ΕΡΓΑΣΤΗΡΙΑ ΦΥΣΙΚΗΣ ΤΗΣ ΑΤΜΟΣΦΑΙΡΑΣ ΑΣΚΗΣΗ 2

Transcript

1 ΕΡΓΑΣΤΗΡΙΑ ΦΥΣΙΚΗΣ ΤΗΣ ΑΤΜΟΣΦΑΙΡΑΣ ΑΣΚΗΣΗ 2 ΜΕΓΑΛΟΥ ΜΗΚΟΥΣ ΚΥΜΑΤΟΣ ΑΚΤΙΝΟΒΟΛΙΑ ΙΣΟΖΥΓΙΑ ΑΚΤΙΝΟΒΟΛΙΩΝ ΦΑΙΝΟΜΕΝΟ ΤΟΥ ΘΕΡΜΟΚΗΠΙΟΥ 1

2 ΘΕΩΡΙΑ 2.1 Ακτινοβολία µεγάλου µήκους κύµατος Ακτινοβολία µεγάλου µήκους κύµατος ή γενικά θερµική ακτινοβολία καλείται η ακτινοβολία της οποίας το φάσµα περιλαµβάνεται µεταξύ των µηκών κύµατος 4.0 µm <λ<100 µm. Το σύστηµα «γη-ατµόσφαιρα» απορροφά περίπου το 70% της ηλιακής ακτινοβολίας και για µεγάλες χρονικές περιόδους η θερµοκρασία του συστήµατος δεν παρουσιάζει σηµαντικές µεταβολές. Προϋπόθεση για να ισχύει το πιο πάνω είναι η ενέργεια που απορροφάται να επιστρέφει στο διάστηµα (µέσω εκποµπής). Με τον όρο «γήινη ακτινοβολία» νοείται το σύνολο των ακτινοβολιών που εκπέµπονται από την επιφάνεια της γης και τη γήινη ατµόσφαιρα (Σχήµα 2-1α). Η γήινη ακτινοβολία µπορεί να θεωρηθεί σαν ακτινοβολία «µέλανος σώµατος». Θεωρώντας µέγιστη και ελάχιστη επιφανειακή θερµοκρασία της γης <80 0 C και >-70 0 C αντίστοιχα, µε εφαρµογή του νόµου του Planck προκύπτει ότι τα φάσµα της γήινης ακτινοβολίας αρχίζει πρακτικά από λ>1.5 µm και τελειώνει στο λ<100 µm. Ειδικά η γη (µέση θερµοκρασία 15 0 C) µπορεί να θεωρηθεί ως µέλαν σώµα θερµοκρασίας περίπου Κ, του οποίου το φάσµα κυµαίνεται από 4 µm ως 100 µm (Σχήµα 2-1β). Σύµφωνα µε το νόµο του Wien, το µέγιστο της έντασης της ακτινοβολίας θα αντιστοιχεί σε ακτινοβολία µε µήκη κύµατος ~10 µm. Σηµειώνεται ότι το 99% της γήινης ακτινοβολίας βρίσκεται µεταξύ 4 µm και 80 µm, µε µέγιστο στα 10 µm. Ηλιακή ακτινοβολία Ένταση ακτινοβολίας UV VIS Μήκος κύµατος λ (µm) Μικρού µήκους υπέρυθρη Γήινη Μεγάλου µήκους κύµατος Σχήµα 2-1. α) Φασµατική κατανοµή της ηλιακής και της γήινης ακτινοβολίας και β) πυκνότητα ενέργειας για µέλαν σώµα θερµοκρασίας Τ=6000 Κ και Τ=287 Κ που αντιστοιχούν στη µέση θερµοκρασία του ηλίου και της γης, αντίστοιχα. 2

3 2.2 Μέτρηση της γήινης ακτινοβολίας Για την άµεση µέτρηση της µεγάλου µήκους κύµατος ακτινοβολίας κοντά στην επιφάνεια της γης χρησιµοποιούνται τα πυργεόµετρα (Σχήµα 2-2), τα οποία, όπως και τα πυρανόµετρα, έχουν σαν ευαίσθητο µέρος θερµοηλεκτρικές στήλες (Σχήµα 2-3). Η µια οµάδα επαφών των θερµοηλεκτρικών στοιχείων εφάπτεται σε µια επιφάνεια που καλύπτεται µε µαύρο επίχρισµα µε συντελεστή απορρόφησης 1.0, ενώ για την προστασία τους από τον άνεµο, τη σκόνη, και τη βροχή χρησιµοποιούνται θόλοι, οι οποίοι είναι συνήθως από πολυαιθυλένιο που είναι διαφανές στη µεγάλου µήκους κύµατος ακτινοβολία (4 µm-100 µm) και αδιαφανές στη µικρού µήκους κύµατος ηλιακή ακτινοβολία (0.28 µm-4 µm). α) Πυργεόµετρο του εργαστηρίου Eppley β) Σχήµα 2-2. Πυργεόµετρο α) Eppley και β) Kipp & Zonen 3

4 Σχήµα 2-3. Τα κύρια χαρακτηριστικά ενός πυργεόµετρου Η µεγάλου µήκους κύµατος ακτινοβολία είναι δυνατόν επίσης να µετρηθεί έµµεσα µε το συνδυασµό δύο άλλων οργάνων: ενός πυρανόµετρου που µετρά τη µικρού µήκους κύµατος ηλιακή ακτινοβολία (0.285 µm-4 µm) και ενός πυρραδιόµετρου που µετρά όλο το φάσµα των ακτινοβολιών (0.285 µm-100 µm). Σε αυτή την περίπτωση, από τη διαφορά των ενδείξεων των δύο οργάνων υπολογίζεται η τιµή της µεγάλου µήκους κύµατος ακτινοβολίας (4 µm-100 µm). Σηµειώνεται ότι τα δύο όργανα πρέπει να καταγράφουν τις τιµές των ακτινοβολιών ταυτόχρονα, ενώ ο θόλος στα πυρραδιόµετρα είναι από πλαστικό, το οποίο είναι διαφανές τόσο στη µικρού µήκους κύµατος ηλιακή ακτινοβολία όσο και στη µεγάλου µήκους κύµατος ακτινοβολία (γήινη). Για τη µέτρηση της γήινης ακτινοβολίας σε παγκόσµια κλίµακα χρησιµοποιούνται δορυφορικές παρατηρήσεις. Στο Σχήµα 2-4 δίνεται ένα παράδειγµα για µια καλοκαιρινή α) ηµέρα και β) νύχτα (12 Ιουνίου 2011) από το όργανο Advanced Very High Resolution Radiometer (AVHRR). Παρατηρούνται έντονες διακυµάνσεις της γήινης ακτινοβολίας σε διαφορετικές περιοχές του πλανήτη µέσα στο 24ωρο. α) 4

5 β) Σχήµα 2-4. Γήινη ακτινοβολία για µία καλοκαιρινή α) ηµέρα και β) νύχτα από όπως µετρήθηκε από το όργανο Advanced Very High Resolution Radiometer (AVHRR) ( 2.3 Υπολογισµός ακτινοβολίας µεγάλων µηκών κύµατος από την επιφάνεια της γης Όπως σε όλες τις φυσικές επιφάνειες, η εκποµπή ακτινοβολίας µικρών µηκών κύµατος από την επιφάνεια της γης συνήθως παραλείπεται και η εκποµπή ακτινοβολίας µεγάλων µηκών κύµατος δίνεται υπό την µορφή του τροποποιηµένου νόµου των Stefan - Boltzmann. I =ε σt 4 (2.1) S όπου σ είναι η σταθερά των Stefan - Boltzmann ίση µε 5.67 X 10-8 Wm -2 K -4, ε s είναι ο συντελεστής εκποµπής µεγάλων µηκών κύµατος της επιφάνειας και Τ s η απόλυτη θερµοκρασία της επιφάνειας. Τυπικές τιµές του ε ς για διάφορους τύπους επιφανειών αναφέρονται στη βιβλιογραφία και οι πιο χαρακτηριστικές δίνονται στον πίνακα 2.1. Εάν είναι γνωστή η θερµοκρασία και η ικανότητα εκποµπής της επιφάνειας της γης, µπορεί να εκτιµηθεί η Ι από την εξίσωση (2.1) µε ακρίβεια περίπου 10%. υσκολίες υπάρχουν στη µέτρηση της θερµοκρασίας της επιφάνειας ειδικότερα των φυτοκαλυµµένων επιφανειών. Σ' αυτές τις περιπτώσεις είναι ορθό να χρησιµοποιείται η "φαινόµενη θερµοκρασία επιφάνειας" ή η "ισοδύναµη θερµοκρασία µέλανος σώµατος" (T eb) που θα προσδιορίζεται από µετρήσεις της υπέρυθρης ακτινοβολίας κοντά στην επιφάνεια (R), µέσω της εξίσωσης: R = σ Τeb 4. S 5

