Επίδραση του οπτικού βάθους των αιωρουμένων σωματιδίων στην άμεση ηλιακή ακτινοβολία: εκτίμηση από μετρήσεις και δυνατότητες πρόγνωσης

ΠΑΝΕΠΙΣΤΗΜΙΟ ΠΑΤΡΩΝ ΣΧΟΛΗ ΘΕΤΙΚΩΝ ΕΠΙΣΤΗΜΩΝ ΤΜΗΜΑ ΦΥΣΙΚΗΣ ΜΕΤΑΠΤΥΧΙΑΚΟ ΠΡΟΓΡΑΜΜΑ ΣΠΟΥΔΩΝ ΕΝΕΡΓΕΙΑ ΚΑΙ ΠΕΡΙΒΑΛΛΟΝ Επίδραση του οπτικού βάθους των αιωρουμένων σωματιδίων στην άμεση ηλιακή ακτινοβολία: εκτίμηση από μετρήσεις και δυνατότητες πρόγνωσης ΕΙΔΙΚΗ ΕΡΕΥΝΗΤΙΚΗ ΓΕΩΡΓΙΟΥ Δ. ΚΟΣΜΟΠΟΥΛΟΥ Επιβλέπων καθηγητής: Ανδρέας Καζαντζίδης ΠΑΤΡΑ 2016

ii ΠΡΟΛΟΓΟΣ Η παρούσα διπλωματική εργασία εκπονήθηκε στο Εργαστήριο Φυσικής της Ατμόσφαιρας του Τμήματος Φυσικής, του Πανεπιστημίου Πατρών υπό την επίβλεψη του αναπληρωτή καθηγητή Ανδρέα Καζαντζίδη. Αρχικά, θα ήθελα να ευχαριστήσω τον καθηγητή κ. Καζαντζίδη για την ευκαιρία που μου έδωσε αναθέτοντας μου την παρούσα διπλωματική εργασία. Η διαρκής επικοινωνία, η καθοδήγηση και η άριστη συνεργασία που είχαμε έπαιξαν σημαντικό ρόλο στην ολοκλήρωση της. Επίσης, θέλω να ευχαριστήσω το O.I.E. MINES ParisTech και DLR-ISF για την παροχή του αλγόριθμου πρόγνωσης ηλιακής ακτινοβολίας και τα δίκτυο BSRN και AERONET για τα δεδομένα ηλιακής ακτινοβολίας. Τέλος, θέλω να ευχαριστήσω την οικογένεια μου για την συνεχή υποστήριξη και συμπαράσταση κατά την διάρκεια των σπουδών μου.

iii ΠΕΡΙΛΗΨΗ Παρόλο που τα αιωρούμενα σωματίδια αποτελούν ένα μικρό ποσοστό της ατμόσφαιρας έχουν σημαντική επίδραση στην ατμόσφαιρα επηρεάζοντας την τόσο άμεσα, σκεδάζοντας και απορροφώντας την ηλιακή ακτινοβολίας, όσο και έμμεσα μεταβάλλοντας την φυσική των νεφών. Επιπλέον η μεγάλη τους χωρική και χρονική μεταβλητότητα καθιστά την εξέταση των αιωρουμένων σωματιδίων και των οπτικών χαρακτηριστικών τους βασικό κομμάτι στην φυσική της ατμόσφαιρας. Στόχος της παρούσας διπλωματικής εργασίας είναι η μελέτη και εύρεση του οπτικού πάχους των αιωρουμένων σωματιδίων (aerosol optical depth, AOD) χρησιμοποιώντας δεδομένα επίγειων μετρήσεων της άμεσης ηλιακής ακτινοβολίας (I) σε διάφορα μήκη κύματος για 6 περιοχές με διαφορετικά κλιματικά και γεωμορφολογικά χαρακτηριστικά για διάστημα τουλάχιστον 4 ετών. Δεδομένα ηλιακής ακτινοβολίας για τις εξεταζόμενες περιοχές Bondville, Carpentras, Izana, Sede Boker, Tamanrasset και Xianghe ήταν διαθέσιμα στο BSRN (Baseline Surface Radiation Network) με την άμεση ηλιακή ακτινοβολία (I) να είναι η συνιστώσα που μας ενδιαφέρει. Για την αξιολόγηση της μεθόδου μας, η οποία αναπτύσσεται σε επόμενο κεφάλαιο, είναι απαραίτητες μετρήσεις του οπτικού πάχους των αιωρουμένων σωματιδίων για τις εξεταζόμενες περιοχές και χρονικές περιόδους. Το δίκτυο ΑΕRONET (AErosol RObotic NETwork) μας παρέχει μια χρήσιμη βάση δεδομένων για το τον χαρακτηρισμό των αιωρουμένων σωματιδίων και του οπτικού τους πάχους (AOD AER ) Σε κάθε σταθμό χρησιμοποιήθηκε μια εμπειρική σχέση μεταξύ των δεδομένων I και ΑΟD AER και υπολογίστηκαν ο συντελεστής συσχέτισης για ζενίθιες γωνίες (sza=30 ± 1 ο και 60 ± 1 ο ) και οι θεωρητικές τιμές AOD th. Επίσης εξετάστηκαν οι διαφορές των θεωρητικών τιμών AOD από τις μετρήσεις συναρτήσει του AOD AER και των υδρατμών (wv). Επιπλέον εξετάστηκε το κομμάτι της πρόγνωσης της άμεσης ηλιακής ακτινοβολίας. Η συνιστώσα αυτή της ηλιακής ακτινοβολίας αποτελεί την βασική παράμετρο που επηρεάζει την λειτουργία και αποδοτικότητα των συγκεντρωτικών

iv συστημάτων εκμετάλλευσης της ηλιακής ακτινοβολίας. Υπό ανέφελες συνθήκες τα αιωρούμενα σωματίδια, μαζί με το όζον και τους υδρατμούς παίζουν τον πιο σημαντικό ρόλο στην εξασθένιση της ηλιακής ακτινοβολίας. Επομένως η ανάπτυξη ενός αλγόριθμου πρόγνωσης της άμεσης ηλιακής ακτινοβολίας το οποίο θα έχει ευαισθησία στην μεταβολή των οπτικών ιδιοτήτων των αιωρούμενων σωματιδίων θα αποτελεί ένα χρήσιμο εργαλείο. Στο 1 ο κεφάλαιο, γίνεται μια εισαγωγή στην ατμόσφαιρα, την δομή και την σύσταση της, και την επίδραση των διαφόρων στοιχείων και ενώσεων σε αυτή. Στο 2 ο κεφάλαιο, περιγράφεται η ηλιακή ακτινοβολία, οι συνιστώσες της και η αλληλεπίδραση με τα συστατικά της ατμόσφαιρας. Το 3 ο κεφάλαιο, ασχολείται με τα αιωρούμενα σωματίδια και τις οπτικές τους ιδιότητες ενώ το 4 ο κεφάλαιο με προηγούμενες εργασίες που μελετούν την αλληλεπίδραση των αιρουμένων σωματιδίων με την ηλιακή ακτινοβολία και γίνεται μια περιληπτική αναφορά των αποτελεσμάτων. Στο 5 ο κεφάλαιο, γίνεται η ανάλυση της μεθοδολογίας μας και η παρουσίαση των αποτελεσμάτων που αφορούν την εύρεση του AOD από δεδομένα Ι στις υπό εξέταση περιοχές. Στο 6 o κεφάλαιο, παρουσιάζονται προηγούμενες εργασίες σχετικά με μοντέλο πρόγνωσης ηλιακή ακτινοβολίας. Τέλος, στο 7 ο κεφάλαιο αναπτύσσεται ο αλγόριθμος πρόγνωσης της άμεσης ηλιακής ακτινοβολίας και γίνεται εφαρμογή σε 3 περιοχές και διάστημα 2 ετών.

v ABSTRACT Despite the fact that aerosols are only a small fraction of the atmosphere, their influence, by scattering and absorbing solar irradiance and altering clouds microphysics, is of great interest. Also, their temporal and spatial variability enhance the major importance of studying of aerosols optical properties. This thesis is dealing with the analysis and retrieval of aerosols optical depth (AOD) through surface measurements of the direct solar irradiance (I) at several wavelengths over 6 areas in contrasting climate zones. Solar irradiance data are available online from the Baseline Surface Radiation Network (BSRN) and the examined regions are: Bondville, Carpentras, Xianghe, Sede Boker, Tamanrasset and Izana. AOD AER data from AErosol Robotic NETwork (AERONET) are necessary for the evaluation of our method. At each station, an empirical Beer-Lambert-like equation was used between I and AOD AER data so that correlation coefficient and AOD theoretical values (AOD th ) for solar zenith angles, sza=30 ± 1 ο and sza= 60 ± 1 ο, were computed. AOD th - AOD AER vs AOD AER and AOD th - AOD AER vs wv functions were also examined. Last, the effect of changing values of AOD, wv and cloudiness on direct solar irradiance forecast is examined. Direct solar irradiance consists a major factor for the efficiency of concentrated solar power systems (CSPs). Under cloudless conditions, aerosols along with ozone and water vapor are the major factors of solar irradiance extinction. Consequently, the deployment of an algorithm that forecasts direct solar irradiance that would be sensitive to aerosol optical properties variability could be a useful tool. To begin with, there is an introduction of the atmosphere, its structure and composition and the effect of its components. In the second chapter, solar irradiance and the interaction with atmospheric components are presented. The third chapter, deals with aerosols and their optical properties while in the fourth chapter, papers and studies on the interaction between aerosols and solar

vi radiance are presented. Furthermore, in the fifth chapter there is an analysis of the method and an illustration of the results concerning AOD th calculations through I data. In the sixth chapter, previous studies concerning solar irradiance forecast models are discussed while finally in the seventh chapter, our forecasting method is presented along with an evaluation of its efficiency in 3 areas.

vii ΠΕΡΙΕΧΟΜΕΝΑ ΠΡΟΛΟΓΟΣ...ii ΠΕΡΙΛΗΨΗ... iii ABSTRACT... v ΚΑΤΑΛΟΓΟΣ ΣΧΗΜΑΤΩΝ... ix ΚΑΤΑΛΟΓΟΣ ΠΙΝΑΚΩΝ...xii ΚΑΤΑΛΟΓΟΣ ΕΙΚΟΝΩΝ... xiii 1.ΑΤΜΟΣΦΑΙΡΑ... 1 1.1 Η ΑΤΜΟΣΦΑΙΡΑ ΤΗΣ ΓΗΣ... 1 1.2 ΣΥΣΤΑΣΗ ΤΗΣ ΑΤΜΟΣΦΑΙΡΑΣ... 2 1.2.1 Μοριακό άζωτο (Ν 2 )... 3 1.2.2 Μοριακό οξυγόνο (Ο 2 )... 3 1.2.3 Όζον (Ο 3 )... 4 1.2.4 Υδρατμοί (Η 2 Ο)... 4 1.2.5 Διοξείδιο του άνθρακα (CO 2 )... 5 1.2.6 Μεθάνιο (CH 4 )... 5 1.2.7 Αιωρούμενα σωματίδια (aerosols)... 5 1.3 ΔΟΜΗ ΤΗΣ ΑΤΜΟΣΦΑΙΡΑΣ... 6 1.3.1 Τροπόσφαιρα... 7 1.3.2 Στρατόσφαιρα... 8 1.3.3 Μεσόσφαιρα... 9 1.3.4 Θερμόσφαιρα... 9 2. ΗΛΙΑΚΗ ΑΚΤΙΝΟΒΟΛΙΑ... 10 2.1 ΗΛΙΟΣ... 10 2.2 ΗΛΙΑΚΗ ΑΚΤΙΝΟΒΟΛΙΑ... 10 2.3 ΗΛΙΑΚΗ ΣΤΑΘΕΡΑ... 11 2.4 ΑΛΛΗΛΕΠΙΔΡΑΣΗ ΑΚΤΙΝΟΒΟΛΙΑΣ ΑΤΜΟΣΦΑΙΡΑΣ... 12 2.4.1 Σκέδαση ηλιακής ακτινοβολίας... 12 2.4.2 Απορρόφηση ηλιακής ακτινοβολίας... 14 2.5 ΣΥΝΙΣΤΩΣΕΣ ΗΛΙΑΚΗΣ ΑΚΤΙΝΟΒΟΛΙΑΣ... 14 3. ΑΙΩΡΟΥΜΕΝΑ ΣΩΜΑΤΙΔΙΑ ΚΑΙ ΗΛΙΑΚΗ ΑΚΤΙΝΟΒΟΛΙΑ... 15

viii 3.1 ΑΙΩΡΟΥΜΕΝΑ ΣΩΜΑΤΙΔΙΑ... 15 3.2 ΟΠΤΙΚΕΣ ΙΔΙΟΤΗΤΕΣΑΙΩΡΟΥΜΕΝΩΝ ΣΩΜΑΤΙΔΙΩΝ... 16 3.2.1 Σκέδαση και απορρόφηση... 16 3.2.2 Συντελεστές θολότητας Angstrom (α, β)... 16 3.2.3 Οπτικό πάχος αιωρουμένων σωματιδίων (AOD)... 18 4.ΕΞΕΛΙΞΗ ΜΕΛΕΤΗΣ ΤΩΝ ΑΙΩΡΟΥΜΕΝΩΝ ΣΩΜΑΤΙΔΙΩΝ... 19 4.1 ΜΕΘΟΔΟΙ ΠΑΡΑΤΗΡΗΣΗΣ ΤΩΝ ΑΙΩΡΟΥΜΕΝΩΝ ΣΩΜΑΤΙΔΙΩΝ... 19 4.2 ΟΠΤΙΚΟ ΒΑΘΟΣ ΑΙΩΡΟΥΜΕΝΩΝ ΣΩΜΑΤΙΔΙΩΝ ΚΑΙ ΗΛΙΑΚΗ ΑΚΤΙΝΟΒΟΛΙΑ... 20 4.3 AOD ΚΑΙ ΑΤΜΟΣΦΑΙΡΙΚΗ ΔΙΑΠΕΡΑΤΟΤΗΤΑ... 26 5.ΕΥΡΕΣΗ AOD ΑΠΟ ΜΕΤΡΗΣΕΙΣ ΗΛΙΑΚΗΣ ΑΚΤΙΝΟΒΟΛΙΑΣ... 30 5.1 ΤΟΠΟΘΕΣΙΑ... 30 5.2 ΔΕΔΟΜΕΝΑ-ΟΡΓΑΝΑ ΜΕΤΡΗΣΗΣ... 32 5.2.1 BSRN (Baseline Surface Radiation Network)... 32 5.2.1.1 Όργανα μέτρησης... 34 5.2.2 AERONET (AErosol Robotic NETwork) 5.2.2.1 34 Όργανα μέτρησης... 34 5.3 ΜΕΘΟΔΟΛΟΓΙΑ-ΑΠΟΤΕΛΕΣΜΑΤΑ... 36 5.3.1 Ευρεση στατιστικων παραμέτρων a και b... 38 5.3.2 Υπολογισμός AOD th... 45 5.3.3 ΑΟD th -AOD AER vs wv(cm)... 50 6.ΜΟΝΤΕΛΑ ΠΡΟΓΝΩΣΗΣ ΤΗΣ ΑΜΕΣΗΣ ΗΛΙΑΚΗΣ ΑΚΤΙΝΟΒΟΛΙΑΣ (Ι)... 52 6.1 ΑΒΕΒΑΙΟΤΗΤΑ ΣΤΙΣ ΜΕΤΡΗΣΕΙΣ ΗΛΙΑΚΗΣ ΑΚΤΙΝΟΒΟΛΙΑΣ... 52 6.2 ΜΟΝΤΕΛΑ CLEAR-SKY... 53 6.3 ΑΠΟΔΟΣΗ ΜΟΝΤΕΛΩΝ... 55 7 ΑΛΓΟΡΙΘΜΟΣ ΠΡΟΓΝΩΣΗΣ ΑΜΕΣΗΣ ΗΙΑΚΗΣ ΑΚΤΙΝΟΒΟΛΙΑΣ (Ι)... 60 7.1 ΠΑΡΑΜΕΤΡΟΙ... 60 7.1.2 Υπολογισμος συντελεστή θολότητας Linke (Linke turpidity)... 61 7.1.3 Πρόγνωση I... 64 7.2. ΑΠΟΔΟΣΗ ΜΟΝΤΕΛΟΥ... 65 7.3 ΕΦΑΡΜΟΓΗ ΜΟΝΤΕΛΟΥ ΓΙΑ ΤΗ1=5 ΜΙΝS ΚΑΙ ΤΗ3=10 ΜΙΝS... 68 7.4 ΕΠΙΔΡΑΣΗ ΝΕΦΩΣΗΣ ΣΤΗΝ ΠΡΟΓΝΩΣΗ... 79 7.5 ΑΠΟΚΡΙΣΗ ΣΤΙΣ ΜΕTΑΒΟΛΕΣ AOD ΚΑΙ WV... 82 ΒΙΒΛΙΟΓΡΑΦΙΑ... 85

ix ΚΑΤΑΛΟΓΟΣ ΣΧΗΜΑΤΩΝ Σχήμα 1.1 : Κατακόρυφη κατανομή θερμοκρασίας στην ατμόσφαιρα 7 Σχήμα 2.1 : Η κατανομή του ηλιακού φάσματος στο όριο της ατμόσφαιρας και στο επίπεδο της θάλασσας 11 Σχήμα 2.2 : Διαδικασίες σκέδασης και απορρόφησης στην ατμόσφαιρα 11 Σχήμα 2.3 : Διαδικασίες σκέδασης ακτινοβολίας Rayleigh και Mie 13 Σχήμα 4.1 : Σύγκριση του AOD 550 που υπολογίστηκε από τις μετρήσεις της Ι με τις τιμές από τον MODIS,κατά το ηλιακό μεσημέρι για την περίοδο 2010-2012 στην περιοχή της Castilla 21 Σχήμα 4.2 : Σύγκριση τιμών AOD για λ=675nm από την μέθοδο με τις πειραματικές τιμές για την Granada το 2008 22 Σχήμα 4.3 : Ημερήσια διακύμανση SSR και AODeff. Φαίνονται επίσης τα δεδομένα AOD από το AERONET, και οι τιμές ακτινοβολίας από το μοντέλο για διάφορες τιμές AOD (0.05, 0.2, 0.5, 0.8) 25 Σχήμα 4.4 : Γραφική απεικόνιση του AOD eff με το AOD 500, με τη χρήση μονόλεπτων τιμών ηλιακής ακτινοβολίας (SSR) 26 Σχήμα 4.5 : Ετήσιες μεταβολές του συντελεστή ατμοσφαιρικής διαπερατότητας AITC p 2 για τις εξεταζόμενες περιοχές. Παρουσιάζονται επίσης οι ισχυρότερες ηφαιστειακές εκρήξεις 27 Σχήμα 4.6 : Γραφική παράσταση AOD500 με AITC p 2 για α=1.45 και διάφορες τιμές υδρατμών 28 Σχήμα 5.1 : Γραφική παράσταση I vs AOD για την περιοχή Xianghe και ζενίθιες γωνίες sza=30 ±1 o και sza=60 ±1 o 39 Σχήμα 5.2 : Γραφική παράσταση I vs AOD για την περιοχή Sede Boker και ζενίθιες γωνίες sza=30 ±1 o και sza=60 ±1 o 39

x Σχήμα 5.3 : Γραφική παράσταση I vs AOD για την περιοχή Τamanrasset και ζενίθιες γωνίες sza=30 ±1 o και sza=60 ±1 o 40 Σχήμα 5.4 : Γραφική παράσταση I vs AOD για την περιοχή Izana και ζενίθιες γωνίες sza=30 ±1 o και sza=60 ±1 o 40 Σχήμα 5.5 : Γραφική παράσταση I vs AOD για την περιοχή Carpentras και ζενίθιες γωνίες sza=30 ± 1 o και sza=60 ± 1 o 41 Σχήμα 5.6 : Γραφική παράσταση I vs AOD για την περιοχή Bondville και ζενίθιες γωνίες sza=30 ± 1 o και sza=60 ± 1 o 41 Σχήμα 5.7: Γραφική παράσταση της διαφοράς άμεσης ηλιακής ακτινοβολίας I με τον συντελεστή Angstrom β για διάφορες τιμές εκθετικού συντελεστή Angstrom α και ζενίθια γωνία 30 ο 46 Σχήμα 5.8 : Γραφική παράσταση της διαφοράς AOD th -ΑΟD AER συναρτήσει του AOD AER για τις περιοχές a) Xianghe, b) Tamanrasset, c) Sede Boker, d) Izana, e) Carpentras, f) Bondville και για μήκη κύματος 1020, 870, 675, 500, 440, 380 nm 43 Σχήμα 5.9: Γραφική παράσταση AODth με ΑΟDAER για τις περιοχές Xianghe (a), Izana (b) και Tamanrasset (c) για μήκη κύματος 500 και 675 nm και ζενίθιες γωνίες 30ο και 60 ο 49 Σχήμα 5.10 Γραφική παράσταση της διαφοράς ΑOD th -AOD AER με την ποσότητα των υδρατμών wv (cm) για τις περιοχές a) Xianghe, b) Tamanrasset, c) Sede Boker, d) Izana, e) Carpentras, f) Bondville και για μήκη κύματος 1020, 870, 675, 500, 400 και 380 nm 51 Σχήμα 6.1 : Σύγκριση απόδοσης υπολογισμού της ολικής ηλιακής ακτινοβολίας από τα μοντέλα ESRA (για 4 διαφορετικού συντελεστές θολότητας Linke), Bourges και PdBV 56 Σχήμα 6.2 : Μετρούμενη άμεση ηλιακή ακτινοβολία σε κάθετο επίπεδο (μαύρη γραμμή) και η clear-sky από το μοντέλο (κόκκινη γραμμή) 57 Σχήμα 6.3 : Στατιστικά αποτελέσματα, % από την μέση ακτινοβολία, mdb (μπάρες) και τυπική απόκλιση (γραμμές), για την άμεση και ολική ακτινοβολία σε όλα τα μοντέλα 59

