Κεφάλαιο 7. Ακτινοβολία στην Ατμόσφαιρα

Η κύρια πηγή ενέργειας της ατμόσφαιρας, όπως και της γης, είναι ο ήλιος. Η ηλιακή ενέργεια διαδίδεται μέσωτου διαστήματος ως ηλεκτρομαγνητική (ΗΜ), και σωματιδιακή κινητική ενέργεια, με τη δεύτερη να αποτελείπολύ μικρό κλάσμα της πρώτης. Επιπλέον, το μεγαλύτερο μέρος της σωματιδιακής ηλιακής ενέργειας, η οποίααφορά τον ηλιακό άνεμο που συνίσταται από φορτισμένα ενεργητικά σωματίδια ηλεκτρονίων, πρωτονίων καιπυρήνων ηλίου, δεν φτάνει ποτέ στην ατμόσφαιρα και τη γη λόγω της αποτρεπτικής δράσης της γήινηςμαγνητόσφαιρας. Συνεπώς, η ηλιακή ΗΜ ακτινοβολία είναι κατά βάση ο πρωτογενής ενεργειακός τροφοδότηςόλων των φυσικών, χημικών, και βιολογικών διεργασιών που λαμβάνουν χώρα στο πλανήτη. Στο παρόνκεφάλαιο παρέχονται εισαγωγικά στοιχεία σχετικά με τα αποτελέσματα της ηλεκτρομαγνητικής ακτινοβολίαςστην ατμόσφαιρα, η οποία εκπέμπεται πρωτογενώς από τον ήλιο, και δευτερογενώς από τη γη.

Εικόνα 7.1. Η κύρια πηγή ενέργειας της ατμόσφαιρας και της γης είναι η ηλεκτρομαγνητική ακτινοβολία του ηλίου(https://www.flickr.com/).

Η ηλεκτρομαγνητική ακτινοβολία μεταφέρεται στο χώρο μέσω των ΗΜ κυμάτων, που αποτελούν εγκάρσιεςταλαντώσεις ηλεκτρικών και μαγνητικών πεδίων, τα οποία είναι κάθετα μεταξύ τους, όπως και στη διεύθυνσηδιάδοσης του κύματος. Τα ΗΜ κύματα διαδίδονται στο χώρο μέσω αμοιβαίας αναπαραγωγής του ενός πεδίου(ηλεκτρικού ή μαγνητικού) από τη χρονική μεταβολή του άλλου. Ένα επίπεδο αρμονικό ΗΜ κύμα, ηλεκτρικούπεδίου E(x,t)=E0cos[(2π/λ)x–(2πν)t ] και αντίστοιχου μαγνητικού πεδίου Β(x,t), χαρακτηρίζεται από το πλάτοςτων πεδίων E0 και Β0,το μήκος κύματος λ και τη συχνότητα ν. Η ηλεκτρομαγνητική ακτινοβολία, η οποίαδιαδίδεται στο κενό, και κατά προσέγγιση στον αέρα, με την ταχύτητα του φωτός c=λν=2,998×108 ms-1,περιλαμβάνει συχνότητες μεταξύ 1022 s-1και 10-2 s-1 που αντιστοιχούν σε μήκη κύματος από 10-14 m ως 1010 m. Τοσύνολο των συχνοτήτων, ή μηκών κύματος, συνιστούν το ηλεκτρομαγνητικό φάσμα. ΗΜ κύματα στο άκρο τωνυψηλών συχνοτήτων του φάσματος (ακτίνες γ) έχουν μήκη κύματος συγκρίσιμα με τις διαστάσεις των ατομικώνπυρήνων, ενώ στο άλλο άκρο, των χαμηλών συχνοτήτων, φτάνουν περί το 1/10 της απόστασης γηςήλιου.

Το φάσμα της ηλιακής ακτινοβολίας εκτείνεται από τη περιοχή των ακτίνων X (λ<0,01 μm) μέχρι και πέραν τουμακρινού υπέρυθρου (λ>100 μm). Ο ήλιος εκπέμπει κατά προσέγγιση ως μέλαν σώμα θερμοκρασίας ~6000 Κ,με το 39% της ηλιακής ΗΜ ακτινοβολίας να εμπίπτει στην ορατή περιοχή του ΗΜ φάσματος, που εκτείνεταιαπό το βαθύ ιώδες (0,39 μm) μέχρι το βαθύ κόκκινο (0,76 μm), ενώ το υπόλοιπο εκπέμπεται στο υπεριώδες(~8%) και υπέρυθρο (~53%). Η απόσταση γηςήλιου, η οποία ορίζει την Αστρονομική Μονάδα (AstronomicUnit, AU), είναι περίπου 1,50×1011m και διανύεται ηλεκτρομαγνητικά σε ~8,3 λεπτά.

Η ηλιακή ακτινοβολία που προσπίπτει στο σύστημα γηςατμόσφαιρας απορροφάται περίπου κατά 70%, ενώ τουπόλοιπο ~30% επιστρέφει στο διάστημα λόγω σκέδασης στην ατμόσφαιρα, και ανάκλασης στην ατμόσφαιρακαι τη γη. Η ατμόσφαιρα απορροφά τη πλέον ενεργητική υπεριώδη ακτινοβολία, ενώ είναι διαφανής στοκοντινό υπεριώδες και την ορατή περιοχή, όπως και σε ζώνες του υπέρυθρου, συνεπώς στο έδαφος φτάνει καιαπορροφάται το μεγαλύτερο μέρος της προσπίπτουσας ηλιακής ακτινοβολίας. Ένα αποτέλεσμα της

1

απορρόφησης αυτής είναι η αύξηση της εσωτερικής ενέργειας του συστήματος γηςατμόσφαιρας, και συνεπώςτων θερμοκρασιών τους. Η θερμότητα ανακατανέμεται στο πλανήτη μέσω μηχανισμών μεταφοράς και αγωγήςθερμότητας, ώστε τελικά το σύστημα γηςατμόσφαιρας φτάνει σε μια σταθερή κατάσταση ακτινοβολικήςισορροπίας κατά την οποία η εισερχόμενη ηλιακή ενέργεια να ισούται με αυτή που εκπέμπεται από το σύστημαγηςατμόσφαιρας στη περιοχή του θερμικού υπέρυθρου, κυρίως μεταξύ ~5 και 100 μm.

Η μεταφορά ακτινοβολίας στην ατμόσφαιρα, πέραν της σημασίας της στο ενεργειακό ισοζύγιο του πλανήτη,είναι ένα βασικό και σύνθετο αντικείμενο έρευνας της ατμοσφαιρικής φυσικής. Στο παρόν κεφάλαιο δίνεται μιαεισαγωγική επισκόπηση, η οποία αρχίζει με μια σύντομη αναφορά στη θεωρία ακτινοβολίας μέλανος σώματος.Στη συνέχεια παρατίθενται βασικά στοιχεία εκπομπής της ηλιακής ΗΜ ακτινοβολίας και της απορρόφησής τηςστην ατμόσφαιρα, με ειδική αναφορά στο ρόλο του όζοντος. Ακολουθεί μια επίσης σύντομη παρουσίαση τηςγήινης εκπομπής ακτινοβολίας και της αλληλεπίδρασής της με τα ατμοσφαιρικά συστατικά, ιδιαίτερα τουςυδρατμούς και το διοξείδιο του άνθρακα. Τα συστατικά αυτά είναι υπεύθυνα για το φαινόμενο θερμοκηπίου σεπαγκόσμια κλίμακα, στο οποίο οφείλεται η αύξηση της μέσης θερμοκρασίας του πλανήτη σε επίπεδα πουεπιτρέπουν την ύπαρξη ζωής στη γη. Τέλος παρέχεται μια περιγραφή του σχηματισμού της γήινης ιονόσφαιρας, ηοποία οφείλεται στην ατμοσφαιρική απορρόφηση της πλέον ενεργητικής ηλιακής ακτινοβολίας μέσωφωτοϊονισμού των αερίων συστατικών.

Για περισσότερα στοιχεία και επιπλέον θέματα ακτινοβολίας στην ατμόσφαιρα και ιονόσφαιρα, βλέπε μεταξύάλλων, π.χ., τα βιβλία των Wallace and Hobbs (2006), Fleagle and Businger (1981), Iribarne and Cho (1980),Coulson (1975), Salby (1996), Risbeth an Garriot (1969).

Προαπαιτούμενη γνώση. Γενική φυσική, Στοιχεία μοντέρνας φυσικής, Γενικά μαθηματικά.

7.1. Νόμοι Ακτινοβολίας Μέλανος Σώματος

Ο ήλιος εκπέμπει περίπου σαν μέλαν σώμα θερμοκρασίας ~6000 Κ, ενώ η γη συμπεριφέρεται, σε πρώτηπροσέγγιση, επίσης ως μέλαν σώμα θερμοκρασίας ~290 Κ, με την ατμόσφαιρα να ενεργεί μόνο μερικώς ωςμέλαν σώμα. Στα επόμενα ακολουθεί μια σύντομη αναφορά στις βασικές αρχές και νόμους της ακτινοβολίαςμέλανος σώματος.

Η ηλεκτρομαγνητική ενέργεια που προσπίπτει σε ένα υλικό σώμα ή σύστημα σωμάτων (π.χ., ένασύνολο αερίων συστατικών όπως στην ατμόσφαιρα), μπορεί να υποστεί: απορρόφηση, σκέδαση καιανάκλαση. Η απορρόφηση της προσπίπτουσας ακτινοβολίας οδηγεί στην αύξηση της εσωτερικής ενέργειαςτου σώματος, και συνεπώς στην αύξηση της θερμοκρασίας του. Όταν το σώμα αποκτήσει μια σταθερήθερμοκρασία, τότε εκπέμπει ΗΜ ακτινοβολία ενέργειας ίση με αυτή που απορροφά. Η εκπομπή αυτή, πουονομάζεται θερμική εκπομπή ακτινοβολίας, αποτελεί αντικείμενο της θεωρίας ακτινοβολίας μέλανοςσώματος, η οποία θεμελιώθηκε από τον Planck στις αρχές του 20ου αιώνα και αποτέλεσε το προπομπό τηςκβαντικής θεωρίας της ύλης.

Το μέλαν σώμα αναφέρεται σε ένα εξιδανικευμένο υλικό σώμα ή σύστημα που έχει τις εξής ιδιότητες:(α) είναι ικανό να απορροφά όλη την προσπίπτουσα, και να εκπέμπει τη μέγιστη δυνατή, ακτινοβολία, γιακάθε μήκος κύματος, (β) η εκπομπή ΗΜ ακτινοβολίας εξαρτάται από τη θερμοκρασία του σώματος και όχι τησύστασή του, και (γ) η εκπομπή ΗΜ ακτινοβολίας είναι ισοτροπική, δηλαδή έχει την ίδια ένταση καικυματική σύνθεση σε κάθε κατεύθυνση.

Σώμα βρίσκεται σε ακτινοβολική ισορροπία (radiative equilibrium) όταν εκπέμπει, ανά μονάδαχρόνου και επιφάνειας, τόση ΗΜ ενέργεια όση απορροφά. Η ολική ΗΜ ενέργεια ανά μονάδα χρόνου καιεπιφάνειας που εκπέμπεται από ένα σώμα ονομάζεται ένταση ακτινοβολίας (radiance), ή ροή ακτινοβολίας(radiation flux), συμβολίζεται με το Ι και μετρείται σε Wm-2. Η μονοχρωματική ένταση (monochromaticradiance), Iλ, είναι η ένταση ακτινοβολίας μεταξύ μηκών κύματος λ και λ+dλ, και μετρείται σε W ανά m2 καιανά μονάδα μήκους κύματος. Σύμφωνα με τους δύο αυτούς ορισμούς, ισχύει:

.0

dII

(7.1)

2

Το κλάσμα της ροής ακτινοβολίας που απορροφά ένα σώμα στο διάστημα μήκους κύματος μεταξύ λκαι λ+dλ, ονομάζεται μονοχρωματική απορροφητικότητα (absorptivity), συμβολίζεται με Αλ, και έχειδιαστάσεις W ανά m2 και ανά μονάδα μήκους κύματος. Η απορροφητικότητα Α μετρείται σε Wm-2, καιορίζεται από το ολοκλήρωμα:

.0

dAA

(7.2)

Το μέλαν σώμα, εξ ορισμού απορροφά όλη τη προσπίπτουσα ακτινοβολία ανεξαρτήτως μήκους κύματος.Οι αρχές ακτινοβολίας μέλανος σώματος, οι οποίοι έχουν μελετηθεί εκτενώς πειραματικά και

θεωρητικά, περιλαμβάνουν τους ακόλουθους νόμους.

1. Η μονοχρωματική ένταση ακτινοβολίας, Ιλb, μέλανος σώματος θερμοκρασίας Τ, δίνεται από τονόμο του Planck:

,1)/exp(

25

2

kThc

hcI b

(7.3)

όπου c είναι ταχύτητα του φωτός, h η σταθερά Planck (h=6,6310-34 Js), και k η σταθερά Boltzmann(k=1,3810-23 JK-1). Ο Planck οδηγήθηκε στην σχέση (7.3) κάνοντας τη παραδοχή ότι η ενεργειακή εκπομπήμέλανος σώματος γίνεται σε πολλαπλάσια ποσά μίας ελάχιστης διακριτής ποσότητας, του κβάντου ενέργειας,η οποία συνδέεται με τη συχνότητα εκπομπής ν μέσω της σχέσης αναλογίας Ε=hν. Η ιδέα της κβάντωσης τηςενέργειας ακτινοβολίας, που χρειάστηκε να εφευρεθεί από τον Planck για την εξήγηση του πειραματικήςσχέσης (7.3), αποτέλεσε την θεμελιώδη έννοια που οδήγησε στην ανάπτυξη της Κβαντικής Φυσικής.

Σχήμα. 7.1. Μεταβολή της μονοχρωματικής έντασης ακτινοβολίας μέλανος σώματος, Ιλb, συναρτήσει του μήκους κύματοςλ για διάφορες θερμοκρασίες μεταξύ 6000 Κ και 3000 Κ. Η διακοπτόμενη γραμμή δείχνει ότι το μέγιστο του φάσματοςμετατοπίζεται σε μεγαλύτερα μήκη κύματος όταν μειώνεται η θερμοκρασία του μέλανος σώματος.

Ο νόμος του Planck δίνει μέσω της (7.3) την κατανομή της ενέργειας, ή το φάσμα εκπομπής, μέλανοςσώματος θερμοκρασίας Τ συναρτήσει του μήκους κύματος λ. Διαγραμματικά η (7.5) δίνει καμπύλες όπωςαυτές του Σχήματος 7.1, που αντιστοιχούν στις ενδεικνυόμενες εκεί θερμοκρασίες. Κάθε καμπύλη είναι μησυμμετρική προς ένα μέγιστο, έχοντας μία απότομη αρχή και μια εκτεταμένη ουρά στα μεγαλύτερα μήκηκύματος. Η σχέση (7.3) και το Σχήμα 7.1 δείχνουν ότι:

(α) το φάσμα εκπομπής μέλανος σώματος είναι συνεχές με το μήκος κύματος,

3

(β) η ολική ενέργεια που εκπέμπεται, η οποία είναι ίση με το εμβαδό κάτω από κάθε καμπύλη,αυξάνει με τη μείωση της θερμοκρασίας, και

(γ) καθώς μειώνεται η θερμοκρασία του μέλανος σώματος, το μέγιστο της φασματικής κατανομήςμετατοπίζεται προς τα μεγαλύτερα μήκη κύματος.

Θα πρέπει να σημειωθεί ότι η ιδιότητα (α), βρίσκεται σε φαινομενική αντίθεση με την κβαντικήεκπομπή των ατομικών και μοριακών φασμάτων που παρουσιάζουν γραμμική δομή, δηλαδή ένα σύνολοδιακριτών μονοχρωματικών γραμμών εκπομπής αντί μιας συνεχούς φασματικής κατανομής όπως αυτής πουπροβλέπει ο νόμος του Planck, μέσω της (7.3). Αυτό οφείλεται στο γεγονός ότι, ενώ η διεργασία τηςκβαντικής εκπομπής είναι παρούσα στην ακτινοβολία μέλανος σώματος, η πυκνότητα καταστάσεων (densityof states) σε ένα σύστημα πολλών σωμάτων, τα οποία συνιστούν το μέλαν σώμα, είναι εξαιρετικά μεγάλη.Αυτό σημαίνει ότι ο πολύ μεγάλος αριθμός των δυνατών ενεργειακών μεταπτώσεων (ηλεκτρονικών,δονητικών, και περιστροφικών), όπως και η διαπλάτυνσή τους, οδηγεί θερμοδυναμικά και στατιστικά σε ένασυνεχές φάσμα, που μπορεί να παρασταθεί με μια αναλυτική σχέση, αντί ενός φάσματος γραμμών που αφοράσυνήθως μια μικρή πυκνότητα καταστάσεων ενός συστήματος, π.χ., λίγων μορίων.

Οι παραπάνω ιδιότητες (β) και (γ) εκπομπής μέλανος σώματος οδηγούν στους επόμενους δύο νόμουςακτινοβολίας.

2. Η ένταση ακτινοβολίας του μέλανος σώματος, Ιb , βρίσκεται μέσω της ολοκλήρωσης της (7.1) μετάαπό αντικατάσταση της Ιλb από την (7.3). Όπως προκύπτει (Άσκηση 7.1), η Ιb είναι ανάλογη της τέταρτηςδύναμης της θερμοκρασίας του μέλανος σώματος:

,4TIb (7.4)

όπου η σταθερά αναλογίας, σ, που ονομάζεται σταθερά StefanBoltzmann, είναι ίση με

,15

232

45

hc

k

από την οποία προκύπτει κατόπιν αντικατάστασης των σταθερών ότι σ=5,6710-8 Wm-2K-4. Η (7.4), που είναιγνωστή ως νόμος των StefanBoltzmann, εκφράζει την ισχυρή μη γραμμικότητα που υπάρχει μεταξύ τηςέντασης ακτινοβολίας που εκπέμπει μέλαν σώμα και της θερμοκρασίας του.

3. Το μήκος κύματος, λbm, στο οποίο αντιστοιχεί το μέγιστο εκπομπής του φάσματος τηςμονοχρωματικής έντασης ακτινοβολίας Ιλ, προκύπτει (Άσκηση 7.2) ότι είναι:

,/2898 KmTbm (7.5)

Το λbm είναι αντιστρόφως ανάλογο της θερμοκρασίας του μέλανος σώματος Τ, συνεπώς αυξάνεται με τημείωση της θερμοκρασίας του σώματος, όπως διαπιστώνεται και από το Σχήμα 7.1. Η (7.5) επιτρέπει τονυπολογισμό της θερμοκρασίας μέλανος σώματος από τη μέτρηση του μήκους κύματος μέγιστης εκπομπής.

Αντικατάσταση του λbm από την (7.5) στην (7.3), αποδεικνύει ότι η μέγιστη τιμή της μονοχρωματικήςέντασης, Iλbm, είναι ανάλογη της πέμπτης δύναμης της θερμοκρασίας (Άσκηση 7.2),

,5CTI bm (7.6)

όπου C είναι σταθερά. Οι (7.5) και (7.6) αποτελούν τους νόμους μετατόπισης του Wien.

4. Πρέπει να σημειωθεί ότι η ακτινοβολία μέλανος σώματος αντιπροσωπεύει τη μέγιστη θερμική ΗΜεκπομπή σώματος στο μήκος κύματος λ για μία θερμοκρασία Τ. Βέβαια, το μέλαν σώμα, το οποίο είναιθεωρητικό κατασκεύασμα, απαντάται στη φύση μόνο κατά προσέγγιση. Για ένα οποιοδήποτε σώμα ήσύστημα, η ικανότητα μονοχρωματικής εκπομπής (emissivity), ελ, ορίζεται από τη σχέση

4

.bI

I

(7.7)

Δηλαδή, ελ είναι ο λόγος της μονοχρωματικής έντασης ακτινοβολίας ενός σώματος στη θερμοκρασία Τ, ωςπρος αυτή μέλανος σώματος της ίδιας θερμοκρασίας. Σύμφωνα με την (7.7), η μονοχρωματική ικανότηταεκπομπής μέλανος σώματος είναι ελb=1 για όλα τα μήκη κύματος. Για οποιοδήποτε άλλο σώμα ελ<1, με το ελ

να εξαρτάται από το μήκος κύματος λ. Το σώμα για το οποίο ελ< ελb ονομάζεται φαιό, σε αντιδιαστολή με τομέλαν σώμα. Τα πραγματικά σώματα η συστήματα σωμάτων είναι κατά βάση φαιά, ενώ κάποια από αυτά πουέχουν μεγάλο ελ (>0,9) μπορούν να θεωρηθούν κατά προσέγγιση μέλανα. Σε αυτά ανήκουν ο ήλιος και η γη.

Σύμφωνα με το νόμο του Kirckhoff, ισχύει

, (7.8)

δηλαδή, η ικανότητα μονοχρωματικής εκπομπής ελ σώματος ή συστήματος ισούται με την μονοχρωματικήικανότητα απορρόφησης αλ=Αλ/Αλb. Πρακτικά, ο νόμος του Kirckhoff υποδεικνύει ότι υλικά σώματα ήσυστήματα που είναι ισχυροί, ή ασθενείς, απορροφητές ακτινοβολίας σε κάποιο μήκος κύματος λ, είναιισχυροί, ή ασθενείς, εκπομποί ακτινοβολίας στο ίδιο μήκος κύματος.

7.2. Ηλιακή Ακτινοβολία

Όπως αναφέρθηκε, ο ήλιος είναι η βασική πηγή ενέργειας για τις διεργασίες που συντελούνται στον πλανήτηγη. Ο ήλιος δεν παρουσιάζει κάποια μοναδικότητα, αφού μεταξύ των παρόμοιων δισεκατομμυρίων άστρωντου γαλαξία, έχει μια μέση αστρική μάζα και μέγεθος. Όμως ο ήλιος είναι μοναδικός για τη γη, αφού είναι τοπλησιέστερο άστρο σε αυτή, ευρισκόμενο σε απόσταση 150×106 km, η οποία συμβαίνει να είναι η «μαγική»απόσταση που επιβάλλει, σε συνδυασμό και με την ατμόσφαιρά της, θερμοκρασίες στη γη που επιτρέπουντην ύπαρξη ζωής σε αυτή (βλέπε παρακάτω, ενότητα 7.5).

Ο ήλιος είναι μια αεριώδης λαμπρή σφαίρα διαμέτρου ~1,4×106 km που περιβάλλεται από ένα ορατόφλοιό πάχους μερικών εκατοντάδων χιλιομέτρων, που ονομάζεται φωτόσφαιρα, θερμοκρασίας ~6000 Κ. Ηθερμοκρασία της ηλιακής σφαίρας αυξάνεται προς τα βαθύτερα στρώματά της, παίρνοντας τιμές 1520 φορέςμεγαλύτερες αυτής στη φωτόσφαιρας, οι οποίες απαιτούνται για τη διατήρηση των ατομικών και πυρηνικώναντιδράσεων στο εσωτερικό του ηλίου. Κύρια πηγή της ηλιακής ενέργειας είναι η σύντηξη τεσσάρων ατόμωνυδρογόνου σε ένα άτομο ηλίου, 4Η He + δΕ. Η μικρή ελάττωση μάζας κατά την αντίδραση αυτήμετατρέπεται σε ενέργεια δΕ, η οποία μεταφέρεται δια ακτινοβολίας και θερμικών ρευμάτων μεταφοράς απότο εσωτερικό του ήλιου στην φωτόσφαιρα, οπότε και εκπέμπεται ως ηλεκτρομαγνητική και σωματιδιακήακτινοβολία στο διαπλανητικό χώρο. Η εκπομπή της ΗΜ ηλιακής ακτινοβολίας είναι κατά προσέγγισηισοτροπική στο χώρο, με τη γη να συλλέγει μόνο ένα πολύ μικρό κλάσμα αυτής της ενέργειας, ίσο περίπου μετο ένα δισεκατομμυριοστό (10-9) της ολικής ενέργειας που εκπέμπει ο ήλιος.