6 Πίνακας 2.1 Λευκαύγεια και συντελεστής εκποµπής διαφόρων φυσικών επιφανειών Τύπος επιφάνειας Άλλοι χαρακτηρισµοί Λευκαύγεια α Συντελεστής εκποµπής ε s Νερό Μικρή ζενίθεια γωνία Μεγάλη ζενίθεια γωνία Χιόνι Παλαιό Νέο Γυµνή άµµος Ξηρή Υγρή Γυµνό έδαφος Ξηρό, πηλώδες Υγρό, πηλώδες Οδόστρωµα Τσιµεντένιο Από µαύρο χαλίκι Γρασίδι (0.02 m - 1 m) Καλλιέργειες Σίτου, ρυζιού κ.λ.π. Οπωροφόρων άση Φυλλοβόλα Κωνοφόρα Μεγάλου µήκους κύµατος ακτινοβολία από την ατµόσφαιρα Η γήινη ακτινοβολία ως ακτινοβολία µεγάλου µήκους κύµατος απορροφάται έντονα από τα συστατικά της ατµόσφαιρας µε µεγάλο µοριακό βάρος όπως Η 2 Ο, Ο 3, CO 2, CH 4, και N 2 O (αέρια θερµοκηπίου). Αποτέλεσµα αυτής της απορρόφησης είναι η θέρµανση της γήινης ατµόσφαιρας να γίνεται κατά κύριο λόγο από την ακτινοβολία µεγάλου µήκους κύµατος, δηλαδή την ατµοσφαιρική ακτινοβολία Ι. Στο Σχήµα 2-5 δίνονται οι φασµατικές απορροφήσεις της µεγάλου µήκους κύµατος ακτινοβολίας από τα διάφορα συστατικά της ατµόσφαιρας. Όπως προκύπτει, τα διάφορα ατµοσφαιρικά αέρια απορροφούν κυρίως τη µεγάλου µήκους κύµατος ακτινοβολία, αλλά εµφανίζουν και φασµατική απορρόφηση στα µικρότερα µήκη κύµατος που αντιστοιχούν στην ηλιακή ακτινοβολία. Στο Σχήµα 2-6 δίνεται η ατµοσφαιρική ακτινοβολία για ένα 24ωρο όπως µετρήθηκε από 7 πυργεόµετρα. Παρατηρείται ότι το µέγιστο και ελάχιστο της ατµοσφαιρικής ακτινοβολίας παρουσιάζονται το δεύτερο και πρώτο 12ωρο της ηµέρας, αντίστοιχα. Από τα παραπάνω συµπεραίνεται ότι η θερµοκρασία της ατµόσφαιρας εξαρτάται κατά µεγάλο µέρος από την περιεκτικότητα της ατµόσφαιρας σε υδρατµούς (H 2 O), διοξείδιο του άνθρακα (CO 2 ) και άλλων επιµέρους συστατικών που εµφανίζουν απορρόφηση στο υπέρυθρο. Συνεπώς, µεταβολές των συστατικών αυτών θα έχουν σηµαντικές επιπτώσεις στη θερµοκρασιακή κατάσταση της ατµόσφαιρας. Η φασµατική περιοχή µεταξύ των µηκών κύµατος 8 µm-13.5 µm µπορεί να θεωρηθεί διαφανής στη γήινη ακτινοβολία καθώς τα διάφορα συστατικά της ατµόσφαιρας στη συγκεκριµένη φασµατική περιοχή παρουσιάζουν ήπια σχετικά απορρόφηση και είναι γνωστή ως «ατµοσφαιρικό παράθυρο». Μέσω αυτής της φασµατικής περιοχής ένα σηµαντικό ποσοστό της γήινης ακτινοβολίας διαφεύγει προς το διάστηµα, ενώ το υπόλοιπο απορροφάται από την ατµόσφαιρα και χρησιµεύει για τη θέρµανσή της. Ωστόσο, όπως αναφέρθηκε, η περιοχή των 10 µm αντιστοιχεί στο µέγιστο της γήινης ακτινοβολίας. Αποτέλεσµα της απώλειας αυτής προς το διάστηµα είναι η παρατηρούµενη κατά τις ανέφελες νύχτες σηµαντική ψύξη των επιφανειακών στρωµάτων της ατµόσφαιρας. Αντίθετα, κατά τις νεφοσκεπείς νύχτες δεν παρατηρείται σηµαντική ψύξη επειδή η ύπαρξη των νεφών προκαλεί κλείσιµο του ατµοσφαιρικού παραθύρου. 6

7 Χωρίς ατµόσφαιρα, η ηλιακή ακτινοβολία θα έφθανε στην επιφάνεια της γης χωρίς εξασθένιση και θα θέρµαινε σηµαντικά την επιφάνεια του πλανήτη µας. Όµως, εξαιτίας της έντονης θερµικής εκποµπής της γης, η θερµοκρασία θα ήταν αισθητά µειωµένη κατά ~30 βαθµούς µικρότερη από ό,τι είναι σήµερα, δηλαδή 255 ο Κ ή διαφορετικά 18 ο C. Σύµφωνα µε τις παρούσες συνθήκες, λόγω απορροφήσεων και επανεκποµπής της θερµικής ακτινοβολίας στη ατµόσφαιρα, η θερµοκρασία της γης παραµένει σηµαντικά υψηλή γύρω (~ 15 ο C ή 288 ο Κ). Τα συστατικά που απορροφούν και επανεκπέµπουν αναφέρονται σαν αέρια του θερµοκηπίου π.χ. το διοξείδιο του άνθρακα (CO 2 ), το µεθάνιο (CH 4 ), το όζον (O 3 ), οι υδρατµοί (H 2 O), και το υποξείδιο του αζώτου (N 2 O). Σχήµα 2-5. Φάσµατα απορρόφησης βασικών ατµοσφαιρικών συστατικών Σχήµα 2-6. Η ατµοσφαιρική ακτινοβολία για ένα 24ωρο (24/9/1999) όπως µετρήθηκε από 7 πυργεόµετρα. 7

