπότε ο ρυθμός παραγωγής Q γράφεται, μετά από κάποιες επιπλέον αντικαταστάσεις, ως εξής: Q a cs n 0 I z / H xp( zm / H z / H ) I ( a H sc cs n H sc ) 0 z / H xp ( ( z zm ) / H ) (7.3) Κάνοντας χρήση, από την (7.31), του μέγιστου ρυθμού απορρόφησης Q m =I λ /(Hscχ), η (7.3) γράφεται: zzm / / ( ) / z H z H zz H z z m m m H Q Qm xp( ) Qm xp 1. (7.33) H Στη συνέχεια, ορίζοντας ένα ανηγμένο ύψος x=(zz m )/H, ο ρυθμός παραγωγής ιονισμού, Q, παίρνει τη μορφή: x Q Q xp(1 x ). (7.34) m 7

28 Η παραπάνω συνάρτηση παραγωγής Chapman, Q, μπορεί να αναχθεί ως προς αυτή που αντιστοιχεί σε ζενιθιακή γωνία χ=0 (scχ=1) και αντιστοιχεί σε κατακόρυφη πρόσπτωση. Στη περίπτωση αυτή, λαμβάνει χώρα, με βάση τις εξισώσεις (7.31) και (7.30) αντίστοιχα, ο μέγιστος δυνατός ρυθμός παραγωγής Q m0 =I λ /H στο ύψος z m0 =Hln(a cs n 0 Η). Η χρήση των z m0 και Q m0 στην (7.3) οδηγεί μέσω των ίδιων βημάτων, όπως παραπάνω, σε μία αντίστοιχη εξίσωση της (7.34): y Q Q xp(1 y sc ), (7.35) m0 όπου y=(zz m0 )/H. Η κανονικοποιημένη συνάρτηση παραγωγής Chapman Q/Q m0 συναρτήσει του ανηγμένου ύψους y=(zz m0 )/H, απεικονίζεται στο Σχήμα 7.11 για διάφορες ζενιθιακές γωνίες χ. Οι καμπύλες αυτές προσομοιάζουν τα προφίλ της ηλεκτρονικής πυκνότητας στην ιονόσφαιρα που παράγονται μέσω φωτοϊονισμού δια της απορρόφησης της υπεριώδους ηλιακής ακτινοβολίας. Σχήμα Προφίλ Chapman της κανονικοποιημένης παραγωγής ιονισμού Q/Q m0 για διάφορες ζενιθιακές γωνίες χ Απώλεια ιονισμού Η συγκέντρωση των ηλεκτρονίων και ιόντων, που παράγονται με φωτοχημικές αντιδράσεις, μειώνεται μέσω της ουδετεροποίησης των φορτίων. Η απώλεια ιονισμού πραγματοποιείται μέσω διάφορων ιοντοχημικών αντιδράσεων. Ο πλέον βασικός μηχανισμός αφορά τις ιοντοχημικές αντιδράσεις ουδετεροποίησης φορτίου, οι οποίες περιλαμβάνουν τρεις κατηγορίες αντιδράσεων επανασύνδεσης των ηλεκτρονίων με: (α) μοριακά ιόντα και διάσπαση σε άτομα: ΧΥ + + X + Y (β) ατομικά ιόντα και εκπομπή ακτινοβολίας: Χ + + Χ* Χ + hν (γ) ατομικά ιόντα μέσω τριπλής κρούσης: Χ Μ Χ + Μ, όπου τα σύμβολα Χ και Υ αναφέρονται σε άτομα, το στα ηλεκτρόνια, ενώ ο αστερίσκος στην (β) δείχνει ότι το άτομο βρίσκεται σε μια ενδιάμεση κατάσταση ηλεκτρονικής διέγερσης, από την οποία μεταβαίνει στη βασική του κατάσταση μέσω εκπομπής φωτονίων. Το σύμβολο Μ στην (γ) δηλώνει ένα ουδέτερο άτομο ή 8