«Συσχέτιση ιονοσφαιρικής δραστηριότητας και πρόδροµων σεισµικών φαινοµένων»

Transcript

1 ΑΡΙΣΤΟΤΕΛΕΙΟ ΠΑΝΕΠΙΣΤΗΜΙΟ ΘΕΣΣΑΛΟΝΙΚΗΣ ΤΜΗΜΑ ΗΛΕΚΤΡΟΛΟΓΩΝ ΜΗΧΑΝΙΚΩΝ ΚΑΙ ΜΗΧΑΝΙΚΩΝ ΥΠΟΛΟΓΙΣΤΩΝ ΤΟΜΕΑΣ ΤΗΛΕΠΙΚΟΙΝΩΝΙΩΝ ΤΟΜΕΑΣ ΗΛΕΚΤΡΟΝΙΚΗΣ ΥΠΟΛΟΓΙΣΤΩΝ ΙΠΛΩΜΑΤΙΚΗ ΕΡΓΑΣΙΑ «Συσχέτιση ιονοσφαιρικής δραστηριότητας και πρόδροµων σεισµικών φαινοµένων» Μαρίνα Αρβανιτίδου Επιβλέπων : Αναπληρωτής Καθηγητής Θωµάς Ξένος Θεσσαλονίκη, 26

2 ΠΕΡΙΕΧΟΜΕΝΑ ΠΕΡΙΕΧΟΜΕΝΑ 3 ΠΡΟΛΟΓΟΣ 5 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 ΕΙΣΑΓΩΓΗ Πρόγνωση σεισµού Ιονόσφαιρα Πως προέκυψε η ιδέα της συσχέτισης Σήµερα Εξήγηση φυσικό µοντέλο Πλεονεκτήµατα - µειονεκτήµατα µεθόδου Και άλλα πρόδροµα φαινόµενα - συνδυασµός Στοιχεία του υπό µελέτη σεισµού. 1 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2 ΣΕΙΣΜΟΙ Γενικά για τους σεισµούς Η κίνηση των λιθοσφαιρικών πλακών Σεισµικά κύµατα Οι κλίµακες των σεισµών Ενέργεια που απελευθερώνεται από έναν σεισµό. 16 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 ΙΟΝΟΣΦΑΙΡΑ Ιονόσφαιρα στρωµάτωση και διάδοση Περιγραφή βασικών ιονοσφαιρικών παραµέτρων. Μελέτη της ιονόσφαιρας Συχνότητα πλάσµατος - Κρίσιµη συχνότητα Ανάκλαση και διάθλαση στην ιονόσφαιρα Κατάλογος ιονοσφαιρικών χαρακτηριστικών Ιονοσφαιρικές µεταβολές Ηµερήσιες µεταβολές Εποχιακές µεταβολές Ηλιακές κηλίδες και ηλιακός κύκλος Μεταβολές στα στρώµατα Ε και F Γεωγραφικές µεταβολές Επίδραση του γήινου µαγνητικού πεδίου Ιονοσφαιρικές διαταραχές Ιονοσφαιρικές καταιγίδες (Ionospheric storms) Αιφνίδιες ιονοσφαιρικές διαταραχές (SIDs) Oδεύουσες ιονοσφαιρικές διαταραχές (TIDs) 31 3

3 3.4.4 Άνεµοι-Ρεύµατα Επίδραση πυρηνικών εκρήξεων Ηχώ µε µεγάλη καθυστέρηση Εκλείψεις Μέθοδοι µελέτης της ιονόσφαιρας, µέθοδοι καταγραφής των χαρακτηριστικών της Λειτουργία της ιονοσόντας Γεωµαγνητικοί δείκτες Ο δείκτης Kp Ο δείκτης Αp Ο δείκτης R - αριθµός ηλιακών κηλίδων (sunspot number) Bz 37 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 ΑΝΑΛΥΣΗ Ε ΟΜΕΝΩΝ ΣΤΟ ΧΡΟΝΟ 38 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 5 ΑΝΑΛΥΣΗ Ε ΟΜΕΝΩΝ ΣΤΗ ΣΥΧΝΟΤΗΤΑ 55 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 6 ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ - ΠΑΡΑΤΗΡΗΣΕΙΣ 66 ΒΙΒΛΙΟΓΡΑΦΙΑ 68 4

4 ΠΡΟΛΟΓΟΣ Σκοπός της διπλωµατικής αυτής εργασίας είναι η µελέτη των µεταβολών συγκεκριµένων µεγεθών της ιονόσφαιρας πριν από την εµφάνιση σεισµού και η συσχέτιση τους µε τον σεισµό. εδοµένου ότι στις µέρες µας δεν υπάρχει καµία επίσηµη και αποδεδειγµένα έγκυρη µέθοδος πρόβλεψης καταστροφικών σεισµών, παρουσιάζει ενδιαφέρον αυτή η προσέγγιση του θέµατος. Προς την κατεύθυνση αυτή, δηλαδή τη συσχέτιση της ιονόσφαιρας µε τη λιθόσφαιρα, έχουν γίνει στο παρελθόν κάποιες µελέτες από διάφορες σκοπιές. Έχουν µελετηθεί πολλά µεγέθη της ιονόσφαιρας τα οποία ίσως τελικά παίζουν κάποιο ρόλο και µπορούν να προβλέψουν έναν καταστροφικό σεισµό. Στη συγκεκριµένη εργασία µελετάται η τιµή της κρίσιµης συχνότητας fof2, της foe σε συνάρτηση µε τη µεταβολή των γεωµαγνητικών δεικτών Ap, Kp, Bz και του ηλιακού δείκτη R. Στα κεφάλαια που ακολουθούν παρατίθενται αρχικά κάποια θεωρητικά στοιχεία σχετικά µε τη γένεση των σεισµών και την ιονόσφαιρα. Στη συνέχεια παρουσιάζεται η µελέτη που έγινε µε τη βοήθεια του MatLab για τα δεδοµένα που ελήφθησαν από διάφορους ιονοσφαιρικούς σταθµούς και αφορούν το σεισµό της 8ης Ιανουαρίου 26 ο οποίος συνέβη στη θαλάσσια περιοχή νότια των Κυθήρων. Τη διπλωµατική αυτή εργασία επέβλεψε ο κύριος Θωµάς Ξένος, αναπληρωτής καθηγητής της Πολυτεχνικής σχολής του Αριστοτελείου Πανεπιστηµίου Θεσσαλονίκης. Τον ευχαριστώ θερµά για την καθοδήγησή του και για την εποικοδοµητική συνεργασία που είχα µαζί του. Επίσης θα ήθελα να ευχαριστήσω ιδιαίτερα και τον κύριο Γ. Θεοφιλογιαννάκο, υποψήφιο διδάκτορα, για την πολύτιµη βοήθειά του. Τέλος, οφείλω ένα µεγάλο ευχαριστώ στο οικογενειακό και φιλικό µου περιβάλλον για την αµέριστη ηθική συµπαράσταση τους κατά τη διάρκεια εκπόνησης αυτής της εργασίας. Θεσσαλονίκη, Ιούλιος 26 5

5 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 ΕΙΣΑΓΩΓΗ Μια από τις µεγαλύτερες προκλήσεις που έχει να αντιµετωπίσει η σύγχρονη ανθρωπότητα είναι η όσο το δυνατόν πιο άµεση και αποτελεσµατική αντίδραση απέναντι στην απειλή µιας µεγάλης φυσικής καταστροφής. Στις µέρες µας διαφαίνεται πιο έντονα από ποτέ η ανάγκη αυτή, καθώς παρατηρείται κατακόρυφη αύξηση της συχνότητας εµφάνισης ολοένα και πιο ακραίων φυσικών φαινοµένων. Η Ελλάδα, λόγω της γεωγραφικής της θέσης, αποτελεί µια από τις πλέον σεισµογενείς περιοχές του κόσµου, καθώς βρίσκεται στο όριο επαφής και σύγκλισης της Ευρασιατικής λιθοσφαιρικής πλάκας µε την Αφρικανική. Το γεγονός αυτό αυξάνει τις πιθανότητες εκδήλωσης έντονων και συχνών σεισµών. 1.1 Πρόγνωση σεισµού. Ένας σεισµός εκδηλώνεται στον αντίστοιχο εστιακό χώρο όταν οι τάσεις που έχουν συσσωρευθεί ξεπεράσουν το όριο θραύσεως του πετρώµατος. Γενικά ο όρος "πρόγνωση σεισµών" σηµαίνει ότι ο χώρος, ο χρόνος αλλά και το µέγεθος θα υπολογισθούν µε κάποια µέθοδο σε κάποιο χρονικό διάστηµα πριν από την εκδήλωσή του. Ανεξάρτητα από την µέθοδο που θα χρησιµοποιηθεί, η "πρόγνωση σεισµών" χαρακτηρίζεται ανάλογα µε το χρονικό παράθυρο της πρόγνωσης σαν "µακροπρόθεσµη", "µεσοπρόθεσµη", και "βραχείας" διάρκειας. Στην πρώτη περίπτωση το χρονικό παράθυρο της πρόγνωσης είναι µερικών δεκαετιών. Σε αυτή την περίπτωση εντάσσονται ορισµένες περιοχές του Ελληνικού χώρου όπου ο χρόνος επανάληψης µεγάλων σεισµών είναι της τάξεως των 2-3 ετών. Η περίπτωση της µεσοπρόθεσµου πρόγνωσης αναφέρεται σε χρονικό παράθυρο µερικών ετών, ενώ η βραχυπρόθεσµη πρόγνωση αναφέρεται σε οτιδήποτε µικρότερο χρονικό παράθυρο, πιθανόν και µέχρι µερικές ώρες [12]. Στη συγκεκριµένη περίπτωση, η συσχέτιση µεταξύ ιονόσφαιρας και λιθόσφαιρας και ειδικότερα η αντιµετώπιση ανωµαλιών σε χαρακτηριστικά της ιονόσφαιρας ως προάγγελος σεισµικών δονήσεων, θα µπορούσε να χαρακτηριστεί ως βραχυπρόθεσµη πρόγνωση σεισµών. Όπως θα φανεί παρακάτω, από τις µετρήσεις του συγκεκριµένου σεισµού αλλά και γενικώς από τη µέχρι τώρα µελέτη, όταν αναφερόµαστε σε