8 2.5 Υπολογισµός της ακτινοβολίας µεγάλων µηκών κύµατος από την ατµόσφαιρα Οι πιο ακριβείς µέθοδοι υπολογισµού της ατµοσφαιρικής ακτινοβολίας (Ι ), απαιτούν γενικά, δεδοµένα της κατακόρυφης κατατοµής της υγρασίας, του CO 2, του Ο 3 και της θερµοκρασίας της ατµόσφαιρας, καθώς και της νεφοκάλυψης, της φύσης και του ύψους των νεφών. Τέτοια δεδοµένα δεν είναι συνήθως προσιτά εκεί που χρειάζεται η εκτίµηση της µεγάλου µήκους κύµατος ακτινοβολίας. Έτσι, έχουν αναπτυχθεί απλούστερες µέθοδοι, που κυρίως βασίζονται σε µια εξίσωση της µορφής των Stefan- Boltzman: 4 Ι = εστ α (2.2) όπου Τα είναι η θερµοκρασία του αέρα κοντά στο έδαφος και ε είναι ο συντελεστής εκποµπής µεγάλων µηκών κύµατος της ατµόσφαιρας. Για την εκτίµηση του συντελεστή εκποµπής της ατµόσφαιρας έχουν διαµορφωθεί ηµιεµπειρικές σχέσεις που στηρίζονται σε µετρήσεις που προέκυψαν από διάφορα πειράµατα και διακρίνονται γενικά σε δύο ευρύτερες κατηγορίες: αυτές που αναφέρονται σε αίθριο ουρανό κι αυτές που την εκτιµούν υπό νεφοσκεπή ουρανό. Ένα µεγάλο πλήθος εξισώσεων έχει προταθεί στην προσπάθεια υπολογισµού της ατµοσφαιρικής ακτινοβολίας υπό αίθριο ουρανό, από µετρούµενες στο έδαφος απλές µετεωρολογικές παραµέτρους. Στις περισσότερες, ο συντελεστής εκποµπής της ατµόσφαιρας υπό αίθριο ουρανό (ε) είναι συνάρτηση της θερµοκρασίας ή της υγρασίας (της τάσης των ατµών ή του σηµείου δρόσου) ή και των δύο. Οι πλέον χαρακτηριστικές εκφράσεις του ε που αναφέρονται στη διεθνή βιβλιογραφία φαίνονται στον Πίνακα 2.2. Ανάµεσα σ αυτές, η εξίσωση που πρότεινε το 1932 o Brunt για να περιγράψει τον συντελεστή εκποµπής της ατµόσφαιρας (ε) συναρτήσει της τάσης των ατµών (e) στο ύψος του κλωβού αποτέλεσε σταθµό και χρησιµοποιήθηκε ευρύτατα. Οι συντελεστές της σχετικής εξίσωσης που αναφέρονται στον Πίνακα 2.2 αποτελούν τη µέση τιµή 22 πειραµάτων που έγιναν σε διάφορες περιοχές της γης. Πίνακας 2.2 Σχέσεις για την εκτίµηση του συντελεστή εκποµπής της ατµόσφαιρας (Τ α =θερµοκρασία αέρα, T d =θερµοκρασία δρόσου, e=τάση ατµών, n=νέφωση) Προτείνων Σχέση Σταθερές Ερευνητής Brunt (1932) ε =a + b e 1/2 α=0.605 β=0.048 Swinbank (1963) 2 ε= b. T a b = (Τ a σε ο Κ) Ιdso Jackson(1969) ε=1-aexp(-b(273-t 2 a ) α= 0.26, b = (T a σε ο Κ). Brutsaert (1975) ε = b ( e/ T a ) 1/7 b=1.24 (T a σε ο Κ) Clark - Allen (1978) ε = a + b ln (T d /273) a=0.787 και b= (T d σε ο Κ). Ιdso 1 (1981) ε = b e 1/7 exp ( 350 / T a ) b= (T a σε ο Κ, e σε hpa ) Ιdso 2 (1981) ε = a+ b e exp (1500 / T a ) a=0.70, b= s Berdahl and Martin (1984) Brunt (νεφοσκεπής ουρανός) ε = α + b (Τ d /100) + c (T d /100) 2 ε νεφ =(a + be 1/2 ) (1+kn) ( T a σε ο Κ, e σε hpa) a=0.711, b=0.56, c=0.73 (Τ d σε ο C) n, η νέφωση σε δέκατα. το k εξαρτάται από το είδος των νεφών 8

9 Αξίζει να αναφερθεί ότι οι περισσότερες εξισώσεις χρησιµοποιούνται για την εκτίµηση της νυχτερινής ατµοσφαιρικής ακτινοβολίας και µόνο η εξίσωση των Berdahl και Martin αναφέρεται σε µέσες τιµές εικοσιτετραώρου. Επιπρόσθετα πρέπει να τονιστεί, ότι για την εκτίµηση της Ι από τις προαναφερθείσες σχέσεις, χρησιµοποιείται η Τ α και η παράµετρος υγρασίας (e ή Τ d ) κοντά στην επιφάνεια της γης. Αυτό εξηγείται από το γεγονός ότι η υπέρυθρη ακτινοβολία απορροφάται έντονα από την ατµόσφαιρα και άρα αυτή που υπολογίζεται ή µετριέται προέρχεται κυρίως από τα στρώµατα της ατµόσφαιρας που είναι σχετικά κοντά µεταξύ τους. Για τον υπολογισµό της ατµοσφαιρικής ακτινοβολίας υπό νεφοσκεπή ουρανό (I ) νεφ πρέπει να υπεισέρχεται εκτός από την ατµοσφαιρική ακτινοβολία υπό αίθριο ουρανό (I ) και η νέφωση για να συνυπολογιστεί και η εκποµπή από τα νέφη. Έχουν κατά καιρούς προταθεί αρκετές εξισώσεις και οι περισσότερες µπορούν να περιγραφούν µε την ακόλουθη γενική µορφή: (I ) νεφ = I (1+kn c ) (2.3) όπου n είναι το ποσοστό της νέφωσης και c µια εµπειρική σταθερά. Στη διεθνή βιβλιογραφία αναφέρονται τιµές του c, που κυµαίνονται από 1.0 έως 2.7 µε µια µέση τιµή κοντά στο 2.0. Ο συντελεστής k είναι σταθερά που εξαρτάται από το είδος των νεφών. Στον Πίνακα 2.2 αναφέρεται ενδεικτικά ο συντελεστής εκποµπής υπό νεφοσκεπή ουρανό που δόθηκε από τον Brunt. 2.6 Ισοζύγιο Ακτινοβολιών Μεγάλου Μήκους Κύµατος Γενικά, ισοζύγιο ενέργειας είναι η διαφορά της εισερχόµενης και της εξερχόµενης ενέργειας από ακτινοβολία, η οποία απορροφάται ή εκπέµπεται από την επιφάνεια της γης, την ατµόσφαιρα, ή και το σύστηµα γης-ατµόσφαιρας. Το ισοζύγιο ακτινοβολιών για την επιφάνεια της γης (R), εκφράζεται από τη σχέση: R = ( Q+ q) ( 1 α) + ( Ι Ι ) (2.4) το ισοζύγιο ακτινοβολίας ( R a ) της ατµόσφαιρας µε τη σχέση: R α = q' F ( Ι Ι ) (2.5) όπου: Q: η άµεση ηλιακή ακτινοβολία στο έδαφος, q: η διάχυτη ηλιακή ακτινοβολία, q : η ηλιακή ακτινοβολία που απορροφάται από την ατµόσφαιρα, α: η λευκαύγεια του εδάφους, Ι : η υπέρυθρη ακτινοβολία που δέχεται το έδαφος, Ι : η υπέρυθρη ακτινοβολία που εκπέµπει το έδαφος, F: η υπέρυθρη ακτινοβολία που εκπέµπει η ατµόσφαιρα προς το διάστηµα. Προσθέτοντας κατά µέλη τις (2.4) και (2.5) προκύπτει το ισοζύγιο ακτινοβολίας του πλανήτη µας (γης και ατµόσφαιρας µαζί) = Q+ q 1 α + q' (2.6) R g ( ) ( ) F Τα ισοζύγια ακτινοβολίας R, Rα και R g είναι γενικά διάφορα από το µηδέν, για µικρά χρονικά διαστήµατα. Αυτό σηµαίνει ότι υπάρχει πλεόνασµα ή έλλειµµα ενέργειας. Αν όµως θεωρηθεί η µέση τιµή των διαφόρων ακτινοβολιών για µεγάλα χρονικά διαστήµατα τότε τα R, Rα και Rg είναι µηδέν. Το ισοζύγιο ακτινοβολιών του συστήµατος γηςατµόσφαιρας στις διάφορες περιοχές της γης είναι δυνατόν να είναι θετικό ή αρνητικό. Όµως για όλη την επιφάνεια της γης και σε ετήσια βάση το ισοζύγιο ακτινοβολιών πρέπει να είναι µηδέν. 9