Το φάσμα της ηλιακής ακτινοβολίας προκύπτει από μετρήσεις με δορυφόρους εκτός τηςατμόσφαιρας, και προσεγγίζεται από φάσμα μέλανος σώματος θερμοκρασίας μεταξύ ~5800 και 6000 Κ. Ησχετικά καλή συμφωνία του ηλιακού φάσματος με αυτό μέλανος σώματος επιτρέπει να γίνουν εκτιμήσειςηλιακών φυσικών ποσοτήτων με βάση τους νόμους εκπομπής μέλανος σώματος που δοθήκαν προηγουμένως.Έτσι, η θερμοκρασία της φωτόσφαιρας μπορεί να εκτιμηθεί από μετρήσεις του μήκους κύματος λm πουαντιστοιχεί το μέγιστο του ηλιακού φάσματος. Λαμβάνοντας υπόψη ότι λm~0,482 μm, που αντιστοιχεί στομπλε χρώμα, η εφαρμογή του νόμου μετατόπισης του Wien, λmΤ=2898 μm-K, οδηγεί στην εκτίμηση τηςθερμοκρασίας, TΦ, της φωτόσφαιρας:

.K6012m482,0/mK2898 T

Βέβαια, το χρώμα του ήλιου είναι πιο κοντά στο κίτρινο παρά στο μπλε, όπου τοποθετείται η κορυφή τουφάσματος. Αυτό οφείλεται στην ασυμμετρία του ηλιακού φάσματος περί τη κορυφή του, έτσι ώστε ηζυγισμένη μέση τιμή της έντασης ακτινοβολίας <Ιλb>, που φτάνει, π.χ., στο ανθρώπινο μάτι, να βρίσκεται σεμήκη κύματος μεγαλύτερα του λm, δηλαδή προς το κίτρινο. Ψυχρότερα (μεγαλύτερης ηλικίας) του ήλιου

5

άστρα εκπέμπουν τη μέγιστη ακτινοβολία τους σε μεγαλύτερα μήκη κύματος και για αυτό εμφανίζονται ναέχουν κοκκινωπό χρώμα, σε αντίθεση με νεότερα του ηλίου άστρα, τα οποία είναι πιο θερμά και εμφανίζονταιμε μπλε απόχρωση.

Με βάση την ηλιακή σταθερά, S, η οποία ορίζεται ως η ένταση της ηλιακής ακτινοβολίας πουπροσπίπτει κάθετα στη μονάδα επιφάνειας στο εξώτερο όριο της ατμόσφαιρας, μπορεί να βρεθεί η ένταση τηςηλιακής ακτινοβολίας που εκπέμπει η φωτόσφαιρα. Από μετρήσεις εκτός και εντός της ατμόσφαιρας, όπουστη δεύτερη περίπτωση έχουν γίνει διορθώσεις για την ατμοσφαιρική απορρόφηση και σκέδαση της ηλιακήςακτινοβολίας, προκύπτει ότι ο ετήσιος μέσος όρος της ηλιακής σταθεράς είναι S≈1368 Wm-2. Στη συνέχεια,θεωρώντας τη φωτόσφαιρα σαν σφαίρα ακτίνας RS=6,96×108 m, και παίρνοντας μια ομόκεντρη σφαίραακτίνας ίσης με τη μέση απόσταση γηςηλίου dES=1,49×1011 m, η διατήρηση της ενέργειας επιβάλει:ΙS4π(RS)2=S4π(dES)2. Συνεπώς, η ένταση ακτινοβολίας του ηλίου, ΙS, δηλαδή η ενέργεια ανά μονάδαεπιφάνειας και χρόνου που εκπέμπει η φωτόσφαιρα είναι:

6

2

107,62

S

ESS R

dSI Wm-2.

Δηλαδή, ένα τετραγωνικό μέτρο της φωτόσφαιρας εκπέμπει 64,3 MW, έτσι ώστε η ολική έντασηακτινοβολίας ανά μονάδα χρόνου που εκπέμπεται συνολικά από τη φωτόσφαιρα είναι IS×4πRS

2=3,7×1026 W.Κάνοντας χρήση του νόμου των StefanBoltzmann, προκύπτει η θερμοκρασία της φωτόσφαιρας:

4/1

SIT = (62,7 x 106 Wm-2 / 5.67 x 10-8 Wm-2K-4)1/4 ≈ 5750 K. (7.9)

Η θερμοκρασία αυτή, η οποία διαφέρει από αυτή που εκτιμήθηκε παραπάνω μέσω της εφαρμογής τουνόμου μετατόπισης του Wien, προκύπτει υπό τη προϋπόθεση ότι ό ήλιος εκπέμπει ως τέλειο μέλαν σώμα, καιονομάζεται ενεργός θερμοκρασία ακτινοβολίας (effective radiation temperature) του ήλιου.

7.2.1. Φασματικές ζώνες του ηλιακού φάσματος

Όπως αναφέρθηκε, από το σύνολο της ΗΜ ενέργειας που εκπέμπει ο ήλιος, ~39% εμπίπτει στην περιοχή τουορατού (0,39 μm <λ<0,76 μm), περίπου 53% βρίσκεται στο υπέρυθρο (λ>0,76 μm), με το υπόλοιπο ~8% στουπεριώδες (λ<0,39 μm). Ο Πίνακας 7.1 δίνει τις περιοχές και φασματικές ζώνες ακτινοβολίας του ηλίου πουεκτείνονται από τις ακτίνες Χ μέχρι τα μικροκύματα (λ~1000 μm). Επίσης στη τρίτη στήλη του πίνακαπαρέχεται κατά προσέγγιση το εκατοστιαίο κλάσμα της ηλιακής ακτινοβολίας που εκπέμπεται σε κάθεφασματική ζώνη.

Περιοχή φάσματος Φασματική ζώνη μήκους κύματος λ, μm

Κλάσμα ηλιακής εκπομπής, %

Ακτίνες Χ λ<0,01 0,00005Ακραίο υπεριώδες 0,01<λ<0,10 0,0003 Μακρινό υπεριώδες 0,10 <λ<0,20 0,01Υπεριώδες UVC 0,20<λ< 0,28 0,5 Υπεριώδες UVB 0,28<λ<0,32 1,3Υπεριώδες UVA 0,32<λ<0,39 6,2Ορατό 0,39<λ<0,76 39,0 Κοντινό υπέρυθρο 0,76<λ<4,0 52,0 Θερμικό υπέρυθρο 4,0<λ<100,0 0,9 Μακρινό υπέρυθρο 100,0<λ<1000,0 0,09

Πίνακας 7.1. Φασματικές ζώνες της ηλιακής ακτινοβολίας και το αντίστοιχο ποσοστιαίο κλάσμα της ηλιακής εκπομπής.

6

Η πλέον ενεργητική ακτινοβολία, που αντιστοιχεί στις ακτίνες Χ, αντιπροσωπεύει ένα πολύ μικρόκλάσμα της ηλιακής ακτινοβολίας, το οποίο απορροφάται πλήρως στην ατμόσφαιρα μέσω φωτοϊονισμούστην ιονόσφαιρα, κυρίως μεταξύ 60 και 150 km. Το υπεριώδες μέρος του ηλιακού φάσματος, 0,01 μm<λ<0,39 μm, χωρίζεται στις ακόλουθες φασματικές περιοχές: (α) τη ζώνη του ακραίου υπεριώδους (extremeultraviolet), 0,01 μm <λ<0,10 μm, η ακτινοβολία της οποίας απορροφάται πλήρως στα ανώτερα ύψη κυρίωςμέσω φωτοϊονισμού των ατόμων Ο και Ν, (β) τη ζώνη του μακρινού υπεριώδους (far ultraviolet), 0,10 μm<λ<0,20 μm, η ενέργεια της οποίας αναλίσκεται κυρίως στη φωτοδιάσπαση (ή φωτόλυση) του Ο2 και ΝΟ, (γ)τη περιοχή του κοντινού υπεριώδους (near ultraviolet) που περιλαμβάνει τρεις ζώνες που είναι γνωστές ωςUVC, UVB, UVA. Η ακτινοβολία στο UVC, που είναι η πλέον ενεργητική, έχει μήκη κύματος μεταξύτων 0,20 και 0,28 μm, και απορροφάται πλήρως στην κατώτερη θερμόσφαιρα και στρατόσφαιρα μέσω τηςφωτόλυσης του Ο2 και Ο3, αντίστοιχα. Η ακτινοβολία στη ζώνη UVB απορροφάται κατά 98% στηνστρατόσφαιρα μέσω φωτόλυσης του όζοντος, ενώ το υπόλοιπο μικρό ποσοστό φτάνει στην τροπόσφαιρα καιτο έδαφος όπου συμμετέχει σε φωτοχημικές αντιδράσεις ιχνοστοιχείων (ενότητα 7.4.2). Η ακτινοβολία στηζώνη UVB προκαλεί το μαύρισμα, αλλά και βλάβες, του δέρματος. Η υπεριώδης ακτινοβολία στη ζώνηUVA, η οποία αντιπροσωπεύει το 6,2% της ολικής ηλιακής ενέργειας, είναι λιγώτερο αβλαβής και φτάνειστη γη χωρίς να απορροφάται στην ατμόσφαιρα.

Το μέγιστο της ηλιακής εκπομπής βρίσκεται στην οπτική περιοχή του φάσματος, με μήκη κύματοςμεταξύ 0,39 και 0,76 μm, στην οποία εμπίπτει το 39% της ηλιακής ακτινοβολίας. Ο Πίνακας 7.2 δίνει τιςφασματικές ζώνες που αντιστοιχούν στα διάφορα χρώματα της περιοχής του ορατού, από το ιώδες μέχρι τοκόκκινο. Είναι ενδιαφέρον να σημειωθεί ότι η ορατή ηλιακή ακτινοβολία, πέραν ενός ποσοστού πουσκεδάζεται και ανακλάται στην ατμόσφαιρα, φτάνει στο έδαφος χωρίς σημαντική απορρόφηση στηνατμόσφαιρα, όπου και απορροφάται.

Χρώμα λ, μm Τυπικό λ, μmΙώδες 0,390 - 0,455 0,430Βαθύ μπλε 0,455 - 0,485 0,470Ανοικτό μπλε 0,485 - 0,505 0,495Πράσινο 0,505 - 0,550 0,530κιτρινοπράσινο 0,550 - 0,575 0,560Κίτρινο 0,575 - 0,585 0,580πορτοκαλί 0,585 - 0,620 0,600 Κόκκινο 0,620 - 0,720 0,670

Πίνακας 7.2. Μήκη κύματος και αντίστοιχα χρώματα στην οπτική περιοχή του ηλιακού φάσματος.

Η περιοχή του ηλιακού υπέρυθρου, σύμφωνα με το Πίνακα 7.1, χωρίζεται σε τρεις ζώνες: (α) Τοκοντινό υπέρυθρο (0,76 μm <λ<4,0 μm), όπου εμπίπτει το μεγαλύτερο μέρος (~52%) της εκπεμπόμενηςηλιακής ακτινοβολίας. Μέρος αυτής απορροφάται στην ατμόσφαιρα από τα τριατομικά μόρια του H2O, CO2

και Ο3, ενώ το υπόλοιπο φτάνει στη γη. (β) Το θερμικό υπέρυθρο (4,0 μm <λ< 100,0 μm) όπου εκπέμπεταιλιγότερο του 1% της ηλιακής ενέργειας, με μεγάλο μέρος του να απορροφάται στην ατμόσφαιρα. (γ) Τομακρινό υπέρυθρο (100 μm < λ < 1000 μm) όπου ο ήλιος εκπέμπει ένα πολύ μικρό μέρος της ενέργειάς του(<0,1%).

7.3. Ηλιακή Ακτινοβολία στην Ατμόσφαιρα

Ακολουθεί μια σύντομη παρουσίαση σχετικά με τις διεργασίες εξασθένισης της ηλιακής ακτινοβολίας στηνατμόσφαιρα. Συνοπτικά, κατά τη διάδοσή της στην ατμόσφαιρα η ΗΜ ηλιακή ακτινοβολία, εξασθενεί λόγωσκέδασης σε μόρια και σωμάτια αιωρημάτων, όπως και λόγω ανάκλασης στις επιφάνειες των νεφών, ενώπαράλληλα επιδρά επί των αερίων συστατικών όπου υφίσταται μοριακή απορρόφηση.

7.3.1. Σκέδαση της ηλιακής ακτινοβολίας

Η σκέδαση (scattering) αφορά την δράση της ακτινοβολίας επί των ηλεκτρικών φορτίων των ατμοσφαιρικώνσυστατικών και άλλων αιωρούμενων σωματιδίων, η οποία έχει σαν αποτέλεσμα την επανεκπομπή και

7

απόκλιση από την διεύθυνση διάδοσής της. Η γωνία σκέδασης, θ, ορίζεται ως αυτή μεταξύ τηςπροσπίπτουσας και σκεδαζόμενης ακτίνας, έτσι π.χ., όταν θ=180ο τότε πρόκειται για πισωσκέδαση(backscatter). Η σκέδαση της προσπίπτουσας ηλιακής ακτινοβολίας στην ατμόσφαιρα διακρίνεται σε μοριακήσκέδαση, και σκέδαση από μεγαλύτερα σωμάτια, π.χ., αιωρήματα ή σταγονίδια νερού στα νέφη. Ο φυσικόςμηχανισμός της σκέδασης αφορά την αλληλεπίδραση της ΗΜ ακτινοβολίας με τα ηλεκτρόνια των μορίων, ταοποία υπό την επίδραση του ηλεκτρικού πεδίου του κύματος ταλαντώνονται περί τη θέση ισορροπίας των μεσυχνότητα ίση με τη συχνότητα του κύματος. Έτσι, ενεργούν ως στοιχειώδη ηλεκτρικά δίπολα (ηλεκτρονικέςκεραίες) που επανεκπέμπουν, και συνεπώς σκεδάζουν την ακτινοβολία σε διάφορες κατευθύνσεις, μεπροτίμηση κάποιες από αυτές, οι οποίες καθορίζονται από το μήκος κύματος της προσπίπτουσαςακτινοβολίας και το μέγεθος των σκεδαζόντων σωματίων. Ας σημειωθεί, ότι η σκέδαση, σε αντίθεση με τηναπορρόφηση της ηλιακής ΗΜ ακτινοβολίας (βλέπε παρακάτω), είναι συνεχής (όχι διακριτή) συνάρτηση τουμήκους κύματος.

Σκέδαση Rayleigh. Η σκέδαση Rayleigh προκαλείται από μόρια αέρα ή μικρά σωμάτια αιωρημάτων(κυρίως τύπου Aitken) με ακτίνες r<0,05 μm, δηλαδή σωμάτια τα οποία έχουν διαστάσεις μικρότερες τουμήκους κύματος της προσπίπτουσας ακτινοβολίας. Στην περίπτωση αυτή η μονοχρωματική ένταση τηςσκεδαζόμενης ακτινοβολίας Ιλsc είναι αντιστρόφως ανάλογη της τέταρτης δύναμης του μήκους κύματος λ καιανάλογη της συνάρτησης σκέδασης (1+cos2θ), δηλαδή ισχύει:

,cos1

∝4

2

II sc (7.10)

όπου Ιλ είναι η μονοχρωματική ένταση της προσπίπτουσας ακτινοβολίας. Η (7.10) συνεπάγεται ότι η οπτικήακτινοβολία, λόγω του όρου 1/λ4, σκεδάζεται πολύ περισσότερο στα μικρότερα μήκη κύματος (ιώδες καιμπλε) παρά στα μεγαλύτερα (πορτοκαλί και κόκκινο). Όσον αφορά τη γωνία σκέδασης, και σύμφωνα με την(7.10), προκύπτει ότι το σκεδαζόμενο φως είναι ισχυρότερο για γωνίες σκέδασης θ κοντά στις 0ο και 180ο, καιασθενέστερο για γωνίες θ κοντά στις 90ο και 270ο.

Η σκέδαση Rayleigh του ηλιακού φωτός στην ατμόσφαιρα είναι υπεύθυνη για το μπλε χρώμα τουουρανού επειδή η σκέδαση του φωτός από τα μόρια του ατμοσφαιρικού θόλου που φτάνει στο παρατηρητήείναι μεγαλύτερη, σύμφωνα με την (7.10), για το μπλε και το ιώδες, παρά το κίτρινο ή κόκκινο χρώμα. Επειδήτο ιώδες δεν είναι εύκολα ορατό από το ανθρώπινο μάτι, επικρατεί το μπλε χρώμα. Ο μηχανισμός τηςσκέδασης του φωτός εξηγεί και άλλους χρωματισμούς στην ατμόσφαιρα, π.χ., το κίτρινοκοκκινωπό χρώμακατά την ανατολή και δύση του ηλίου. Στις περιπτώσεις αυτές, η ηλιακή ακτινοβολία φτάνει στο παρατηρητήδιανύοντας ένα ατμοσφαιρικό οπτικό δρόμο που είναι αρκετά μεγαλύτερος σε σχέση με όλες τις άλλες θέσειςτου ηλίου στον ουρανό. Έτσι η εξασθένηση του μπλε και ιώδους χρώματος λόγω σκέδασης είναι ιδιαίτερααυξημένη στη περίπτωση αυτή, με αποτέλεσμα το κίτρινο και κόκκινο χρώμα του φωτός, που φτάνει στονπαρατηρητή, υφίσταται αρκετά μικρότερη σκέδαση και συνεπώς υπερισχύει των άλλων χρωμάτων στηνορατή περιοχή του φάσματος.

Σκέδαση Mie. Στη περίπτωση αυτή η σκέδαση του ηλιακού φωτός γίνεται από μεγαλύτερασωματίδια αιωρημάτων με ακτίνες 0,05 μm <r<1,0 μm, οι οποίες είναι συγκρίσιμες με το μήκος κύματος τουορατού φωτός. Η σκέδαση αυτή είναι επίσης επιλεκτική του μήκους κύματος, με τη σκέδαση των μικρών λ(π.χ., μπλε) να υπερισχύει των μεγαλύτερων (π.χ., κόκκινο), όμως το αποτέλεσμα της σκέδασης Mie με τομήκος κύματος λ είναι αρκετά ασθενέστερο αυτού της περίπτωσης Rayleigh. Επίσης η σκέδαση Mie είναιπερισσότερο ανισοτροπική στο χώρο, με τα μεγαλύτερα σωμάτια να έχουν αυξημένη σκέδαση προς τα εμπρός(forward), δηλαδή σε διευθύνσεις περί το θ=0. Η ένταση σκέδασης Mie, είναι λιγότερο ισχυρή αυτής τύπουRayleigh, επειδή η συγκέντρωση των σκεδαζόντων σωματιδίων (μεγάλων αιωρημάτων) είναι μικρότερη. Ηθεωρητική μαθηματική ανάλυση της σκέδασης Mie είναι εξαιρετικά πολύπλοκη. Τέλος, η σκέδαση απόσωματίδια με ακτίνες r>1,0 μm, π.χ., νεφοσταγονίδια και μεγάλα σωμάτια αιωρημάτων ώστε r>λ, είναισχεδόν ανεξάρτητη του μήκους κύματος, έτσι το σκεδαζόμενο φως στη περίπτωση αυτή εμφανίζεται λευκό,όπως αυτό της προσπίπτουσας ηλιακής ακτινοβολίας.

8

7.3.2. Μοριακή απορρόφηση της ηλιακής ακτινοβολίας

Κάθε μόριο, πέραν από τη μεταφορική του ενέργεια λόγω της κίνησης του στο χώρο, κατέχει ένακαθορισμένο ποσό ενέργειας που οφείλεται κυρίως στην κινητική και ηλεκτροστατική (δυναμική) ενέργειατων ηλεκτρονίων που περιστρέφονται σε συγκεκριμένες τροχιές, ή ενεργειακές στάθμες, γύρω από τονπυρήνα των επιμέρους ατόμων. Επιπλέον υπάρχουν μικρότερα, αλλά επίσης καθορισμένα, ποσά ενέργειαςπου οφείλονται στη δόνηση (ταλάντωση) των ατόμων περί τις μέσες θέσεις τους στο μόριο, όπως και στηνπεριστροφή του μορίου περί νοητό άξονα που διέρχεται από το κέντρο μάζας του. Σύμφωνα με την ΚβαντικήΦυσική, η ενέργεια ενός μεμονωμένου μορίου, και ξεχωριστά η ηλεκτρονική, δονητική και περιστροφική τουενέργεια, είναι όλες κβαντωμένες, δηλαδή είναι πολλαπλάσιες μιας διακριτής ποσότητας, καιχαρακτηριστικές της ενεργειακής κατάστασης του μορίου. Συνεπώς, οι μεταβολές της μοριακής ενεργειακήςκατάστασης ενός μορίου είναι δυνατές μόνο κατά διακεκριμένα ποσά (κβάντα) ενέργειας.

Η κβαντική θεωρία δέχεται ότι η ενέργεια της ΗΜ ακτινοβολίας είναι πολλαπλάσια μιας διακριτήςποσότητας, που αντιπροσωπεύεται από το φωτόνιο, χαρακτηριστικής ενέργειας Ε=hν, όπου h=6,624x10-34Jsείναι η σταθερά του Planck και ν η συχνότητα της ακτινοβολίας. Η συχνότητα, ν, είναι χαρακτηριστική τηςπηγής εκπομπής της ακτινοβολίας και συνδέεται, σε περίπτωση διάδοσης στο κενό, αλλά και προσεγγιστικάστην ατμόσφαιρα, με το μήκος κύματος λ μέσω της ταχύτητας του φωτός c, ν= c/λ.

Επειδή ένα μεμονωμένο μόριο μπορεί να απορροφήσει, και να εκπέμψει, ενέργεια δΕ σε καθορισμέναδιακριτά ποσά (κβάντα) που αντιστοιχούν σε καθορισμένες μεταβολές της ενεργειακής του κατάστασης, τομόριο αυτό μπορεί να αλληλεπιδράσει με ακτινοβολία μόνο ορισμένης συχνότητας ή μήκους κύματος, πουυπακούει στη σχέση δΕ=hν. Έτσι η απορρόφηση (και η εκπομπή) ΗΜ ακτινοβολίας από ένα σύνολο μορίων,όπως στον ήλιο ή τον αέρα , χαρακτηρίζεται από ένα φάσμα γραμμών που αντιστοιχούν σε συχνότητες (μήκηκύματος) για τις οποίες (για τα οποία) είναι δυνατή η αλληλεπίδραση μορίων ύλης και ακτινοβολίας. Γιασυχνότητες (μήκη κύματος) μεταξύ των γραμμών του φάσματος δεν είναι δυνατή η απορρόφηση, ή εκπομπή,ακτινοβολίας. Οι διαφορές μεταξύ των διακριτών ενεργειακών καταστάσεων περιστροφής ενός μορίου είναιμικρότερες από αυτές των κβάντων των ενεργειών δόνησης, οι οποίες με τη σειρά τους, είναι μικρότερες απότις διαφορές μεταξύ των ηλεκτρονικών ενεργειακών καταστάσεων. Συνεπώς, αν θεωρηθεί ότι φωτόνιασυγκεκριμένης ενέργειας (συχνότητας ή μήκους κύματος) μπορεί να απορροφηθούν και να προκαλέσουναύξηση στη περιστροφική ενέργεια ενός μορίου, τότε απαιτούνται φωτόνια υψηλότερης ενέργειας γιαμεταβολή της δονητικής ενεργειακής κατάστασης του μορίου, ενώ φωτόνια ακόμη υψηλότερης ενέργειας(μεγαλύτερης συχνότητας ή μικρότερου μήκους κύματος) χρειάζονται για να προκαλέσουν μεταβολές στιςηλεκτρονικές ενεργειακές στάθμες των ατόμων του μορίου.