xi Σχήμα 7.1 : Γραφική παράσταση του υπολογισθέντος συντελεστή T LK και των τιμών Ι από το BSRN συναρτήσει του χρόνου για την Αlmeria στις 29-31/07/2012 62 Σχήμα 7.2 : Γραφική παράσταση του υπολογισθέντος συντελεστή T LK και των τιμών Ι από το BSRN συναρτήσει του χρόνου για το Cabauw στις 13-14/09/2014 63 Σχήμα 7.3 : Γραφική παράσταση του υπολογισθέντος συντελεστή T LK και των τιμών Ι από το BSRN συναρτήσει του χρόνου για το Payerne στις 05-06/02/2013 63 Σχήμα 7.4 : Στατιστική ανάλυση sd, του μοντέλου πρόγνωσης για τις 3 περιοχές και όλους τους χρονικούς ορίζοντες 66 Σχήμα 7.5 : Στατιστική ανάλυση συντελεστή συσχέτισης (correlation coefficient), του μοντέλου πρόγνωσης για τις 3 περιοχές και όλους τους χρονικούς ορίζοντες 66 Σχήμα 7.6 : Στατιστική ανάλυση rmse, του μοντέλου πρόγνωσης για τις 3 περιοχές και όλους τους χρονικούς ορίζοντες 67 Σχήμα 7.7 : Γραφική παράσταση ετήσιας διακύμανσης των δεδομένων Ι από το BSRN (μαύρο) και των προγνώσεων για χρονικούς ορίζοντες ΤΗ1= 5 mins (κόκκινο) και ΤΗ3= 15 mins (μπλε) για την Almeria τα έτη 2012 (πάνω) και 2013 (κάτω) 69 Σχήμα 7.8 : Γραφική παράσταση ετήσιας διακύμανσης των δεδομένων Ι από το BSRN (μαύρο) και των προγνώσεων για χρονικούς ορίζοντες ΤΗ1= 5 mins (κόκκινο) και ΤΗ3= 15 mins (μπλε) για το Payerne την χρονική περίοδο 06/2012-08/2013 70 Σχήμα 7.9 : Γραφική παράσταση ετήσιας διακύμανσης των δεδομένων Ι από το BSRN (μαύρο) και των προγνώσεων για χρονικούς ορίζοντες ΤΗ1= 5 mins (κόκκινο) και ΤΗ3= 15 mins (μπλε) για το Cabauw τα έτη 2012 (πάνω) και 2013 (κάτω) 71 Σχήμα 7.10 : Γραφική παράσταση πρόγνωσης μοντέλου I με τα δεδομένα από BSRN για την Αlmeria 2012 (πάνω), 2013 (κάτω) και χρονικούς ορίζοντες ΤΗ1=5 mins και TH3= 15 mins 73 Σχήμα 7.11 : Γραφική παράσταση πρόγνωσης μοντέλου I με τα δεδομένα από BSRN για το Payerne και χρονικούς ορίζοντες ΤΗ1=5 mins και TH3= 15 mins 74 Σχήμα 7.12 : Γραφική παράσταση πρόγνωσης μοντέλου I με τα δεδομένα από BSRN για το Cabauw 2013 (πάνω), 2014 (κάτω) και χρονικούς ορίζοντες ΤΗ1=5 mins και TH3= 15 mins 75

xii Σχήμα 7.13 : Ημερήσια διαφορά μέσων τιμών Ι πρόγνωσης με δεδομένα I BSRN στην Almeria για ΤΗ1 (πάνω) και ΤΗ3 (κάτω) 76 Σχήμα 7.14 : Ημερήσια διαφορά μέσων τιμών Ι πρόγνωσης με δεδομένα I BSRN στο Payerne για ΤΗ1(πάνω) και ΤΗ3 (κάτω) 77 Σχήμα 7.15 : Ημερήσια διαφορά μέσων τιμών Ι πρόγνωσης με δεδομένα I BSRN στο Cabauw για ΤΗ1(πάνω) και ΤΗ3 (κάτω) 79 Σχήμα 7.16 : Ημερήσια μεταβολή της άμεσης ηλιακής ακτινοβολίας Ι BSRN στην Almeria για τις 01-02/08/2012 81 Σχήμα 7.17 : Ημερήσια μεταβολή διαφοράς της άμεσης ηλιακής ακτινοβολίας από το μοντέλο Ι από τα δεδομένα του BSRN I BSRN για χρονικούς ορίζοντες ΤΗ1= 5 mins και ΤΗ3=15 mins στις 01-02/08/2012 81 Σχήμα 7.18 : Ημερήσια διακύμανση Ι BSRN, AOD 500, και wv(cm) για τις 29-30/07/2012 στην Αλμερία 83 Σχήμα 7.19 : Ημερήσια διακύμανση διαφοράς πρόγνωσης Ι από δεδομένα Ι BSRN για την Almeria στις 29-30/07/2012 και χρονικούς ορίζοντες ΤΗ1 (κόκκινο) και ΤΗ3 (μπλε) 83 ΚΑΤΑΛΟΓΟΣ ΠΙΝΑΚΩΝ Πίνακας 1.1 : Η σύσταση του ξηρού ατμοσφαιρικού αέρα 3 Πίνακας 3.1 : Έκθεση IPCC για την επίδραση των αιωρούμενων σωματιδίων στο ενεργειακό ισοζύγιο της Γης 17 Πίνακας 4.1 : Παράμετροι υπολογισμού της διάδοσης ηλιακής ακτινοβολίας 24 Πίνακας 4.2 : Συντεταγμένες και όργανα μέτρησης των εξεταζόμενων περιοχών 26

xiii Πίνακας 5.1 : Πληροφορίες εξεταζόμενων περιοχών 31 Πίνακας 5.2 : Ενδεικτικά δεδομένα AOD AER και Ι με τυπική απόκλιση (1%) για την εύρεση του ΑΟD th για το Xianghe και sza=30 ± 1 o 37 Πίνακας 5.3 : Παράμετροι a, b και ο συντελεστής συσχέτισης R 2 σε κάθε μήκος κύματος για sza=30 ± 1 o 44 Πίνακας 5.4 : Παράμετροι a, b και ο συντελεστής συσχέτισης R 2 σε κάθε μήκος κύματος για sza=60 ± 1 o 44 Πίνακας 6.1 : στατιστική ανάλυση (mbd, sd, bsd) για τα μοντέλα τόσο για τν ολική (GHI) όσο και την άμεση (DNI) ηλιακή ακτινοβολία με χρήση AOD από MACC-II και bmpi (σκιαγραφημένα τα καλύτερα αποτελέσματα) 58 Πίνακας 7.1 : Γεωγραφικό μήκος, πλάτος και υψόμετρο περιοχών 61 Πίνακας 7.2 : Διαθέσιμοι χρονικοί ορίζοντες (TH) πρόγνωσης 64 Πίνακας 7.3 : Συντελεστής συσχέτισης R 2 για τους δυο χρονικούς ορίζοντες 72 ΚΑΤΑΛΟΓΟΣ ΕΙΚΟΝΩΝ Εικόνα 5.1 : Σταθμοί BSRN, Μάιος 2016 33 Εικόνα 5.2 : Πυρηλιόμετρο Eppley NIP SN 31853E6 34 Εικόνα 5.3 : Σταθμοί AERONET 35 Εικόνα 5.4 : Ηλιακό φωτόμετρο CIMEL Electronique CE318 36

1 1.ΑΤΜΟΣΦΑΙΡΑ 1.1 Η ΑΤΜΟΣΦΑΙΡΑ ΤΗΣ ΓΗΣ Η ζωή του ανθρώπου είναι συνυφασμένη με την ατμόσφαιρα και την ποιότητα της. Το κομμάτι της ατμόσφαιρας (βιόσφαιρα) μέσα στο οποίο αναπνέουμε και κινούμαστε εμείς και οι λοιπές μορφές ζωής βομβαρδίζεται συνεχώς με τόνους ρύπων που μεταβάλουν διαρκώς την φυσική ισορροπία της ατμόσφαιρας, την σύσταση της και το ενεργειακό ισοζύγιο του πλανήτη. Ως ατμόσφαιρα μπορούμε να ορίσουμε το αεριώδες περίβλημα του πλανήτη μας το οποίο αποτελεί ένα σώμα με τη Γη και ακολουθεί τις κινήσεις της. Στην ατμόσφαιρα περιέχονται αέρια υψηλής κα σταθερής συγκέντρωσης, άζωτο (Ν 2 ), οξυγόνο (Ο 2 ) και αργό (Αr), και αέρια σε μικρές και μεταβλητές συγκεντρώσεις όπως διοξείδιο του άνθρακα (CO 2 ), υδρατμοί (H 2 O), όζον (Ο 3 ) και μεθάνιο (CH 4 ). Τα στοιχεία τα οποία προκαλούν μεταβολές στην σύσταση της ατμόσφαιρας μπορούν να έχουν τόσο φυσικές πηγές (ηφαιστειακές εκρήξεις) όσο και ανθρωπογενείς (καύση ορυκτών καυσίμων). Η ατμόσφαιρα από μόνη της έχει καταφέρει να αναπτύξει ιδιαίτερα αποτελεσματικούς μηχανισμούς αραίωσης και καθαρισμού των ρύπων επιτυγχάνοντας την επαναφορά της φυσικής της ισορροπίας. Ο συνεχώς αυξανόμενος ρυθμός εκπομπής ρύπων λόγω ανθρωπογενών αιτιών, καταστέλλει τους φυσικούς μηχανισμούς απομάκρυνσης των ρύπων οδηγώντας στην αλλαγή της χημείας της ατμόσφαιρας. Πέρα από την επίπτωση των ρύπων στην ποιότητα ζωής και στην υγεία των ανθρώπων, το μεγαλύτερο ποσοστό των στοιχείων που διοχετεύονται στην ατμόσφαιρα έχουν την ικανότητα να αλληλεπιδρούν με την εισερχόμενη και εξερχόμενη ακτινοβολία. Ενώσεις όπως Η 2 Ο, CO 2, CH 4 έχουν την δυνατότητα να απορροφούν την εκπεμπόμενη μεγάλου μήκους κύματος ακτινοβολία ενισχύοντας το «φαινόμενο του θερμοκηπίου» και προκαλώντας θέρμανση του πλανήτη. Αντίθετα, τα αιωρούμενα σωματίδια (aerosols), στα οποία επικεντρώνεται η παρούσα εργασία προκαλούν ψύξη.

2 1.2 ΣΥΣΤΑΣΗ ΤΗΣ ΑΤΜΟΣΦΑΙΡΑΣ Παρόλο που δεν είναι γνωστό το ύψος της ατμόσφαιρας βάσει ανωμαλιών που παρατηρούνται στις τροχιές των τεχνητών δορυφόρων, προκύπτει ότι ξεπερνά τα 3.500 km. Τα επεισόδια αέριας ρύπανσης και τα μετεωρολογικά φαινόμενα λαμβάνουν χώρα στα κατώτερα τμήματα της ατμόσφαιρας. Επιπλέον, σχεδόν όλη η μάζα της ατμόσφαιρας είναι συγκεντρωμένη σε ένα λεπτό στρώμα μικρότερο του 1% της ακτίνας της Γης. Πιο συγκεκριμένα, το 50% της μάζας της ατμόσφαιρας περιλαμβάνεται μεταξύ της επιφάνειας της θάλασσας και το ύψος των 5,5 km, το 75% μέχρι τα ύψος των 10 km ενώ μέχρι το ύψος των 40 km το ποσοστό φτάνει το 99% της συνολικής ατμοσφαιρικής μάζας. Οι υπολογισμοί αυτοί είναι σχετικά απλό να γίνουν μιας και μπορούμε να εκτιμήσουμε την μάζα της ατμόσφαιρας αν θεωρήσουμε την Γη σαν σφαίρα ακτίνας R r = 6371 km, έχοντας επιφάνεια S ομαλή χωρίς εδαφικές εξάρσεις, μέση ατμοσφαιρική πίεση P o = 1013.25*10 2 Ν m -2 και επιτάχυνση της βαρύτητας g = 9.81 m s -2. Επομένως, η μάζα της ατμόσφαιρας M α μπορεί να υπολογιστεί από τον τύπο της ατμοσφαιρικής πίεσης: (1.1) Και αντικαθιστώντας τα δεδομένα στην σχέση προκύπτει : (1.2) Συγκριτικά αναφέρεται ότι η μάζα των ωκεανών είναι περίπου Μ ω 1,35*10 21 kg ενώ η συνολική μάζα της Γης Μ γ 5,98*10 24 kg. Επομένως, ενδιαφέρον παρουσιάζουν τα κατώτερα στρώματα της ατμόσφαιρας η οποία αποτελείται από: μείγμα αερίων που αποτελούν τον λεγόμενο «ξηρό» αέρα νερό στις τρεις φάσεις του (στερεά, υγρή, αέρια) διάφορα στερεά και υγρά σωματίδια που δεν περιλαμβάνονται στην σύσταση της ατμόσφαιρας και τα ονομάζουμε «ατμοσφαιρικά αιωρήματα». Η σύσταση της ατμόσφαιρας, η οποία είναι σταθερή, μέχρι τα 100 km (ομοιόσφαιρα) δίνεται στον πίνακα 1.1. Σε αυτή την περιοχή όπως φαίνεται και από

3 τον πίνακα τα κυρία αέρια είναι το μοριακό άζωτο (Ν 2 ) και το μοριακό οξυγόνο (Ο 2 ), που αποτελούν ποσοστό μεγαλύτερο του 99% του ατμοσφαιρικού αέρα. Πίνακας 1.1: Η σύσταση του ξηρού ατμοσφαιρικού αέρα Ο πίνακας 1.1 αναφέρεται στον ξηρό ατμοσφαιρικό αέρα, δηλαδή στον αέρα ο οποίος είναι απαλλαγμένος από υδρατμούς. Οι ποσότητες του αζώτου, οξυγόνου και αργού δεν υπόκεινται σε σημαντικές χωρικές και χρονικές μεταβολές μέσα στην ομοιόσφαιρα. 1.2.1 Μοριακό άζωτο (Ν 2 ) Το μοριακό άζωτο αποτελεί το κύριο συστατικό της ατμόσφαιρας (78% κ.ο.). Είναι αδρανές οπότε δεν έχει σημαντική συμμετοχή σε αντιδράσεις στην ατμόσφαιρα και οι διαδικασίες απομάκρυνσης του είναι πιο αργές από τις διαδικασίες παραγωγής του η συγκέντρωση του στην ατμόσφαιρα έχει θεμελιωθεί και παραμένει σταθερή. 1.2.2 Μοριακό οξυγόνο (Ο 2 ) Το μοριακό οξυγόνο βρίσκεται σε ποσοστό 20,95% κ.ο. στην ατμόσφαιρα αποτελώντας το δεύτερο σε αναλογία αέριο. Παρόλο που το οξυγόνο παράγεται και καταναλώνεται συνεχώς μέσα στην ατμόσφαιρα, η ποσότητα του παραμένει σταθερή. Οι διαδικασίες παραγωγής οξυγόνου είναι η φωτοδιάσπαση των υδρατμών παρουσία υπεριώδους ηλιακής ακτινοβολίας και η φωτοσύνθεση από ζώντες οργανισμούς

4 (φυτά, φύκια) όπου με την βοήθεια της χλωροφύλλης και υπό την επίδραση της ηλιακής ακτινοβολίας αέριο διοξειδίου του άνθρακα (CO 2 ) αντιδρά με νερό (H 2 O). Η διαδικασία της φωτοσύνθεσης κυριαρχεί έναντι της φωτοδιάσπασης και η διαδικασία της αντίδρασης φαίνεται σχηματικά: (1.3) 1.2.3 Όζον (Ο 3 ) Η παρουσία του όζοντος στην ατμόσφαιρα οφείλεται σε φωτοχημικές αντιδράσεις. Στα υψηλότερα στρώματα της ατμόσφαιρας 20-50 km, κύρια πηγή όζοντος αποτελεί η φωτοδιάσπαση μοριακού οξυγόνου με απορρόφηση ηλιακής ακτινοβολίας μήκους κύματος λ=100-200 nm. Παραγωγή όζοντος έχουμε και κοντά στην επιφάνεια της Γης, μικρότερη σε σχέση με τα υψηλότερα στρώματα, λόγω φωτόλυσης διοξειδίου του αζώτου (ΝΟ 2 ). Το όζον που βρίσκεται στα υψηλότερα στρώματα της ατμόσφαιρας παίζει πολύ σημαντικό ρόλο λόγω της απορρόφησης της υπεριώδους ηλιακής ακτινοβολίας. 1.2.4 Υδρατμοί (Η 2 Ο) Στον πίνακα 1.1 φαίνεται η σύσταση της ατμόσφαιρας ως τα 100 km απουσία ποσοτήτων νερού σε αέρια μορφή (υδρατμοί) Η ποσότητα των υδρατμών δεν είναι σταθερή και μπορεί να φτάσει το 4% κ.ο. Βασική πηγή τους αποτελεί η εξάτμιση από επιφάνειες υδάτων όπως λίμνες, θάλασσες, ποτάμια, η εξάχνωση πάγου και χιονιού και η εξατμισοδιαπνοή των φυτών. Το μεγαλύτερο ποσοστό υδρατμών προέρχεται από την επιφάνεια των ωκεανών. Η ποσότητα των υδρατμών ελαττώνεται σημαντικά με το ύψος, με αποτέλεσμα η παρουσία τους να είναι σημαντική στα κατώτερα στρώματα της ατμόσφαιρας και μέχρι το ύψος των 10 km (τροπόσφαιρα). Καταλαβαίνουμε πως ένα σημαντικό μέρος της εισερχόμενης ηλιακής ακτινοβολίας (25%) καταναλώνεται για την εξάτμιση των υδρατμών. Η ποσότητα των υδρατμών πάνω από τον ισημερινό, όπου οι θερμοκρασίες είναι υψηλές και οι επιφάνειες υδάτων μεγάλες (ωκεανοί), είναι μεγαλύτερη σε σχέση με τους πόλους. Ο ατμοσφαιρικός αέρας σε συγκεκριμένη θερμοκρασία έχει ορισμένο όριο συγκράτησης υδρατμών. Όταν η ποσότητα των υδρατμών στον αέρα φτάσει το συγκεκριμένο όριο, τότε ο αέρας είναι κορεσμένος. Αντιθέτως, όταν ένα ποσοστό της

5 ποσότητας υδρατμών που μπορεί να συγκρατήσει περιέχεται στον αέρα τότε ονομάζεται ακόρεστος. Η παρουσία των υδρατμών στην ατμόσφαιρα είναι κομβική για την μετεωρολογία και την απορρόφηση της ηλιακής ακτινοβολίας όπως θα δούμε σε επόμενο κεφάλαιο και αποτελεί το κύριο αέριο θερμοκηπίου μιας και απορροφά έντονα την μεγάλου μήκους κύματος γήινη ακτινοβολία. 1.2.5 Διοξείδιο του άνθρακα (CO 2 ) Η περιεκτικότητα της ατμόσφαιρας σε διοξείδιο του άνθρακα είναι περίπου 0.03% κ.ο. Από την φύση το διοξείδιο του άνθρακα βρίσκεται αποθηκευμένο στους ωκεανούς, σε ιζηματογενή ανθρακικά πετρώματα και παράγεται και από την διαπνοή φυτών και δέντρων, αποσύνθεση νεκρής οργανικής ύλης και εκρήξεις ηφαίστειων. Η καύση οργανικής ύλης και καυσίμων (άνθρακας, πετρέλαιο, υγραέριο) είναι η συμβολή του ανθρώπου σαν πηγή CO 2. Το διοξείδιο του άνθρακα αποτελεί επίσης ένα αέριο θερμοκηπίου. Η επίδραση του στο θερμικό ισοζύγιο Γης-ατμόσφαιρας είναι ισχυρή με αποτέλεσμα η αύξηση της συγκέντρωσης του να οδηγεί σε κλιματικές αλλαγές. Από τα τέλη του 17 ου αιώνα και μετά (βιομηχανική επανάσταση) παρατηρείται αύξηση της συγκέντρωσης CO 2 στην ατμόσφαιρα. 1.2.6 Μεθάνιο (CH 4 ) Το μεθάνιο παρά τη μικρή του συγκέντρωση στην ατμόσφαιρα (~0.0002%) συμβάλλει σημαντικά στο φαινόμενο του θερμοκηπίου. Η σπουδαιότητα αυτή έγκειται στο γεγονός ότι η ικανότητα του στην απορρόφηση της υπέρυθρης ηλιακής ακτινοβολίας είναι 20-30 φορές ισχυρότερη από εκείνη του CO 2. Παράγεται από αναερόβια βακτήρια σε υγροτόπους με έλλειψη οξυγόνου, στο έντερο φυτοφάγων ζώων και κατά την εξόρυξη κάρβουνου και εξόρυξη πετρελαίου. 1.2.7 Αιωρούμενα σωματίδια (aerosols) Τα αιωρούμενα σωματίδια είναι σωματίδια στερεής, υγρής ή διττής φάσης που βρίσκονται στον ατμοσφαιρικό αέρα χωρίς να έχουν καθορισμένη χημεία. Η προέλευση τους μπορεί να είναι τόσο φυσική (σκόνη από ερήμους/έδαφος, θαλάσσιο άλας, ηφαιστειακή σκόνη) όσο και ανθρωπογενής (καύση βιομάζας, βιομηχανικές εκπομπές, εκπομπές από αυτοκίνητα).

6 Η παρουσία των αιωρουμένων σωματιδίων περιορίζεται στα κατώτερα στρώματα τις ατμόσφαιρας με το 80% της συνολικής τους μάζας να βρίσκεται στο πρώτο χιλιόμετρο της ατμόσφαιρας. Αυτό οφείλεται στο γεγονός ότι οι περισσότερες από τις προαναφερθείσες πηγές βρίσκονται κοντά στην επιφάνεια της Γης. Εξαίρεση αποτελούν οι ηφαιστειακές πηγές από τις οποίες παρατηρείται εισροή αιωρούμενων σωματιδίων και σε μεγαλύτερη ύψη. Τα αιωρούμενα σωματίδια έχουν επίδραση τόσο στην υγεία του ανθρώπου όσο και στο κλίμα μιας και απορροφούν και σκεδάζουν την εισερχόμενη ηλιακή ακτινοβολίας και μεταβάλλουν την φυσική των νεφών. Λεπτομερέστερη ανάλυση για τα αιωρούμενα σωματίδια και τις επιδράσεις τους γίνεται σε επόμενο κεφάλαιο. 1.3 ΔΟΜΗ ΤΗΣ ΑΤΜΟΣΦΑΙΡΑΣ Παραπάνω αναφερθήκαμε στην σταθερή σύσταση του ξηρού ατμοσφαιρικού αέρα στα πρώτα 100 km της ατμόσφαιρας τα οποία αποτελούν την ομοιόσφαιρα. Η περιοχή πέρα των 100 km στην οποία συναντάμε μεταβολή στη σύνθεση του ξηρού ατμοσφαιρικού αέρα καθ ύψος ονομάζεται ετερόσφαιρα. Η ομοιόσφαιρα μπορεί να χωριστεί σε επιμέρους περιοχές η διάκριση των οποίων γίνεται με βάση τη μεταβολή της θερμοκρασίας με το ύψος. Οι περιοχές αυτές, ξεκινώντας από τις κοντινότερες στην επιφάνεια προς τις υψηλότερες, είναι η Τροπόσφαιρα, η Στρατόσφαιρα, η Μεσόσφαιρα και η Θερμόσφαιρα. Η κατακόρυφη κατανομή της θερμοκρασίας φαίνεται στο παρακάτω σχήμα:

7 Σχήμα 1.1: Κατακόρυφη κατανομή θερμοκρασίας στην ατμόσφαιρα 1.3.1 Τροπόσφαιρα 1.3.1.1 Βασικά χαρακτηριστικά Τροπόσφαιρας Το κατώτερο τμήμα της ατμόσφαιρας ονομάζεται Τροπόσφαιρα. Κύριο χαρακτηριστικό του στρώματος αυτού, όπως φαίνεται και στο σχήμα 1.1 είναι η ελάττωση της θερμοκρασίας με το ύψος. Ο ρυθμός πτώσης της θερμοκρασίας είναι περίπου 6.5 ο C/km. Η μείωση αυτή, οφείλεται στο γεγονός ότι η Τροπόσφαιρα θερμαίνεται από την εκπεμπόμενη μεγάλου μήκους κύματος γήινη ακτινοβολία και τη κατακόρυφη μεταφορά θερμότητας (convection). Η Τροπόσφαιρα έχει μικρό συντελεστή απορρόφησης ως προς την εισερχόμενη ηλιακή ακτινοβολία. Επομένως, η θέρμανση της βασίζεται στην μεταφερόμενη από το έδαφος θερμότητα. Η εκπεμπόμενη από το έδαφος ακτινοβολία απορροφάται από συγκεκριμένα αέρια στην Τροπόσφαιρα (υδρατμοί, διοξείδιο του άνθρακα) η πυκνότητα των οποίων μειώνεται με το ύψος. Η συγκέντρωση των αερίων αυτών κοντά στην επιφάνεια έχει ως αποτέλεσμα την απορρόφηση της ακτινοβολίας σε χαμηλότερα ύψη ενώ λιγότερη ακτινοβολία και ασθενέστερης έντασης φτάνει σε μεγαλύτερα υψόμετρα.