6 πρόδροµα σεισµικά φαινόµενα που σχετίζονται µε την ιονόσφαιρα το χρονικό παράθυρο πρόγνωσης είναι της τάξης µερικών ηµερών. 1.2 Ιονόσφαιρα Η Ιονόσφαιρα αποτελεί ένα «µανδύα» της ανώτερης ατµόσφαιρας που, όπως φανερώνει και η ονοµασία του, απαρτίζεται από ιόντα, από ηλεκτρικά φορτισµένα δηλαδή µόρια διαφόρων στοιχείων. Ο «µανδύας» αυτός περιβάλλει τη Γη και εκτείνεται από τα 8 έως τα 1 περίπου χιλιόµετρα πάνω από την επιφάνεια της. Οι ιδιότητες και οι λειτουργίες της Ιονόσφαιρας είναι αρκετά περίπλοκες. Μια αρκετά αναλυτική και επεξηγηµατική πάντως περιγραφή των ιδιοτήτων της Ιονόσφαιρας γίνεται στο δεύτερο κεφάλαιο της παρούσας εργασίας. Αυτό που έχει σηµασία για τη συγκεκριµένη µελέτη, είναι το γεγονός πως, η ιονόσφαιρα, λόγω των ιόντων που την απαρτίζουν, επηρεάζει και επηρεάζεται άµεσα από το ηλεκτροµαγνητικό πεδίο της γης. Επηρεάζεται επίσης άµεσα από τον ήλιο και τα φορτισµένα σωµατίδια που αυτός εκπέµπει προς τη γη, φαινόµενο γνωστό ως "ηλιακός άνεµος". Ο "Ηλιακός άνεµος", ο αριθµός των ηλιακών κηλίδων, οι ηλιακές εκλάµψεις και άλλα ηλιακά φαινόµενα προκαλούν διαταραχές στη γήινη Ιονόσφαιρα, και το σύνολο των εξωγενών αυτών παραγόντων που επηρεάζουν την Ιονόσφαιρα φέρεται υπό τον όρο " ιαστηµικός καιρός - Space weather". Επειδή η κατάσταση της Ιονόσφαιρας είναι σηµαντική κυρίως για τις επίγειες και για τις δορυφορικές τηλεπικοινωνίες, ο " ιαστηµικός καιρός" παρακολουθείται συστηµατικά από τους επίγειους ιονοσφαιρικούς σταθµούς παρατήρησης, αλλά και από δορυφόρους σε τροχιά [21]. 1.3 Πως προέκυψε η ιδέα της συσχέτισης. Ο σεισµός της Αλάσκα στις 28 Μαρτίου του 1964 ήταν αυτός που έδωσε την πρώτη ώθηση στην επιστηµονική κοινότητα να ερευνήσει την επίδραση ενός σεισµού στην ατµόσφαιρα της γης. Από τότε πολλοί επιστήµονες σε διάφορα µέρη του κόσµου ασχολήθηκαν µε τη µελέτη αυτής της αλληλεπίδρασης και µόλις το 1971 [1] έγιναν οι πρώτες δηµοσιεύσεις που αντιµετώπιζαν τις ιονοσφαιρικές ανωµαλίες ως πρόδροµα φαινόµενα σεισµών. Βασίζονταν κυρίως σε δεδοµένα από επίγειες συσκευές και σε λίγα χρόνια άρχισαν να γίνονται και δηµοσιεύσεις βασισµένες σε δεδοµένα από δορυφόρους [2]. Οι µελέτες αυτές των πρώτων χρόνων χαρακτηρίζονταν κυρίως από φαινοµενολογικές προσεγγίσεις χωρίς κανένα αµιγώς φυσικό υπόβαθρο. Ωστόσο, στα επόµενα χρόνια η χρησιµοποίηση διαφορετικών µεθόδων επεξεργασίας, έχει οδηγήσει σε συσσώρευση ουσιώδους και αξιόπιστης γνώσης σχετικά µε το ζήτηµα. 7

7 Αυτή η µεγάλη ιστορία σεισµο ιονοσφαιρικής συσχέτισης µπορεί να βρεθεί στις ακόλουθες επιθεωρήσεις : [13], [14], [15], [16], [17], [18]. 1.4 Σήµερα Σήµερα, έχει αναγνωριστεί από την επιστηµονική κοινότητα κάποια συσχέτιση µεταξύ ηλεκτροµαγνητικών, ιονοσφαιρικών διαταραχών και διαδικασιών στο φλοιό της γης, κοντά σε σεισµογενείς και ηφαιστιογενείς περιοχές µερικές ώρες / µέρες πριν από δυνατό σεισµό ή έκρηξη ηφαιστείου. Παρά το γεγονός ότι έχει αναγνωριστεί αυτή η συσχέτιση, δεν υπάρχουν µαθηµατικά µοντέλα που να περιγράφουν αυτές τις συσχετίσεις και να είναι σε θέση να προβλέψουν σεισµό µε αρκετά µεγάλο ποσοστό σιγουριάς. Οι διαταραχές αυτές γίνονται αντιληπτές από µετρήσεις που καταγράφονται από τον κοντινότερο στο επίκεντρο σταθµό καταγραφής. Οι µετρήσεις αυτές γίνονται µε επίγεια µέσα, µε τη χρήση συσκευών που ονοµάζονται ιονοσόντες καθώς επίσης και µε δέκτες GPS (Global Position System) Εξήγηση φυσικό µοντέλο Στην προσπάθεια να περιγραφεί αυτή η συσχέτιση ιονόσφαιρας - λιθόσφαιρας έχουν διατυπωθεί διάφορα φυσικά µοντέλα. Το πιο πιθανό σενάριο από αυτά είναι βασισµένο στην χηµική επίδραση των εκκρίσεων του φλοιού της γης (πχ ραδόνιο, ορισµένα ευγενή αέρια και µεταλλικά αερολύµατα (metallic aerosols)) στο οριακό σηµείο συνάντησης του µε την ατµόσφαιρα. Αυτές οι εκκρίσεις είναι απόρροια ανωµαλιών της λιθόσφαιρας και επηρεάζουν την αγωγιµότητα του ατµοσφαιρικού στρώµατος µε αποτέλεσµα να τροποποιούν το ηλεκτρικό πεδίο της ατµόσφαιρας στην περιοχή κοντά στο σεισµικό επίκεντρο. Πειραµατικές µετρήσεις κάποιες ηµέρες πριν από δυνατό σεισµό, στην επιφάνεια του εδάφους, δείχνουν ότι το σεισµικά επηρεασµένο πεδίο είναι της τάξης κάποιων kv/m. Αυτή η τιµή έρχεται σε αντίθεση µε την τιµή του µετρούµενου πεδίου σε φυσιολογικές συνθήκες, που είναι τα 1kV/m. Το διαταραγµένο ηλεκτρικό πεδίο καθώς εισχωρεί στο στρώµα της ιονόσφαιρας προκαλεί διαφόρων ειδών µεταβολές (ιονισµό, συγκέντρωση ηλεκτρονίων κ.α.) οι οποίες µπορούν να µετρηθούν πειραµατικά τόσο µε επίγειες µεθόδους όσο και µε τη βοήθεια δορυφόρων [3]. Αυτές οι ανωµαλίες που δηµιουργούνται πριν τη εµφάνιση του κυρίως σεισµού ονοµάζονται πρόδροµα ιονοσφαιρικά φαινόµενα [4]. Η ύπαρξη αυτών, περιγράφεται λεπτοµερώς, µε τη βοήθεια του παραπάνω φυσικού µοντέλου, στις παρακάτω δηµοσιεύσεις: [5], [6] [19]. 8

8 Για τα πρόδροµα ιονοσφαιρικά φαινόµενα χρησιµοποιούνται δύο προσεγγίσεις. Η πρώτη έγκειται στον εντοπισµό κατάλληλων παραµέτρων της ιονόσφαιρας, και ανίχνευση χαρακτηριστικών σε αυτά, που µπορούν να θεωρηθούν πρόδροµα ιονοσφαιρικά φαινόµενα [7]. Η δεύτερη προσέγγιση έγκειται στο να χρησιµοποιηθεί η συµπεριφορά κάποιων χαρακτηριστικών (για παράδειγµα κρίσιµη συχνότητα fof2) ως ένδειξη επικείµενου σεισµού [5]. Και οι δύο προσεγγίσεις έχουν πλεονεκτήµατα αλλά και µειονεκτήµατα. Η πρώτη µέθοδος είναι πιθανό να αποτύχει κάτω από διαταραγµένες µαγνητικά συνθήκες, ενώ η δεύτερη απαιτεί την a priori γνώση της συµπεριφοράς των πρόδροµων χαρακτηριστικών, η οποία για να αποκτηθεί χρειάζονται χρόνια παρακολούθησης των µετρήσεων. Προφανώς όλη αυτή η πληροφορία δεν είναι δυνατό να δοθεί για περιοχές όπου έχει εγκατασταθεί ιονοσόντα ή δέκτης GPS σχετικά πρόσφατα. Με τον όρο µαγνητικά διαταραγµένες συνθήκες εννοούνται µαγνητικές διαταραχές τεκτονικής προέλευσης, οι οποίες µπορεί να είναι το αποτέλεσµα της αλλαγής των ηλεκτρικών ιδιοτήτων του φλοιού της γης ή της αγωγιµότητας ηλεκτρικού φορτίου στην σεισµογενή περιοχή ή ακόµη και κάποιων διαταραχών θαλάσσιων ρευµάτων στην εν λόγω περιοχή [8] Πλεονεκτήµατα - µειονεκτήµατα µεθόδου Έχει διαπιστωθεί ότι η επηρεασµένη περιοχή της ιονόσφαιρας είναι συσχετισµένη µε τη σεισµογενή περιοχή ή ακόµη πιο συγκεκριµένα µε την preparation περιοχή και το µέγεθος της εξαρτάται από τη ένταση του επικείµενου σεισµού [4]. Άρα, εάν είµαστε σε θέση να κατασκευάσουµε ένα χάρτη της κατανοµής της συγκέντρωσης ηλεκτρονίων πάνω από τη σεισµικά ενεργή περιοχή, θα µπορούσαµε να ανιχνεύσουµε την ανωµαλία η οποία πιθανώς να µας υποδεικνύει το επίκεντρο του επικείµενου σεισµού. Ο τοπικός χαρακτήρας αυτών των σεισµο- ιονοσφαιρικών ανωµαλιών καθιστά δυνατό να διαχωρίσουµε αυτές τις ανωµαλίες από άλλες οι οποίες συµβαίνουν εξαιτίας γεωµαγνητικών διαταραχών, αφού οι αυτές έχουν παγκόσµιο χαρακτήρα. Από την άλλη οι µέθοδοι πρόβλεψης σεισµικών διαταραχών που στηρίζονται σε ιονοσφαιρικά πρόδροµα φαινόµενα έχουν το πλεονέκτηµα ότι αντιλαµβάνονται την ενεργό περιοχή ως σύνολο σηµείων και όχι µεµονωµένα, σαν σηµείο τους εδάφους. Το γεγονός αυτό δίνει τη δυνατότητα να αποφεύγεται ο ψηφιδωτός χαρακτήρας που έχουν οι µετρήσεις των γεωφυσικών µεθόδων πρόγνωσης σεισµών. Το δεύτερο πλεονέκτηµα είναι ότι τα µέχρι τώρα αποτελέσµατα έχουν δείξει πως η πρόβλεψη σεισµών µέσω ιονοσφαιρικών διαταραχών έχει σταθερή κλίµακα χρόνου εµφάνισης σε σχέση µε άλλες µεθόδους. Αυτό καθιστά την πρόγνωση µε τη βοήθεια πρόδροµων 9

