Κύμα, κάθε διαταραχή που μεταφέρει ενέργεια με ορισμένη ταχύτητα. Γραμμικό κύμα

2 Η ηλιακή ακτινοβολία

2.1 21Κύματα Κύμα, κάθε διαταραχή που μεταφέρει ενέργεια με ορισμένη ταχύτητα Γραμμικό κύμα

Τα ηλεκτρομαγνητικά κύματα διαδίδονται στο χώρο και μεταφέρουν ηλεκτρική και μαγνητική ενέργεια με την ταχύτητα του φωτός. Χαρακτηρίζονται από το μήκος κύματος (λ), την περίοδο (Τ) και τη συχνότητα (ν).

Μήκος κύματος (λ) η απόσταση μεταξύ δύο διαδοχικών κορυφών ή κοιλάδων του κύματος (m, cm, mm, μm) 1 μm = 0,000001000001 m = 10-6 m Περίοδος (Τ), ο χρόνος που χρειάζεται για να διαδοθεί το κύμα σε απόσταση ίση με ένα μήκος κύματος. Συχνότητα (ν) του κύματος ισούται με το αντίστροφο της περιόδου Τ ν = 1/Τ (HZ=1/sec)

2.2 Ηλεκτρομαγνητική ακτινοβολία Κύρια πηγή ενέργειας του συστήματος γης-ατμόσφαιρας είναι η ηλεκτρομαγνητική ακτινοβολία του ήλιου. Η ηλεκτρομαγνητική ακτινοβολία διαιρείται σε περιοχές με βάση το μήκος κύματος (λ). Το σύνολο των περιοχών αυτών συνιστά το ηλεκτρομαγνητικό φάσμα.

Μήκος Κύματος Φασματική (μm) Περιοχή <10-5 ακτίνες γ 10-5 - 10-2 ακτίνες x 0.01-0.38 υπεριώδες 0.38-0.72 ορατό 0.72-1.5 εγγύς υπέρυθρο 1.5-5.6 μέσο υπέρυθρο 5.6-12.5 θερμικό υπέρυθρο 12.5-1000 απώτερο υπέρυθρο ηλιακό φάσμα 0.29 4.0 μm 10 3-10 6 μικροκύματα 10 6-10 7 VHF 10 7-10 8 HF

1.3. Βασικά μεγέθη της ακτινοβολίας Ειδική ένταση ακτινοβολίας, I (λ), (specific intensity). το ποσό της ενέργειας dq (λ) ακτινοβολίας μήκους κύματος λ που βρίσκεται στο κέντρο μιας στοιχειώδους περιοχής του φάσματος dλ, η οποία διέρχεται σε χρόνο dt από μία επιφάνεια da, κατά μία διεύθυνση μέσα σε στερεά γωνία dω. I (λ) dq (λ) dt dω dλ da συνθ (Wm -2 Ω -1 μm -1 )

Ολική ροή ακτινοβολίας,f F (λ) (radiant flux): το ποσό της ενέργειας dq (λ) ακτινοβολίας μήκους κύματος λ που διέρχεται από μία επιφάνεια da σε χρόνο dt, από όλες τις διευθύνσεις (μέσα σε ένα ημισφαίριο με βάση da). F (λ) = I (λ) συνθ dω (Wm -2 μm -1 )

Η ολοφασματική ροή ακτινοβολίας (F): δίνεται από την ολοκλήρωση της ροής ακτινοβολίας F (λ) για όλα τα μήκη κύματος λ, δηλαδή: F = F (λ) dλ (Wm -2 )

Για τις πηγές ακτινοβολίας ισχύουν οι ακόλουθοι ορισμοί: Μέλαν σώμα (blackbody) είναι το υποθετικό σώμα του οποίου η ένταση της εκπεμπόμενης ακτινοβολίας, σε κάθε θερμοκρασία και σε κάθε μήκος κύματος, είναι μεγαλύτερη από την ακτινοβολία που εκπέμπουν όλα τα σώματα που βρίσκονται στην ίδια θερμοκρασία. Το μέλαν σώμα απορροφά πλήρως την ακτινοβολία βλί όλων των μηκών κύματος. Απορροφά μέρος της ακτινοβολίας Πραγματικό σώμα Τ Εκπέμπει μικρότερη ακτινοβολία Απορροφά πλήρως την ακτινοβολία Μέλαν σώμα Τ Εκπέμπει μεγαλύτερη ακτινοβολία

Ικανότητα εκπομπής ε (λ) (emissivity) ενός πραγματικού σώματος για ένα ορισμένο μήκος κύματος λ, ορίζεται από το πηλίκο της έντασης ακτινοβολίας Ι (λ) που εκπέμπει το σώμα σε θερμοκρασία Τ, προς την ένταση ακτινοβολίας Ι (λ)μ του ιδίου μήκους κύματος που εκπέμπει το μέλαν σώμα στην ίδια θερμοκρασία, δηλαδή ε (λ) Ι Ι (λ)μ (λ) Ι Ι (λ) (λ)μ ε (λ) = 1 για μέλαν σώμα (για κάθε λ) ε (λ) < 1 για πραγματικό σώμα Πραγματικό σώμα Τ Μέλαν σώμα Τ

ε (λ) = 1 για μέλαν σώμα (για κάθε λ) ε (λ) <1 για πραγματικό σώμα

Φαιό σώμα (graybody) ορίζεται ένα υποθετικό σώμα το οποίο έχει σταθερή ικανότητα εκπομπής ε (λ) για όλα τα μήκη κύματος, με τιμή μικρότερη της μονάδας. ε (λ) = σταθ. (για κάθε λ) και ε (λ) < 1 (λ) (γ ) (λ)