8 Επομένως όλοι οι μηχανισμοί μεταφοράς θερμότητας εξασθενούν λόγω της ελάττωσης της πυκνότητας του αέρα και των υδρατμών με το ύψος ενώ παρατηρείται και μείωση της θερμοκρασίας του ανερχόμενο αέρα λόγω διαστολής του (αδιαβατική εκτόνωση). Σχεδόν το σύνολο των υδρατμών της ατμόσφαιρας βρίσκεται συγκεντρωμένο στην Τροπόσφαιρα. Υψηλότερη συγκέντρωση παρατηρείται στα κατώτερα στρώματα της. Το ύψος της Τροπόσφαιρας εκτείνεται μέχρι περίπου τα 15 km, μη όντας σταθερό αλλά παρουσιάζοντας γεωγραφικές και εποχικές μεταβολές. Το ανώτερο όριο της Τροπόσφαιρας ονομάζεται τροπόπαυση με τo ύψος της να μειώνεται από τον Ισημερινό (15-18 km) προς τους πόλους (7-8 km). 1.3.1.2 Οριακό στρώμα Το κατώτερο τμήμα της Τροπόσφαιρας ονομάζεται οριακό στρώμα και είναι ζωτικής σημασίας για εμάς μιας και είναι το μέρος μέσα στο οποίο ζούμε και αναπνέουμε. Το πάχος του οριακού στρώματος ορίζεται από την επιφάνεια του εδάφους μέχρι περίπου το 1.5 km και επηρεάζεται άμεσα από την επιφάνεια του εδάφους αντιδρώντας στις όποιες μεταβολές στην χρονική κλίμακα μιας ώρας ή και λιγότερο. Το στρώμα αυτό αποτελεί ένα πολύπλοκο σύστημα που περιλαμβάνει ημερήσιες μεταβολές, ποικιλία τύπου εδάφους και εκτεταμένα καιρικά φαινόμενα. Έρευνα για τα φαινόμενα που λαμβάνουν χώρα στο οριακό στρώμα έχει γίνει κατά το παρελθόν (Stull, 1997) με κάποια από αυτά να αφορούν την παρουσία και την παγίδευση ρύπων εντός του οριακού στρώματος, τους τυφώνες και καταιγίδες που αναπτύσσονται και τη σημασία της τριβής στη κίνηση των αερίων μαζών. 1.3.2 Στρατόσφαιρα Η επόμενη περιοχή πάνω από την Τροπόσφαιρα ονομάζεται Στρατόσφαιρα. Το στρώμα αυτό εκτείνεται μέχρι τα 50-55 km και σε αντίθεση με την Τροπόσφαιρα η θερμοκρασία στην τμήμα αυτό αυξάνεται με το ύψος. Πιο συγκεκριμένα, από την τροπόπαυση (15 km) μέχρι τα 35 km ο ρυθμός αύξησης της θερμοκρασίας είναι χαμηλός, όμως πέρα από αυτό το ύψος η θερμοκρασία παρουσιάζει έντονη αύξηση μέχρι την στρατόπαυση (~55 km), που ορίζει και το άνω όριο της. Η κατακόρυφη

9 αύξηση της θερμοκρασίας καθιστά την Στρατόσφαιρα πιο ευσταθή σε σχέση με την Τροπόσφαιρα, αποθαρρύνοντας τις κατακόρυφες κινήσεις. Η αύξηση της θερμοκρασίας οφείλεται στην έντονη απορρόφηση της υπεριώδους ηλιακής ακτινοβολίας από το όζον. Το 90% της συγκέντρωσης του όζοντος της Γης περιέχεται στην Στρατόσφαιρα. Το μέγιστο της πυκνότητας του όζοντος παρουσιάζεται σε μια περιοχή 25-50 km (οζονόσφαιρα). 1.3.3 Μεσόσφαιρα Η Μεσόσφαιρα εκτείνεται από το πέρας της στρατόπαυσης έως και τα 80 km. η θερμοκρασία παρουσιάζει μείωση με το ύψος. Η πυκνότητα όζοντος στο στρώμα αυτό είναι πολύ χαμηλή με αποτέλεσμα να μην υπάρχει απορρόφηση ηλιακής ακτινοβολίας. Στην μεσόπαυση (ανώτερο όριο της Μεσόσφαιρας) έχουμε τις ελάχιστες θερμοκρασίες με τιμές που αγγίζουν τους -100 ο C. 1.3.4 Θερμόσφαιρα Το στρώμα αυτό εκτείνεται από την μεσόπαυση μέχρι και τα 400 km. Η θερμοκρασία αυξάνεται με το ύψος, λόγω απορρόφησης της υπεριώδους ηλιακής ακτινοβολίας από μοριακό οξυγόνο και άζωτο. Ο αέρας παρουσιάζει μεγάλη αραίωση στο στρώμα αυτό και η άμεση ηλιακή ακτινοβολία είναι πολύ πιο έντονη και επιβλαβής συγκριτικά με την επιφάνεια της Γης.

10 2. ΗΛΙΑΚΗ ΑΚΤΙΝΟΒΟΛΙΑ 2.1 ΗΛΙΟΣ Ο ήλιος είναι ο κοντινότερος στην Γη αστέρας, σε απόσταση περίπου 149*10 6 km (1 AU), αποτελώντας το 99,9% της συνολικής μάζας του ηλιακού μας συστήματος. Είναι ένας σχεδόν σφαιρικός αστέρας ακτίνας 700.000 km αποτελούμενος κυρίως από υδρογόνο (~74%) και ήλιο (~25%), με το υδρογόνο να αποτελεί το κύριο καύσιμο του. Στο εσωτερικό του ήλιου, λαμβάνουν χώρα πυρηνικές αντιδράσεις που οδηγούν στην εμφάνιση πολύ υψηλών θερμοκρασιών, τόσο στην επιφάνεια (~5.800 Κ) όσο και στο εσωτερικό του (~14*10 6 Κ) και στην εκπομπή ενέργειας από την επιφάνεια του. 2.2 ΗΛΙΑΚΗ ΑΚΤΙΝΟΒΟΛΙΑ Θερμοπυρηνικές αντιδράσεις σύντηξης 4 πρωτονίων υδρογόνου σε ένα πυρήνα ηλίου, παράγουν την ενέργεια που εκπέμπεται από τον ήλιο. Η παραγόμενη ενέργεια εκπέμπεται με την μορφή ακτινοβολίας και είναι κατά κύριο λόγω ηλεκτρομαγνητικής φύσεως (~99%), ενώ ένα μικρό ποσοστό είναι σωματιδιακής. Η ισχύς που εκπέμπει ο ήλιος έχει υπολογιστεί (νόμος Stefan-Boltzman) και είναι περίπου 3,91*10 26 W με την ακτινοβολία που φτάνει στο όριο της να είναι 1,75*10 17 W. Η εκπεμπόμενη ηλεκτρομαγνητική ακτινοβολίας του ήλιου παρουσιάζει μια ευρεία φασματική κατανομή (σχήμα 2.1) και είναι όμοια με αυτή μέλανος σώματος θερμοκρασίας 6000 Κ. Το ηλιακό φάσμα καλύπτει όλο το ηλεκτρομαγνητικό φάσμα, από τις ακτίνες γ ως τα ραδιοκύματα (Liou,2002).

11 Σχήμα 2.1: Η κατανομή του ηλιακού φάσματος στο όριο της ατμόσφαιρας (συνεχής γραμμή) και στο επίπεδο της θάλασσας (σκιαγραφημένη περιοχή), (Andrews 2010) Έξω από το όριο της ατμόσφαιρας, το 7% της ηλιακής ακτινοβολίας εμπίπτει στην περιοχή του υπεριώδους (0.3-0.38 μm), το 47% στο ορατό (0.38-0.78 μm) ενώ στο υπέρυθρο (0.78-3.0 μm) το 46%. Βάσει του νόμου του Wien, το μέγιστο της εκπεμπόμενης ηλιακής ακτινοβολίας αντιστοιχεί σε μήκος κύματος 0.475 μm. 2.3 ΗΛΙΑΚΗ ΣΤΑΘΕΡΑ Η ηλιακή ενέργεια ανά μονάδα επιφάνειας και ανά μονάδα χρόνου που προσπίπτει σε μια επιφάνεια κάθετη στο όριο της ατμόσφαιρας ονομάζεται ηλιακή σταθερά I o. Η τιμή της ηλιακής σταθεράς έχει υπολογιστεί στα 1367 W/m 2. Ο υπολογισμός αυτός μπορεί να γίνει θεωρώντας τον ήλιο ως μέλαν σώμα θερμοκρασίας T=5780 Κ και υπολογίζοντας την εκπεμπόμενη ισχύ του, P oλ, από το νόμο Stefan-Boltzman : (2.1) όπου R ηλ η ακτίνα του ήλιου, σ=5,768*10-8 W m -2 K -4 η σταθερά Stefan- Boltzman.

12 Υπολογίζοντας την ηλιακή ακτινοβολία για την απόσταση ήλιου-γης, R=149*10 6 km, καταλήγουμε: (2.2) Η τιμή αυτή παρουσιάζει μεταβολές λόγω του ενδεκαετή ηλιακού κύκλου και της μεταβολής της απόστασης ήλιου Γης. 2.4 ΑΛΛΗΛΕΠΙΔΡΑΣΗ ΑΚΤΙΝΟΒΟΛΙΑΣ ΑΤΜΟΣΦΑΙΡΑΣ Η ηλιακή ακτινοβολία κατά την δίοδο της μέσα στην ατμόσφαιρα παρουσιάζει εξασθένηση λόγω απορρόφησης και σκέδασης. Τα φαινόμενα σκέδασης και απορρόφησης, οδηγούν σε σημαντικές αποκλίσεις της έντασης της ακτινοβολίας στην επιφάνεια της Γης σε σχέση με το όριο της ατμόσφαιρας (Andrews, 2010). Τα φαινόμενα αυτά φαίνονται ποιοτικά στο ακόλουθο σχήμα: Σχήμα 2.2: Διαδικασίες σκέδασης και απορρόφησης στην ατμόσφαιρα 2.4.1 Σκέδαση ηλιακής ακτινοβολίας Σκέδαση είναι η φυσική διαδικασία κατά την οποία ένα φωτόνιο αλληλεπιδρά με ένα σωματίδιο το οποίο θα βρεθεί στην πορεία του. Στην ατμόσφαιρα υπάρχουν διάφορα σωματίδια (μόρια του αέρα, αιρούμενα σωματίδια, σταγόνες νερού) τα οποία σκεδάζουν την εισερχόμενη ηλιακή ακτινοβολία. Κατά την διεργασία της σκέδασης,

13 το παρεμβαλλόμενο σωματίδιο αφαιρεί συνεχώς ενέργεια από το ηλεκτρομαγνητικό κύμα, και την επανακτινοβολεί ανομοιόμορφα προς όλες τις κατευθύνσεις. Επομένως, μπορούμε να χαρακτηρίσουμε το σωματίδιο ως νέα πηγή ενέργειας. Στην ατμόσφαιρα, δυο είναι τα βασικά είδη σκέδασης και έχουν να κάνουν με την σχέση του μεγέθους των σωματιδίων με το μήκος κύματος της προσπίπτουσας ηλιακής ακτινοβολίας. Σκέδαση Rayleigh: έχουμε όταν τα σωματίδια στα οποία οφείλεται η σκέδαση έχουν μέγεθος πολύ μικρότερο από το μήκος κύματος της προσπίπτουσας ακτινοβολίας. Ο συντελεστής σκέδασης είναι αντιστρόφως ανάλογος της τέταρτης δύναμης του μήκους κύματος με αποτέλεσμα η σκέδαση να είναι ασθενέστερη για μεγάλα μήκη κύματος. Επομένως κατά την σκέδαση του ορατού φωτός η σκέδαση του ορατού φωτός, η σκέδαση του χαλάζιου χρώματος είναι εντονότερη προκαλώντας το ανάλογο χρώμα στον ουρανό. Η σκέδαση Rayleigh είναι μέγιστη κατά την διεύθυνση διάδοσης (και την αντίθετη) της ακτινοβολίας και ελάχιστη προς πλάγιες διευθύνσεις (σχήμα 2.3) Σκέδαση Mie: στην περίπτωση αυτή τα σωματίδια έχουν μέγεθος συγκρίσιμο με το μήκος κύματος της προσπίπτουσας ακτινοβολίας (r > 0,1λ). Κατά την σκέδαση Μie, παρουσιάζεται ανομοιόμορφη σκέδαση με την εμπροσθοσκέδαση να είναι αυτή που επικρατεί (σχήμα 2.3). Αυξανομένου του μεγέθους των σωματιδίων, η σκέδαση προς την διεύθυνση διάδοσης της προσπίπτουσας ακτινοβολίας γίνεται πιο ισχυρή, περιορίζοντας την σκέδαση προς άλλες κατευθύνσεις Σχήμα 2.3: Αναπαράσταση σκέδασης ακτινοβολίας λόγω σκέδασης Rayleigh και Mie

14 2.4.2 Απορρόφηση ηλιακής ακτινοβολίας Η σύσταση της ατμόσφαιρας περιέχει αέρια τα οποία προκαλούν απορρόφηση της ηλιακής ακτινοβολίας. Τα μόρια μπορούν και απορροφούν σε συγκεκριμένες περιοχές του ηλεκτρομαγνητικού φάσματος εξαιτίας της δομής και γεωμετρίας τους. Ορίζουμε ως απορροφητικότητα το πηλίκο της έντασης της απορροφούμενης προς την ένταση της προσπίπτουσα ακτινοβολίας. Σημαντικά αέρια απορρόφησης στην ατμόσφαιρα είναι τα Ο 2, CO 2, O 3, H 2 O η φασματική απορρόφηση των οποίων φαίνεται στο σχήμα 2.1. Ιδιαίτερο ενδιαφέρον παρουσιάζει η απορρόφηση (και η σκέδαση) από τα αιωρούμενα σωματίδια που θα δούμε σε επόμενο κεφάλαιο. 2.5 ΣΥΝΙΣΤΩΣΕΣ ΗΛΙΑΚΗΣ ΑΚΤΙΝΟΒΟΛΙΑΣ Λόγω των διεργασιών σκέδασης και απορρόφησης, στην επιφάνεια του εδάφους φτάνει περίπου το 51% τη ηλιακής ακτινοβολίας. Η ολική ακτινοβολία που φτάνει στην επιφάνεια του εδάφους (G) είναι το άθροισμα της άμεσης (Ι) και της διάχυτης (D) ακτινοβολίας. Άμεση ηλιακή ακτινοβολία, είναι η ακτινοβολία που φτάνει στο έδαφος χωρίς να έχει υποστεί κάποια εκτροπή μέσα στην ατμόσφαιρα ενώ διάχυτη ονομάζεται η ακτινοβολία της οποίας η διεύθυνση διάδοσης έχει αλλάξει λόγω σκέδασης από τα σύννεφα, αιωρούμενα σωματίδια και άλλα συστατικά της ατμόσφαιρας.

15 3. ΑΙΩΡΟΥΜΕΝΑ ΣΩΜΑΤΙΔΙΑ ΚΑΙ ΗΛΙΑΚΗ ΑΚΤΙΝΟΒΟΛΙΑ 3.1 ΑΙΩΡΟΥΜΕΝΑ ΣΩΜΑΤΙΔΙΑ Ως αιωρούμενα σωματίδια (aerosols) ονομάζουμε υγρά, στερεά ή διττής φύσεως σωματίδια διασκορπισμένα στον αέρα. Το μέγεθος τους κυμαίνεται μεταξύ 10 nm 100 μm. Οι πηγές των αιωρουμένων σωματιδίων είναι φυσικές και ανθρωπογενείς. Χαρακτηριστικά παραδείγματα είναι η σκόνη από το έδαφος, θαλάσσιο άλας, καπνός από πυρκαγιές δασών και ηφαίστεια (φυσικής προέλευσης). Βιομηχανικές εκπομπές, καύση βιομάζας και ορυκτών καυσίμων είναι ανθρωπογενείς πηγές αιωρουμένων σωματιδίων και αποτελούν περίπου το 15% της συνολικής τους μάζας. Σε αστικές περιοχές είναι εύκολο να καταλάβουμε ότι οι ανθρωπογενείς πήγες παίζουν πιο σημαντικό ρόλο. Και στις δύο κατηγορίες περιλαμβάνονται τόσο πρωτογενείς όσο και δευτερογενείς εκπομπές. Τα αιωρούμενα σωματίδια μπορούν να κατηγοριοποιηθούν ανάλογα με την διάμετρο τους: PM10, σωματίδια διαμέτρου < 10 μm PM2.5, σωματίδια διαμέτρου < 2.5 μm PM1.0, σωματίδια διαμέτρου < 1.0 μm Επίσης μπορούμε να τα διακρίνουμε σε λεπτόκοκκα (thin), d < 5 μm και χονδρά (coarse), d > 5 μm. Οι πήγες των αιωρούμενων σωματιδίων βρίσκονται κοντά στην επιφάνεια της Γης με αποτέλεσμα να είναι συγκεντρωμένα στα κατώτερα τμήματα της τροπόσφαιρας και να παρουσιάζουν εκθετική μείωση με την αύξηση του ύψους (Seinfeld et al., 2006). Ο χρόνος ζωής των αιωρούμενων σωματιδίων μεταβάλλεται μεταξύ μερικών ημερών μέχρι μερικών εβδομάδων με τα μετεωρολογικά φαινόμενα να παίζουν σημαντικό ρόλο. Η ποικιλία τους σε χημική σύσταση, σχήμα και μέγεθος είναι μείζονος ενδιαφέροντος μιας και οι οπτικές τους ιδιότητες εξαρτώνται από αυτή. Η σημασία των αιωρούμενων σωματιδίων έγκειται σε πολλούς τομείς μιας και έχουν επίδραση στην υγεία, στις ιδιότητες των νεφών (έμμεση επίδραση) και γενικότερα στο κλίμα. Στην παρούσα εργασία εστιάζουμε στην άμεση επίδραση των

16 αιωρούμενων σωματιδίων που αφορά την απορρόφηση και σκέδαση, κατά κύριο λόγο, της εισερχόμενης ηλιακής ακτινοβολίας. 3.2 ΟΠΤΙΚΕΣ ΙΔΙΟΤΗΤΕΣΑΙΩΡΟΥΜΕΝΩΝ ΣΩΜΑΤΙΔΙΩΝ 3.2.1 Σκέδαση και απορρόφηση Υπό ανέφελες συνθήκες, τα αιωρούμενα σωματίδια (μαζί με τους υδρατμούς) αποτελούν τον σημαντικότερο παράγοντα εξασθένισης της ηλιακής ακτινοβολίας. Ορίζεται ο σύνθετος δείκτης διάθλασης m ο οποίος εκφράζει την ικανότητα σκέδασης και απορρόφησης των αιωρουμένων σωματιδίων: (3.1.) Το πραγματικό μέρος m r αντιπροσωπεύει την ικανότητα σκέδασης των αιωρούμενων σωματιδίων, ενώ το φανταστικό m i την ικανότητα απορρόφησης. Ο δείκτης διάθλασης εξαρτάται από την χημική σύσταση των αερολυμάτων και το μήκος κύματος της ακτινοβολίας. Η ύπαρξη αιωρούμενων σωματιδίων ευνοεί την επικράτηση της σκέδασης Mie στην ατμόσφαιρα έναντι της σκέδασης Rayleigh που επικρατεί κατά την απουσία τους. Η εξασθένιση της ηλιακής ακτινοβολίας από τα αερολύματα, προκαλεί ψύξη του πλανήτη (σε αντίθεση με αέρια θερμοκηπίου), πίνακας 3.1 και οδηγεί στο φαινόμενο της πλανητικής σκίασης (aerosol dimming). Η ανακλαστικότητα μεμονωμένης σκέδαση, ω ο, αποτελεί επίσης ένα σημαντικό παράγοντα στην εξασθένιση της ηλιακής ακτινοβολίας λόγω σκέδασης. Ορίζεται ως ο λόγος της εξασθένισης λόγω σκέδασης προς την συνολική εξασθένιση (σκέδαση και απορρόφηση) (3.2) 3.2.2 Συντελεστές θολότητας Angstrom (α, β) Η ατμοσφαιρική θολότητα είναι άμεσα συνδεδεμένη με τις ποσότητες αιωρούμενων σωματιδίων στην ατμόσφαιρα. Υπό ανέφελες συνθήκες, τα αιωρούμενα σωματίδια σκεδάζουν και απορροφούν την ηλιακή ακτινοβολία, η εξασθένιση της

17 Πίνακας 3.1: Έκθεση IPCC για την επίδραση των αιωρούμενων σωματιδίων στο ενεργειακό ισοζύγιο της Γης οποίας οδηγεί ακόμα και σε μειωμένη ορατότητα της ατμόσφαιρας. Η ατμοσφαιρική θολότητα, είναι σημαντικός παράγοντας στο τομέα της μετεωρολογίας, κλιματολογίας, αέριας ρύπανσης και στην σχεδίαση συστημάτων ηλιακής ενέργειας. Στην βιβλιογραφία αναφέρονται διάφοροι συντελεστές θολότητας όπως Linke turbidity TL (Linke, 1922), συντελεστής Shuepp B (Shuepp, 1949).Αυτοί που χρησιμοποιούνται πιο συχνά είναι οι συντελεστές θολότητας Angstrom α και β (Angstrom, 1929) και ορίζονται από την παρακάτω σχέση (3.3) όπου τ λ είναι το οπτικό πάχος των αιωρούμενων σωματιδίων, β ο συντελεστής θολότητας Angstrom, α ο εκθετικός παράγοντας και λ μήκος κύματος σε μικρόμετρα. Ο συντελεστής β σχετίζεται με την ποσότητα των αιωρούμενων σωματιδίων μέσα στην ατμόσφαιρα και παίρνει τιμές από 0,0 (απουσία αιωρούμενων σωματιδίων) έως 0,5 (μεγάλη ποσότητα αερολυμάτων).

