Η πραγματική μετεωρολογική ερμηνεία του ονόματος "Rex Block / Εμποδισμός "Ρεξ"
- Λεπτομέρειες
- Κατηγορία: Εγκυκλοπαίδεια
- Δημιουργήθηκε στις 06 Οκτώβριος 2016
- Συντάχθηκε από τον/την Stelios_F
- Προβολές: 4597
Τις τελευταίες δύο ημέρες διαδίδεται έντονα η "τρομοκρατική" φράση με το όνομα "Φαινόμενο Rex Blocking" το οποίο διαβάσαμε πως θα φέρει καταστροφές , καταποντισμούς , πλημμύρες και ό,τι κακό υπάρχει σε αυτό το τόπο.
Για την αποφυγή παρεξηγήσεων και για την καλύτερη κατανόηση αυτού του είδους μοτίβου της κυκλοφορίας των βαρομετρικών συστημάτων , δεν ισχύουν τίποτα από τα παραπάνω.
Η φράση: Εμποδισμός "Ρεξ" , ή αγγλιστί "Rex Block" , προέρχεται από τον αμερικανό μετεωρολόγο , Ντάνιελ Ρεξ , ο οποίος το 1950 μελέτησε και ανακάλυψε την ύπαρξη μίας διάταξης όπου η ελεύθερη ροή των δυτικογενών ανέμων στους ωκεανούς , σταματάει / μπλοκάρεται από ένα ισχυρό πεδίο υψηλών πιέσεων στα βόρεια γεωγραφικά πλάτη, όπου στο εσωτερικό του μπορεί να παρεισφρήσει και να διατηρήσει για μερικές ημέρες ή και λίγες εβδομάδες μια αποκομμένη ύφεση / αποκομμένη ψυχρή μάζα. Ο Ντάνιελ Ρεξ υπήρξε ένα από τα ιδρυτικά μέλη του Αμερικανικού Εθνικού Κέντρου Περιβαλλοντικής Πρόγνωσης (NCEP) , το οποίο έως και σήμερα χρησιμοποιείται για την επεξεργασία και την απόδοση των μετεωρολογικών παραμέτρων από το αριθμητικό μοντέλο πρόγνωσης καιρού , το γνωστό σε εμάς "Global Forecast System - GFS"
Οι συνήθεις περιοχές της εμφάνισης αυτής της διάταξης του "Εμποδιστή Ρεξ" είναι κυρίως στη βορειοδυτική ή βόρεια Ευρώπη , και στις δυτικές - νοτιοδυτικές πολιτείες των Η.Π.Α , χωρίς μάλιστα να αποκλείεται και η εμφάνιση της διάταξης αυτής και σε άλλες περιοχές του πλανήτη.
Στο θεωρητικό κομμάτι αυτής της διάταξης , θα λέγαμε πως μοιάζει αρκετά σαν τη διάταξη της Μεσημβρινής κυκλοφορίας , το λεγόμενο "Ωμέγα μπλοκ" , με την διαφορά ότι η διάταξη "Ρεξ" μπορεί να ανατροφοδοτεί μία ύφεση μέσης ή μεγάλης έκτασης σχεδόν στάσιμη πάνω από μια περιοχή , γύρω από τα πεδία υψηλών πιέσεων και να δίνει παρατεταμένα φαινόμενα.
Στον παρακάτω χάρτη , ο εγκλωβισμός της ύφεσης συμβαίνει στο τμήμα της κεντρικής , ανατολικής Ευρώπης αλλά και στα νότια τμήματα της Σκανδιναβίας , όπου στις χώρες αυτές η ανατροφοδότηση του εγκλωβισμένου συστήματος θα δίνει διαδοχικές βροχοπτώσεις με χαμηλές θερμοκρασίες.
Για τη χώρα μας αυτή η διάταξη στη συγκεκριμένη μορφή της , φαίνεται πως θα επηρεαστεί κυρίως στο δυτικό , κεντρικό και βόρειο τμήμα της τη Παρασκευή και το Σάββατο. Παρ'όλα αυτά να πούμε πως η εν λόγω διάταξη με την "πρωτοεμφανιζόμενη" ονομασία δεν συνδέεται με έντονα καιρικά φαινόμενα. Πρόκειται απλώς για μια παρεμφερή διάταξη όπως η περιγράφηκε παραπάνω στο λεγόμενο "Ωμέγα μπλοκ" , με την μόνη διαφορά την διατήρηση μιας ύφεσης πάνω από μια περιοχή για μερικές ημέρες ή και λίγες εβδομάδες.
Επιμέλεια: Στέλιος Φουρτουλάκης (Stelios_F)
Τα πάντα για τα "Μερομήνια"
- Λεπτομέρειες
- Κατηγορία: Εγκυκλοπαίδεια
- Δημιουργήθηκε στις 26 Ιούλιος 2016
- Συντάχθηκε από τον/την thunder_storm
- Προβολές: 25171
Τι είναι τα <<Μερομήνια>>;
Τα" Ημερομήνια" είναι μια πανάρχαια μέθοδος πρόβλεψης του καιρού για όλο τον ερχόμενο χρόνο. Μας δείχνουν τον καιρό που θα κάνει στην περιοχή από όπου γίνεται η παρατήρηση δηλαδή άλλο καιρό έχει ο Έβρος άλλο η Κόρινθος. Οι άνθρωποι της υπαίθρου διατήρησαν από γενιά σε γενιά και για χιλιάδες χρόνια την πρακτική γνώση της μελέτης και πρόγνωσης του καιρού. Εξετάζοντας συστηματικά κάποια φυσικά φαινόμενα ή «σημάδια» στον ουρανό, μπορούσαν να μαντέψουν ή να «δουν» τα μερομήνια, δηλαδή ν’ αποκωδικοποιήσουν τον καιρό ολόκληρου του επόμενου έτους.
Τα μερομήνια δεν περιγράφονται, είναι θέμα γνώσης και πρακτικής και όχι θεωρίας. Είναι υπόθεση πείρας και αντίληψης που χρήζει μιας ιδιαίτερης προσοχής. Μπορεί αρκετοί άνθρωποι να παρατηρούν το ίδιο πράγμα αλλά να έχουν διαφορετικές αντιλήψεις και οι προβλέψεις τους να μην ταυτίζονται. Η διαφορά δεν θα είναι ακραία, μα η πρόβλεψη του καθενός μπορεί να μη συμπέσει ως προς την ένταση του φαινομένου.
Τα "Ημερομήνια" αμφισβητούνται από την επίσημη μετεωρολογία, η οποία υποστηρίζει ότι μακροχρόνιες προβλέψεις δεν είναι δυνατόν να γίνουν. Συχνά, ακόμη και επιστήμονες δείχνουν ενδιαφέρον για τα αποτελέσματα που βγάζουν τα "ημερομήνια". Έχει όμως πολυάριθμους υποστηρικτές ανάμεσα στους γεωργούς, τους κτηνοτρόφους και γενικά τους ανθρώπους που ζουν και εργάζονται στην ύπαιθρο αλλά επίσης και από καιρόφιλους.
Πότε ξεκινάμε να παρατηρούμε τις μέρες;
Για το πότε ξεκινάμε να παρατηρούμε τις ημέρες, οι γνώμες διίστανται. Κάποιοι ξεκινούν να παρατηρούν τα ημερομήνια από την 1η Αυγούστου έως και την 12η Αυγούστου, ενώ άλλοι ξεκινούν με το παλιό ημερολόγιο, ήτοι από τις 14 Αυγούστου έως και τις 25 Αυγούστου. Λόγω αρχαιότητας της μεθόδου, η πιθανή σωστή παρατήρηση είναι η δεύτερη (δηλαδή από τις 14 Αυγούστου).
Πως αντιστοιχούν άραγε στους μήνες του χρόνου;
Η διαδικασία είναι απλή. Παρατηρούμε τον καιρό του Αυγούστου για 12 ημέρες, εκ των οποίων κάθε μια αντιπροσωπεύει τον καιρό των επόμενων μηνών. Δηλαδή, η πρώτη ημέρα θα μας πει για τον καιρό του Αυγούστου, η δεύτερη για του Σεπτεμβρίου, η τρίτη για του Οκτωβρίου κ.ο.κ. Προσέχουν δε τις καιρικές συνθήκες ολόκληρου του εικοσιτετράωρου. Αν ας πούμε, στις 18 Αυγούστου, βρέχει το βράδυ, τότε τις τελευταίες μέρες του Δεκέμβρη θα έχει άσχημο καιρό.
Πως ερμηνεύονται τα σημάδια;
Όταν έχει αέρα, ο καιρός του αντίστοιχου μήνα θα είναι άστατος.
Όταν υπάρχουν άσπρα σταθερά σύννεφα, ο καιρός του αντίστοιχου μήνα θα έχει βροχές.
Όταν υπάρχουν άσπρα σύννεφα που τρέχουν ο καιρός του αντίστοιχου μήνα θα είναι χιονιάς.
Όταν υπάρχουν σκούρα σύννεφα ο καιρός του αντίστοιχου μήνα θα είναι κρύος.
Όταν ο ουρανός είναι καθαρός, ο καιρός του αντίστοιχου μήνα θα είναι καλός.
Πλέον μπαίνει ο Αύγουστος, οπότε πάρτε χαρτί και μολύβι και σημειώσετε τις δικές σας παρατηρήσεις και ας ελπίσουμε τα σημάδια να είναι αισιόδοξα για την νέα σεζόν με πολύ καιρικό ενδιαφέρον.
Καλές βουτιές!!
Επιμέλεια: Νώντας Φρέρης (thunder_storm)
Πηγή: enikos.gr
Η γήινη Ατμόσφαιρα: ένας υπέροχος κόσμος! (μέρος 3)
- Λεπτομέρειες
- Κατηγορία: Εγκυκλοπαίδεια
- Δημιουργήθηκε στις 18 Φεβρουάριος 2016
- Συντάχθηκε από τον/την michail
- Προβολές: 6702
Στα προηγούμενα μέρη του ταξιδιού μας στη γήινη Ατμόσφαιρα, έχουμε γνωρίσει μέχρι τώρα τον ξηρό ατμοσφαιρικό αέρα και τα κυριότερα αέρια συστατικά του, ένα από τα σημαντικότερα των οποίων είναι και το όζον. Παράλληλα, εισήλθαμε σε διάφορες λεπτομέρειες σχετικά με την επίδραση των αερίων αυτών στην Ατμόσφαιρα, στη ζωή στη Γη αλλά και στη συμπεριφορά του κλίματος του πλανήτη, κάνοντας αναφορές στα θερμοκηπιακά αέρια και στο φαινόμενο της τρύπας του όζοντος. Το ταξίδι μας συνεχίστηκε με την επισκόπηση των υδρατμών στην Ατμόσφαιρα και του ρόλου που αυτοί διαδραματίζουν.
Στο τρίτο μέρος του αφιερώματός μας θα ολοκληρώσουμε την περιγραφή της χημικής σύστασης της Ατμόσφαιρας, καθώς θα αναφερθούμε στα αερολύμματα ή ατμοσφαιρικά αιωρήματα, καθώς και στην σημασία αυτών στο κλίμα του πλανήτη. Επίσης, θα ολοκληρώσουμε τη διάκριση της Ατμόσφαιρας με βάση τη χημική σύσταση, παρουσιάζοντας το ευρύ στρώμα της ετερόσφαιρας. Στη συνέχεια της μελέτης μας θα επικεντρωθούμε σε μια άλλη διαστρωμάτωση που χρησιμοποιούμε, αυτή που βασίζεται στη διακύμανση της θερμοκρασίας με το ύψος.
* * *
ΑΤΜΟΣΦΑΙΡΙΚΑ ΑΙΩΡΗΜΑΤΑ - AEROSOLS
Τα μόρια της ύλης περιλαμβάνουν μικρά σωματίδια, σε στερεή ή υγρή μορφή, τα οποία ελευθερώνονται στην Ατμόσφαιρα λόγω φυσικών και ανθρωπογενών δράσεων. Τα σωματίδια αυτά ονομάζονται ατμοσφαιρικά αιωρήματα ή αερολύματα (aerosols), και οι συγκεντρώσεις αυτών ποικίλουν κατά τάξεις μεγέθους και παρουσιάζουν μεταβολές τόσο τοπικά όσο και χρονικά. Στον πίνακα 2 παρουσιάζονται οι εκτιμώμενες πηγές αερολυμάτων, φυσικές και ανθρωπογενείς, και οι συγκεντρώσεις αυτών κοντά στην επιφάνεια της Γης.
Πολλά σωματίδια είναι ορατά, όπως ο καπνός, τα σωματίδια αιθάλης (soot aerosols) ή η σκόνη, ενώ άλλα είναι αόρατα. Τα ατμοσφαιρικά αιωρήματα ανάλογα με το μέγεθός τους ταξινομούνται, συνηθέστερα, στις ακόλουθες τρεις κατηγορίες. Θυμίζουμε ότι: 1 μm = 0,000001 m.
- Πυρήνες Aitken (διάμετρος <0,1 μm),
- Μεγάλοι πυρήνες (διάμετρος που κυμαίνεται μεταξύ 0,1 και 1,0 μm),
- Γίγαντες πυρήνες, με διάμετρο >1,0 μm
Εικόνα 1: Τάξεις μεγέθους των διαφόρων αιωρούμενων σωματιδίων.
(Πηγή: Κ. Π. Ιακωβίδης, Φυσική Μετεωρολογία, 2009)
Η εικόνα 1 παρουσιάζει τις τάξεις μεγεθών των διαφόρων ατμοσφαιρικών αιωρημάτων, συνδυάζοντας αυτά με τη βλάβη που προκαλούν στους πνεύμονες και στην αναπνευστική λειτουργία. Σημειώνεται πως τα λεγόμενα πολύ μικρά σωματίδια, ή fine particles, που αναφέρονται, χαρακτηρίζονται από διάμετρο μικρότερη των 2,5 μm, και καλούνται γενικά PM2,5. Αντίθετα, τα σωματίδια με διάμετρο μεγαλύτερη των 10 μm καλούνται γενικά PM10.
Τα σωματίδια επιδρούν στην ανθρώπινη υγεία, στα οικοσυστήματα και γενικά στη βιόσφαιρα. Σωματίδια που διεισδύουν στους πνεύμονες είναι δυνατόν να παραμείνουν μόνιμα, προκαλώντας χρόνια αναπνευστικά προβλήματα. Ακόμα, σκόνη εναποτίθεται στις επιφάνειες των πράσινων βλαστών, οπότε είναι δυνατόν να παρεμποδίζεται η απορρόφηση του CO2 και του O2 από τα φυτά. Επίσης, βαριά σκόνη δύναται να προκαλέσει προβλήματα στην αναπνοή των ζώων. Οι νέες βιομηχανικές δραστηριότητες έχουν αυξήσει το φόρτο τέτοιων σωματιδίων στην Ατμόσφαιρα.
Ανάλογα με την προέλευση τους, ταξινομούνται σε τρεις μεγάλες κατηγορίες μεριδίων:
Α) Κονιορτοί - Αυτοί περιλαμβάνουν:
a) Αιωρήματα εδαφικής προέλευσης, όπως είναι η σκόνη και οι μικροσκοπικοί κόκκοι που προέρχονται από μεγάλες ή μικρές ερημικές περιοχές του πλανήτη ή από περιοχές που στερούνται βλάστησης και εισέρχονται μέσα στην Ατμόσφαιρα με τη δράση του ανέμου.
b) Στάχτη, σποδός και αιθάλη, που εισέρχονται στην Ατμόσφαιρα από της εκρήξεις των ηφαιστείων, από τις πυρκαγιές καθώς και από τις βιομηχανικές και οικιακές καύσεις.
c) Διαπλανητική σκόνη, που αιωρείται στην Ατμόσφαιρα, από την καύση των εισερχόμενων μετεωριτών.
d) Μόρια χλωριούχου νατρίου (NaCl), που εισέρχονται στη Ατμόσφαιρα από την εξάτμιση των υδροσταγονιδίων θαλάσσιου νερού που παρασύρονται από τα αφρισμένα κύματα με τη βοήθεια των ανέμων.
Από μετρήσεις που έχουν γίνει, προκύπτει ότι η περιεκτικότητα του παρεδάφιου στρώματος αέρα σε κονιορτό είναι συνάρτηση αφενός των καιρικών συνθηκών που επικρατούν και αφετέρου της θέσης της περιοχής των μετρήσεων (ύπαιθρος ή αστικοποιημένη περιοχή).