Ικανότητα απορρόφησης α (λ) (absorptivity) it ενός πραγματικού σώματος, για ένα ορισμένο μήκος κύματος λ, ορίζεται από το πηλίκο της έντασης ακτινοβολίας βλί Ι (λ) που απορροφά το σώμα σε θερμοκρασία Τ, προς την ένταση ακτινοβολίας βλί Ι ο(λ) που προσπίπτει σε αυτό. Ι(λ) α (λ) Ι ο(λ) Ι o(λ) Ι (λ)

Ανακλαστικότητα ή λευκάγεια R (λ) (albedo) ενός πραγματικού σώματος, για ένα ορισμένο μήκος κύματος λ, ορίζεται από το πηλίκο της έντασης ακτινοβολίας βλί Ι (λ) που ανακλάται το σώμα, προς την ένταση ακτινοβολίας Ι ο(λ) που προσπίπτει σε αυτό. Ι R ο(λ) Ι (λ) (λ) R (λ) Ι ο(λ) Ι Ιo(λ) Ισχύει: α (λ) + R (λ) = 1

Λευκάγεια διαφόρων επιφανειών νέο χιόνι 80% παλιό χιόνι 55% χλόη 25% δάσος 5-10% άμμος 20-30% υγρό έδαφος 10% νέφη 50-65%

1.4 Νόμοι της ακτινοβολίας Νόμος του Planck, σχέση της έντασης ακτινοβολίας του μέλανος σώματος (Ι (λ) ) με την θερμοκρασία του Τ και το μήκος κύματος λ της ακτινοβολίας

Φ ή ή έ β λί Φασματική κατανομή της έντασης ακτινοβολίας μέλανος σώματος σε διάφορες θερμοκρασίες.

Φ ή ή έ β λί Φασματική κατανομή της έντασης ακτινοβολίας μέλανος σώματος σε διάφορες θερμοκρασίες.

Η γη δεν συμπεριφέρεται σαν ένα τέλειο μέλαν σώμα αδιότι ι η ικανότητα εκπομπής της μεταβάλλεται με το μήκος κύματος, επηρεάζοντας, έτσι, την ολοφασματική ροή της ακτινοβολίας F. για πραγματικό σώμα Ι (λ) = ε (λ) Ι (λ)μ όπου ε (λ) < 1 (λ)

Νόμος του Wien θερμοκρασία ρ χρώματος (colour temperature) Ήλιος, 6000 Κ, μέγιστο στα 0.475 μm, ορατό φάσμα (μικρού μήκους κύματος ακτινοβολία, βλί λ<4 μm) ) Γη, 300 Κ, μέγιστο στα 10-12 μm, θερμικό υπέρυθρο (μεγάλου Γη, 300 Κ, μέγιστο στα 10 12 μm, θερμικό υπέρυθρο (μεγάλου μήκους κύματος ακτινοβολία, λ>4 μm)

Νόμος των Stefan Boltzmann: Ολική ροή ακτινοβολίας μέλανος σώματος F Μ σε σχέση με την θερμοκρασία του Τ: F Μ = στ 4 για τη γη F = ε ολ F Μ = ε ολ στ 4 όσο πιο θερμό είναι ένα σώμα τόσο περισσότερο ακτινοβολεί. θερμοκρασία ακτινοβολίας ή λαμπρότητας (temperature radiation or brightness temperature)

Η ακτινοβολία στο θερμικό υπέρυθρο καλείται και θερμική ακτινοβολία (thermal radiance), η οποία εξαρτάται άμεσα από τη θερμοκρασία της πηγής Τ ( F ολ = στ 4 ) την επίδραση της ατμόσφαιρας κατά την διέλευσή της την επίδραση της ατμόσφαιρας κατά την διέλευσή της μέσα από αυτήν.

2.4 Ηλιακή ακτινοβολία Προέρχεται από τη Προέρχεται από τη φωτόσφαιρα του ήλιου

υπεριώδες 9% ορατό 45% υπέρυθρη 46% 1.5 4 μm Φασματική κατανομή της ηλιακής ακτινοβολίας

2.5 Ηλιακή σταθερά Ηλιακή σταθερά Ι ο : το ποσό ηλιακής ενέργειας ανά μονάδα επιφάνειας και χρόνου που προσπίπτει σε μια επιφάνεια κάθετη στις ακτίνες στο όριο της ατμόσφαιρας στη μέση απόσταση γης ήλιου I o = 2 cal cm -2 min -1 = 1394 W/m 2

Επειδή η ηλιακή ενέργεια ανά μονάδα χρόνου (Ε ολ ) εκπέμπεται ομοιόμορφα προς όλες τις κατευθύνσεις, ισχύει: Ε ολ (σε ακτίνα R) = Ε ολ (σε ακτίνα R ο ) Αλλά γενικά εξ ορισμού, ισχύει: Ι = Ε/S E = I S E = I 4πR 2 Άρα: Ε ολ = I ο 4πR 2 ο = I 4πR 2 I I o I o R 2 o = I R 2 I = I o (R o /R) 2 R

Ι π = 2.07 cal cm -2 min -1 Ι α = 1.93 cal cm -2 min -1

2.6 Παράγοντες που επιδρούν στη μεταβολή των τιμών της ηλιακής ακτινοβολίας 2.6.1 Αστρονομικοί παράγοντες η περιστροφή της γης γύρω από τον άξονά της η περιστροφή της γης γύρω από τον ήλιο σε ελλειπτική τροχιά η κλίση του άξονα περιστροφής και η σφαιρικότητα της γης 23 ο 27