Η μοριακή απορρόφηση στην ατμόσφαιρα που σχετίζεται με μεταβολές στις ηλεκτρονικές τροχιές,απαιτεί ΗΜ ακτινοβολία που αντιστοιχεί στη πλέον ενεργητική περιοχή του ηλιακού φάσματος, δηλαδή στηφασματική περιοχή των ακτίνων Χ και της υπεριώδους ακτινοβολίας. Δονητικές μεταβολές σχετίζονται μεακτινοβολία μικρότερης ενέργειας που εμπίπτει στην περιοχή του ορατού και του κοντινού υπέρυθρου, ενώμεταβολές της περιστροφικής ενέργειας ενός μορίου μπορεί να προκληθούν από λιγότερο ενεργητικήακτινοβολία που εμπίπτει στη περιοχή του θερμικού υπέρυθρου του φάσματος. Δεδομένου του εύρους τουφάσματος της ηλιακής ακτινοβολίας, η απορρόφηση ενέργειας από ένα μόριο μπορεί να αποτελεί συνδυασμότων παραπάνω διεργασιών, δηλαδή να υπάρχουν ταυτόχρονες κβαντικές μεταβολές, ή μεταβάσεις, μεταξύτων ηλεκτρονικών, δονητικών και περιστροφικών, διακριτών ενεργειακών καταστάσεων του μορίου.

Στα γραμμικά φάσματα απορρόφησης ή εκπομπής αερίων, οι φασματικές γραμμές παρουσιάζουνκάποια διαπλάτυνση, ή εύρος, που οφείλεται κυρίως στην πίεση και τη θερμοκρασία του αερίου. Η κυριότερηαιτία διεύρυνσης μίας φασματικής γραμμής είναι η αλληλεπίδραση των μορίων ή ατόμων κατά τη διάρκειατων κρούσεων μεταξύ των, που προκαλούν μικρές μεταβολές στις διάφορες ενεργειακές στάθμες και συνεπώςτη διεύρυνση του ενεργειακού φάσματος των απορροφούμενων φωτονίων. Το αποτέλεσμα αυτό είναι γνωστόσαν διεύρυνση λόγω κρούσεων ή διεύρυνση λόγω πίεσης (pressure broadening). Επιπλέον, η θερμοκρασία τωνμορίων, η οποία καθορίζει την κατανομή των ταχυτήτων τους, η οποία είναι γνωστή ως κατανομήMaxwellBoltzmann (ενότητα 1.6), είναι μια δεύτερη αιτία διαπλάτυνσης μιας φασματικής γραμμής πουοφείλεται στο φαινόμενο Doppler λόγω της μέσης θερμικής ταχύτητας των μορίων. Συνεπώς, το εύρος τωνγραμμών του φάσματος απορρόφησης ή εκπομπής, αυξάνεται με τη πίεση και θερμοκρασία του αερίου.

Η ηλιακή ακτινοβολία που φτάνει την επιφάνεια της γης εξασθενεί λόγω απορρόφησης και σκέδασηςστην ατμόσφαιρα, με το βαθμό εξασθένησής της να εξαρτάται από το μήκος κύματος και τα απορροφούντακαι σκεδάζοντα συστατικά. Σχετικά με την απορρόφηση, η υπεριώδης ακτινοβολία με μήκος κύματος λ<0,32

9

μm απορροφάται πλήρως στην ατμόσφαιρα, κυρίως μέσω των μηχανισμών φωτοδιάσπασης καιφωτοϊονισμού που θα συζητηθούν παρακάτω. Η ηλιακή ακτινοβολία στην ορατή περιοχή του φάσματος,πέραν της σκέδασης (τύπου Rayleigh και Mie) και, κυρίως, της ανάκλασήςη επί των υδροσταγονιδίων καικρυστάλλων στα νέφη, υφίσταται πολύ μικρή μοριακή απορρόφηση, με αποτέλεσμα το μεγαλύτερο μέρος τηςνα φτάνει στο έδαφος και να απορροφάται από αυτό. Όσον αφορά την υπέρυθρη ακτινοβολία του φάσματος,ένα ικανό μέρος αυτής υφίσταται μοριακή απορρόφηση στην ατμόσφαιρα λόγω δονητικών ενεργειακώνμεταβάσεων στα τριατομικά μόρια των υδρατμών, του διοξειδίου του άνθρακα, και του όζοντος, με τουπόλοιπο να φτάνει στη γη.

Το Σχήμα 7.2 συνοψίζει την εξασθένηση που υφίσταται η ηλιακή ακτινοβολία στην ατμόσφαιρα. Ηεξωτερική καμπύλη είναι το ηλιακό φάσμα, περίπου ίδιο με αυτό μέλανος σώματος θερμοκρασίας 6000 Κ,όπως μετρείται πριν εισέλθει στην ατμόσφαιρα. Η εσωτερική καμπύλη είναι το ηλιακό φάσμα τηςακτινοβολίας που μετρείται στην επιφάνεια της γης. Η μείωση, που εκφράζεται από τη μετατόπιση μεταξύτων δύο καμπύλων, οφείλεται στην εξασθένιση της ηλιακής ΗΜ ακτινοβολίας λόγω των διεργασιώνσκέδασης (Rayleigh και Mie) και ανάκλασης στα νέφη, ενώ οι γραμμοσκιασμένες περιοχές αποτελούν ζώνεςγραμμών απορρόφησης κυρίως των τριατομικών μορίων του H2O, CO2 και δευτερευόντως του O3. Το νερό σεόλες του τις φάσεις, όπως και το διοξείδιο του άνθρακα, είναι τα κύρια συστατικά υπεύθυνα για τηναπορρόφηση μεγάλου μέρους της υπέρυθρης ηλιακής ακτινοβολίας (λ>0,76 μm).

Σχήμα 7.2. Το ηλιακό φάσμα όπως μετρείται εκτός ατμόσφαιρας και στο έδαφος. Η ηλιακή ακτινοβολία απορροφάται στηνατμόσφαιρα πλήρως για μήκη κύματος στο υπεριώδες UVC και σχεδόν όλη στο UVB (λ<0,32 μm). Η ακτινοβολία στοUVA, δηλαδή στο κοντινό υπεριώδες (0,32 μm <λ<0,39 μm), δεν απορροφάται στην ατμόσφαιρα και συνεπώς φτάνει στηγη. Το ορατό μέρος του φάσματος εξασθενεί κυρίως λόγω σκέδασης και ανάκλασης στα νέφη κατά ~30%, με το υπόλοιπονα φτάνει και να απορροφάται στη γη. Το κοντινό υπέρυθρο του ηλιακού φάσματος (0,76 μm<λ< 4,0 μm) υφίσταταισημαντική, αλλά όχι ολική, απορρόφηση στην ατμόσφαιρα από τα τριατομικά μόρια υδρατμών και διοξειδίου του άνθρακα(Το σχήμα προέρχεται από το Handbook of Geophysics and Space Environment, McGrawHill, New York, 1965, έχει δεχρησιμοποιηθεί ευρύτατα στη βιβλιογραφία).

7.3.3. Φωτοδιάσπαση και φωτοϊονισμός

Εκτός των παραπάνω διεργασιών μοριακής απορρόφησης, υπάρχουν δύο επιπλέον θεμελιώδεις διεργασίες,μέσω των οποίων ένα μόριο μπορεί να απορροφήσει ηλεκτρομαγνητική ακτινοβολία: (α) η φωτοδιάσπαση, ήφωτόλυση, μορίων, και (β) ο φωτοϊονισμός μορίων ή ατόμων.

Εάν η προσπίπτουσα ΗΜ ακτινοβολία είναι αρκετά ενεργητική, είναι δυνατόν να προκαλέσειδιάσπαση των μοριακών δεσμών και δημιουργία ατόμων ή ελαφρότερων μορίων. Αντιδράσεις αυτού τουείδους ονομάζονται φωτοχημικές αντιδράσεις φωτοδιάσπασης ή φωτόλυσης. Υπό ορισμένες συνθήκες, αυτές

10

μπορεί να είναι αμφίδρομες έτσι ώστε η επανασύνδεση των συστατικών να συνοδεύεται από εκπομπήακτινοβολίας. Επιπλέον, τα μόρια ή άτομα είναι δυνατόν να απορροφήσουν ηλεκτρομαγνητική ενέργεια καινα ιονιστούν. Αυτή η διεργασία φωτοϊονισμού απαιτεί φωτόνια με ενέργεια που υπερβαίνει το δυναμικόιονισμού, η οποία μπορεί να δράσει επί μορίων ή ατόμων και να αποσπάσει ένα ηλεκτρόνιο από τηνεξωτερική ηλεκτρονική στοιβάδα. Η ακτινοβολία που απαιτείται για ιονισμό στη ατμόσφαιρα, είναι η πλέονενεργητική του ηλιακού φάσματος και βρίσκεται κυρίως στο ακραίο και μακρινό υπεριώδες με μήκη κύματοςλ<0,15 μm (<150 nm). Υπό ορισμένες συνθήκες μπορεί να λάβει χώρα επανασύνδεση του ηλεκτρονίου οπότεεκπέμπονται φωτόνια, τα οποία έχουν ενέργεια ίση με την ΗΜ ενέργεια ιονισμού.

Αντίθετα με τις μεταβολές των κβαντωμένων ενεργειακών καταστάσεων (ηλεκτρονικών, δονητικώνκαι περιστροφικών) που παράγουν γραμμικά φάσματα, οι διεργασίες φωτόλυσης και φωτοϊονισμού δενχρειάζονται ακτινοβολία συγκεκριμένου μήκους κύματος για να συντελεστούν, αρκεί αυτή να έχει ενέργειαhν που υπερβαίνει το ενεργειακό κατώφλι (threshold), hνth, φωτόλυσης ή φωτοϊονισμού. Το πλεόνασμα τηςενέργειας πέραν του ενεργειακού κατωφλίου, μεταφέρεται σε κινητική ενέργεια των προϊόντων τηςαντίδρασης, και συνεπώς σε παραγωγή θερμότητας. Η πλέον ενεργητική ηλιακή ακτινοβολία στη περιοχή τουυπεριώδους του ηλιακού φάσματος απορροφάται στην ανώτερη ατμόσφαιρα, μέσω φωτοϊονισμού καιφωτοδιάσπασης, και συνεπώς είναι υπεύθυνη για τη δημιουργία της ιονόσφαιρας για ύψη άνω των 60 km(ενότητες 1.8 και 7.6), και της οζονόσφαιρας μεταξύ 15 και 65 km (ενότητα 7.4), όπως και των αυξημένωνθερμοκρασιών στις περιοχές της θερμόσφαιρας και στρατόσφαιρας (Κεφ. 1).

Παρακάτω παρέχονται οι πλέον βασικές φωτοχημικές αντιδράσεις φωτόλυσης και φωτοϊνισμούκαθώς και το ενεργειακό κατώφλι μήκους κύματος, ή ενέρεγειας hν, που απαιτείται για αυτές.

(α) Το Ο2 απορροφά ηλιακή ΗΜ ενέργεια με μήκος κύματος λ<0,2424 μm και διασπάται σε ατομικόοξυγόνο. Το Ο είναι το επικρατέστερο στοιχείο στα ανώτερα στρώματα της ατμόσφαιρας πάνω από 150 kmμέχρι περίπου 800 km.

.μm) 0,2424<(λ Ο + Ο hν + Ο2

(β) Το Ν2 απαιτεί πλέον ενεργητική ακτινοβολία απότι το Ο2 για να διασπαστεί σε δύο άτομα αζώτου,με τη διαφορά ότι η διαδικασία αυτή δεν γίνεται απευθείας, αλλά μέσω μιας προδιάσπασης που μεταφέρει τομοριακό άζωτο σε μια ασταθή κατάσταση, η οποία στη συνέχεια μεταπίπτει και παράγει δύο άτομα αζώτου.Το ενεργειακό κατώφλι που απαιτείται αντιστοιχεί στο λth=0,127 μm (127 nm).

.μm) 0,127<(λ N+ NN hν + Ν *22

(γ) ΗΜ ακτινοβολία με λ<0,140 μm, δηλαδή στο μακρινό και ακραίο υπεριώδες, είναι αρκετάενεργητική ώστε να προκαλέσει διάφορες αντιδράσεις φωτοϊονισμού, που παράγουν ιόντα και ηλεκτρόνια,όπως:

μm) 0,1341<(λ e +ΝΟ hν+ ΝΟ

μm) 0,1026<(λ e +Ο hν + Ο 22

μm) 0,0910<(λ e +Ο hν + Ο

μm) 0,0852<(λ e +Ν hν + Ν

μm). 0,0796<(λ e +Nhν +Ν 22

Οι παραπάνω φωτοχημικές αντιδράσεις, που λαμβάνουν χώρα σε ύψη άνω των 100 km, συμπληρώνονται απόαντιδράσεις φωτόλυσης μέσω της δράσης της υπεριώδους ακτινοβολίας με λ<0,32 μm, που διενεργούνταιστην στρατόσφαιρα διά της διάσπασης του όζοντος (Ο3). Η περίπτωση του Ο3 θα εξεταστεί με λεπτομέρειαστην ενότητα 7.4.

11

Η φωτοχημική δράση της ηλιακής ακτινοβολίας στην ανώτερη ατμόσφαιρα μεταβάλλει τη σύστασητης ατμόσφαιρας στα ύψη αυτά, και, σε συνέργεια με τη διεργασία της μοριακής διάχυσης και βαρυτικούδιαχωρισμού που περιγράφθηκε στα δύο πρώτα κεφάλαια του βιβλίου, συντελεί στον σχηματισμό τηςετερόσφαιρας (z>100 km), της οποίας η χημική σύσταση, σε αντίθεση με την ομόσφαιρα (z<100 km),μεταβάλλεται με το ύψος. Θα πρέπει επίσης να σημειωθεί ότι όλες οι παραπάνω φωτοχημικές αντιδράσειςείναι εξώθερμες και συνεπώς υπεύθυνες για τις υψηλές θερμοκρασίες της θερμόσφαιρας. Αυτό γίνεταιπροφανές από τον ημερήσιο κύκλο των θερμοσφαιρικών θερμοκρασιών, όπου πολύ υψηλότερεςθερμοκρασίες παρατηρούνται κατά τη διάρκεια της ημέρας, λόγω απορρόφησης της υπεριώδους ηλιακήςακτινοβολίας, έτσι η θερμοκρασία της θερμόσφαιρας μπορεί να μεταβάλλεται από ~500 Κ έως ~2000 Κμεταξύ ημέρας και νύκτας.

7.3.4. Μεταβολή του ρυθμού απορρόφησης ακτινοβολίας με το ύψος

Η εξασθένηση της ορατής ηλιακής ακτινοβολίας λόγω μοριακής απορρόφησης στην ατμόσφαιρα, πέρανκάποιων ασθενών γραμμών Ο3 και Ο2, είναι πολύ μικρή. Αντίθετα, η υπεριώδης ηλιακή ακτινοβολία, με μήκηκύματος λ<0,32 μm, απορροφάται πλήρως στην ατμόσφαιρα, κυρίως διαμέσου φωτοχημικών αντιδράσεωνφωτοδιάσπασης και φωτοϊονισμού. Για την περιγραφή της απορρόφησης της υπεριώδους ακτινοβολίαςακολουθείται ένα μοντέλο στο οποίο η προσπίπτουσα ΗΜ ακτινοβολία αλληλεπιδρά με τα αέρια συστατικάκαι απορροφάται σύμφωνα με τις διεργασίες που αναφέρθηκαν παραπάνω. Επιπλέον, δεδομένου ότι ηπυκνότητα της ατμόσφαιρας μειώνεται με το ύψος, όσο βαθύτερα εισχωρεί η ηλιακή ακτινοβολία τόσοαυξάνει η συγκέντρωση των μορίων που την απορροφούν. Συνεπώς, μια μονοχρωματική ροή ακτινοβολίας Ιλ

που εισέρχεται στην ατμόσφαιρα και αρχίζει να απορροφάται από κάποιο ατμοσφαιρικό συστατικό, θαεξασθενεί συνεχώς αυξανομένου του βάθους εισχώρησης. Ο ρυθμός απορρόφησης της μονοχρωματικής ροήςακτινοβολίας με το ύψος, dΙλ/dz, αναμένεται να βαίνει αυξανόμενος μέχρι κάποιο βάθος πέραν του οποίουμειώνεται σαν αποτέλεσμα του συνδυασμού της μείωσης της έντασης της ακτινοβολίας λόγω τηςαπορρόφησής της, και της συνεχούς αύξησης με το βάθος, της συγκέντρωσης των μορίων που τηναπορροφούν. Το ύψος στο οποίο η ένταση της διεισδύουσας ακτινοβολίας μειώνεται στο 1/e (όπου e=2,71είναι η βάση των νεπέριων λογαρίθμων) της αρχικής της τιμής της στο εξώτερο όριο της ατμόσφαιρας,ονομάζεται βάθος διείσδυσης (penetration depth) η οπτικό βάθος (optical depth). Όπως θα δειχθεί παρακάτω,το βάθος διείσδυσης αντιστοιχεί στο ύψος του μέγιστου ρυθμού απορρόφησης (dΙλ/dz)max, υπό τη προϋπόθεσηότι η συγκέντρωση των μορίων που απορροφούν την ακτινοβολία μειώνεται εκθετικά με το ύψος, συνθήκηπου ισχύει για ισόθερμη ατμόσφαιρα (Κεφ. 2).

Η παραπάνω ποιοτική περιγραφή της μεταβολής της απορρόφησης της ηλιακής ακτινοβολίας με τούψος, μπορεί να εκφραστεί αναλυτικά μέσω του μοντέλου Chapman, το οποίο στην απλούστερη μορφή τουπεριλαμβάνει τα εξής στοιχεία:

(α) Η ακτινοβολία είναι μονοχρωματική, της οποίας η ένταση Ιλ είναι μέγιστη, Ιλ¥, στο εξώτερο όριοτης ατμόσφαιρας, ενώ, για απλότητα, θεωρείται ότι προσπίπτει κάθετα στην ατμόσφαιρα.

(β) Υπάρχει μόνο ένα είδος μορίων που απορροφά την ακτινοβολία, του οποίου η συγκέντρωση, n,ελαττώνεται εκθετικά με το ύψος z,

),/exp(0 Hznn (7.11)

όπου n0 είναι η συγκέντρωση στο ύψος z=0, ενώ Η είναι η κλίμακα ύψους η οποία εδώ λαμβάνεται σταθερή.Η χρήση της εκθετικής σχέσης προϋποθέτει ότι η ατμόσφαιρα είναι ισόθερμος, υπόθεση που μπορεί ναισχύει, στη καλλίτερη περίπτωση, μόνο κατά προσέγγιση.

(γ) Η απορρόφηση της ακτινοβολίας υπακούει στο νόμο του Beer (π.χ., Iribarne J. V., and Cho H.R.,1980, και Wallace J. M., and Hobbs P. V., 2007), σύμφωνα με τον οποίο ο ρυθμός μείωσης με το ύψος τηςμονοχρωματικής έντασης ακτινοβολίας, dΙλ/dz, είναι ανάλογος της έντασης, Iλ, και της αριθμητικήςπυκνότητας (συγκέντρωσης), n, στο ύψος z, δηλαδή ισχύει:

,nIadz

dIcs

(7.12)

12

όπου ο συντελεστής αναλογίας acs είναι η ενεργός διατομή απορρόφησης (effective absorption cross section), ηοποία έχει διαστάσεις επιφάνειας (m2) και είναι χαρακτηριστική του είδους των απορροφούντων μορίων καιτου μήκους κύματος της προσπίπτουσας ακτινοβολίας. Επειδή η ακτινοβολία κατευθύνεται προς τη γη, οιστοιχειώδεις μεταβολές dIλ και dz είναι αρνητικές, αφού η ένταση ακτινοβολίας μειώνεται με το βάθος και οάξονας των υψών z λαμβάνεται θετικός προς τα πάνω, συνεπώς dΙλ/dz >0.

Ολοκλήρωση της (7.12) μεταξύ και ύψους z, δίνει:

,)exp( /0

tcsnaHzcs eIHenaII

(7.13)

όπου

HnenHndztn Hz

z

)/(0)( (7.14)

Λαμβάνοντας υπόψη ότι ο ρυθμός απορρόφησης με το ύψος είναι q=dΙλ/dz, αντικατάσταση της (7.13)στην (7.12) δίνει

,exp /

Hz

ocso HenaH

z qq (7.15)

όπου q0= acsn0Ιλ¥. Στην (7.15) η ποσότητα q μεγιστοποιείται όταν ο εκθέτης παίρνει την ελάχιστη τιμή του, τοοποίο αποδεικνύεται (βλέπε Άσκηση 7.3) ότι συμβαίνει στο ύψος:

).ln( 0HnaHz csm (7.16)

Το ύψος zm αντιπροσωπεύει το βάθος διείσδυσης, ή οπτικό βάθος, στο οποίο η μονοχρωματική έντασηακτινοβολίας Ιλ=Ιλ¥/e = 0,37Ιλ¥.

Σχήμα 7.3. Η μεταβολή του ρυθμού απορρόφησης με το ύψος, dIλ/dz, προσπίπτουσας μονοχρωματικής έντασηςακτινοβολίας Ιλ, που απορροφάται σε ισόθερμη ατμόσφαιρα από ένα αέριο συστατικό αριθμητικής συγκέντρωσης n.

Τα προφίλ, δηλαδή οι μεταβολές με το ύψος, των n(z), Ιλ(z) και q(z), που εκφράζονται από τιςεξισώσεις (7.11), (7.13) και (7.15) απεικονίζονται στο Σχήμα 7.3. Οι μεταβολές αυτές βρίσκονται σε

13

αντιστοιχία με τη ποιοτική περιγραφή της μεταβολής της απορρόφησης της υπεριώδους ακτινοβολίας με τούψος, όπως παρατέθηκε στην αρχή της παρούσας ενότητας. Θα πρέπει να σημειωθεί ότι η εικόνα στο Σχήμα7.3 δεν ισχύει για το όζον, επειδή η συγκέντρωση του όζοντος, το οποίο απαντάται κυρίως μεταξύ 20 και 60km, δεν μεταβάλλεται εκθετικά με το ύψος (ενότητα 7.4).

Το Σχήμα 7.4 συνοψίζει τα βασικά χαρακτηριστικά της απορρόφησης της υπεριώδους ακτινοβολίαςστην ατμόσφαιρα συναρτήσει του ύψους, σε σχέση με τα αέρια συστατικά που απορροφούν την ακτινοβολία.Όπως φαίνεται στο Σχήμα 7.4, το οποίο απεικονίζει το βάθος διείσδυσης, zm, συναρτήσει του μήκουςκύματος, η πλέον ενεργητική ηλιακή ακτινοβολία απορροφάται στα μεγαλύτερα ύψη, έχοντας βάθηδιείσδυσης zm περί τα 150 km. Αυτό οφείλεται κυρίως στη φωτόλυση του Ν2 (λ<0,127 μm) και τοφωτοϊονισμό των ατόμων Ν και Ο, που απαιτεί ενεργητικά φωτόνια με μήκη κύματος μικρότερα των 0,091μm και 0,0796 μm, αντίστοιχα. Η φωτόλυση του Ο2 και ο φωτοϊονισμός του ΝΟ επικρατεί στην ζώνη τουυπεριώδους με μήκη κύματος μεταξύ 0,10 μm και 0,24 μm όπου τα αντίστοιχα βάθη διείσδυσης κυμαίνονταιμεταξύ 90 και 120 km. To όζον είναι το μόνο στοιχείο που απορροφά φωτόνια με ενέργειες μικρότερες τουκατωφλίου φωτόλυσης του μοριακού οξυγόνου, δηλαδή ακτινοβολία με λ>0,2424 μm, ή ενέργειας hνμεγαλύτερης των 5,13 eV. Επειδή το όζον έχει το μέγιστο της συγκέντρωσής του στην στρατόσφαιρα, τοβάθος διείσδυσης zm, για μήκη κύματος μεταξύ 0,20 και 0,32 μm, πλησιάζει τα 40 km. Τέλος, όπως φαίνεταιστο Σχήμα 7.4, η περιοχή του φάσματος μεταξύ ~0,110 και 0,130 μm, όπου το βάθος διείσδυσης δενκαθορίζεται επακριβώς και υπόκειται σε απότομες μεταβολές, είναι γνωστό σαν οπτικό παράθυρο, όπου ηαπορρόφηση της προσπίπτουσας ακτινοβολίας είναι μειωμένη. Είναι ενδιαφέρον ότι στο παράθυρο αυτόεμπίπτει η ακτινοβολία Lyman α, που αντιπροσωπεύει μια ισχυρή γραμμή ηλιακής εκπομπής του ατομικούυδρογόνου με λ=0,121 μm. Η Lyman α η οποία έχει μεγάλο βάθος διείσδυσης, ~70 km, είναι υπεύθυνη γιατον φωτοϊονισμό στα ύψη αυτά ιχνών μονοξειδίου του αζώτου (ΝΟ), με αποτέλεσμα την ενίσχυση τηςπεριοχής D της ιονόσφαιρας κατά τη διάρκεια της ημέρας (ενότητα 7.6).