Β) Χημικές ενώσεις - Αυτές περιλαμβάνουν όλες εκείνες που προέρχονται από φυσικές διεργασίες (όπως το μεθάνιο, το υδρόθειο, υδρογονάνθρακες με προέλευση τα έλη ή τη σήψη οργανικών ουσιών) και τις καύσεις και βιομηχανικές, γενικά, διεργασίες (όπως το διοξείδιο του θείου, το μονοξείδιο του άνθρακα, διάφορα οξείδια του αζώτου, υδρογονάνθρακες που είναι προϊόντα λειτουργίας των κινητήρων κ.λπ.).
Γ) Οργανικά αιωρήματα - Αυτά αναφέρονται κυρίως στη γύρη των φυτών και σε διάφορους μικροοργανισμούς όπως βακτήρια, μύκητες, σπόρια και μικρού μεγέθους έντομα.
Τα ατμοσφαιρικά αιωρήματα είναι δυνατόν να εκπέμπονται απευθείας με τη μορφή σωματιδίων (κύρια πηγή), ή να μορφοποιούνται στην Ατμόσφαιρα από τα προϋπάρχοντα αέρια αυτής (δευτερεύουσα πηγή). Η μετακίνηση των αερολυμάτων από την Ατμόσφαιρα γίνεται κυρίως με την απόθεση αυτών στην επιφάνεια της Γης ή μέσω της εξαέρωσης. Σε ό,τι αφορά την απόθεση, αυτός ο μηχανισμός κάθαρσης επιτυγχάνεται με την άμεση απόθεση στην επιφάνεια, (καθίζηση, δράση της βαρύτητας - ξηρή απόθεση) και μέσω της βροχής (υγρή απόθεση). Μάλιστα, πολλές φορές τα αιωρούμενα σωματίδια επιτείνουν το μηχανισμό της υγρής απόθεσης διότι τα περισσότερα είναι υγροσκοπικά και πάνω τους συγκεντρώνονται οι υδρατμοί. Η δραστικότητα των δυο αυτών διεργασιών, και επομένως ο χρόνος παραμονής των αερολυμάτων στην Ατμόσφαιρα, είναι συνάρτηση των φυσικών και χημικών χαρακτηριστικών των αιωρούμενων σωματιδίων και του μεγέθους αυτών, καθώς και του χρόνου απελευθέρωσης και του τόπου.
Για την ειδική περίπτωση των πολύ μικρών θειικών σωματιδίων ( 0,01-0,1 μm) που απελευθερώνονται ή μορφοποιούνται κοντά στην επιφάνεια της Γης, ο μέσος χρόνος παραμονής στην Ατμόσφαιρα είναι της τάξης των μερικών ημερών. Αυτή η χρονική κλίμακα, όπως είναι κατανοητό, εξαρτάται από τη συχνότητα δημιουργίας και εμφάνισης και από τη βροχή. Στην περίπτωση σωματιδίων που μεταφέρονται ή μορφοποιούνται στην ανώτερη Τροπόσφαιρα, αυτά παραμένουν στην Ατμόσφαιρα για εβδομάδες ή και μήνες λόγω της μη εμφάνισης του μηχανισμού κάθαρσης της βροχής στα ύψη αυτά. Τα αερολύματα της Στρατόσφαιρας που μορφοποιούνται από την ηφαιστειακή δράση, είναι δυνατόν να παραμείνουν για ένα ή και δυο χρόνια.
Εικόνα 2: Η παγκόσμια κατανομή των αερολυμάτων και το ποσοστό εκείνων που είναι μεγάλα ή μικρά. Τα έντονα χρώματα δείχνουν ένα παχύ στρώμα αιωρούμενων σωματιδίων. Οι κίτρινες περιοχές είναι κυρίως χονδροειδή (coarse) μόρια, όπως η σκόνη, και οι κόκκινες περιοχές είναι κυρίως λεπτά (fine) αερολύματα, όπως ο καπνός ή η ρύπανση. Το γκρίζο χρώμα υποδεικνύει την απουσία δεδομένων για τη συγκεκριμένη περιοχή του χάρτη. (Πηγή: Robert Simmon, NASA, based on MODIS data from NASA Earth Observatory)
Τα ατμοσφαιρικά αερολύματα επηρεάζουν το κλίμα κατά δυο τρόπους: άμεσα μέσω των διεργασιών της ανάκλασης και απορρόφησης της ηλιακής ακτινοβολίας, στην Τροπόσφαιρα και στη Στρατόσφαιρα, και έμμεσα επηρεάζοντας τα νέφη στην Τροπόσφαιρα, καθώς ο αριθμός των υδροσταγόνων ενός νέφους εξαρτάται, μέσω πολύπλοκων μηχανισμών, από τον αριθμό των πυρήνων συμπύκνωσης ο οποίος εξαρτάται από τη συγκέντρωση των αερολυμάτων. Ο άμεσος και έμμεσος δυναμικός ρόλος των αερολυμάτων στην ακτινοβολία εξαρτάται σημαντικά από το μέγεθος των ιδίων των αερολυμάτων, καθώς και από τη χημική τους σύσταση. Τα αιωρούμενα σωματίδια με διάμετρο μεταξύ 0,1 και 1,0 μm εμφανίζουν τη μεγαλύτερη δραστικότητα στην εισερχόμενη ηλιακή ακτινοβολία ακριβώς επειδή παρουσιάζουν συγκρίσιμο μέγεθος με τα μήκη κύματος της ακτινοβολίας. Τα θειικά αερολύματα και τα οργανικά σωματίδια είναι πολύ δραστικά στη σκέδαση και απορρόφηση της ηλιακής ακτινοβολίας, με αποτέλεσμα να συμβάλλουν στη μεταβολή του μικροκλίματος μιας περιοχής, προκαλώντας μείωση των ποσοστών ηλιακής ακτινοβολίας που φθάνουν στο έδαφος. Τέτοιες μεταβολές όμως έχουν επιπτώσεις στη βιόσφαιρα γενικά. Τα σωματίδια με διάμετρο μικρότερη από 0,7 μm θα σκεδάζουν έντονα την ηλιακή ακτινοβολία μέσω του φυσικού μηχανισμού της σκέδασης Rayleigh, μερικά δε απορροφούν την ηλιακή ακτινοβολία – ιδίως τα σωματίδια αιθάλης στη φασματική περιοχή 380-560 nm. Τα μεγαλύτερα σωματίδια σκεδάζουν επίσης την ηλιακή ακτινοβολία μέσω της διεργασίας της σκέδασης Mie.
ii) Ετερόσφαιρα
Στην ετερόσφαιρα, δηλαδή πάνω από το ύψος των 90 km, η σύσταση της Ατμόσφαιρας διαφοροποιείται σημαντικά καθ’ ύψος, διότι επικρατεί η μοριακή διάχυση με αποτέλεσμα τη διάταξη των μορίων κατά μοριακές μάζες. Η διαδικασία της μοριακής διάχυσης γίνεται κατανοητή αν εξετασθεί η μεταβολή της πίεσης και της πυκνότητας των αερίων της Ατμόσφαιρας με το ύψος.
ΦΥΣΙΚΑ ΜΕΓΕΘΗ ΤΗΣ ΑΤΜΟΣΦΑΙΡΑΣ
Η ατμοσφαιρική πίεση στην επιφάνεια της Γης ορίζεται ως το βάρος της υπερκείμενης στήλης αέρα που εφαρμόζεται στη μονάδα επιφανείας. Στη Μετεωρολογία χρησιμοποιείται ως μονάδα ατμοσφαιρικής πίεσης το bar το οποίο αντιστοιχεί σε δύναμη 100.000 N (Νιούτον) που επιδρούν σε επιφάνεια 1 τετραγωνικού μέτρου. Επειδή το bar είναι αρκετά μεγάλη μονάδα μέτρησης και οι επιφανειακές μεταβολές της πίεσης μικρές έχει επικρατήσει το millibar (mb), όπου 1 bar = 1000 mb. Στο Διεθνές Σύστημα Μονάδων (SI) έχει επικρατήσει ως μονάδα μέτρησης το Pascal (Pa), το οποίο αντιστοιχεί σε δύναμη 1 Ν που εφαρμόζεται σε επιφάνεια 1 τετραγωνικού μέτρου. Ισχύει η εξής αναλογία: 1 bar = 1000 mb = 100.000 Pa = 1.000 hPa. Η τελευταία μονάδα (εκτοπασκάλ - hPa) είναι ίδια σε μέγεθος με το mb. Στην επιφάνεια της θάλασσας η μέση τυπική τιμή της ατμοσφαιρικής πίεσης είναι 1013,25 mb = 1013,25 hPa. Η πίεση σε μεγαλύτερα ύψη εξαρτάται από το βάρος της ατμοσφαιρικής στήλης από το συγκεκριμένο ύψος και πάνω. Έχει υπολογισεί πως η πίεση μεταβάλλεται εκθετικά με το ύψος, δηλαδή με πολύ γοργούς ρυθμούς.
Η πυκνότητα του ατμοσφαιρικού αέρα είναι άλλο ένα φυσικό μέγεθος που μας ενδιαφέρει, και είναι ανάλογο με την πίεση. Αυτό σημαίνει πως μεταβάλλεται με παρόμοιο τρόπο καθ' ύψος, όπως η πίεση. Εν προκειμένω, η πυκνότητα ελαττώνεται εκθετικά. Τη μεταβολή των δυο αυτών μεγεθών αντικατοπτρίζει η εικόνα 3.
Εικόνα 3: Η μεταβολή της πίεσης (air pressure) και της πυκνότητας (air density) καθ' ύψος. Στην δεξιά στήλη φαίνεται μια προσομοίωση των μορίων του αέρα, και πως ελαττώνεται η πυκνότητά τους σε όλο και μεγαλύτερα υψόμετρα. (Πηγή: C. D. Ahrens, Essentials of Meteorology, 2010)
Εικόνα 4: Η μάζα της Ατμόσφαιρας συνδέεται εξ' ορισμού άμεσα με το μέγεθος της πυκνότητας. Η συνολική μάζα της Ατμόσφαιρας εκτιμάται πως είναι: ma=5,136 x 1018 kg (CRC Handbook of Chemistry and Physics, 90th edition, Internet version, 2010). Η εκθετική μείωση της πίεσης καθ’ ύψος σημαίνει πως αν βρεθεί κάποιος σε υψόμετρο μόλις 5,5 km, θα έχει από πάνω του το 50% της μάζας του ατμοσφαιρικού αέρα. Το 75% της συνολικής μάζα της Ατμόσφαιρας βρίσκεται σε στρώμα ύψους 10 km από την επιφάνεια της Γης, ενώ το 99% συγκεντρώνεται κάτω από τα 40 km περίπου. (Πηγή: C. D. Ahrens, Essentials of Meteorology, 2010)
Η θερμοκρασία: Η φυσική σπουδή της Ατμόσφαιρα άρχισε περί το τέλος του 19ου αιώνα με τα αερόστατα και τους μετεωρολογικούς αετούς. Έκτοτε, η μεταβολή των μετεωρολογικών στοιχείων (θερμοκρασία, υγρασία, πίεση, διεύθυνση και ταχύτητα ανέμου) με το ύψος μελετήθηκαν εντατικά με τις ραδιοβολίδες, τους μετεωρολογικούς πυραύλους και τους δορυφόρους. Μέχρι τις αρχές του 20ου αιώνα ήταν γνωστή η μείωση της θερμοκρασίας με το ύψος. Ωστόσο, οι μετρήσεις που διεξάγονταν δεν υπερέβαιναν τα 10 km, οι επιστήμονες πίστευαν ότι η θερμοκρασία μειώνεται συνεχώς μέχρι το απόλυτο μηδέν (-273 ᵒC), στο ανώτερο όριο της Ατμόσφαιρας. Καθοριστική ήταν όμως η συμβολή του Léon Teisserenc de Bort, ο οποίος διαπίστωσε πως η μείωση της θερμοκρασίας αναχαιτίζεται στο ύψος των 11 km περίπου, όπου και αυτή παραμένει σταθερή καθ’ύψος.
Είδαμε προηγουμένως πώς μεταβάλλονται η πίεση και η πυκνότητα συναρτήσει του ύψους. Για τη θερμοκρασία δεν ισχύει κάποιο εκθετικό μοντέλο, αλλά παρατηρούνται διαδοχικές εναλλαγές της μεταβολής της θερμοκρασίας με την αύξηση του ύψους. Η διακύμανση της θερμοκρασίας προσδιορίστηκε επιτυχώς μέσα στον 20ο αιώνα με την πρόοδο της επιστήμης και της τεχνολογίας και την χρήση των δορυφόρων και των μετεωρολογικών πυραύλων στην υπηρεσία της Μετεωρολογίας. Με βάση την καθ’ ύψος μεταβολή της θερμοκρασίας, που φαίνεται στην εικόνα 5, προκύπτει το ακόλουθο μοντέλο κατακόρυφης διαίρεσης της Ατμόσφαιρας, κάθε ατμοσφαιρική περιοχή του οποίου εξετάζεται αναλυτικά στη συνέχεια. Το μοντέλο αυτό περιλαμβάνει την Τροπόσφαιρα, τη Στρατόσφαιρα, τη Μεσόσφαιρα και τη Θερμόσφαιρα. Η αναλυτική περιγραφή του κάθε στρώματος ακολουθεί στη συνέχεια.
Εικόνα 5: Η μεταβολή της μέσης πίεσης, της θερμοκρασίας (Τ), του μέσου μοριακού βάρους (Μ με παύλα από πάνω, που υποδεικνύει τη μέση τιμή) του ατμοσφαιρικού αέρα και της συγκέντρωσης μερικών ατμοσφαιρικών συστατικών, συναρτήσει του ύψους. Είναι ευδιάκριτη η σταθερότητα της χημικής σύστασης μέχρι το ύψος των 100 km περίπου (ομοιόσφαιρα), καθώς και η διάταξη των στοιχείων κατά μοριακό βάρος στην ετερόσφαιρα (>100 km). Ακόμη, φαίνεται η εκθετική μείωση της πίεσης (p) αλλά και της θερμοκρασίας (T). Φαίνεται δε πως η μεταβολή της θερμοκρασίας στη θερμόσφαιρα (~400 km και άνω) εξαρτάται σημαντικά από την ηλιακή δραστηριότητα: ένας ενεργός-active ήλιος σχετίζεται με μεγάλο αριθμό ηλιακών εκρήξεων). (Πηγή: U. S. Standard Atmosphere, 1976)
Τροπόσφαιρα
Η Τροπόσφαιρα αποτελεί την κατώτερη περιοχή της Ατμόσφαιρας και εκτείνεται από το έδαφος μέχρι το ύψος των 12 ± 4 km. To ύψος του ατμοσφαιρικού αυτού στρώματος εξαρτάται από το γεωγραφικό πλάτος και από την εποχή του έτους. Συγκεκριμένα, αυτή εκτείνεται μέχρι το ύψος των 7-8 km πάνω από τις πολικές περιοχές, 11-12 km πάνω από τις εύκρατες περιοχές και 16-17 km πάνω από τις ισημερινές περιοχές.
Η τροπόσφαιρα είναι γνωστή και σαν κατώτερη ατμόσφαιρα. Το τμήμα της τροπόσφαιρας που εκτείνεται από την επιφάνεια της γης μέχρι και το ύψος των 1.5 km περίπου αποτελεί το στρώμα τριβής. Μέσα σ' αυτό το στρώμα σημειώνονται οι περισσότερες ημερήσιες μεταβολές της ατμοσφαιρικής κυκλοφορίας, που επηρεάζεται σημαντικά από τα αποτελέσματα της τριβής που αναπτύσσεται εξαιτίας των ανωμαλιών και του ανάγλυφου της επιφάνειας της γης. Η τροπόσφαιρα, κύρια, χαρακτηρίζεται από:
α) μια ομοιόμορφη περίπου ελάττωση της θερμοκρασίας του αέρα με το ύψος. Η ελάττωση αυτή είναι κατά μέσο όρο ίση με 6.5°C/km ή 0,65 °C/100 m, και ονομάζεται κατακόρυφη θερμοβαθμίδα.
β) αύξηση της ταχύτητας του ανέμου με το ύψος (λόγω της σταδιακά μειούμενης επίδρασης της τριβής της επιφάνειας) μέχρις ενός ορισμένου ορίου, με μέγιστη ταχύτητα που σημειώνεται, κατά προσέγγιση, στα ανώτερα όρια της τροπόσφαιρας.
γ) σημαντική περιεκτικότητα σε υδρατμούς, ιδιαίτερα στα κατώτερα στρώματα της.