Δημιουργούν Δ ύ μεταβαλλόμενες β λλό συνθήκες θή πρόσπτωσης ό της ηλιακής ακτινοβολίας σε ένα τόπο με αποτέλεσμα να μεταβάλλεται βάλλ το ποσόό της ηλιακής λ ή ακτινοβολίας β λί που δέχεται δέ η επιφάνεια της γης τόσο χωρικά όσο και χρονικά. Η χωρική μεταβολή εξαρτάται από το γ. πλάτος και η χρονική μεταβολή από την ώρα της ημέρας και την εποχή γ. πλάτος ώρα - εποχή

α. Ένταση ηλιακής ακτινοβολίας Οι αστρονομικοί παράγοντες ςμεταβάλλουν παραμέτρους ρ από τις οποίες εξαρτάται το ποσό της ηλιακής ακτινοβολίας που δέχεται η επιφάνεια της γης. Αυτές είναι: την απόσταση γης - ήλιου το ύψος του ήλιου πάνω από τον ορίζοντα ρζ του τόπου

α. Η απόσταση της γης από τον ήλιο Εξαιτίας της ελλειπτικής τροχιάς της γης γύρω από τον ήλιο κατά τη διάρκεια του έτους η ένταση της ακτινοβολίας που δέχεται η γη αυξομειώνεται. Ι π = 2.07 cal cm -2 min -1 Ι α = 1.93 cal cm -2 min -1 π +3.4% -3.5% R Η ένταση της ακτινοβολίας ελαττώνεται αντιστρόφως ανάλογα με το τετράγωνο της απόστασης από τον ήλιο: I = I 2 o (R o /R) R/R o = 1 + 0.034 συν[0.986(j-3)] όπου J = 1,2,... 365 ή 366 ο η τάξη της ημέρας μέσα στο έτος.

Εξαιτίας της ελλειπτικής τροχιάς της γης γύρω από τον ήλιο κατά τη δά διάρκεια του έτους η ένταση της ακτινοβολίας βλί που δέχεται η γη αυξομειώνεται. Στο περιήλιο (3 Ιανουαρίου), η ηλιακή ενέργεια που φτάνει στη γη είναι κατά 7% περισσότερη από εκείνη του αφηλίου (4 Ιουλίου). παρόλα αυτά δεν είναι ο παράγοντας αυτός που καθορίζει την ενδοετήσια μεταβολή της θερμοκρασίας στη γη.

β. Το ύψος του ηλίου πάνω από τον ορίζοντα δηλ. της γωνίας μεταξύ των ηλιακών ακτινών και του ορίζοντα στον τόπο αυτόν

β. Το ύψος του ηλίου πάνω από τον ορίζοντα δηλ. της γωνίας μεταξύ των ηλιακών ακτινών και του ορίζοντα στον τόπο αυτόν Όσο μικρότερο είναι το ύψος του ήλιου φ τόσο λιγότερη ενέργεια ακτινοβολίας θα μοιράζεται στην επιφάνεια και συνεπώς τόσο μικρότερη θα είναι η ένταση της.

β. Το ύψος του ηλίου πάνω από τον ορίζοντα δηλ. της γωνίας μεταξύ των ηλιακών ακτινών και του ορίζοντα στον τόπο αυτόν I = 2 1 I o (R o /R) Νόμος του Lambertt ή νόμος του ημιτόνου : Η ένταση της ακτινοβολίας μεταβάλλεται με το ημίτονο του ύψους του ήλιου: Ι = Ι 1 ημφ = Ι 1 συνz Ι = I o (R o /R) 2 ημφ

Ι = I 2 o (R o /R) ημφ Ι R φ ώρα εποχή γ. πλάτος θερινό ηλιοστάσιο (21 Ιουνίου)

Ι = I 2 o (R o /R) ημφ Ι R φ ώρα εποχή γ. πλάτος χειμερινό ηλιοστάσιο (21 Δεκεμβρίου)

Ι = I 2 o (R o /R) ημφ Ι R φ ώρα εποχή γ. πλάτος μειώνεται από 93% σε 38% 68 30 o 21 30 o Μέσα γεωγραφικά πλάτη (45 o )

Ι = I 2 o (R o /R) ημφ Ι R φ ώρα εποχή γ. πλάτος μειώνεται κατά 8% 66 33 o Ισημερινός

Ι = I 2 o (R o /R) ημφ Ι R φ ώρα εποχή γ. πλάτος μειώνεται κατά 8% 66 33 o Ισημερινός

β. Ημερήσια ηλιακή ακτινοβολία Το ολικό ημερήσιο ποσό της ηλιακής ακτινοβολίας Q, που δέχεται μια οριζόντια επιφάνεια στο έδαφος της γης από την ανατολή μέχρι τη δύση του ηλίου και για ορισμένη ημερομηνία εξαρτάται από: i. τη θεωρητική ηλιοφάνεια Η θ (διάρκεια ημέρας) και ii. το ύψος του ήλιου h στον τόπο.

i. Θεωρητική ηλιοφάνεια Η θεωρητική ηλιοφάνεια Η θ ενός τόπου, για ορισμένη ημερομηνία είναι ηχρονικήδιάρκεια(διάστημα από την ανατολή μέχρι τη δύση) κατά την οποία ο ήλιος βρίσκεται πάνω από τον ορίζοντα του τόπου ελεύθερου από αντικείμενα. Η θ = 2[τoξ ξ συν(-εφφ.εφδ)] ( φ /15 Στη Γεωγραφική ή πραγματική ηλιοφάνεια Η π λαμβάνονται υπόψη και τα αντικείμενα, που περιορίζουν τον ορίζοντα.

Η θεωρητική ηλιοφάνεια εξαρτάται από τη διάρκεια της ημέρας και μεταβάλλεται με: το γεωγραφικό πλάτος, λόγω της σφαιρικότητας της γης, και ή λό λί άξ ή την εποχή, λόγω της κλίσης του άξονα περιστροφής της γης σε σχέση με το επίπεδο τροχιάς της γύρω από τον ήλιο.