18 Η παράμετρος α, αποτελεί έναν δείκτη για το μέγεθος των αιωρούμενων σωματιδίων, με μικρές τιμές να υποδηλώνουν μεγάλα αερολύματα (θαλάσσιο άλας, σκόνη) ενώ μεγάλες τιμές, ~4, δείχνουν μεγάλο ποσοστό μικρών σωματιδίων. 3.2.3 Οπτικό πάχος αιωρουμένων σωματιδίων (AOD) Το οπτικό πάχος των αιωρουμένων σωματιδίων θεωρείται από τις πλέον σημαντικές οπτικές ιδιότητες των αιωρούμενων σωματιδίων. Η εξασθένιση της ηλιακής ακτινοβολίας λόγω σκέδασης και απορρόφησης (από αιωρούμενα σωματίδια) συνδέεται με το οπτικό τους πάχος (Sathees et al., 2005) Κατά την πρόσπτωση και διάδοση μονοχρωματικής ακτίνας φωτός Ι ο στην ατμόσφαιρα, λόγω εξασθένισης στο έδαφος θα φτάσει τελικά ακτινοβολία έντασης Ι λ. Η ένταση της ακτινοβολίας δίνεται από την σχέση Beer-Lambert από την οποία μπορεί να υπολογιστεί τα οπτικό πάχος των αιωρούμενων σωματιδίων: (3.3) όπου, μ r η αέριος μάζα και δ λ το οπτικό πάχος. Όπως έχουμε αναφέρει υπό ανέφελες συνθήκες, τα αιωρούμενα σωματίδια αποτελούν το πιο σημαντικό παράγοντα που επηρεάζει την ένταση της ηλιακής ακτινοβολίας που φτάνει στο έδαφος. Ο προσδιορισμός λοιπόν των οπτικών τους χαρακτηριστικών μας δίνει σημαντικές πληροφορίες και αποτελεί χρήσιμο εργαλείο στο προσδιορισμό της επίδρασης τους στην φυσική της ατμόσφαιρας

19 4.ΕΞΕΛΙΞΗ ΜΕΛΕΤΗΣ ΤΩΝ ΑΙΩΡΟΥΜΕΝΩΝ ΣΩΜΑΤΙΔΙΩΝ Η παρουσία των αιωρουμένων σωματιδίων στην ατμόσφαιρα είναι ο πλέον σημαντικός παράγοντας που επηρεάζει την εξασθένιση της ηλιακής ακτινοβολίας υπό ανέφελες συνθήκες, μέσω διαδικασιών σκέδασης και απορρόφησης. Επιπλέον, παίζουν ρόλο στο ενεργειακό ισοζύγιο της Γης, στην μικροφυσική των νεφών και συμμετέχουν σε χημικές αντιδράσεις στην ατμόσφαιρα. Για να καταφέρουμε να υπολογίσουμε την επίδραση των αιωρούμενων σωματιδίων στο κλίμα και την μετεωρολογία, είναι σημαντικό να γνωρίζουμε τις οπτικές τους ιδιότητες. Η εύρεση αξιόπιστων μεθόδων για τον υπολογισμό του οπτικού πάχους, του παράγοντα Angstrom α και του συντελεστή μεμονωμένης σκέδασης έχει αποτελέσει σημαντικό αντικείμενο μελέτης της επιστημονικής κοινότητας. Η γνώση προγενέστερων εργασιών και ερευνών αποτελούν την βάση και δίνουν το έναυσμα για την χρήση και εξέλιξη τους σε επόμενες μελέτες. 4.1 ΜΕΘΟΔΟΙ ΠΑΡΑΤΗΡΗΣΗΣ ΤΩΝ ΑΙΩΡΟΥΜΕΝΩΝ ΣΩΜΑΤΙΔΙΩΝ Η παρατήρηση των αιωρούμενων σωματιδίων και ο προσδιορισμός των οπτικών ιδιοτήτων τους βασίζεται σε δυο ειδών παρατηρήσεις: Επιτόπιες μετρήσεις (in situ) Τηλεπισκόπηση (remote sensing) Κατά τις επιτόπιες μετρήσεις, εξετάζουμε την περιοχή που μας ενδιαφέρει με το όργανο να βρίσκεται σε άμεση επαφή με τα μετρούμενα αιωρούμενα σωματίδια. Η τεχνική αυτή μας παρέχει πολύ χρήσιμες πληροφορίες για την συγκέντρωση, το μέγεθος αλλά και την χημική τους σύσταση. Παρόλα αυτά, αντιμετωπίζουν ορισμένα μειονεκτήματα, με τα κυριότερα να είναι η μεταβολή της δυναμικής του δείγματος κατά την μέτρηση και η περιορισμένη χωρική και χρονική κάλυψη. Η μέθοδος της τηλεπισκόπισης, αφορά μετρήσεις οι οποίες γίνονται από απόσταση χωρίς να υπάρχει επαφή με το δείγμα. Η τεχνική αυτή, βασίζεται στην αλληλεπίδραση της ακτινοβολίας με τα αιωρούμενα σωματίδια, μέσω των διαδικασιών σκέδασης και απορρόφησης δίνοντας μας την δυνατότητα μέτρησης ιδιοτήτων όπως οπτικό πάχος, τύπο και μέγεθος των σωματιδίων. Μέσω της δορυφορικής τηλεπισκόπισης λοιπόν, είναι δυνατή η κάλυψη και παρατήρηση σε πλανητική κλίμακα με το μειονέκτημα όμως ότι η παρουσία νεφών στην ατμόσφαιρα

20 υπερισχύει της δράσης των αιωρούμενων σωματιδίων προκαλώντας εμπόδια στην μέθοδο αυτή. Η χρήση ηλιακών φωτόμετρων αποτελεί μια αποτελεσματική μέθοδο για την εύρεση του οπτικού πάχους των αιωρουμένων σωματιδίων αποτελεί (Sha et al., 1973). Η μέθοδος αυτή, έχει υποστεί τροποποιήσεις και βελτιώσεις, τόσο στα όργανα όσο και στην επεξεργασία των δεδομένων καταφέρνοντας να επιτευχθούν υψηλής ακρίβειας μετρήσεις (Dutton et al., 1994). Το AERONET (Aerosol Robotic NETwork) είναι ένα δίκτυο ηλιακών φωτόμετρων του οποίου οι μετρήσεις άμεσης ηλιακής ακτινοβολίας σε διάφορα μήκη κύματος μας παρέχουν πληροφορίες για το οπτικό πάχος των αερολυμάτων και την ποσότητα υδρατμών. Παρά την ικανοποιητική του απόδοση, η χρήση των ηλιακών φωτόμετρων για τον προσδιορισμό του οπτικού πάχος και άλλων οπτικών ιδιοτήτων των αιωρούμενων σωματιδίων εμφανίζει σημαντικές δυσκολίες. Αποτελούν σύνθετα όργανα με μεγάλο κόστος και έχουν ανάγκη συχνής και ακριβής συντήρησης και βαθμονόμησης. Επίσης η χρήση αυτής της μεθόδου περιορίζεται στις τελευταίες δεκαετίες με αποτέλεσμα να μην είναι χρήσιμη για παλαιότερα έτη. Η αδυναμία αυτή οδήγησε στη στροφή σε εναλλακτικές μεθόδους. Η πλέον ενδιαφέρουσα είναι η χρήση οργάνων μέτρησης ηλιακής ακτινοβολίας (πυρανόμετρα, πυρηλιόμετρα). Το σχετικά μικρό τους κόστος (μικρότερο από αυτό των φωτόμετρων) σε συνδυασμό με την ακρίβεια των μετρήσεων τους, οδήγησαν στη δημιουργία ενός δικτύου μεγάλης χωρικής κάλυψης. Επιπλέον, το γεγονός πως τα δεδομένα τους παρουσιάζουν ικανοποιητική ακρίβεια ακόμα και για χρονικές περιόδους 120 χρόνια πριν. 4.2 ΟΠΤΙΚΟ ΒΑΘΟΣ ΑΙΩΡΟΥΜΕΝΩΝ ΣΩΜΑΤΙΔΙΩΝ ΚΑΙ ΗΛΙΑΚΗ ΑΚΤΙΝΟΒΟΛΙΑ Προσπάθεια εύρεσης του οπτικού πάχους στα 550 mm (AOD 550 ) αλλά και του συντελεστή θολότητας Angstrom μέσω μετρήσεων της άμεσης ηλιακής ακτινοβολίας έγινε για την κεντρική Ισπανία (Bilbao et al., 2014). Η εργασία αφορούσε το πανεπιστήμιο της Valladolid στην περιοχή Castilla (41 40 N, 4 50 W, 840 m a.s.l.), από του οποίου το ραδιομετρικό σταθμό χρησιμοποιήθηκαν οι μετρήσεις άμεσης ηλιακής ακτινοβολίας και για χρονικό διάστημα περίπου 2,5 ετών (Ιούλιος 2010- Δεκέμβριος 2012). Μόνο οι μέρες με ανέφελες συνθήκες παρουσιάζουν ενδιαφέρον και είναι χρήσιμες, έχοντας συνολικά 112 μέρες για το παραπάνω χρονικό διάστημα.

21 Οι μετρήσεις της άμεσης ηλιακής ακτινοβολίας σε κάθετο επίπεδο (Ι), έγιναν χρησιμοποιώντας ηλιοστάτη (Solys-2, Kipp& Zonen) με πυρηλιόμετρο CHP-1 στα 280-4000 nm και με σφάλμα λόγω βαθμονόμησης 2%. Από τα δεδομένα της άμεσης ηλιακής ακτινοβολίας υπολογίστηκαν οι ημερήσιες τιμές AOD 550 κατά το ηλιακό μεσημέρι. Συγκρίνοντας τις τιμές αυτές με τα δεδομένα από δορυφόρους (MODIS) μπορούμε να κάνουμε εκτίμηση για τα χωρικά κα χρονικά χαρακτηριστικά των αερολυμάτων. Η σύγκριση των τιμών ΑΟD από τον MODIS και την μέθοδο που αναπτύχθηκε στην εργασία αυτή παρουσιάζεται στο σχήμα 4.1 Σχήμα 4.1: Σύγκριση του AOD 550 που υπολογίστηκε από τις μετρήσεις της Ι με τις τιμές από τον MODIS,κατά το ηλιακό μεσημέρι για την περίοδο 2010-2012 στην περιοχή της Castilla Η μέθοδος που χρησιμοποιήθηκε φαίνεται να οδηγεί σε μια υπερεκτίμηση των τιμών σε σχέση με τον MODIS. Οι σειρές για το AOD 550 από τον MODIS παρουσιάζουν μια μέση τιμή 0.12 ενώ από τις μετρήσεις της άμεσης ηλιακής ακτινοβολίας 0.18. Αξίζει να σημειωθεί, ότι για χαμηλές τιμές του εκτιμώμενου AOD 550 η τυπική απόκλιση είναι χαμηλή και αυξάνεται για υψηλές τιμές οπτικού πάχους. Τέλος ο συντελεστής συσχέτισης μεταξύ των δυο σειρών είναι υψηλός, r=0.78.

22 Παρόμοια εργασία έγινε και σε άλλη περιοχή της Ισπανίας, στην Granada(37.17 N, 3.61 W, 680 m asl) (Foyo-Moreno et al., 2014). Για τον προσδιορισμό του AOD χρησιμοποίησαν σαν παράμετρο τον λόγο της διάχυτης (D) προς την άμεση ηλιακή ακτινοβολία σε κάθετο επίπεδο (Ι), D/I. Πιο συγκεκριμένα χρησιμοποιήθηκε η ακόλουθη σχέση (4.1) όπου, g= -0.0300 ± 0.0004 και h=1.147 ± 0.005 συντελεστές που προέκυψαν από την γραφική παράσταση της παραπάνω σχέσης. Η μέθοδος αυτή εφαρμόστηκε μόνο σε ημέρες χωρίς νέφωση. Η επιλογή των κατάλληλων ημερών έγινε με την χρήση κάμερας All-Sky Imager (CCD camera) και εφαρμόζοντας δείκτη αιθριότητας > 0.65. Η εφαρμογή της μεθόδους έγινε για το 2008. Έχοντας δεδομένα για το AOD για την χρονιά αυτή, έγινε σύγκριση με τις τιμές που υπολογίστηκαν από την σχέση 4.1 για μήκος κύματος 675nm. Η σύγκριση των τιμών έγινε μέσω των στατιστικών παραμέτρων MBE= 2.5% και RMSE= 13.5%. O συντελεστής συσχέτισης είναι R 2 =0.92 και η γραφική παράσταση του υπολογισθέντος AOD με τις πειραματικές τιμές φαίνεται στο ακόλουθο σχήμα: Σχήμα 4.2: Σύγκριση τιμών AOD για λ=675nm από την μέθοδο με τις πειραματικές τιμές για την Granada το 2008 Προσπάθεια για την εύρεση του οπτικού πάχους και άλλων ιδιοτήτων των αιωρούμενων σωματιδίων έγινε από τους Kudo et al (2010) στην περιοχή Tsukuba (36.05 N, 140.13 E 25 m asl)της Ιαπωνίας για την περίοδο Απρίλιος 1998- Μάρτιος

23 2008. Στην μέθοδο που αναπτύξανε χρησιμοποιήθηκαν τιμές τόσο της άμεσης όσο και της διάχυτης ακτινοβολίας στο ορατό και στο υπέρυθρο. Το οπτικό πάχος των αιωρούμενων σωματιδίων υπολογίστηκε από την παρακάτω σχέση (4.2) Όπου τ το οπτικό πάχος των αιωρούμενων σωματιδίων, λ το μήκος κύματος (VIS ή NIR), F dr η άμεση ηλιακή ακτινοβολία, S o η ηλιακή ακτινοβολία στο όριο της ατμόσφαιρας, m η αέριος μάζα και T u η ατμοσφαιρική διαπερατότητα απουσία αιωρούμενων σωματιδίων. Τα αποτελέσματα της εργασίας αυτής ανέδειξαν την αύξηση της ηλιακής ακτινοβολίας υπό ανέφελες συνθήκες η οποία σχετίζεται με την ελάττωση του radiative forcing λόγω των αερολυμάτων. Αυτό που έχει ενδιαφέρον είναι πως η ελάττωση αυτή, οφείλεται στην αύξηση του συντελεστή μεμονωμένης σκέδασης και όχι σε μείωση του οπτικού πάχους των αιωρούμενων σωματιδίων, αναδεικνύοντας έτσι την πολυπλοκότητα των οπτικών τους ιδιοτήτων που δεν περιορίζεται σε έναν μόνο παράγοντα Όσον αφορά τον ελλαδικό χώρο, οι Lindfors et al (2013), εξέτασαν και αξιολόγησαν την δυνατότητα εύρεσης του AOD από μετρήσεις της ηλιακή ακτινοβολίας από πυρανόμετρα στην Θεσσαλονίκη (40 ο 38 N, 22 ο 57 E, 60 m asl). Για να αποφευχθεί η υπερκάλυψη της επίδρασης των αερολυμάτων στην ηλιακή ακτινοβολία από τα νέφη, επιλέχθηκαν μετρήσεις της ηλιακής ακτινοβολίας που αντιστοιχούν σε ανέφελες συνθήκες. Επιπλέον, τα πυρανόμετρα είχαν την κατάλληλη συντήρηση και βαθμονόμηση έχοντας ευαισθησία κοντά στο 0.1%. Για την εύρεση του AOD χρησιμοποιήθηκε ένας πίνακας αναφοράς βασισμένος σε μοντέλα διάδοσης ηλιακής ακτινοβολίας (μέσω libradtran), των οποίων οι παράμετροι παρουσιάζονται στον πίνακα 4.1. Μεταβάλλοντας το AOD, την ποσότητα των υδρατμών (WV) και την ζενίθια γωνία (SZA), εξετάστηκαν οι μεταβολές της ηλιακής ακτινοβολίας στο έδαφος (SSR) και δημιουργήθηκε ο πίνακας αναφοράς, από τον οποίο προκύπτει το εκτιμώμενο AOD ως: (4.3) Χρησιμοποιώντας λοιπόν τον πίνακα 4.1 και έχοντας δεδομένα της ηλιακής ακτινοβολίας και των υδρατμών από το AERONET υπολογίστηκε το AOD. Τα

24 Πίνακας 4.1 Παράμετροι υπολογισμού της διάδοσης ηλιακής ακτινοβολίας αποτελέσματα και η αξιολόγηση της μεθόδου αυτής έγινε συγκρίνοντας τις τιμές με αυτές από το AERONET για AOD στα 500nm. Οι μετρήσεις αφορούν το διάστημα Σεπτέμβριος 2005- Ιανουάριος 2008 και στο σχήμα 4.3 φαίνονται τα αποτελέσματα για δυο μέρες, 4 Αυγούστου 2007 και 18 Σεπτεμβρίου 2005. Στην περίπτωση της 4 Αυγούστου 2007, φαίνεται καθαρά ο λόγος για τον οποίο επιλέγονται μέρες με ανέφελες συνθήκες για την μελέτη του AOD. Η ημερήσια μεταβολή της ηλιακής ακτινοβολίας είναι ομαλή μέχρι τις 12:00 UTC. Οι καθαρές μέχρι εκείνη τα στιγμή συνθήκες διακόπτονται από την εμφάνιση νεφών που οδηγούν στην αδυναμία υπολογισμού AOD από εκείνο το σημείο και μετά λόγω ισχυρών μεταβολών της ηλιακής ακτινοβολίας. Αντίθετα, η 18 Σεπτεμβρίου 2005 μπορεί να χαρακτηριστεί σαν καθαρή μέρα. Και για τις δυο μέρες εμφανίζεται μια αρκετά καλή συμφωνία μεταξύ του υπολογισθέντος AOD eff και των δεδομένων του AERONET, AOD 500. Κατά την 4 Αυγούστου 2007, στις πρωινές ώρες (06:00-08:00) οι τιμές της μεθόδου ακολουθούν τις τιμές του AERONET, ενώ τις υπόλοιπες ώρες παρατηρείται μια υποτίμηση των τιμών. Την 18 Σεπτεμβρίου 2005, η ημερήσια διακύμανση των τιμών AOD eff δείχνουν καλή ταύτιση με το AOD 500. Μια υποτίμηση των τιμών εμφανίζεται κατά το ηλιακό μεσημέρι, πιθανότατα λόγω κάποιων μεταβολών στις ιδιότητες των αερολυμάτων που δεν μπορεί να καταγράψει η παρούσα μεθοδολογία. Επίσης, μετά τις 13:00 UTC παρουσιάζεται υπερτίμηση των τιμών ενδεχομένως λόγω εμφάνισης νεφών που δεν λήφθηκαν, λανθασμένα, υπόψη. Η αποφυγή συνθηκών νέφωσης θα βελτίωνε σημαντικά την παρούσα μεθοδολογία. Για τον λόγο αυτό έγιναν παρόμοιοι υπολογισμοί χρησιμοποιώντας τις μονόλεπτες τιμές ηλιακής ακτινοβολίας. Κατά τον υπολογισμών με τιμές ενός λεπτού, η σύγκριση των τιμών AOD 500 έγινε με τον μέσο όρο 10 λεπτών των τιμών AOD eff. Η απόδοση της μεθόδου φαίνεται στο σχήμα 4.4.

25 Σχήμα 4.3. Ημερήσια διακύμανση SSR (μπλε γραμμή) και AODeff (κόκκινοι σταυροί για τις 2 ημέρες, 18/09/2005 και 04/08/2007. Φαίνονται επίσης τα δεδομένα AOD από το AERONET (πράσινα τετράγωνα), και οι τιμές ακτινοβολίας από το μοντέλο για διάφορες τιμές AOD (0.05, 0.2, 0.5, 0.8) Ο συντελεστής συσχέτισης που εμφανίζεται είναι αρκετά καλός, r=0.88, με μια συνεχή υπερτίμηση των τιμών (10%) να είναι εμφανής, ενώ σχεδόν τα 2/3 των τιμών βρίσκονται μεταξύ του ± 20% των δεδομένων του AERONET Συγκριτικά με την εύρεση του οπτικού πάχους των αιωρούμενων σωματιδίων από ηλιακά φωτόμετρα, οι μέθοδος εύρεσης μέσω πυρανομέτρων και των μετρήσεων της ηλιακής ακτινοβολίας μας δίνει λιγότερες πληροφορίες, όμως παρουσιάζει αρκετά καλή ακρίβεια, παρέχοντας μας ένα πολύ χρήσιμο εργαλείο.