δ) αξιόλογες κατακόρυφες κινήσεις του αέρα και
ε) συνεχή εναλλαγή ατμοσφαιρικών φαινομένων που συνιστούν στο σύνολο τον καιρό.
Από καθαρά μετεωρολογική πλευρά, η τροπόσφαιρα αποτελεί το πιο σημαντικό τμήμα της γήινης ατμόσφαιρας και κατέχει τα 80% περίπου της μάζας όλης της ατμόσφαιρας και σχεδόν ολόκληρη την ποσότητα των υδρατμών. Μέσα στην τροπόσφαιρα δημιουργούνται όλες σχεδόν οι ατμοσφαιρικές διαταράξεις, οι αλλαγές του καιρού και το σύνολο σχεδόν των μετεωρολογικών φαινομένων.
Η κύρια πηγή ενέργειας της τροπόσφαιρας είναι, κατά κύριο λόγο, η ηλιακή ακτινοβολία που απορροφάται από την επιφάνεια της γης και θερμαίνει από κάτω την τροπόσφαιρα. Εξαιτίας της θέρμανσης στη βάση της, η τροπόσφαιρα είναι, κατ' εξοχή, ασταθής, με κύρια διεργασία τη μεταφορά της θερμότητας που είναι και υπεύθυνη για την ψύξη της (κατακόρυφη μεταφορά).
Η άνω οριακή περιοχή της τροπόσφαιρας ονομάζεται Τροπόπαυση. Αυτή αποτελεί περισσότερο μια μεταβατική ζώνη ανάμεσα στην τροπόσφαιρα και στο αμέσως υπερκείμενο στρώμα της ατμόσφαιρας (Στρατόσφαιρα), παρά ένα συγκεκριμένο διαχωριστικό όριο. Η τροπόπαυση, που αποτελεί μια ασυνεχή επιφάνεια, παρουσιάζει μια κλίση από τον Ισημερινό προς τους πόλους. Στη διάρκεια ολόκληρου του χρόνου αυτή παρουσιάζει μια ασυνέχεια (διακοπή) στην περιοχή με γεωγραφικό πλάτος 30-40°. Εξαιτίας αυτής της διακοπής τη διακρίνουμε σε τροπική και πολική τροπόπαυση.
Από τις δυο αυτές τροποπαύσεις, η τροπική επικρατεί σε μικρά γεωγραφικά πλάτη και φθάνει μέχρι το πλάτος των 35-40°, ενώ η πολική επικρατεί σε μεγάλα γεωγραφικά πλάτη. Πολλές φορές η τροπική τροπόπαυση επεκτείνεται και μέχρι το πλάτος των 45°, με αποτέλεσμα να επικαλύπτει την πολική τροπόπαυση σε μήκος 5° ως 10°. Συνεπώς, στα μέσα γεωγραφικά πλάτη ανευρίσκονται δύο τροποπαύσεις, η μια πάνω στην άλλη και σε μια κατακόρυφη μεταξύ τους απόσταση που κυμαίνεται από 2.5-5.0 km. Η απόσταση αυτή είναι μεταβλητή, με μέγιστη και ελάχιστη τιμή που σημειώνεται στη διάρκεια των χειμερινών και καλοκαιρινών μηνών, αντίστοιχα. Στα πλάτη αυτά και ανάμεσα από το διάστημα των δύο αυτών τροποπαύσεων έχει διαπιστωθεί και η ύπαρξη ενός στενού ρεύματος ανέμου με πολύ μεγάλες ταχύτητες, που είναι γνωστό με το όνομα αεροχείμαρος.
Θεωρώντας την τροπόπαυση σαν μια ενιαία επιφάνεια, το μέσο ύψος αυτής πάνω από τις διάφορες περιοχές κυμαίνεται από 16-17 km στις ισημερινές περιοχές, από 11-12 km στις εύκρατες και από 7- 8 km στις πολικές περιοχές. Στις παραπάνω τιμές του ύψους της παρατηρούνται και διακυμάνσεις τάξεως που κυμαίνεται από 0 έως 4 km. Οι διακυμάνσεις αυτές οφείλονται, αφενός, στις εποχές του έτους και, αφετέρου, στην επικράτηση των διαφόρων βαρομετρικών συστημάτων. Συγκεκριμένα, το ύψος της τροπόπαυσης γίνεται μεγαλύτερο στη διάρκεια της μεταβατικής περιόδου από καλοκαίρι στο φθινόπωρο και μικρότερο κατά τη μεταβατική περίοδο από χειμώνα προς άνοιξη. Επίσης, η τροπόπαυση, σε σχέση με τη στάθμη του μέσου ύψους της, ανευρίσκεται υψηλότερα πάνω σε περιοχές που επικρατούν αντικυκλωνικα συστήματα και χαμηλότερα πάνω σε περιοχές με επικράτηση υφεσιακών συστημάτων.
Τέλος, οι τιμές της θερμοκρασίας της τροπόπαυσης κυμαίνονται από -70 °C ως -80 °C πάνω από τις ισημερινές περιοχές και από -55 °C ως -60 °C πάνω από περιοχές μέσων γεωγραφικών πλατών. Συνεπώς, το ψυχρότερο τμήμα της ανώτερης τροπόσφαιρας βρίσκεται πάνω από το θερμότερο της επιφάνειας της γης. Επίσης, ένα κύριο γνώρισμα της τροπόπαυσης είναι η μη ύπαρξη κατακόρυφης μεταβολής της θερμοκρασίας. Το γενονός αυτό αποτελεί σημαντικό στοιχείο προσδιορισμού τόσο του ύψους όσο και του πάχους της τροπόσφαιρας.
Στρατόσφαιρα
Το ατμοσφαιρικό στρώμα που βρίσκεται πάνω από την Τροπόσφαιρα και που διαχωρίζεται από αυτήν με την Τροπόπαυση ονομάζεται Στρατόσφαιρα. Λαμβάνοντας υπόψιν τις φυσικές της ιδιότητες και κυρίως τις θερμοκρασιακές μεταβολές της, αυτή μπορεί να διακριθεί σε ανώτερη και κατώτερη Στρατόσφαιρα.
Η κατώτερη Στρατόσφαιρα χαρακτηρίζεται, αφενός, από μια αξιοσημείωτη ευστάθεια και, αφετέρου, από μη ουσιαστική μεταβολή της θερμοκρασίας με το ύψος. Το στρώμα αυτό εκτείνεται από τα ανώτερα όρια της Τροπόπαυσης μέχρι τη στάθμη των 35 km περίπου. Μέσα στο στρατοσφαιρικό αυτό στρώμα οι κατακόρυφες κινήσεις των αερίων μαζών είναι σημαντικά περιορισμένες, σε σύγκριση με τις αντίστοιχες που σημειώνονται στα αμέσως γειτονικά στρώματα. Αντίθετα, η οριζόντια κυκλοφορία εμφανίζεται αξιόλογη και μάλιστα, όταν αυτή συνδέεται με τη μεταβολή των συστημάτων κυκλοφορίας, είναι πιο έντονη. Συχνά, μια τέτοια μεταβολή της οριζόντια κυκλοφορίας συνδέεται άμεσα με τα βαρομετρικά συστήματα που επικρατούν χαμηλότερα. Η οριζόντια αυτή κυκλοφορία χαρακτηρίζεται από την ισχύ, τις μεγάλες ταχύτητες του ανέμου και από την εμμονή της. Χαρακτηριστικό γνώρισμα της κατώτερης Στρατόσφαιρας είναι οι σχετικά χαμηλές τιμές της θερμοκρασίας και η μεγάλη ξηρασία της. Από τις χαμηλές τιμές της θερμοκρασίας στις διάφορες περιοχές αυτής προκύπτει ότι ελάχιστες ποσότητες υδρατμών είναι δυνατό να υπάρχουν. Ωστόσο, δημιουργούνται νέφη στη Στρατόσφαιρα, τα λεγόμενα πολικά στρατοσφαιρικά νέφη, τα οποία συνίστανται από νερό σε υγρή στερεή μορφή, και είναι ορατά καλύτερα στα πολικά γεωγραφικά πλάτη κατά τη διάρκεια των χειμερινών μηνών, μόλις ο ήλιος περάσει τον ορίζοντα. Πάντως, σύννεφα με τη μορφή που τα συναντάμε στην Τροπόσφαιρα δεν παρατηρούνται στο στρώμα της Στρατόσφαιρας, ενώ απουσιάζουν ολοκληρωτικά τα καιρικά φαινόμενα.
Στην ανώτερη Στρατόσφαιρα, πάνω από το ύψος των 35 km, η θερμοκρασία αυξάνει συνέχεια μέχρι περίπου τους 0 °C περίπου στα 50-55 km. Η αύξηση της θερμοκρασίας με το ύψος οφείλεται ουσιαστικά στο στρώμα όζοντος που βρίσκεται εντός της ανώτερης Στρατόσφαιρας και απορροφά την ηλιακή ακτινοβολία στα μήκη κύματος μεταξύ 2000 και 3000 Å, διεργασία που αποτελεί τη βασική πηγή θέρμανσης της Στρατόσφαιρας.
Η Στρατόσφαιρα θεωρείται πολύ πιο ευσταθής περιοχή από την Τροπόσφαιρα, λόγω του ότι κατά κανόνα, η θερμοκρασία αυξάνεται με το ύψος. Αυτό όμως δε σημαίνει πως πρόκειται για μια ήρεμη περιοχή. Αντίθετα, στη διάρκεια του χειμώνα ή της άνοιξης, σε πολλές περιπτώσεις εκδηλώνονται πολύ βίαιες θερμοκρασιακές μεταβολής, κυρίως στα μεγάλα γεωγραφικά πλάτη (αιφνίδιες στρατοσφαιρικές θερμάνσεις).
Η διαχωριστική μεταβατική ζώνη ανάμεσα στη Στρατόσφαιρα και στο αμέσως υπερκείμενο ατμοσφαιρικό στρώμα καλείται Στρατόπαυση. Αυτή βρίσκεται σε ένα ύψος 50-55 km περίπου και είναι η περιοχή στην οποία η συνεχώς αυξανόμενη τιμή της θερμοκρασίας μέσα στη Στρατόσφαιρα αποκτά τη μέγιστη τιμή της. Εντός της Στρατόπαυσης, η θερμοκρασιακή συμπεριφορά χαρακτηρίζεται σχεδόν ισοθερμική.
Από κατάλληλους υπολογισμούς, προκύπτει πως η τιμή της πίεσης στη στάθμη της Στρατόπαυσης είναι περίπου ίση με 1 mb, εν αντιθέσει με την επιφάνεια της Γης, όπου η πίεση είναι ίση με 1000 mb. Το γεγονός αυτό σημαίνει ότι τα δυο ατμοσφαιρικά στρώματα της Τροπόσφαιρας και της Στρατόσφαιρας κατέχουν μαζί το 99,9% της συνολικής ατμοσφαιρικής μάζας!
Μεσόσφαιρα
Πάνω από τη Στρατόπαυση και όσο ανερχόμαστε σε μεγαλύτερα ύψη διαπιστώνεται μια δραματική πτώση της θερμοκρασίας, η οποία συνεχίζεται μέχρι το ύψος των 80-85 km περίπου. Στο ύψος αυτό η θερμοκρασία λαμβάνεται την τιμή -90 ᵒC ή και ακόμη χαμηλότερη. Η περιοχή αυτή της Ατμόσφαιρας ονομάζεται Μεσόσφαιρα. Σε αυτήν κυριαρχούν οι δυνάμεις βαρύτητας και ενδογενούς πίεσης, καθώς και από την υπεριώδη ακτινοβολία που συμβάλλει ουσιαστικά στο θερμικό ισοζύγιο. Βρίσκεται σε ύψη πολύ μεγάλα για να προσεγγισθούν από αεροσκάφη ή κάθε είδους μπαλόνια και πολύ χαμηλά για να τεθούν σε τροχιά διαστημόπλοια. Είναι ένα στρώμα προσβάσιμο μόνο μέσω πυραύλων ραδιοβολήσεων.
Η Μεσόσφαιρα, κατά κανόνα, χαρακτηρίζεται από την απότομη μεταβολή (πτώση) της θερμοκρασίας και από τις διαταρακτικές κινήσεις πάνω από ένα στρώμα με θερμότερο αέρα (τη Στρατόσφαιρα). Η ελάττωση της θερμοκρασίας οφείλεται σε διάφορους παράγοντες, μεταξύ των οποίων οι εκπομπές ακτινοβολίας του CO2 και η απουσία του όζοντος. Από το υπόλοιπο της ατμοσφαιρικής μάζας που δεν περιέχεται στην Τροπόσφαιρα και στη Στρατόσφαιρα, δηλαδή από το υπόλοιπο 0,1%, το 99% το κατέχει η Μεσόσφαιρα και την υπόλοιπη το αμέσως υπερκείμενο στρώμα (Θερμόσφαιρα).
Η διαχωριστική ζώνη ανάμεσα στη Μεσόσφαιρα και στο αμέσως υπερκείμενο στρώμα ονομάζεται Μεσόπαυση. Βρίσκεται σε ένα ύψος γύρω στα 80 km και αποτελεί το ανώτερο περίπου όριο της ομοιόσφαιρας (περίπου στην ίδια περιοχή με την τυρβόπαυση). Χαρακτηρίζεται από ένα θερμοκρασιακό ελάχιστο που φθάνει ακόμη και τους -150 ᵒC. Η θερμοκρασιακή αυτή τιμή δε σημειώνεται σε καμία άλλη περιοχή της γήινης Ατμόσφαιρας ή της επιφάνειας του πλανήτη.
Λίγο κάτω από τη Μεσόπαυση, ο αέρας είναι τόσο ψυχρός ώστε τα μόρια νερού εξαχνώνονται σχηματίζοντας τα φωτεινά ή φωσφορίζονται νέφη (noctilucent clouds). Πρόκειται για τα υψηλότερα νέφη της Ατμόσφαιρας, και είναι παρατηρήσιμα όταν το φως του Ήλιου ανακλάται πάνω τους μια με δυο ώρες μετά τη δύση ή πριν την ανατολή, δηλαδή όταν ο ήλιος βρίσκεται 4-16° κάτω από τον ορίζοντα. Στο στρώμα αυτό παραηρούνται ακόμη και δυο είδη ηλεκτρικών εκκενώσεων, τα sprites και τα ELVES, πολύ ψηλότερα από τα Τροποσφαιρικά νέφη καταιγιδών. Η Μεσόσφαιρα, τέλος, είναι η περιοχή όπου φλέγονται οι μετεωρίτες που εισέρχονται στην Ατμόσφαιρα.
Θερμόσφαιρα
Τα ανώτερα όρια της Μεσόπαυσης αποτελούν τα κατώτερα όρια ενός νέου ατμοσφαιρικού στρώματος που είναι γνωστό σαν Θερμόσφαιρα. Αυτή χαρακτηρίζεται από συνεχή αύξηση της θερμοκρασίας λόγω της υψηλής ενέργειας ηλιακής ακτινοβολίας, εκτός από τη σχεδόν ισόθερμη βάση της, μέχρι των ανώτερων ορίων της, τα οποία δεν είναι σαφώς καθορισμένα διότι εξαρτώνται σημαντικά από την ηλιακή δραστηριότητα και κυμαίνονται στα 500-1000 km περίπου, όπου επικρατεί θερμοκρασία 1000 ᵒK ή και ακόμη μεγαλύτερη.
Οι τιμές της θερμοκρασίας της Θερμόσφαιρας παρουσιάζουν μεγάλες μεταβολές που εξαρτώνται από το γεωγραφικό πλάτος, την ώρα της ημέρας και την ηλιακή ακτινοβολία. Πραγματικά, στην περίοδο του ελαχίστου των ηλιακών κηλίδων η μέση τιμή της θερμοκρασίας φθάνει τους 750 ᵒK, ενώ κατά το μέγιστο της δραστηριότητας των ηλιακής κηλίδων, αυτή φθάνει και τους 1300 ᵒK. Σε περιπτώσεις ηλιακών εκλάμψεων έχουν σημειωθεί και τιμές μεγαλύτερες των 1700 ᵒK. Η πυκνότητα των μορίων των αερίων όμως είναι πολύ μικρή σε αυτό το στρώμα, και έτσι η θερμοκρασία δεν έχει τη συνήθη έννοια που αντιλαμβανόμαστε καθημερινά, αλλά συνδέεται με την κινητική ενέργεια των μορίων. Είναι αξιοθαύμαστο το γεγονός πως ένας άνθρωπος δεν θα αισθανόταν τις υψηλές θερμοκρασίες στη Θερμόσφαιρα, εξαιτίας της πολύ μικρής πίεσης και πυκνότητας του αέρα, που δεν θα επέτρεπαν τη μεταγωγή σημαντικών ποσών θερμότητας από ή προς το δέρμα.