θερινό ηλιοστάσιο (21 Ιουνίου) χειμερινό ηλιοστάσιο (21 Δεκεμβρίου) Απόκλιση του ήλιου Εαρινή ισημερία (21 Μαρτίου και 23 Σεπτεμβρίου)

Η ηλιοφάνεια εκφράζεται με το μηνιαίο ή το ετήσιο άθροισμα των ωρών της ή ακόμη τη μέση ημερήσια τιμή της. Οι μεγαλύτερες μγ ρςετήσιες τιμές: μς στη Yuma της Αριζόνας με 3900 ώρες και στην Αίγυπτο 3670 ώρες. Η μεγαλύτερη μέση ημερήσια τιμή σημειώθηκε στη Λιβύη, με 11ώρες/ημέρα. έ Η μέση ημερήσια ηλιοφάνεια στις ερήμους έχει περίπου την τιμή 10 ώρες, περιοχές της μεσογείου 7-8 ώρες, πολικές περιοχές είναι μικρότερη από 3ώρες/ημέρα.

Κλάσμα ηλιοφάνειας f ενός τόπου ισούται με τον λόγο της πραγματικής προς την θεωρητική ηλιοφάνεια και χρησιμοποιείται για συγκρίσεις μεταξύ των περιοχών του πλανήτη. π.χ. αν η Η θ = 9h21' και Η π = 5h12' τότε: f = (5h 12') / (9h 21') = = (5.2 h)/(9.3h) = 0.56 ή 56%

ii. Ύψος ήλιου Το ύψος του ήλιου μεταβάλλεται Χωρικά με το γ. πλάτος Χρονικά με την ώρα και την εποχή

Η γωνία πρόσπτωσης της ηλιακής ακτινοβολίας στην επιφάνεια της γης μειώνεται με το γεωγραφικό πλάτος λόγω της καμπυλότητας της γης.

μειώνεται από 93% σε 38% 21 30 o 68 30 o Μέσα γεωγραφικά πλάτη (45 o )

μειώνεται κατά 8%. 66 33 o Ισημερινός

ολικό ποσό της ημερήσιας ηλιακής ακτινοβολίας Q Q H H I dt I o R R 2 o 2 H H συνz dt Q 1440 I 0 π R o R 2 (H δ ημφ ημδ συνφ συνδ ημφ συνhh δ ) όπου Η δ η ωριαία γωνία του ηλίου κατά τη δύση του εκφρασμένη σε rad, δ η απόκλιση του ήλιου. Το Q εκφράζεται σε cal cm -2 day -1.

Ημερήσια ποσά ηλιακής ακτινοβολίας (ly) σε συνάρτηση με το γ. πλάτος

Ημερήσια ποσά ηλιακής ακτινοβολίας (ly) σε συνάρτηση με το γ. πλάτος λά Μικρή εποχιακή μεταβολή Μέγιστη εποχιακή μ β ή μεταβολή

Μ β λή λ ή βλί ή ά Μεταβολή της ηλιακής ακτινοβολίας με την εποχή κατά το γ. πλάτος θεωρώντας ότι δεν υπάρχει ατμόσφαιρα

Ημερήσια ηλιακή ακτινοβολία σε cal cm -2 day -1

Ημερήσια ηλιακή ακτινοβολία σε cal cm -2 day -1

2.6.2 Γεωγραφικοί παράγοντες Δεν ανταποκρίνεται στην πραγματικότητα λόγω του ρόλου, που παίζει η ατμόσφαιρα η οποία απορροφά,, διαχέει και ανακλά εν μέρει την ηλιακή ακτινοβολία.

Οι κύριοι γήινοι παράγοντες που επιδρούν στη διαμόρφωση του ποσού της ηλιακής ενέργειας που φτάνει στην επιφάνεια του πλανήτη είναι: α) Η διαφάνεια της ατμόσφαιρας, η οποία εξαρτάται από τη μάζα της ατμόσφαιρας που διανύουν οι ηλιακές ακτίνες για να φτάσουν στην επιφάνεια της γης. Η εξασθένηση της ηλιακής ακτινοβολίας εξαρτάται από: ό δ ύ βλί έ την απόσταση που διανύει η ακτινοβολίαμέσα στην ατμόσφαιρα δηλ. από τη γωνία πρόσπτωσης

τη διαπερατότητα της ατμόσφαιρας η ποία εξαρτάται κυρίως από την παρουσία νεφών, ομίχλης και αερολυμάτων (π.χ χ έρημοι).

Η εξασθένιση της ηλιακής ακτινοβολίας για όλη την έκταση του ηλιακού φάσματος δίνεται από το νόμο των Bouguer & Lambert: όπου Ι = Ι ο p m Ι η ολοφασματική ένταση της ηλιακής ακτινοβολίας που φθάνει στο έδαφος, Ι ο η ηλιακή σταθερά, p η ολοφασματική ήδιαφάνεια και m το πάχος του στρώματος της ατμόσφαιρας, που διανύει χς ρ μ ς ης μ φ ρ ς, η δέσμη των ηλιακών ακτίνων.