26 Σχήμα 4.4 Γραφική απεικόνιση του AOD eff με το AOD 500, με τη χρήση μονόλεπτων τιμών ηλιακής ακτινοβολίας (SSR) 4.3 AOD ΚΑΙ ΑΤΜΟΣΦΑΙΡΙΚΗ ΔΙΑΠΕΡΑΤΟΤΗΤΑ Ενδιαφέρον παρουσιάζει η προσπάθεια των Ohvril et al (2009), να εξετάσουν τις μεταβολές τις διαπερατότητας της ατμόσφαιρας λόγω των αιρούμενων σωματιδίων μέσω μετρήσεων της άμεσης ηλιακής ακτινοβολίας. Η σχετικά χαμηλή αβεβαιότητα της ηλιακής σταθεράς (~0,3%) και τα γεγονός ότι δεν υπάρχουν ενδείξεις για κάποια σημαντική μεταβολή της ποσότητας των υδρατμών από τις ετήσιες μέσες τιμές, μας οδηγούν στην συσχέτιση των διακυμάνσεων της ατμοσφαιρικής θολότητας με μεταβολές που οφείλονται στα αιωρούμενα σωματίδια. Η εργασία αφορά 6 περιοχές, πίνακας 4.2,με δεδομένα ηλιακής ακτινοβολίας Πίνακας 4.2. Συντεταγμένες και όργανα μέτρησης των εξεταζόμενων περιοχών

27 Σχήμα 4.5: Ετήσιες μεταβολές του συντελεστή ατμοσφαιρικής διαπερατότητας AITC p 2 για τις εξεταζόμενες περιοχές. Παρουσιάζονται επίσης οι ισχυρότερες ηφαιστειακές εκρήξεις (μαύρα τρίγωνα) Το 1909, σχήμα 4.5, παρατηρείται η μέγιστη τιμή p 2 =0.813 προδίδοντας την πολύ χαμηλή τιμή AOD. Οι ετήσιες μεταβολές του AITC p 2, οφείλονται στην ελάττωση της καθαρότητας του αέρα τόσο σε φυσικά αίτια όπως οι ηφαιστειακές εκρήξεις όσο και σε ανθρωπογενή, βιομηχανικές και αγροτικές δραστηριότητες. Πιο συγκεκριμένα, παρατηρούμε μια πολύ έντονη μείωση του συντελεστή διαπερατότητας στο Pavlovsk το 1912 (p 2 =0.632) το οποίο οφείλεται στην έκρηξη του ηφαιστείου Katmai στην Αλάσκα. Παρόμοια επίδραση στην ελάττωση της διαπερατότητας της ατμόσφαιρας σε όλους τους σταθμούς προκάλεσαν οι εκρήξεις των ηφαιστείων El Chichon (4 εκρήξεις το 1979-1982) και Pinatubo (1991), με την μείωση να είναι εμφανής το 1983 και1992 αντίστοιχα. Από το 1945 και μετά η μείωση της διαπερατότητας της ατμόσφαιρας, πέρα αό τις ηφαιστειακές εκρήξεις, ευνοήθηκε από την ταχεία βιομηχανική και αγροτική ανάπτυξη των περιοχών. Από το 1980 και μετά, με εξαίρεση την ηφαιστειακή έκρηξη του Pinatubo, παρατηρείται μια αύξηση της διαπερατότητας της ατμόσφαιρας. Τα αιωρούμενα σωματίδια, όπως έχουμε προαναφέρει είναι υπεύθυνα για τις μεταβολές αυτές. Πιθανότατα η εξέλιξη της τεχνολογίας, η μεταφορά της βαριάς βιομηχανίας στην Ασία αλλά και η οικονομική κατάρρευση των σωρών μετά την πτώση ΕΣΣΔ οδήγησαν στην μείωση των εκπομπών αιωρουμένων σωματιδίων και στην επαναφορά της διαπερατότητας σε υψηλά επίπεδα.

28 Ο σκοπός της εργασία ήταν η εύρεση του AOD από το συντελεστή διαπερατότητας AITC p 2 ώστε να μπορεί να χρησιμοποιηθεί η μέθοδος αυτή για περιοχές και περιόδους όπου δεν υπάρχουν μετρήσεις από ηλιακά φωτόμετρα. (4.4) Στην σχέση 4.4, ο υπολογισμός του οπτικού πάχους στα 500 nm, AOD500, γίνεται με την βοήθεια το εκθετικού συντελεστή Angstrom και της ποσότητας υδρατμών W (cm). Σχήμα 4.6: Γραφική παράσταση AOD500 με AITC p 2 για α=1.45 και διάφορες τιμές υδρατμών Η γραφική απεικόνιση του AOD500 με τον AITC p 2,σχήμα 4.6, μας δείχνει αρχικά την μικρή εξάρτηση του οπτικού πάχους από την ποσότητα των υδρατμών. Η ελάττωση της ατμοσφαιρικής διαπερατότητας συνοδεύεται από αύξηση του οπτικού πάχους των αερολυμάτων. Χαρακτηριστικό παράδειγμα είναι ότι τιμή p 2 =0.63, που είναι η τιμή που εμφανίστηκε το 1912 στο Pavlovsk μετά έκρηξη του Katmai αντιστοιχεί σε AOD=0.50. Η εργασία αυτή αναδεικνύει το γεγονός ότι παρά την διαδεδομένη και επιτυχημένη χρήση φωτόμετρων για την μελέτη των οπτικών ιδιοτήτων των αιωρούμενων σωματιδίων, είναι απαραίτητα επιπλέον εργαλεία, στην προκειμένη περίπτωση οι επίγειες μετρήσεις ηλιακής ακτινοβολίας, ώστε να διευρύνουμε τις

29 γνώσεις μας τόσο σε περιοχές όσο και χρονικές περιόδους που η χρήση των φωτόμετρων ήταν αδύνατη.

30 5.ΕΥΡΕΣΗ AOD ΑΠΟ ΜΕΤΡΗΣΕΙΣ ΗΛΙΑΚΗΣ ΑΚΤΙΝΟΒΟΛΙΑΣ Οι παραπάνω εργασίες αποτελούν ένα ελάχιστο δείγμα του έντονου ενδιαφέροντος πάνω στην δημιουργία μεθόδων για την εύρεση του οπτικού πάχους των αιωρούμενων σωματιδίων μέσω επίγειων μετρήσεων της ηλιακής ακτινοβολίας. Κατά την ανάπτυξη της μεθοδολογίας της παρούσας εργασίας, χρησιμοποιήθηκαν δεδομένα από τα δίκτυα AERONET και BSRN, η επεξεργασία των οποίων έγινε χρησιμοποιώντας μια προγραμματιστική γλώσσα τέταρτης γενιάς, το Matlab. 5.1 ΤΟΠΟΘΕΣΙΑ Η παρούσα εργασία επικεντρώθηκε στην εύρεση των αιωρούμενων σωματιδίων σε περιοχές από διαφορετικές κλιματικές ζώνες και με ποικίλα γεωμορφολογικά χαρακτηριστικά. Επιπλέον, αναζητήσαμε τις περιοχές στις οποίες είχαμε τον μεγαλύτερο όγκο δεδομένων ώστε να πετύχουμε πιο αντιπροσωπευτικά και αξιόπιστα αποτελέσματα. Τα δεδομένα αυτά, αφορούν τις επίγειες μετρήσεις της ηλιακής ακτινοβολίας (BSRN), του οπτικού πάχους των αιωρούμενων σωματιδίων σε διάφορα μήκη κύματος και της ποσότητας των υδρατμών (AERONET). Καταλήξαμε σε 6 περιοχές, πίνακας 5.1 καταφέρνοντας να καλύψουμε ένα ευρύ φάσμα διαφορετικών κλιματικών και τοπογραφικών χαρακτηριστικών, αλλά και χρονικής κλίμακας, έχοντας δεδομένα τουλάχιστον 4 ετών για κάθε εξεταζόμενη περιοχή. Xianghe (40.06 ο N -88.63 ο E 213 m asl): Πρόκειται για μια αγροτική περιοχή της Κίνας, περίπου 70 km νοτιοανατολικά του Πεκίνου. Οι κύριες εκπομπές ρύπων οφείλονται σε τοπικές πηγές όπως καύση ορυκτών καυσίμων, μεταφορές και αγροτικές δραστηριότητες. Οι μετεωρολογικές συνθήκες όμως επηρεάζουν επίσης τα επίπεδα ρύπων μιας και όταν επικρατούν οι κατάλληλες συνθήκες έχουμε συνεισφορά από τις γειτονικές μεγαλουπόλεις, Πεκίνο και Τιεντζίν που χαρακτηρίζονται ως οι πλέον ρυπασμένες περιοχές. Tamanrasset (22.79 ο Ν, 5.53 ο Ε, 1385 m asl): Είναι μια ορεινή πόλη στην νότιο Αλγερία που παρότι περιτριγυρίζεται από την Σαχάρα, παρουσιάζει διάφορες αγροτικές δραστηριότητες. Η Σαχάρα αποτελεί την πλέον ενδιαφέρουσα περιοχή για την μελέτη των αιωρούμενων σωματιδίων και αποτελεί την κύριο πηγή αιωρούμενων σωματιδίων για την περιοχή.

31 Πίνακας 5.1: Πληροφορίες εξεταζόμενων περιοχών Station Lat/Long Elevation (m) Surface/Topography Xianghe (China) 39.50/116.96 213 desert, rock/ flat, rural Tamanrasset (Algeria) 22.79/5.53 1385 rock/ flat rural Sede Boker (Israel) 30.86/34.78 500 desert, rock/ hilly, rural Izana (Spain) 28.31/-16.50 2373 rock/ mountain top, rural Carpentras (France) 44.08/5.06 100 cultivated/ hilly rural Bondville (Illinois USA) 40.06/-88.36 213 grass/flat, rural Sede Boker (30.86 ο Ν, 34.78 ο Ε, 500 m asl): Το μικρό αυτό χωριό (~500 κάτοικοι), βρίσκεται στην έρημο Negev, Ισραήλ απομακρυσμένο από τις βιομηχανικές περιοχές της χώρας. Τα επεισόδια σκόνης κατά την άνοιξη, οδηγούν σε εμφάνιση αιωρούμενων σωματιδίων μεγάλου μεγέθους, ενώ το καλοκαίρι παρατηρούνται ανθρωπογενή αιωρήματα λόγω μεταφοράς αερίων μαζών από τι βιομηχανοποιημένες ακτές του Ισραήλ αλλά και της Ευρώπης. Izana, Tenerife (28.31 ο N, 16.50 ο W, 2373 m asl): Η εξεταζόμενη περιοχή αφορά τον νησί της Τενερίφης, Ισπανία και πιο συγκεκριμένα τα παρατηρητήριο Izana (ΙΖΟ). Το μεγάλο υψόμετρο και το γεγονός ότι είναι απομακρυσμένη από σημαντικές βιομηχανικές δραστηριότητες, έχουν ως αποτέλεσμα να επικρατούν καθαρές ατμοσφαιρικές συνθήκες καθ όλη τη διάρκεια του έτους κάνοντας την τοποθεσία αυτη σημαντική ως σταθμό αναφοράς. Επίσης χάρης της γεωγραφική της θέση είναι δυνατή η εξέταση της μεταφοράς σκόνης από την Αφρική. Carpentras (44.08 ο N, 5.06 ο Ε, 100 m asl): Είναι περιοχή της Γαλλίας χωρίς σημαντικές τοπικές πηγές ρύπων. Απουσία βιομηχανοποίησης, οι μεταφορά ρύπων από γειτονικές περιοχές (Avignon) και οι μεταφορές αποτελούν τις κύριες πηγές. Bondville (40.06 ο N, 88.36 ο W, 213 m asl): Η απομακρυσμένη αυτή αγροτική περιοχή, στο ανατολικό Ιλινόι (ΗΠΑ), αποτελεί έναν ακόμα ιδανικό σταθμό αναφοράς. Οι κύριες πηγές εκπομπών είναι οι αγροτικές δραστηριότητες, η καύση βιομάζας και οι μεταφορές, κυρίως για αγροτικές διεργασίες μέσω μη ασφαλτοστρωμένων δρόμων. Η μόνη εξωτερική πηγή αφορά την γειτονική πόλη Σαμπέιν.

32 5.2 ΔΕΔΟΜΕΝΑ-ΟΡΓΑΝΑ ΜΕΤΡΗΣΗΣ Η μεθοδολογία της παρούσας εργασίες βασίζεται στην μετάβαση από μετρήσεις επίγειας ηλιακής ακτινοβολίας στο οπτικό πάχος των αιωρούμενων σωματιδίων. Είναι κατανοητό, ότι η αξιοπιστία και η ακρίβεια των μετρήσεων ηλιακής ακτινοβολίας αποτελεί το πρώτο σημαντικό παράγοντα για την απόδοση της μεθόδου. Για τον λόγο αυτό, επιλέχθηκαν δεδομένα από ένα παγκόσμιο δίκτυο επίγειων μετρήσεων ηλιακής ακτινοβολίας, το BSRN. Η δεύτερη παράμετρος για την κατάστρωση της φόρμουλας που χρησιμοποιούμε είναι τα δεδομένα του οπτικού πάχους των αιωρούμενων σωματιδίων και της ποσότητας των υδρατμών. Το AERONET, αποτελεί το πλέον διαδεδομένο και αξιόπιστο δίκτυο όσον αφορά τις ιδιότητες των αερολυμάτων και αποτελεί ένα χρήσιμο εργαλείο και για την επαλήθευση διαφόρων καινοτόμων μεθόδων στο πεδίο αυτό. 5.2.1 BSRN (Baseline Surface Radiation Network) Έχουμε ήδη αναφέρει την σημασία της ηλιακής ακτινοβολίας στο κλίμα και την μετεωρολογία. Διαδικασίες σκέδασης και απορρόφησης, μεταβάλουν το ενεργειακό ισοζύγιο Γη- ατμόσφαιρα κάνοντας απαραίτητη την γνώση της ηλιακής ακτινοβολίας τόσο στο άνω όριο της ατμόσφαιρας όσο και στην επιφάνεια του εδάφους. Οι παραμικρές αλλαγές της ηλιακής ακτινοβολίας που φτάνει στην επιφάνεια της Γης, οδηγούν σε μεταβολές στο κλίμα και στην γενικότερη φυσική της ατμόσφαιρας. Επομένως, έχει κριθεί απαραίτητο οι μετρήσεις να επιτυγχάνουν την όσο το δυνατόν μεγαλύτερη χωρική κάλυψη, αλλά ταυτόχρονα να εξασφαλίζεται η αξιοπιστία και η ποιότητα των εκάστοτε μετρήσεων. Η ανάγκη αυτή, έχει οδηγήσει στην δημιουργία δικτύων και συνεργασιών για να επιτευχτεί ο σκοπός αυτός. Το BSRN, αποτελεί ένα τέτοιο δίκτυο, αποτελούμενο από 59 σταθμούς παγκοσμίως, όπως βλέπουμε στην εικόνα 5.1. Οι σταθμοί, διαθέτουν διαφορετικές σειρές δεδομένων, πχ μετρήσεις όζοντος, όμως εμείς επικεντρωνόμαστε στις μετρήσεις των συνιστωσών της ηλιακής ακτινοβολίας: Ολική ηλιακή ακτινοβολία (Global Horizontal Irradiance, GHI) Άμεση ηλιακή ακτινοβολία σε κάθετο επίπεδο (I)

33 Διάχυτη ηλιακή ακτινοβολία ( Diffuse Horizontal Irradiance,DHI) Οι μετρήσεις αυτές, χρησιμοποιούνται για: Την επαλήθευση και αξιολόγηση των μετρήσεων μέσω δορυφορικής τηλεπισκόπησης Την σύγκριση με υπολογισμούς από κλιματικά μοντέλα Παρακολούθηση των τιμών σε απομακρυσμένες περιοχές, μακριά από ανθρωπογενείς επιδράσεις Εικόνα 5.1: Σταθμοί BSRN, Μάιος 2016 5.2.1.1 Όργανα μέτρησης Για να εξασφαλιστεί η ποιότητα των αποτελεσμάτων, χρειάζονται όσο το δυνατόν ακριβέστερες μετρήσεις της ηλιακής ακτινοβολίας. Για τον λόγο αυτό οι μετρήσεις από το BSRN, έγιναν με την χρήση ενός πυρηλιομέτρου κατασκευασμένο από το εργαστήριο Eppley, εικόνα 5.2. Η χρήση πυρηλιομέτρου αποτελεί την ιδανική επιλογή για την ακριβέστερη μέτρηση της άμεσης ηλιακής ακτινοβολίας σε κάθετο επίπεδο (I). Πιο συγκεκριμένα, χρησιμοποιήθηκε το πυρηλιόμετρο NIP SN 31853E6 τοποθετημένο πάνω σε ηλιοστάτη για την απευθείας σκόπευση και ευθυγράμμιση με τον ήλιο.

34 Το συγκεκριμένο όργανο πληροί τις προϋποθέσεις ενός υψηλής ποιότητας πυρηλιομέτρου (ISO Secondary Standard). Αποτελείται από μια θερμοπύλη (wire wound thermopile) στην βάση ενός σωλήνα, που περιβάλλεται από ξηρό αέρα στ ατμοσφαιρική πίεση, με οπτική γωνία ~5 ο. Η βαθμονόμηση του, έχει γίνει μέσω ραδιομέτρου και η αβεβαιότητα των μετρήσεων του είναι ~ ±1%. Εικόνα 5.2: Πυρηλιόμετρο Eppley NIP SN 31853E6 5.2.2 AERONET (AErosol Robotic NETwork) Το AERONET, είναι ένα παγκόσμιο επίγειο δίκτυο τηλεπισκόπησης των αιωρούμενων σωματιδίων και των ιδιοτήτων τους με χρήση ηλιακών φωτόμετρων. Λειτουργώντας υπό την αιγίδα της NASA και PHOTONS (PHOtométrie pour le Traitement Opérationnel de Normalisation Satellitaire) και μέσω διαφόρων επιπρόσθετων συνεργασιών, έχει επιτευχθεί μια σημαντική χωρική κάλυψη με περισσότερους από 250 σταθμούς, εικόνα 5.3. Αποτελεί ένα πολύ σημαντικό εργαλείο, παρέχοντας μας αξιόπιστες μετρήσεις του οπτικού πάχους των αιωρούμενων σωματιδίων και της ποσότητας των υδρατμών στην ατμόσφαιρα. Σε σχέση με την χρήση δορυφόρων για μετρήσεις AOD, το AERONET μας παρέχει μεγαλύτερη χρονική ανάλυση, ενώ η εξασφάλιση της ποιότητας των μετρήσεων είναι δεδομένη.

35 5.2.2.1 Όργανα μέτρησης Μετρήσεις της ηλιακής ακτινοβολίας από ηλιακά φωτόμετρα σε διάφορα μήκη κύματος (340-1020 nm), μας παρέχουν το AOD και την ποσότητα των υδρατμών στην ατμόσφαιρα. Το ηλιακό φωτόμετρο που χρησιμοποιείται είναι το CIMEL Electronique CE318, εικόνα 5.4, με οπτική γωνία 1.3 ο και δυο ανιχνευτές για την κάλυψη όλου του φάσματος (340-1640 nm). Η κάλυψη 7 μηκών κύματος, 380, 440, 675, 870,940 και 1020 nm χρειάζεται 8 sec, με αυτόματη τοποθέτηση κάθε φίλτρου μπροστά από τον ανιχνευτή. Οι μετρήσεις έχουν ακρίβεια 0.01-0.02. Εικόνα 5.3: Σταθμοί AERONET Το όργανο αυτό, αποτελείται από τη μονάδα ελέγχου, τον δορυφορικό αναμεταδότη έναν αισθητήρα σε σκόπευτρο 25 cm τοποθετημένο πάνω σε κινούμενη βάση για την μόνιμη παρακολούθηση του ήλιου του ουρανού και της σελήνης. Η μονάδα ελέγχου και ο δορυφορικός αναμεταδότης Suntron βρίσκονται τοποθετημένα σε αδιάβροχο κουτί και προστατεύονται από την υγρασία ενώ αντέχουν και σε μεγάλο εύρος θερμοκρασιών.

36 Εικόνα 5.4: Ηλιακό φωτόμετρο CIMEL Electronique CE318, 5.3 ΜΕΘΟΔΟΛΟΓΙΑ-ΑΠΟΤΕΛΕΣΜΑΤΑ Δεδομένα τουλάχιστον 4 ετών για τις 6 εξεταζόμενες περιοχές χρησιμοποιήθηκαν για την εύρεση του AOD μέσω επίγειων μετρήσεων ηλιακής ακτινοβολίας. Η μεθοδολογία βασίστηκε σε μια εμπειρική σχέση στην οποία συνδέονται οι τιμές της μονόλεπτης άμεσης ηλιακής ακτινοβολίας (Ι) με τις τιμές 15λέπτου του οπτικού πάχους των αιωρούμενων σωματιδίων από το AERONET (ΑΟD AER ): (5.1) όπου a και b είναι στατιστικές παράμετροι οι οποίες υπολογίστηκαν από την γραφική απεικόνιση I AOD AER. Έχοντας δεδομένα της άμεσης ηλιακής ακτινοβολίας και ΑΟD από το BSRN και AERONET (Level 2.0 data, cloud screened and quality assured) αντίστοιχα, η εφαρμογή της μεθόδου έγινε μόνο για τιμές ζενίθιας γωνίας sza=30 ± 1 o και sza= 60 ± 1 o και ημέρες με ανέφελες συνθήκες. Για την μεγαλύτερη ακρίβεια της μεθόδου, ήταν απαραίτητη η αποφυγή ημερών με νεφοκάλυψη στις μονόλεπτες τιμές Ι. Για τον λόγο αυτό λήφθηκαν υπόψη καταστάσεις με τυπική απόκλιση μικρότερη του 1% από τη μέση τιμή, πίνακας 5.2.