9 ιονοσφαιρικών φαινοµένων πολύτιµη στην πράξη όσον αφορά τις βραχυχρόνιες προβλέψεις Και άλλα πρόδροµα φαινόµενα - συνδυασµός Πριν από ένα δυνατό σεισµό έχουν παρατηρηθεί, εκτός από τα ιονοσφαιρικά, διαφόρων ειδών φαινόµενα που θεωρούνται προάγγελοί του [9]. Τα περισσότερα από αυτά τα φαινόµενα ενσωµατώθηκαν σε ένα πολύπλοκο µοντέλο Λιθοσφαιρικής Ατµοσφαιρικής Ιονοσφαιρικής συσχέτισης (Lithosphere Atmosphere Ionosphere, LAI) επιβεβαιώνοντας την κοινή τους προέλευση. Ένα από τα κυριότερα τέτοια φαινόµενα, που έχει τραβήξει την προσοχή της επιστηµονικής κοινότητας παγκοσµίως, είναι οι ανωµαλίες που παρουσιάζονται στην άδηλη θερµότητα πριν από την εµφάνιση σεισµού [1]. Καθώς όµως ο ιονισµός του αέρα από την εκποµπή ραδονίου είναι η κοινή αιτία εµφάνισης άδηλης θερµότητας αλλά και ιονοσφαιρικών ανωµαλιών [4] έχει προταθεί να παρατηρούνται ταυτόχρονα, µε σκοπό να είναι ακόµη πιο βέβαιο ότι πρόκειται για πρόδροµα σεισµικά φαινόµενα [11]. 1.5 Στοιχεία του υπό µελέτη σεισµού. Ο σεισµός µε τον οποίο καταπιάνεται αυτή η εργασία συνέβη την Κυριακή 8 Ιανουαρίου 26 (ώρα 11:34 GMT) στη θαλάσσια περιοχή µεταξύ Κυθήρων και Χανίων (Lat (N), Long (E)). Η ένταση του ήταν 6.7 Richter και χαρακτηρίζεται ως σεισµός ενδιάµεσου βάθους καθώς το ρήγµα ήταν σε βάθος περίπου 69 χιλιόµετρα κάτω από το φλοιό της γης. 1

10 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2 ΣΕΙΣΜΟΙ 2.1 Γενικά για τους σεισµούς Ο σεισµός είναι µια απότοµη κίνηση ή δόνηση του στερεού φλοιού της γης. Συνήθως προέρχεται από τη διάρρηξη γεωλογικών στρωµάτων και την απότοµη µετατόπιση των δύο τµηµάτων κάτω από την επιφάνεια της Γης. Τα ρήγµατα συνδέονται άµεσα µε τη δηµιουργία των επιφανειακών σεισµών, γι' αυτό και χαρακτηρίζονται σεισµογόνα ρήγµατα. Ανάλογα µε το εστιακό τους βάθος χωρίζονται σε επιφανειακούς (h < 7 km), σε ενδιάµεσου βάθους και σε µεγάλου βάθους (h > 3 km). Οι δύο τελευταίοι ονοµάζονται και πλουτώνιοι. 2.2 Η κίνηση των λιθοσφαιρικών πλακών Η λιθόσφαιρα χωρίζεται σε επτά πολύ µεγάλες πλάκες, αλλά υπάρχει κι ένα πλήθος άλλων µικρότερων. Π.χ. στην περιοχή του Αιγαίου υπάρχουν πολλές µικρές πλάκες. Οι πλάκες επιπλέουν στην πλαστική ασθενόσφαιρα. Τριών ειδών κινήσεις µπορούν να συµβούν στα όρια µεταξύ πλακών ηµιουργία (επέκταση) πλάκας. Σε µεσο-ωκεάνια ρήγµατα οι πλάκες αποµακρύνονται κατά µερικά εκατοστά το χρόνο και σε περιοχές αποχώρησης λιωµένα πετρώµατα αναδύονται και δηµιουργούν νέο ωκεάνιο δάπεδο στις δύο πλευρές του ρήγµατος. Στο όριο αυτό δηµιουργίας µια αναδύεται µία µεσο-ωκεάνια ράχη (οροσειρά). Καθώς ψύχεται το νέο πέτρωµα τα µαγνητικά του υλικά προσανατολίζονται ανάλογα µε τον προσανατολισµό του µαγνητικού πεδίου την εποχή εκείνη. Καθώς το γεωµαγνητικό πεδίο αλλάζει φορά κάθε 1x16 έτη αναµένονται στρώµατα (στην άκρη της ράχης) µε εναλλασσόµενη µαγνήτιση. Καταστροφή πλάκας (λόγω καταβύθισης µέρους της). Μία πλάκα γλιστρά κάτω από µία άλλη και λιώνει καθώς εισχωρεί στον µανδύα. Αυτή η περιοχή ονοµάζεται ζώνη καταβύθισης και δηµιουργεί µεσο-ωκεάνιες τάφρους. Όπου τα ελαφρότερα µέρη της καταβυθιζόµενης πλάκας λιώνουν, αυτά ανέρχονται 11

11 στην επιφάνεια και δηµιουργούν ηφαίστεια. Όταν ηπειρωτικά τµήµατα από αντίθετες πλάκες συµπιέζονται σε µία ζώνη καταβύθισης, επειδή είναι ελαφρότερα από το βυθιζόµενο υπόστρωµα, αναγκάζονται να καµφθούν και σχηµατίζουν οροσειρές. Κίνηση πλακών. Σε µερικά όρια οι γειτονικές πλάκες γλιστρούν µεταξύ τους χωρίς να συγκρούονται ή να αποχωρίζονται. Τα όρια αυτά όπου υπάρχει µόνο οριζόντια κίνηση λέγονται ζώνες θραύσης (ή ρήγµατα µετασχηµατισµού). Εκεί οι σεισµοί είναι συχνό φαινόµενο λόγω της τριβής ανάµεσα στα όρια των πλακών. Εν γένει λοιπόν µία ιδανική πλάκα θα έχει µία πλευρά σε ζώνη καταβύθισης, την απέναντι σε ζώνη ανύψωσης και τις πλάγιες να γλιστρούν οριζόντια σε σχέση µε τις γειτονικές. 2.3 Σεισµικά κύµατα Για να εκτιµηθούν τα αποτελέσµατα των σεισµών πρέπει να καθοριστούν διάφορα στοιχεία, που χρησιµεύουν σαν βάση εκτιµήσεως. Πρώτο στοιχείο είναι η εστία του σεισµού, η υπόγεια θέση στην οποία γεννιέται ο σεισµός. εύτερο στοιχείο είναι το επίκεντρο του σεισµού, δηλ. η περιοχή της επιφάνειας της γης που βρίσκεται κάθετα πάνω από την εστία. Έπειτα διακρίνονται τα διάφορα σεισµικά κύµατα, καθώς επίσης και τα αποτελέσµατα των σεισµών (καταστροφές, πληµµύρες, πυρκαγιές, ανθρώπινα θύµατα). Τα αποτελέσµατα ποικίλλουν ανάλογα µε τις συνθήκες (αντοχή υπεδάφους, κατασκευή σπιτιών, πυκνότητα πληθυσµού, τοπική ώρα, συνήθειες πληθυσµού. Εικόνα 2.1 Κύµατα P και S. Όταν ένας σεισµός χτυπά ο πρώτος παλµός της ενέργειας, που έρχεται από το σηµείο της εστίας, περιλαµβάνει τα πρωτεύοντα ή κύµατα πίεσης (P - primary). Αυτά είναι διαµήκη κύµατα και διατρέχουν όλη τη γη ενώ είναι τα πρώτα που φτάνουν σε ένα σεισµολογικό σταθµό. Κινούνται βραχώδη εδάφη µε περίπου 6 km/s ενώ στο νερό µε το ένα τρίτο αυτής της ταχύτητας. Όταν φθάσουν στην επιφάνεια της γης µπορούν να κινηθούν και στον αέρα, σαν ηχητικά κύµατα. Ανάλογα µε τη συχνότητά τους µπορούν να ακουστούν από τον άνθρωπο ή µόνο από τα ζώα. 12

12 Τα επόµενα κύµατα που φτάνουν σε ένα τόπο είναι τα δευτερεύοντα (S - secondary). εν διαδίδονται µέσω υγρών σωµάτων (π.χ. στη θάλασσα ή στον εξωτερικό πυρήνα της γης). Είναι πιο αργά (κινούνται µε περίπου 2 km/sec), αλλά πιο ισχυρά και καταστρεπτικά από τα διαµήκη και τα ακολουθούν στο σεισµόγραµµα. Τα κύµατα P ταξιδεύουν δύο φορές γρηγορότερα από τα δευτερεύοντα (S) κύµατα και αυτά είναι που φέρνουν την ισχυρή καταστρεπτική µετακίνηση του εδάφους, χαρακτηριστική των µεγάλων σεισµών. Τα κύµατα S χρησιµοποιούνται παραδοσιακά για να αξιολογήσουν το µέγεθος ενός σεισµικού γεγονότος. Τα δύο παραπάνω κύµατα διέπονται από όλες τις αρχές διάδοσης των κυµάτων (ανάκλαση, διάθλαση, αρχή του Fermat και του Huygens). Εικόνα 2.2 Κύµατα Love και Rayleigh. Τέλος, όταν η ενέργεια ενός σεισµού φθάσει στην επιφάνεια της Γης, δηµιουργούνται δύο άλλοι τύποι επιφανειακών σεισµικών κυµάτων που έπονται των άλλων δύο. Το όνοµά τους προέρχεται από αυτόν που τα ανακάλυψε και δηµιουργούνται όταν η εστία είναι σε µικρό βάθος. Τα πρώτα είναι τα κύµατα Love (τα ανακάλυψε ο H. Love θεωρητικά το 1911), που κατά τη διάδοσή τους τα υλικά σηµεία του µέσου ταλαντώνονται, καθέτως προς τη διεύθυνση διάδοσης του κύµατος. ηµιουργούν δηλαδή µετακινήσεις πλευρικές της επιφανείας του εδάφους. Είναι µάλιστα γραµµικώς πολωµένα. Και τα δεύτερα είναι τα κύµατα Rayleigh (τα ανακάλυψε το 1887 ο Strutt Rayleigh), που κατά τη διάδοση τους τα υλικά σηµεία του µέσου κινούνται σε ελλειπτικές τροχιές των οποίων οι µεγάλοι άξονες είναι κατακόρυφοι και οι µικροί παράλληλοι µε τη διεύθυνση διάδοσης του κύµατος. ιαδίδονται στα επιφανειακά στρώµατα της Γης και για το λόγο αυτό δεν εµφανίζονται σχεδόν καθόλου σε σεισµούς µε βαθύτερες εστίες. 13