Η εξασθένιση της ηλιακής ακτινοβολίας για όλη την έκταση του ηλιακού φάσματος δίνεται από το νόμο των Bouguer & Lambert: Ι = Ι ο p m Το m σε συνάρτηση της ζενίθια απόστασης z του ηλίου ή του ύψους του ήλιου h δίνεται με καλή προσέγγιση από τη σχέση : συνz= m/m z αν m = 1 τότε m z = 1/συνz ή επειδή z =90 o h m z = 1/ημh

Η ατμοσφαιρική μάζα, που διασχίζουν οι ακτίνες, αυξάνει κατά τρόπο αντιστρόφως ανάλογο του ημιτόνου της γωνίας πρόσπτωσης: m z = 1/ημh Γωνία πρόσπτωσης Ατμοσφαιρική μάζα 90 ο 1 60 ο 1.15 30 ο 2 10 ο 5.7 5 ο 10.8

(β) Η επίδραση του υψομέτρου και του ανάγλυφου Σα Στα μέσα γ. πλάτη η ένταση της ηλιακής ακτινοβολίας αυξάνει με ρυθμό 5-15% για κάθε 1000 m ύψους. Στα ίδια πλάτη και σε ύψος 3000 m σημειώνονται ποσά ακτινοβολίας ίσα με εκείνα των πεδινών ισημερινών περιοχών. Τα μεγάλα αυτά ποσά οφείλονται σε δύο αιτίες: 1) Μικρότερη διαδρομή δ της ακτινοβολίας στην ατμόσφαιρα 2) η ατμοσφαιρική ήμάζα μειώνεται καθώς απομακρυνόμαστε μ από το κατώτερο και πυκνότερο στρώμα της ατμόσφαιρας και 3) η ατμόσφαιρα στα ύψη αυτά είναι φτωχότερη σε υδρατμούς και κατά συνέπεια η απορρόφηση της ακτινοβολίας είναι μικρότερη.

Η ένταση της ηλιακής ακτινοβολίας που δέχεται μια γήινη επιφάνεια μεταβάλλεται με την κλίση και τον προσανατολισμό της σε σχέση με τις ηλιακές ακτίνες.

Το ποσοστό της ενέργειας που δέχεται μια κεκλιμένη επιφάνεια ης ργ ς χ μ μ η φ διαφόρων προσανατολισμών σε σχέση με την οριζόντια επιφάνεια χωρίς ατμόσφαιρα (Β. ημισφαίριο, 45 ο γ. πλάτος).

2.7 Επίδραση της ατμόσφαιρας στην ηλιακή ακτινοβολία.

271Α 2.7.1 Απορρόφηση από άτομα, μόρια, ιόντα και αερολύματα. Η ένταση της ακτινοβολίας μειώνεται εκθετικά με την απόσταση που διανύει μέσα στην ατμόσφαιρα. Aπορρόφηση ανάλογα με το μήκος κύματος λ Η υπεριώδης ακτινοβολία (λ < 0.38 μm) και κυρίως για λ<0.29 μm, από το όζον (Ο 3 ) της κατώτερης στρατόσφαιρας. Η ορατή ακτινοβολία (0.38 < λ < 0.72 μm), ασθενώς από το όζον (Ο 3 ) και το οξυγόνο (Ο 2 ). Η υπέρυθρη ακτινοβολία ( λ > 0.72), από τους υδρατμούς ρ ρη β ( ) ς ρ μ ς (Η 2 Ο) και το διοξείδιο του άνθρακα (CO 2 ).

2.7.2 272Σκέδαση Σκέδαση (διάχυση): το φαινόμενο κατά το οποίο η ακτινοβολία αλλάζει διεύθυνση κατά την πρόσκρουσή της στα μόρια, στους υδρατμούς και στα διάφορα αιωρούμενα σωματίδια της ατμόσφαιρας (aerosols).

Εξαρτάται από το μέγεθος των σωματιδίων σκέδασης και το μήκος κύματος λ. Συγκεκριμένα: για άτομα, μόρια και ιόντα, έχουμε τη σκέδαση Rayleigh, κατά την οποία σκεδάζεται κυρίως η μικρού μήκους κύματος ακτινοβολία (π.χ. μπλε). για αερολύματα και υδροσταγονίδια, τη σκέδαση Mie, κατά την οποία δεν σκεδάζεται έντονα κάποιο συγκεκριμένο μήκος κύματος. Η σκέδαση αυτή συμβαίνει στα νέφη δίνοντάς τους το γνωστό λευκό χρώμα. για μεγάλα σωματίδια η σκέδαση καθορίζεται από τη γεωμετρική ε οπτική.

Σκέδαση Rayleigh. Ο βαθμός της σκέδασης μεταβάλλεται αντιστρόφως ανάλογα του λ 4, δηλ. τη μεγαλύτερη σκέδαση θα υποστεί η μικρού μήκους κύματος ακτινοβολία (μπλέ). S / (λ) = α/ λ 4 η μικρού μήκους κύματος ακτινοβολία (μπλε) έχει πολύ μεγάλο συντελεστή σκέδασης και σκεδάζεται έντονα (μπλε του ουρανού)

Σκέδαση Mie. Ο βαθμός της σκέδασης μεταβάλλεται αντιστρόφως ανάλογα του λ 1.3 δηλ. η εξάρτησή της σκέδασης Mie από το μήκος κύματος είναι μικρότερη από ότι στην σκέδαση Rayleigh. Δεν σκεδάζεται έντονα κάποιο συγκεκριμένο μήκος κύματος, αλλά η σκέδαση είναι περίπου η ίδια για όλα τα χρώματα (λευκό χρώμα των νεφών και της ρυπασμένης ατμόσφαιρας). S (λ) = β/ λ 1.3

2.7.3 3Αά Ανάκλαση Ένα ποσοστό της εισερχόμενης στην ατμόσφαιρα ηλιακής ακτινοβολίας θα επιστρέψει στο διάστημα λόγω ανάκλασης από τα νέφη και τα αερολύματα της ατμόσφαιρας.