Σχήμα 7.4. Βάθος διείσδυσης της υπεριώδους ηλιακής ακτινοβολίας στην ατμόσφαιρα, και τα αντίστοιχα κύρια αέριασυστατικά μοριακής απορρόφησης. Το σχήμα αυτό χρησιμοποιείται ευρύτατα στη βιβλιογραφία (δημοσιεύτηκε από τον H.Friedman, στο άρθρο The Sun’s ionizing radiation, στο τόμο “Physics of the Upper Atmosphere”, Academic Press,1960).

7.4. Όζον και Ηλιακή Ακτινοβολία

Η κατανομή του Ο3 στη ατμόσφαιρα μπορεί να μετρηθεί μέσω χημικών και φασματοσκοπικών μεθόδων. Οιμετρήσεις αυτές δείχνουν ότι το όζον εντοπίζεται κυρίως στην στρατόσφαιρα, μεταξύ 15 και 60 km, με τομέγιστο της συγκέντρωσής του να βρίσκεται κοντά στα 25 km. Το προφίλ του Ο 3, δηλαδή η μεταβολή της

14

συγκέντρωσης Ο3 με το ύψος, υπόκειται σε μεγάλη χρονική και χωρική μεταβλητότητα. Παρακάτω, δίνεται ηβασική ερμηνεία της μέσης κατανομής του όζοντος με το ύψος, που στηρίζεται στις διεργασίες παραγωγήςκαι απώλειάς του.

Η παραγωγή του Ο3 στην ατμόσφαιρα εξαρτάται από τη φωτόλυση του Ο2, που λαβαίνει χώρα άνωτων 15 km, έχοντας το μέγιστο ρυθμό απόδοσης στα 110 km (βλέπε Σχήμα 7.4). Όπως ήδη αναφέρθηκε, ηφωτόλυση του Ο2 υπακούει στην αντίδραση Ο2+ hν Ο + Ο, η οποία απαιτεί ενέργειες φωτονίων πουαντιστοιχούν σε μήκη κύματος λ<0,2424 μm. Το ατομικό οξυγόνο που παράγεται από τη φωτοδιάσπαση τουΟ2 αντιδρά με το μοριακό οξυγόνο και παράγει όζον μέσω της τριπλής κρούσης:

,Μ* + Ο Μ + Ο + Ο 32 (7.17)

όπου το σύμβολο Μ υποδηλώνει ένα τρίτο ουδέτερο αέριο συστατικό (συνήθως ένα μόριο αζώτου λόγω τηςαφθονίας του), που δρα καταλυτικά ώστε να αποσύρει την ενέργεια που εκλύεται (Μ*) από την εξώθερμηαντίδραση (7.17). Χωρίς τη τριπλή κρούση της (7.17) το Ο3 είναι ασταθές και επαναδιασπάται γρήγορα. Η(7.17) οδηγεί στην παραγωγή Ο3 κυρίως στα μικρότερα ύψη, όπου η αυξημένη ατμοσφαιρική πυκνότητα εκείαυξάνει τη πιθανότητα της τριπλής κρούσης που απαιτείται ώστε να λάβει χώρα η αντίδραση (7.17).

Το παραγόμενο Ο3 δεν επιζεί για πολύ ελεύθερο στην ατμόσφαιρα. Οι δύο πλέον σημαντικέςαντιδράσεις διάσπασης του στρατοσφαιρικού όζοντος είναι:

, Ο +Ο Ο + Ο 223 (7.18)

Και, κυρίως, η φωτολυτική αντίδραση μέσω της υπεριώδους ηλιακής ακτινοβολίας

μm). 0,32<(λ Ο + Ο hν + Ο 23 (7.19)

Η (7.19) είναι υπεύθυνη για την απορρόφηση της επιβλαβούς για τη βιόσφαιρα υπεριώδους ηλιακήςακτινοβολίας στις ζώνες UVC και UVB, για μήκη κύματος λ<0,32 μm. Οι παραπάνω αντιδράσειςθεωρούνται ως κύριες, με την ακριβή φωτοχημεία του στρατοσφαιρικού Ο3 να είναι εξαιρετικά πολύπλοκη.

Από τα προηγούμενα προκύπτει ότι το Ο3 αναμένεται να έχει μεγαλύτερη συγκέντρωση: (α) σταμικρότερα ύψη, επειδή η πιθανότητα τριπλής κρούσης που απαιτείται στην (7.17) μειώνεται με το ύψος, και(β) στα μεγαλύτερα ύψη, επειδή η συγκέντρωση του Ο που απαιτείται για την παραγωγή του Ο 3 (βλέπε Εξ.7.17) αυξάνεται με το ύψος. Η συνθήκη (β) οφείλεται στο ότι η ένταση της ακτινοβολίας που προκαλεί τηδιάσπαση του Ο2 εξασθενεί στα κατώτερα ύψη, επειδή το μεγαλύτερο μέρος της έχει ήδη απορροφηθεί σταανώτερα στρώματα (ενότητα 7.3.4). Συνδυασμός των (α) και (β), όπως και των αντιδράσεων απώλειας του Ο 3

αφού σε αυτές υπεισέρχεται και το ατομικό οξυγόνο, οδηγεί στο βασικό συμπέρασμα ότι για συνθήκεςφωτοχημικής ισορροπίας (παραγωγή = απώλεια), το μέγιστο της συγκέντρωσης του Ο3 τοποθετείται μεταξύτων μικρών και μεγάλων υψών. Το ύψος αυτό στα μέσα πλάτη είναι κοντά στα 25 με 30 km.

7.4.1. Μείωση του στρατοσφαιρικού όζοντος

Οι παραπάνω αντιδράσεις παραγωγής και απώλειας του όζοντος οδηγούν σε μια σταθερή μέση συγκέντρωσητου στρατοσφαιρικού όζοντος σε παγκόσμιο επίπεδο. Όμως, τις τελευταίες δεκαετίες έχει δημιουργηθείενδιαφέρον και ανησυχία σχετικά με τη καταστροφική δράση επί του στρατοσφαιρικού όζοντος χημικώνενώσεων ανθρωπογενούς προέλευσης. Οι ενώσεις αυτές, που είναι αδρανείς στη τροπόσφαιρα, μπορεί ναφτάσουν στη στρατόσφαιρα όπου διασπώνται υπό την επίδραση της υπεριώδους (UV-C και UV-B) ηλιακήςακτινοβολίας, με τα προϊόντα που απελευθερώνονται να αντιδρούν με το Ο3 προκαλώντας την ελάττωση τηςσυγκέντρωσής του. Η αραίωση αυτή του στρατοσφαιρικού στρώματος όζοντος μπορεί να έχει βλαπτικέςσυνέπειες για τη βιόσφαιρα της γης.

Ένα από τα αέρια στοιχεία που διασπούν το όζον είναι τα άτομα χλωρίου τα οποία απελευθερώνονταιαπό μόρια χλωροφθορανθράκων που διασπώνται φωτολυτικά στην στρατόσφαιρα υπό την επίδρασηυπεριώδους ηλιακής ακτινοβολίας με μήκη κύματος μεταξύ 0,19 και 0,21 μm. Οι κύριοι χλωροφθοράνθρακεςπου υπεισέρχονται σε αυτή τη διεργασία είναι το CFC12, που χρησιμοποιείται σαν προωθητικό στα φιαλίδιαψεκασμού (sprays), και το CF2Cl3, που χρησιμοποιείται σαν ψυκτικό. Και οι δύο ουσίες, οι οποίεςαπελευθερώνονται μέσω βιομηχανικών χρήσεων, είναι χημικά αδρανείς και έχουν πολύ μεγάλο χρόνο ζωής.

15

Συνεπώς κάποιες ποσότητες των παραπάνω χλωροφθορανθράκων μπορούν να μεταφερθούν σταδιακά στηστρατόσφαιρα μέσω ανοδικών ρευμάτων και αέριας μίξης, όπου διασπώνται από τη δράση της ενεργητικήςυπεριώδους ακτινοβολίας, ελευθερώνοντας άτομα Cl.

Το χλώριο που εκλύεται στη στρατόσφαιρα μέσω φωτόλυσης των χλωροφθοροανθράκων διασπά καικαταστρέφει το Ο3 μέσω του παρακάτω κύκλου αντιδράσεων:

.O + Cl O + ClO

O + O μm) 0,32<(λhν+ O

O + ClO O + Cl

2

23

23

Το τελικό αποτέλεσμα των αντιδράσεων αυτών είναι η καταστροφή δύο μορίων όζοντος και η παραγωγήτριών μορίων οξυγόνου (2Ο3 + hν 3Ο2), ενώ το C1 αναπαράγεται και παραμένει χημικά ενεργό,εισερχόμενο σε ένα δεύτερο κύκλο αντιδράσεων, κ.ο.κ. Ο κύριος μηχανισμός καταστροφής του C1 πιστεύεταιότι είναι ο σχηματισμός HC1 μέσω δέσμευσης ενός ατόμου Η από μόρια υδρογονανθράκων, τα οποία επίσηςυπάρχουν σε ίχνη στη στρατόσφαιρα. Εν συνεχεία, το HC1 σταδιακά μπορεί να περάσει στη τροπόσφαιραόπου και αποβάλλεται μέσω βροχοπτώσεων.

Ένα άλλο μόριο που καταστρέφει το όζον, με το ίδιο τρόπο όπως το Cl, είναι το μονοξείδιο τουαζώτου, ΝΟ. Αυτό σχηματίζεται στην στρατόσφαιρα από την διάσπαση του υποξειδίου του αζώτου, Ν2Ο, πουαντιδρά με ατομικό οξυγόνο για να δώσει μονοξείδιο του αζώτου: Ν2Ο + Ο 2ΝΟ. Όσον αφορά τηνπροέλευση του Ν2Ο, αυτό αρχικά σχηματίζεται στο έδαφος από βακτηρίδια που ενεργούν σε αζωτούχαλιπάσματα, και, επειδή είναι αδρανές μπορεί, μέρος αυτού, να μεταφερθεί σταδιακά στην στρατόσφαιρα.Επίσης, το ΝΟ εκλύεται στις εξατμίσεις υπερηχητικών αεροπλάνων που πετούν κοντά στην τροπόπαυση. Οκύκλος αντιδράσεων μέσω του οποίου το ΝΟ καταστρέφει το Ο3, είναι ανάλογος αυτού του C1:

.O + NO O + NO

O + O μm) 0,32<(λ hν+ O

O NOO + NO

22

23

223

Το καθαρό αποτέλεσμα αυτών των αντιδράσεων είναι, όπως και προηγούμενα, 2Ο3 + hν 3Ο2, ενώ το ΝΟαναπαράγεται και συνεχίζει να συμμετέχει στην καταστροφή του Ο3. Η κύρια διεργασία αποβολής του ΝΟαπό την στρατόσφαιρα πιστεύεται ότι είναι η μεταφορά του μέσω καθοδικών αέριων ρευμάτων και τύρβηςπρος τα κατώτερα στρώματα, όπου και αποβάλλεται μέσω βροχοπτώσεων.

Ο ανησυχία που έχει δημιουργηθεί τα τελευταία χρόνια από τις διαπιστώσεις, μέσω μετρήσεων, γιασυστηματικές μειώσεις, η τρύπες, του στρατοσφαιρικού όζοντος, οδήγησε στη σύναψη διεθνών συνθηκώνπου απαγορεύουν τη βιομηχανική χρήση χλωροφθορανθράκων. Όμως, παρά τα μέτρα αυτά και τη βελτίωσητου προβλήματος, η απελευθέρωση ουσιών καταστρεπτικών για το Ο3 συνεχίζεται παγκόσμια, π.χ., η συνεχήςαύξηση της χρήσης αζωτούχων λιπασμάτων οδηγεί σε συνεχή απελευθέρωση οξειδίων του αζώτου από τοέδαφος. Το πρόβλημα αντιμετώπισης της καταστροφής του όζοντος δεν έχει εύκολες λύσεις και απαιτείδιεθνή επιστημονική και κρατική επαγρύπνηση, όπως και ευαισθητοποίηση του κόσμου.

7.4.2. Φωτοχημική ρύπανση και τροποσφαιρικό όζον

Το μεγαλύτερο ποσοστό (>95%) της υπεριώδους ακτινοβολίας, το οποίο εμπίπτει στην ζώνη UVA μεταξύ0,32 και 0,39 μm, δεν απορροφάται στην ατμόσφαιρα και φτάνει στη γη. Ενώ η ακτινοβολία αυτή είναιαβλαβής για τη βιόσφαιρα, μπορεί να προκαλέσει φωτοχημικές αντιδράσεις στα κατώτερα στρώματα μειχνοστοιχεία αερίων ανθρωπογενούς προέλευσης, οι οποίες παράγουν αέρια που συμβάλλουν στη ρύπανσητης ατμόσφαιρας. Μια κύρια ομάδα ιχνοστοιχείων που μετέχουν στις παραπάνω φωτοχημικές αντιδράσεις,είναι οργανικά μόρια υδρογονανθράκων, π.χ., ατμοί υγρών καυσίμων, όπως και οξείδια του αζώτου, ΝΟ καιΝΟ2, τα οποία παράγονται κυρίως στις βενζινοκίνητες μηχανές κατά την καύση σε υψηλές θερμοκρασίες. Ένααπό τα κύρια στοιχεία ρύπανσης που παράγονται από τέτοιου τύπου φωτοχημικές αντιδράσεις κοντά στηνεπιφάνεια της γης, είναι το όζον, το οποίο έχει ισχυρές οξειδωτικές και τοξικές ιδιότητες και προκαλεί βλάβεςσε βιολογικούς ιστούς, όπως και στους πνεύμονες.

16

Ένας κύκλος χημικών αντιδράσεων που παράγει επιβλαβές όζον στα κατώτατα ατμοσφαιρικάστρώματα, και κυρίως σε περιοχές όπου υπάρχει μεγάλη παραγωγή οξειδίων του αζώτου, όπως στα κέντραμεγαλουπόλεων λόγω της αυξημένης κυκλοφορίας αυτοκινήτων, έχει ως εξής:

.O + NO NO + O

*M + O M*O+ O

*O + NO μm) 0,40<(λ hν + NO

223

32

2

Το ουδέτερο στοιχείο Μ (κυρίως μοριακό άζωτο) παίζει καταλυτικό ρόλο. Η πρώτη αντίδραση είναιεξώθερμη που ενεργοποιεί κινητικά το παραγόμενο άτομο οξυγόνου, Ο*. Μετά τη φωτολυτικήαπελευθέρωσή του, το Ο* αντιδρά ταχύτατα με μοριακό οξυγόνο διαμέσου μιας τριπλής κρούσης για ναδημιουργήσει όζον. Είναι ενδιαφέρον ότι το παραγόμενο όζον αντιδρά με ΝΟ για να δημιουργήσει πάλιδιοξείδιο του αζώτου, ΝΟ2, το οποίο και λαμβάνει μέρος σε ένα νέο κύκλο παραγωγής όζοντος, κ.ο.κ. Παράτο γεγονός ότι οι παραπάνω τρεις αντιδράσεις, αν προστεθούν, δεν συντελούν σε καθαρή παραγωγή όζοντος,στη πράξη λαμβάνει χώρα συσσώρευση Ο3 σε επίπεδα που αντιστοιχούν σε μια σταθερή κατάσταση (steadystate). Αυτό οφείλεται στο γεγονός ότι η συγκέντρωση του ΝΟ είναι μικρότερη του ΝΟ2, για τον επιπλέονλόγο ότι το ΝΟ μπορεί, μέσω άλλων αντιδράσεων, να οξειδωθεί και να δώσει ΝΟ2.

Η παραπάνω φωτοχημική ρύπανση απαντάται σε βιομηχανικές περιοχές και στις ώρεςκυκλοφοριακής αιχμής σε μεγάλες πόλεις. Σοβαρά επεισόδια φωτοχημικής ρύπανσης επικρατούν συχνότερασε κάποιες περιοχές, όπως π.χ. στην Αθήνα, όπου πέραν των μεγάλων συγκεντρώσεων πρωτογενών ρύπων,όπως τα οξείδια του αζώτου, επικρατούν και ειδικές μετεωρολογικές συνθήκες, π.χ., σταθερά βαρομετρικάυψηλά και ασθενείς άνεμοι. Αυτές οι συνθήκες ευνοούν την επικράτηση καταστάσεων θερμοκρασιακήςαναστροφής και ισχυρής ατμοσφαιρικής ευστάθειας (βλέπε ενότητα 3.10.3), που συντελούν στη παγίδευσητων εκπεμπόμενων ρύπων στο στρώμα αναστροφής αυξάνοντας τη συγκέντρωσή τους σε υψηλά, και συχνάεπικίνδυνα για την υγεία, επίπεδα.

7.5. Γήινη Ακτινοβολία

H ηλιακή σταθερά, S=1368 Wm-2, ορίσθηκε ως η μέση ένταση ακτινοβολίας, δηλαδή η ενέργεια ανά μονάδαχρόνου και επιφάνειας, που προσπίπτει στα εξώτερα όρια της ατμόσφαιρας. Συνεπώς, η ολική ενέργεια ανάμονάδα χρόνου, δηλαδή η ισχύς της ακτινοβολίας, που προσπίπτει στο σύστημα γηςατμόσφαιρας είναιS(πr2), όπου r είναι η ακτίνα της σφαίρας γηςατμόσφαιρας και πr2 η διατομή της κάθετα στη προσπίπτουσαακτινοβολία. Επειδή η σφαίρα γηςατμόσφαιρας περιστρέφεται, η προσπίπτουσα ενέργεια επί της καθέτουδιατομής της επιμερίζεται σε όλη την επιφάνειά της, 4πr2. Επομένως, η μέση ισχύς ΗΜ ακτινοβολίας πουπροσπίπτει στη μονάδα επιφάνειας του συστήματος γηςατμόσφαιρας, είναι:

34244 2

2

S

r

rSI

Wm-2. (7.20)

Σύμφωνα με τα προηγούμενα, ένα μέρος της Ι απορροφάται ενώ το υπόλοιπο επιστρέφει λόγω σκέδασης καιανάκλασης στο διάστημα. Το κλάσμα της ακτινοβολίας που επιστρέφει στο διάστημα συνολικά, λόγωανάκλασης και σκέδασης, ονομάζεται Αlbedo, A. Η μέση τιμή του Αlbedo για το σύστημα γηςατμόσφαιραςκυμαίνεται μεταξύ 0,29 0,31 (2931%), με τη τιμή Α≈0,30 να χρησιμοποιείται συνήθως στη βιβλιογραφία.

Αν υποτεθεί ότι το σύστημα γηςατμόσφαιρας, που απορροφά το I(1-Α) της προσπίπτουσας ηλιακήςακτινοβολίας, βρεθεί σε κατάσταση ακτινοβολικής ισορροπίας ώστε να ακτινοβολεί θερμικά ως μέλαν σώμα,η ενεργός θερμοκρασία του TΕΑ, δίνεται από το νόμο των StefanBoltzmann,

.)C18(K255)KWm1067,5/Wm70,0342()1( 4/14282

4/1

AI

TTE (7.21)

17

Στη συνέχεια, αν εφαρμοστεί ο νόμος μετατόπισης του Wien για μέλαν σώμα θερμοκρασίας Τ=255 Κ, τομέγιστο εκπομπής του φάσματος αντιστοιχεί στο μήκος κύματος

.μm4,11)K255/μmK 2898( EAm (7.22)

Ως συνέπεια του νόμου μετατόπισης του Wien, το φάσμα εκπομπής μέλανος σώματος τουσυστήματος γηςατμόσφαιρας τοποθετείται στο θερμικό υπέρυθρο, συγκρινόμενο με το ηλιακό φάσμα πουκαταλαμβάνει το ορατό και κοντινό υπέρυθρο του ΗΜ φάσματος.

Κατά βάση, η ενέργεια ακτινοβολίας του ηλιακού φάσματος περιορίζεται σε μήκη κύματος λ<4 μm,ενώ το σύνολο σχεδόν της γήινης ακτινοβολίας εκπέμπεται στην περιοχή του θερμικού υπέρυθρου, μεταξύ 4μm και 100 μm, ώστε οι δύο φασματικές κατανομές να επικαλύπτονται ελάχιστα. Το Σχήμα 7.5 παρουσιάζειτα φάσματα εκπομπής μέλανος σώματος θερμοκρασίας 5800 Κ (ηλίου) και 255 Κ (πλανήτη γη), με ταφάσματα αυτά να έχουν υπολογιστεί από τον νόμο του Planck (Εξίσωση 7.3). Λόγω της συστηματικήςμετατόπισης και διαχωρισμού των φασμάτων ως προς το μήκος κύματος, η ηλιακή ακτινοβολίαχαρακτηρίζεται συχνά με τον όρο ακτινοβολία βραχέων κυμάτων, σε αντίθεση με τη γήινη ακτινοβολία πουχαρακτηρίζεται ως ακτινοβολία μακρών κυμάτων (θα πρέπει να σημειωθεί ότι οι όροι αυτοί δεν έχουν σχέσημε τους αντίστοιχους όρους που χρησιμοποιούνται στα ραδιοκύματα, και τη ραδιοφωνία).

Σχήμα 7.5. Φάσματα ακτινοβολίας μέλανος σώματος για τον ήλιο (Τ=5800 Κ) και το σύστημα γηςατμόσφαιρας (Τ=255Κ). Τα φάσματα της ηλιακής και πλανητικής ακτινοβολίας απέχουν μεταξύ τους αρκετά ώστε να επικαλύπτονται ελάχιστα.

Ενώ η μέση ενεργός θερμοκρασία του πλανήτη είναι 255 Κ (18 C), όπως θα μπορούσε ναδιαπιστώσει παρατηρητής από το διάστημα, η μέση θερμοκρασία της γης και της κατώτερης ατμόσφαιραςείναι αρκετά μεγαλύτερη, κοντά στους 288 Κ (+15 C). Η διαφορά μεταξύ της ενεργού θερμοκρασίας τουσυστήματος γηςατμόσφαιρας (255 Κ) και αυτής του εδάφους (288 Κ), υποδεικνύει ότι η ατμόσφαιρα παίζειένα σημαντικό ρόλο στη θέρμανση της γης και της κατώτερης ατμόσφαιρας. Με άλλα λόγια, αν δεν υπήρχε ηατμόσφαιρα, ή αν η σύστασή της ήταν ριζικά διαφορετική, π.χ., δεν υπήρχαν υδρατμοί και διοξείδιο τουάνθρακα στην ατμόσφαιρα, τότε η γη θα ήταν σημαντικά ψυχρότερη και η ζωή δεν θα ήταν δυνατή.

Για την εξήγηση της σχετικά υψηλής μέσης θερμοκρασίας του εδάφους και των κατώτερωνατμοσφαιρικών στρωμάτων, λαμβάνεται υπόψη ότι η επιφάνεια του εδάφους έχει υψηλή ικανότητααπορρόφησης και εκπομπής μεταξύ 90% και 95%, ώστε το έδαφος να πλησιάζει ικανοποιητικά τησυμπεριφορά μέλανος σώματος που εκπέμπει ΗΜ ακτινοβολία στο θερμικό υπέρυθρο. Στη συνέχεια, ηατμόσφαιρα μέσω της απορρόφησης και επανεκπομπής της υπέρυθρου ακτινοβολίας που εκλύεται από το

18

έδαφος, ενεργεί όπως η γυάλινη, η πλαστική, οροφή του θερμοκηπίου, δηλαδή σαν παγίδα θερμότηταςμεταξύ του εδάφους και των υπερκείμενων ατμοσφαιρικών στρωμάτων.