Η σημαντική αυτή αύξηση της θερμοκρασίας στη Θερμόσφαιρα αποδίδεται στους ακόλουθους παράγοντες:
α) στη μεγάλη αραίωση του αέρα στα μεγάλα αυτά ύψη,
β) στην έλλειψη τριατομικών μορίων,
γ) στην παρουσία ηλιακής ακτινοβολίας με μήκη κύματος μικρότερα των 1750 Å και
δ) στην ενέργεια που εκλύεται από διάφορες εξώθερμες χημικές αντιδράσεις.
Οι υψηλές τιμές της θερμοκρασίας επιβεβαιώνουν την έλλειψη διεργασιών απόψυξης του θερμοσφαιρικού στρώματος. Η μόνη σημαντική διεργασία ψύξης της Θερμόσφαιρας γίνεται με αγωγή της θερμότητας προς τα κάτω. Τέλος, στη Θερμόσφαιρα παρατηρείται πλήρης απουσία νεφών και μορίων υδρατμών, ωστόσο λαμβάνουν χώρα μη-υδρομετεωρολογικά φαινόμενα όπως το Βόρειο και το Νότιο Σέλας.
Το ανώτερο όριο της Θερμόσφαιρας, όπου παύει η αύξηση της θερμοκρασίας, αποτελεί την περιοχή της Θερμόπαυσης. Από εκεί και πάνω η Ατμόσφαιρα είναι ισόθερμη και ονομάζεται Εξώσφαιρα. Η βάση της βρίσκεται σε ύψος που κυμαίνεται από 400-1000 km, το οποίο εξαρτάται από την ηλιακή δραστηριότητα, ενώ εκτείνεται μέχρι περίπου τα 10.000 km. Η εξώσφαιρα ουσιαστικά αναμειγνύεται με το διάστημα και η πυκνότητα της Ατμόσφαιρας εξισώνεται με αυτή του διαπλανητικού υλικού.
Το στρώμα της Εξώσφαιρας αποτελείται κυρίως από μικρές συγκεντρώσεις υδρογόνου, ηλίου και άλλων βαρέων μορίων, συμπεριλαμβανομένων του αζώτου, του οξυγόνου και του διοξειδίου του άνθρακα κοντά στην βάση της. Τα μόρια βρίσκονται σε τόσο μεγάλες αποστάσεις μεταξύ τους ώστε για να συγκρουστούν διανύουν δεκάδες ή και εκατοντάδες χιλιόμετρα (η μέση ελεύθερη διαδρομή είναι κατά μέσο όρο 1,6 km), γεγονός που είναι και ο λόγος για να θεωρούμε την Εξώσφαιρα ως μια περιοχή από την οποία μπορούν να διαφύγουν στο διάστημα τα ουδέτερα άτομα των μορίων.
Η Εξώσφαιρα τοποθετείται πάρα πολύ μακριά από την επιφάνεια της Γης, οπότε δεν δύναται να συμβούν μετεωρολογικά φαινόμενα. Κοντά όμως στη βάση της Εξώσφαιρας, που αναμειγνύεται με τη Θερμόπαυση, λαμβάνουν χώρα το Βόρειο και το Νότιο Σέλας. Στην Εξώσφαιρα βρίσκεται η πλειοψηφία των δορυφόρων που έχουν τεθεί σε τροχιά γύρω από τη Γη.
Εικόνα 6: Τρισδιάστατη απεικόνιση των τεσσάρων στρωμάτων της Ατμόσφαιρας. Τα στρώματα είναι σχεδιασμένα στη σωστή κλίμακα υψών, αλλά τα αντικείμενα, όπως το μετεωρολογικό μπαλόνι δεν είναι υπό ρεαλιστική κλίμακα. (Πηγή: Wikipedia)
Είδαμε λοιπόν την διαστρωμάτωση της Ατμόσφαιρας με βάση την κατακόρυφη μεταβολή της θερμοκρασίας. Έτσι, έχουμε πλέον ολοκληρώσει την βασική περιγραφή την γήινης ατμόσφαιρας. Σε αυτό το ταξίδι εξετάσαμε την εξελικτική πορεία της γήινης Ατμόσφαιρας, παράλληλα με τα στάδια δημιουργίας και εξέλιξης του πλανήτη μας. Εμβαθύναμε στην χημική σύσταση της σε όλα τα ύψη, γνωρίζοντας και τα κυριότερα αέρια συστατικά της και τη σπουδαιότητα αυτών. Τέλος, κάνοντας μια σύντομη αναφορά σε τρια βασικά φυσικά μεγέθη που χαρακτηρίζουν τον ατμοσφαιρικό αέρα, διακρίναμε τα στρώματα που απαρτίζουν την Ατμόσφαιρα με βάση την κατακόρυφη θερμοβαθμίδα. Ωστόσο, υπάρχουν πολλές ακόμη πτυχές του χαοτικού Ατμοσφαιρικού συστήματος που αξίζει να εξετασθούν και αρκετές ακόμη ιδιότητες και παράμετροι που σταδιακά μπορούν να αναλυθούν.
Πηγές – Βιβλιογραφία (δεν συμπεριλαμβάνονται όσες αναγράφονται ήδη στις λεζάντες των διαφόρων εικόνων των τριών μερών του αφιερώματος):
Σημειώσεις εισαγωγής στη Φυσική της Ατμόσφαιρας, Κ. Βαρώτσος – Γ. Καρράς, τεύχος 1ο, κεφάλαιο 1, Ε.Κ.Π.Α., Τμήμα Φυσικής, Αθήνα, 2000
Εισαγωγή στη Φυσική Μετεωρολογία, Κ. Π. Ιακωβίδης, κεφάλαια 1 & 2, Ε.Κ.Π.Α., Τομέας Περιβάλλοντος & Μετεωρολογίας, Αθήνα, 2009
Ατμόσφαιρα, Κ. Βαρώτσος, κεφάλαια 1 & 2, Εκδόσεις Συμμετρία, Αθήνα, 2008
Φυσική Κλιματολογία, Χ. Σ. Σαχσαμάνογλου – Α. Α. Μπλούτσος, κεφάλαιο 7, Α.Π.Θ., Τομέας Μετεωρολογίας & Κλιματολογίας, Εκδόσεις Ζήτη, Θεσσαλονίκη, 1998
Χημεία Περιβάλλοντος, Θ. Κουϊμτζής – Κ. Φυτιάνος – Κ. Σαμαρά-Κωνσταντίνου, κεφάλαια 2 & 3, Α.Π.Θ., University Studio Press, Θεσσαλονίκη, 1998
Μαθήματα Γεωργικής Μετεωρολογίας και Κλιματολογίας, Α. Χρονοπούλου-Σερέλη – Α. Α. Φλόκας, κεφάλαιο 1, Εκδόσεις Ζήτη, 2010
Μαθήματα Μετεωρολογίας και Κλιματολογίας, Α. Α. Φλόκας, κεφάλαιο 1, Εκδόσεις Ζήτη, 1997
Γενική Κλιματολογία με στοιχεία Μετεωρολογίας, Π. Μαχαίρας – Χ. Μπαλαφούτης, κεφάλαιο 3, University Studio Press, Θεσσαλονίκη 1984 (ανατύπωση 1997)
Καιρός: ο γιος της Γης και του Ήλιου, Δ. Ζιακόπουλος, τόμος 1: «η γνώση», κεφάλαιο 1, Αθήνα, 2008
Ειδικά κεφάλαια ατμοσφαιρικής Φυσικής και Χημείας, Κ. Βαρώτσος, 2η έκδοση (βελτιωμένη), κεφάλαια 3, 5 & 10, Εκδόσεις Συμμετρία, Αθήνα, 2014
Αρχές Μετεωρολογίας - Κλιματολογίας, Π. Κατσαφάδος - Η. Μαυροματίδης, κεφάλαιο 2, Χαροπόκειο Πανεπιστήμιο, Αθήνα, 2010
* * *
Ο σκοπός του παρόντος αφιερώματος ήταν εξαρχής η γνωριμία με τον υπέροχο κόσμο της γήινης Ατμόσφαιρας. Θα ήταν ιδιαίτερη χαρά για εμένα να επετεύχθη αυτή η γνωριμία, και ο εμπλουτισμός των γνώσεων όσων ανταποκρίθηκαν και "ταξίδεψαν" μέσα στα τρία άρθρα του αφιερώματος. Ακόμη μεγαλύτερη θα ήταν η αξία του αφιερώματος αν αποτελούσε μια πηγή βιβλιογραφίας αλλά και ένα έναυσμα για περαιτέρω μελέτη για τους ερασιτέχνες μετεωρολόγους και τους καιρόφιλους του Meteoclub.gr και όχι μόνο!
Επιμέλεια: Μιχαήλ Καρδαμάκης (michail)
Η γήινη Ατμόσφαιρα: ένας υπέροχος κόσμος! (μέρος 1)
- Λεπτομέρειες
- Κατηγορία: Εγκυκλοπαίδεια
- Δημιουργήθηκε στις 12 Φεβρουάριος 2016
- Συντάχθηκε από τον/την michail
- Προβολές: 7826
Δ. Ζιακόπουλος, «Καιρός: ο γιος της γης και του ήλιου», τόμος 1 «η γνώση»
Με βάση την μόλις διατυπωθείσα φράση του κ. Ζιακόπουλου, εύκολα μπορούμε να συνάγουμε την άρρηκτη σύνδεση της ατμόσφαιρας με τον καιρό. Πράγματι, η ατμόσφαιρα είναι το πεδίο μέσα στο οποίο εκδηλώνονται και παρατηρούνται τα καιρικά φαινόμενα, χαρακτηρίζεται δε και από ιδιότητες που επηρεάζουν ή και δημιουργούν, αν θέλετε, την καιρική συμπεριφορά, σύμφωνα πάντα και με τις επιταγές των νόμων της Φυσικής. Στο παρόν άρθρο επιδιώκεται η παρουσίαση της γήινης ατμόσφαιρας και των ιδιοτήτων της, ώστε σταδιακά να γίνει όλο και ευκρινέστερη η προηγούμενη θεώρηση.
* * *
Η Ατμόσφαιρα είναι το αεριώδες περίβλημα που περιβάλλει τη Γη, συμμετέχει σε όλες τις κινήσεις της και συγκρατείται από τη γήινη βαρύτητα. Εκτείνεται από την επιφάνεια της Γης μέχρι ενός απροσδιόριστου ύψους, στο οποίο η πυκνότητα της τείνει προς την πυκνότητα του ενδοπλανητικού χώρου. Στη βάση του αεριώδους αυτού περιβλήματος αναπτύσσεται, ζει και δραστηριοποιείται ο άνθρωπος, ενώ οι ποικίλες ιδιότητες της ατμόσφαιρας συμβάλλουν στη δημιουργία των άμεσων περιβαλλοντικών συνθηκών των έμβιων όντων του πλανήτη μας.
ΔΗΜΙΟΥΡΓΙΑ & ΕΞΕΛΙΞΗ
Τα στάδια δημιουργίας και εξέλιξης της γήινης Ατμόσφαιρας εκτιμάται πως συμπίπτουν με το χρονικό πλαίσιο της δημιουργίας και εξέλιξης του ηλιακού συστήματος και του πλανήτη μας. Φαίνεται, όμως, πως στα πρώτα στάδια δημιουργίας του πλανήτη μας, οι συνθήκες ήταν πολύ διαφορετικές και, ως εκ τούτου, η Ατμόσφαιρα που σήμερα βιώνουμε και μελετάμε είναι πολύ διαφορετική από την αρχέγονη εκείνη Ατμόσφαιρα. Η πρωταρχική Ατμόσφαιρα δημιουργήθηκε συγχρόνως με το ηλιακό σύστημα πριν από περίπου 4,6 δις. χρόνια. Στο αρχικό στάδιο δημιουργίας της, η Γη ήταν μια λιωμένη σφαιροειδής μάζα με επιφανειακές θερμοκρασίες της τάξης των χιλιάδων ˚C, που περιβαλλόταν από μια πυκνή και θερμή μάζα αερίων. Τα αέρια αυτά προέρχονταν από το ηλιακό νεφέλωμα και ήταν το υδρογόνο και το ήλιο, καθώς και ενώσεις του υδρογόνου όπως το μεθάνιο και η αμμωνία. Η Γη δεν είχε ακόμη αναπτύξει το μαγνητικό της πεδίο, και σε συνδυασμό με τη μικρή μοριακή μάζα των συστατικών της και την αδύναμη βαρύτητά της, η πρωταρχική αυτή Ατμόσφαιρα παρασύρθηκε από τον ηλιακό άνεμο.
Σταδιακά, η Γη ψύχθηκε αρκετά, ώστε να σχηματισθεί ένας στερεός φλοιός καλυμμένος από ηφαίστεια και γιγάντιες χαράδρες-διεξόδους ατμών. Με αυτό τον τρόπο εκλύονταν από την επιφάνεια της Γης αέρια που ήταν διαλυμένα στην πυρακτωμένη μάζα που εξακολουθούσε να υπάρχει στο εσωτερικό του πλανήτη. Τα αέρια αυτά, όπως προκύπτει από ανάλυση των αρχαιότερων πετρωμάτων της Γης, ήταν παρόμοια με αυτά που εκλύουν ακόμη και σήμερα τα ηφαίστεια, δηλαδή: υδρατμούς (H₂O, περίπου σε ποσοστό 80%), διοξείδιο του άνρακα (CO₂, περίπου σε ποσοστό 10%), διοξείδιο του θείου (SO₂), μονοξείδιο του άνθρακα (CO), θείο (S₂), χλώριο (Cl₂), άζωτο (N₂), υδρογόνο (H₂) καθώς επίσης και αμμωνία (NH3) και μεθάνιο (CH4), και αποτέλεσαν την δεύτερη Ατμόσφαιρα της Γης.
Στο στάδιο εκείνο, οι εκλυόμενοι υδρατμοί έφτασαν στην εξωτερική στοιβάδα της ατμόσφαιρας του πλανήτη και σχηματίστηκαν οι πρώτοι παγοκρύσταλλοι, ταυτόχρονα με το μηχανισμό σχηματισμού του υετού. Έτσι, το νερό άρχισε να πέφτει, έχουμε δηλαδή την εκδήλωση των πρώτων βροχοπτώσεων, που αμέσως σχεδόν εξατμίζονταν με την κατανάλωση μεγάλης ποσότητας θερμότητας και πάλι σχηματίζοντας νέα σύννεφα και νέα βροχή. Η διαδικασία συνεχίστηκε για χιλιάδες χρόνια, παράλληλα με την ψύξη της Γης, η οποία δημιούργησε τις επιφανειακές ανωμαλίες. Έτσι το H₂O αποθηκεύτηκε σε υγρή μορφή στα κοιλώματα της επιφάνειας της Γης, σχηματίζοντας τους ποταμούς, τις λίμνες και τις θάλασσες. Παράλληλα, με τη διαδικασία των βροχοπτώσεων, μεγάλο ποσοστό του διοξειδίου του άνθρακα και άλλων χημικών ενώσεων (που προέκυψαν από τις ηλεκτρικές εκκενώσεις που συνόδευαν τις βροχοπτώσεις, από την ηλιακή ενέργεια και από τη ζεστή επιφάνεια της Γης) που υπήρχαν στον αέρα μεταφέρθηκαν στην επιφάνεια της Γης, και συγκεντρώθηκαν στις υδάτινες δεξαμενές. Εκεί, το διοξείδιο του άνθρακα με χημικές και βιολογικές διαδικασίες δεσμεύτηκε σε ανθρακικά ιζήματα και δομές ανθρακικών αλάτων, όπως ο ασβεστόλιθος. Έτσι, η συγκέντρωση των H₂O και CO₂ ελαττώθηκε και το χημικά αδρανές άζωτο, που απελευθερώθηκε από τη διάσπαση της αμμωνίας από την ηλιακή ακτινοβολία, έγινε το κυρίαρχο συστατικό της Ατμόσφαιρας. Μέσα στα επόμενα δις. χρόνια, το άζωτο έφτασε στα σημερινά επίπεδα συγκέντρωσής του (~78%).