37 Πίνακας 5.2: Ενδεικτικά δεδομένα AOD AER και Ι με τυπική απόκλιση (1%) για την εύρεση του ΑΟD th για το Xianghe και sza=30 ± 1 o Ημερομηνία AOD AER,1020nn AOD AER,870nn AOD AER,675nn AOD AER,500nn AOD AER,440nn AOD AER,380nn I (W/m 2 ) Τυπική απόκλιση (%) 2005-04- 0,36917 0,41699 0,52766 0,72309 0,80609 0,9502 613 0,15152 16T03:42 2005-04- 0,36341 0,41015 0,52093 0,71255 0,7947 0,93215 602 0,30822 16T03:57 2005-04- 1,20935 1,35617 1,63571 2,0378 2,18833 2,37717 207 0,21542 17T03:42 2005-04- 0,83422 0,97289 1,24917 1,66747 1,82711 2,03511 302 0,61714 18T03:20 2005-04- 0,83767 0,97786 1,25637 1,67154 1,83055 2,03278 303 0,24882 18T03:27 2005-04- 0,83036 0,96763 1,23978 1,6446 1,79874 1,99626 308 0,36342 18T03:42 2005-04- 0,83173 0,97073 1,24748 1,66084 1,81484 2,01832 313 0,37801 18T03:57 2005-04- 0,76612 0,89302 1,14463 1,51931 1,65855 1,84113 330 0,06734 18T04:57 2005-04- 0,15204 0,1503 0,16614 0,2117 0,21523 0,25864 876 0,09009 20T04:41 2005-04- 0,152 0,1515 0,16811 0,21222 0,21408 0,25884 882 0,35874 20T04:56 2005-04- 0,14854 0,14873 0,16363 0,20872 0,21122 0,25282 875 0,13498 20T05:11 2005-04- 0,19861 0,20017 0,21873 0,27157 0,2846 0,34097 844 0,23464 21T03:11 2005-04- 0,20527 0,20716 0,22392 0,27485 0,28619 0,34041 853 0,18244 21T03:19 2005-04- 0,17457 0,17513 0,19158 0,24401 0,25421 0,30723 873 0,37394 21T03:26 2005-04- 0,14218 0,14625 0,16705 0,2225 0,23553 0,29221 891 0,28951 21T04:56 2005-04- 0,14923 0,15063 0,17183 0,22766 0,24161 0,29832 888 0,21557 21T05:11 2005-04- 0,12804 0,13583 0,16559 0,23339 0,25872 0,32814 892 0,39673 22T03:11 2005-04- 0,11979 0,12843 0,15763 0,22363 0,24812 0,31693 889 0,3066 22T03:18 2005-04- 22T03:26 0,12176 0,13243 0,16125 0,23014 0,25366 0,32274 895 0,13652

38 Η ομαδοποίηση και επεξεργασία των επιθυμητών δεδομένων έγινε με την χρήση της γλώσσας προγραμματισμού Matlab. Έχοντας μονόλεπτες τιμές της Ι και λιγότερη χρονική ανάλυση AOD (~15 mins) ήταν απαραίτητη η αντιστοίχηση και σύνδεση των σωστών τιμών σε κάθε χρονική στιγμή. Για την σύνδεση άμεσης ηλιακής ακτινοβολίας και οπτικού πάχους αιωρούμενων σωματιδίων έγινε ανάλυση σε περισσότερα από ένα μήκη κύματος. Πιο συγκεκριμένα, καλύφθηκε ένα ευρύ φάσμα ( 380, 440, 500, 675, 870, 1020 nm) που ανέδειξε την διαφορετική συμπεριφορά και απόδοσης της μεθόδου για κάθε μήκος κύματος. Μετά την εύρεση των παραμέτρων a και b και χρησιμοποιώντας στην σχέση 5.1 την Ι ως την μόνη γνωστή παράμετρο, ήταν δυνατή η εύρεση του οπτικού πάχους των αερολυμάτων που προκύπτει από την μέθοδο μας (AOD th ). Η αξιολόγηση των αποτελεσμάτων έγινε με την σύνδεση της διαφοράς AOD th - AOD AER με το AOD AER. Στην συνέχεια έγινε η διερεύνηση της σχέσης του AOD με την ποσότητα των υδρατμών στην ατμόσφαιρα (wv). Αυτό έγινε μέσω της γραφική απεικόνισης της μεταβολής της διαφοράς AOD th - AOD AER με την ποσότητα υδρατμών. 5.3.1 Εύρεση στατιστικών παραμέτρων a και b Είναι γνωστή η επίδραση των αιωρούμενων σωματιδίων στο ενεργειακό ισοζύγιο της Γης. Τα φαινόμενα σκέδασης και απορρόφησης της ηλιακής ακτινοβολίας από τα αερολύματα οδηγούν στην εξασθένιση της. Η εξέταση αυτής της επίδραση στην παρούσα εργασία γίνεται μέσω της εμπειρικής σχέσης 5.1 για τις ομαδοποιημένες τιμές, sza=30 ± 1 o και sza= 60 ± 1 o για τις περιοχές Xianghe, Tamanrasset, Sede Boker, Izana, Bondville, Carpentras. Στα σχήματα 5.1-5.6 είναι φανερή η εκθετική μείωση της Ι αυξανομένου του AOD για μήκη κύματος 1020 (μαύρο), 870 (κόκκινο), 675 (μπλε), 500 (ροζ), 440 (πράσινο) και 380 nm (μωβ).

39 Σχήμα 5.1 : Γραφική παράσταση I vs AOD για την περιοχή Xianghe και ζενίθιες γωνίες sza=30 ±1 o και sza=60 ±1 o Σχήμα 5.2: Γραφική παράσταση I vs AOD για την περιοχή Sede Boker και ζενίθιες γωνίες sza=30 ±1 o και sza=60 ±1 o

40 Σχήμα 5.3: Γραφική παράσταση I vs AOD για την περιοχή Τamanrasset και ζενίθιες γωνίες sza=30 ±1 o και sza=60 ±1 o Σχήμα 5.4: Γραφική παράσταση I vs AOD για την περιοχή Izana και ζενίθιες γωνίες sza=30 ±1 o και sza=60 ±1 o

41 Σχήμα 5.5: Γραφική παράσταση I vs AOD για την περιοχή Carpentras και ζενίθιες γωνίες sza=30 ± 1 o και sza=60 ± 1 o Σχήμα 5.6: Γραφική παράσταση I vs AOD για την περιοχή Bondville και ζενίθιες γωνίες sza=30 ± 1 o και sza=60 ± 1 o Στο Sede Boker, παρατηρούμε ότι αυτή η εκθετική μείωση της Ι δεν είναι τόσο ξεκάθαρη όσο στις υπόλοιπες περιοχές. Αυτό πιθανότατα να οφείλεται στον κακό

42 χαρακτηρισμό κα επιλογή ημερών ως ανέφελες. Η παρουσία νεφών υποσκελίζει την επίδραση των αερολυμάτων στην εξασθένιση της ηλιακής ακτινοβολίας κάνοντας πολύ δύσκολη την εξέταση των οπτικών τους ιδιοτήτων. Στο Xianghe εμφανίζονται οι υψηλότερες τιμές AOD (3-4). Αυτό μπορεί να συνδυαστεί με την γεωγραφική θέση της εν λόγω περιοχής. Βρίσκεται κοντά σε δυο από τις πλέον ρυπασμένες πόλεις, το Πεκίνο και το Τιεντζίν, με αποτέλεσμα οι εκάστοτε μετεωρολογικές συνθήκες να μεταφέρουν ρύπους στην περιοχή αυτή. Το φορτίο αυτό προστίθεται στις ήδη υπάρχουσες πηγές οδηγώντας σε υψηλές τιμές AOD Η τάση των μεταβολών της Ι με τo ΑΟD είναι παρόμοιο τόσο για τις 60 ο όσο και τις 30 ο ζενίθιας γωνίας. Διαφορές εμφανίζονται μεταβαλλόμενου του μήκους κύματος. Αυξανομένου του μήκους κύματος παρουσιάζεται μετατόπιση της γραφικής παράστασης προς τα κάτω. Παρατηρούμε δηλαδή, πώς για ίδια τιμή Ι αντιστοιχεί μικρότερη τιμή AOD στα μεγάλα μήλη κύματος από ότι στα μικρότερα. Μία πρώτη αιτία για τις διαφοροποιήσεις AOD με το μήκος κύματος προκύπτει άμεσα από τον τύπο του Angstrom (σχέση 3.3) όπου βλέπουμε πως αν θεωρήσουμε σταθερό α, δηλαδή θεωρώντας ίδιο τύπο αιωρούμενων σωματιδίων, τότε αυξανομένου του μήκους κύματος μειώνεται το AOD. Επίσης, ρόλο παίζει και η κατανομή μεγέθους των σωματιδίων. Όταν επικρατούν μεγάλα αερολύματα, η ελάττωση του AOD με το μήκος κύματος είναι λιγότερη έντονη (Kaskaoutis et al, 2006). Οι περιοχές Izana και Tamanrasset είναι απομακρυσμένες από ανθρωπογενείς πηγές και επηρεάζονται άμεσα από φυσικής προέλευσης αερολύματα, με μεγάλη συνεισφορά από επεισόδια σκόνης από την Σαχάρα. Επομένως περιμένουμε την εμφάνιση μεγάλου μεγέθους σωματιδίων, άρα και μικρότερη φασματική εξάρτηση του AOD από το μήκος κύματος. Αυτό φαίνεται και στα σχήματα 5.3 και 5.4 όπου η μετατόπιση της γραφικής παράστασης είναι λιγότερο εμφανής. Αντιθέτως στο Xianghe, σχήμα 5.1, τα μικρότερης διαμέτρου ανθρωπογενή αιωρήματα καθιστούν φανερή την φασματική μετατόπιση των παραστάσεων. Η τάση αυτή μπορεί να παρουσιαστεί πιο εύκολα μέσω του σχήματος 5.7 όπου αναπαριστάται γραφικά η ένταση της άμεσης ηλιακής ακτινοβολίας Ι με τον συντελεστή Angstrom β για διάφορες τιμές του εκθετικού συντελεστή Angstrom και

43 για ζενίθια γωνία 30 ο. Παρατηρούμε την μεταβολή της καμπύλης καθώς αυξάνεται το α. Η αύξηση αυτή, δηλαδή η μείωση του μεγέθους των αερολυμάτων που επικρατούν, οδηγεί σε αύξηση της καμπυλότητας της γραφικής παράστασης. Αντίθετα, για μικρά α οπότε και μεγάλα σωματίδια η καμπύλη τείνει να γίνει ευθεία. Σχήμα 5.7: Γραφική παράσταση της διαφοράς άμεσης ηλιακής ακτινοβολίας I με τον συντελεστή Angstrom β για διάφορες τιμές εκθετικού συντελεστή Angstrom α και ζενίθια γωνία 30 ο Από τις παραπάνω γραφικές έγινε και το πρώτο βήμα για τον υπολογισμό του AOD από τις μετρήσεις I. To fitting των γραφικών παραστάσεων, μας έδωσε τις τιμές των συντελεστών a και b αλλά και τον συντελεστή συσχέτισης R 2 των δυο μεγεθών. Οι τιμές φαίνονται στον πίνακα 5.3 για τιμές ζενίθιας γωνιάς 30 ο και στον πίνακα 5.4 για 60 ο.

44 Πίνακας 5.3: Παράμετροι a, b και ο συντελεστής συσχέτισης R 2 σε κάθε μήκος κύματος για sza=30 ± 1 o Station 1020 nm 870 nm 675 nm a(w/m 2),b, a(w/m 2),b, a(w/m 2),b, R 2 R 2 R 2 Xianghe 957.8, 1.56, 0.91 978, 1.3, 0.95 975, 1.01, 0.97 Tamanrasset 1033, 1.21, 1046, 1.21, 1066, 1.18, 0.93 0.90 0.91 Sede Boker 952, 1.04, 972, 1.01, 995, 1.06, 0.74 0.76 0.85 Izana 1086, 1.13, - 1092, 1.17, 0.93 0.94 Carpentras - 965, 1.51, 984, 1.24, 0.79 0.90 Bondville 980, 2.06, 986, 1.67, 991, 1.21, 0.71 0.78 0.84 500 nm 440 nm a(w/m 2),b, a(w/m 2),b, R 2 R 2 979, 0.72, 0.97 980, 0.64, 0.96-1090, 1.16, 0.93 1023, 0.96, 1043, 0.89, 0.87 0.86 1102, 1.14, 1108, 1.12, 0.94 0.93 988, 0.84, 989, 0.70, 0.90 0.90 982, 0.69, 984, 0.60, 0.87 0.88 380 nm a(w/m 2),b, R 2 986, 0.56, 0.5 1108, 1.15, 0.93 1043, 0.81, 0.82 1115, 1.10,0.94 990, 0.57, 0.87 989, 0.50, 0.91 Πίνακας 5.4: Παράμετροι a, b και ο συντελεστής συσχέτισης R 2 σε κάθε μήκος κύματος για sza=60 ± 1 o Station 1020 nm 870 nm 675 nm 500 nm 440 nm 380 nm a(w/m 2),b, a(w/m 2),b, a(w/m 2),b, a(w/m 2),b, a(w/m 2),b, a(w/m 2),b, R 2 R 2 R 2 R 2 R 2 R 2 Xianghe 942, 2.36, 936, 2.21, 931, 1.63, 925, 1.1, 924, 0.99, 924, 0.85, 0.93 0.96 0.97 0.96 0.96 0.95 Tamanrasset 991, 2.25, 999, 2.16, 1011, 2.04, - 1036, 1.92, 1049, 1.85, 0.96 0.96 0.97 0.97 0.97 Sede Boker 912, 2.23, 934, 2.19, 958, 2.09, 990, 1.76, 999, 1.60, 1001, 1.40, 0.79 0.83 0.90 0.90 0.88 0.85 Izana 1033, 2.35, 1036, 2.24, 1037, 2.12, 1054, 2.04, 1063, 2.02, 1073, 1.99, 0.92 0.93 0.93 0.93 0.93 0.93 Carpentras 890, 2.92, 904, 2.54, 914, 1.90, 920, 1.25, 923, 1.06, 924, 0.89, 0.76 0.80 0.84 0.81 0.81 0.79 Bondville - 957, 2.9, 955, 2.17, 955, 1.36, 958, 1.16, 956, 0.93, 0.70 0.83 0.87 0.88 0.88

45 Ο μεγαλύτερος συντελεστής συσχέτισης R 2 και για τις δυο ζενίθιες γωνίες εμφανίζεται στις περιοχές Xianghe, Tamanrasset και Izana (R 2 >0.91) ενώ ο μικρότερος στo Sede Boker, Carpentras και Bondville (0.70<R 2 <0.90). Σε όλες τις περιοχές εμφανίζεται μια μείωση του R 2 αυξανομένου του μήκους κύματος. Φανερή είναι και η φασματική εξάρτηση των a και b. Οι τιμές a είναι μεγαλύτερες στα μικρά μήκη κύματος με τα μέγιστα να εμφανίζονται στα 340 nm. Η παράμετρος a, από την σχέση Beer-Lambert, μας δίνει την ένταση της ηλιακής ακτινοβολίας στο όριο της ατμόσφαιρας. Ως γνωστών, η ένταση της ηλιακής ακτινοβολίας δεν είναι ομοιόμορφα κατανεμημένη σε όλο το ηλιακό φάσμα με το μέγιστο να εμφανίζεται κοντά στα 400 nm και να ελαττώνεται προς τα μεγαλύτερα μήκη κύματος. Οπότε καταλαβαίνουμε, πως η παράμετρος a αναπαριστά ικανοποιητικά την φασματική κατανομή της ηλιακής ακτινοβολίας. Διαφορά υπάρχει και μεταξύ των τιμών a για τις δυο ζενίθιες γωνίες. Αυξανομένης της ζενίθιας γωνίας αυξάνεται και το οπτικό μονοπάτι της Ι. Αυτό έχει σαν αποτέλεσμα, μικρότερες τιμές του a να εμφανίζονται για τις 60 ο σε κάθε σταθμό, αφού ακόμα και απουσία αιωρημάτων η Ι θα είναι μικρότερη σε σχέση με τις 30 ο. Η παράμετρος b τώρα αντιπροσωπεύει την οπτική αέρια μάζα της σχέσης Beer- Lambert. Αντίθετα με το a, οι μεγαλύτερες τιμές εμφανίζονται στα 1020 nm. Επιπλέον εμφανίζεται εξάρτηση από την ζενίθια γωνία. Όπως προαναφέραμε το οπτικό μονοπάτι αυξάνεται για τις 60 ο. Επίσης, η αύξηση του AOD το επηρεάζει περισσότερο στις 60 ο με αποτέλεσμα η εμπειρική σχέση για αυτή τη ζενίθια γωνία να συνοδεύεται από υψηλότερες τιμές του b. 5.3.2 Υπολογισμός AOD th Έχοντας υπολογίσει τις παραμέτρους a και b και χρησιμοποιώντας τα αυτά μαζί με τις μετρήσεις I ως τα μόνα δεδομένα στην σχέση 5.1, είμαστε σε θέση να προχωρήσουμε στον υπολογισμό του AOD th. Η εφαρμογή έγινε για τις 6 περιοχές του πίνακα 5.1 και για διάφορα μήκη κύματος (380-1020 nm) ώστε να καλυφθεί ένα ευρύ φάσμα και χρονική περίοδο 4 ετών τουλάχιστον.

46 Σχήμα 5.8: Γραφική παράσταση της διαφοράς AOD th -ΑΟD AER συναρτήσει του AOD AER για τις περιοχές a) Xianghe, b) Tamanrasset, c) Sede Boker, d) Izana, e) Carpentras, f) Bondville και για μήκη κύματος 1020 (μαύρο), 870 (κόκκινο), 675 (μπλε), 500 (ροζ), 440 (πράσινο) και 380 nm (μωβ)

47 Για την αξιολόγηση της μεθόδου αυτής, χρησιμοποιήσαμε την διαφορά των AOD th υπολογίσαμε με τις τιμές ΑΟD AER. Πιο συγκεκριμένα, κατασκευάσαμε τις γραφικές παραστάσεις ΑΟD th -AOD AER vs AOD AER, σχήμα 5.8. Από τις γραφικές παραστάσεις, παρατηρούμε μια γενικά διαφορετική συμπεριφορά στην εξάρτηση της υπό εξέταση διαφοράς με το ΑOD AER. Σε όλες τις περιοχές πάντως εμφανίζεται μεγαλύτερη απόκλιση και διασπορά των τιμών για την περίπτωση των 60 ο σε σχέση με τις 30 ο. Η αυξανόμενη επίδραση και η επικράτηση της μοριακής σκέδασης σε αυτή την τιμή ζενίθιας γωνίας ευθύνονται για την τάση αυτή. Η διαφορά παρουσιάζει και μια μεταβολή σε σχέση με το AOD AER. Για μικρές τιμές AOD AER (<0.4) η μέθοδος μας δείχνει να έχει μια αρκετά καλή απόδοση παρουσιάζοντας μια συστηματική μικρή υπερτίμηση του ΑΟD th σε σχέση με το AOD AER. Αυξανομένου του AOD AER αλλάζει και η συμπεριφοράς της τάσης της γραφική παράστασης. Υποτίμηση των τιμών παρατηρείται σε όλους τους σταθμούς, με την τάση αυτή να είναι λιγότερο εμφανής στο Sede Boker. Επιπλέον εμφανίζεται μεγαλύτερη διασπορά των τιμών για μεγάλα AOD AER. Η χαμηλότερη πυκνότητα τιμών AOD AER >0.5 σε όλους τους σταθμούς είναι περισσότερο υπεύθυνη για την διασπορά αυτή. Η φασματική εξάρτηση της μεθόδου μα δείχνει μεγαλύτερη ασυμφωνία για τα 380 nm. Η διασπορά των τιμών σε αυτό τα μήκος κύματος είναι μεγαλύτερη και είναι εμφανής αν συγκριθεί με αυτή στα 1020 nm. Η υπερτίμηση των τιμών για χαμηλές τιμές AOD AER και η υποτίμηση για χαμηλές είναι όμοια σε όλα τα μήκη κύματος. Συνολικά, η καλύτερη απόδοση της μεθόδου εμφανίζεται σε Xianghe, Tamanrasset και Ιzana ενώ η χειρότερη στο Sede Boker. Μεγάλη πηγή αβεβαιότητας αποτελεί το γεγονός ότι δεν έχουμε λάβει υπόψη το μέγεθος και τον τύπο των σωματιδίων. Στο Xianghe, αρκετά καλή εκτίμηση των τιμών. Ακόμα και για υψηλές τιμές AOD AER, η απόδοση της μεθόδου παραμένει ικανοποιητική. Μέχρι και για τιμές ΑΟD AER =1 η ταύτιση των τιμών είναι μεγάλη μιας και η διαφορά της από το AOD th παραμένει μικρότερη του 0.25/μονάδα AOD. Από την τιμή αυτή και μετά και για τις δυο ζενίθιες γωνίες, πιο έντονα στις 60 ο, ξεκινά μια φανερή υποτίμηση των τιμών η

48 οποία και συνεχίζεται μέχρι και τα μεγάλα AOD AER =4. Ακόμα και τώρα η διαφορά παραμένει σε ανεκτά επίπεδα ~0,5/μονάδα AOD. Και για τις δυο ζενίθιες γωνίες η απόδοση κρίνεται καλή χωρίς μεγάλη μεταβολή. Στις Izana και Tamanrasset, η τάση είναι παρόμοια. Μια αρκετά καλή απόδοση με μια μικρή υπερτίμηση των τιμών, μετατρέπεται σε υποτίμηση από AOD AER =0.4 και ύστερα. Με εξαίρεση κάποιες τιμές που ξεφεύγουν από το μέσο όρο, το σφάλμα κινείται ~10-15% σε όλες τις περιπτώσεις. Για την περαιτέρω εξέταση των 3 παραπάνω σταθμών εξετάζουμε την μεταβολή του AOD th συναρτήσει του AOD AER σε δύο μήκη κύματος 500 και 675 nm, και ζενίθιες γωνίες 30 ο και 60 ο όπως βλέπουμε στο σχήμα 5.8. Για χαμηλές τιμές AOD AER παρατηρούμε μια πολύ κάλη ταύτιση με τις τιμές ΑOD th σε όλους τους σταθμούς. Αυξανομένου όμως του AOD AER έχουμε μια τάση υποτίμησης των τιμώ που αυηάνεται καθώς αυξάνεται και το οπτικό πάχος. Η τάση αυτή εμφανίζεται απο την τιμή AOD AER = 1 και ύστερα για το Xianghe, ενώ για την Izana και το Tamanrasset το όριο είναι η τιμή AOD AER = 0.4. Η τάση αυτή, υποτίμηση, εμφανίζεται και για τις δυο ζενίθιες γωνίες ενώ η απόκλιση των τιμών είναι πιο έντονη για μήκος κύματος 500 nm σε σχέση με τα 675 nm. Στους υπόλοιπους σταθμούς, Sede Boker, Carpentras και Bondville, η διασπορά των τιμών είναι πολύ πιο μεγάλη, κυρίως στις 60 ο. Παρά τις σχετικά χαμηλές τιμές AOD AER, η απόδοση δεν είναι ιδιαίτερα καλή. Εμφανίζεται αρκετά μεγάλη διασπορά από τον μέσο όρο, ιδιαίτερα αυξανομένου του AOD AER, με αποτέλεσμα να μην μπορούν να βγουν ασφαλή συμπεράσματα στις περιοχές αυτές.

49 (a) (b) (c) Σχήμα 5.9: Γραφική παράσταση AOD th με ΑΟD AER για τις περιοχές Xianghe (a), Izana (b) και Tamanrasset (c) για μήκη κύματος 500 και 675 nm και ζενίθιες γωνίες 30 ο και 60 ο

50 5.3.3 ΑΟD th -AOD AER vs wv(cm) Μετά την εύρεση του AOD th και την αξιολόγηση της μεθόδου μας, διερευνούμε αν υπάρχει εξάρτηση και από την ποσότητα των υδρατμών στην ατμόσφαιρα. Υπό ανέφελες συνθήκες, η ποσότητα των υδρατμών αποτελεί τον δεύτερο σημαντικότερο παράγοντα της ατμόσφαιρας που επηρεάζει την άμεση ηλιακή ακτινοβολία. Είναι επομένως σημαντικό να δούμε πόσο επηρεάζουν οι μεταβολές στην ποσότητα των υδρατμών την προσπάθεια εύρεσης του οπτικού πάχους των αιωρούμενων σωματιδίων. Η προσπάθεια αυτή έγινε με παρόμοιο τρόπο με προηγουμένως. Χρησιμοποιήθηκε ως μέτρο η διαφορά των υπολογισθέντων τιμών του οπτικού πάχους από τα δεδομένα του AERONET συναρτήσει της ποσότητας υδρατμών, σχήμα 5.10. Στους σταθμούς, εκτός του Carpentras και Bondville, δεν παρουσιάζεται ιδιαίτερη επίδραση από το wv. Εμφανίζεται μια σταθερή διασπορά των τιμών με μια υπερτίμηση των τιμών σε Tamanrasset και Sede Boker που είναι πιο έντονη στις 60 ο ζενίθια γωνία. Σε Xianghe (60 o ) και Izana (30 o και 60 ο ) παρατηρούμε ελαφριά υποτίμηση των τιμών για χαμηλές τιμές wv < 0.6 cm, η οποία εξαλείφεται καθώς προχωράμε σε μεγαλύτερες τιμές. Η τάση στους σταθμούς Carpentras και Bondville διαφοροποιείται σε σχέση με τους υπόλοιπους. Η ποσότητα των υδρατμών φαίνεται να επιδρά σημαντικά στην μεθοδολογία μας σε αυτές τις δυο περιοχές. Ξεκινώντας από μικρές τιμές wv, η υποτίμηση των τιμών εμφανίζεται και στις δυο ζενίθιες γωνίες με το φαινόμενο να είναι πιο έντονο για τις 60 ο. Αυξανομένου του wv και φτάνοντας σε ένα όριο wv 2.5 cm έχουμε την μετάβαση από υποτίμηση σε υπερτίμηση των τιμών. Γενικότερα, το AOD δεν παρουσιάζει ιδιαίτερη ευαισθησία στο wv οπότε μπορούμε να συμπεράνουμε ότι έντονη επίδραση που παρουσιάζεται στους 2 αυτούς σταθμούς να οφείλεται σε σφάλματα των μετρήσεων των οργάνων που έχουν οδηγήσει όπως έχουμε ήδη δει σε γενικότερα χαμηλότερη απόδοση της μεθόδου μας σε αυτές τις περιοχές.