13 Τα δύο τελευταία κύµατα, ιδιαίτερα τα κύµατα Love τα οποία είναι συχνά υπεύθυνα για την κατάρρευση των κτιρίων, κινούνται πιο αργά από τα πρώτα (P και S) αλλά είναι πιο καταστρεπτικά.. Οι σεισµοί καταγράφονται από ένα σεισµογραφικό δίκτυο. Κάθε σεισµικός σταθµός στο δίκτυο µετρά τη µετακίνηση του εδάφους στο τόπο εκείνο. Η ολίσθηση του βράχου πάνω από ένα άλλο σε ένα σεισµό απελευθερώνει ενέργεια που κάνει το έδαφος να δονείται. Αυτή η δόνηση ωθεί το πλαϊνό τµήµα του εδάφους και το αναγκάζει να δονηθεί. Έτσι συνεχίζεται να διαδίδεται η ενέργεια του σεισµικού κύµατος. Το πόσο καταστροφικός θα είναι ένας σεισµός έχει περισσότερο σχέση µε την ένταση και λιγότερο µε το µέγεθος. Έτσι εξαρτάται από διάφορες φυσικές αλλά και τεχνητές συνθήκες, µεταξύ των οποίων είναι και οι παρακάτω: Το βάθος της σεισµικής εστίας. Όσο µικρότερο εστιακό βάθος τόσο µεγαλύτερη ένταση. Η σεισµική επιτάχυνση. Αυτή είναι ανάλογη της έντασης ενός σεισµού και σαν µονάδα χρησιµοποιούµε την επιτάχυνση της βαρύτητας g. Χοντρικά, 1g είναι 1m/sec 2. Το µέγεθός της επιτάχυνσης εξαρτάται από το έδαφος και για αυτό σε κάθε σεισµό έχουµε διαφορετικές επιταχύνσεις της εδαφικής κίνησης, ανάλογα µε την περιοχή. Για παράδειγµα, στο σεισµό του 1999 της Πάρνηθας άλλες επιταχύνσεις είχαµε στη περιοχή της Αθήνας και µεγαλύτερες στην Πάρνηθα. Η χρονική διάρκεια ενός σεισµού, όπως στο σεισµό του Γενικά, οι µεγαλύτεροι σεισµοί διαρκούν περισσότερο. Το έδαφος θεµελίωσης. Στα αµµώδη (χαλαρά) εδάφη συµβαίνουν µεγαλύτερες ζηµιές στα κτίρια. Οι επιπτώσεις ενός σεισµού σε µια πυκνοκατοικηµένη περιοχή θα είναι δραµατικά µεγαλύτερες από αυτές σε ένα αραιοκατοικηµένο χωριό. Έτσι, για παράδειγµα, ο σεισµός της Ρόδου, το 1926, µεγέθους 8 βαθµών της κλίµακας Ρίχτερ, είχε 12 νεκρούς και σχετικά λίγες υλικές ζηµιές σε σύγκριση µε το σεισµό 5.9 της κλίµακας Ρίχτερ, που έγινε στην Πάρνηθα το 1999 στο πυκνοκατοικηµένο λεκανοπέδιο της Αττικής. 2.4 Οι κλίµακες των σεισµών Υπάρχουν πολλές κλίµακες και διάφορα σεισµικά µεγέθη Μ. Επίσης υπάρχουν πολλοί διαφορετικοί τρόποι να µετρηθούν οι διαφορετικές όψεις ενός σεισµού. Το µέγεθος Μ είναι το πιο κοινό µέτρο ενός σεισµού. Επειδή είναι µέτρο του µεγέθους 14

14 της πηγής του σεισµού, είναι ο ίδιος αριθµός οπουδήποτε και να είµαστε, όπως και να τον αισθανθούµε. Η κλίµακα Richter µετρά τη µεγαλύτερη διαταραχή-κίνηση στην καταγραφή, αλλά υπάρχουν κι άλλες κλίµακες µεγέθους που µετρούν διαφορετικά µέρη του σεισµού. Μια αύξηση του µεγέθους κατά ένα (για παράδειγµα, από 4.6 σε 5.6) αναπαριστά µια δεκαπλάσια αύξηση στο πλάτος του κύµατος σε ένα σεισµογράφο ή περίπου µια αύξηση περίπου κατά 25 φορές της ελευθερούµενης ενέργειας. Με άλλα λόγια, ένας σεισµός µεγέθους 6.7 ελευθερώνει πάνω από 7 φορές (25 επί 25) την ενέργεια ενός σεισµού 4,7. Τα µεγέθη που χρησιµοποιούνται για τη µέτρηση ενός σεισµού είναι τα παρακάτω: ML Είναι το τοπικό µέγεθος (Magnitude Local: τοπικό µέγεθος που παρουσιάστηκε από τον Charle Richter το 1935). Η κλίµακα Richter είναι ένας µαθηµατικός τύπος. Το µέγεθος ενός σεισµού καθορίζεται από το λογάριθµο του πλάτους των κυµάτων που καταγράφονται από τους σεισµογράφους σε µια ορισµένη περίοδο. Το ML είναι αξιόπιστο, όταν υπολογίζεται από σεισµογράφους που δεν απέχουν περισσότερο από 6 χιλιόµετρα από το επίκεντρο του σεισµού. Ισχύει µόνο για ορισµένη συχνότητα σεισµικών κυµάτων και για ορισµένη απόσταση από το επίκεντρο. Έτσι, για διαφορετικές αποστάσεις από το επίκεντρο του σεισµού οι σεισµολόγοι βασίζονται σε διαφορετικά σεισµικά κύµατα για τους υπολογισµούς τους. Ms Είναι το µέγεθος που λαµβάνεται από τη µέτρηση των κυµάτων επιφανείας. Να σηµειωθεί ότι το Ms είναι µεγαλύτερο από το ML. Για παράδειγµα, αν το µέγεθος ενός σεισµού µετρήθηκε σαν 5 βαθµοί της κλίµακας Ρίχτερ (ML), µπορεί να µετρηθεί και ως 5.5 Ms. Το Ms είναι αξιόπιστο για επιφανειακούς (< 5 km βάθος) σεισµούς και για µεγάλες αποστάσεις από το επίκεντρο. Η ενέργεια που εκλύεται δίνεται σε erg από τον τύπο : loge=12,24+ 1,4Ms. MB Είναι µια επέκταση της κλίµακας Richter και έτσι εκµεταλλευόµαστε καλύτερα το δίκτυο των σεισµογράφων. Είναι το µέγεθος που λαµβάνεται από τη µέτρηση των πρωτευόντων P κυµάτων (Compressional Body Wave Magnitude). Είναι αξιόπιστο µέγεθος σεισµών µε µεγαλύτερα εστιακά βάθη και για µεγάλες αποστάσεις από το επίκεντρο. Mw Όλα τα προηγούµενα µεγέθη βγαίνουν από τύπους που περιέχουν ένα συγκεκριµένο πλάτος ταλάντωσης ενός σεισµικού κύµατος σε κάποια χρονική στιγµή. Το Mw, το οποίο χρησιµοποιείται για τη µέτρηση µεγάλων σεισµών, υπολογίζεται από ένα πολύπλοκο τύπο και είναι πολύ αξιόπιστο. Md Είναι η κλίµακα µεγέθους διάρκειας. Mo Η κλίµακα µεγέθους σεισµικής ροπής, που θεωρείται η πιο ακριβής. Προτάθηκε το 1979 και δεν εξαρτάται από την περίοδο των σεισµικών κυµάτων αλλά στη µέτρηση της σεισµικής ροπής. 15

15 Me (Choy and Boatwright 1995), το οποίο εκφράζει το δυναµικό καταστροφικότητας ενός σεισµού και χρησιµοποιείται για την ποσοτικοποίηση εκλυόµενης σεισµικής ενέργειας µεγάλων συµβάντων. Από τον τύπο loge=12,24+ 1,4Ms προκύπτει ότι για σεισµό 5 Richter η ενέργεια που ελευθερώνεται είναι erg ενώ από 6 Richter η ενέργεια είναι erg. ηλαδή για µια αύξηση κατά 1 Richter εκλύεται ενέργεια περίπου 25 φορές περισσότερη. Σηµειωτέον ότι η βόµβα που δοκιµάστηκε στα νησιά Μπικίνι ήταν 119 erg. 2.5 Ενέργεια που απελευθερώνεται από έναν σεισµό. Οι σεισµοί αποδεσµεύουν ένα τεράστιο ποσό ενέργειας κι αυτός είναι ο λόγος για τον οποίο µπορούν να είναι τόσο καταστρεπτικοί. Ο πίνακας παρουσιάζει τα µεγέθη µε το κατά προσέγγιση ποσό της ποσότητας TNT που απαιτείται για να αποδεσµεύσει το ίδιο ποσό ενέργειας. Μέγεθος Κατά προσέγγιση ισοδύναµη ενέργεια TNT τόνοι τόνοι τόνοι τόνοι τόνοι τόνοι Τα µεγέθη ταξινοµούνται ως εξής: Μεγάλος: M > =8 Σηµαντικός: 7 < =M < 7.9 Ισχυρός: 6 < = M < 6.9 Μέτριος: 5 < =M < 5.9 Ασθενής: 4 < =M < 4.9 Ασήµαντος: 3 < =M < 3.9 Μικρός: M < 3 16