10 Η σχηµατοποίηση του ισοζυγίου µικρού και µεγάλου µήκους κύµατος ακτινοβολίας παριστάνεται στο Σχήµα 2-7 και περιγράφει τα σχετικά ποσοστά (µε βάση τις 100 µονάδες που θεωρούνται ότι φθάνουν στο όριο της ατµόσφαιραςεξωατµοσφαιρική ακτινοβολία) των ακτινοβολιών που µετέχουν στις διάφορες φυσικές ατµοσφαιρικές διεργασίες µέσα στη γήινη ατµόσφαιρα. Προκύπτει ότι 19 µονάδες της εισερχόµενης ηλιακής ακτινοβολίας απορροφώνται στην ατµόσφαιρα (οπότε και µετατρέπονται σε θερµική ενέργεια και ακτινοβολία µεγάλου µήκους κύµατος) εξαιτίας κυρίως της στρατοσφαιρικής απορρόφησης της υπεριώδους ηλιακής ακτινοβολίας από το όζον (2 µονάδες) και της τροποσφαιρικής απορρόφησης της εισερχόµενης ηλιακής ακτινοβολίας από σύννεφα και αερολύµατα (17 µονάδες). Επίσης, ποσοστό 23 µονάδες, της εισερχόµενης ηλιακής ακτινοβολίας σκεδάζεται στην ατµόσφαιρα και εποµένως απορροφάται στην επιφάνεια της γης υπό µορφή ιάχυτης ακτινοβολίας. Ακόµα, το ολικό ποσόν της εισερχόµενης ηλιακής ακτινοβολίας που απορροφάται στο έδαφος είναι ίσο µε 51 µονάδες (28 σαν Άµεση + 23 σαν ιάχυτη). Το δε συνολικό ποσό της µικρού µήκους κύµατος ακτινοβολίας που απορροφάται από την επιφάνεια της γης και την ατµόσφαιρα θα δίνει συνολικά 70 µονάδες (51 σαν Άµεση και ιάχυτη + 19 σαν απώλεια από στρατοσφαιρική και τροποσφαιρική απορρόφηση). Πρόσθετα, ενεργοποιούνται τρεις βασικές φυσικές διεργασίες που οδηγούν σε απώλειες της ηλιακής ακτινοβολίας προς το διάστηµα: 4 µονάδες του ηλιακού φωτός γυρίζουν πίσω στο διάστηµα εξαιτίας της ανάκλασης της ηλιακής ακτινοβολίας στην επιφάνεια της γης. Επίσης η ανάκλαση της ηλιακής ακτινοβολίας από τα σύννεφα επιστρέφει περίπου 20 µονάδες πίσω στο διάστηµα. Η φυσική διεργασία της οπισθοσκέδασης της ηλιακής ακτινοβολίας επιστρέφει άλλες 6 µονάδες στο διάστηµα. Το ολικό ποσοστό απωλειών της ηλιακής ακτινοβολίας λόγω των τριών αυτών διεργασιών φθάνει περίπου τις 30 µονάδες. Η έκφραση που χρησιµοποιείται για την περιγραφή της συνδυασµένης δράσης των τριών αυτών απωλειών ενέργειας προς το διάστηµα καλείται «λευκαύγεια» της γης (σαν σύνολο). ηλαδή, ο δορυφόρος θα καταγράφει σαν λευκαύγεια του συστήµατος γης ατµόσφαιρας περίπου 30%. Η σχηµατοποίηση του ισοζυγίου ακτινοβολιών µεγάλου µήκους κύµατος που δίνεται στο Σχήµα 2-7, διευκρινίζει ότι η ακτινοβόλος θερµική ενέργεια φεύγει από την επιφάνεια της γης µέσω τριών διαφορετικών αλλά και βασικών διεργασιών. Έτσι, 7 µονάδες (πάντα µε βασική αναφορά στις 100 µονάδες της ηλιακής ακτινοβολίας που φθάνει στο όριο της ατµόσφαιρας) εκπέµπονται από την επιφάνεια της γης υπό µορφή αισθητής θερµότητας. Αυτή η θερµική ενέργεια µεταφέρεται στην ατµόσφαιρα µέσω των φυσικών διεργασιών της αγωγής και της κατακόρυφης µεταφοράς θερµότητας. Οι διεργασίες της τήξης και της εξάτµισης του νερού στην επιφάνεια της γης συµβάλλουν σε ενεργειακές απώλειες της τάξης των 23 µονάδων υπό τη µορφή ροής λανθάνουσας θερµότητας. Αυτή η ενέργεια απελευθερώνεται στην ατµόσφαιρα όταν το νερό συµπυκνώνεται ή στερεοποιείται. Αµφότερες οι φυσικές αυτές διεργασίες αποτελούν µέρος της εκπεµπόµενης ακτινοβολίας µεγάλου µήκους κύµατος από την ατµόσφαιρα και τα σύννεφα. Η επιφάνεια της γης εκπέµπει συνολικά 117 µονάδες ακτινοβόλου ενέργειας µεγάλου µήκους κύµατος. Από αυτό το ποσοστό, µόνο 6 µονάδες, διαφεύγει απευθείας στο διάστηµα. Οι υπόλοιπες 111 µονάδες απορροφώνται από τα αέρια του θερµοκηπίου στην ατµόσφαιρα και µετατρεπόµενα σε θερµική ενέργεια συµβάλλουν στην ατµοσφαιρική εκποµπή ακτινοβολίας µεγάλου µήκους κύµατος (φαινόµενο του θερµοκηπίου). Η ατµόσφαιρα εκπέµπει-αποδίδει συνολικά 160 µονάδες ακτινοβολία µεγάλου µήκους κύµατος. Σε αυτό το ποσοστό συµβάλλει η επιφανειακή εκποµπή ακτινοβόλου ενέργειας µεγάλου µήκους κύµατος, 111 µονάδες, όπως αναφέρθηκε προηγουµένως, από µεταφορά λανθάνουσας θερµότητας εξάτµισης (23 µονάδες), από µεταφορά αισθητής θερµότητας (7 µονάδες) και από την απορρόφηση της ηλιακής ακτινοβολίας 10

11 µικρού µήκους κύµατος από τα ατµοσφαιρικά αέρια και τα σύννεφα (19 µονάδες). Η εκπεµπόµενη ακτινοβολία µεγάλου µήκους κύµατος από την ατµόσφαιρα διαδίδεται σε δύο διευθύνσεις: 64 µονάδες της ατµοσφαιρικής εκποµπής διαφεύγουν απευθείας στο διάστηµα; ενώ 96 µονάδες της ατµοσφαιρικής εκποµπής διαδίδονται προς την επιφάνεια της γης όπου και απορροφώνται µετατρεπόµενες σε θερµική ενέργεια. Το ολικό ποσοστό ενέργειας που χάνεται στο διάστηµα υπό µορφή ακτινοβολίας µεγάλου µήκους κύµατος είναι 70 µονάδες (εκποµπή από επιφάνεια 6 µονάδες + εκποµπή από ατµόσφαιρα 64 µονάδες). Το ποσό αυτό των 70 µονάδων ισούται µε το ποσόν που προστίθεται στη γήινη ατµόσφαιρα και την επιφάνεια από το ισοζύγιο ακτινοβολιών µικρού µήκους κύµατος. Για να ισοζυγιστεί η ανταλλαγή επιφανειακής ενέργειας θα πρέπει να συµπεριληφθεί στους υπολογισµούς και το ποσοστό των 51 µονάδων της χαµένης ενέργειας (εκποµπή από την ατµόσφαιρα και τα σύννεφα ακτινοβολίας µεγάλου µήκους κύµατος (96 µονάδες) την εκποµπή από την επιφάνεια της γης (-117 µονάδες) τη µεταφορά λανθάνουσας θερµότητας (-23 µονάδες) τη µεταφορά αισθητής θερµότητας (-7 µονάδες) = -51 µονάδες. Το έλλειµµα αυτό των (-51 µονάδων) στο ισοζύγιο ακτινοβολιών αντιστοιχεί στις 51 µονάδες της εισερχόµενης ηλιακής ακτινοβολίας που απορροφάται από την επιφάνεια της γης σαν άµεση και διάχυτη ακτινοβολία µικρού µήκους κύµατος. Σχήµα 2-7. Σχηµατοποίηση του ισοζυγίου µικρού και µεγάλου µήκους κύµατος ακτινοβολίας µέσα στη γήινη ατµόσφαιρα. 11