Στα επόμενα, και πριν γίνει αναφορά στις απορροφητικές ιδιότητες της ατμόσφαιρας στην περιοχήτου θερμικού υπέρυθρου του φάσματος, δηλαδή στη ζώνη όπου εκπέμπει η γη ως μέλαν σώμα, θαπαρουσιαστεί η αρχή του φαινόμενου θερμοκηπίου.

7.5.1. Φαινόμενο θερμοκηπίου

Έστω ότι σε ένα αγρό υπάρχει θερμοκήπιο με σκέπαστρο γυαλιού. Το γυαλί, όπως και το πλαστικό πουχρησιμοποιείται στα θερμοκήπια, έχουν σαν υλικά την ιδιότητα να είναι διαφανή στην ηλιακή ακτινοβολία,αλλά να απορροφούν ισχυρά στο θερμικό υπέρυθρο του φάσματος (λ>4 μm), συμπεριφερόμενα στα μήκηκύματος του θερμικού υπέρυθρου σχεδόν ως μέλανα σώματα.

Ο αγρός εκτός του θερμοκηπίου δέχεται ηλιακή ακτινοβολία έντασης Ι0 την οποία και απορροφά,καθόσον η ικανότητα απορρόφησης της ηλιακής ακτινοβολίας του εδάφους είναι υψηλή αφού αυτό ενεργείσχεδόν ως μέλαν σώμα. Η επιφάνεια του εδάφους θερμαίνεται μέχρι μια θερμοκρασία Τ1 για την οποίαεπιτυγχάνεται ακτινοβολική ισορροπία, δηλαδή, όση ηλιακή ενέργεια απορροφά το έδαφος στη ζώνη τουορατού και κοντινού υπέρυθρου, τόση εκπέμπει στην ζώνη του θερμικού υπέρυθρου. Το έδαφος ακτινοβολείσχεδόν σαν μέλαν σώμα, συνεπώς, σύμφωνα με το νόμο των StefanBoltzmann εκπέμπει έντασηακτινοβολίας (ενέργεια ανά μονάδα χρόνου και επιφάνειας), ίση με σΤ1

4, όπου Τ1 είναι η ενεργόςθερμοκρασία του εδάφους σε βαθμούς Kelvin. Για ακτινοβολική ισορροπία, ισχύει

.04 IT (7.23)

Η κατάσταση αυτή απεικονίζεται στο Σχήμα 7.6α, και ισχύει υπό τις προϋποθέσεις ότι: (α) δεν υπάρχειαπώλεια ενέργειας δια αγωγής από την επιφάνεια προς τα βαθύτερα στρώματα του εδάφους, όπως και τονυπερκείμενο αέρα, και (β) ότι ο αέρας βρίσκεται σε άπνοια έτσι ώστε να μην υπάρχει απαγωγή θερμότηταςδιά μεταφοράς.

Σχήμα 7.6. Απλουστευμένη σχηματική περιγραφή των διεργασιών του φαινόμενου θερμοκηπίου.

Στη συνέχεια εξετάζεται η κατάσταση μέσα στο θερμοκήπιο, η οποία απεικονίζεται στο Σχήμα 7.6b.Όπως αναφέρθηκε, το γυαλί επιτρέπει τη διέλευση της ηλιακής ακτινοβολίας ενώ απορροφά σχεδόν όλη τηνυπέρυθρο ακτινοβολία που εκπέμπει το έδαφος, οπότε η θερμοκρασία του ανέρχεται μέχρι μια τιμή Τ για τηνοποία το γυαλί αποκτά ακτινοβολική ισορροπία. Στη κατάσταση αυτή, το γυαλί εκπέμπει ισοτροπικά στουπέρυθρο, δηλαδή εκπέμπει ένταση ακτινοβολίας σΤ4 από την πάνω επιφάνεια του γυαλιού προς τηνατμόσφαιρα, και ίση ένταση σΤ4 από την κάτω επιφάνεια προς το έδαφος η οποία και απορροφάται από αυτό.Συνεπώς, το έδαφος εντός του θερμοκηπίου δέχεται περισσότερη ενέργεια από αυτή εκτός του θερμοκηπίου,

19

ώστε η θερμοκρασία του να αυξηθεί μέχρις μιας τιμής Τ2 > Τ1 για την οποία γυαλί και έδαφος (το σύστημαθερμοκηπίου) εκπέμπουν τόση ενέργεια όση απορροφούν.

Στη νέα κατάσταση ακτινοβολικής ισορροπίας, η εκπεμπόμενη ακτινοβολία από το γυαλί προς τηνατμόσφαιρα πρέπει να εξισορροπεί την εισερχόμενη στο θερμοκήπιο ηλιακή ενέργεια:

,40 TI (7.24)

οπότε από τις (7.23) και (7.24) προκύπτει ότι Τ = Τ1, δηλαδή το γυαλί παίρνει τη θερμοκρασία του εδάφουςεκτός του θερμοκηπίου (Σχήμα 7.6a). Επιπλέον, η ακτινοβολική ισορροπία για το σύστημα γυαλίέδαφοςεπιβάλλει:

,22 41

440

42 TTTIT (7.25)

από την οποία προκύπτει η θερμοκρασία του εδάφους εντός του θερμοκηπίου:

.19,12 114/1

2 TTT (7.26)

Δηλαδή, αν π.χ., Τ1= 293 Κ (20 C), τότε T2= 348 Κ (75 C), που αντιστοιχεί σε μια αρκετά μεγάλη αύξηση τηςθερμοκρασίας του εδάφους εντός του θερμοκηπίου. Παρά το γεγονός ότι το αποτέλεσμα θέρμανσης τουεδάφους είναι υπερβολικό, γιατί έγιναν υπέραπλουστευτικές υποθέσεις, η παραπάνω απλή ανάλυση επεξηγείτο μηχανισμό του φαινόμενου θερμοκηπίου και το ρόλο του γυαλιού σε αυτό, όπως και το ρόλο που παίζει τοέδαφος στο «μετασχηματισμό» των βραχέων κυμάτων της ηλιακής ακτινοβολίας σε αυτά των μακρώνκυμάτων της ακτινοβολίας του θερμικού υπέρυθρου.

Η βασική αρχή και ο όρος φαινόμενο θερμοκηπίου, δεν χρησιμοποιείται μόνο στα γεωργικάθερμοκήπια αλλά και στην περίπτωση της ατμόσφαιρας, η οποία είναι διαφανής στην ακτινοβολία πουεκπέμπει ο ήλιος και ημιαδιαφανής στην ακτινοβολία που εκπέμπει η γη. Έτσι η παρουσία της επηρεάζει τηθερμοκρασία της γης αυξάνοντάς την, όπως το γυαλί αυξάνει τη θερμοκρασία του εδάφους εντός τουθερμοκηπίου. Βέβαια το φαινόμενο θερμοκηπίου στο σύστημα γηςατμόσφαιρας είναι πολύπλοκο. Ένας απότους λόγους είναι ότι η ατμόσφαιρα απέχει από το να συμπεριφέρεται ως μέλαν σώμα στην περιοχή τουθερμικού υπέρυθρου (βλέπε παρακάτω), και επειδή η μάζα της δεν είναι συγκεντρωμένη σε ένα λεπτόστρώμα που έχει σταθερή θερμοκρασία (όπως το γυαλί), αλλά εκτείνεται σε μεγάλα ύψη με τη θερμοκρασίατης να είναι συνάρτηση του ύψους.

7.5.2. Απορρόφηση της γήινης ακτινοβολίας

Η απορροφητικότητα της ατμόσφαιρας στην εισερχόμενη ηλιακή ακτινοβολία συζητήθηκε στην ενότητα 7.3.Συνοπτικά, η ατμόσφαιρα απορροφά πλήρως την υπεριώδη ηλιακή ακτινοβολία με λ<0,32 μm, ενώ είναισχεδόν διαφανής στην οπτική περιοχή. Όσον αφορά το κοντινό υπέρυθρο του ηλιακού φάσματος, όπουεκπέμπεται το μεγαλύτερο μέρος της ηλιακής ακτινοβολίας (~53 %), η ατμόσφαιρα είναι ημιαδιαφανής,κυρίως λόγω της μοριακής απορρόφησης των υδρατμών στην τροπόσφαιρα. Επίσης, όπως αναφέρθηκε, η γηαπορροφά πολύ ικανοποιητικά την ηλιακή ακτινοβολία που φτάνει στο έδαφος, ενώ εκπέμπει στο θερμικόυπέρυθρο, ώστε να συμπεριφέρεται σε πρώτη προσέγγιση ως μέλαν σώμα θερμοκρασίας ~288 K (~15 C), ηοποία αντιπροσωπεύει τη μέση θερμοκρασία της γης. Το γήινο φάσμα εκπομπής ακτινοβολίας εντοπίζεταικυρίως στη ζώνη μεταξύ ~4 και 100 μm, η οποία, όπως ήδη αναφέρθηκε, είναι γνωστή ως περιοχή θερμικούυπέρυθρου. Το μέγιστο της γήινης εκπομπής, σύμφωνα με το νόμο μετατόπισης του Wien για μέλαν σώμαθερμοκρασίας 288 Κ, βρίσκεται περί τα 10,1 μm. Θα πρέπει να τονιστεί ότι, σε αντίθεση με την ηλιακήακτινοβολία, η σκέδαση της υπέρυθρης ακτινοβολίας στην ατμόσφαιρα είναι αμελητέα, επειδή τα μήκηκύματος στο υπέρυθρο είναι μεγαλύτερα των διαστάσεων των μορίων και των ατμοσφαιρικών αιωρημάτων(ενότητα 7.3.1).

Στα επόμενα θα γίνει μια σύντομη αναφορά στην απορροφητικότητα και εκπομπή της ατμόσφαιραςστη περιοχή του θερμικού υπέρυθρου του φάσματος (4 μm<λ<100 μm), δηλαδή στη ζώνη όπου ακτινοβολεί ηγη. Η παρακάτω περιγραφή θα βοηθήσει στη κατανόηση του ρόλου της ατμόσφαιρας που ενεργεί ως

20

θερμικός μανδύας του εδάφους και των κατώτερων ατμοσφαιρικών στρωμάτων, διά της αρχής και δράσηςτου φαινόμενου θερμοκηπίου.

Η απορροφητικότητα, όπως και η εκπομπή, της ατμόσφαιρας στο υπέρυθρο χαρακτηρίζεται απόομάδες γραμμών απορρόφησης, ή εκπομπής, που οφείλονται στις δονητικές και περιστροφικές ενεργειακέςμεταβάσεις ορισμένων ατμοσφαιρικών μορίων. Τα κύρια μόρια της ατμόσφαιρας, Ν2 και Ο2, δεν απορροφούν(ούτε εκπέμπουν) στην περιοχή που εκπέμπει η γη, συνεπώς η ατμοσφαιρική απορρόφηση (και εκπομπή) τηςγήινης ακτινοβολίας οφείλεται στη παρουσία δευτερευόντων συστατικών, κυρίως των τριατομικών μορίωντων υδρατμών, του διοξειδίου του άνθρακα, και του όζοντος. Η απορρόφηση της ατμόσφαιρας στη ζώνη τουυπέρυθρου περιλαμβάνει τα ακόλουθα αέρια συστατικά και τις αντίστοιχες ζώνες απορρόφησης:

(α) Το νερό, Η2Ο, σε μορφή υδρατμών ή υδροσταγονιδίων στα νέφη, απορροφά λόγω δονητικών, ήσυνδυασμού δονητικών και περιστροφικών, ενεργειακών μεταβάσεων στη περιοχή μεταξύ 1 και 9 μm, με τηνισχυρότερη δράση να εντοπίζεται μεταξύ 6 και 7 μm, η οποία είναι γνωστή ως ζώνη απορρόφησης του Η 2Οτων 6,3 μm. Επίσης, ισχυρή και πυκνή γραμμική απορρόφηση του νερού επικρατεί άνω των 18 μm λόγωμεγάλου αριθμού και σύνθετης φασματικής υφής περιστροφικών ενεργειακών μεταβάσεων.

(β) Το διοξείδιο του άνθρακα, CO2, απορροφά ηλιακή ακτινοβολία στο κοντινό υπέρυθρο μεταξύ 23μm, και γήινη ακτινοβολία στην αρχή του θερμικού υπέρυθρου, μεταξύ 45 μm (ζώνη των 4,3 μm). Όμως, ηκύρια ζώνη δράσης του CO2, η οποία παίζει σημαντικό ρόλο στην απορρόφηση της γήινης ακτινοβολίας,εντοπίζεται μεταξύ 13 και 18 μm (ζώνη των 15 μm), δηλαδή σε μία φασματική περιοχή όπου η γήινηεκπομπή υπέρυθρου (βλέπε Σχήμα 7.8) είναι αρκετά ισχυρή, και στην οποία δεν απορροφά το νερό ή άλλοατμοσφαιρικό στοιχείο. Οι γραμμές απορρόφησης (ή εκπομπής) του CO2 οφείλονται κυρίως σε δονητικέςενεργειακές μεταβάσεις.

(γ) Το όζον, Ο3, το οποίο παίζει ρόλο κλειδί στην απορρόφηση της υπεριώδους ηλιακής ακτινοβολίαςστην στρατόσφαιρα, βρίσκεται σε μικρή συγκέντρωση και στην τροπόσφαιρα και απορροφά την γήινηακτινοβολία κυρίως μεταξύ 9,6 και 9,8 μm, γνωστή σαν ζώνη απορρόφησης των 9,7 μm του όζοντος.

(δ) Το μεθάνιο, CH4 απορροφά κοντά στα 3,3 μm του ηλιακού υπέρυθρου, και στη ζώνη των 7,7 μmτου γήινου υπέρυθρου, με την απορρόφηση να οφείλεται σε δονητικές ενεργειακές μεταβάσεις.

(ε) Το υποξείδιο του αζώτου, (Ν2Ο), το οποίο είναι ιχνοστοιχείο ανθρωπογενούς προέλευσης,απορροφά ισχυρά στα 4,5 μm και 7,8 μm, με την απορρόφηση να οφείλεται σε περιστροφικές ενεργειακέςμεταβάσεις.

Εκτός από τη σχετικά ασθενή ζώνη απορρόφησης του όζοντος στα 9,7 μm, τα υπόλοιπα στοιχεία τουπαραπάνω καταλόγου απορροφούν στις περισσότερες περιοχές του γήινου φάσματος, εκτός αυτής μεταξύ 8μm και 12 μm, όπου η απορρόφηση είναι αρκετά περιορισμένη. Η ζώνη αυτή, στην οποία όμως συμβαίνει ναβρίσκεται το μέγιστο της γήινης εκπομπής, ονομάζεται ατμοσφαιρικό παράθυρο (atmospheric window), όροςπου υπογραμμίζει την διαπερατότητα, ή τη διαφάνεια, της ατμόσφαιρας στην γήινη ακτινοβολία.

Η κατάσταση που περιγράφθηκε παραπάνω συνοψίζεται στο Σχήμα 7.7, όπου εκτός της γήινης,γίνεται αναφορά και στην ηλιακή ακτινοβολία, για λόγους πληρότητας και σύγκρισης. Στο πάνω μέρος τουσχήματος παρουσιάζονται τα φάσματα εκπομπής μέλανος σώματος της ηλιακής και της γήινης ακτινοβολίας,θερμοκρασίας 5800 και 288 Κ, αντίστοιχα, στη περιοχή μηκών κύματος από 0,1 μm μέχρι 100 μm, πουεκφράζεται στο Σχήμα 7.7 σε λογαριθμική κλίμακα. Το κάθε φάσμα εκπομπής στο άνω μέρος του Σχήματος7.7 είναι κανονικοποιημένο ως προς τη μέγιστη τιμή του, έτσι ώστε τα εμβαδά κάτω από τις δυο καμπύλεςPlanck να είναι ίσα, ενώ γίνεται φανερό ότι η ακτινοβολία τους επικαλύπτεται ελάχιστα, μεταξύ 4 και 5 μm.

Στο μεσαίο και κάτω μέρος του Σχήματος 7.7 υπάρχουν δύο διαγράμματα που εκφράζουν κατάπροσέγγιση το εκατοστιαίο ποσοστό της ΗΜ ακτινοβολίας που απορροφάται, με τα διαγράμματα αυτά νααποτελούν φάσματα απορρόφησης, που δείχνουν τις πλέον ισχυρές ζώνες μοριακής απορρόφησης του αέρα.Το κάτω διάγραμμα αφορά το φάσμα απορρόφησης πλησίον της επιφάνειας του εδάφους, ενώ το μεσαίοδιάγραμμα δίνει το φάσμα απορρόφησης στα 11 km ύψος, κοντά στη τροπόπαυση.

Το Σχήμα 7.7 δείχνει ότι η μέση ατμοσφαιρική απορροφητικότητα είναι πιο ισχυρή στο γήινο(θερμικό), παρά στο ηλιακό (κοντινό), υπέρυθρο. Σύγκριση των δύο φασμάτων απορρόφησης, κοντά στηνεπιφάνεια του εδάφους και στα 11 km ύψος, δείχνει ότι ο ρόλος των υδρατμών είναι καθοριστικός στακατώτερα στρώματα, ενώ μειώνεται κοντά στη τροπόπαυση αφού οι υδρατμοί στα ύψη αυτά και άνω είναισημαντικά μειωμένοι λόγω υδροσυμπύκνωσης στα κατώτερα τροποσφαιρικά ύψη (Κεφ. 4). Όπωςαπεικονίζεται στο μεσαίο διάγραμμα, οι πλέον ισχυρές ζώνες απορρόφησης υπέρυθρου στην ανώτερηατμόσφαιρα οφείλονται κυρίως στο CO2 και στο O3, εκ των οποίων το CO2 απορροφά ισχυρά και στακατώτερα στρώματα. Η απορρόφηση της υπεριώδους ακτινοβολίας με λ<0,32 μm εμφανίζεται μέγιστη

21

(100%) στο έδαφος και στα 11 km, επειδή έχει ήδη λάβει χώρα στη στρατόσφαιρα και την ανώτερηατμόσφαιρα (ιονόσφαιρα).

Σχήμα 7.7. Κανονικοποιημένα φάσματα εκπομπής μέλανος σώματος ηλιακής (Τ=5880 Κ) και γήινης (Τ=288 Κ)ακτινοβολίας, βραχέων και μακρών κυμάτων αντίστοιχα (πάνω σχήμα), και ποσοστιαία απορρόφηση της ακτινοβολίαςστην ατμόσφαιρα, κοντά στο έδαφος (κάτω διάγραμμα), και στα 11 km ύψος (μεσαίο διάγραμμα). Το σχήμα αυτό, το οποίοαπαντάται σε αρκετά βιβλία ατμοσφαιρικής φυσικής, βασίστηκε μερικώς σε αντίστοιχο σχήμα άρθρου του R. M. Goody,στο βιβλίο Atmospheric Radiation, Oxford University Press (1964).

Παραπάνω εξετάστηκε η απορροφητική ικανότητα της ατμόσφαιρας στην περιοχή του γήινουθερμικού υπέρυθρου, μεταξύ 4 μm και 100 μm. Με βάση το νόμο του Κirckhoff, σύμφωνα με το οποίο ηικανότητα εκπομπής ενός σώματος είναι ίση με την ικανότητα απορρόφησής του, προκύπτει ότι ηατμόσφαιρα εκπέμπει ικανοποιητικά σε όλες τις ζώνες απορρόφησής της στο θερμικό υπέρυθρο, εκτός τουατμοσφαιρικού παραθύρου, μεταξύ περίπου 8 και 12 μm. Όπως αναμένεται, το φάσμα εκπομπής ενόςατμοσφαιρικού στρώματος πάνω από το έδαφος, π.χ., πάχους 500 m και μέσης θερμοκρασίας ~283 Κ (10 C),προσομοιάζει αυτό μέλανος σώματος μόνο για τις ζώνες του υπέρυθρου όπου η απορρόφηση είναι υψηλή. Ηεικόνα εκπομπής για το στρώμα αυτό, που αντανακλά την εικόνα απορρόφησης, απεικονίζεται προσεγγιστικάστο Σχήμα 7.8, και αντιπροσωπεύεται από το γραμμοσκιασμένο μέρος του φάσματος μέλανος σώματοςθερμοκρασίας 283 Κ. Προφανώς το φάσμα εκπομπής του ατμοσφαιρικού στρώματος αποκλίνει από αυτόμέλανος σώματος στην περιοχή μεταξύ ~8 και 12 μm, επειδή η ατμόσφαιρα είναι διαφανής και συνεπώς δενεκπέμπει στη ζώνη του ατμοσφαιρικού παράθυρου, στην οποία δεν απορροφά.

Η εκπομπή λεπτού ατμοσφαιρικού στρώματος στη περιοχή του θερμικού υπέρυθρου παραμένεισημαντική, παρά το γεγονός ότι αποκλίνει αρκετά, λόγω του ατμοσφαιρικού παραθύρου, από αυτή μέλανοςσώματος θερμοκρασίας ίσης με αυτή του ατμοσφαιρικού στρώματος. Επομένως ένα σχετικά λεπτόατμοσφαιρικό στρώμα πάνω από το έδαφος ενεργεί μερικώς σαν γυαλί θερμοκηπίου, το οποίο απορροφά καιεπανεκπέμπει υπέρυθρη ακτινοβολία προς το έδαφος και το υπερκείμενο αέριο στρώμα, τα οποία στησυνέχεια απορροφούν την ακτινοβολία αυτή ώστε να αυξάνεται η θερμοκρασία τους. Εύκολα μπορεί ναφανταστεί κανείς τη διαδικασία αυτή, εκπομπής και απορρόφησης διαδοχικών λεπτών ατμοσφαιρικών

22

στρωμάτων, να επαναλαμβάνεται μέχρι ένα ύψος, π.χ., της τροπόπαυσης, όπου η συγκέντρωση των υδρατμώνπου αποτελούν τα κύρια μόρια που συμμετέχουν στη διεργασία απορρόφησης/εκπομπής, γίνεται ελάχιστη.

Σχήμα 7.8. Οι γραμμοσκιασμένες περιοχές αποτελούν το φάσμα εκπομπής ενός λεπτού ατμοσφαιρικού στρώματος πουβρίσκεται πάνω από το έδαφος και έχει μέση θερμοκρασία 283 Κ. Η περιβάλλουσα καμπύλη δίνει το φάσμα εκπομπήςμέλανος σώματος της ίδιας θερμοκρασίας. Το ατμοσφαιρικό στρώμα εκπέμπει μόνο εκεί που απορροφά ως μέλαν σώμα τηγήινη ακτινοβολία, συνεπώς δεν εκπέμπει στη περιοχή του ατμοσφαιρικού παραθύρου, μεταξύ περίπου 8 και 12 μm, όπου ηατμόσφαιρα είναι διαφανής στη γήινη ακτινοβολία.

Σε κατάσταση ακτινοβολικής ισορροπίας του όλου συστήματος γηςτροπόσφαιρας, η επιφάνεια τηςγης λαμβάνει μια μέση θερμοκρασία κοντά στους 15 C (288 Κ) ενώ η θερμοκρασία στο τελευταίο ενεργόστρώμα εκπομπής κοντά στη τροπόπαυση πλησιάζει τους 50 C (~233 Κ), όπως αυτή προκύπτει με βάση μιαμέση αρνητική θερμοβαθμίδα στην τροπόσφαιρα, dT/dz≈7ο/km. Με βάση τους συλλογισμούς αυτούς, έναςπαρατηρητής στο διάστημα, π.χ., στο Διεθνή Διαστημικό Σταθμό, που μετρά το φάσμα εκπομπής τουσυστήματος γηςατμόσφαιρας, διαπιστώνει ότι αυτό αποκλίνει από το φάσμα μέλανος σώματος. Έτσι, π.χ.,βρίσκει ότι για μήκη κύματος εντός του ατμοσφαιρικού παραθύρου (π.χ., για λ~11 μm), η ένταση τουφάσματος αντιστοιχεί σε μέλαν σώμα θερμοκρασίας ~288 Κ, δηλαδή αυτή του εδάφους, ενώ εκτός τουπαραθύρου (π.χ., για λ~6 μm ή 20 μm) η εκπομπή αντιστοιχεί σε αυτή μέλανος σώματος θερμοκρασίας 233 Κ(50 C). Συνολικά ο παρατηρητής εκτιμά ότι κατά μέσο όρο το ενεργό φάσμα γηςατμοσφαίρας μπορεί ναπροσομοιωθεί κατά προσέγγιση από ένα ισοδύναμο φάσμα μέλανος σώματος θερμοκρασίας ~255 Κ (18 C),η οποία ισούται με την ενεργό θερμοκρασία του συστήματος γηςατμόσφαιρας, όπως εκτιμήθηκε στηνενότητα 7.5.1.