51 Σχήμα 5.10: Γραφική παράσταση της διαφοράς ΑOD th -AOD AER με την ποσότητα των υδρατμών wv (cm) για τις περιοχές a) Xianghe, b) Tamanrasset, c) Sede Boker, d) Izana, e) Carpentras, f) Bondville και για μήκη κύματος 1020 (μαύρο), 870 (κόκκινο), 675 (μπλε), 500 (ροζ), 440 (πράσινο) και 380 nm (μωβ)

52 6.ΜΟΝΤΕΛΑ ΠΡΟΓΝΩΣΗΣ ΤΗΣ ΑΜΕΣΗΣ ΗΛΙΑΚΗΣ ΑΚΤΙΝΟΒΟΛΙΑΣ (Ι) Η ολική ακτινοβολίας (GHI) που φτάνει στην επιφάνεια της Γης χωρίζεται σε δυο συνιστώσες που προκαλούν το ενδιαφέρον όσον αφορά τα μοντέλο πρόγνωσης. Την άμεση ηλιακή ακτινοβολία σε επιφάνεια κάθετη προς τον ήλιο (Ι) και την διάχυτη ακτινοβολία οριζόντια ακτινοβολία (DHI) ύστερα από σκέδαση από νέφη, αιωρούμενα σωματίδια και άλλους ατμοσφαιρικούς παράγοντες. Οι συνιστώσες της ηλιακής ακτινοβολίας, για οριζόντιο επίπεδο, συνδέονται από την επόμενη σχέση: 6.1 όπου sza η ζενίθια γωνία. Το ενδιαφέρον μας θα επικεντρωθεί στην άμεση ηλιακή ακτινοβολία σε κάθετο επίπεδο. 6.1 ΑΒΕΒΑΙΟΤΗΤΑ ΣΤΙΣ ΜΕΤΡΗΣΕΙΣ ΗΛΙΑΚΗΣ ΑΚΤΙΝΟΒΟΛΙΑΣ Οι ανθρωπογενείς δραστηριότητες, έχουν σημαντική επίδραση στην κλιματική αλλαγή επηρεάζοντας αρκετούς παράγοντες. Αυτό έχει ως αποτέλεσμα, η ηλιακή ακτινοβολία που φτάνει στην επιφάνεια της Γης να δέχεται τις επιρροές των όποιων δραστηριοτήτων. Τα βασικά εργαλεία για την μέτρηση της ηλιακής ακτινοβολίας είναι οι επίγειες μετρήσεις (πυρανόμετρα, πυρηλιόμετρα) και η χρήση μοντέλων πρόγνωσης ηλιακής ακτινοβολίας. Και οι δυο μέθοδοι, αντιμετωπίζουν μειονεκτήματα με τις επίγειες μετρήσεις να αντιμετωπίζουν αβεβαιότητα όσον αφορά την βαθμονόμηση, την φασματική και θερμοκρασιακή απόκριση τη συντήρηση τους και την πυκνότητα της χωρικής τους κάλυψης, ενώ τα μοντέλα βασίζουν την αξιοπιστία τους στην μεθοδολογία που ακολουθείται και τα δεδομένα που εισάγονται. Η απουσία πυκνής χωρικής κάλυψης σταθμών μέτρησης της άμεσης κάθετης ηλιακής ακτινοβολίας, άρα και η απουσία αξιόπιστων επίγειων μετρήσεων, τονίζει την ανάγκη ανάπτυξης ικανών μοντέλων πρόγνωσης. Τα δύο βήματα για την πρόγνωση της ηλιακής ακτινοβολίας περιλαμβάνουν αρχικά τον υπολογισμό της έντασης της εισερχόμενης ακτινοβολίας για καθαρό ουρανό και στην συνέχεια την εκτίμηση της παρουσίας νεφών στην ατμόσφαιρα.

53 Τα νέφη αποτελούν τον βασικότερο παράγοντα εξασθένισης της ηλιακής ακτινοβολίας στην ατμόσφαιρα. Παρ όλα αυτά, πολύ μεγάλο ενδιαφέρον και βασικό αντικείμενο έρευνας αποτελεί ο υπολογισμός της ηλιακής ακτινοβολίας υπό ανέφελες συνθήκες και καθαρό ουρανό (clear-sky). Ακόμα και απουσία των νεφών, η αλληλεπίδραση της εισερχόμενης ηλιακής ακτινοβολίας με άλλα συστατικά της ατμόσφαιρας παραμένει ιδιαίτερα πολύπλοκη και με μεγάλη αβεβαιότητα. Τα αιωρούμενα σωματίδια και η ποσότητα των υδρατμών στην ατμόσφαιρα, για ανέφελες συνθήκες, προκαλούν τα εντονότερα φαινόμενα εξασθένισης της ηλιακής ακτινοβολίας. Η παρουσία των αερολυμάτων, εξαιτίας διαδικασιών σκέδασης, ελαττώνουν την άμεση ηλιακή ακτινοβολία και αυξάνουν την διάχυτη. Το γεγονός αυτό προκαλεί φαινόμενα συσκότισης (dimming) και πλανητικής ψύξης. Επομένως, όταν είναι γνωστές οι γεωγραφικές και γεωμετρικές παράμετροι (υψόμετρο, ανακλαστικότητα, ζενίθια γωνία κ.α.) οι δυο βασικές παράμετροι που εισάγονται στα μοντέλα είναι το οπτικό πάχος των αιωρούμενων σωματιδίων και η συνολική ποσότητα υδρατμών. Επομένως η ικανότητα και αξιοπιστία του μοντέλου, ώστε να μας δώσει καλούς υπολογισμούς της ηλιακής ακτινοβολίας υπό ανέφελες συνθήκες, έχουν ως βασικό παράγοντα την ακρίβεια στα δεδομένα των δυο παραπάνω παραμέτρων. 6.2 ΜΟΝΤΕΛΑ CLEAR-SKY H ανάγκη και η σημασία των μοντέλων πρόγνωσης της άμεσης ηλιακής ακτινοβολίας σε κάθετο επίπεδο υπό ανέφελες συνθήκες, οφείλεται σε μεγάλο βαθμό στην εξάπλωση των συστημάτων εκμετάλλευσης της ηλιακής ενέργειας. Σε αντίθεση με τα απλά φωτοβολταικά και τους ηλιακούς συλλέκτες, τα συγκεντρωτικά συστήματα ηλιακής ενέργειας (συγκεντρωτικά φωτοβολταικά κ.α.) δεσμεύουν και χρησιμοποιούν μόνο την άμεση συνιστώσα της ηλιακής ακτινοβολίας. Επομένως η εκτίμηση της Ι υπό ανέφελες συνθήκες, που αποτελούν και τις ιδανικές συνθήκες λειτουργίας των ηλιακών συστημάτων, αποκτά σημαντικό ρόλο στον τομέα των μοντέλων ακτινοβολίας. Τα τελευταία χρόνια έχουν γίνει προσπάθειες για την δημιουργία ενός ευρωπαϊκού άτλαντα ηλιακής ακτινοβολίας (European Solar Radiation Atlas 1966-1975 και 1981-1990), όπου γίνεται αναφορά των μοντέλων πρόγνωσης και των παραμέτρων που χρησιμοποιούν. Σημαντική παράμετρο αποτελεί ο συντελεστής

54 θολότητας Linke (Linke turpidity). Στον παράγοντα αυτό, λαμβάνεται υπόψη η σκέδαση από τα αιωρούμενα σωματίδια και η απορρόφηση από τους υδρατμούς. Όσο μεγαλύτερος είναι αυτός ο συντελεστής, τόσο μεγαλύτερη είναι και η εξασθένιση της ηλιακής ακτινοβολίας. Ο παράγοντας αυτός είναι πολύ χρήσιμος σε πολλά μοντέλα, με το οπτικό πάχος των αιωρούμενων σωματιδίων να υπολογίζεται μέσω αυτού. Επομένως, σε συνδυασμό με την μοριακή σκέδαση μπορούμε να συνοψίσουμε την συνολική εξασθένιση της άμεσης ηλιακής ακτινοβολίας. Παρακάτω παρουσιάζονται κάποια από τα πλέον αξιόπιστα και διαδεδομένα μοντέλα: i) Μοντέλο ESRA: Το μοντέλο αυτό, αναπτύχτηκε στα πλαίσια της δημιουργίας του ευρωπαϊκού άτλαντα ηλιακής ακτινοβολίας (ESRA) και η εκτίμηση της ηλιακής ακτινοβολίας στην επιφάνεια της Γης, γίνεται με χρήση δορυφορικών εικόνων από τον Heliostat. Η οριζόντια ολική ακτινοβολία χωρίζεται σε δύο συνιστώσες, άμεση και διάχυτη, ο υπολογισμός των οποίων γίνεται ξεχωριστά. Ο υπολογισμός της άμεσης ακτινοβολίας βασίζεται στον συντελεστή θολότητας Linke για αέριο μάζα 2 και στο οπτικό βάθος Rayleigh από τους Kasten et al (1996) ενώ λαμβάνει υπόψη και το υψόμετρο της υπό εξέταση περιοχής. Τα αποτελέσματα του μοντέλου είναι ικανοποιητικά με πολύ καλή ακρίβεια και καλύτερα σε σχέση με την πρώτη έκδοση της μεθόδου Heliostat, Cano et al (1986). ii) Απλοποιημένο μοντέλο Solis: Η πρώτη έκδοση του μοντέλου αυτού, στα πλαίσια του προγράμματος Heliosat-3 βασίζεται στους υπολογισμούς μέσω LibRadTran. Η χρήση LibRadTran, είχε το μειονέκτημα της μεγάλης χρονικής διάρκειας των υπολογισμών πράγμα που δημιουργεί πρόβλημα στην εφαρμογή σε δορυφορικά μοντέλα όπου είναι απαραίτητη η μεγάλη χωρική κάλυψη με γρήγορους υπολογισμούς. Έτσι, δημιουργήθηκε μια απλοποιημένη μορφή του μοντέλου αυτού στην οποία χρησιμοποιούνται πίνακες αναφοράς για το εύρος των εισαχθέντων δεδομένων που το καθιστά γρήγορο και ακριβές. Τα ΑΟD και wv αποτελούν τα δεδομένα του μοντέλου iii) Μοντέλο McClear: Το ΜcClear αποτελεί το πιο πρόσφατο μοντέλο υπολογισμού της εισερχόμενης ηλιακής ακτινοβολίας στο επίπεδο του

55 εδάφους. Δεδομένα των οπτικών ιδιοτήτων των αιωρούμενων σωματιδίων, ποσότητας υδρατμών και όζοντος από το πρόγραμμα MACC (Monitoring Atmosphere Composition and Climate), χρησιμοποιούνται για τους υπολογισμούς. Επιπλέον χρησιμοποιεί πίνακες αναφοράς από το μοντέλο διάδοσης ακτινοβολίας LibRadTran. Η μεγάλη ταχύτητα υπολογισμών και η ακρίβεια του, συντελεστής συσχέτισης 0.86-0.99, BIAS -49 - +33 Wm -2 και RMSE 5-10% για την άμεση ακτινοβολίας σε σχέση με τις μετρήσεις του BSRN. iv) Μοντέλο REST 2 : Αποτελεί την εξέλιξη του REST και τα εισαγόμενα δεδομένα είναι η ποσότητα υδρατμών και τους συντελεστές Angstrom α και β, που σχετίζονται με το οπτικό βάθος μέσω της σχέσης του Angstrom. Τα δεδομένα αυτά παρέχονται από τον φασματικό μοντέλο SMARTS. 6.3 ΑΠΟΔΟΣΗ ΜΟΝΤΕΛΩΝ Η ανάπτυξη των μοντέλων έχει ως στόχο την κάλυψη των όποιων αδυναμιών των οργάνων μέτρησης της ηλιακής ακτινοβολίας. Επομένως, βασικό θέμα αποτελεί η αξιοπιστία τους αλλά και η ταχύτητα των υπολογισμών τους. Οι Rigollier et al (1999), παρουσίασαν την απόδοση του νέου μοντέλου ESRA σε σχέση με ήδη υπάρχοντα μοντέλα. Η σύγκριση με άλλα μοντέλα που χρησιμοποιούν την ίδια μεθοδολογία (HELIOSTAT), Bourges (1979) και Perrin de Brichambaut and Vauge (PdBV, 1982), φαίνεται στο σχήμα 6.1. Για το μοντέλο ESRA χρησιμοποιήθηκαν 4 τιμές συντελεστή Linke: 2, 3, 5, 7. Η απόδοση των μοντέλων, για την ολική ακτινοβολίας σε καθαρό ουρανό, όταν ο ήλιος είναι χαμηλά στον ορίζοντα, φαίνεται όμοια. Αυξανομένου του ύψους του ήλιου (>30 ο ), το μοντέλο Bourges, δίνει αρκετά κοντινά αποτελέσματα με αυτά του ESRA για συντελεστές θολότητας Linke 5-7. Για τιμές όμως 3, που είναι κοντά στον μέσο όρο για την Ευρώπη, ~3.5, η υποτίμηση της ακτινοβολίας είναι φανερή σε σχέση με το ESRA. Όσον αφορά το μοντέλο PdBV, για συντελεστή Linke 3, δίνει πολύ κοντινά αποτελέσματα με το ESRA για οποιαδήποτε τιμή ανύψωσης του ήλιου. Πρέπει να σημειωθεί ότι τα δυο μοντέλα με τα οποία έγινε η σύγκριση του ESRA, δεν λαμβάνουν υπόψη τον συντελεστή θολότητας Linke. Παρόλαυτα, είναι πολύ χρήσιμα σαν βάση για την δημιουργία μοντέλων, όπως το ESRA, που θα

56 Σχήμα 6.1: Σύγκριση απόδοσης υπολογισμού της ολικής ηλιακής ακτινοβολίας από τα μοντέλα ESRA (για 4 διαφορετικού συντελεστές θολότητας Linke), Bourges και PdBV περιλαμβάνουν παράγοντες όπως ο Linke και θα έχουν καλύτερη απόκριση στις αλλαγές στο ύψος του ήλιου. Οι Nou et al (2014), παρουσίασαν το μοντέλο που αναπτύχθηκε στο εργαστήριο PROMES-CNRS. Το μοντέλο αυτό βασίζεται στην γνώση της οπτικής αέριας μάζας, της άμεσης ηλιακής ακτινοβολίας σε κάθετο επίπεδο και τις διακυμάνσεις της ατμοσφαιρικής θολότητας για τον υπολογισμό της clear-sky Ι. Τα αποτελέσματα του μοντέλου συγκρίθηκαν με μετρήσεις της Ι για την αξιολόγηση του, σχήμα 6.2. Στις μέρες που επιλέχθηκαν παρατηρούμε τις διακυμάνσεις της Ι (λόγω νεφών). Οι τιμές clear-sky Ι του μοντέλου, δημιουργούν ένα άνω όριο στις μετρούμενες τιμές. Οι όποιες αλλαγές στην ατμοσφαιρική θολότητα φαίνεται να αποτυπώνονται καλά από τις μικρές μεταβολές της clear-sky I. Αυτό αποτελεί ένα πλεονέκτημα όσον αφορά τις βραχυπρόθεσμες προγνώσεις, μια και είναι σημαντικές για την διαχείριση των ηλιακών εγκαταστάσεων σε πραγματικό χρόνο.

57 Σχήμα 6.2: Μετρούμενη άμεση ηλιακή ακτινοβολία σε κάθετο επίπεδο (μαύρη γραμμή) και η clear-sky από το μοντέλο (κόκκινη γραμμή) Αξιολόγηση των 7 πιο διαδεδομένων και αξιόπιστων μοντέλων έγινε από τον Ineichen (2016). Τα μοντέλα αυτά, τα οποία συνδυάζουν καλή απόδοση, ευκολία στην χρήση και υψηλές ταχύτητες υπολογισμών, χρησιμοποιούν ως παραμέτρους το AOD, το wv και τν συντελεστή θολότητας Linke. Η εφαρμογή έγινε για διάφορους σταθμούς που φαίνονται στον πίνακα 6.1. Πρόκειται για τα μοντέλα: McCLear Bird ESRA Kasten REST 2 CPCR 2 Απλοποιημένο Solis Η ποσότητα των υδρατμών είναι σχετικά εύκολο να υπολογιστεί, μέσω επίγειων μετρήσεων της θερμοκρασίας και της σχετικής υγρασίας. Το οπτικό πάχος τω σωματιδίων από την άλλη παρουσιάζει μεγαλύτερη πολυπλοκότητα. Το γεγονός ότι μόνο 3 σταθμοί ανήκουν στο AERONET, οδηγεί στην ανάγκη εύρεσης του AOD με άλλο τρόπο. Ο υπολογισμός του έγινε με τη βοήθεια μετρήσεων της Ι και σύμφωνα με την μεθοδολογία(bmpi) που ανέπτυξε ο Μolineaux (1998). Επίσης χρησιμοποιήθηκαν δεδομένα από το πρόγραμμα MACC-II. Η αξιολόγηση των μοντέλων έγινε με την σύγκριση των αποτελεσμάτων τους με μετρήσεις για καθαρό ουρανό. Για το λόγο αυτό, η σωστή επιλογή των

58 καταστάσεων καθαρού ουρανού είναι σημαντική με τα παρακάτω κριτήρια να χρησιμοποιούνται. Η εξίσωση που συνδέει τις συνιστώσες της ηλιακής ακτινοβολίας (GHI=DHI+DHI) πρέπει να ικανοποιείται σε εύρος ±50 W/m 2 Ο δείκτης αιθριότητας Κ t των μετρήσεων να είναι <0.82 Ο τροποποιημένος δείκτης αιθριότητας (Perez 1990) να είναι >0.65 Το οπτικό πάχος να είναι <0.5 Αρχικά παρουσιάζονται τα στατιστικά αποτελέσματα για τα μοντέλα χρησιμοποιώντας δεδομένα για τα αιωρούμενα σωματίδια τόσο από το MACC-II όσο και από την μέθοδο bmpi. Η ανάλυση έγινε και για την ολική (οριζόντια) και για την άμεση (κάθετη) ακτινοβολία, και αφορά τις παραμέτρους mean bias difference (mbd), τυπική απόκλιση (sd) και τυπική απόκλιση των biases. Για την ολική ακτινοβολία και χρήση του MACC-II, βλέπουμε ότι το Solis δίνει τα καλύτερα αποτελέσματα ενώ για την άμεση το McClear. Αντίστοιχα για δεδομένα από το bmpi τα καλύτερα αποτελέσματα τα δίνουν το REST 2 (ολική) και CPCR 2 (άμεση). Αξιοσημείωτο είναι το γεγονός ότι όλα τα μοντέλα, εκτός του McClear, για δεδομένα από το MACC-II εμφανίζουν αρνητικές τιμές mbd και μεγάλη διασπορά bias. Αυτό φανερώνει μάλλον μια αδυναμία του MACC-II στην σωστή απεικόνιση των αιωρουμένων σωματιδίων. Η διαφορά στα αποτελέσματα των μοντέλων με βάση ποια δεδομένα χρησιμοποιούν φαίνεται στο σχήμα 6.3. Πίνακας 6.1: στατιστική ανάλυση (mbd, sd, bsd) για τα μοντέλα τόσο για τν ολική (GHI) όσο και την άμεση (DNI) ηλιακή ακτινοβολία με χρήση AOD από MACC-II και bmpi (σκιαγρα φημένα τα καλύτερα αποτελέσματα)

59 Σχήμα 6.3: Στατιστικά αποτελέσματα, % από την μέση ακτινοβολία, mdb (μπάρες) και τυπική απόκλιση (γραμμές), για την άμεση και ολική ακτινοβολία σε όλα τα μοντέλα

60 7 ΑΛΓΟΡΙΘΜΟΣ ΠΡΟΓΝΩΣΗΣ ΑΜΕΣΗΣ ΗΙΑΚΗΣ ΑΚΤΙΝΟΒΟΛΙΑΣ (Ι) Οι ημερήσιες διακυμάνσεις της ηλιακής ακτινοβολίας είναι ένα γεγονός το οποίο δεν μπορούμε να αποτρέψουμε. Τα νέφη, τα αιωρούμενα σωματίδια, οι υδρατμοί και άλλα συστατικά της ατμόσφαιρας μεταβάλλουν την Ι και οι προσπάθειες βελτίωσης των μοντέλων πρόγνωσης είναι συνεχείς. Στο παρόν κεφάλαιο, θα παρουσιάσουμε μια μέθοδο πρόγνωσης της Ι που βασίζεται σε έναν αλγόριθμο που τρέχει στο περιβάλλον της Matlab. 7.1 ΠΑΡΑΜΕΤΡΟΙ Ο αλγόριθμος που χρησιμοποιείται, βασίζεται στα γεωγραφικά και γεωμετρικά δεδομένα της επιθυμητής περιοχής ενώ είναι απαραίτητα και τα δεδομένα ηλιακής ακτινοβολίας προηγούμενων ημερών. Η διαδικασία υπολογισμού μπορεί να χωριστεί στα εξής βήματα: Εισαγωγή δεδομένων ηλιακής ακτινοβολίας Υπολογισμός απαραίτητων παραμέτρων (ύπαρξη νεφών, αέριος μάζα, διόρθωση λόγω υψομέτρου κ.α.) Υπολογισμός συντελεστή θολότητας Linke που θα χρησιμοποιηθεί για την πρόγνωση Υπολογισμός Ι Επαλήθευση των αποτελεσμάτων Γραφική απεικόνιση αποτελεσμάτων και στατιστικών παραμέτρων 7.1.1 Εισαγωγή δεδομένων ηλιακής ακτινοβολίας Τα δεδομένα ηλιακής ακτινοβολίας αποτελούν τον πρώτο παράγοντα που εισάγεται στον κώδικα που αναπτύσσουμε. Βάση των τιμών τους, θα γίνουν οι υπολογισμοί του συντελεστή θολότητας Linke, οπότε, η εισαγωγή αξιόπιστων και με μεγάλη ακρίβεια δεδομένων αποτελεί σημαντική παράμετρο στην τελική ποιότητα της πρόγνωσης μιας και το όποιο σφάλμα θα μεταφερθεί σε όλο τον κώδικα. Στην μεθοδολογία μας επιλέξαμε σαν βάση δεδομένων το BSRN ώστε να είναι σε ακολουθία με τα προηγούμενα κεφάλαια της εργασίας. Χρονοσειρές μονόλεπτων τιμών της Ι δυο ετών αποτελούν τα δεδομένα μας και η εφαρμογή έγινε για τις