16 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 ΙΟΝΟΣΦΑΙΡΑ 3.1 Ιονόσφαιρα στρωµάτωση και διάδοση Ιονόσφαιρα, είναι η περιοχή της ατµόσφαιρας µεταξύ 8 και 1 km πάνω από τη γη. Σχηµατίζεται από τον ιονισµό των συστατικών της ανώτερης ατµόσφαιρας εξαιτίας της ηλιακής ακτινοβολίας, κυρίως από τις υπεριώδεις ακτίνες και τις ακτίνες Χ. Η υψηλή πυκνότητα ιόντων που σχηµατίζεται έχει σαν αποτέλεσµα τη διάθλαση και ανάκλαση ραδιοκυµάτων µε συχνότητες µεταξύ 3 και 3 MHz, ενώ προκαλεί τη σκέδαση ραδιοκυµάτων υψηλότερων συχνοτήτων (4-7 MHz). Μελετώντας την καµπύλη της πυκνότητας των ηλεκτρονίων συναρτήσει του ύψους, (Εικόνα 1) διακρίνονται χαρακτηριστικά µέγιστα τα οποία εύκολα µας οδηγούν στο συµπέρασµα ότι η ιονόσφαιρα παρουσιάζει στρωµάτωση. Εικόνα 3.1Κατανοµή της πυκνότητας ηλεκτρονίων µε το ύψος, κατά τη διάρκεια της ηµέρας και της νύχτας. Τα στρώµατα που σχηµατίζονται είναι τα D, E, F1, F2. Tα στρώµατα F1 και F2, σε ύψος 14 km και 3 km περίπου, συγκεντρώνουν τη µέγιστη πυκνότητα ηλεκτρονίων και είναι αυτά που είναι ουσιαστικά υπεύθυνα για την διάθλαση, ανάκλαση και διάδοση των ραδιοκυµάτων στην ιονόσφαιρα. Κατά τη διάρκεια της νύχτας τα στρώµατα αυτά συγχωνεύονται σε ένα στρώµα, το F, ενώ το στρώµα D, το οποίο προκαλεί κυρίως απορρόφηση των ραδιοκυµάτων, εξαφανίζεται. Τέλος, σηµειώνεται ότι έντονος ιονισµός, οπότε και έντονα φαινόµενα διάθλασης - ανάκλασης, παρουσιάζονται την ηµέρα και ειδικά τις µεσηµεριανές ώρες. 17

17 Η στρωµάτωση της ιονόσφαιρας οφείλεται α) στην ατµοσφαιρική πυκνότητα, β) στην ένταση της ιονίζουσας ακτινοβολίας και τέλος στη σύσταση της ατµόσφαιρας. Εικόνα 3.2 Στρώµατα της ιονόσφαιρας, διαφοροποίηση τους κατά τη νύχτα και ηµέρα. 3.2 Περιγραφή βασικών ιονοσφαιρικών παραµέτρων. Μελέτη της ιονόσφαιρας Συχνότητα πλάσµατος - Κρίσιµη συχνότητα Ως συχνότητα πλάσµατος ορίζεται η συχνότητα του κύµατος που µηδενίζει τη σχετική διηλεκτρική σταθερά ε r, και δίνεται από τη σχέση: f p = 9N (1.1) όπου Ν είναι η πυκνότητα των ηλεκτρονίων. Εύκολα αποδεικνύεται ότι ισχύει η εξής σχέση: η = N f p = 1 2 f f 2, (1.2) 18

18 όπου η ο δείκτης διάθλασης. Από την παραπάνω σχέση βλέπουµε ότι ο δείκτης διάθλασης µηδενίζεται αν το κύµα έχει συχνότητα ίση µε τη συχνότητα πλάσµατος. Τότε το προσπίπτον κύµα απαλείφεται από το ανακλώµενο. Η µεγαλύτερη συχνότητα που ανακλάται από δεδοµένο ιονοσφαιρικό στρώµα (για κύµα που προσπίπτει κάθετα σε αυτό), καθορίζεται από την µέγιστη πυκνότητα ηλεκτρονίων του, και δίνεται από τη σχέση: f c = 9 N max (1.3) Η συχνότητα f c ονοµάζεται κρίσιµη συχνότητα για το δεδοµένο στρώµα, αφού συχνότητες µεγαλύτερες από αυτή δεν ανακλώνται Ανάκλαση και διάθλαση στην ιονόσφαιρα Είναι φανερό ότι οι διαθλαστικές και ανακλαστικές ιδιότητες της ιονόσφαιρας εξαρτώνται από τη συχνότητα του ραδιοκύµατος. Ο δείκτης διάθλασης µειώνεται καθώς το κύµα εισέρχεται σε περιοχές όπου η πυκνότητα των ηλεκτρονίων είναι µεγαλύτερη, ενώ αντίστοιχα αυξάνεται η γωνία διάθλασης. έτσι το κύµα υφίσταται καµπύλωση. Από το νόµο του Snell προκύπτει ότι το ψηλότερο σηµείο στο οποίο φτάνει το κύµα είναι εκείνο για το οποίο η πυκνότητα των ηλεκτρονίων Ν ικανοποιεί τη σχέση: N f cos φ 81N 81 f 2 2 = η = 1 = sinϕ 2 o (1.4) όπου φ ο η γωνία της πρόσπτωσης στην ιονόσφαιρα στο σηµείο ανάκλασης. Εικόνα 3.3 ιάθλαση ιονοσφαιρικού κύµατος 19

19 Αν η πυκνότητα των ηλεκτρονίων σε ορισµένο ύψος του στρώµατος είναι τέτοια ώστε να ικανοποιείται η προηγούµενη σχέση, το κύµα επιστρέφει στη γη, ενώ σε αντίθετη περίπτωση εισχωρεί στο εσωτερικό του στρώµατος. Όταν το κύµα που επιστρέφει στη γη, προσπίπτει κάθετα στην ιονόσφαιρα (φ ο =), και έχει συχνότητα f ν, ισχύει: 81N η = 1 = (1.5) 2 f ν Από τις σχέσεις (1.4) και (1.5) προκύπτει η ακόλουθη σχέση, η οποία συσχετίζει µία πλαγίως προσπίπτουσα ακτίνα (φ ο ) συχνότητας f ν µε µια καθέτως προσπίπτουσα ακτίνα στο ιονοσφαιρικό στρώµα συχνότητας f : f fν = (1.6) cosϕ o Από τη σχέση (1.6) προκύπτει ότι η κρίσιµη συχνότητα δεν είναι η µέγιστη χρησιµοποιήσιµη συχνότητα (Maximum Usable Frequency, MUF), αφού το ύψος στο οποίο φτάνει το κύµα εξαρτάται και από τη γωνία φο (γενικά, το κύµα προσπίπτει πλάγια).έτσι έχουµε: f MUF 81N max = (1.7) cosϕ o Παρατηρούµε πως η f MUF είναι εν γένει µεγαλύτερη της κρίσιµης συχνότητας και αυξάνεται µε τη γωνία πρόσπτωσης φo, η οποία δεν υπερβαίνει µια µέγιστη τιµή εξαιτίας τόσο της σφαιρικότητας της γης, όσο και της καµπυλότητας του ιονοσφαιρικού στρώµατος. Το σχήµα που ακολουθεί αποδεικνύει ότι η µέγιστη γωνία πρόσπτωσης φ omax, προκύπτει κατά την εφαπτόµενη στη γη εκποµπή. Εικόνα 3.4 Μέγιστη γωνία πρόσπτωσης Για το στρώµα F, το οποίο αποτελεί και το αντικείµενο αυτής της διπλωµατικής εργασίας, η φ omax είναι περίπου 74 ο, εποµένως ισχύει: 2

20 f MUF fc = = 3.6 f cos 74 c (1.9) f MUF Ειδικά νοµογράµµατα παρέχουν τις τιµές των για τα διάφορα ιονοσφαιρικά στρώµατα. Υπό οµαλές συνθήκες η µέγιστη χρησιµοποιήσιµη συχνότητα εξασφαλίζει αποτελεσµατική ζεύξη για το 5% του χρόνου λειτουργίας. Στην πράξη όµως χρησιµοποιείται µία συχνότητα λίγο µικρότερη από αυτή, η λεγόµενη f FOT (Frequence Optimum de Travail), γιατί η f MUF παρουσιάζει πολύ έντονες µεταβολές ως προς τη µεσαία µηνιαία τιµή της. Η f FOT καλείται συχνότητα λειτουργίας: f =. 85 (1.9) FOT f MUF Γενικά, καθώς αυξάνεται η συχνότητα, µειώνεται η εξασθένιση, εποµένως η συχνότητα λειτουργίας θα πρέπει να είναι όσο το δυνατό µεγαλύτερη, χωρίς όµως να ξεπερνά ποτέ τη f MUF. Ορίζεται έτσι και µία ελάχιστη χρησιµοποιήσιµη συχνότητα f LUF (Lowest Usable Frequency), µε την οποία πραγµατοποιείται ικανοποιητική λήψη για δεδοµένες συνθήκες. Έτσι η συχνότητα λειτουργίας επιλέγεται τελικά µεταξύ των εξής ορίων: f f (1.1) FOT f LUF Κατάλογος ιονοσφαιρικών χαρακτηριστικών Στη συνέχεια δίνονται συνοπτικά τα ονόµατα των κυριότερων ιονοσφαιρικών χαρακτηριστικών, τα οποία και βρίσκονται στη βάση δεδοµένων που δηµιούργησε το PRIME - συµπεριλαµβανοµένου και του URSI κωδικού τους - ενώ στη συνέχεια δίνεται και ένα προφίλ της πυκνότητας των ηλεκτρονίων σε σχέση µε το ύψος, απ όπου διαφαίνεται και η σηµασία πολλών χαρακτηριστικών (Billitza, 199). Characteristic URSI code fof2 M3F2 3 h'f 2 4 fof 1 1 M3F 1 13 h'f 16 foe 2 h'e 24 foe S 3 fbe S 32 21

21 fmin 42 fxl 51 Πίνακας 1Λίστα ιονοσφαιρικών χαρακτηριστικών της βάσης δεδοµένων του PRIME συνοδευόµενη από τους αντίστοιχους κωδικούς. Ως κύρια χαρακτηρίζονται τα ιονοσφαιρικά µεγέθη fof2 και M(3)F2, εκ των οποίων µόνο η fof2 µπορεί να µετρηθεί άµεσα και αποτελεί µέτρο της µέγιστης πυκνότητας πλάσµατος στην ιονόσφαιρα. Η fof2 είναι η συχνότητα αποκοπής (κρίσιµη) για το στρώµα F2, δηλαδή, η µέγιστη συχνότητα που µπορεί να ανακλαστεί απ το στρώµα F2 σε κατακόρυφη εκποµπή. Αντίθετα το Μ(3)F2 µετράται έµµεσα µε τη βοήθεια της αντίστοιχης MUF(3)F2 βάσει της σχέσης που ακολουθεί: MUF( 3) F2 = M (3) F2 f F2 Πρόκειται ουσιαστικά, για έναν ιονοσφαιρικό παράγοντα που ορίζεται για ζεύξη µε ένα άλµα µεταξύ σηµείων τα οποία απέχουν 3km. Έµµεσα χρησιµοποιείται για τον προσδιορισµό του ύψους στο οποίο πραγµατοποιείται η ανάκλαση του κύµατος εντός της F2 περιοχής (περίπου 3-5 km), όπου εντοπίζεται και η µέγιστη συχνότητα πλάσµατος. Αυτό διαπιστώνεται και από τις σχέσεις (1.7) και (1.8) απ όπου σε συνδυασµό µε την (1.1) προκύπτει για το στρώµα F2 : 1 M(3) F2 = (1.11) cosϕ o όπου φ o η γωνία εισόδου του κύµατος στην ιονόσφαιρα από την οποία µπορεί τελικά να καθοριστεί και το ζητούµενο ύψος. Άλλα χαρακτηριστικά είναι τα εξής: foe, fof1 : συχνότητες αποκοπής των στρωµάτων Ε και αντίστοιχα. ΝmE, NmF1, NmF2 : µέγιστες πυκνότητες ηλεκτρονίων στα αντίστοιχα στρώµατα. hme, hmf1, hmf2 : ύψη στα οποία παρατηρούνται οι µέγιστες πυκνότητες ηλεκτρονίων. o 22