12 2.7 Το Φαινόµενο του θερµοκηπίου Γενικά Η ηλιακή ενέργεια υπό τη µορφή της ορατής και της υπεριώδους ακτινοβολίας, απορροφάται µερικώς από την ατµόσφαιρα και την επιφάνεια της γης και µερικώς ανακλάται από την ατµόσφαιρα και την επιφάνεια της γης. Όπως αναφέρθηκε, η ενέργεια που απορροφάται από την επιφάνεια της γης, εκπέµπεται ξανά πίσω στην ατµόσφαιρα υπό µορφή ακτινοβολίας µεγάλου µήκους κύµατος και αν και τα ατµοσφαιρικά αέρια (κυρίως οι υδρατµοί, το διοξείδιο του άνθρακα,. το µεθάνιο, το υποξείδιο του αζώτου και το όζον) είναι σχεδόν διαφανή στην εισερχόµενη ηλιακή ακτινοβολία µικρού µήκους κύµατος, παγιδεύουν (µέσω της απορρόφησης) την εξερχόµενη γήινη ακτινοβολία µεγάλου µήκους κύµατος. Αυτό έχει σαν αποτέλεσµα την αύξηση της κινητικής ενέργειας των µορίων των αερίων προκαλώντας τελικά αύξηση της θερµοκρασίας της ατµόσφαιρας (και εποµένως και της επιφάνειας της γης). Η µεγαλύτερη απορρόφηση της ακτινοβολίας µεγάλου µήκους κύµατος λαµβάνει χώρα στην κατώτερη ατµόσφαιρα, η οποία ονοµάζεται τροπόσφαιρα. Αυτό το φαινόµενο της θέρµανσης είναι γνωστό σαν «φυσικό φαινόµενο του θερµοκηπίου» και η ονοµασία οφείλεται στο γεγονός ότι οι ίδιες περίπου διαδικασίες διατηρούν υψηλές θερµοκρασίες σε ένα τεχνητό-αγροτικό θερµοκήπιο µε γυάλινο κάλυµµα (Σχήµα 2-8). Το γυάλινο αυτό κάλυµµα έχει τη δυνατότητα αφενός να είναι διαφανές στην ηλιακή ακτινοβολία και αφετέρου να είναι ηµιδιαφανές στη µεγάλου µήκους κύµατος ακτινοβολία (θερµική) που εκπέµπεται από το έδαφος-δάπεδο και τα φυτά του θερµοκηπίου. Οι σχετικά υψηλές τιµές της θερµοκρασίας µέσα στο θερµοκήπιο οφείλονται και στο ότι το γυάλινο κάλυµµα παρεµποδίζει την προς τα πάνω µετακίνηση του θερµού αέρα αλλά και από τις ειδικές συνθήκες υγρασίας-αερισµού που επικρατούν µέσα σε αυτό. Στο Σχήµα 2-9 δίνεται η αρχή λειτουργίας του φυσικού θερµοκηπίου µε το στρώµα των αερίων του θερµοκηπίου να παίζει το ρόλο του γυάλινου καλύµµατος στην παγίδευση της θερµικής ακτινοβολίας µεταξύ του στρώµατος των αερίων και της επιφάνειας της γης. Μέσω της λευκαύγειας α που δίνει το ποσοστό της ηλιακής ακτινοβολίας που ανακλάται από µια επιφάνεια (στην περίπτωση εδώ ανακλάται από το σύστηµα Γη- Ατµόσφαιρα) πίσω στο διάστηµα, τότε το σύστηµα απορροφά από την προσπίπτουσα ηλιακή ακτινοβολία ποσοστό ίσο µε (1-α). Για συνθήκες θερµικής ισορροπίας (σταθερή θερµοκρασία του πλανήτη), η ηλιακή ενέργεια που απορροφάται από το σύστηµα Γη- Ατµόσφαιρα θα πρέπει να είναι ίση µε την ενέργεια που εκπέµπει «µέλαν σώµα» στην ίδια θερµοκρασία, δηλαδή: πr γ 2 (1-α)R 0 =4π R γ 2 σt e 4 (2.7) όπου Τ e είναι η λεγόµενη ενεργός θερµοκρασία της γης και σ η σταθερά των Stefan- Boltzmann και R γ η ακτίνα της γης. Από τη σχέση αυτή προκύπτει: Τ e =[(1-α)R 0 /4σ] 1/4 (2.8) ηλαδή η ενεργός θερµοκρασία της γης εξαρτάται από τη µέση απόσταση γηςηλίου και από τη λευκαύγεια του πλανήτη. Θέτοντας στην εξίσωση αυτή R 0 =1367 Wm -2 (ηλιακή ακτινοβολία στο όριο της ατµόσφαιρας-ηλιακή σταθερά), και α=0.33 (µέση πλανητική τιµή για τη λευκαύγεια) προκύπτει ότι T e =250 0 K, δηλαδή αν δεν υπήρχε η ατµόσφαιρα η θερµοκρασία της γης θα ήταν ίση µε C. Το γεγονός αυτό αποκαλύπτει τη συµβολή της ακτινοβολία µεγάλου µήκους κύµατος που εκπέµπει η ίδια η ατµόσφαιρα στο σύστηµα γης-ατµόσφαιρα. Επίσης, από µετρήσεις είναι γνωστό ότι η 12

13 µέση θερµοκρασία της επιφάνειας της γης είναι περίπου 15 0 C και της γήινης ατµόσφαιρας (τροπόσφαιρας) περίπου C. Η διαφορά αυτή που παρατηρείται ανάµεσα στη θερµοκρασία της επιφάνειας της γης και της κατώτερης ατµόσφαιρας από την ενεργό θερµοκρασία της γης (-23 0 C) οφείλεται, από τη µια στη µάζα της ατµόσφαιρας και από την άλλη στην ικανότητα των συστατικών της να απορροφούν κύρια στην υπέρυθρη περιοχή του ηλεκτροµαγνητικού φάσµατος εκποµπής της γης. Εκτιµάται ότι σήµερα ο άνθρωπος µε τις δραστηριότητές του συµβάλλει σηµαντικά στην ενίσχυση του φυσικού φαινοµένου του θερµοκηπίου µέσω της ενεργοποίησης των εκποµπών των λεγοµένων αερίων του θερµοκηπίου. Για περαιτέρω µελέτη, οι φοιτητές παραπέµπονται στο βιβλίο των Βαρώτσος και Kondratyev (2000). Φαινόµενο θερµοκηπίου Το ηλιακό φως περνά διαµέσου του γυαλιού και θερµαίνει τα φυτά και το έδαφος Τα φυτά και το έδαφος θερµαινόµενα εκπέµπουν θερµική ενέργεια. Μέρος αυτής διαφεύγει από το γυαλί αλλά το µεγαλύτερο ποσοστό παγιδεύεται στο χώρο T=15 0 C Τ=22 0 C Σχήµα 2-8. Αρχή λειτουργίας του τεχνητού θερµοκηπίου ιάστηµα H γη θερµαινόµενη αποβάλλει θερµική ενέργεια, ένα ποσοστό της διέρχεται από το στρώµα των αερίων αλλά µεγαλύτερο εγκλωβίζεται µεταξύ γης και στρώµατος Ακτίνες διαπερνούν το στρώµα των αερίων του θερµοκηπίου και θερµαίνουν τη γη Αέρια θερµοκηπίου Σχήµα 2-9. Αρχή του Φαινοµένου του Θερµοκηπίου-Αέρια Θερµοκηπίου. 13