Γνωρίζουμε όμως πως η σημερινή σύσταση της Ατμόσφαιρας περιέχει σε σημαντικό ποσοστό το ελεύθερο ή στοιχειακό οξυγόνο (O₂), βρισκόμαστε δηλαδή στη φάση της τρίτης-οξυγονούχου Ατμόσφαιρας. Η πρώτη εμφάνιση του ελεύθερου οξυγόνου χρονολογείται περίπου 2,5 δις. χρόνια πριν, όταν τα πρωτόγονα βακτήρια έμαθαν να χρησιμοποιούν το ηλιακό φως και το διοξείδιο του άνθρακα για τροφή και να αποβάλλουν το οξυγόνο ως απόβλητο της πρώτης φωτοσυνθετικής διαδικασίας. Εκείνη την περίοδο η ηλιακή ακτινοβολία, που ήταν ισχυρότερη από ό,τι στην σύγχρονη εποχή, συνέβαλλε στην φωτοχημική διάσπαση των μορίων των υδρατμών (H2O) σε υδρογόνο και οξυγόνο. Το υδρογόνο, όντας ελαφρύτερο, διέφυγε προς τα ανώτερα στρώματα της Ατμόσφαιρας και το διάστημα, ενώ το οξυγόνο παρέμεινε στην Ατμόσφαιρα, αυξάνοντας με αργό αλλά σταθερό ρυθμό τη συγκέντρωσή του σε επίπεδα ικανά να επιτρέψουν την ανάπτυξη των πρώτων φυτικών μορφών. Το φωτοσυνθετικά αποβαλλόμενο από τα πρωτο-βακτηρίδια οξυγόνο άλλαξε σιγά-σιγά την ατμόσφαιρα, σχηματίζοντας συγχρόνως ένα λεπτό στρώμα όζοντος που άρχισε να παρεμποδίζει την υπεριώδη ακτινοβολία του Ηλίου να φτάνει στην επιφάνεια, δίνοντας έτσι την ευκαιρία να γεννηθούν ανώτερες μορφές ζωής, οι οποίες επίσης με τη διαδικασία της φωτοσύνθεσης συνέτειναν στην περαιτέρω αύξηση της συγκέντρωσης του οξυγόνου. Μάλιστα, η έξοδος της πρωτόγονης ζωής από το νερό δεν θα ήταν δυνατή αν δεν είχε δημιουργηθεί στην ατμόσφαιρα κάποιο προστατευτικό στρώμα που να απορροφά την επιβλαβή υπεριώδη ηλιακή ακτινοβολία. Χάρη στην μικρή ποσότητα του οξυγόνου που δημιουργήθηκε αρχικά, όταν οι υδρόβιοι οργανισμοί άρχισαν τη φωτοσύνθεση, δημιουργήθηκαν στην ατμόσφαιρα τα πρώτα ίχνη όζοντος, οπότε οι ζώντες οργανισμοί μπόρεσαν να επιβιώσουν και έξω από το νερό. Με τη χρησιμοποίηση δε των άφθονων συστατικών του περιβάλλοντος, αναπτύχθηκε ραγδαία η ζώσα φύση.
Σήμερα, ο Ατμοσφαιρικός αέρας είναι παρόμοιος κατά σύσταση με αυτόν που υπήρχε περίπου 0,5-1 δις. χρόνια πριν. Τα κυριότερα συστατικά του είναι το διατομικό άζωτο (N₂), σε ποσοστό 78,08% και το διατομικό οξυγόνο, σε ποσοστό 20,95%, ενώ σημαντικό ποσοστό (0-4%) κατέχουν οι υδρατμοί (H₂O). Το διοξείδιο του άνθρακα (CO₂) καταλαμβάνει ποσοστό 0,039%. Τα ευγενή αέρια που υπάρχουν σήμερα στην Ατμόσφαιρα (π.χ. το αργό-Ar) είναι προϊόντα ραδιενεργών διασπάσεων, ενώ τα υπόλοιπα προέρχονται από ηφαιστειακές εκλύσεις, βιολογικές διεργασίες και φωτοχημικές αντιδράσεις.
ΧΗΜΙΚΗ ΣΥΣΤΑΣΗ
Από τις πολυάριθμες χημικές αναλύσεις που πραγματοποιήθηκαν σε διάφορα μέρη της γης, κατά το δυνατό μακριά από κατοικημένους χώρους ή ζώνες με έντονη βιομηχανική δραστηριότητα, διαπιστώθηκε ότι η χημική σύσταση της Ατμόσφαιρας μέχρι περίπου το ύψος των 90 km παραμένει σχεδόν σταθερή, ο αέρας έχει σταθερό μοριακό βάρος ίσο με 28,28 και μεταβάλλεται μονάχα η συγκέντρωση του διοξειδίου του άνθρακα και των υδρατμών από περιοχή σε περιοχή. Το στρώμα της Ατμόσφαιρας μέχρι τα 90 km ονομάζεται ομοιόσφαιρα, ενώ το υπόλοιπο τμήμα της καλείται ετερόσφαιρα. Το σύνορο μεταξύ των δυο στρωμάτων, από το ύψος των 80 μέχρι το ύψος των 110 km, καλείται στροβιλόπαυση (αναφέρεται και ως τυρβόπαυση).
i) Ομοιόσφαιρα
Στην ομοιόσφαιρα, η μοριακή διάχυση είναι ιδιαίτερα ασθενής, ενώ το μήκος της μέσης ελεύθερης διαδρομής των μορίων είναι πολύ μικρό και γι’ αυτό επικρατεί η τυρβώδης ανάμειξη λόγω αναταρακτικών (ανοδικών - καθοδικών) κινήσεων των μορίων. Ο ατμοσφαιρικός αέρας στο επίπεδο αυτό αποτελείται από τον ξηρό ατμοσφαιρικό αέρα, το νερό (σε όλες του τις φάσεις) και τα αερολύματα (aerosols).
Η σύσταση του ξηρού ατμοσφαιρικού αέρα παρουσιάζεται στην εικόνα 1. Οι τιμές που παρατίθενται προέρχονται από μετρήσεις διαφόρων ετών (κυρίως από το 1987, με ορισμένες από το 2009).
Εικόνα 1: Η χημική σύνθεση του ξηρού ατμοσφαιρικού αέρα.
(* ppm = parts per million = σωματίδια του χημικού στοιχείου ή της χημικής ένωσης σε πλήθος 1.000.000 μορίων του ξηρού αέρα,
** Πρόκειται για το όζον της τροπόσφαιρας, που συμπεριφέρεται σαν ρύπος. Οι στρατοσφαιρικές τιμές του όζοντος, σε ύψη 11-50 km, κυμαίνονται μεταξύ 5 και 12 ppm.)
Όπως προκύπτει από τον πίνακα, υπάρχουν τέσσερις κατηγορίες συστατικών του ξηρού ατμοσφαιρικού αέρα με βάση τη συγκέντρωσή τους: τα κύρια συστατικά άζωτο και οξυγόνο (~99,031%), τα λιγότερο κύρια συστατικά αργό και διοξείδιο του άνθρακα, τα ευγενή αέρια νέο, κρυπτό, ήλιο και ξένο, και τα ιχνοσυστατικά (στοιχεία με πολύ μικρές συγκεντρώσεις). Κρίνεται σκόπιμο να γίνει μια, όσο το δυνατόν, σύντομη αναφορά στην κλιματολογική και βιολογική σημασία των κυριότερων συστατικών του ξηρού ατμοσφαιρικού αέρα.
ΑΖΩΤΟ - ΟΞΕΙΔΙΑ ΤΟΥ ΑΖΩΤΟΥ
Το άζωτο είναι το αφθονότερο ατμοσφαιρικό αέριο, και απαντάται σχεδόν στο σύνολό του στην Ατμόσφαιρα, με μικρές μονάχα ποσότητες να απαντώνται στη Βιόσφαιρα. Το άζωτο μεταφέρεται από την Ατμόσφαιρα και επικάθεται στην επιφάνεια της Γης κυρίως με τη βοήθεια ειδικών βακτηρίων μέσω της βιολογικής αζωτοδέσμευσης. Πρόκειται για τον βασικό τρόπο μετατροπής του ελεύθερου αζώτου σε χρήσιμες για τους ζωντανούς οργανισμούς χημικές ενώσεις. Πραγματοποιείται με τη βοήθεια των αζωτοδεσμευτικών βακτηρίων τα οποία ζώντας ελεύθερα ή συμβιώνοντας στις ρίζες των ψυχανθών φυτών όπως τα όσπρια, μετατρέπουν το ατμοσφαιρικό άζωτο σε νιτρικά ιόντα, μέρος των οποίων μεταφέρεται στα φυτά. Ως μέρος αυτής της συμβίωσης τα φυτά μετατρέπουν τα νιτρικά ιόντα σε οξείδια του αζώτου και αμινοξέα για τη δημιουργία πρωτεϊνών και άλλων βιολογικά χρήσιμων μορίων, και σε αντάλλαγμα παράγουν σάκχαρα, τα οποία χρειάζονται τα βακτήρια.
Το άζωτο απομακρύνεται από την Ατμόσφαιρα και μέσω των διεργασιών της βροχής, οπότε έχουμε τη φυσική αζωτοδέσμευση. Το ατμοσφαιρικό άζωτο ενώνεται με το οξυγόνο ή το υδρογόνο των υδρατμών απορροφώντας ενέργειας από κεραυνούς ή από άλλες ηλεκτρικές εκκενώσεις, σχηματίζοντας νιτρικά ιόντα ή αμμωνία τα οποία μεταφέρονται στο έδαφος με τη βροχή. Η πρόσθετη απόθεση του αζώτου στην επιφάνεια της Γης έχει σαν τελικό αποτέλεσμα τον εμπλουτισμό των εδαφών και των νερών με τα απαραίτητα θρεπτικά συστατικά για την ανάπτυξη των φυτών. Στη συνέχεια, οι πρωτεΐνες διασπώνται σε αμμωνία με τη βοήθεια μικροοργανισμών και αυτή από τους νιτροποιητικούς μικροοργανισμούς μετατρέπεται σε νιτρικά ιόντα, μέρος των οποίων μετατρέπεται από τα απονιτροποιητικά βακτήρια σε μοριακό άζωτο (διαδικασία απονίτρωσης), που απελευθερώνεται στην ατμόσφαιρα και έτσι ολοκληρώνεται ο κύκλος του αζώτου (βλ. εικόνα 2).
Το άζωτο, μαζί με το αργό, είναι αδρανή αέρια που χρησιμεύουν κυρίως στην αραίωση του οξυγόνου. Δεν λαμβάνει μέρος στις χημικές αντιδράσεις της Ατμόσφαιρας, παρά μόνο κάτω από ορισμένες συνθήκες που συναντώνται στις πυρκαγιές των δασών, στις διάφορες πηγές καύσης και στις μηχανές εσωτερικής καύσης.
Μιλώντας για οξείδια του αζώτου αναφερόμαστε ουσιαστικά στο μονοξείδιο (NO), στο διοξείδιο (ΝΟ2) και στο υποξείδιο (N2O) του αζώτου. Υπό κανονικές συνθήκες το άζωτο δεν αντιδρά με το οξυγόνο της Ατμόσφαιρας. Αυτό οφείλεται στον ιδιαίτερα ισχυρό τριπλό δεσμό μεταξύ των δύο ατόμων που συνιστούν το μόριο του αζώτου, γεγονός που καθιστά το μόριό του αδρανές. Η αντίδραση όμως μεταξύ αζώτου και οξυγόνου είναι δυνατή σε συνθήκες υψηλών θερμοκρασιών. Έτσι, οξείδια του αζώτου παράγονται όταν στην ατμόσφαιρα συμβαίνουν ηλεκτρικές εκκενώσεις, όπως οι αστραπές και οι κεραυνοί.
Τα οξείδια του αζώτου σχηματίζονται και κατά τις διαδικασίες καύσεως κυρίως ορυκτών καυσίμων (βενζίνης, πετρελαίου, γαιανθράκων) σε κινητήρες οχημάτων και εργοστάσια αλλά και από κατασκευές οικιακής χρήσης (κεντρικές θερμάνσεις, τζάκια κτλ.): Στις συνθήκες αυτές, όπου επικρατούν υψηλές θερμοκρασίες (και πιέσεις) οι πιο πάνω αντιδράσεις είναι σχετικά εύκολο να πραγματοποιηθούν. Ωστόσο, μόνο το 10% της ετησίως παραγόμενης ποσότητας οξειδίων του αζώτου έχει ως προέλευση τις ανθρώπινες δραστηριότητες. Το υπόλοιπο παράγεται από τις ηλεκτρικές ατμοσφαιρικές εκκενώσεις, τις ηφαιστειακές εκρήξεις, τη βακτηριακή δραστηριότητα στο έδαφος και στο νερό και τις φωτοχημικές αντιδράσεις αζώτου - οξυγόνου στα ανώτερα ατμοσφαιρικά στρώματα.
Μια από τις επιδράσεις των οξειδίων του αζώτου στην ατμόσφαιρα έγκειται στην καταστροφή της οζονόσφαιρας. Η λωρίδα αυτή του όζοντος χρησιμεύει στην προστασία όλων των ζώντων οργανισμών από την υπερβολική υπεριώδη ακτινοβολία που περιέχεται στην ηλιακή ακτινοβολία, απορροφώντας μεγάλο μέρος της. Ειδικότερα, η απουσία δραστικών μηχανισμών μετακίνησης του Ν2O από την τροπόσφαιρα αλλά και λόγω του μεγάλου χρόνου ζωής του, το αέριο αυτό φθάνει σε στρατοσφαιρικά ύψη όπου υφίσταται τη διεργασία της φωτοδιάλυσης (με τη βοήθεια της ηλιακής ακτινοβολίας - φωτόνια) οδηγώντας τελικά στη μείωση του όζοντος της στρατόσφαιρας:
2Ν2Ο + φωτόνια → 2N2 + O2
N2O + O → 2NO
NO + O3 → NO2 + O2
Η λέπτυνση της οζονόσφαιρας επιτρέπει σε μεγαλύτερα ποσά υπεριώδους ακτινοβολίας να φθάσουν στην επιφάνεια της Γης, προκαλώντας ζημιές στα φυτά (ιδιαίτερα στα καλλιεργούμενα), τις υδρόβιες μορφές ζωής και τον άνθρωπο. Η όξινη βροχή, στον σχηματισμό της οποίας συμμετέχουν τα οξείδια του αζώτου, είναι υπεύθυνη για σημαντικές καταστροφές σε δάση και άλλες φυτικές μορφές ζωής. Επιπλέον, μεταβάλλει το pH του εδάφους με ενδεχόμενο να παρεμποδίζει από τα φυτά την απορρόφηση άλλων θρεπτικών ουσιών, όπως καλίου, μαγνησίου και ασβεστίου. Ακόμη μεγαλύτερες καταστροφές, όμως, προκαλούνται από την πτώση της όξινης βροχής σε λιμναία και ποτάμια οικοσυστήματα: ελάχιστα ψάρια μπορούν να επιβιώσουν σε απότομες αλλαγές του pH του περιβάλλοντός τους, ενώ παράλληλα μειώνεται η βιοποικιλότητα και ο πληθυσμός και άλλων οργανισμών, σημαντικών κρίκων στο τροφικό πλέγμα. Παρόμοιες μεταβολές του pH έχουν ενοχοποιηθεί για πολλές περιπτώσεις εμφάνισης νεκρών ψαριών σε λιμναία περιβάλλοντα. Ιδιαίτερα επικίνδυνη είναι η κατάσταση κατά την οποία τα οξείδια του αζώτου ενσωματώνονται σε χιονονιφάδες: με την τήξη των χιονιών κατά την άνοιξη, το παραγόμενο όξινο νερό καταλήγει σε ποταμούς ή λίμνες προκαλώντας ένα "όξινο παλμό" ιδιαίτερα καταστρεπτικό για σχεδόν όλες τις μορφές ζωής στο οικοσύστημα. Επιπλέον, τα οξείδια του αζώτου είναι δυνατό να αντιδράσουν με άλλες οργανικές ενώσεις που υπάρχουν στην ατμόσφαιρα, δημιουργώντας ιδιαίτερα τοξικές ενώσεις, όπως οι νιτροζαμίνες και τα νιτροαρένια.