22 Εικόνα 3.5 Κατακόρυφο προφίλ πυκνότητας ηλεκτρονίων µε βάση το µοντέλο IRI Ιονοσφαιρικές µεταβολές Έπειτα από συνεχείς παρατηρήσεις, έχει διαπιστωθεί ότι η ιονοσφαιρική στρωµάτωση και συµπεριφορά παρουσιάζει διαφόρων ειδών µεταβολές ανάλογα µε τους παράγοντες που επιδρούν κάθε φορά σε αυτή. Οι κυριότερες από αυτές είναι: Ηµερήσιες µεταβολές Εποχιακές µεταβολές Μεταβολές που οφείλονται στην ηλιακή δραστηριότητα Γεωγραφικές µεταβολές Μεταβολές που οφείλονται στο γήινο µαγνητικό πεδίο Παρακάτω παρουσιάζονται πιο αναλυτικά αυτές οι µεταβολές, όπως επίσης η επίδρασή τους στα στρώµατα Ε και F Ηµερήσιες µεταβολές Το στρώµα F1 κατά τη διάρκεια της νύχτας εξαφανίζεται. Το στρώµα Ε εµφανίζεται την αυγή και εξαφανίζεται τη δύση, ενώ η πυκνότητα των ηλεκτρονίων είναι γενικά µεγαλύτερη κατά τη διάρκεια της ηµέρας σε όλα τα ύψη εξαιτίας της ηλιακής δραστηριότητας. Το ύψος στο οποίο παρουσιάζεται το µέγιστο της πυκνότητας στο στρώµα F2, µεταβάλλεται και αυτό κατά τη διάρκεια της ηµέρας. 23

23 3.3.2 Εποχιακές µεταβολές Το καλοκαίρι, η πυκνότητα των ηλεκτρονίων, όπως επίσης και το ύψος του στρώµατος F, είναι σαφώς αυξηµένα κατά τη διάρκεια της νύχτας σε σχέση µε τις χειµωνιάτικες τιµές τους. Σε µεσαία πλάτη, πολλές φορές, το µέγιστο της πυκνότητας είναι µεγαλύτερο το χειµώνα απ ότι το καλοκαίρι, φαινόµενο το οποίο καλείται εποχιακή ανωµαλία. Σε αυτά τα πλάτη, τους καλοκαιρινούς µήνες το στρώµα F διαχωρίζεται στα F1 και F Ηλιακές κηλίδες και ηλιακός κύκλος Βασική αιτία του ιονισµού της ιονόσφαιρας είναι, όπως ήδη αναφέρθηκε, η ακτινοβολία του ήλιου. Στην επιφάνειά του παρατηρήθηκαν ηλιακές κηλίδες για πρώτη φορά το 325 π.χ. από το Θεόφραστο. Πρόκειται για σκοτεινές κηλίδες στην επιφάνεια του ήλιου οι οποίες εµφανίζονται και εξαφανίζονται περιοδικά, µε χρόνο ζωής που ποικίλει από λίγες ηµέρες ως 27 περίπου ηµέρες. Το σκοτεινό τους χρώµα οφείλεται στη χαµηλή τους θερµοκρασία. Ο αριθµός των ηλιακών κηλίδων παριστάνεται από το δείκτη R. Εικόνα 3.6 Ηλιακές κηλίδες στην επιφάνεια του ήλιου. O κύκλος περιοδικότητας των ηλιακών κηλίδων διαρκεί έντεκα χρόνια. Κατά τη διάρκεια αυτού του κύκλου, ο αριθµός των κηλίδων είναι αρχικά µικρός για ένα ή δύο συνεχόµενα έτη, έπειτα αυξάνει για τα επόµενα τέσσερα χρόνια, µέχρι να φτάσει κάποια µέγιστη τιµή. Στη συνέχεια τα επόµενα 6 χρόνια ελαττώνεται µέχρι το ελάχιστο. Τα χαρακτηριστικά της ιονόσφαιρας µεταβάλλονται ανάλογα µε τη µεταβολή του αριθµού των ηλιακών κηλίδων. Πιο συγκεκριµένα, το µέγιστο της ηλεκτρονιακής πυκνότητας και αυτό του ύψους αυξάνονται, καθώς ο αριθµός των κηλίδων µεγαλώνει. 24

24 Εικόνα 3.7 Μεταβολή των ηλιακών κηλίδων στα έτη Μεταβολές στα στρώµατα Ε και F α Στρώµα Ε Η συχνότητα foe κατά την ηµερήσια µεταβολή της ακολουθεί την ηλιακή δραστηριότητα δίνοντας ένα µέγιστο το µεσηµέρι. Παρουσιάζει ένα µέγιστο τον Ιούνιο και ένα ελάχιστο το εκέµβριο. Έχει αποδειχθεί δε για αυτή, ότι ισχύει η εξής σχέση : (.11.49cos ϕ ) fe o = (cos x) ( R12)( cos ϕ)( )(cos x 2 12) (1.12) d όπου : χ η ζενίθια γωνία της ακτίνας του ήλιου d ο λόγος της απόστασης γης-ήλιου τη 15η ηµέρα κάθε µήνα προς την αντίστοιχη µέση τιµή της για το έτος R 12 η εξοµαλυµένη τιµή του αριθµού R των ηλιακών κηλίδων φ το γεωγραφικό πλάτος του τόπου cosx 12 η ανάλογη µηνιαία τιµή του cosx της ζενίθιας ακτίνας του ηλίου το µεσηµέρι. Η σχέση αυτή ισχύει για τη διάρκεια της ηµέρας - και µάλιστα µε πολύ καλή ακρίβεια, γύρω στα.6 ΜHz - ενώ για τις βραδινές ώρες ισχύει : fe = 1+.94( COV 66)(cos x ) ( cos ϕ)(cos x) (1.13) o 4 (.11.49cos φ) a όπου επιπλέον: = x 3log(1 + exp(( x 89.98) / 3)) x a COV 63 + R 12 = R

25 Αξιοσηµείωτο είναι το γεγονός ότι στις πολικές περιοχές, αν και το κατώτερο στρώµα E της ιονόσφαιρας δε φωτίζεται αρκετά από τον ήλιο µε συνέπεια τη µειωµένη πυκνότητα ηλεκτρονίων, η foe παρουσιάζει µεγαλύτερη τιµή από ότι ίσως θα αναµενόταν. Τέλος, αναφέρεται ότι εκτός από το κανονικό στρώµα Ε εµφανίζεται και µια περισσότερο ιονισµένη περιοχή, η οποία ονοµάζεται "σποραδικό στρώµα Ε" και ανακλά σήµατα, συγκριτικά υψηλότερων συχνοτήτων. Το "σποραδικό στρώµα Ε" εµφανίζεται κυρίως σε υψηλά γεωγραφικά πλάτη β Στρώµα F2 Το στρώµα F2 είναι το πιο σηµαντικό για τις HF επικοινωνίες, αλλά και το πιο ευµετάβλητο. Η συχνότητα fof2 βρίσκεται σε αντίφαση µε την ηλιακή ένταση, σε αντίθεση µε τις fof1 και foε. Αν και η ηλιακή ένταση είναι υποτονική τον Ιανουάριο σε σχέση µε τον Ιούνιο, παρατηρείται πως η τιµή της το χειµώνα κατά τη διάρκεια της ηµέρας είναι µεγαλύτερη από την αντίστοιχη του καλοκαιριού (χειµερινή ανωµαλία) ενώ συνήθως παρατηρείται ένα µέγιστο της τιµής της, το χειµώνα και ένα το καλοκαίρι, και υπό άλλες συνθήκες ένα ακόµη µέγιστο την άνοιξη ή το φθινόπωρο. Το καλοκαίρι η fof2 παρουσιάζει µικρότερες ηµερήσιες µεταβολές, ενώ αξιοσηµείωτη είναι και η συµπεριφορά του στρώµατος F1 το οποίο απουσιάζει τις καλοκαιρινές νύχτες. Το χειµώνα η fof2 αυξάνεται µε µέγιστη τιµή τις µεσηµβρινές ώρες. Όµως, για ελαττωµένη ηλιακή δραστηριότητα κατά τη διάρκεια του ηλιακού κύκλου παρατηρείται και ένα µέγιστο τη νύχτα, ενώ το ελάχιστο εµφανίζεται κοντά στην ανατολή. Το καλοκαίρι ένα ελάχιστο εµφανίζεται το µεσηµέρι µε µέγιστα εκατέρωθεν, και ισχυρότερο από αυτά, αυτό που παρουσιάζεται το απόγευµα. Το χειµώνα, παρατηρείται ένα µικρότερο ελάχιστο τα ξηµερώµατα σε σχέση µε το καλοκαίρι. Την άνοιξη και το φθινόπωρο η συµπεριφορά του στρώµατος F2 είναι ένας συνδυασµός της συµπεριφοράς του για το χειµώνα και το καλοκαίρι, µε διαφορές όµως µεταξύ των δύο. Στη συνέχεια παρατίθενται διαγράµµατα, τα οποία παραστατικά αποδίδουν όλα τα παραπάνω. 26

26 Εικόνα 3.8Μεσαίες µηνιαίες τιµές των κρίσιµων συχνοτήτων foe, fof1και fof2 κατα τα έτη Γεωγραφικές µεταβολές Τα ποσοστά ιονισµού της ιονόσφαιρας µεταβάλλονται σηµαντικά µε την περιοχή, τόσο µε το γεωγραφικό πλάτος όσο και µε το γεωγραφικό µήκος. Εικόνα 3.9 Εποχιακή µεταβολή των κρίσιµων συχνοτήτων foe, fof1 και fof1 κατά τη διάρκεια της ηµέρας. 27