14 2.7.2 υναµικοί παράγοντες Στο κλιµατικό σύστηµα της Γης-Ατµόσφαιρας, υπάρχουν διάφοροι δυναµικοί παράγοντες που επηρεάζουν αλλά και διέπουν τη συµπεριφορά των διαφόρων αερίων του θερµοκηπίου. Πρώτον: η ισχύς της απορρόφησης και τα µήκη κύµατος στα οποία απορροφούν τα επιµέρους αέρια την θερµική- υπέρυθρη ακτινοβολία είναι βασικής σηµασίας στον καθορισµό του πότε ένα µόριο του συγκεκριµένου αερίου, αποτελεί καθοριστικό και σηµαντικό παράγοντα στη δυναµική του θερµοκηπίου. Αυτός ο παράγοντας τροποποιείται από τις τυχόν επικαλύψεις των διαφόρων φασµατικών περιοχών απορρόφησης από τις επιµέρους φασµατικές ζώνες απορρόφησης άλλων υπαρχόντων αερίων στην ατµόσφαιρα. Για παράδειγµα, οι φυσιολογικές ποσότητες του διοξειδίου του άνθρακα στην ατµόσφαιρα είναι σηµαντικά µεγάλες (σε σύγκριση µε άλλα αέρια συστατικά της ατµόσφαιρας) ώστε η ατµόσφαιρα να είναι σηµαντικά αδιαφανής για µια µικρή περιοχή µηκών κύµατος γύρω από το µέγιστο της φασµατικής απορρόφησης, που στην περίπτωση του CO 2 είναι τα 15 µm. Η πρόσθετη ποσότητα µικρού ποσοστού αερίου ικανού για απορρόφηση στο συγκεκριµένο αυτό µήκος κύµατος θα έχει ασήµαντο αποτέλεσµα στη ροή ακτινοβολίας στην τροπόπαυση. Η ύπαρξη άλλων αερίων του θερµοκηπίου µε φασµατική απορρόφηση σε σχεδόν διαφανείς περιοχές της υπέρυθρης ακτινοβολίας, ιδιαίτερα µεταξύ 10 και 12 µm (βλέπε ατµοσφαιρικό παράθυρο), θα έχουν πολύ σηµαντικότερο ρόλο στη δυναµική της διάδοσης της θερµικής ακτινοβολίας. εύτερον: ο χρόνος ζωής ή ο χρόνος παραµονής στην ατµόσφαιρα ενός αερίου του θερµοκηπίου θα επηρεάζει σηµαντικά το δυναµικό του ρόλο ως προς τη θερµική ενέργεια. Αέρια τα οποία παραµένουν στην ατµόσφαιρα για σηµαντικό χρονικό διάστηµα, προτού µετακινηθούν ή καταστραφούν µέσω των µηχανισµών της καταβόθρας, θα εµφανίζουν πολύ σηµαντικότερο δυναµικό ρόλο σε µεγαλύτερο χρονικό ορίζοντα. Τρίτον: οι υπάρχουσες ποσότητες στην ατµόσφαιρα ενός αερίου του θερµοκηπίου δυνατόν να υπαγορεύουν τις επιπτώσεις που πιθανόν πρόσθετα µόρια του αερίου αυτού θα µπορούσαν να επιφέρουν. Για αέρια όπως τα αλογονίδια, που οι φυσικές συγκεντρώσεις τους είναι από µηδενικές έως πολύ µικρές, η δυναµική τους πλησιάζει τη γραµµική συσχέτιση, τουλάχιστον για τα σηµερινά δεδοµένα των συγκεντρώσεών τους. Επίσης, για αέρια όπως το µεθάνιο και το υποξείδιο του αζώτου που υπάρχουν στην ατµόσφαιρα σε ανάλογες ποσότητες ώστε να ενεργοποιείται σηµαντική απορρόφηση, βρέθηκε ότι ο δυναµικός τους ρόλος προσεγγιστικά είναι ανάλογος της τετραγωνικής ρίζας των συγκεντρώσεών των ( C). Για το διοξείδιο του άνθρακα, σηµαντικά µέρη του φάσµατος απορρόφησης είναι τόσο αδιαφανή (βλέπε και Σχήµα 2-5), ώστε επιπλέον µόρια στην ατµόσφαιρα δεν θα έχουν πρόσθετη σηµαντική επίπτωση. Στην περίπτωση του CO 2 ο δυναµικός ρόλος του βρέθηκε να είναι ανάλογος του λογαρίθµου της συγκέντρωσής του. Εκτός από τα άµεσα αποτελέσµατα, πολλά αέρια του θερµοκηπίου εµφανίζουν και έµµεσα δυναµικό ρόλο στη κλιµατική κατάσταση της θερµικής ακτινοβολίας µέσω των αλληλεπιδράσεων τους µε άλλες ατµοσφαιρικές διεργασίες. Για παράδειγµα, η οξείδωση του µεθανίου στην ατµόσφαιρα οδηγεί σε πρόσθετες ποσότητες CO 2 στην ατµόσφαιρα. Επίσης, οι CFCs επηρεάζουν σηµαντικά την κατανοµή του όζοντος στην ατµόσφαιρα, που και αυτό σε τελευταία ανάλυση είναι αέριο του θερµοκηπίου. Η ρίζα (ΟΗ -1 ) δεν αποτελεί αέριο του θερµοκηπίου, όµως είναι εξόχως σηµαντική η παρουσία του στην τροπόσφαιρα, σαν χηµικός καθαριστής. Συνοψίζοντας τα παραπάνω σχετικά µε τα αέρια του θερµοκηπίου και τη συµβολή τους στο ανθρωπογενές φαινόµενο του θερµοκηπίου στο Σχήµα 2-10 δίνονται τα ποσοστά των διαφόρων αερίων που συµβάλλουν σηµαντικά στο φαινόµενο αυτό και κατ επέκταση στη θέρµανση γενικά του πλανήτη µας. 14

15 Η ολική αύξηση της θερµικής ενέργειας, λόγω του άµεσου δυναµικού ρόλου των αερίων του θερµοκηπίου, είναι περίπου 2.5 Wm -2. Συγκρινόµενη η τιµή αυτή µε την ηλιακή σταθερά (=1367 Wm -2 ) θα µπορούσε να πει κάποιος ότι σχεδόν είναι ασήµαντη η επίπτωση της δράσης των αερίων του θερµοκηπίου. Εάν όµως λάβουµε υπόψη τη µέση τιµή της ηλιακής ακτινοβολίας που φθάνει στο όριο της τροπόσφαιρας (=270 Wm - 2 ), η οποία είναι χαµηλή σε σχέση µε την ηλιακή σταθερά λόγω του ότι είναι συνάρτηση του γεωγραφικού πλάτους και του χρόνου, τότε αντιλαµβάνεται κάποιος καθαρά τη συµβολή των αερίων στη θέρµανση του συστήµατος Γης-Ατµόσφαιρας. Συµπληρωµατικά µε το Σχήµα 2-10, στο Σχήµα 2-11 δίνεται η θερµική ενέργεια που εκπέµπει η επιφάνεια της γης συναρτήσει του µήκους κύµατος καθώς και τα διάφορα αέρια του θερµοκηπίου που συµβάλλουν στη µορφοποίηση τόσο του φυσικού όσο και του ανθρωπογενούς φαινοµένου του θερµοκηπίου. Σχήµα Συµβολή διαφόρων αερίων στο φαινόµενο του θερµοκηπίου. Ατµοσφα ιρικό Π α ρά θυρο Θερµική ενέργεια O 3 C F C s N 2 O H 2 O N 2 O,C H 4 CH 4 C O 2 Θ ερµική ακτινοβολία από την επιφάνεια της γης C F C s Μ ή κος κύµατος (µm ) Σχήµα Θερµική ενέργεια και απορρόφηση από τα αέρια. 15