ΟΞΥΓΟΝΟ
Το οξυγόνο ανταλλάσσεται μεταξύ της Ατμόσφαιρας και των έμβιων οργανισμών κυρίως διαμέσου των πολύ γνωστών και σημαντικών διαδικασιών της φωτοσύνθεσης και της διαπνοής. Με τη φωτοσύνθεση, τα φυτά παράγουν οξυγόνο και γλυκόζη, απορροφώντας διοξείδιο του άνθρακα και ηλιακό φως:
6CO2 + 6H2O + light energy → C6H12O6 + 6O2
Η φωτοσυνθετική αντίδραση λαμβάνει χώρα μόνο με την βοήθεια ηλιακής ενέργειας. Η ενέργεια αυτή αποθηκεύεται ως χημική ένωση (ATP – adenosine triphosphate) και έτσι είναι δυνατόν η φωτοσύνθεση να λάβει χώρα και χωρίς την παρουσία ηλιακού φωτός (δηλαδή τις νυκτερινές ώρες, η λεγόμενη dark reaction of photosynthesis). Η ενέργεια του φωτός (φωτόνια) απορροφάται από τους πράσινους βλαστούς και στη συνέχεια μετατρέπεται σε χημική ενέργεια (γλυκόζη), η οποία και αποθηκεύεται. Η αποθηκευμένη ενέργεια μπορεί στη συνέχεια να απελευθερωθεί μέσω της διεργασίας διάσπασης της γλυκόζης, που καλείται διαπνοή.
Η αερόβιος διαπνοή είναι φυσική διεργασία των φυτών, και είναι η αντίθετη της φωτοσύνθεσης, δηλαδή καταναλώνει οξυγόνο. Το οξυγόνο αντιδρά χημικά με τη γλυκόζη και απελευθερώνεται ενέργεια για το μεταβολισμό των φυτών, ενώ παράγονται νερό και διοξείδιο του άνθρακα:
C6H12O6 + 6O2 → 6CO2 + 6H2O + Q (energy)
Το οξυγόνο παράγεται επίσης και με τη φωτόλυση των υδρατμών στα ανώτερα στρώματα της Ατμόσφαιρας:
2H2O + high-energy UV radiation → 2H2 + O2 ,
ενώ ανακυκλώνεται και με άλλες χημικές και βιολογικές διεργασίες στην βιόσφαιρα, όπου μια ποσότητά του οξυγόνου δεσμεύεται (καταναλώνεται) κατά τις καύσεις, και τη λιθόσφαιρα, όπου φυτά και ζώα εξάγουν θρεπτικά μεταλλεύματα από βράχους και πετρώματα απελευθερώνοντας οξυγόνο στην πορεία. Η φωτοσύνθεση όμως είναι η κυρίαρχη διαδικασία παραγωγής του οξυγόνου. Ο μέσος χρόνος παραμονής του οξυγόνου στην Ατμόσφαιρα είναι 1000 χρόνια, συνεπώς το οξυγόνο που υπάρχει σήμερα στην Ατμόσφαιρα είναι όλο βιολογικής προέλευσης.
Εικόνα 3: Ο χημικός κύκλος του οξυγόνου. (Πηγή: Κ. Π. Ιακωβίδης, Φυσική Μετεωρολογία, 2009)
ΔΙΟΞΕΙΔΙΟ ΤΟΥ ΑΝΘΡΑΚΑ
Ένα από τα σημαντικότερα συστατικά της Ατμόσφαιρας είναι και το διοξείδιο του άνθρακα. Πρόκειται για ένα αέριο σε μικρή συγκέντρωση στην Ατμόσφαιρα, που όμως αυξάνεται συνεχώς σε παγκόσμια κλίμακα τις τελευταίες δεκαετίες. Η συγκέντρωση του διοξειδίου του άνθρακα μεταβάλλεται ελαφρά με το χρόνο και την περιοχή. Αυτό σημαίνει πως είναι μεγαλύτερη την ημέρα από τη νύκτα, το χειμώνα από το καλοκαίρι, είναι αφθονότερο πάνω από τις ηπείρους και η συγκέντρωσή του ελαττώνεται με το γεωγραφικό πλάτος. Η εποχιακή μεταβολή της συγκέντρωσής του στο βόρειο ημισφαίριο είναι μεγάλη, ενώ στο νότιο ημισφαίριο είναι μικρή.
Το διοξείδιο του άνθρακα εισέρχεται στην Ατμόσφαιρα με τις εξής διαδικασίες:
α) από τις διεργασίες των ζωντανών οργανισμών της ξηράς και της θάλασσας (αναπνοή ζώων και φυτών),
β) από την αποσύνθεση των οργανικών στοιχείων μέσα στο έδαφος (σήψη φύλλων, ριζικών συστημάτων, πτωμάτων),
γ) από τις καύσεις διαφόρων υλών (άνθρακας, πετρέλαιο, ξύλα, υγραέρια κλπ.), και
δ) από φυσικές πηγές, όπως είναι οι εκρήξεις ηφαιστείων, τα αέρια των θερμοπηγών, η διάβρωση των ανθρακικών πετρωμάτων κλπ.
Η απομάκρυνση του διοξειδίου του άνθρακα από την Ατμόσφαιρα συντελείται κυρίως μέσω της φωτοσύνθεσης των φυτικών οργανισμών της ξηράς και των φυτοπλαγκτόν των ωκεανών, που μετακινεί ετήσια το 3% της ολικής πλανητικής ποσότητας CO2. Στους ωκεανούς, το διοξείδιο του άνθρακα διαλύεται μέσα στο νερό (και παραμένει διαλυμένο σε ποσοστό 1%) ενώ χρησιμεύει για τη δημιουργία ανθρακικών ενώσεων (υπό μορφή σκελετών και κελύφων των θαλάσσιων οργανισμών). Στην ξηρά, νεκρά οργανικά υλικά μετατρέπονται σε χούμο που μπορεί να δημιουργήσει ένα νέο απόθεμα καυσίμων στο απώτερο μέλλον.
Εικόνα 4: Ο κύκλος του διοξειδίου του άνθρακα. (Πηγή: Κ. Π. Ιακωβίδης, Φυσική Μετεωρολογία, 2009)
Αν και συμβάλλει στην ανάπτυξη των φυτών με τη συμμετοχή στη διαδικασία της φωτοσύνθεσης, οι αυξημένες συγκεντρώσεις του CO2 στο αγροτικό θερμοκήπιο προκαλούν το φαινόμενο της υπερ-λίπανσης, με αποτέλεσμα την υπερ-ανάπτυξη των φυτών σε βάρος της ωφέλιμης παραγωγής.
Το διοξείδιο του άνθρακα, παρά τη μικρή του συγκέντρωση στην Ατμόσφαιρα, διαδραματίζει ιδιαίτερα σημαντικό ρόλο στην θερμο-οικονομία του πλανήτη, καθώς πρόκειται για ένα θερμοκηπιακό αέριο. Αυτό σημαίνει πως είναι σχεδόν διαπερατό στην εισερχόμενη μικρού μήκους κύματος ηλιακή ακτινοβολία, αλλά απορροφά έντονα την μεγάλου μήκους κύματος γήινη ακτινοβολία, επανεκπέμποντας ένα μέρος αυτής προς τη Γη. Έτσι, η κατακράτηση μέρους της θερμικής (γήινης) ακτινοβολίας ανακόπτει το ρυθμό ψύξης της Γης, οπότε έχουμε θέρμανση και ενεργοποίηση της κατώτερης Ατμόσφαιρας πλησίον της επιφάνειας της Γης, ενώ ταυτόχρονα συμβάλλει και στην ψύξη της ανώτερης Ατμόσφαιρας.
Είναι σημαντικό να αναφερθεί πως πριν τη Βιομηχανική Επανάσταση (~1765) οι ροές του διοξειδίου του άνθρακα από και προς την Ατμόσφαιρα βρίσκονταν σε ισορροπία. Έκτοτε όμως, η ανθρώπινη δραστηριότητα προκάλεσε μια δυναμική διαταραχή στην ισορροπία αυτή. Από σχετικούς υπολογισμούς από το ισοζύγιο μάζας (εισερχόμενη μάζα - εξερχόμενη μάζα), προκύπτει ότι περίπου 3,2 Gt/annual* CO2 εισέρχονται καθαρά στην Ατμόσφαιρα, δηλαδή σημειώνεται συνεχής ροή του αερίου προς την ατμόσφαιρα, ακριβώς λόγω της ανθρώπινης δράσης.
(* Gt/annual =Gt/a = ποσότητα Γιγατόνων ανά έτος. Αντίστοιχα, είναι: Mt/annual = Mt/a = ποσότητα Μεγατόνων ανά έτος)
ΜΕΘΑΝΙΟ
Το μεθάνιο (CH4) αποτελεί ένα δραστικό αέριο τόσο από χημικής πλευράς αλλά και ακτινοβόλου δράσης, το οποίο παράγεται από ευρείας κλίμακας αερόβιες διεργασίες (ελλείψει οξυγόνου), και καταστρέφεται κυρίως μέσω της αντίδρασης με τη ρίζα OH-1 στην Ατμόσφαιρα. Πρόκειται για ένα αέριο του θερμοκηπίου, και έχει βρεθεί πως από το 1750 οι συγκεντρώσεις του στην Ατμόσφαιρα εμφανίζουν αύξηση κατά πολύ περισσότερο από 140%.
Η αερόβιος παραγωγή του μεθανίου στις μέρες μας προέρχεται τόσο από φυσικές διεργασίες, που περιλαμβάνουν τα φυσικά υγρά εδάφη (115 Mt/a), τους τερμίτες (20 Mt/a) και τους ωκεανούς (10Mt/a), όσο και από ανθρωπογενείς πηγές, όπως η εξόρυξη και καύση των υγρών καυσίμων (100 Mt/a), οι εντερικές ζυμώσεις των ζώων βοσκής (85 Mt/a), η καλλιέργεια ρυζιού (60 Mt/a), η καύση βιομάζας (40 Mt/a), και οι χωματερές σκουπιδιών και απορριμμάτων (40 Mt/a). Η κύρια καταβόθρα* του ατμοσφαιρικού μεθανίου είναι η χημική αντίδραση αυτού με τη ρίζα υδροξυλίου (OH-1) στην Τροπόσφαιρα. Σήμερα υπολογίζεται ότι 445 Mt/a ατμοσφαιρικού μεθανίου καταστρέφονται με την ενεργοποίηση αυτής της χημικής διεργασίας. Αυτή η φυσική διεργασία όμως, επηρεάζεται από πιθανές αντιδράσεις της ρίζας OH-1 με άλλες ανθρωπογενείς εκπομπές (κυρίως το μονοξείδιο του άνθρακα και τους υδρογονάνθρακες των αυτοκινήτων).
Σε ό,τι αφορά τις καλλιέργειες ρυζιού, περισσότερο από το 60% των καλλιεργειών αυτών βρίσκονται στην Κίνα και την Ινδία, και οι επιστήμονες πιστεύουν ότι η συμβολή των καλλιεργειών ρυζιού στα επίπεδα του ατμοσφαιρικού μεθανίου είναι πολύ σημαντική, καθώς αυτό το είδος καλλιέργειας έχει υπερδιπλασιαστεί σε σχέση με τη δεκαετία του ’50. Επίσης, η βοσκή ζώων απελευθερώνει αέριο μεθάνιο ως αποτέλεσμα της διατροφικής αλυσίδας των ζώων. Με την ίδια διεργασία όπως τα ζώα, έτσι και οι πληθυσμοί τερμιτών εκλύουν στο περιβάλλον αέριο μεθάνιο. Ακόμη, η τροποποίηση της χρήσης της Γης στις τροπικές περιοχές λόγω της αυξανόμενης αποψίλωσης των δασών και της ανάπτυξης μεγάλων κτηνοτροφικών και γεωργικών μονάδων, είναι δυνατόν να προκαλεί αύξηση των ποσοστών μεθανίου στην Ατμόσφαιρα. Οι χωματερές παράγουν αέριο μεθάνιο σαν απόρροια της αποσύνθεσης των οργανικών σκουπιδιών με την πάροδο του χρόνου. Τέλος, ο ξυλάνθρακας, το πετρέλαιο και το φυσικό αέριο απελευθερώνουν μεθάνιο κατά την εξόρυξή τους.
Σημειώνεται ότι οι ανθρωπογενείς πηγές του μεθανίου έχουν διαταράξει την προ-Βιομηχανική ισορροπία, όπως είδαμε πως συμβαίνει και με το διοξείδιο του άνθρακα. Πιστεύεται δε ότι τα ποσοστά μεθανίου που εκλύονται στην Ατμόσφαιρα είναι σημαντικά μεγαλύτερα από αυτά που καταστρέφονται, οπότε και υπολογίζεται ότι η αύξηση της ποσότητας του μεθανίου ανέρχεται περίπου στους 37 Mt/a. Συμπερασματικά, οι συγκεντρώσεις του ατμοσφαιρικού μεθανίου έχουν αυξηθεί στο Βόρειο ημισφαίριο κατά τις τελευταίες δυο εκατονταετίες, ακολουθώντας τις αντίστοιχες αυξήσεις του διοξειδίου του άνθρακα. Επίσης, υπάρχει μια δυναμική βαθμίδα αύξησης των συγκεντρώσεων του μεθανίου μεταξύ των δυο ημισφαιρίων της Γης: στο Βόρειο ημισφαίριο οι συγκεντρώσεις αυτές είναι περίπου 6% μεγαλύτερες απ' ότι στο Νότιο ημισφαίριο.
Εικόνα 5: Διαγράμματα μετρήσεων της μεταβολής της μέσης συγκέντρωσης του διοεξιδίου του άνθρακα στον ξηρό αέρα μέσα στο χρονικό διάστημα των τελευταίων δεκαετιών για το διοξείδιο του άνθρακα (αριστερά) και το μεθάνιο (δεξιά). (Πηγή: Manua Loa Observatory, ESRL-NOAA)
Στο παρόν άρθρο επιχειρήθηκε μια πρώτη παρουσίαση της Ατμόσφαιρας της Γης, μέσα από την εξελικτική της πορεία στη διάρκεια της ζωής του πλανήτη μας, καθώς και η μερική σκιαγράφηση της χημικής σύνθεσής στα κατώτερη στρώματα αυτής (ομοιόσφαιρα). Ακόμη, παρουσιάστηκαν ορισμένα από τα σημαντικότερα αέρια συστατικά της Ατμόσφαιρας ως προς τους μηχανισμούς δημιουργίας και απομάκρυνσής τους από την Ατμόσφαιρα, αλλά και ως προς την βιολογική και κλιματολογική τους σημασία.
Στο 2ο μέρος του αφιερώματός μας θα επικεντρωθούμε αρχικά στο όζον, ένα από τα πλέον σημαντικά και κρίσιμα αέρια συστατικά της γήινης Ατμόσφαιρας, και θα αναφερθούμε - μεταξύ άλλων - στην περίφημη θεωρία της αποδόμησης του όζοντος στην Ανταρκτική. Θα παρουσιάσουμε ακόμη το νερό όπως αυτό συναντάται στην Ατμόσφαιρα, που αποτελεί έναν άκρως ουσιώδη παράγοντα για τα καιρικά φαινόμενα.
Συνεχίζουμε το ταξίδι στον υπέροχο κόσμο της Ατμόσφαιρας! Μείνετε συντονισμένοι!
Επιμέλεια: Μιχαήλ Καρδαμάκης (michail)
Η γήινη Ατμόσφαιρα: ένας υπέροχος κόσμος! (μέρος 2)
- Λεπτομέρειες
- Κατηγορία: Εγκυκλοπαίδεια
- Δημιουργήθηκε στις 17 Φεβρουάριος 2016
- Συντάχθηκε από τον/την michail
- Προβολές: 11125
Στο πρώτο μέρος του αφιερώματος μας για την γήινη Ατμόσφαιρα επιχειρήθηκε μια πρώτη παρουσίαση της Ατμόσφαιρας της Γης, μέσα από την εξελικτική της πορεία στη διάρκεια της ζωής του πλανήτη μας, καθώς και η μερική σκιαγράφηση της χημικής σύνθεσής της. Ακόμη, παρουσιάστηκαν ορισμένα από τα σημαντικότερα αέρια συστατικά της Ατμόσφαιρας ως προς τους μηχανισμούς δημιουργίας και απομάκρυνσής τους από την Ατμόσφαιρα, αλλά και ως προς την βιολογική και κλιματολογική τους σημασία.
Συνεχίζοντας το ταξίδι μας στον κόσμο της Ατμόσφαιρα, θα συνεχίσουμε την σκιαγράφηση της χημικής σύνθεσης επικεντρώνοντας το ενδιαφέρον μας στο όζον, ένα από τα πιο κρίσιμα αέρια συστατικά του ατμοσφαιρικού αέρα, και θα αναφερθούμε - μεταξύ άλλων - στην περίφημη θεωρία της αποδόμησης του όζοντος στην Ανταρκτική. Επιπρόσθετα, θα εντάξουμε το νερό στο αντικείμενο της μελέτης μας, το οποίο αποτελεί έναν άκρως ουσιώδη παράγοντα για τις ιδιότητες της Ατμόσφαιρας, αλλά και για τα καιρικά φαινόμενα που ενδιαφέρουν περισσότερο και πιο άμεσα, κι εμάς τους καιρόφιλους!