7.5.3. Το παγκόσμιο θερμοκήπιο γηςατμόσφαιρας

Η προηγούμενη ανάλυση, παρότι είναι προσεγγιστική και ποιοτική, υποδεικνύει το σημαντικό ρόλο πουπαίζει η ατμόσφαιρα στο καθορισμό της μέσης θερμοκρασίας της επιφάνειας της γης και των κατώτερωνατμοσφαιρικών στρωμάτων, γεγονός το οποίο και επιτρέπει την ύπαρξη ζωής στο πλανήτη. Ο ρόλος αυτόςείναι ανάλογος του γυαλιού στο θερμοκήπιο, το οποίο είναι διαπερατό στην ηλιακή ακτινοβολία, αλλάαπορροφά ισχυρά, και συνεπώς επανεκπέμπει, την ακτινοβολία του εδάφους στο θερμικό υπέρυθρο, μεαποτέλεσμα να αυξάνεται σημαντικά η θερμοκρασία του εδάφους μέσα στο θερμοκήπιο, όπως και του αέρασε αυτό.

Παρά τη πολυπλοκότητά του, θα μπορούσε να γίνει αντιστοίχηση του συστήματος ενός παγκόσμιουθερμοκηπίου γηςατμόσφαιρας, με ένα κοινό αγροτικό θερμοκήπιο. Απουσία της ατμόσφαιρας, και κυρίωςτων υδρατμών και του διοξειδίου του άνθρακα, το σύστημα γηςατμόσφαιρας θα εξέπεμπε ως μέλαν σώμαθερμοκρασίας Τ1=255 Κ, δηλαδή θα είχε μια μέση επιφανειακή θερμοκρασία 18 C, κατάσταση που θαμπορούσε να αντιστοιχεί σε γειτονικό αγρό έξω από ένα κοινό θερμοκήπιο (βλέπε Σχήμα 7.7). Η ύπαρξη τηςατμόσφαιρας αναιρεί αυτή, τη καταστροφική για την ύπαρξη ζωής κατάσταση, ενεργώντας σαν μανδύας πουπαγιδεύει μέρος της θερμικής εκπομπής της γης, αυξάνοντας έτσι τη μέση θερμοκρασία της επιφάνειας του

23

εδάφους και των κατώτερων ατμοσφαιρικών στρωμάτων στην τιμή Τ2=+15 C (288 K), έτσι ώστε Τ2=1,13×Τ1.Η αύξηση αυτή είναι μικρότερη της αντίστοιχης ιδανικού αγροτικού θερμοκηπίου που εξετάσθηκε στηνενότητα 7.5.1, όπου βρέθηκε ότι Τ2=1,19×Τ1. Μεταξύ άλλων, ένας βασικός λόγος για τη διαφορά αυτή είναιότι η ατμόσφαιρα, λόγω του ατμοσφαιρικού της παραθύρου, δεν ενεργεί σαν καλός απορροφητής καιεκπομπός της θερμικής υπέρυθρης ακτινοβολίας σε ολόκληρη τη ζώνη του θερμικού υπερύθρου, σε αντίθεσημε το γυαλί στο αγροτικό θερμοκήπιο.

Η αρχή του θερμοκηπίου γηςατμόσφαιρας υπεισέρχεται σε ορισμένες περιπτώσεις πρακτικήςμετεωρολογικής σημασίας. Μια περίπτωση αφορά την ψύξη του εδάφους λόγω ακτινοβολίας κατά τη νύχτα,οπότε, μέσω αγωγής και ανταλλαγής θερμότητας με το έδαφος, ο αέρας κοντά σε αυτό ψύχεται σημαντικά μεαποτέλεσμα να δημιουργηθεί θερμοκρασιακή αναστροφή στο αέριο στρώμα πάνω από το έδαφος. Η ψύξητου αέρα κοντά στο έδαφος μπορεί να οδηγήσει στη δημιουργία δρόσου και πάχνης πάνω σε αυτό και συχνάπαγωνιά με καταστροφικά αποτελέσματα στη γεωργία. Επίσης είναι δυνατόν να δημιουργηθούν ομίχλεςεδάφους (Κεφ. 3). Η πιθανότητα να συμβούν τα φαινόμενα αυτά μειώνεται όταν υπάρχουν αρκετοί υδρατμοί(υγρασία) στην ατμόσφαιρα, οι οποίοι απορροφούν τη γήινη ακτινοβολία, και μέσω της αρχής τουθερμοκηπίου δεν επιτρέπουν την υπερβολική ψύξη του εδάφους και του υπερκείμενου σε αυτό αέρα.Καλύτερη προστασία προσφέρεται από τα νέφη, τα οποία όταν υπάρχουν ενεργούν σαν μέλανα σώματα καιπαίζουν το ρόλο του γυαλιού στο αγροτικό θερμοκήπιο. Σε αντίθεση με τη περίπτωση συνθηκώννεφοκάλυψης και υγρού αέρα, η δημιουργία δρόσου και πάχνης είναι κοινή κατά τη διάρκεια μίας αίθριαςνύχτας όταν ο αέρας είναι ελεύθερος νεφών και ξηρός, δηλαδή φτωχός σε υδρατμούς, οπότε η δράση τουατμοσφαιρικού θερμοκηπίου είναι περιορισμένη.

Μία άλλη, αρνητική, δράση του παγκόσμιου θερμοκηπίου γηςατμόσφαιρας, έχει σχέση με τηναύξηση της συγκέντρωσης του CO2, ένα από τα δευτερεύοντα συστατικά του αέρα τα οποία όμωςαπορροφούν ισχυρά τη γήινη θερμική ακτινοβολία, κυρίως στη ζώνη μεταξύ των 13 και 18 μm. Το CO2 δρασυμπληρωματικά στο ρόλο του νερού, το οποίο δεν απορροφά ικανοποιητικά στην παραπάνω ισχυρή ζώνηεκπομπής της γης, όπως και τα υπόλοιπα αέρια συστατικά. Θα πρέπει να σημειωθεί ότι το CO2 είναιεξαιρετικά αδρανές αέριο με αποτέλεσμα η συνεχής έκλυσή του λόγω καύσεων να οδηγεί στη συσσώρευσήτου στην ατμόσφαιρα. Λόγω του σημαντικού ρόλου που παίζει το CO2 στο παγκόσμιο θερμοκήπιογηςατμόσφαιρας, η διαχρονική αύξηση (συσσώρευση) του CO2 στην ατμόσφαιρα λόγω βιομηχανικών καιάλλων ανθρώπινων δραστηριοτήτων σε παγκόσμιο επίπεδο, πιστεύεται σήμερα ότι έχει αισθητές επιπτώσειςστην υπερθέρμανση του πλανήτη. Τα τελευταία χρόνια, ο ρυθμός αύξησης του CO2 είναι της τάξης του >1,0ppm (parts per million) ανά έτος, ενώ η ολική συγκέντρωσή του πλησιάζει το έτος 2015 τα 400 ppm, από τα280 ppm που ήταν πριν τη βιομηχανική εποχή (βλέπε Σχήμα 1.1). Αν η κατάσταση αυτή συνεχιστεί ήενισχυθεί, είναι πιθανόν να αυξηθεί η μέση θερμοκρασία της επιφάνειας του πλανήτη σε επίπεδα πουεγκυμονούν σοβαρούς κινδύνους, λόγω σημαντικών, και ενδεχομένως καταστροφικών, κλιματολογικών,υδρολογικών, γεωλογικών και βιολογικών επιπτώσεων. Υπάρχουν, δυστυχώς, σοβαρές ενδείξεις ότι ηπλανητική υπερθέρμανση, όπως και οι αρνητικές της επιπτώσεις στο κλίμα, αποτελούν πραγματικότητα.

7.6. Δημιουργία και Δομή της Ιονόσφαιρας

Η ιονοσφαιρική Φυσική αποτελεί σημαντικό κλάδο των γεωφυσικών επιστημών και της επιστήμης τουδιαστήματος. Στα επόμενα θα γίνει μια σύντομη αναφορά στη δημιουργία της ιονόσφαιρας, θέμα πουεμπίπτει στην ύλη του παρόντος κεφαλαίου, αφού η ιονόσφαιρα είναι αποτέλεσμα της δράσης της ηλιακήςακτινοβολίας επί των αερίων συστατικών της ατμόσφαιρας. Η παρουσίαση εδώ αποτελεί μια περίληψηαντίστοιχης ύλης που περιλαμβάνεται σε βιβλία ιονοσφαιρικής φυσικής. Για περισσότερες λεπτομέρειες,όπως και για μελέτη άλλων θεμάτων Ιονοσφαιρικής Φυσικής, συστήνονται τα βιβλία των Risbeth andGarriott (1969), Ratcliffe (1972), Shunk and Nagy (2000), και Kelley (2009), όπως και οι πανεπιστημιακέςσημειώσεις στα Ελληνικά του καθηγητή Μ. Παπαγιάννη (1972).

Ενώ η ύπαρξη της ιονόσφαιρας προτάθηκε το 1883 από τον Σκοτσέζο μετεωρολόγο Stewart, ηιονοσφαιρική επιστήμη θεμελιώθηκε με τα πειράματα του Ιταλού Marconi που το 1901 πέτυχε τη πέραν τουορίζοντα ραδιοκυματική σύνδεση της Ευρώπης με την Αμερική. Η ιονόσφαιρα, η οποία εντοπίζεται άνω των60 km, είναι η μερικώς ιονισμένη περιοχή της ανώτερης ατμόσφαιρας στην οποία η συγκέντρωση τωνελεύθερων ηλεκτρονίων είναι αρκετή ώστε να επηρεάζει την διάδοση των ΗΜ κυμάτων. Η ιονόσφαιραοφείλεται κυρίως στην πλέον ενεργητική ηλιακή ακτινοβολία με φωτόνια ενέργειας >12 eV καθώς το

24

δυναμικό ιονισμού των ατμοσφαιρικών συστατικών απαιτεί ακτινοβολία με μήκη κύματος <0,150 μm (<150nm), βλέπε ενότητα 7.3.3. Η ιονόσφαιρα αποτελεί το πλέον κοντινό στον άνθρωπο φυσικό εργαστήριοπλάσματος, το οποίο είναι χαμηλής ενέργειας αφού έχει μέσες θερμοκρασίες που αντιπροσωπεύουν μικρόκλάσμα του eV (1 eV ισούται με 1,6×10-19 Joules και αντιστοιχεί σε μέση κινητική ενέργεια θερμοκρασίας~1,16×104 Κ). Η φυσική ποσότητα που χαρακτηρίζει την ιονόσφαιρα είναι η ηλεκτρονική πυκνότητα, Νe,δηλαδή o αριθμός των ελεύθερων ηλεκτρονίων ανά μονάδα όγκου (m-3), η οποία είναι ίση με την ιοντικήπυκνότητα, Νi, καθόσον η ύπαρξη του ιονοσφαιρικού πλάσματος απαιτεί ουδετερότητα φορτίου, και συνεπώςίσο αριθμό ηλεκτρονίων και ιόντων, Νe=Νi.

Ο ρόλος και η σημασία των φυσικών και χημικών διεργασιών που ενεργούν στην ιονόσφαιρα,εξαρτάται από το ύψος με αποτέλεσμα τη δημιουργία διαδοχικών ιονοσφαιρικών στρωμάτων, ή περιοχών,που χαρακτηρίζονται από συγκεκριμένες ιδιότητες. Οι περιοχές αυτές αναφέρονται, από κάτω προς τα πάνωμε τα κεφαλαία λατινικά γράμματα D, E, F, με τη περιοχή D να εκτείνεται μεταξύ των 60 και 90 km, τηπεριοχή Ε μεταξύ των 90 και 150 km, ενώ υπεράνω της Ε εκτείνεται η περιοχή, ή το στρώμα, F. Το μέγιστοτης ηλεκτρονικής πυκνότητας εντοπίζεται στο στρώμα F μεταξύ 250 και 350 km, το οποίο αναφέρεται ωςπεριοχή ή στρώμα F2. Δευτερεύοντα μέγιστα της ηλεκτρονικής πυκνότητας εμφανίζονται περί τα 110 km(μέγιστο περιοχής Ε), ενώ κατά τη διάρκεια της ημέρας ένα μικρό μέγιστο ιονισμού παρατηρείται στοστρώμα μεταξύ 150 και 200 km, το οποίο αναφέρεται ως στρώμα ή περιοχή F1. Το μέγιστο της F1 όπως καιοι περιοχές Ε και D εξασθενούν σημαντικά κατά τη διάρκεια της νύκτας, με την περιοχή D και F1 σχεδόν ναεξαφανίζονται.Το Σχήμα 7.9 δίνει χαρακτηριστικά προφίλ της ηλεκτρονικής πυκνότητας, και επιδεικνύει τιςιονοσφαιρικές περιοχές ή στρώματα, κατά την ημέρα και τη νύκτα στα μέσα γεωγραφικά πλάτη. Τα μέγιστατων περιοχών D, E και F λαμβάνουν τυπικές ημερήσιες ηλεκτρονικές πυκνότητες της τάξης των 1010 m-3, 1011

m-3, και 1012 m-3 (ηλεκτρόνια ανά κυβικό μέτρο), αντίστοιχα. Θα πρέπει να τονιστεί ότι η ιονόσφαιρα αποτελείένα μερικώς ιονισμένο πλάσμα, με την ηλεκτρονική πυκνότητα να είναι πολλές (στα κατώτερα ύψη) ωςαρκετές (στα ανώτερα ύψη) τάξεις μεγέθους μικρότερη της αριθμητικής πυκνότητας των ουδέτερωνσυστατικών (μορίων και ατόμων) της ατμόσφαιρας.

Σχήμα 7.9. Ενδεικτικά προφίλ της ηλεκτρονικής πυκνότητας Ne κατά την ημέρα και τη νύκτα στα μέσα γεωγραφικά πλάτη.Η ιονοσφαιρική δομή, περιλαμβάνει τις περιοχές, D, E, F1 και F2, την ημέρα, και τις περιοχές Ε και F τη νύκτα.

Η δομή της ιονόσφαιρας, δηλαδή η μεταβολή της αριθμητικής πυκνότητας των ηλεκτρονίων (καιιόντων) με το ύψος, καθορίζεται από τη δράση των μηχανισμών παραγωγής και απώλειας των ελεύθερωνηλεκτρονίων και ιόντων. Η παραγωγή αφορά τις φωτοχημικές αντιδράσεις που λαβαίνουν χώρα στηνατμόσφαιρα λόγω απορρόφησης της πλέον ενεργητικής ηλιακής ακτινοβολίας μέσω φωτοϊονισμού τωνουδέτερων συστατικών. Η απώλεια των ηλεκτρικών φορτίων οφείλεται σε σειρά μηχανισμών ιοντοχημικώναντιδράσεων που συντελούν στην ουδετεροποίηση των ελεύθερων φορτίων. Επίσης μπορεί να υπάρξειαύξηση η απώλεια ηλεκτρικών φορτίων σε μια περιοχή λόγω μεταφοράς φορτίων που οδηγεί στην είσοδο ή

25

έξοδο πλάσματος σε/από αυτή. Τα αποτελέσματα των διεργασιών παραγωγής και απώλειας τουιονοσφαιρικού πλάσματος περιλαμβάνονται στην εξίσωση συνέχειας που διέπει την χρονική μεταβολή τηςηλεκτρονικής πυκνότητας:

,)( Vee NLQ

dt

dN (7.27)

όπου Q και L αντιπροσωπεύουν τους χρονικούς ρυθμούς χημικής παραγωγής και απώλειας ηλεκτρονίωναντίστοιχα, ενώ ο τρίτος όρος, ο οποίος ισούται με την απόκλιση της ροής ηλεκτρονίων, αντιπροσωπεύει τορυθμό απώλειας λόγω μεταφοράς του πλάσματος που κινείται με ταχύτητα ολίσθησης V. Δεδομένης τηςηλεκτρικής ουδετερότητας του πλάσματος, μια αντίστοιχη εξίσωση της (7.27) ισχύει και για την ιοντικήπυκνότητα Ni. Στην κατώτερη ατμόσφαιρα, δηλαδή για ύψη z<200 km, ό όρος μεταφοράς στην (7.27) μπορείνα παραληφθεί συγκρινόμενος με το ιοντοχημικό όρο L, οπότε για συνθήκες σταθερής κατάστασης, ώστεdNe/dt≈0, το ιονοσφαιρικό πλάσμα βρίσκεται σε κατάσταση φωτοχημικής ισορροπίας, που σημαίνει ότι ηηλεκτρονική πυκνότητα, Ne, καθορίζεται από την εξίσωση του ρυθμού παραγωγής με το ρυθμό απώλειας,Q≈L.

7.6.1. Παραγωγή ιονισμού

Η παραγωγή ιονισμού (ελεύθερων ηλεκτρονίων και ιόντων) στην ανώτερη ατμόσφαιρα οφείλεται κυρίως σεαντιδράσεις φωτοϊονισμού αέριων συστατικών από την πρόσπτωση της υπεριώδους ηλιακής ακτινοβολίας.Αυτές είναι γενικά της μορφής Μ + hν → Μ+ + e, όπου Μ είναι το ιονιζόμενο αέριο ενώ τα προϊόντα e και Μ+

είναι το ηλεκτρόνιο και το αντίστοιχο θετικό ιόν. Ιονισμός μπορεί να παραχθεί επίσης διά της πρόσπτωσηςενεργητικών σωματιδίων στα ουδέτερα αέρια συστατικά. Πρόκειται κυρίως για πρωτόνια και ηλεκτρόνιαυψηλής ενέργειας, τα οποία βομβαρδίζουν την ατμόσφαιρα σε συνεχή είτε σποραδική χρονική βάση. Σταακόλουθα θα παρασχεθούν βασικά στοιχεία σχετικά με τη φωτοχημική παραγωγή ιονισμού, ενώ ησωματιδιακή παραγωγή, της οποίας το αποτέλεσμα είναι πολύ μικρότερο, δεν θα συμπεριληφθεί στη παρούσαανάλυση.

Ο φωτοϊονισμός περιγράφεται θεωρητικά από το μοντέλο Chapman, που παρουσιάστηκε στηναπλούστερη μορφή του στην ενότητα 7.3.4, για την περίπτωση κατακόρυφου πρόσπτωσης μονοχρωματικήςακτινοβολίας και απορρόφησής της από ένα είδος μορίων σε μια ισόθερμη ατμόσφαιρα σταθερής κλίμακαςύψους. Η θεωρία Chapman βρίσκει ικανοποιητική εφαρμογή στην εκτίμηση του ρυθμού παραγωγής Q πουυπεισέρχεται στην (7.27), ο οποίος, στη γενικότερη περίπτωση εξαρτάται και από τη ζενιθιακή γωνία χ, όπωςαυτή ορίζεται στο Σχήμα 7.10.

Σχήμα 7.10. Πλάγια πρόσπτωση της ηλιακής ακτινοβολίας υπό ζενιθιακή γωνία χ και διέλευση μέσω στρώματος αέραπάχους dz. Το στοιχειώδες μήκος ds=dz(secχ) είναι το μήκος του οριζοντίου στρώματος που συμμετέχει στην απορρόφησητης ακτινοβολίας.

26

Για να συμπεριληφθεί και η γωνία χ στον υπολογισμό του Q εφαρμόζεται ο νόμος του Beer (βλέπεΕξίσωση 7.12) για πλάγια πρόσπτωση της ακτινοβολίας, οπότε με βάση το Σχήμα 7.11, ο ρυθμόςαπορρόφησης της μονοχρωματικής έντασης της προσπίπτουσας ακτινοβολίας Ιλ σε ένα ύψος z είναι:

,sec nIa

dz

dIcs

όπου τα σύμβολα acs και n αντιπροσωπεύουν την ενεργό διατομή απορρόφησης (m2) των απορροφούντωνμορίων και την αριθμητική συγκέντρωσή τους (m-3), η οποία είναι συνάρτηση του ύψους. Ολοκληρώνονταςτην παραπάνω σχέση, προκύπτει η μονοχρωματική ένταση ακτινοβολίας, Ιλ, σαν συνάρτηση του ύψους z καιτης ζενιθιακής γωνίας χ:

).secexp( /0

Hzcs eHnaII

(7.28)

Η ενέργεια που απορροφάται ανά μονάδα όγκου, dIλ/ds= dIλ/(dzsec), παρέχει το ρυθμό παραγωγής τωνζευγών ιόντων-ηλεκτρονίων ανά μονάδα όγκου και χρόνου. Συνεπώς, ο ρυθμός παραγωγής Q (m-3s-1) τωνπροϊόντων φωτοϊονισμού προκύπτει για ισόθερμο ατμόσφαιρα, για την οποία n=n0exp(z/H), ότι είναι:

,secexp /0

Hz

ocscs eHnaH

z InaQ (7.29)

όπου n0 είναι η συγκέντρωση των απορροφούντων μορίων στο ύψος z=0, Iλ∞ είναι η ένταση τηςπροσπίπτουσας ακτινοβολίας στο εξώτερο όριο της ατμόσφαιρας z = ∞, και Η είναι μια σταθερή κλίμακαύψους. Η (7.29) είναι γνωστή ως συνάρτηση παραγωγής Chapman.

Όπως και στην ενότητα 7.3.4, το ύψος στο οποίο εντοπίζεται το μέγιστο της παραγωγής, το οποίοπροκύπτει από την ελαχιστοποίηση του εκθέτη της (7.29), είναι:

).χsecln( 0HnaHz csm ((7.30)

Η (7.30) δείχνει ότι το ύψος όπου λαμβάνει χώρα η μέγιστη παραγωγή ιονισμού αυξάνεται με τη ζενιθιακήγωνία χ, που σημαίνει ότι, όσο πιο πλάγια είναι η πρόσπτωση της ηλιακής ακτινοβολίας, τόσο μικρότερο είναιτο βάθος στο οποίο η ακτινοβολία διεισδύει στην ατμόσφαιρα. Αντικατάσταση του ύψους z στην (7.29) με τοzm από την (7.30), δίνει, μετά από λίγες πράξεις το μέγιστο ρυθμό παραγωγής για μία ζενιθιακή γωνία χ:

,)χsec/(eHIQm ((7.31)

όπου e στον παρανομαστή είναι η βάση των νεπέριων λογαρίθμων (e=2,718).Για την απεικόνιση της μεταβολής του ρυθμού παραγωγής με το ύψος, γνωστής ως προφίλ Chapmam, γίνεται αντικατάσταση από την (7.30) του acsn0Ηsecχ = exp(zm/H) στο

δεξιό μέρος της (7.29), οπότε ο ρυθμός παραγωγής Q γράφεται, μετά από κάποιες επιπλέον αντικαταστάσεις, ως εξής:

.)(exp)sec(sec

)(exp /)(/0

///0

HzzHzcs

HzHzHzcs

mm eeHnaeeH

Iee eInaQ

(7.32)

Κάνοντας χρήση, από την (7.31) , του μέγιστου ρυθμού απορρόφησης Qm=Iλ∞/(eHsecχ), η (7.32) γράφεται:

.1exp)(exp /)(//

H

zzm

mHzzHzHz

m

m

mm eH

zzQeeeeQQ (7.33)

Στη συνέχεια, ορίζοντας ένα ανηγμένο ύψος x=(zzm)/H, ο ρυθμός παραγωγής ιονισμού, Q, παίρνει τη μορφή:

).1exp( xm exQQ (7.34)

27

Η παραπάνω συνάρτηση παραγωγής Chapman, Q, μπορεί να αναχθεί ως προς αυτή που αντιστοιχείσε ζενιθιακή γωνία χ=0 (secχ=1) και αντιστοιχεί σε κατακόρυφη πρόσπτωση. Στη περίπτωση αυτή, λαμβάνειχώρα, με βάση τις εξισώσεις (7.31) και (7.30) αντίστοιχα, ο μέγιστος δυνατός ρυθμός παραγωγής Qm0=Iλ∞/eHστο ύψος zm0=Hln(acsn0Η). Η χρήση των zm0 και Qm0 στην (7.32) οδηγεί μέσω των ίδιων βημάτων, όπωςπαραπάνω, σε μία αντίστοιχη εξίσωση της (7.34):

,)sec1exp(0y

m eyQQ (7.35)

όπου y=(zzm0)/H. Η κανονικοποιημένη συνάρτηση παραγωγής Chapman Q/Qm0 συναρτήσει του ανηγμένουύψους y=(zzm0)/H, απεικονίζεται στο Σχήμα 7.11 για διάφορες ζενιθιακές γωνίες χ. Οι καμπύλες αυτέςπροσομοιάζουν τα προφίλ της ηλεκτρονικής πυκνότητας στην ιονόσφαιρα που παράγονται μέσωφωτοϊονισμού δια της απορρόφησης της υπεριώδους ηλιακής ακτινοβολίας.