27 Εικόνα 3.1 Μεταβολή της fof2 σε σχέση µε την ηλιακή δραστηριότητα κατά τη διάρκεια του χειµώνα α Επίδραση γεωγραφικού πλάτους Η επίδραση του γεωγραφικού πλάτους είναι σηµαντική αφού για διαφορετικά πλάτη, η γωνία εισόδου των ηλιακών ακτινών στην ατµόσφαιρα διαφέρει. Πλησιάζοντας προς τον ισηµερινό, οι ακτίνες του ήλιου προσπίπτουν πιο κάθετα, µε αποτέλεσµα τον εντονότερο ιονισµό και εποµένως την αύξηση της συχνότητας αποκοπής. Ωστόσο, περιοχές του ίδιου πλάτους δεν παρουσιάζουν παρόµοιες τιµές της fof2 εξαιτίας κυρίως της επίδρασης του µαγνητικού πεδίου της γης, αλλά και των άλλων πλανητών [2]. Το καλοκαίρι, σε µεσαία πλάτη 2 < φ < 8, οι µεσηµεριανές τιµές της fof2 είναι µικρότερες από τις αντίστοιχες του χειµώνα. Τη χειµερινή νύχτα αντίθετα, οι τιµές της είναι µικρότερες σε σχέση µε τις αντίστοιχες του καλοκαιριού. Όσον αφορά τις µεταβολές ανά ηµισφαίριο, τις χειµερινές νύχτες οι τιµές της fof2 στο Νότιο ηµισφαίριο είναι µεγαλύτερες από τις αντίστοιχες στο Βόρειο ηµισφαίριο, σε αντίθεση µε ό,τι συµβαίνει την ηµέρα. Οι εποχιακές µεταβολές όµως στο Νότιο ηµισφαίριο είναι µικρότερες. Τέλος, στον ισηµερινό, το χειµώνα αλλά και το καλοκαίρι, η fof2 είναι σηµαντικά υψηλότερη, µε µοναδική εξαίρεση το καλοκαιρινό µεσηµέρι, όπου εξαιτίας της ιδιαίτερα αυξηµένης θερµοκρασίας η ιονόσφαιρα διαστέλλεται µε αποτέλεσµα η κρίσιµη συχνότητα να µην αυξάνει, διατηρώντας την καµπύλη µεταβολής της σχεδόν οριζόντια. 28

28 Επιπλέον, η κλίση της fof2 σε σχέση µε το γεωγραφικό πλάτος µεταβάλλεται για τις διάφορες ώρες της ηµέρας, τις εποχές και την ηλιακή δραστηριότητα στο εξής διάστηµα [2]: ff o 2 3 = [ 1 5] 1 MHz / km φ (1.14) Το µέγιστο της κλίσης εµφανίζεται το χειµώνα κοντά στον ισηµερινό, για πλάτη µεταξύ 6 < φ < 7 την ηµέρα και 3 < φ < 4 τη νύχτα. Το καλοκαίρι η κλίση είναι µέγιστη για 3 < φ < 4. Σε γενικές γραµµές, οι µεγαλύτερες σε µέγεθος µεταβολές εµφανίζονται στα µεσαία πλάτη 4 < φ < 6 [2] β Επίδραση γεωγραφικού µήκους Οι τιµές τις fof2 σε περιοχές ίδιου πλάτους αλλά διαφορετικού µήκους, είναι αρκετά διαφορετικές, όπως επίσης διαφορετικός είναι και ο τρόπος που µεταβάλλονται, αν και η γωνία πρόσπτωσης των ηλιακών ακτινών είναι η ίδια. Χαµηλότερες τιµές παρατηρούνται γενικά στα δυτικά πλάτη. Η κλίση της fof2 σε σχέση µε το γεωγραφικό µήκος µεταβάλλεται στο εξής διάστηµα: ff o 2 = φ 3 [.2.4] 1 (1.15) Το µέγιστο της κλίσης εµφανίζεται στα µεσαία πλάτη το χειµώνα, κυρίως κοντά στον ισηµερινό. Τέλος, τόσο η κλίση της fof2 µε το γεωγραφικό πλάτος, όπως και η κλίση της µε το γεωγραφικό µήκος, αυξάνονται γενικά µε την αύξηση της ηλιακής δραστηριότητας [2] Επίδραση του γήινου µαγνητικού πεδίου Οι σηµαντικότερες επιδράσεις του γεωµαγνητικού πεδίου στο ιονοσφαιρικό στρώµα είναι: η απόσβεση που υφίσταται το κύµα που οδεύει εντός αυτού, εξαιτίας της γυροσυχνότητας, η οποία αναγκάζει τα ηλεκτρόνια να ακολουθούν ευρείες τροχιές. η διπλή διάθλαση και η περιστροφή του επιπέδου πόλωσης. Η επίδραση που αφορά το στρώµα F2 είναι η διπλή διάθλαση που υφίσταται το ραδιοκύµα από το πλάσµα, φαινόµενο το οποίο έχει σαν αποτέλεσµα την ύπαρξη δύο κυµάτων, του συνήθους και του ασυνήθους κύµατος, τα οποία ακολουθούν 29

29 διαφορετικές διαδροµές µε διαφορετικές φασικές ταχύτητες. Έτσι στην περιοχή F2 υπάρχουν δύο συχνότητες αποκοπής: η fof2 για το σύνηθες κύµα (ordinary wave), και η fxf2, για το ασύνηθες (extraordinary wave). 3.4 Ιονοσφαιρικές διαταραχές Ως ιονοσφαιρικές διαταραχές χαρακτηρίζονται οι απότοµες µεταβολές στην συµπεριφορά της ιονόσφαιρας όπως αυτή διαµορφώνεται από παράγοντες που επιδρούν πάνω σε αυτή και ξεφεύγουν από το πλαίσιο των συνηθισµένων και αναµενόµενων µεταβολών της. Τέτοιες διαταραχές οφείλονται σε φαινόµενα όπως: i. Ιονοσφαιρικές καταιγίδες ii. Αιφνίδιες ιονοσφαιρικές διαταραχές iii. Οδεύουσες ιονοσφαιρικές διαταραχές iv. Ανέµους- ρεύµατα v. Επιδράσεις από πυρηνικές εκρήξεις vi. Ηχώ µε µεγάλη καθυστέρηση vii. Εκλείψεις Ιονοσφαιρικές καταιγίδες (Ionospheric storms) Οι ιονοσφαιρικές καταιγίδες οφείλονται στις ηλιακές εκρήξεις που προκαλούν αποβολή φορτισµένων σωµατιδίων µεγάλης ταχύτητας, τα οποία ταξιδεύουν προς τη γη και βοµβαρδίζοντας τη µαγνητόσφαιρα αυξάνουν τον ιονισµό και την απορρόφηση του στρώµατος D. Ταυτόχρονα, προκαλούν αλλαγές και στη δοµή των στρωµάτων F και Ε, µε αποτέλεσµα η διάδοση στα βραχέα να επηρεάζεται αρνητικά ή και να διακόπτεται για λίγα δευτερόλεπτα ή λεπτά ή και κάποιες µέρες. Το φαινόµενο εµφανίζεται συχνότερα σε υψηλά γεωγραφικά πλάτη εξαιτίας των έντονων διακυµάνσεων του γήινου µαγνητικού πεδίου εκεί, αφού σχετίζεται άµεσα µε αυτές. Σε αυτές τις διαταραχές διακρίνουµε τρεις βασικές κατηγορίες: a. Αρνητικές διαταραχές : Στην περίπτωση αυτή fof2 έχει µικρότερες τιµές από τις µη διαταραγµένες περιόδους. Εµφανίζονται κυρίως στις ισηµερίες b. ιφασικές διαταραχές: Εδώ η fof2 αρχικά αυξάνεται και στη συνέχεια µειώνεται c. Θετικές διαταραχές: Η fof2 έχει µεγαλύτερες τιµές από τις τιµές µη διαταραγµένων περιόδων[2]. 3

30 Εικόνα 3.11 Χρονικές µεταβολές της µέγιστης πυκνότητας ηλεκτρονίων (F2) σε διαφορετικά πλάτη εξαιτίας ιονοσφαιρικών καταιγίδων Αιφνίδιες ιονοσφαιρικές διαταραχές (SIDs). Μερικές φορές, οι ζεύξεις HF µιας περιοχής διακόπτονται απότοµα. Στην περίπτωση αυτή προκαλείται ισχυρός ιονισµός του στρώµατος D, λόγω αυξηµένης έντασης των υπεριωδών ακτινών και των ακτινών Χ, η οποία οφείλεται στις ηλιακές φλόγες. Αυτές, εµφανίζονται πιο συχνά κοντά στο µέγιστο του κύκλου των ηλιακών κηλίδων, και έχουν σαν αποτέλεσµα την σηµαντική εξασθένιση του κύµατος εξαιτίας της απορρόφησής του από το στρώµα D, το οποίο και τελικά δεν ανακλάται στο F [2] Oδεύουσες ιονοσφαιρικές διαταραχές (TIDs) Οι διαταραχές αυτές είναι κυµατοειδείς διακυµάνσεις της πυκνότητας ηλεκτρονίων του στρώµατος F, που οφείλονται σε ατµοσφαιρικά κύµατα βαρύτητας. ιακρίνονται σε δύο κατηγορίες: a. οδεύουσες ιονοσφαιρικές διαταραχές µεγάλης κλίµακας και b. οδεύουσες ιονοσφαιρικές διαταραχές µέσης κλίµακας Στην πρώτη κατηγορία παρουσιάζονται ταχύτητες µεγαλύτερες από την ταχύτητα του ήχου, ενώ η περίοδός τους διαρκεί 3 λεπτά µε 3 ώρες. Στη δεύτερη κατηγορία, η διάρκεια της περιόδου της διαταραχής είναι από 15 λεπτά ως µία ώρα και οι φασικές ταχύτητες που εµφανίζονται είναι 1-3 m/sec, µικρότερες από την ταχύτητα του ήχου. Οι ιονοσφαιρικές διαταραχές µεγάλης κλίµακας σχετίζονται µε γεωφυσικά φαινόµενα και λαµβάνουν χώρα σε διαστήµατα υψηλής µαγνητικής δραστηριότητας. Αντιθέτως, 31

31 οι διαταραχές µέσης κλίµακας δεν έχουν συσχετιστεί αποδεδειγµένα µε κάποια φαινόµενα. Ωστόσο, υπάρχουν εκτιµήσεις που τις συνδέουν µε διάφορα µετεωρολογικά φαινόµενα. Το κυριότερο πρόβληµα που προκαλούν και οι δύο στις HF επικοινωνίες είναι η µετατόπιση Doppler Άνεµοι-Ρεύµατα Πρόκειται για παλιρροιακές κινήσεις των ιόντων της ιονόσφαιρας εξαιτίας του ήλιου, οι οποίες εξαρτώνται από το µαγνητικό πεδίο της γης.οι παλιρροιακές ταλαντώσεις διαδίδονται προς τα πάνω και η ταχύτητά τους αυξάνει µε το ύψος. Σε µικρά πλάτη διαδίδονται κατακόρυφα, ενώ στα µεγάλα παγιδεύονται στην στρατόσφαιρα Επίδραση πυρηνικών εκρήξεων Κατά τη διάρκεια µιας πυρηνικής έκρηξης απελευθερώνεται πολύ µεγάλος αριθµός φορτισµένων σωµατιδίων, τα οποία µπορούν να αυξήσουν την πυκνότητα του στρώµατος F µέχρι και 1 6 φορές, γεγονός που προκαλεί µεγάλη αύξηση της συχνότητας fof Ηχώ µε µεγάλη καθυστέρηση Πρόκειται για το φαινόµενο όπου η ηχώ ενός σήµατος καθυστερεί σηµαντικά. Πολλοί υποστηρίζουν ότι το σήµα φεύγει από τη γη και επιστρέφει αφού ανακλαστεί. Άλλοι, υποστηρίζουν ότι προκαλείται από τη µείωση της ταχύτητας οµάδας Εκλείψεις Όταν συµβαίνει έκλειψη ηλίου, ο ιονισµός διασκορπίζεται πολύ γρήγορα αφού εξαφανίζεται η αιτία που τον προκαλεί. Επίσης εξαιτίας της έντονης εναλλαγής µεταξύ θέρµανσης και ψύξης προκαλούνται ΤΙDs. 32