* * *
ΟΖΟΝ
Το όζον αποτελεί μια αλλοτροπική μορφή του οξυγόνου. Αλλότροπα ονομάζονται τα χημικά στοιχεία που εμφανίζονται με περισσότερες της μιας χημικές μορφές, αφού τα άτομά τους συνδυάζονται με ποικίλους τρόπους. Το όζον συναντάται στη γήινη Ατμόσφαιρα από την επιφάνεια μέχρι του ύψους των 55 km, περίπου, με το 97% της συγκέντρωσής του να βρίσκεται στην Στρατόσφαιρα (15-55 km), όπως φαίνεται και στην εικόνα 1. Σε αυτά τα ύψη, το όζον συμβάλλει σημαντικά στη διατήρηση της ζωής στην επιφάνεια της Γης, καθώς απορροφά την βλαβερή και επικίνδυνη υπεριώδη ακτινοβολία του ηλίου. Όπως είδαμε στο πρώτο μέρος του αφιερώματός μας, το όζον αποτελεί ένα από τα ιχνοστοιχεία της Ατμόσφαιρας, δηλαδή η συνολική ποσότητα του όζοντος στην Ατμόσφαιρα είναι πολύ μικρή, μόλις 4 μόρια κατά μέσο όρο σε κάθε 10 εκατομμύρια μόρια αέρα, η δε κατανομή του στα διάφορα στρώματα της Ατμόσφαιρας είναι πολύ διαφορετική κυρίως λόγω της φωτοχημικής φύσης του κύριου μηχανισμού παραγωγής του. Στην ανισομέρεια της κατανομής του όζοντος όχι μόνο καθ’ ύψος, αλλά και με το γεωγραφικό πλάτος (βλ. εικόνα 2) συμβάλλει η χρονική μεταβολή της ηλιακής δραστηριότητας και των μεγάλης κλίμακας ατμοσφαιρικών κινήσεων.
Εικόνα 1: Η κατανομή του όζοντος στην Τροπόσφαιρα και στην μέση και κατώτερη Στρατόσφαιρα. Χαρακτηριστική είναι η παρουσία όζοντος κοντά στην επιφάνεια της Γης, όπου χαρακτηρίζεται ως «ρύπος». Στην Τροπόσφαιρα λόγω των καύσεων οι τοπικές συγκεντρώσεις όζοντος στα μέσα γεωγραφικά πλάτη έχουν υπερδιπλασιαστεί τα τελευταία 100 και πλέον χρόνια, γεγονός που επηρεάζει την υγεία των έμβιων όντων αλλά και το ισοζύγιο ακτινοβολίας στο σύστημα Γης-Ατμόσφαιρας. (Πηγή: NOAA-ESRL & Κ. Βαρώτσος, Ατμόσφαιρα, Αθήνα, 2008)
Το όζον δημιουργείται στην ανώτερη Ατμόσφαιρα, σαν αποτέλεσμα δυο διαδοχικών φυσικών διαδικασιών: τη φωτόλυση του μοριακού οξυγόνου από την υπεριώδη ηλιακή ακτινοβολία, και το συνδυασμό του ατομικού οξυγόνου (O) με το μοριακό οξυγόνο (O2) με την παρουσία ενός τρίτου ουδέτερου σώματος Μ (καταλύτη) ο οποίος δεν συμμετέχει στην αντίδραση, αλλά είναι αναγκαίος για να απάγει το πλεόνασμα ενέργειας:
Ο2 + UV radiation → O + O (Α)
Ο2 + Ο + Μ → Ο3 + Μ (Β)
Όζον μπορεί επίσης να σχηματιστεί και με τη διεργασία:
O2 + O2 → O2 + O + O → O3 + O
Συγχρόνως όμως με το σχηματισμό του όζοντος, έχουμε και καταστροφή αυτού είτε με φωτοδιάλυση, σύμφωνα με τη διαδικασία:
O3 + UV radiation → O2 + O (Γ),
είτε με τη σύγκρουση του ατόμου όζοντος με άτομο οξυγόνου, σύμφωνα με τη σχέση:
O3 + O → 2O2 (Δ)
Αν οι διαδικασίες που οδηγούν στη δημιουργία ή στην καταστροφή του όζοντος εξισορροπούνταν, τότε θα υπήρχε μια κατάσταση φωτοχημικής ισορροπίας. Στην πραγματικότητα όμως, οι διεργασίες αυτές μεταβάλλονται χωρικά και χρονικά, γι’ αυτό η ισορροπία αυτή διαταράσσεται με αποτέλεσμα τη μεταβολή της περιεκτικότητας του όζοντος με το ύψος, το χρόνο και τον τόπο. Έτσι, πάνω από τον Ισημερινό η συγκέντρωση του ατμοσφαιρικού όζοντος παρουσιάζεται, αφενός μεν με τις μικρότερες τιμές, αφετέρου δε, με τη μικρότερη ετήσια διακύμανση. Οι μεγαλύτερες ποσότητες συγκέντρωσης του όζοντος και με τη μεγαλύτερη ετήσια διακύμανση σημειώνονται πάνω από τις πολικές περιοχές, όπως φαίνεται και στην προσομοίωση της εικόνας 2.
Εικόνα 2: Μέση μηνιαία ποσότητα όζοντος σε DU σαν συνάρτηση του γεωγραφικού πλάτους και της εποχής του έτους. Το διάγραμμα βασίστηκε σε δεδομένα της επιφανείας στην περίοδο 1964-1980. Παρατηρήστε την εντυπωσιακή συγκομιδή όζοντος στη διάρκεια του χειμώνα των πολικών περιοχών του βορείου ημισφαιρίου. Η μονάδα DU (Dobson Unit) αντιπροσωπεύει την πυκνότητα ενός ιχνοσυστατικού σε μια κατακόρυφη στήλη της Ατμόσφαιρας. Αν όλη η ποσότητα του συγκεκριμένου αερίου απομονωθεί από τη στήλη αυτή και τοποθετηθεί στην επιφάνεια της Γης υπό STP συνθήκες (0 ᵒC, 1 atm), τότε θα δημιουργηθεί ένα στρώμα ορισμένου πάχους. Για παράδειγμα, ολική στήλη όζοντος 300 DU ισοδυναμεί με στρώμα πάχους 3 mm. (Πηγή: E. V. Fioletov, Ozone climatology, trends, and substances that control ozone, 2008)
Άλλη πηγή παραγωγής του όζοντος είναι η αποσύνθεση του διοξειδίου του αζώτου (NO2) που εισάγεται στην Ατμόσφαιρα από τις ηφαιστειακές εκρήξεις, τις πυρκαγιές των δασών, τον καπνό των εργοστασίων κ.ά. Μικρές ποσότητες όζοντος μπορούν να παραχθούν και από ηλεκτρικές εκκενώσεις, καθώς και από δοκιμές πυρηνικών όπλων.
Πάντως, η ποσότητα του όζοντος που εισάγεται στην Ατμόσφαιρα από πηγές που βρίσκονταν κοντά στην επιφάνεια της Γης, είναι μικρότερη από εκείνη που παράγεται από τις φωτοχημικές αντιδράσεις που λαμβάνουν χώρα στην ανώτερη Ατμόσφαιρα. Έχει διαπιστωθεί, επίσης, ότι οι μεταβολές της συγκέντρωσης του όζοντος σε δοσμένη περιοχή εξαρτώνται και από τα καιρικά συστήματα που επικρατούν πάνω από την περιοχή, με μεγάλες τιμές συγκέντρωσης O3 κατά την επικράτηση επιφανειακών βαρομετρικών συστημάτων.
Η ΘΕΩΡΙΑ ΤΟΥ CHAPMAN ΓΙΑ ΤΟ ΣΧΗΜΑΤΙΣΜΟ ΤΟΥ ΟΖΟΝΤΟΣ - CHAPMAN THEORY OF OZONE FORMATION
Στις χημικές αντιδράσεις που παρουσιάστηκαν παραπάνω (Α, Β, Γ και Δ) στηρίχθηκε ο Βρετανός μαθηματικός και γεωφυσικός Sydney Chapman (1888-1970) για να διατυπώσει τη θεωρία του σχετικά με τους φωτοχημικούς μηχανισμούς παραγωγής του όζοντος, ώστε να προσδιορισθεί η κατανομή αυτού στην Ατμόσφαιρα. Η θεωρία του συνοψίζεται στα ακόλουθα διαγράμματα (εικόνες 3 & 4).
Ο2 + UV radiation → O + O (Α)
Ο2 + Ο + Μ → Ο3 + Μ (Β)
O3 + UV radiation → O2 + O (Γ)
O3 + O → 2O2 (Δ)
Εικόνα 3: Οι φωτοχημικές διεργασίες παραγωγής όζοντος στην Ατμόσφαιρα, που ουσιαστικά αποτέλεσαν τη βάση της θεωρίας του Chapman. (Πηγή: NASA)
Εικόνα 4: Ο χημικός κύκλος του όζοντος, μια σύνοψη της θεωρίας του Chapman. (Πηγή: Wikipedia)
Οι αντιδράσεις (Α) και (Δ), δηλαδή της φωτόλυσης του μοριακού οξυγόνου, είναι πολύ αργές. Αντίθετα, οι αντιδράσεις (Β) και (Γ) είναι πολύ γρήγορες και στο χρονικό διάστημα που μεσολαβεί μεταξύ της πραγματοποίησης των (Α) και (Δ), οι αντιδράσεις (Β) και (Γ) έχουν πραγματοποιηθεί πολλές φορές. Τώρα, επειδή η συγκέντρωση του καταλύτη Μ που λαμβάνει μέρος στην αντίδραση (Β) μειώνεται με το ύψος, η αντίδραση (Β) γίνεται βραδύτερη με το ύψος. Για το λόγο αυτό, σε μεγάλα ύψη κυριαρχεί το οξυγόνο, ενώ το όζον περιορίζεται σε μικρότερα ύψη (<50 km).
Η θεωρητική μελέτη της καθ’ ύψος συγκέντρωσης του όζοντος συγκρίνεται με τις μετρήσεις που λαμβάνουν χώρα στα διάφορα παρατηρητήρια ανά τον κόσμο. Προκύπτουν να εξής συμπεράσματα, τα οποία συνοψίζονται στην εικόνα 5:
- Βρίσκεται μικρότερη συγκέντρωση όζοντος στα τροπικά από τα προβλεπόμενα από τη θεωρία του Chapman και μάλιστα με υψηλότερο μέγιστο, και
- Η συγκέντρωση του όζοντος στα μεγάλα γεωγραφικά πλάτη είναι μεγαλύτερη από εκείνη που βρίσκεται θεωρητικά και συγκεκριμένα με χαμηλότερο μέγιστο. Οι διαφορές αυτές φανερώνουν ότι το όζον σχηματίζεται εντονότερα στα μικρά γεωγραφικά πλάτη, όπου η ηλιακή ακτινοβολία είναι ισχυρότερη, και μεταφέρεται με τη βοήθεια των κυττάρων κυκλοφορίας της Τροπόσφαιρας προς τα μεγάλα γεωγραφικά πλάτη, όπου εισέρχεται στη Στρατόσφαιρα δια μέσου των ασυνεχειών του αεροχειμάρρου και βαθμιαία φτάνει στο έδαφος και καταστρέφεται.
- Η κατανομή του όζοντος καθ’ ύψος που προκύπτει βάσει της θεωρία του Chapman παρουσιάζει σημαντική απόκλιση από την πραγματική κατανομή βάσει των πειραματικών μετρήσεων. Η απόκλιση αυτή οφείλεται στην παρουσία των καταλυτικών κύκλων καταστροφής του όζοντος που δεν προβλέπονται από τη θεωρία του Chapman:
X + O3 → XO + O2
XO + O → X + O2 ,
που συνεπάγονται ότι:
O + O3 → 2O2 ,
όπου X = H, OH, NO, Cl, Br.
Εικόνα 5: Σύγκριση της πραγματικής (βάσει μετρήσεων) κατανομής του στρατοσφαιρικού όζοντος με την θεωρητική-αναμενόμενη, βάσει της θεωρίας Chapman. Οι παρατηρήσεις και οι μετρήσεις έγιναν πάνω από τον Παναμά (9 ᵒN), στις 13/11/1970. (Πηγή: J. H. Seinfeld – S. N. Pandis, Atmospheric chemistry and physics: from air pollution to climate change, 2nd edition, 1998)
Το όζον, λοιπόν, καταστρέφεται με φυσικό τρόπο μέσω μιας σειράς φωτοχημικών και καταλυτικών αντιδράσεων στις οποίες λαμβάνουν μέρος το οξυγόνο, το άζωτο, το χλώριο, το βρώμιο και το υδρογόνο. Τα τελευταία χρόνια, τα επίπεδα όζοντος στη στρατόσφαιρα έχουν μειωθεί σημαντικά και λόγω της ανθρώπινης συμβολής στη δημιουργία των βλαβερών και επικίνδυνων χλωροφθορανθράκων (CFCs) στην Ατμόσφαιρα. Οι CFCs, παραγόμενοι στην επιφάνεια της Γης, ανέρχονται βαθμιαία στα ανώτερα στρώματα της όπου στη στρατοσφαιρα αποσυντίθενται, εξαιτίας της δράσης της υπεριώδους ακτινοβολίας. Όπως μάλιστα επισημάνθηκε στο πλαίσιο της εικόνας 1, η ανθρώπινη δραστηριότητα (καύσεις) οδήγησε στην αύξηση του τροποσφαιρικού όζοντος. Η μείωση του στρατοσφαιρικού όζοντος συντελεί στην ψύξη της Στρατόσφαιρας και επιτρέπει σε μεγαλύτερα ποσοστά της βλαβερής υπεριώδους ακτινοβολίας να διέλθει προς την επιφάνεια της Γης, ενώ η αύξηση του τροποσφαιρικού όζοντος οδηγεί στην θέρμανση της Τροπόσφαιρας.
Η ΑΠΟΔΟΜΗΣΗ ΤΟΥ ΟΖΟΝΤΟΣ ΣΤΗΝ ΑΝΤΑΡΚΤΙΚΗ - OZONE DEPLETION THEORY
Το φαινόμενο της αποδόμησης του όζοντος περιλαμβάνει δυο σαφή και σχετικά μεταξύ τους φαινόμενα που παρατηρήθηκαν αρχικά στα τέλη της δεκαετίας του 1970 και έκτοτε παρακολουθούνται κάθε χρόνο: πρόκειται για μια σταθερή απόκλιση του ολικού όζοντος της Στρατόσφαιρας περίπου κατά 4% και μια πολύ μεγαλύτερη μείωση του στρατοσφαιρικού όζοντος στις πολικές περιοχές της Γης κατά τη διάρκεια της άνοιξης του κάθε ημισφαιρίου. Το φαινόμενο αυτό καλείται και είναι ευρύτερα γνωστό ως τρύπα του όζοντος.
Η ολική στήλη του όζοντος στην Ανταρκτική μετριέται (μεταξύ και άλλων σταθμών) από το 1957 στο σταθμό Halley Bay (76˚S) της Βρετανικής Ανταρκτικής Αποστολής (British Antarctic Survey). Η πρώτη σημαντική μείωση του στρατοσφαιρικού όζοντος χρονολογείται στα μέσα της δεκαετίας του 1970, χωρίς όμως να γίνει αντιληπτή από την επιστημονική κοινότητα. Αντίθετα, στις αρχές της δεκαετίας του 1980 καταγράφηκε δραματική μείωση της ολικής στήλης όζοντος όπως φαίνεται και από το γράφημα των μετρήσεων (εικόνα 6) του σταθμού Halley.
Εικόνα 6: Γράφημα των μέσων μετρήσεων ολικού όζοντος του Οκτωβρίου (σε DU) για τη χρονοσειρά 1957-2001, από το σταθμό Halley Bay. (Πηγή: http://www.atmos.washington.edu/~davidc/ATMS211/Lecture7-slides-PDF.pdf )
Νεότερη σειρά επαναληπτικών μετρήσεων αλλά και νέα βαθμονόμηση των δορυφορικών καταγραφών για τον περιορισμό αλγοριθμικών σφαλμάτων που εντοπίστηκαν, επιβεβαίωσε τη μείωση της ολικής στήλης όζοντος, μείωση η οποία συνδέθηκε κυρίως με την φωτοδιάσπαση των CFCs στη Στρατόσφαιρα και την απελευθέρωση χλωρίου, φθορίου και βρωμίου που επιδρούν καταλυτικά στον κύκλο του όζοντος (καταστρέφουν το όζον).