Σχήμα 7.11. Προφίλ Chapman της κανονικοποιημένης παραγωγής ιονισμού Q/Qm0 για διάφορες ζενιθιακές γωνίες χ.

7.6.2. Απώλεια ιονισμού

Η συγκέντρωση των ηλεκτρονίων και ιόντων, που παράγονται με φωτοχημικές αντιδράσεις, μειώνεται μέσωτης ουδετεροποίησης των φορτίων. Η απώλεια ιονισμού πραγματοποιείται μέσω διάφορων ιοντοχημικώναντιδράσεων. Ο πλέον βασικός μηχανισμός αφορά τις ιοντοχημικές αντιδράσεις ουδετεροποίησης φορτίου, οιοποίες περιλαμβάνουν τρεις κατηγορίες αντιδράσεων επανασύνδεσης των ηλεκτρονίων με:

(α) μοριακά ιόντα και διάσπαση σε άτομα: ΧΥ+ + e → X + Y

(β) ατομικά ιόντα και εκπομπή ακτινοβολίας: Χ+ + e → Χ* → Χ + hν

(γ) ατομικά ιόντα μέσω τριπλής κρούσης: Χ+ + e + Μ → Χ + Μ,

όπου τα σύμβολα Χ και Υ αναφέρονται σε άτομα, το e στα ηλεκτρόνια, ενώ ο αστερίσκος στην (β) δείχνει ότιτο άτομο βρίσκεται σε μια ενδιάμεση κατάσταση ηλεκτρονικής διέγερσης, από την οποία μεταβαίνει στηβασική του κατάσταση μέσω εκπομπής φωτονίων. Το σύμβολο Μ στην (γ) δηλώνει ένα ουδέτερο άτομο ή

28

μόριο που ενεργεί καταλυτικά μέσω τριπλής κρούσης ώστε να λάβει χώρα η επανασύνδεση φορτίου,υποβοηθώντας έτσι στη διατήρηση της ορμής και ενέργειας πριν και μετά τη κρούση, συνθήκες πουαπαιτούνται για να πραγματοποιηθεί η αντίδραση. Οι αντιδράσεις (α) αφορούν μοριακά ιόντα, π.χ., Ο 2

+, ΝΟ+,που επικρατούν κυρίως στη περιοχή Ε και F1. Οι αντιδράσεις (β) αφορούν ατομικά ιόντα, κυρίως Ο+, ταοποία προκύπτουν μέσω φωτοδιάσπασης μορίων οξυγόνου, και στη συνέχεια φωτοϊονισμού, κυρίως στα ύψητης περιοχής F2. Η τριπλή κρούση που απαιτείται για το μηχανισμό (γ) είναι πλέον πιθανή στα κατώτερα ύψη(περιοχή D και κατώτερη E) όπου η ατμόσφαιρα είναι σημαντικά πυκνότερη, ενώ σπανίζει στα μεγαλύτεραύψη. Οι ρυθμοί αντίδρασης (reaction rates) των παραπάνω διεργασιών διαφέρουν σημαντικά μεταξύ τους καιεξαρτώνται, μεταξύ άλλων, από τις συγκεντρώσεις των φορτισμένων σωματιδίων και το ύψος.

Ο ρυθμός επανασύνδεσης που αφορά τις παραπάνω αντιδράσεις, είναι ανάλογος του γινομένου τηςαριθμητικής πυκνότητας των ηλεκτρονίων και ιόντων που υπεισέρχονται στο αριστερό μέρος τωναντιδράσεων, συνεπώς ο ρυθμός απώλειας, L, δίνεται από τη σχέση:

,2eie NNNL (7.36)

λαμβάνοντας υπόψη ότι ισχύει Νe=Ni, λόγω της ουδετερότητας φορτίου του πλάσματος. Η παράμετροςαναλογίας α, ονομάζεται συντελεστής επανασύνδεσης (recombination coefficient), μετρείται σε m3s-1 καιεξαρτάται από τη είδος της αντίδρασης επανασύνδεσης και τα ιόντα που υπεισέρχονται σε αυτές.

Αν στην εξίσωση συνέχειας (7.27) αγνοηθεί η απώλεια πλάσματος λόγω μεταφοράς, κατάσταση πουισχύει σε ικανοποιητικό βαθμό στην κατώτερη ιονόσφαιρα (z<200 km), και θεωρηθεί ότι οι απώλειεςιονισμού οφείλονται σε αντιδράσεις επανασύνδεσης ηλεκτρονίωνιόντων, τότε, σε συνθήκες σταθερήςκατάστασης (steady state) για τις οποίες η πυκνότητα των ηλεκτρονίων Νe παραμένει σχεδόν σταθερή, ισχύει:

.2eNLQ (7.37)

Η (7.32) εκφράζει την κατάσταση φωτοχημικής ισορροπίας. Συνδυασμός των (7.34) και (7.36) δίνει τηνακόλουθη εξίσωση για την ηλεκτρονική πυκνότητα:

).1(2

1exp)1(

2

1exp)

sec( 2/1 x

emx

e exNexeH

IN

, (7.38)

όπου έγινε χρήση, με βάση τα προηγούμενα, του Qm=Iλ∞/(eHsecχ) στον υπολογισμό της μέγιστηςηλεκτρονικής πυκνότητας Νem του προφίλ ιονισμού. Η (7.38), η οποία είναι γνωστή σαν Στρώμα Chapmanτύπου α, αντιπροσωπεύει ικανοποιητικά τη παραγωγή ιονισμού στις περιοχές Ε και F1 της ιονόσφαιρας.

Η (7.38) ισχύει για ύψη z<200 km κατά τη διάρκεια της ημέρας σε κατάσταση φωτοχημικήςισορροπίας, όταν υπάρχει παραγωγή ιονισμού που εξισορροπείται από τους μηχανισμούς ιοντοχημικώναπωλειών. Μετά τη δύση του ηλίου όμως, ο φωτοϊονισμός σταματά οπότε Q→0, συνεπώς η φωτοχημικήισορροπία ανατρέπεται και ο ιονισμός μειώνεται μέσω των μηχανισμών ουδετεροποίησης φορτίου με τηνεπανασύνδεση ηλεκτρονίων και ιόντων, ώστε η ηλεκτρονική πυκνότητα γίνεται φθίνουσα συνάρτηση τουχρόνου, Ne=f(t). Η εξίσωση συνέχειας στη περίπτωση αυτή παίρνει τη μορφή:

,2e

e NLdt

dN (7.39)

η οποία επιτρέπει να γίνουν υπολογισμοί του χρόνου αποκατάστασης (relaxation time) του ιονοσφαιρικούπλάσματος. Έτσι, αν υποτεθεί ότι τη χρονική στιγμή που ο ρυθμός παραγωγής μηδενίζεται η ηλεκτρονικήπυκνότητα είναι Νem, τότε ο χρόνος που χρειάζεται για να μειωθεί η ηλεκτρονική πυκνότητα στη τιμή Νe

προκύπτει μέσω της ολοκλήρωσης της (7.34), και είναι:

.eem

eem

NN

NNt

(7.40)

29

Λαμβάνοντας υπόψη ότι ο χρόνος αποκατάστασης ορίζεται συνήθως ως ο χρόνος που απαιτείται ώστεΝe=Νem/2, εφαρμογή της (7.40) στην περιοχή Ε, όπου μια τυπική τιμή του συντελεστή α είναι 3×10-14 m3s-1,δίνει ως χρόνο αποκατάστασης τ=(1/αΝem)~330 s ~ 5,5 min, αν υποτεθεί ότι Νem=1011 m-3. Αυτό υποδεικνύειότι το στρώμα Ε (όπως και το F1, βλέπε στα επόμενα), σε αντίθεση με το στρώμα F2, μειώνεται σχετικάγρήγορα μετά τη δύση του ηλίου, με αποτέλεσμα η περιοχή Ε (όπως και η F1) να υποχωρεί σημαντικά στηδιάρκεια της νύκτας. Το ίδιο βέβαια ισχύει και για την περιοχή D, η οποία μειώνεται δραματικά κατά τηνύκτα.

Ένας άλλος μηχανισμός απώλειας ηλεκτρονίων, πέραν αυτών της επανασύνδεσης που συζητήθηκανπαραπάνω, αφορά τη παραγωγή αρνητικών ιόντων μέσω ηλεκτροστατικής προσάρτησης (attachment) τωνηλεκτρονίων σε ουδέτερα μόρια. Για να πραγματοποιηθεί η αντίδραση αυτή απαιτείται η ύπαρξη τριπλήςκρούσης, της μορφής: Χ + e + Μ → X¯ + Μ. Οι αντιδράσεις του τύπου αυτού λαμβάνουν χώρα κυρίως στηνπεριοχή D λόγω της μεγάλης πυκνότητας της ατμόσφαιρας και συνεπώς της αυξημένης πιθανότητας εκεί νασυμβούν τριπλές κρούσεις. Η απώλεια ηλεκτρονίων με το μηχανισμό αυτό εξαρτάται μόνο από τησυγκέντρωση των ηλεκτρονίων, έτσι στη περίπτωση αυτή L=βNe, όπου β (s-1) ονομάζεται συντελεστήςπροσάρτησης. Δεδομένου ότι στη περιοχή D επικρατεί φωτοχημική ισορροπία (Q~L), αν θεωρηθεί ότι οπαραπάνω μηχανισμός απώλειας ηλεκτρονίων λόγω προσάρτησης επικρατεί του μηχανισμού τωναντιδράσεων επανασύνδεσης ηλεκτρονίωνιόντων, τότε, και σε αντιστοιχία με την (7.38), η ηλεκτρονικήπυκνότητα παίρνει τη μορφή:

),1exp()sec

( xe ex

eH

IN

(7.41)

η οποία είναι γνωστή σαν Στρώμα Chapman τύπου β.Είναι ενδιαφέρον να σημειωθεί ότι η (7.41) βρίσκει εφαρμογή στην περιοχή F2 (z>200 km) όπου το

ιόν που επικρατεί είναι αυτό του ατομικού οξυγόνου, Ο+. Βέβαια, η ισχύς της (7.41) στην περιοχή F2 δενοφείλεται στην απώλεια των ηλεκτρονίων λόγω προσάρτησης, αλλά σε ουδετεροποίηση φορτίου μέσωαντιδράσεων που περιλαμβάνουν δύο στάδια: (α) την ουδετεροποίηση των ιόντων ατομικού οξυγόνου μέσωανταλλαγής φορτίου που οδηγεί στη παραγωγή μοριακών ιόντων, και (β) τη δέσμευση των ηλεκτρονίων μέσωδιασπαστικής επανασύνδεσης των παραγόμενων θετικών μοριακών ιόντων. Πιο συγκεκριμένα, ο εν λόγωμηχανισμός απώλειας ηλεκτρονίων στην ανώτερη ιονόσφαιρα ακολουθεί τις ιοντοχημικές αντιδράσεις:

(α) ανταλλαγής φορτίου και δημιουργίας μοριακών ιόντων

, ΝΟ + ΟΝ + Ο ,Ο + ΟΟ +Ο 222 (7.42)

(β) διασπαστικής επανασύνδεσης των παραγόμενων από τις (α) μοριακών ιόντων με ηλεκτρόνια

Ν. + Οe ΝO Ο, + Οe +Ο2 (7.43)

Επειδή στη περιοχή F2 ο χρονικός ρυθμός των αντιδράσεων διασπαστικής επανασύνδεσης των μοριακώνιόντων, (β), είναι πολύ ταχύτερος από το ρυθμό των αντιδράσεων ανταλλαγής φορτίου των ιόντων Ο+, (α), ορυθμός απώλειας ηλεκτρονίων στην ανώτερη ιονόσφαιρα καθορίζεται από τις βραδείς αντιδράσειςανταλλαγής φορτίου, και συνεπώς υπακούει στη σχέση L=βΝΟ+≈βΝe, αφού στη περιοχή αυτή το Ο+ είναι τοεπικρατέστερο θετικό ιόν, ώστε να ισχύει προσεγγιστικά ότι Νe≈ΝΟ+ (βλέπε Σχήμα 7.12). Συνεπώς στηνπεριοχή F2, και σε αντίθεση με την περιοχή Ε και F1 όπου ισχύει για τον ρυθμό απώλειας ότι L=αΝe

2, ηηλεκτρονική πυκνότητα ακολουθεί κατά προσέγγιση την (7.41), δηλαδή αποτελεί στρώμα Chapman τύπου β.

Με βάση τα προηγούμενα, είναι δυνατόν να εκτιμηθεί ο χρόνος αποκατάστασης του πλάσματος στηνπεριοχή F2 μετά τη δύση του ηλίου όταν Q→0, αν αγνοηθούν σε πρώτη προσέγγιση τυχόν απώλειεςηλεκτρονίων λόγω μεταφοράς, δηλαδή αν αγνοηθεί ο όρος ∙(NeV). Στη περίπτωση αυτή η εξίσωσησυνέχειας (7.27) παίρνει τη μορφή:

ee NL

dt

dN . (7.44)

30

Οπότε, αν υποτεθεί ότι η ηλεκτρονική πυκνότητα είναι Νem τη χρονική στιγμή που ο ρυθμός παραγωγήςμηδενίζεται (Q≈0), τότε ο χρόνος που χρειάζεται για να μειωθεί η ηλεκτρονική πυκνότητα στη τιμή Νe,προκύπτει από την ολοκλήρωση της (7.39):

.ln1

e

em

N

Nt

(7.45)

Εφαρμόζοντας την (7.45) στην περιοχή F2, και λαμβάνοντας υπόψη ότι στα 250 km ο συντελεστής β παίρνειμια αντιπροσωπευτική τιμή της τάξης των 5×10-5 s-1, προκύπτει ότι ο χρόνος αποκατάστασης, τ, πουαπαιτείται ώστε η αρχική ηλεκτρονική πυκνότητα να μειωθεί στην τιμή Νe=Νem/2, είναι τ = (1/β)ln(2)≈3,8 h(ώρες). Η τιμή αυτή μπορεί να είναι υπερτιμημένη (υποτιμημένη), επειδή έχει αγνοηθεί η μείωση (αύξηση)ιονισμού λόγω μεταφοράς πλάσματος, καθόσον, όπως αναφέρθηκε, οι μεταβολές αυτές μπορεί να είναισημαντικές στην ανώτερη ιονόσφαιρα (περιοχή F2). Παρά την αβεβαιότητα αυτή, η παραπάνω εκτίμηση τουχρόνου αποκατάστασης παραμένει ενδεικτικά ορθή και υποδεικνύει ότι στο στρώμα F2, σε αντίθεση με τοστρώμα F1 και Ε, ο ιονισμός μειώνεται πολύ βραδύτερα μετά τη δύση του ηλίου. Στη πράξη, ο ιονισμός στηπεριοχή F2 διατηρείται κατά τη νύκτα σε υψηλά επίπεδα, παρά το γεγονός ότι η παραγωγή Q μέσωφωτοϊονισμού έχει σχεδόν μηδενιστεί.

7.6.3. Ιονοσφαιρικές περιοχές

Η θεωρία στρωμάτων Chapman, η οποία βοηθά στη φυσική κατανόηση των φυσικών διεργασιών πουυπεισέρχονται, δεν προβλέπει την ακριβή δομή της ιονόσφαιρας, η οποία παρουσιάζει σημαντικήπολυπλοκότητα. Οι διαφορές μεταξύ των προβλέψεων της θεωρίας και της πραγματικότητας, είναιαναμενόμενες καθόσον το μοντέλο Chapman δεν είναι δυνατόν να προβλέψει τις αβεβαιότητες πουεπηρεάζουν την τελική ηλεκτρονική πυκνότητα σε κάποιο ύψος. Π.χ., θεωρεί την ατμόσφαιρα ισόθερμη καιλαμβάνει τη κλίμακα ύψους σταθερή με το ύψος. Η δημιουργία των διάφορων ιονοσφαιρικών στρωμάτωνείναι αποτέλεσμα συνθέτων διεργασιών που περιλαμβάνουν: το φωτοϊονισμό της προσπίπτουσαςπολυχρωματικής ηλιακής ακτινοβολίας, τη κατανομή με το ύψος των διάφορων μορίων η ατόμων πουαπορροφούν την ακτινοβολία αυτή, τη θερμοκρασιακή δομή της ατμόσφαιρας, τη πολυπλοκότητα τωνμηχανισμών απώλειας του παραγόμενου ιονισμού, και τη μεταφορά πλάσματος μέσω της δράσης των ανέμωνκαι ηλεκτρομαγνητικών δυνάμεων.

Η σύντομη αναφορά στο σχηματισμό της ιονόσφαιρας που παρέχεται στο παρόν βιβλίο θα τελειώσειμε μια περιγραφή των βασικών μορφολογικών χαρακτηριστικών και ιδιοτήτων των κύριων ιονοσφαιρικώνπεριοχών.

Περιοχή D. Η ηλεκτρονική πυκνότητα στην περιοχή D, η οποία εκτείνεται από τα 60 μέχρι τα 90 km,δεν παρουσιάζει κάποιο αισθητό μέγιστο, π.χ., βλέπε Σχήμα 7.9. Η περιοχή D χαρακτηρίζεται από σύνθετηιοντοχημεία, που περιλαμβάνει πλήθος αντιδράσεων που συνοδεύουν τις διεργασίες παραγωγής και απώλειαςιονισμού. Επίσης το στρώμα D είναι η μόνη ιονοσφαιρική περιοχή όπου συναντάται μεγάλη συγκέντρωσηαρνητικών ιόντων λόγω της εύκολης προσάρτησης των ελεύθερων ηλεκτρονίων στα ουδέτερα σωμάτια.Όπως αναφέρθηκε, αυτό οφείλεται στο γεγονός ότι οι ιοντικές αντιδράσεις προσάρτησης απαιτούν τριπλέςκρούσεις, π.χ., του τύπου Ο2 + e + Ν2 → Ο2¯ + Ν2

*, οι οποίες είναι εξαιρετικά πιθανές στην περιοχή D λόγωτης μεγάλης πυκνότητας του αέρα, και συνεπώς της μικρής μέσης ελεύθερης διαδρομής εκεί. Η ιοντοχημικήσυνθετότητα, όπως και η αντικειμενική δυσκολία πραγματοποίησης μετρήσεων/παρατηρήσεων στη περιοχήαυτή, κάνουν την έρευνα του στρώματος D δύσκολη, αλλά και ενδιαφέρουσα.

Ο ιονισμός στη περιοχή D κατά την ημέρα, και μεταξύ των υψών 70 και 85 km, παράγεται κυρίως διάφωτοϊονισμού του μονοξειδίου του αζώτου, ΝΟ, που απορροφά την ισχυρή γραμμή ηλιακής εκπομπής Lymanα, μήκους κύματος λ=0,1216 μm. Επιπλέον, τα κύρια συστατικά Ν2 και Ο2, φωτοϊονίζονται στα ύψη αυτά απότην απορρόφηση ηλιακών ακτίνων Χ, μήκους κύματος λ<0,01 μm (<10 nm). Η παραγωγή ιονισμού μέσωακτίνων Χ είναι ιδιαίτερα σημαντική κατά τη διάρκεια συμβάντων ηλιακών εκλάμψεων, οι οποίες είναιγνωστό ότι συνοδεύονται από ισχυρή εκπομπή ακτίνων Χ. Ο ιονισμός κάτω των 70 km οφείλεται σεενεργητικές κοσμικές ακτίνες, κυρίως πρωτόνια γαλαξιακής προέλευσης, οι οποίες δρουν όλο τοεικοσιτετράωρο. Τα παραγόμενα ηλεκτρόνια στα χαμηλά αυτά ύψη χάνονται ταχύτατα προσαρτώμενα σε

31

ουδέτερα μόρια, παράγοντας έτσι αρνητικά ιόντα. Κατά τη διάρκεια της ημέρας τα ηλεκτρόνια πουπαρατηρούνται κάτω των 70 km, οφείλονται στην φωτοαπόσπαση (photodetachment) ηλεκτρονίων από τααρνητικά ιόντα μέσω της δράσης της προσπίπτουσας ορατής ηλιακής ακτινοβολίας. Κατά τη διάρκεια τηςνύκτας τα ηλεκτρόνια παραμένουν προσκολλημένα στα αρνητικά ιόντα, λόγω της σημαντικής μείωσης τηςφωτοαποσπαστικής δράσης, έτσι ώστε η ηλεκτρονική πυκνότητα τη νύκτα σχεδόν μηδενίζεται. Πέραν τηςδιεργασίας προσάρτησης των ηλεκτρονίων, η οποία είναι ιδιαίτερα αποτελεσματική στα κατώτερα ύψη, έναςάλλος μηχανισμός απώλειάς των, ο οποίος επικρατεί κυρίως στα μεγαλύτερα ύψη (75 με 90 km), είναι ηδιασπαστική επανασύνδεση μοριακών ιόντων μέσω τριπλής κρούσης, π.χ., Ο2

+ + e + Μ → O + O + Μ*, όπουτο ουδέτερο μόριο Μ δρα καταλυτικά και συντελεί στη διατήρηση της ενέργειας και ορμής πριν και μετά τηναντίδραση.

Τα κύρια ιόντα της περιοχής D είναι αυτά των ΝΟ+, Ο2+ όπως και τα αρνητικά Ο2¯. Tα ιόντα αυτά

υπεισέρχονται σε ένα μεγάλο αριθμό ιοντοχημικών αντιδράσεων με διάφορα άλλα αέρια συστατικά,συμπεριλαμβανομένων και ιχνών υδρατμών. Χαρακτηριστικό της περιοχής D είναι η ύπαρξη μεγαλομορίωνυδροιόντων (hydrated cluster ions), βλέπε επίσης ενότητα 6.1, αρνητικών (π.χ., ΝΟ3¯(Η2Ο)n) και θετικών(π.χ., ΝΟ2

+(Η2Ο)n), όπου n παίρνει τιμές μεταξύ 30 και 50, Τα βαρειά αυτά ιόντα εντοπίζονται κάτω των 85km και παίζουν σημαντικό ρόλο στη χημική ισορροπία της μεσόσφαιρας.