2.7.3 3Αά Ανάκλαση Ένα ποσοστό της εισερχόμενης στην ατμόσφαιρα ηλιακής ακτινοβολίας θα επιστρέψει στο διάστημα λόγω ανάκλασης από τα νέφη και τα αερολύματα της ατμόσφαιρας. Λευκάγεια (albedo) (α): ο λόγος της έντασης της ανακλώμενης ακτινοβολίας (Ι) από τα νέφη ή το έδαφος προς την ένταση της προσπίπτουσας ακτινοβολίας (Ι ο ): I I I I o Ι = α Ι ο Ι ο Ι έδαφος

Λευκάγεια διαφόρων επιφανειών νέο χιόνι 80% παλιό χιόνι 55% χλόη 25% δάσος 5-10% άμμος 20-30% υγρό έδαφος 10% νέφη 50-65% Η μέση λευκαύγεια τη γης χωρίς νέφη 15% με νεφοσκεπή ουρανό 50% Η μέση τιμή αυτών είναι 32.5 %.

1.άμεση ηλιακή ακτινοβολία, χωρίς να υποστεί καμία εκτροπή 2.διάχυτη ηλιακή ακτινοβολία, ύστερα από αλλαγή της διεύθυνσης διάδοσής (ανάκλαση ή σκέδαση) 3.ολική ηλ. ακτινοβολία, το άθροισμα της άμεσης ηςκαι διάχυτης

Γήινη ακτινοβολία. H γη λόγω της μικρής της θερμοκρασίας (300 Κ) εκπέμπει υπέρυθρη ακτινοβολία βλί (λ >4 μm) ) με μέγιστη ένταση στα 10 μm Ατμοσφαιρική ακτινοβολία, ομοίως και η ατμόσφαιρα εκπέμπει υπέρυθρη ακτινοβολία (λ >4 μm) προς όλες τις κατευθύνσεις ατμοσφαιρική γήινη

2.8 28Γή Γήινη ακτινοβολία βλί Γήινη ακτινοβολία. H γη λόγω της μικρής της θερμοκρασίας (300 Κ) εκπέμπει υπέρυθρη ακτινοβολία (λ >4 μm) με μέγιστη ένταση στα 10 μm Ατμοσφαιρική ακτινοβολία, ομοίως και η ατμόσφαιρα εκπέμπει υπέρυθρη ακτινοβολία (λ >4 μm) προς όλες τις κατευθύνσεις ατμοσφαιρική γήινη μικρού μήκους κύματος μεγάλου μήκους κύματος

απορρόφηση της γήινης ακτινοβολίας κυρίως από τους υδρατμούς (Η 2 Ο) και δευτερευόντως από το CO 2 και το Ο 3

Αποτέλεσμα η θέρμανση της ατμόσφαιρας γίνεται κυρίως από τη γήινη ακτινοβολία. βλί Έτσι εξηγείται και η δάλ διάλυση της ομίχλης ίλ μιας περιοχής μετά την 10 η ή 11 η ώρα το πρωί

Σε μια περιοχή όμως του φάσματος (8-12 μm) η απορρόφηση από την ατμόσφαιρα είναι μικρή (ατμοσφαιρικό παράθυρο)

Αποτέλεσμα της απώλειας αυτής προς το διάστημα είναι η ψύξη των παρεδαφίων στρωμάτων που παρατηρείται κατά τη νύχτα και κυρίως τις ανέφελες νύχτες.

2.9 Το φαινόμενο του θερμοκηπίου Εισερχόμενη ηλιακή ακτινοβολία Ανακλώμενη γήινη ακτινοβολία Εισερχόμενη ηλιακή ακτινοβολία μεγάλου μήκους κύματος ακτινοβολία Γυαλί Τ α μεγάλου μήκους κύματος ακτινοβολία γήινη ακτινοβολία Έδαφος Τ γ Έδαφος Τ γ

Από το ισοζύγιο ακτινοβολιών, σε κατάσταση θερμική ισορροπίας: πr 2 γ πrr 2 γ I o R 2 I Ε εξερχ = Ε εισ I o απr 2 2 2 2 γ I o 4πR γ2 στ 4 + απr γ2 I o = πr γ2 I o 4πR γ 2 στ 4 T 4 Γ 4σΤ 4 = I o - αi o o 4σΤ 4 = I o (1 α) (1 α)ιο (1 α)ιο TΓ 4σ 4σ o 1/ 4 Θέτοντας α =033και 0.33 Ι -2 ο = 1353 Wm Ι = Ε/S E = I S T Γ 1/ 4 (1 0.36)1397 o o 250 K -23 C 4 5.672

Στην ατμόσφαιρα οι υδρατμοί (H 2 O) και το διοξείδιο του άνθρακα (CO 2 ) και κατά δεύτερο λόγο το μεθάνιο (CH 4 ) και το υποξείδιο του αζώτου (Ν 2 Ο) (αέρια θερμοκηπίου) απορροφούν το 91% της γήινης ακτινοβολίας.

Φυσικό ατμοσφαιρικό φαινόμενο ή φαινόμενο του θερμοκηπίου: η ατμόσφαιρα επιτρέπει τη διέλευση της ηλιακής ακτινοβολίας ενώ παγιδεύει την ακτινοβολία μεγάλου μήκους κύματος της γης, την απορροφά, θερμαίνεται και την επανεκπέμπει υπό τη μορφή ατμοσφαιρικής ακτινοβολίας, με αποτέλεσμα η θερμοκρασία της επιφάνειας της γης να είναι 40 ο C μεγαλύτερη από ότι θα ήταν αν δεν υπήρχε η ατμόσφαιρα. Επαυξημένο ατμοσφαιρικό φαινόμενο: Το CO 2 εκλύεται από τη καύση οργανικών υλών για την παραγωγή ενέργειας, το CH 4 από βοσκότοπους και καλλιέργειες ρυζιού αλλά και καύση οργανικών υλών, το Ν 2 Ο από τα λιπάσματα και τα καυσαέρια των αυτοκινήτων.