32 3.5 Μέθοδοι µελέτης της ιονόσφαιρας, µέθοδοι καταγραφής των χαρακτηριστικών της. Οι προσπάθειες µελέτης της ιονόσφαιρας άρχισαν αρκετά νωρίς, από το 188, από τότε δηλαδή που οι φυσικοί κατέληξαν στο συµπέρασµα ότι τα υψηλότερα στρώµατα της ατµόσφαιρας συµπεριφέρονται σαν ηλεκτρικοί αγωγοί. Σήµερα, η βασική µέθοδος για τη µελέτη της πραγµατοποιείται µε τις ιονοσόντες, δηλαδή παλµικά ραντάρ, των οποίων η συχνότητα µεταβάλλεται εντός συγκεκριµένου εύρους. Ο αριθµός των σταθµών παρατήρησης είναι γύρω στους 165. Οι µετρήσεις των τιµών διαφόρων χαρακτηριστικών γίνονται ανά µία ώρα ή κλάσµατά της. Για αυτές τις µετρήσεις έχει καθιερωθεί µία σειρά από διεθνή σύµβολα, τα οποία δηλώνουν, όταν αυτό είναι απαραίτητο, τις συνθήκες ή άλλα χαρακτηριστικά της µέτρησης Λειτουργία της ιονοσόντας Το σύστηµα της ιονοσόντας περιλαµβάνει ποµπό και δέκτη. Εκπέµπεται ένας παλµός και µετράται το χρονικό διάστηµα έως τη λήψη. Από αυτό υπολογίζεται το υποθετικό ύψος ανάκλασης, h = c T/2. Οι µετρήσεις καταγράφονται σε ιονογράµµατα, τα οποία στον οριζόντιο άξονα δίνουν τη µεταβολή ως προς τη συχνότητα, και στον κατακόρυφο τη µεταβολή µε το χρόνο. Στέλνοντας ένα σήµα λαµβάνεται στο δέκτη ένα ίχνος S1S2 για το απευθείας κύµα και ένα Ε1Ε2 για το ανακλώµενο, τα οποία απέχουν µεταξύ τους διάστηµα Τ. Έπειτα, στέλνοντας σήµα υψηλότερης συχνότητας παίρνονται αντίστοιχα ίχνη. Το υποθετικό ύψος είναι περίπου σταθερό και αντιστοιχεί στο στρώµα Ε. Με την αύξηση της συχνότητας, σε κάποια στιγµή παρουσιάζεται κάποια άλλη ηχώ από µεγαλύτερο ύψος (του στρώµατος F), ενώ η ηχώ του στρώµατος Ε σταµατά απότοµα. Η συχνότητα στην οποία παρουσιάζεται αυτό, είναι και η συχνότητα αποκοπής του στρώµατος Ε. Η φωτογραφική έξοδος της ιονοσόντας δίνει το ιονόγραµµα, το οποίο εµφανίζει τα ίχνη των ανακλώµενων παλµών σε συνάρτηση µε το ύψος ανάκλασης και τη συχνότητα, απ όπου συµπεραίνονται τα εξής: 33

33 Εικόνα 3.12 Ιονόγραµµα θερινής ηµέρας. Αν ένα σύνολο κυµάτων, µε συχνότητες µικρότερες από µία τιµή f1, ανακλώνται στο ίδιο ύψος, αυτές είναι µικρότερες της κρίσιµης συχνότητας του στρώµατος Η ύπαρξη πολλών µεγίστων στην πυκνότητα οφείλεται στην ανοµοιογενή σύσταση της ατµόσφαιρας Η ταυτόχρονη ύπαρξη ηχούς από δύο στρώµατα, είναι αποτέλεσµα περιοχών υψηλού ιονισµού, και κενών ασθενούς ιονισµού. Σε χαµηλές συχνότητες όπου δεν έχουµε ηχώ, συµβαίνει απορρόφηση από τα χαµηλότερα στρώµατα.. 34

34 3.6 Γεωµαγνητικοί δείκτες Ο δείκτης Kp Ο γεωµαγνητικός παγκόσµιος δείκτης Kp εισήχθη το 1949 από τον J. Bartels και προέρχεται από τον τυποποιηµένο πίνακα K από 13 γεωµαγνητικά αστεροσκοπεία (παρατηρητήρια) κυρίως στο βόρειο ηµισφαίριο. Το όνοµα αυτό προέρχεται από τα αρχικά Planetarische Kennziffer δηλαδή πλανητικός δείκτης. ηµιουργήθηκε για να µετρά την εκποµπή ακτινοβολίας των ηλιακών σωµατιδίων από τις µαγνητική τους συµπεριφορά και χρησιµοποιείται για να δηµιουργηθεί ο δείκτης ap Ο δείκτης Αp Ο ηµερήσιος δείκτης Αp είναι ο µέσος όρος των οκτώ τιµών του ap για κάθε ηµέρα και ονοµάζεται ηµερήσιο ισοδύναµο πλανητικό πλάτος Αp. Αφού οι ap, Ap είναι εκφρασµένοι σε γραµµική κλίµακα µπορούν να συνδυαστούν για οποιονδήποτε συνδυασµό των διαστηµάτων τριών ωρών, για στατιστικές µελέτες Ο δείκτης R - αριθµός ηλιακών κηλίδων (sunspot number) Στην επιφάνεια του ηλίου παρατηρήθηκαν το 325 π.χ. οι ηλιακές κηλίδες από τον Θεόφραστο. Οι κηλίδες (sunspots) παρουσιάζονται µε τη µορφή σκοτεινών δισκοειδών σχηµατισµών διαµέτρου περίπου ίσο µε 1. km στο φωτεινό υπόβαθρο του λευκού φωτός της φωτόσφαιρας. Αυτό οφείλεται στο ότι η θερµοκρασία του πλάσµατος σε µια κηλίδα ( 3.8 K) είναι πολύ χαµηλότερη από την ενεργό θερµοκρασία του πλάσµατος της φωτόσφαιρας ( 5. Κ). Η διάρκεια της ζωής τους ποικίλει από λίγες ηµέρες µέχρι περίπου 27 ηµέρες. Ο αριθµός των ηλιακών κηλίδων είναι διαθέσιµος τόσο σε ηµερήσιες τιµές, όσο και σε µεσαίες ή ετήσιες τιµές και παριστάνεται από τον δείκτη R. εδοµένα του R υπάρχουν από το 161. Από το πλούσιο υλικό παρατηρήσεων που έχει συγκεντρωθεί από τότε έχουν βγει πολλά και ενδιαφέροντα συµπεράσµατα. Συνήθως οι κηλίδες παρουσιάζονται κατά ζεύγη που είναι προσανατολισµένα κατά µήκος παράλληλων, προς τον ισηµερινό, κύκλο του ηλίου. Από παρατηρήσεις 4 περίπου ετών βρέθηκε ότι το φαινόµενο των κηλίδων εµφανίζει πολλές κανονικότητες. Η σπουδαιότερη από αυτές είναι ότι ο αριθµός, το µέγεθος και η θέση εµφάνισης των κηλίδων, µεταβάλλονται σχεδόν περιοδικά µε µια µέση περίοδο 22 ετών. Το µισό αυτής της περιόδου είναι ο γνωστός 11ετής κύκλος των κηλίδων (sunspot cycle). Αρχικά για ένα ή δύο συνεχόµενα έτη εµφανίζονται λίγες µόνο κηλίδες. Ο αριθµός των κηλίδων αυξάνεται για τα επόµενα 4 χρόνια µέχρι 35

35 να φτάσει στο µέγιστο ενώ για τα επόµενα 6 περίπου χρόνια ο αριθµός τους ελαττώνεται µέχρι το ελάχιστο. Ο αριθµός ηλιακών κηλίδων ορίζεται ως: R=K(1G+I) όπου G είναι ο αριθµός των οµάδων κηλίδων που φαίνονται πάνω στον ήλιο, Ι είναι ο συνολικός αριθµός των µεµονωµένων κηλίδων, και Κ είναι ένας συντελεστής που εξαρτάται από τις διαφορές ανάµεσα στους παρατηρητές και τα παρατηρητήρια. Τα αποτελέσµατα ποικίλλουν σηµαντικά γιατί η µετρήσεις εξαρτώνται κατά πολύ από την εµπειρία και τον τρόπο ερµηνείας των παρατηρητών και τη σταθερότητα της γήινης ατµόσφαιρας πάνω από το σηµείο παρατήρησης. Για την αντιστάθµιση αυτών των διαφορών ο διεθνής ηµερήσιος αριθµός ηλιακών κηλίδων υπολογίζεται ως ένας µέσος όρος µε συντελεστές βάρους µετρήσεων που πραγµατοποιούνται από ένα δίκτυο συνεργαζόµενων σταθµών παρατηρήσεων. Ο αριθµός ηλιακών κηλίδων µπορεί να υπολογιστεί σε ηµερήσια βάση, αλλά εξαιτίας της µεγάλης µεταβολής του από µέρα σε µέρα χρησιµοποιείται συνήθως ο µέσος όρος του για µεγαλύτερες χρονικές περιόδους, και κυρίως ανά µήνα ή ανά έτος. Ο ετήσιος µέσος όρος µεταβάλλεται αντίστοιχα µε τον ηλιακό κύκλο. Αντίθετα,οι µέσες ηµερήσιες και οι µηνιαίες τιµές παρουσιάζουν σηµαντική µεταβλητότητα σε σχέση µε την ετήσια καµπύλη (Εικόνα 13). Εικόνα 3.13 Ο ηµερήσιος (κίτρινο), µηνιαίος (µπλε) και εξοµαλυµένος µηνιαίος (κόκκινο) αριθµός ηλιακών κηλίδων για τον τελευταίο κύκλο, µαζί µε προβλέψεις για τους επόµενους 12 µήνες (κόκκινες τελείες) και το διάστηµα αβεβαιότητας για τις προβλέψεις (πράσινο) 36