Η περιοχή D κατά τη διάρκεια της ημέρας παίζει σημαντικό ρόλο στη διάδοση των ραδιοφωνικώνκυμάτων λόγω της ισχυρής απορρόφησής των σε αυτή. Αυτό οφείλεται στα ελεύθερα ηλεκτρόνια και στιςσυχνές κρούσεις των με τα ουδέτερα αέρια συστατικά. Σε αντίθεση με τα βαριά ιόντα, τα ηλεκτρόνιααποκρίνονται τάχιστα στο ΗΜ πεδίο του κύματος και υφίστανται επιταχύνσεις και ταλαντώσεις μέσω τηςδράσης της ηλεκτρικής δύναμης qE, με αποτέλεσμα η κινητική ενέργεια που κερδίζεται σε βάρος τηςηλεκτρικής, να μετατρέπεται σε θερμότητα μέσω των συχνών κρούσεων στη περιοχή D με τα ουδέτεραμόρια. Αυτό εξηγεί και τη δραστική μείωση της ραδιοφωνικής λήψης στη ζώνη των βραχέων ραδιοκυμάτων(συχνότητες μεταξύ 3 και 30 MHz) κατά την ημέρα σε αντίθεση με τη νύκτα όταν η περιοχή D μειώνεταιδραστικά. Η απορρόφηση αυτή είναι ιδιαίτερα ισχυρή και οδηγεί σε ραδιοφωνική παύση (blackout) κατά τηδιάρκεια ηλιακών εκλάμψεων που οδηγούν μέσω ισχυρής εκπομπής ακτίνων Χ σε δραματικές αυξήσεις (κατάτην ημέρα) της ηλεκτρονικής πυκνότητας της περιοχής D.

Περιοχή Ε. Πάνω από το στρώμα D εκτείνεται, μεταξύ 90 και 150 km, η περιοχή Ε της ιονόσφαιρας,η οποία έχει ένα ημερήσιο μέγιστο ηλεκτρονικής πυκνότητας ~1011 m-3 κοντά στα 110 km, ενώ το επίπεδοιονισμού της μειώνεται 2 τάξεις μεγέθους κατά τη νύκτα. Η παραγωγή του φωτοϊονισμού οφείλεται στηνακτινοβολία των ηλιακών ακτίνων Χ και αυτής στο ακραίο και μακρινό υπεριώδες, δηλαδή στην ηλιακήακτινοβολία με μήκη κύματος λ<0,11 μm (<110 nm). Η απορρόφηση αυτή οδηγεί σε φωτοϊονισμό καιπαραγωγή πρωτογενών ιόντων Ο2

+, Ο+ και Ν2+, από τα ουδέτερα συστατικά των οποίων το δυναμικό ιονισμού

αντιστοιχεί σε ενέργεια ακτινοβολίας με μήκη κύματος κατωφλίου, λth: 0,1026 μm, 0,0911 μm, και 0,0796 μm(ενότητα 7.3.3).

Το ιόν του μοριακού αζώτου οδηγεί γρήγορα στη δημιουργία άλλων ιόντων μέσω αντιδράσεωνανταλλαγής φορτίου, όπως:

, ΝΟ + NO + N ,Ο + NΟ +N 22222

έτσι ώστε τελικά τα κύρια ιόντα που επικρατούν στην περιοχή Ε να είναι τα μοριακά ιόντα των Ο2+ και ΝΟ+

(βλέπε Σχήμα 7.12). Ο ρυθμός αντίδρασης των παραπάνω διεργασιών ανταλλαγής φορτίου είναι πολύγρήγορος στην περιοχή Ε λόγω της υψηλής πυκνότητας των ουδετέρων συστατικών που υπεισέρχονται στιςαντιδράσεις.

Οι κύριοι μηχανισμοί απώλειας του ιονισμού στην περιοχή Ε είναι οι ιοντοχημικές αντιδράσειςδιασπαστικής επανασύνδεσης:

, O + Ne + NO Ο, + Oe +O2

οι οποίες παράγουν ατομικό οξυγόνο, έτσι ώστε ο ρυθμός απώλειας των ηλεκτρονίων να ακολουθεί την(7.36). Συνεπώς, η περιοχή Ε μπορεί να περιγραφεί προσεγγιστικά από την θεωρία στρωμάτων Chapmanτύπου α, για τα μόρια του οξυγόνου και αζώτου, με την ηλεκτρονική (και ιοντική) πυκνότητα να υπακούει τηνακόλουθη εξίσωση συνέχειας:

32

,2eeff

e NQdt

dN (7.46)

όπου αeff είναι ένας ενεργός συντελεστής επανασύνδεσης που προκύπτει από συνδυασμό των επιμέρουςσυντελεστών επανασύνδεσης αi των κύριων ιόντων στην περιοχή Ε. Κατά τη διάρκεια της ημέρας και σεσυνθήκες σταθερής κατάστασης η (7.46) λαμβάνει τη μορφή Q=αeffNe

2. Ο συντελεστής ο αeff, παίρνει τιμέςτης τάξης των 3×10-14 m3s-1, παρουσιάζοντας μια μικρή αυξητική τάση με το ύψος. Θέτοντας Q=0 στην (7.46)μετά τη δύση του ηλίου, προκύπτει ότι ο χρόνος αποκατάστασης τ, που ορίζεται (βλέπε Εξ. 7.40) ως ο χρόνοςπου απαιτείται ώστε Νe να πάρει τη τιμή Νem/2, είναι τ = 1/(αeffΝem) ≈5 min, αν Νem ληφθεί ίσο με 1011 m-3.Αυτό υποδηλώνει ότι το στρώμα Ε μειώνεται γρήγορα μετά τη δύση του ηλίου και τείνει να εξαφανιστεί τηνύκτα.

Σχήμα 7.12. Κατανομή των συγκεντρώσεων των κύριων ιονοσφαιρικών ιόντων και των ηλεκτρονίων με τούψος. Το σχήμα, το οποίο εμφανίζει μετρήσεις ιονισμού φασματογράφων μάζας, δημοσιεύτηκε από τον Johnson(1966) στο περιοδικό Journal of Geophysical Research, Vol. 71, σελίδα 300, και έκτοτε έχει χρησιμοποιηθείευρύτατα στη βιβλιογραφία. Όπως φαίνεται, το Ο+ γίνεται το επικρατέστερο ιόν μεταξύ 150 και 1000 km, με τησυγκέντρωσή του μετά τα 200 km να πλησιάζει αυτή των ηλεκτρονίων.

Πέραν της κανονικής περιοχής Ε και ανεξάρτητα από αυτή, εμφανίζονται συχνά, αλλά σποραδικά,στη διάρκεια του 24ώρου, λεπτά και πυκνά στρώματα ιονισμού μεταλλικών ιόντων, π.χ., Fe+, Mg+, Si+. Ταιόντα αυτά, τα οποία προέρχονται από την «καύση» των μετεωριτών κατά την είσοδό τους στην ατμόσφαιρα,είναι ατομικά ιόντα που έχουν μεγάλο χρόνο ζωής (ώρες) σε σχέση με τα μοριακά ιόντα που επικρατούν στηπεριοχή Ε, αλλά έχουν μικρό χρόνο ζωής (λεπτά). Αυτό εξηγεί την ύπαρξη των στρωμάτων αυτών και στηδιάρκεια της νύχτας όταν η κανονική περιοχή Ε μειώνεται δραματικά και σχεδόν εξαφανίζεται. Τα στρώματααυτά συνιστούν το φαινόμενο του Σποραδικού Ε (Sporadic E), το οποίο οφείλεται στην αλληλεπίδραση τουπλάσματος (που συμπεριλαμβάνει και τα μεταλλικά ιόντα) με κυματικές διαταραχές στην ουδέτερηατμόσφαιρα, μέσω της δράσης κατακόρυφων, διατμητικών τάσεων dVh/dz των οριζόντιων ανέμων, Vh, σεσυνδυασμό με τις μαγνητικές δυνάμεις, Fm=qVh×B, που ενεργούν στα ιόντα, και τα οδηγούν σε σύγκλιση κατ’ύψος. Για μία εισαγωγική θεώρηση επί του σποραδικού Ε, βλέπε Haldoupis (2011).

Περιοχή F1. Η ιονοσφαιρική περιοχή F1 παρατηρείται στη διάρκεια της ημέρας μεταξύ 150 και 200km, και χαρακτηρίζεται από ένα μικρό αλλά αισθητό μέγιστο στην ηλεκτρονική πυκνότητα κοντά στα 180km, της τάξης των 2×1011 m-3. Η ημερήσια εμφάνιση του F1 εδράζεται στο φωτοϊονισμό του ατομικού

33

οξυγόνου ο οποίος απαιτεί υπεριώδη ακτινοβολία με μήκη κύματος λ<0,0919 μm (<91,9 nm). Ας σημειωθείότι το O+ γίνεται το επικρατέστερο πρωτογενές ιόν πάνω από τα 150 km, όπως μπορεί να διαπιστωθεί και απότο Σχήμα 7.12. Η παραγωγή των ηλεκτρονίων στη περιοχή F1 ακολουθεί τη συνάρτηση Chapman γιαατομικό οξυγόνο, με το μέγιστο Νem να αντιστοιχεί περίπου στο μέγιστο Qm του προφίλ Chapman. Αυτόαιτιολογεί το ημερήσιο μέγιστο της F1, η ακριβής θέση του οποίου εξαρτάται και από τους μηχανισμούςαπώλειας των ηλεκτρονίων.

Η απώλεια του ιονισμού στα ύψη αυτά γίνεται σε δύο βήματα, όπως περιγράφεται στις (7.42) και(7.43), πρώτα μέσω ιοντικών αντιδράσεων αλλαγής φορτίου, και στη συνέχεια με διασπαστική επανασύνδεσηφορτίου με αντιδράσεις μεταξύ των παραγόμενων μοριακών ιόντων και των ηλεκτρονίων. Επειδή στα ύψηαυτά η διεργασία ανταλλαγής ιόντων (7.42) παραμένει αρκετά γρήγορη, ο ρυθμός απώλειας των ηλεκτρονίωνστη περιοχή F1, και ιδιαίτερα στα κατώτερα ύψη, καθορίζεται κυρίως από τη βραδύτερη διεργασία τηςδιασπαστικής επανασύνδεσης. Συνεπώς, η ηλεκτρονική πυκνότητα στη περιοχή F1 προσομοιάζει κατά τηδιάρκεια της ημέρας, όταν επικρατεί φωτοχημική ισορροπία, αυτή του στρώματος Chapman τύπου α πουυπακούει στην εξίσωση (7.38). Όπως και στη περιοχή Ε, η εξίσωση συνέχειας στη περιοχή F1 εκφράζεταιαπό την (7.46), με τον ενεργό συντελεστή επανασύνδεσης αeff να είναι της τάξης των 5×10-15 m3s-1. Θέτονταςμετά τη δύση του ηλίου Q=0 στην (7.46), προκύπτει ότι ο χρόνος αποκατάστασης στη περιοχή F1 είναι τ=1/(αeffΝem)≈15 min για μία τυπική τιμή του ημερήσιου μέγιστου Νem=2×1011 m-3. Ο χρόνος αυτός είναι περίπουτριπλάσιος αυτού της περιοχής Ε, αλλά υποπολλαπλάσιος αυτού της F2.

Περιοχή F2. Το ιονοσφαιρικό στρώμα F2 εκτείνεται άνω των 200 km μέχρι κάποιο, σχετικάακαθόριστο, ύψος της τάξης των 500 km. Το ημερήσιο μέγιστο της ηλεκτρονικής πυκνότητας είναι ~1012 m-3

(το μεσημέρι, στα μέσα πλάτη) και τοποθετείται μεταξύ 250 και 350 km. Τα ιόντα και ηλεκτρόνια στηνπεριοχή F2 παράγονται κυρίως με φωτοϊονισμό του ατομικού οξυγόνου, που οφείλεται στην ηλιακήακτινοβολία του ακραίου και μακρινού υπεριώδους. Τα ιόντα στη περιοχή F2 είναι Ο+, Ο2

+, ΝΟ+, και Ν+, μετο ιόν του ατομικού οξυγόνου Ο+ να επικρατεί κατά πολύ όλων των υπολοίπων και να αυξάνεται με το ύψοςμέχρι το μέγιστο της F2 όπου ΝΟ+≈Νe (π.χ., βλέπε Σχήμα 7.12).

Όπως περιγράφθηκε στα προηγούμενα, π.χ., βλέπε Εξισώσεις (7.42) και (7.43), οι κύριεςιοντοχημικές αντιδράσεις απώλειας περιλαμβάνουν: (α) ουδετεροποίηση του φορτίου του κύριου ιόντος Ο+

μέσω αντιδράσεων ανταλλαγής φορτίου με ουδέτερα μόρια και παραγωγής μοριακών ιόντων, και (β)αντιδράσεις διασπαστικής επανασύνδεσης των παραχθέντων μοριακών ιόντων με ηλεκτρόνια. Όπωςεξηγήθηκε στην ενότητα 7.6.2, ο ρυθμός απώλειας των ελεύθερων ηλεκτρονίων στη περιοχή F2 ελέγχεταιαπό το ρυθμό των αντιδράσεων ανταλλαγής φορτίου, ο οποίος στα ύψη της περιοχής F2 είναι πολύβραδύτερος αυτού των αντιδράσεων διασπαστικής επανασύνδεσης. Επιπλέον, ο ρυθμός αυτός μειώνεταιγρήγορα με το ύψος, και συνεπώς γίνεται ακόμη βραδύτερος στα ανώτερα ύψη, επειδή, όπως προκύπτει, οσυντελεστής προσάρτησης β είναι αντιστρόφως ανάλογος της ατμοσφαιρικής πυκνότητας. Τα στοιχεία αυτά,συνδυαζόμενα με το ρυθμό παραγωγής ιονισμού, όπως και το διαχωρισμό με το ύψος των ελαφρότερωνιόντων από τα βαρύτερα μέσω μοριακής διάχυσης (Κεφ. 2), εξηγούν τη δημιουργία του μέγιστου τηςπεριοχής F2 περί τα 300 km, όπου το ιόν του ατομικού οξυγόνου επικρατεί κατά κράτος έναντι τωνυπολοίπων ιόντων.

Στο στρώμα F2, εκτός των ιοντοχημικών απωλειών, οι μεταβολές ιονισμού λόγω μεταφοράςπλάσματος είναι σημαντικές. Το γεγονός αυτό περιπλέκει τη κατάσταση στα ανώτερα ιονοσφαιρικά ύψη,όπου δεν μπορεί να αγνοηθεί ο όρος της μεταφοράς ιονισμού στην εξίσωση συνέχειας, η οποία για τη περιοχήF2 παίρνει τη μορφή:

,)()( Veee NNzQ

dt

dN (7.47)

όπου οι διάφοροι όροι που υπεισέρχονται έχουν εξηγηθεί στα προηγούμενα, με το συντελεστή προσάρτησηςβ να είναι, όπως αναφέρθηκε, φθίνουσα συνάρτηση του ύψους.

Ο χρόνος αποκατάστασης της περιοχής F2, για τη περίπτωση που έχει αγνοηθεί ο όρος μεταφοράςιονισμού στην (7.47), μελετήθηκε και εκτιμήθηκε στο τέλος της ενότητας 7.6.2. Εκεί αναφέρθηκε ότι μετά τηδύση του ηλίου ο χρόνος αποκατάστασης αυξάνεται με το ύψος και, σε αντίθεση με τις άλλες ιονοσφαιρικέςπεριοχές, γίνεται αρκετά μεγάλος, της τάξης των λίγων ως πολλών ωρών από τα κατώτερα στα ανώτερα ύψη

34

της F2. Αυτό έχει ως αποτέλεσμα, η ιονοσφαιρική περιοχή F2, σε αντίθεση με τις Ε και F1, να επιβιώνει κατάτη διάρκεια της νύκτας όταν η παραγωγή ιονισμού Q μηδενίζεται.

Η περιοχή άνω της F2 ονομάζεται συνήθως κορυφική ιονόσφαιρα (top side ionosphere), με τοανώτερο όριό της να μην ορίζεται ακριβώς ενώ η σύνθεση, όπως και η θερμοκρασία της, εξαρτάται και απότην δραστηριότητα στον ήλιο. Στα ανώτερα ύψη της κορυφικής ιονόσφαιρας εμφανίζονται σε σημαντικέςσυγκεντρώσεις τα ελαφρά ιόντα Ηe+ και Η+, με το τελευταίο να επικρατεί πάνω από τα ~1000 km, ορίζονταςέτσι πάνω από το ύψος αυτό την πρωτονόσφαιρα (protonosphere), π.χ., βλέπε Σχήμα 7.12. Τα ιόνταυδρογόνου παράγονται μέσω της αντίδρασης ανταλλαγής φορτίου με το ιόν του ατομικού οξυγόνου: Ο+ + Η→ Ο + Η+. Το ήλιο, He+, γίνεται σημαντικό ιόν στη κορυφική ιονόσφαιρα με τη συγκέντρωσή του νααποτελεί στη βάση της πρωτονόσφαιρας περίπου το 50% του συνόλου των ιόντων.

Η εξώτατη ιόνοσφαιρα προσεγγίζει σε αποστάσεις 4 ως 5 γήινων ακτίνων (RE=6,37×106 m) την

πλασμόσφαιρα (ενότητα 1.9), όπου η ηλεκτρονική πυκνότητα αυξάνει λόγω της μαγνητικής παγίδευσης σεαυτή πλάσματος χαμηλής ενέργειας ιονοσφαιρικής κυρίως προέλευσης. Στη πλασμόσφαιρα ένα πολύ μικρόποσοστό (~1%) του πλάσματος αφορά υπέρ-ενεργητικά ηλεκτρόνια και πρωτόνια, τα οποία κινούνται μεσχετικιστικές ταχύτητες κατά μήκος των μαγνητικών γραμμών μεταξύ των γήινων ημισφαιρίων. Τα σωμάτιααυτά αποτελούν τις ζώνες ακτινοβολίας Van Allen για τις οποίες έγινε μια σύντομη αναφορά στην ενότητα1.9.

Κεφάλαιο 7. Ασκήσεις

7.1. Με βάση το νόμο του Planck για τη μονοχρωματική ένταση ακτινοβολίας Iλb, να εξαχθεί ο νόμοςτων StefanBoltzmann για την ολική ένταση ακτινοβολίας Ib μέλανος σώματος. Να βρεθεί μια αναλυτικήσχέση για την σταθερά σ των StefanBoltzmann και να υπολογιστεί η αριθμητική της τιμή. Στην απόδειξη θαχρειαστεί να γίνει αλλαγή μεταβλητών (x=hc/kλT) και χρήση του ολοκληρώματος:

.15/1

4

0

3

xe

dxx

7.2. Με βάση το νόμο του Planck (Εξ. 7.3) να αποδειχθούν οι νόμοι μετατόπισης του Wien. Για τηναπόδειξη της Εξ. (7.5) να τεθεί η πρώτη παράγωγος dΙλb/dλ=0. Για την απόδειξη της Εξ. (7.6) νααντικατασταθεί από την Εξ. (7.5) η τιμή λ=λbm στην Εξ. (7.3). Επίσης να υπολογιστεί η σταθερα C πουυπεισέρχεται στην Εξ. (7.6).

7.3. Το βάθος διείσδυσης, ή οπτικό βάθος, zm, ορίζεται ως το ύψος στο οποίο ο ρυθμός απορρόφησηςπου δίνεται από την Εξ. (7.15) γίνεται μέγιστος. Να βρεθεί το zm και να υπολογιστούν, από τις Εξισώσεις(7.13) και (7.15) οι τιμές της μονοχρωματικής έντασης Ιλm και του ρυθμού qm που αντιστοιχούν στο οπτικόβάθος zm.

7.4. Με βάση την εξίσωση (7.15), και των ευρημάτων της παραπάνω άσκησης (7.3), να βρεθεί ότι:

,)(

1exp

H

zze

H

zz

q

q mm

m

όπου qm=Ιλ∞/eH αντιπροσωπεύει τη μέγιστη τιμή του q=d Ιλ/dz στο βάθος διείσδυσης zm.

7.5. Αν η μέση ένταση εκπομπής ακτινοβολίας της φωτόσφαιρας είναι 6,2×107 Wm-2, η ακτίνα τηςφωτόσφαιρας 0,7106 km, η μέση απόσταση γηςηλίου 150×106 km, και η ακτίνα της γηςατμόσφαιρας6,4×103 km, να βρεθεί το ποσό της ενέργειας που δέχεται το σύστημα γηςατμόσφαιρας σε ένα λεπτό.

7.6. Η απόσταση dES μεταξύ τoυ συστήματος γηςατμόσφαιρας και του ηλίου μεταβάλλεται κατά3,34% μεταξύ της μέγιστης τιμής της στις αρχές Ιουλίου και της ελάχιστης στις αρχές Ιανουαρίου, αφού η

35

ακριβής τροχιά της γης περί το ήλιο είναι έλλειψη. Αποδείξτε ότι η εποχική μεταβολή στην ενεργόθερμοκρασία ακτινοβολίας ΤΕΑ του συστήματος γηςατμόσφαιρας είναι ~1,65%, ή περίπου 4 Κ.

7.7. Υπολογίστε τις ενεργές θερμοκρασίες ακτινοβολίας της επιφάνειας της γης και της ατμόσφαιραςκάνοντας την υπόθεση ότι η ατμόσφαιρα είναι ένα ισοδύναμο λεπτό στρώμα με απορροφητικότητα 0,1 γιατην ηλιακή ακτινοβολία και 0,8 για την γήινη ακτινοβολία, ενώ η γήινη επιφάνεια ακτινοβολεί ως μέλανσώμα. Το όλο σύστημα βρίσκεται σε ακτινοβολική ισορροπία με το Albedo γής-ατμόσφαιρας να είναι Α=0,3.(Δίνεται η ηλιακή σταθερά, S=1368 Wm-2).

7.8. Ενότητα 7.6.1: Με βάση το Σχήμα 7.11και τη διαδικασία που ακολουθήθηκε στην ενότητα 7.3.4,όπως και στις προηγούμενες ασκήσεις 7.3 και 7.4, να γίνουν οι πράξεις για την πλήρη απόδειξη τωνεξισώσεων (7.29), (7.30), (7.34) και (7.35).

7.9. Αν υποτεθεί ότι η μέγιστη ηλεκτρονική πυκνότητα στη περιοχή Ε είναι 8,5×1010 m-3 τη χρονικήστιγμή που λαμβάνει χώρα ολική έκλειψη ηλίου, να βρεθεί η σχέση που διέπει την μείωση της ηλεκτρονικήςπυκνότητας με το χρόνο. Στη συνέχεια να υπολογιστεί ο χρόνος που θα απαιτηθεί για να μειωθεί ο ιονισμός:(α) στο 1/2 και (β) στο 1/5 του τιμής που είχε ακριβώς πριν την έκλειψη. Δίνεται ότι ο ενεργός συντελεστήςδιασπαστικής επανασύνδεσης φορτίου στην περιοχή Ε είναι αeff ~3×10-8 cm3s-1.

Kεφάλαιο 7. Βιβλιογραφία

Coulson K. L., Solar and Terrestrial Radiation, Academic Press, 1975.

Fleagle R. G., and Businger J. A., Introduction to Atmospheric Physics, Academic Press, 1963.

Friedman H., The sun’s ionizing radiation, Physics of the Upper Atmopshere, Academic Press, 1960.

Goody R. M. Atmospheric Radiation, Oxford University Press, 1964.

Haldoupis C., A tutorial review on sporadic E layers, Aeronomy of the Earth’s Atmosphere and Ionosphere,IAGA Special Sopron Book series, chapter 28, Springer, 2011

Iribarne J. V., and Cho H.R., Atmospheric Physics, D. Reidel Publishing Company, 1980.

Johnson C. Y., Journal of Geophysical Research, Vol. 71, 300, 1966.

Kelley M. C., The Earth’s ionosphere. Plasma physics and electrodynamics, Academic Press, 2009.

Παπαγιάννης Μ., Φυσική Ανώτερης Ατμόσφαιρας και Φυσική του Διαστήματος, Πανεπιστημίο Αθηνών, 1972.

Ratcliffe J. A., An introduction to the ionosphere and magnetosphere, Cambridge University Press, 1972.

Risbeth H., and Garriott O. K., Introduction to Ionospheric Physics, Academic Press, 1969.

Shunk R. W., and A. Nagy, Ionospheres, physics, plasma physics and chemistry, Cambridge Un..Press, 2000.

Wallace J. M., and Hobbs P. V., Atmospheric Science. An Introductory Survey, Academic Press, 2nd Edition,2006.

36