Από το ισοζύγιο ακτινοβολιών για το έδαφος, σε κατάσταση θερμική ισορροπίας: Ε εξερχ = Ε εισ πr γ 2 I o 4πR γ2 στ ε4 + απr γ2 I o = πr γ2 I o + 4πR γ2 στ 4 α απrr 2 γ I o 4σΤ ε4 + αi o = I o + 4σΤ α4 4πR γ 2 στ α 4 γ α 4σΤ 4 4 ε4-4στ α4 = I o (1 α) πrr 2 γ I o 4πR γ 2 στ α 4 4πR γ 2 στ ε 4 Για το όριο της ατμόσφαιρας: Ε εξερχ = Ε εισ 4πR γ2 στ α4 + απr γ2 I o = πr γ2 I o 4σΤ 4 + = 4 α αi o I o 4σΤ α = I o (1 α) Άρα: 4σΤ ε4-4στ α 4 = 4σΤ α4 ε α α Τ ε4 - Τ α 4 = Τ α4 Τ ε4 = 2Τ α4

T 4 2 4 2 Θέτοντας Τ α = Τ Γ = 250 Κ (ενεργός θερμοκρασία της ατμόσφαιρας), τότε: T ε = 297.5 Κ = 24.5 ο C Δηλαδή, η παρουσία της ατμόσφαιρας αυξάνει την θερμοκρασία της γης περίπου κατά 40 ο C (από -23 ο C σε 24.5 ο C).

2.10 Γεωγραφική κατανομή της ολικής ακτινοβολίας Η ολική ακτινοβολία αποτελεί την σημαντικότερη παράμετρο που ρυθμίζει την θερμική κατάσταση του πλανήτη. Εξαρτάται ξρ από: απόσταση γης - ήλιου (ηλιακή σταθερά Ι ο ) ύψος του ήλιου h (μεταβάλλεται με γ. πλάτος, εποχή) διαδρομή της ακτινοβολίας μέσα από την ατμόσφαιρα (λόγω απορρόφησης και διάχυσης) τοπογραφία και προσανατολισμοί (π.χ. κοιλάδες) νέφωση και το είδος των νεφών

Μέσα και ανώτερα γεωγραφικά πλάτη: η ηλιακή ακτινοβολία ρ γ γρ φ η η η ή β μειώνεται ομαλά με την αύξηση του γεωγραφικού πλάτους.

Μικρά γεωγραφικά πλάτη: η ακτινοβολία δεν μεταβάλλεται ομαλά κυρίως λόγω της αύξησης και της διανομής της νέφωσης. Πάνω από την Ισημερινή περιοχή παρατηρούνται πολύ μικρές τιμές ηλιακής ακτινοβολίας.

Οι μεγαλύτερες τιμές δεν σημειώνονται κατά μήκος του ισημερινού, αλλά κατά μήκος των τροπικών και ειδικότερα κατά μήκος του τροπικού του Καρκίνου, στο τμήμα της Αφρικής και Ασίας που εκτείνεται μέχρι τη ΒΔ Ινδία (ερημικές περιοχές).

Οι μεγαλύτερες τιμές σημειώνονται και στην περιοχή του τροπικού του Αιγόκερω και εκτείνεται από τη νότια Αφρική μέχρι την Αυστραλία (ερημικές περιοχές).

Οι πολικές περιοχές διατηρούν σχετικά υψηλές τιμές και κυρίως η Ανταρκτική λόγω της επικράτησης μόνιμων αντικυκλωνικών καταστάσεων που δημιουργούν συνθήκες αίθριων ημερών.

Εή Ετήσιες τιμές της ολικής ηλιακής ακτινοβολίας (MJ m -2 yr -1 ) στον ελληνικό χώρο φανερή μια αύξηση των τιμών της ολικής ηλιακής ακτινοβολίας από βορρά προς νότο. Οι μεγαλύτερες τιμές της σημειώνονται πάνω από τις περιοχές της ΝΑ Ελλάδας και ειδικότερα πάνω από τη Ρόδο και Κρήτη.

οι μηνιαίες τιμές της ολικής ηλιακής ακτινοβολίας, στη διάρκεια του χειμώνα είναι μικρότερες από τις αντίστοιχες της θερινής περιόδου. Εή Ετήσια πορεία της ολικής ηλιακής ακτινοβολίας σε ορισμένους ελληνικούς σταθμούς

2.12 Το μέσο ενεργειακό ισοζύγιο στο σύστημα γης ατμόσφαιρας 2.12.1 Το ισοζύγιο ακτινοβολιών της γης Σε ετήσια βάση υπάρχει απόλυτη ισορροπία μεταξύ του ποσού της μικρού μήκους κύματος ηλιακής ακτινοβολίας που δέχεται το σύστημα γης-ατμόσφαιρας και του ποσού της μεγάλου μήκους κύματος ακτινοβολίας που εκπέμπει το σύστημα γης - ατμόσφαιρας πίσω στο διάστημα.

Η διαφορά ενέργειας της εισερχόμενης ηλιακής (μικρού λ) από την εξερχόμενη ακτινοβολία (μεγάλου λ) στο σύστημα γηςατμόσφαιρας σε ετήσια βάση ονομάζεται μέσο ετήσιο ενεργειακό ισοζύγιο (radiation budget).

Κατανομή της ηλιακής ακτινοβολίας στη γη: 2% απορροφάται επάνω από την τροπόσφαιρα 19% απορροφάται μέσα στην τροπόσφαιρα 48% απορροφάται από την επιφάνεια της γης 31% επιστρέφει στο διάστημα (ανάκλαση στα νέφη και στην επιφάνεια της γης, σκέδαση στην ατμόσφαιρα) )

Η επιφάνεια της γης λοιπόν απορροφά περισσότερη ενέργεια (48 μονάδες) από ότι η ατμόσφαιρα (19+2=21 μονάδες). Αυτό θα είχε ως αποτέλεσμα την υψηλή θέρμανση της γης Θα πρέπει να υπάρχει ένας μηχανισμός που θα επιφέρει Θα πρέπει να υπάρχει ένας μηχανισμός που θα επιφέρει ισορροπία μεταξύ της γης και της ατμόσφαιρας.