16 2.7.3 Το ιοξείδιο του Άνθρακα (CO 2 ) Οι συγκεντρώσεις του CO 2 στην ατµόσφαιρα της γης είναι περίπου 390 ppm (parts per million) το 2010 (αύξηση κατά 1.9 ppm/yr during ) και είναι οι υψηλότερες εδώ και 800 χρόνια και οι υψηλότερες από ότι 20 εκατοµµύρια χρόνια. Στο Σχήµα 2-12 δίνεται η συγκέντρωση του ρύπου από το 1960 ως το 2008 σε ένα σταθµό στη Χαβάη (Mauna Loa) και η αντίστοιχη θερµοκρασία αέρα. Παρατηρείται η σταδιακή αύξηση των συγκεντρώσεων του ρύπου και της θερµοκρασίας και πιστεύεται ότι οι δύο τάσεις συνδέονται, δηλαδή ότι η αύξηση των επιπέδων του ρύπου συµβάλει στην κλιµατική αλλαγή. Πρέπει να αναφερθεί ότι αντίθετα, υπάρχει και η επιστηµονική άποψη ότι η αύξηση του ρύπου δεν συµβάλει στην κλιµατική αλλαγή. Σχήµα H συγκέντρωση του CO 2 από το 1960 ως το 2008 σε ένα σταθµό στη Χαβάη (Mauna Loa) και η αντίστοιχη θερµοκρασία αέρα Επίδραση σκόνης στην ακτινοβολία Ιδιαίτερα σηµαντική είναι η επίδραση που έχουν τα αιωρούµενα σωµατίδια στο ισοζύγιο ακτινοβολιών στην ατµόσφαιρα και στο έδαφος. Ως αιωρούµενα σωµατίδια (Particulate Matter, PM) χαρακτηρίζεται κάθε σώµα, στερεό ή υγρό (εκτός του νερού) που βρίσκεται σε διασπορά και έχει διάµετρο µεγαλύτερη από µm και µικρότερη από 500 µm περίπου. Η σκόνη, ο καπνός, η ιπτάµενη τέφρα αποτελούν χαρακτηριστικά παραδείγµατα αιωρούµενων σωµατιδίων. Τα PM ποικίλουν ανάλογα µε το µέγεθος, τη σύσταση και την προέλευσή τους και κατηγοριοποιούνται ανάλογα µε την αεροδυναµική τους διάµετρο. Αιωρούµενα σωµατίδια διαµέτρου µεταξύ µm, χαρακτηρίζονται ως χονδρόκοκκα σωµατίδια, PM10 ("coarse" particles). Τα σωµατίδια αυτά έχουν διάφορες πηγές προέλευσης, όπως σκόνη µεταφερόµενη µε τον άνεµο, από οχήµατα τα οποία κινούνται σε άστρωτους δρόµους, από µηχανήµατα βιοµηχανιών συµπιέσεως, λιωσίµατος και τροχισµού διαφόρων υλικών, κ.ά. Αιωρούµενα σωµατίδια διαµέτρου µικρότερης των 2.5 µm αναφέρονται ως λεπτόκοκκα σωµατίδια, PM 2.5 ("fine" particles) και προκύπτουν από πολλές, διαφορετικές πηγές, όπως από τα καυσαέρια των αυτοκινήτων, από διάφορες βιοµηχανικές εγκαταστάσεις καθώς και απευθείας από φυσικές πηγές. Κύρια πηγή των αιωρούµενων σωµατιδίων φυσικής προέλευσης αποτελούν οι ερηµικές εκτάσεις του πλανήτη, µε πιο χαρακτηριστικό παράδειγµα την έρηµο Σαχάρα, η οποία αποτελεί και την σηµαντικότερη πηγή σκόνης παγκοσµίως. Τα αιωρούµενα σωµατίδια σκεδάζουν και απορροφούν µέρος της ηλιακής αλλά και της υπέρυθρης ακτινοβολίας. Με αυτό τον τρόπο επηρεάζουν την ίδια τη δυναµική της ατµόσφαιρας, αλλά και διάφορες παραµέτρους όπως την εξάτµιση, το φαινόµενο του θερµοκηπίου και την ευστάθεια. Αυτή είναι και η λεγόµενη άµεση επίδραση των σωµατιδίων (direct effect). Μέρος της ακτινοβολίας που απορροφάται, επανεκπέµπεται στα µεγάλα µήκη κύµατος θερµαίνοντας έτσι την ατµόσφαιρα στο ύψος της σκόνης και στο έδαφος, µεταβάλλοντας την κατακόρυφη δοµή και την ευστάθεια της ατµόσφαιρας. 16

17 Το µέγεθος της άµεσης επίδρασης είναι αβέβαιο (Σχήµα 2-13) και εξαρτάται από τις οπτικές ιδιότητες της σκόνης (οι οποίες µεταβάλλονται συναρτήσει του µήκους κύµατος), τη χωρική και χρονική κατανοµή των σωµατιδίων στην ατµόσφαιρα, τη νεφοκάλυψη και τη λευκαύγεια της επιφάνειας. Σε αντίθεση µε τα αέρια του θερµοκηπίου (CO 2, CH 4, κ.τ.λ.), τα οποία επηρεάζουν µόνο την εξερχόµενη, υπέρυθρη ακτινοβολία, τα σωµατίδια σκόνης επιδρούν και στις δύο πλευρές του ενεργειακού φάσµατος, σκεδάζοντας και απορροφώντας µικρού και µεγάλου µήκους κύµατος ακτινοβολία. Ιδιαίτερα ισχυρή είναι η σκέδαση στην ορατή περιοχή του φάσµατος της ηλιακής ακτινοβολίας (στέλνοντας έτσι ένα ποσοστό της πίσω στο διάστηµα) ψύχοντας την επιφάνεια του πλανήτη. Αντιθέτως στο υπέρυθρο κυριαρχεί η απορρόφηση και επανεκποµπή και η σκόνη λειτουργεί ως αέριο θερµοκηπίου. Έτσι σε αντίθεση µε τα θερµοκηπικά αέρια, τα ατµοσφαιρικά σωµατίδια µπορούν να προκαλέσουν τόσο θέρµανση όσο και ψύξη της ατµόσφαιρας. Σχήµα 2-13: ιάφορα συστατικά της ατµόσφαιρα και η επίδραση που έχουν στο ισοζύγιο ακτινοβολίας παγκοσµίως. Ο κύκλος της σκόνης στην ατµόσφαιρα παρουσιάζει έντονη εποχιακή διακύµανση και συνδέεται άµεσα µε την ευρύτερη ατµοσφαιρική κυκλοφορία. Αντίστοιχα οι µεταβολές στην ακτινοβολία ακολουθούν τη χωρική κατανοµή των σωµατιδίων φυσικής προέλευσης και παρουσιάζουν αντίστοιχη εποχιακή µεταβλητότητα. Στο Σχήµα 2-14 δίνονται αποτελέσµατα για το σύνολο φόρτου σκόνης (πάνω) για το εκέµβριο Ιανουάριο - Φεβρουάριο 2006 και η µεταβολή στη µέση ηµερήσια εισερχόµενη µικρού µήκους (δεξιά πάνω) και µεγάλου µήκους κύµατος (δεξιά κάτω) ακτινοβολία, λόγω επίδρασης σωµατιδίων σκόνης. Αντίστοιχα, στα Σχήµατα 2-15, 2-16 και 2-17 δίνεται το σύνολο Φόρτου Σκόνης για τις υπόλοιπες εποχές. Παρατηρείται ότι η µικρού µήκους κύµατος ακτινοβολία µειώνεται λόγω σκέδασης και απορρόφησης από τα σωµατίδια σκόνης. Αντίθετα, στο υπέρυθρο παρατηρείται αύξηση της εισερχόµενης ακτινοβολίας καθώς η σκόνη εκπέµπει προς το έδαφος και προς την κορυφή της ατµόσφαιρας στο υπέρυθρο. 17

18 Σχήµα 2-14: Σύνολο Φόρτου Σκόνης (πάνω) για το εκέµβριο Ιανουάριο - Φεβρουάριο 2006 και µεταβολή στη µέση ηµερήσια εισερχόµενη µικρού µήκους (δεξιά πάνω) και µεγάλου µήκους κύµατος (δεξιά κάτω) ακτινοβολία, λόγω επίδρασης σωµατιδίων σκόνης. Σχήµα2-15: Σύνολο Φόρτου Σκόνης (πάνω) για το Μάρτιο Απρίλιο Μάιο 2006 και µεταβολή στη µέση ηµερήσια εισερχόµενη µικρού µήκους (δεξιά πάνω) και µεγάλου µήκους κύµατος (δεξιά κάτω) ακτινοβολία, λόγω επίδρασης σωµατιδίων σκόνης. 18