61 περιοχές Almeria, (Ισπανία 2012-2013), Payerne (Ελβετία 2012-2013) και Cabauw (Ολλανδία 2013-2014). Το γεωγραφικό μήκος και πλάτος, όπως και τα υψόμετρο της εξεταζόμενης περιοχής, είναι επίσης απαραίτητα πίνακας 7.1 Πίνακας 7.1: Γεωγραφικό μήκος, πλάτος και υψόμετρο περιοχών Lat/Long Elevation (m) Almeria 37.09/-2.35 500 Payerne 46.81/6.94 491 Cabauw 51.97/4.92 0 7.1.2 Υπολογισμος συντελεστή θολότητας Linke (Linke turpidity) Μετά την εισαγωγή και την επεξεργασία των δεδομένων ακτινοβολίας, που αποτελούν και την βάση της πρόγνωσης, γίνεται ο υπολογισμός των υπόλοιπων παραμέτρων. Η θέση του ήλιου, η αέριος μάζα, η απόσταση ηλίου Γης υπολογίζονται μέσω κωδίκων στη Matlmab (m.files) και είναι απαραίτητα για τον υπολογισμό του συντελεστή θολότητας Linke. Ο συντελεστής αυτός αποτελεί μέτρο της ατμοσφαιρικής διαπερατότητας για καθαρό ουρανό και αποτελεί χρήσιμο εργαλείο για την εξαγωγή της ηλιακής ακτινοβολίας σε μεγάλη χωρική και χρονική κλίμακα. Ο συντελεστής αυτός χρησιμοποιείται ευρέως από το 1922 (Linke,1922). Τότε έγινε προσπάθεια για να εκφραστεί το οπτικό πάχος της ανέφελης ατμόσφαιρας μέσω του οπτικού πάχους μας καθαρής και ξηρής ατμόσφαιρας (απουσία νεφών και αιωρούμενων σωματιδίων), δ cda, και του συντελεστή θολότητας Linke, T L, που εκφράζει τον αριθμό των καθαρών και ξηρών ατμοσφαιρών που χρειάζονται για να παράγουν την ίδια εξασθένιση: 7.1

62 όπου, Ι ο η εισερχόμενη ακτινοβολία στο όριο της ατμόσφαιρας, ΑΜ η αέριος μάζα και Ι η κάθετη άμεση ηλιακή ακτινοβολία στην επιφάνεια της Γης. Ο Τ L αντιπροσωπεύει την επίδραση των αιωρούμενων σωματιδίων και των υδρατμών στην εξασθένιση της ηλιακής ακτινοβολίας. Το μειονέκτημα του συντελεστή αυτού είναι ότι παρουσιάζει εξάρτηση από την αέριο μάζα. Επίσης στον συντελεστή θολότητας αυτόν, περιλαμβάνεται η απορρόφηση από αέρια όπως CO 2, O 2, CO κ.α. που συνεισφέρουν λανθασμένα στην ατμοσφαιρική θολότητα. Ο Kasten (1996) παρουσίασε έναν αναθεωρημένο συντελεστή Τ LK σύμφωνα με την σχέση: ) 7.2 Από τα δεδομένα λοιπόν της ηλιακής ακτινοβολίας και τον υπολογισμό της αερίου μάζας καταλήγουμε μέσω αυτής της σχέσης στις τιμές Τ LK που θα χρησιμοποιηθούν για την πρόγνωση της άμεσης ηλιακής ακτινοβολίας. Χαρακτηριστικά παρουσιάζονται στα σχήματα 7.1-3, οι γραφικές παραστάσεις Τ LK και Ι συναρτήσει της ώρας για διαδοχικές μέρες για κάθε σταθμό. Σχήμα 7.1: Γραφική παράσταση του υπολογισθέντος συντελεστή T LK και των τιμών Ι από το BSRN συναρτήσει του χρόνου για την Αlmeria στις 29-31/07/2012

63 Σχήμα 7.2: Γραφική παράσταση του υπολογισθέντος συντελεστή T LK και των τιμών Ι από το BSRN συναρτήσει του χρόνου για το Cabauw στις 13-14/09/2014 Σχήμα 7.3: Γραφική παράσταση του υπολογισθέντος συντελεστή T LK και των τιμών Ι από το BSRN συναρτήσει του χρόνου για το Payerne στις 05-06/02/2013

64 Σε όλες τις περιπτώσεις οι ημερήσιες διακυμάνσεις της Ι ακολουθούνται από διακυμάνσεις στο Τ LK. Στην Almeria, οι διακυμάνσεις αυτές δεν είναι έντονες όποτε έχουμε ένα μάλλον σταθερό T LK για την εξεταζόμενη χρονική περίοδο, ενώ στο Payerne και Cabauw η μεταβλητότητα της είναι ιδιαίτερα έντονη. Σε επόμενο κεφάλαιο θα δούμε πως η έντονες μεταβολές του T LK επηρεάζουν την ποιότητα της πρόγνωσης. 7.1.3 Πρόγνωση I Ο βασικός στόχος του κώδικα, είναι η ακριβής και γρήγορη πρόγνωση της Ι για καθαρό ουρανό. Αποτελεί ένα εύκολο στη χρήση και ευέλικτο εργαλείο μιας και η επιλογή και αλλαγή διάφορων ρυθμίσεων γίνεται απλά με την αλλαγή κάποιων παραμέτρων. Κατά την αρχική αυτή εφαρμογή του, έχουν επιλεχθεί σαν ρυθμίσεις, η χρήση κάθε φορά των δεδομένων ηλιακής ακτινοβολίας των 2 προηγούμενων ημερών για τον υπολογισμό T LK και την πρόγνωση κατ επέκταση, η δημιουργία μονόλεπτων προγνώσεων της Ι, ανύψωση ηλίου > 5 ο για να εκκινήσει η πρόγνωση και χρονικοί ορίζοντες (time horizon, TH) που παρουσιάζονται στον πίνακα 7.2 Πίνακας 7.2: Διαθέσιμοι χρονικοί ορίζοντες (TH) πρόγνωσης 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 TH 5 10 15 20 25 30 35 40 45 50 mins 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 TH 55 60 90 120 180 240 300 360 420 480 mins Κατά την εφαρμογή της μεθόδου έγινε ο υπολογισμός του T LK από τα δεδομένα Ι για όλο το εξεταζόμενο διάστημα. Στην συνέχεια και έχοντας ως δεδομένο το T LK και έχοντας θέσει ως ανώτατο όριο για το T LK την τιμή 130 (Τ LK >130=130) υπολογίσαμε τις μονόλεπτες τιμές Ι. Ο υπολογισμός έγινε με βάση τον ακόλουθο τύπο:

65 7.4 όπου, b συντελεστής που εξαρτάται από το υψόμετρο της περιοχής, r o η μέση απόσταση ήλιου- Γης και r η απόσταση ήλιου-γης την συγκεκριμένη χρονική στιγμή όπως υπολογίστηκε από τον κώδικα μας. Σε κάθε πρόγνωση χρησιμοποιείται η τιμή Τ LK της προηγούμενης χρονικής στιγμής. Στην ουσία η μέθοδος αυτή αποτελεί ένα persistence μοντέλο κατά το οποίο θεωρείται ότι η κατάσταση της ατμόσφαιρας που επικρατούσε αμέσως πριν την πρόγνωση, θα συνεχίσει να επικρατεί και κατά την διάρκεια αυτής. Επομένως τα πρώτα σημεία που θα πρέπει να εξεταστούν είναι η απόδοση της μεθόδου σε ημέρες που έχουμε έντονη ημερήσια μεταβολή των ατμοσφαιρικών συνθηκών και την επίδραση της αλλαγής του χρονικού ορίζοντα. 7.2. ΑΠΟΔΟΣΗ ΜΟΝΤΕΛΟΥ Για την αξιολόγηση της απόδοσης του μοντέλου, έγινε εφαρμογή της μεθόδου έγινε για τις 3 περιοχές για τα δυο έτη με διαθέσιμα δεδομένα I και για όλους τους χρονικούς ορίζοντες. Η αξιολόγηση έγινε βάση των στατιστικών παραμέτρων rmse, συντελεστή συσχέτισης R 2 και της τυπικής απόκλισης (sd). Η γραφική τους παράσταση φαίνεται στα σχήματα 7.4-6. Σε όλους τους σταθμού αυτό που φαίνεται είναι ότι η απόδοση της μεθόδου μειώνεται με την αύξηση του TH. Η πρόγνωση για TH=5 mins είναι η βέλτιστη. Αυτό είναι λογικό μιας και το μοντέλο ως persistence, χρησιμοποιεί σταθερή τιμή T LK κατά την διάρκεια τις πρόγνωσης. Κατ επέκταση οι βραχυπρόθεσμες προγνώσεις, με χρήση μικρού ΤΗ θα έχουν μεγαλύτερη ακρίβεια σε σχέση με τις προγνώσεις που θεωρούν το T LK ίδιο για μεγαλύτερο χρονικό διάστημα π.χ. 30 mins. Η μεταβολή των συντελεστών δεν είναι ίδια αυξανομένου του επιλεγμένου χρονικού ορίζοντα. Αρχικά και μέχρι TH=60, η μεταβολή των τιμών των rmse, sd και συντελεστή συσχέτισης είναι ιδιαίτερα έντονη. Στην συνέχεια, η απόδοση της μεθόδου συνεχίζει να μειώνεται αλλά με μικρότερο βαθμό. Αυτό ίσως να έχει να κάνει με το γεγονός ότι από μια τιμή TH και ύστερα, η πρόγνωση παύει να είναι

66 αποτελεσματική με συνέπεια ακόμα και η χρήση πολύ μεγάλου TH να μην έχει παρά μια ελάχιστη επίδραση. Σχήμα 7.4: Στατιστική ανάλυση sd, του μοντέλου πρόγνωσης για τις 3 περιοχές και όλους τους χρονικούς ορίζοντες

67 Σχήμα 7.5: Στατιστική ανάλυση συντελεστή συσχέτισης (correlation coefficient), του μοντέλου πρόγνωσης για τις 3 περιοχές και όλους τους χρονικούς ορίζοντες Σχήμα 7.6: Στατιστική ανάλυση rmse, του μοντέλου πρόγνωσης για τις 3 περιοχές και όλους τους χρονικούς ορίζοντες

68 Δεν παρουσιάζεται κάποια ιδιαίτερη ετήσια μεταβολή στις στατιστικές παραμέτρους. Τόσο σε Almeria όσο και στο Cabauw η απόδοση της μεθόδου παρουσιάζεται ίδια. Αντιθέτως, στο Payerne η διαφορά της αξιοπιστίας του μοντέλου ανάμεσα στα εξεταζόμενα είναι εμφανής, ιδιαίτερα στις παραμέτρους sd και συντελεστή συσχέτισης. Αυτό όμως περισσότερο οφείλεται στο γεγονός πως για το Payerne είχαμε δεδομένα ακτινοβολίας μόνο για 6 μήνες για το κάθε έτος. Αυτό έχει ως αποτέλεσμα να μην αποτελεί αντιπροσωπευτικό παράδειγμα του μοντέλου. Τέλος, η μεγαλύτερη ακρίβεια εμφανίζεται στην περιοχή της Almeria πιθανότατα και λόγω ευνοϊκότερων συνθηκών μιας και οι περιπτώσεις ημερών με νέφωση είναι λιγότερες σε σχέση με τις άλλες περιοχές. Για το λόγο αυτό στην περιοχή αυτή θα γίνει και η εφαρμογή της ευαισθησίας του μοντέλου στην μεταβολή του AOD σε επόμενο κεφάλαιο. 7.3 ΕΦΑΡΜΟΓΗ ΜΟΝΤΕΛΟΥ ΓΙΑ ΤΗ1=5 ΜΙΝS ΚΑΙ ΤΗ3=10 ΜΙΝS Όπως είδαμε, η επιλογή TH1= 5 mins αποτελεί την κατάλληλη τιμή ώστε η ικανότητα πρόγνωσης του μοντέλου να θεωρείται η βέλτιστη. Για τον λόγο εφαρμογή της μεθοδολογίας θα γίνει για αυτή την τιμή. Στην προσπάθεια σύγκρισης της απόδοσης για την συγκεκριμένη τιμή επιλέχθηκε και δεύτερη τιμή TH3=15 mins. Η συγκεκριμένη επιλογή έγινε με το σκεπτικό ότι θέλουμε δυο διαφορετικές τιμές ΤΗ που να δείχνουν αρκετά καθαρά την επίδραση που έχει η αλλαγή τους στην πρόγνωση και επιπλέον να δίνουν και οι δυο αξιόπιστα αποτελέσματα ώστε να κάνουμε μια ασφαλή σύγκριση. Η εφαρμογή αφορά πάλι τις περιοχές Almeria, Cabauw και Payerne. Έγινε πρόγνωση της Ι και για τους δυο χρονικούς ορίζοντες ΤΗ1=5 mins και ΤΗ3= 15 mins για κάθε σταθμό και έτος ξεχωριστά, εκτός από το Payerne όπου η απουσία δεδομένων για 6 μήνες κάθε έτους μας οδήγησε στην εξέταση συνολικά ενός έτους (06/2012-08/2013). Όπως βλέπουμε στα σχήματα 7.7-9, η ετήσια διακύμανση της Ι αποτυπώνεται ικανοποιητικά από το μοντέλο σε όλους τους σταθμούς. Η εικόνα των γραφικών παραστάσεων δεν μπορούν να μας δώσουν όμως μια ακριβή απεικόνιση της απόδοσης, οπότε αυτό θα γίνει με άλλον τρόπο.

69 Σχήμα 7.7: Γραφική παράσταση ετήσιας διακύμανσης των δεδομένων Ι από το BSRN (μαύρο) και των προγνώσεων για χρονικούς ορίζοντες ΤΗ1= 5 mins (κόκκινο) και ΤΗ3= 15 mins (μπλε) για την Almeria τα έτη 2012 (πάνω) και 2013 (κάτω)

70 Σχήμα 7.8: Γραφική παράσταση ετήσιας διακύμανσης των δεδομένων Ι από το BSRN (μαύρο) και των προγνώσεων για χρονικούς ορίζοντες ΤΗ1= 5 mins (κόκκινο) και ΤΗ3= 15 mins (μπλε) για το Payerne την χρονική περίοδο 06/2012-08/2013

71 Σχήμα 7.9: Γραφική παράσταση ετήσιας διακύμανσης των δεδομένων Ι από το BSRN (μαύρο) και των προγνώσεων για χρονικούς ορίζοντες ΤΗ1= 5 mins (κόκκινο) και ΤΗ3= 15 mins (μπλε) για το Cabauw τα έτη 2012 (πάνω) και 2013 (κάτω)

72 Αρχικά εξετάζουμε τον συντελεστή συσχέτισης R 2 για την κάθε περιοχή, σχήματα 7.10-12. Όπως έχουμε ήδη δει ο συντελεστής συσχέτισης για τον μικρότερο χρονικό ορίζοντα (5 mins) ήταν ο μεγαλύτερος. Η σύγκριση του με τον αντίστοιχο για τον ΤΗ3 μα δείχνει την διαφορά στην απόδοση τους πίνακας 7.3. Για την Almeria, όπως και προηγουμένως έχουμε το μεγαλύτερο συντελεστή συσχέτισης για τους δυο χρονικού ορίζοντες και για τα δυο έτη. Δεν εμφανίζεται κάποια ετήσια μεταβολή μιας και έχουμε TH1,R 2 =0.96 για το 2012 και 2013 γι και TH2,R 2 =94 και TH2,R 2 =93 για το 2012 και 2013 αντίστοιχα. Η επικράτηση καθαρών ημερών στην περιοχή αυτή ευνοεί στην αποφυγή μεγάλων σφαλμάτων στην πρόγνωση. Εξετάζοντας τις άλλες περιοχές, παρατηρούμε μείωση της απόδοσης του μοντέλου, ιδιαίτερα για το Cabauw, R 2 TH1=0.86 και R 2 TH3=0.78 για το 2013, R 2 TH1=0.74 και R 2 TH3=0.66 για το 2014. Το Cabauw παρόλο που πρόκειται για ένα πολύ μικρό αγροτικό χωριό της Ολλανδίας, εμφανίζει ενδιαφέρον όσον αφορά την φυσική της ατμόσφαιρας. Γειτνιάζει με έντονα βιομηχανοποιημένες περιοχές όπως το Ρότερνταμ και η κοιλάδα του Ρουρ με αποτέλεσμα η επικράτηση συγκεκριμένων μετεωρολογικών να μεταφέρει ρύπους και σωματίδια που δεν μπορεί να αντιληφθεί και υπολογίσει ο συντελεστής θολότητας του μοντέλου. Στο Payerne, η απόδοση τη μεθόδου κρίνεται ικανοποιητική με R 2 ΤΗ1=0.92 και R 2 ΤΗ3=0.87 για το διάστημα Ιούνιος 2012- Αύγουστος 2013. Πίνακας 7.3: Συντελεστής συσχέτισης R 2 για τους δυο χρονικούς ορίζοντες R 2 TH1 R 2 TH3 Almeria 0.96 (2012,2013) 0.94 (2012), 0.93 (2013) Payerne 0.92 0.87 Cabauw 0.86 (2013), 0.74 (2014) 0.78 (2013), 0.66(2014)

73 Σχήμα 7.10: Γραφική παράσταση πρόγνωσης μοντέλου I με τα δεδομένα από BSRN για την Αlmeria 2012 (πάνω), 2013 (κάτω) και χρονικούς ορίζοντες ΤΗ1=5 mins και TH3= 15 mins

74 Σχήμα 7.11: Γραφική παράσταση πρόγνωσης μοντέλου I με τα δεδομένα από BSRN για το Payerne και χρονικούς ορίζοντες ΤΗ1=5 mins και TH3= 15 mins

75 Σχήμα 7.12: Γραφική παράσταση πρόγνωσης μοντέλου I με τα δεδομένα από BSRN για το Cabauw 2013 (πάνω), 2014 (κάτω) και χρονικούς ορίζοντες ΤΗ1=5 mins και TH3= 15 mins Το επόμενο βήμα της αξιολόγησης της μεθόδου γίνεται με τον υπολογισμό της διαφοράς των μέσων ημερήσιων τιμών πρόγνωσης με δεδομένα BSRN καθ όλη την διάρκεια του έτους, σχήματα 7.13-15. Στην Almeria παρουσιάζεται ίδιο μοτίβο για τα δυο έτη και τους δυο χρονικούς ορίζοντες. Μεγαλύτερες ακραίες τιμές εμφανίζονται για TH3 επαληθεύοντας πάλι την χαμηλότερη απόδοση σε σχέση με ΤΗ1. Οι μέγιστες αποκλίσεις εμφανίζονται τον χειμώνα, ±10 W/m 2 για ΤΗ1 και ± 25-30 W/m 2 για ΤΗ3 τον χειμώνα ενώ οι ελάχιστες το καλοκαίρι, ±5 W/m 2 και ±10 W/m 2 αντίστοιχα αποκαλύπτοντας την ευαισθησία από την νεφοκάλυψη που επικρατεί τον χειμώνα.

76 Σχήμα 7.13: Ημερήσια διαφορά μέσων τιμών Ι πρόγνωσης με δεδομένα I BSRN στην Almeria για ΤΗ1 (πάνω) και ΤΗ3 (κάτω)

77 Στο Payerne και στο Cabauw εμφανίζεται επίσης όμοια τάση. Αν και σε μικρότερο βαθμό στο Payerne, κατά τους καλοκαιρινούς μήνες που αντιστοιχούν σε ημέρες day<90 και 300<day εμφανίζεται μια ελαφριά μείωση της διαφοράς Σχήμα 7.14: Ημερήσια διαφορά μέσων τιμών Ι πρόγνωσης με δεδομένα I BSRN στο Payerne για ΤΗ1(πάνω) και ΤΗ3 (κάτω)

78 Το κλίμα της περιοχής επηρεάζει στην μη εμφάνιση έντονης εποχιακής μεταβολής. Η διαφορά των τιμών για τους χρονικούς ορίζοντες αντιθέτως είναι εμφανής, με την εμφάνιση διαφοράς της τάξης των ± 5-10 W/m 2 για ΤΗ1 και ± 15-20 W/m 2 για ΤΗ3. Στο Cabauw, φαίνεται πάλι η εποχιακή μεταβολή της απόδοσης αρκετά καθαρά με την εμφάνιση μεγίστων διαφορών το χειμώνα και ελάχιστων το καλοκαίρι. Έντονη είναι και η μείωση της ικανότητας της μεθόδου για ΤΗ3. Συνοπτικά, φαίνεται πως η επιλογή του σωστού χρονικού ορίζοντα επηρεάζει σημαντικά την αξιοπιστία της πρόγνωσης. Την πλέον κατάλληλη τιμή αποτελεί οτη1= 5 mins, ώστε να πετύχουμε την ελαχιστοποίηση των σφαλμάτων. Η εποχιακή μεταβολή μας δείχνει ότι η παρουσία νεφών αποτελεί έναν επίσης σημαντικό παράγοντα. Η ελαχιστοποίηση των αποκλίσεων κατά τους καλοκαιρινούς μήνες, σε σχέση με τον χειμώνα μας το αποδεικνύει.

79 Σχήμα 7.15: Ημερήσια διαφορά μέσων τιμών Ι πρόγνωσης με δεδομένα I BSRN στο Cabauw για ΤΗ1(πάνω) και ΤΗ3 (κάτω) 7.4 ΕΠΙΔΡΑΣΗ ΝΕΦΩΣΗΣ ΣΤΗΝ ΠΡΟΓΝΩΣΗ Το μοντέλο που αναπτύσσουμε βασίζεται στην πρόγνωση της άμεσης ηλιακής ακτινοβολίας μέσω της εύρεσης του συντελεστή θολότητας Linke από μετρήσεις ηλιακής ακτινοβολίας. Κατά την διαδικασία που ακολουθείται, συντελεστής Linke