Η επιφάνεια της γης, συνεπώς και τα κατώτερα στρώματα της τροπόσφαιρας, ψύχεται με τρεις τρόπους: με την υπέρυθρη ακτινοβολία της γης (γήινη ακτινοβολία) (4 έως 100 μm), με μέγιστη ένταση γύρω στα 10 μm.. με τις κατακόρυφες κινήσεις της ατμόσφαιρας οι οποίες μεταφέρουν θερμές αέριες μάζες και συνεπώς θερμότητα στα ανώτερα στρώματα της ατμόσφαιρας με τους υδρατμούς της ατμόσφαιρας οι οποίοι μεταφέρουν ενέργεια (λανθάνουσα θερμότητα) από την γη στην ανώτερη τροπόσφαιρα Αν δεν υπήρχαν αυτοί οι μηχανισμοί η επιφάνεια της γης θα ήταν 40 C θερμότερη, ενώ η τροπόσφαιρα θα ήταν ψυχρότερη.

πλεόνασμα έλλειμμα

2.12.2 2122Το ενεργειακό ισοζύγιο στην επιφάνεια της γης Η εξίσωση του ενεργειακού ισοζυγίου που ισχύει στη διαχωριστική επιφάνεια ανάμεσα στην ατμόσφαιρα και στην επιφάνεια της γης: R = E + T + S Τ Ε Εδαφική επιφάνεια S όπου, Ε η ποσότητα θερμότητας μέσω εξάτμισης, Τ η ποσότητα της αισθητής θερμότητας που απομακρύνεται από την εδαφική επιφάνεια με τους μηχανισμούς της αγωγής και της μεταφοράς και S η ποσότητα της ακτινοβολίας που μεταφέρεται από τη διαχωριστική επιφάνεια στα υποκείμενα στρώματα ξηράς ή θάλασσας, και αποθηκεύεται

2.12.2 2122Το ενεργειακό ισοζύγιο στην επιφάνεια της γης Η εξίσωση του ενεργειακού ισοζυγίου που ισχύει στη διαχωριστική επιφάνεια ανάμεσα στην ατμόσφαιρα και στην επιφάνεια της γης: R = E + T + S R η R γ Ε Τ Εδαφική επιφάνεια S R η καθαρή ακτινοβολία (net radiation) που κερδίζει ή χάνει η θεωρούμενη διαχωριστική επιφάνεια R = R η R γ εκφράζεται σε ca1cm -2 min -1 και είναι άλλοτε θετικό (ημέρα) και άλλοτε αρνητικό (νύχτα)

Έδαφος: Σε ετήσια βάση, S 0 καθώς η ποσότητα θερμότητας που αποθηκεύεται στο έδαφος κατά το καλοκαίρι αποδίδεται στην ατμόσφαιρα κατά το χειμώνα. Υδάτινες επιφάνειες: Σε ετήσια βάση, S 0 καθώς η μεταφερόμενη ποσότητα θερμότητας στις υποκείμενες υδάτινες επιφάνειες είναι δυνατό να ανακατανεμηθεί σε άλλες περιοχές. R η R γ Ε Τ Εδαφική επιφάνεια R = E+T+S + S

2. 12. 3 Η κατά γεωγραφικό πλάτος διανομή του ισοζυγίου ακτινοβολίας για όλη την επιφάνεια της γης και σε ετήσια βάση το ισοζύγιο των ακτινοβολιών πρέπει να είναι μηδέν. στις διάφορες περιοχές της γης είναι δυνατόν να είναι θετικό όή αρνητικό.

Το ισοζύγιο ζγ ακτινοβολιών στις διάφορες περιοχές της γης είναι δυνατόν να είναι θετικό ή αρνητικό. στα γεωγραφικά πλάτη κάτω των 38 υπάρχει περίσσεια ενέργειας

Το ισοζύγιο ζγ ακτινοβολιών στις διάφορες περιοχές της γης είναι δυνατόν να είναι θετικό ή αρνητικό. Καμπύλη Ι: η μέση ετήσια προσλαμβανόμενη μ ηηλιακή ακτινοβολία Καμπύλη ΙΙ: η μέση ετήσια αποβαλλόμενη ακτινοβολία στα γεωγραφικά πλάτη κάτω των 38 υπάρχει περίσσεια ενέργειας

Ένα ποσό ενέργειας μεταφέρεται από τα μικρά πλάτη προς τα μεγαλύτερα με: Τη κυκλοφορία της ατμόσφαιρας (άνεμοι και κινητά καιρικά συστήματα ), και τα θαλάσσια ρεύματα.

Η μεταφορά ενέργειας πραγματοποιείται κύρια με την οριζόντια μεταφορά αισθητής ηή θερμότητας (ψυχρών και θερμών αερίων μαζών): ) 50% λανθάνουσας θερμότητας (υδρατμών): 25% καθώς και με τα θαλάσσια ρεύματα: 25% Μέση ετήσια μεταφορά ενέργειας προς τους πόλους

η μέγιστη ολική μεταφορά σημειώνεται στα μέσα γεωγραφικά πλάτη όπου οι κυρίαρχοι μηχανισμοί μεταφοράς ενέργειας είναι τα κινητά καιρικά συστήματα (αντικυκλώνες, υφέσεις). Μέση ετήσια μεταφορά ενέργειας προς τους πόλους