19 Σχήµα 2-16: Σύνολο Φόρτου Σκόνης (πάνω) για το Ιούνιο Ιούλιο Αύγουστο 2006 και µεταβολή στη µέση ηµερήσια εισερχόµενη µικρού µήκους (δεξιά πάνω) και µεγάλου µήκους κύµατος (δεξιά κάτω) ακτινοβολία, λόγω επίδρασης σωµατιδίων σκόνης. Σχήµα 2-17: Σύνολο Φόρτου Σκόνης (πάνω) για το Σεπτέµβριο Οκτώβριο Νοέµβριο 2006 και µεταβολή στη µέση ηµερήσια εισερχόµενη µικρού µήκους (δεξιά πάνω) και µεγάλου µήκους κύµατος (δεξιά κάτω) ακτινοβολία, λόγω επίδρασης σωµατιδίων σκόνης. 19

20 Βιβλιογραφία Ασκήσεις Εργαστηρίου Φυσικής της Ατµόσφαιρας, Πανεπιστηµιούπολη, Βαρώτσος Κ., Καρράς Γ., Σηµειώσεις Εισαγωγής στη Φυσική της Ατµόσφαιρας, Βαρώτσος Κ., Kondratyev K., Φυσικοχηµεία Περιβάλλοντος Τοµος Ι: Ακτινοβολία- Θερµοκήπιο-Κλιµατική αλλαγή, Εκδόσεις Τραυλός, Charlson, R. J., J. Langner, H. Rodhe, C. Leovt, S. Warren, 1991: Pertrubation of the Northern Hemisphere radiative balance by backscattering from anthropogenic sulfate aerosols. Tellus, 43AB, Claussen M., C. Kubatzki, V. Brovkin, A. Ganopolski, P. Hoelzmann and H.-J. Pachur 1999: Simulation of an abrupt change in Saharan vegetation in the mid-holocene, Geophysical Research Letters, 26, Νο14, pp D Almeida, G. A., 1987: On the variability of desert aerosol radiative characteristics, J. Geophys. Res., 92, Dufrense, J.L., C. Gautier and P. Ricchiazzi 2001: Longwave Scattering of Mineral Aerosols.Journal of Atmospheric Sciences,59, pp Goudi, A.S, N.J. Middleton 2001: Saharan dust storms: nature and consequences. Earth- Science Reviews,56(2001), Guerzoni, S., R. Chester, F. Dulac, B. Herut, M. D. Loye-Pilot, C. Measures, C. Migon, C. Molinaroli, C. Moulin, P. Rossini, C. Saydam, A. Soudine, P. Zivery, 1999: The role of atmospheric deposition in the biochemistry of the Mediterranean Sea, Prog. Oceanogr., 44, Helmert J., B. Heinold, I. Tegen, O. Hellmuth and M. Wendisch, 2007: On the direct and semidirect effects of Saharan dust over Europe: A modelling study, J. Geophys. Res.,112, doi: /2006jd Ιακωβίδης, Κ. Εισαγωγή στη Φυσική Μετεωρολογία Ηλιακή και Γήινη Ακτινοβολία- ράσεις στη Βιόσφαιρα-Θερµοδυναµική Της Ατµόσφαιρας Intergovernmental Panel on Climate Change (IPCC), Climate Change 2001 The Scientific Basis Intergovernmental Panel on Climate Change (IPCC), Climate Change 2007: The Physical Science Basis, Cambridge University Press, UK, Kallos G., C Spyrou, M Astitha, C Mitsakou, S Solomos, J Kushta, I Pytharoulis, P Katsafados, E Mavromatidis, N Papantoniou and G Vlastou, 2009: Ten-year operational dust forecasting - Recent model development and future plans. IOP Conf.Series: Earth and Environmental Science 7 (2009), doi: / /7/1/ Kallos, G., A. Papadopoulos, P. Katsafados, and S. Nickovic, 2006: Transatlantic Saharan dust transport: Model simulation and results. Journal Of Geophysical Research,111, doi: /2005jd Kallos, G., A. Papadopoulos, P. Katsafados, and S. Nickovic, 2006: Transatlantic Saharan dust transport: Model simulation and results. Journal Of Geophysical Research,111, doi: /2005jd Kaufman Y.J., Koren I., Remer L.A, Rosenfeld D., Rudich Y., 2005: The effect of smoke, dust and pollution aerosol on shallow cloud development over the Atlantic 160 Ocean, Proceeding of the National Academy of Sciences of the United States of America 102, Keeling, R.F., S.C. Piper, A.F. Bollenbacher and J.S. Walker Atmospheric CO 2 records from sites in the SIO air sampling network. In Trends: A Compendium of Data on 20

21 Global Change. Carbon Dioxide Information Analysis Center, Oak Ridge National Laboratory, U.S. Department of Energy, Oak Ridge, Tenn., U.S.A. doi: /CDIAC/atg.035 Kröpelin S.,D. Verschuren, A.-M. Lézine, H. Eggermont, C. Cocquyt, P. Francus, J.-P. Cazet, M. Fagot, B. Rumes, J. M. Russell, F. Darius, D. J. Conley, M. Schuster, H. von Suchodoletz and D. R. Engstrom, 2008: Climate-Driven Ecosystem Succession in the Sahara: The Past 6000 Years. Science, 320 no pp DOI: /science Liao, H. and Seinfeld, J.H., 1998: Radiative forcing by mineral dust aerosols: sensitivity to key variables. J. Geophys. Res., 103(D24): Nickovic, S., G. Kallos, A. Papadopoulos and O. Kakaliagou, 2001: A model for prediction of desert dust cycle in the atmosphere. J. Geoph. Res., 106, pp Papadopoulos, A., P. Katsafados G., Kallos, G., and S. Nickovic, 2002: The Poseidon weather forecasting system: An overview. The Global Atmosphere and Ocean Systems, 8, pp Penner, J.E., et al., 2001: Aerosols, their direct and indirect effects. In:Climate Change 2001: The Scientifi c Basis. Contribution of WorkingGroup I to the Third Assessment Report of the Intergovernmental Panelon Climate Change [Houghton, J.T., et al. (eds.)]. Cambridge UniversityPress, Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA, pp Prospero J. M.,P. Ginoux, O. Torres,S. E. Nicholson and T. E. Gill, 2002: Environmental Characterization Of Global Sources Of Atmospheric Soil Dust Identified With The Nimbus 7 Total Ozone Mapping Spectrometer (Toms) Absorbing Aerosol Product, Rev. Geophys., 40(1),1002, doi: /2000rg Ramaswamy, V., et al., 2001: Radiative forcing of climate change. In:Climate Change 2001: The Scientifi c Basis. Contribution of WorkingGroup I to the Third Assessment Report of the Intergovernmental Panelon Climate Change [Houghton, J.T., et al. (eds.)]. Cambridge UniversityPress, Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA, pp Reifsnyder, W.E. and H.W. Lull, Radiant energy in relation to forests, U.S. Dept. Agr. Tech. Bull (1965), p Soares, P.C., Warming Power of CO2 and H2O: Correlations with Temperature Changes, PP Vol.1 No.3, Spyrou C., C. Mitsakou, G. Kallos, P. Louka, and G. Vlastou, 2010: An improved limited area model for describing the dust cycle in the atmosphere. Journal Of Geophysical Research, 115, D17211, doi: /2009jd013682, Σπύρου, Χ. ιδακτορική διατριβή, Tans, Pieter. "Trends in Carbon Dioxide". NOAA/ESRL. Retrieved Tegen I., 2003: Modeling the mineral dust aerosol cycle in the climate system. Quaternary Science Reviews, 22, pp Washington, R., Todd, M., Middleton, N.J. and Goudie, A.S., 2003: Dust-storm source areas determined by the Total Ozone Monitoring Spectrometer and surface observations. Annals of the Association of American Geographers, 93(2), Zender, C. S., H. Bian, and D. Newman, Mineral Dust Entrainment and Deposition (DEAD) model: Description and 1990s dust climatology, J. Geophys. Res.-Atmos., 108, D14,doi: /2002JD