Πριν την επίδραση του ανθρωπογενούς χλωρίου και βρωμίου, τα επίπεδα όζοντος στην Ανταρκτική κατά την άνοιξη του νοτίου ημισφαιρίου ήταν 30-40% χαμηλότερα από τα επίπεδα όζοντος στην Αρκτική κατά την άνοιξη του βορείου ημισφαιρίου. Αυτή η φυσική διαφορά ανάμεσα στην Αρκτική και την Ανταρκτική παρατηρήθηκε για πρώτη φορά από τον G. M. Dobson το 1950 και αποδίδεται στους ακόλουθους παράγοντες.
Για την Ανταρκτική, οι συνθήκες που ευνοούν το φαινόμενο της τρύπας του όζοντος είναι: ο πολικός στρόβιλος πάνω από την Ανταρκτική, δηλαδή η ύπαρξη ενός κλειστού και σταθερού συστήματος κυκλοφορίας γύρω από το νότιο Πόλο, δεν επιτρέπει την ανάμειξη του πολικού αέρα με εκείνον που μεταφέρεται από μικρότερα γεωγραφικά πλάτη. Παράλληλα, στην Ανταρκτική επικρατούν πολύ χαμηλές θερμοκρασίες, μικρότερες πολλές φορές των -80 ˚C, οι οποίες επιτρέπουν τη δημιουργία νεφών ειδικού τύπου που ονομάζονται Πολικά Στρατοσφαιρικά Νέφη (PSCs) και αποτελούνται κύρια από παγοκρυστάλλους στην επιφάνεια των οποίων ευνοείται η μετατροπή του χλωρίου και βρωμίου σε δραστικούς καταστροφείς του όζοντος. Το 90% των ανθρωπογενών εκπομπών CFCs γίνεται σε Ευρώπη, Ρωσία, Ιαπωνία και Β. Αμερική. Τα αέρια αυτά είναι αδιάλυτα στο νερό (δεν επηρεάζονται λοιπόν από την παρουσία του νερού στην Τροπόσφαιρα) και σχετικά χημικά αδρανή. Αναμειγνύονται λοιπόν σε διάστημα ενός ή δυο ετών με ολόκληρη την κατώτερη Ατμόσφαιρα και στη συνέχεια ανέρχονται στη Στρατόσφαιρα, με μεγαλύτερο μάλιστα ρυθμό στο ύψος της τροπικής ζώνης. Εκεί (στη Στρατόσφαιρα) ο μεσημβρινός άνεμος μεταφέρει τα αέρια αυτά προς τους πόλους, με συνέπεια ολόκληρη η Στρατόσφαιρα να περιέχει ίσες ποσότητες χλωρίου.
Στο βόρειο Πόλο (Αρκτική), η μείωση του όζοντος είναι σημαντικά μικρότερη σε σχέση με την αντίστοιχη της Ανταρκτικής κύρια για δυο λόγους:
1) Στη βόρεια πολική περιοχή στη γήινη επιφάνεια δεν υπάρχει η συμμετρία ξηράς-θάλασσας που παρατηρείται στην Ανταρκτική (όπου ένα μεγάλο μέρος ξηράς περιβάλλεται εξ’ ολοκλήρου από ωκεανό), και επομένως στην Αρκτική στρατόσφαιρα επικρατούν μεγαλύτερες θερμοκρασίες, που σπάνια πέφτουν χαμηλότερα από τους -80 ˚C, γεγονός που περιορίζει το σχηματισμό PSCs. Στη θερμότερη κατώτερη Στρατόσφαιρα της Αρκτικής συντελεί και η χαλαρότητα του πολικού στροβίλου στην περιοχή, ο οποίος επιτρέπει την συχνή επίδραση αερίων μαζών από μικρότερα γεωγραφικά πλάτη στην περιοχή της Αρκτικής, οι οποίες προφανώς είναι θερμότερες.
2) Ο Αρκτικός πολικός στρόβιλος καταρρέει στο τέλος του χειμώνα, λόγω ισχυρών κυματικών δράσεων (π.χ. Αιφνίδιες Στρατοσφαιρικές Θερμάνσεις) προτού η επερχόμενη ηλιακή ακτινοβολία συντελέσει στη διάρκεια της άνοιξης και του καλοκαιριού στην δραστική καταστροφή του όζοντος.
Στη διπλανή εικόνα (13) φαίνεται η θερμοκρασιακή διαφορά στην κατώτερη Στρατόσφαιρα των δυο πολικών περιοχών του πλανήτη.
Μείωση του όζοντος παρατηρείται στο σύνολο σχεδόν των περιοχών του πλανήτη, με μικρότερους ωστόσο ρυθμούς. Στα μέσα γεωγραφικά πλάτη του βορείου ημισφαιρίου , η μείωση αυτή οφείλεται στην κυκλοφορία των αερίων μαζών. Ειδικότερα: η κατάρρευση του πολικού στροβίλου που αναφέρθηκε προηγουμένως οδηγεί στη μεταφορά προς τα μέσα γεωγραφικά πλάτη αερίων μαζών στις οποίες το όζον έχει μειωθεί λόγω χημικών διαδικασιών στην επιφάνεια των παγοκρυστάλλων των PSCs. Παράλληλα, προς τα μέσα γεωγραφικά πλάτη μεταφέρονται και αέριες μάζες από την τροπική ζώνη, οι οποίες είναι φτωχές σε όζον. Ακόμη, στη μείωση του όζοντος σε αυτές τις περιοχές του πλανήτη δύναται να συμβάλουν και οι ηφαιστειακές εκρήξεις, καθώς αυτές απελευθερώνουν (μεταξύ άλλων) και θειικά αιωρούμενα σωματίδια.
Όπως αναφέρθηκε στην παρουσίαση του όζοντος, πρόκειται για ένα συστατικό της Ατμόσφαιρας που, παρά την πολύ μικρή του συγκέντρωση, είναι ο κύριος απορροφητής της UV-b συνιστώσας της ηλιακής ακτινοβολίας η οποία είναι επικίνδυνη για την έμβια ζωή, και λόγω του όζοντος φθάνει σε πολύ περιορισμένα επίπεδα στην επιφάνεια της Γης. Είναι κοινή επιστημονική πίστη ότι η ελάττωση του ατμοσφαιρικού όζοντος θα επιφέρει μεγαλύτερη εισροή UV-b ακτινοβολίας διαμέσου του στρώματος του όζοντος η οποία φθάνει στη συνέχεια στην επιφάνεια της Γης, με την προϋπόθεση ότι άλλες παράμετροι και άλλα ατμοσφαιρικά συστατικά (π.χ. υδρατμοί) δεν παρεμβάλλονται. Σε περιοχές όπου η μείωση του όζοντος είναι μικρή, η ανίχνευση της τάσης της UV ακτινοβολίας είναι δύσκολη και γίνεται ακόμη δυσκολότερη λόγω των μεταβολών της νεφοκάλυψης και της ατμοσφαιρικής ρύπανσης.
Τα μικρά ποσά της UV-b που διεισδύουν μέσω της οζονόσφαιρας (στρώμα όζοντος) και φθάνουν στη γήινη επιφάνεια, μπορούν να προκαλέσουν αρκετά δυσμενείς επιπτώσεις στην ανθρώπινη υγεία, όπως μη μελανωματικό καρκίνο του δέρματος, καταρράκτη του οφθαλμού, βλάβη στο γονότυπο (DNA) και καταστολή του ανοσοποιητικού συστήματος του οργανισμού. Έντονη έκθεση στην υπεριώδη ακτινοβολία προκαλεί το ηλιακό ερύθημα, ενώ η πολύχρονη έκθεση προκαλεί απώλεια της ελαστικότητας της επιδερμίδας και φωτογήρανση. Παράλληλα, είναι πιθανόν να παρουσιαστούν συμπτώματα φωτοαλλεργίας. Οι δυσμενείς επιπτώσεις δεν αφορούν μονάχα τον άνθρωπο αλλά και το παγκόσμιο οικοσύστημα γενικότερα.
Οι μετρήσεις της UV στην Ανταρκτική, έδειξαν αυξητική τάση σε περιόδους που το φαινόμενο της τρύπας του όζοντος παρατηρούνταν. Η συσχέτιση λοιπόν της αποδόμησης του όζοντος με την αύξηση της UV ακτινοβολίας στην επιφάνεια της Γης επιβεβαιώθηκε, και παρουσιάζεται συνοπτικά στις παραπάνω εικόνες.
Τα φαινόμενο της αποδόμησης του όζοντος επιφέρει σημαντικές επιπτώσεις και στο ενεργειακό ισοζύγιο και το ισοζύγιο ακτινοβολίας μεταξύ Τροπόσφαιρας και Στρατόσφαιρας. Τόσο το τροποσφαιρικό όζον όσο και οι χλωροφθοράνθρακες είναι αέρια του ατμοσφαιρικού φαινομένου του θερμοκηπίου, συντελούν δηλαδή στην αύξηση της θερμοκρασίας στα κατώτερα στρώματα της Ατμόσφαιρας. Το στρατοσφαιρικό όζον με τη σειρά του, απορροφώντας την ηλιακή υπεριώδη ακτινοβολία θερμαίνει τη Στρατόσφαιρα. Συνεπώς, η αύξηση του τροποσφαιρικού όζοντος προκαλεί θέρμανση στα κατώτερα επίπεδα της Ατμόσφαιρας, ενώ η μείωση του Στρατοσφαιρκού όζοντος προκαλεί ψύξη της Στρατόσφαιρας.
ΝΕΡΟ (H2O) ΣΕ ΟΛΕΣ ΤΟΥ ΤΙΣ ΦΑΣΕΙΣ
Η Ατμόσφαιρα, εκτός από τα αέρια που συνιστούν τον ξηρό αέρα, περιέχει και μόρια νερού (H2O) τα οποία μέσα στον κύκλο του νερού συναντώνται και στις τρεις καταστάσεις της ύλης (στερεή: πάγος, υγρή: νερό, και αέρια: υδρατμοί). Η συντριπτική πλειοψηφία συναντάται στην επιφάνεια αυτής, σε ποσοστό περίπου 98,8%, σε υγρή και στερεή μορφή, όπως φαίνεται και στο ακόλουθο διάγραμμα (εικόνα 7). Οι τρεις καταστάσεις του νερού συνδέονται άρρηκτα μέσω της βιογεωχημικής διαδικασίας του κύκλου του νερού (βλ. εικόνα 8).
Εικόνα 7: Γραφική αναπαράσταση των υδάτινων περιοχών του πλανήτη. (Πηγή: USGS)
Στο σύνολο της Ατμόσφαιρας περιέχεται μόλις το 0,4% H2O του πλανήτη, με τη μορφή υδρατμών. Στην κατώτερη Ατμόσφαιρα, κοντά στην επιφάνεια της Γης, το ποσοστό υδρατμών κυμαίνεται από 1-4%, και προέρχεται από την εξάτμιση των φυσικών υδροσυλλογών στην επιφάνεια του εδάφους (ωκεανοί, θάλασσες, ποταμοί, λίμνες) και από τη διαπνοή των φυτών. Η κατανομή των υδρατμών παρουσιάζεται εξαιρετικά μεταβλητή τόσο χωρικά όσο και χρονικά, στην κατώτερη Ατμόσφαιρα. Αυτή εξαρτάται από τη γεωγραφική τοποθεσία, από την εγγύτητα υδάτινων μαζών, από τις διευθύνσεις των ανέμων και από τη θερμοκρασία του αέρα. Η ποσότητά τους ελαττώνεται ταχύτατα με το ύψος και η συντριπτική πλειοψηφία αυτών συγκεντρώνεται στην κατώτερη Ατμόσφαιρα, μέχρι τα 10-12 km. Οι υδρατμοί μεταφέρονται σε μεγαλύτερα ύψη με αναταρακτικές κινήσεις. Έτσι δεν αποκλείεται σε ακόμη μεγαλύτερα ύψη να παρουσιάζονται συγκεντρώσεις υδρατμών, ικανές μάλιστα, κάτω από ειδικές συνθήκες, να οδηγήσουν σε νεφόμορφους σχηματισμούς. Εξάλλου, στην ανώτερη Ατμόσφαιρα λαμβάνει χώρα η φωτόλυση των υδρατμών, μέσω της οποίας παράγονται οξυγόνο και υδρογόνο.
Οι υδρατμοί, παρά τη μικρή συγκέντρωσή τους στην Ατμόσφαιρα, διαδραματίζουν σπουδαίο ρόλο καθώς απορροφούν μέρος της μεγάλου μήκους ηλιακής ακτινοβολίας, ενώ απορροφούν και τη θερμική ακτινοβολία της επιφάνειας της Γης, λειτουργούν δηλαδή σαν συνιστώσα του φυσικού φαινομένου του θερμοκηπίου. Έχουν, επομένως, σημαντική παρουσία σε ό,τι αφορά το ενεργειακό ισοζύγιο του συστήματος Γη-Ατμόσφαιρα, ενώ μετέχουν στη διανομή της θερμικής ενέργειας στη Γη, μέσω των ανταλλαγών ενέργειας λόγω λανθάνουσας θερμότητας.
Εικόνα 8: Ο κύκλος του νερού, ή υδρολογικός κύκλος - Το νερό, με εξαίρεση τους μόνιμους πάγους στους πόλους της Γης, κινείται συνεχώς ανάμεσα στην ατμόσφαιρα, στην υδρόσφαιρα, στη λιθόσφαιρα και στο εσωτερικό των ζωντανών οργανισμών. Η γενική κίνηση της υδάτινης μάζας σε όλες της τις φάσεις (υγρή, στερεή, αέρια) και από όλους τους δυνατούς φυσικούς δρόμους αναφέρονται ως υδρολογικός κύκλος, κινητήρια δύναμη του οποίου είναι η ηλιακή ενέργεια.
Το νερό θερμαίνεται από τον ήλιο και εν μέρει εξατμίζεται από τους ωκεανούς, τις θάλασσες, τις λίμνες, τα ποτάμια και από κάθε άλλη ελεύθερη υδάτινη επιφάνεια, από το έδαφος και τους φυτικούς οργανισμούς μέσω της διαπνοής. Το σύνθετο φαινόμενο της εξάτμισης και της διαπνοής καλείται εξατμισοδιαπνοή (evapotranspiration). Μια μικρή ποσότητα υδρατμών στην ατμόσφαιρα προέρχεται από την εξάχνωση (sublimation), μέσω της οποίας μόρια από πάγους και χιόνια μετατρέπονται απευθείας σε υδρατμούς χωρίς να περάσουν από την υγρή μορφή.
Οι υδρατμοί ανέρχονται ψηλότερα στην Ατμόσφαιρα μέσω ανοδικών κινήσεων του αέρα, ψύχονται, συμπυκνώνονται (συμπύκνωση-condensation), σχηματίζουν σύννεφα και επιστρέφουν στην επιφάνεια της Γης με τη μορφή βροχής, χιονιού, χαλαζιού (εκδήλωση υετού ή κατακρήμνιση-precipitation), υγρασίας, πάχνης ή ακόμη και ομίχλης.
Ένα μέρος του νερού που φτάνει στη Γη εμπλουτίζει τις θάλασσες, τους ωκεανούς, τις λίμνες και τα ποτάμια άμεσα ή έμμεσα (ως αποτέλεσμα επιφανειακής ροής). Ένα άλλο μέρος των κατακρημνισμάτων απορροφάται από το έδαφος (διήθηση-infiltration) απ' όπου είτε εξατμίζεται (δίοδος προς την επιφάνεια-πηγές) είτε χρησιμοποιείται από τα φυτά είτε συντελεί τους υδροφόρους ορίζοντες, οι οποίοι καταλήγουν μέσω της επιφανειακής απορροής στις συλλογές υδάτων (λίμνες, ποτάμια, θάλασσες, ωκεανοί) ή στις υπόγειες αποθήκες νερού, για να καταλήξουν με την πάροδο του χρόνου στους ωκεανούς, τις κύριες αποθήκες νερού του πλανήτη μας. (Πηγή: USGS)
Ολοκληρώνοντας το δεύτερο μέρος του αφιερώματός μας στην γήινη Ατμόσφαιρα, έχουμε γνωρίσει μέχρι τώρα τον ξηρό ατμοσφαιρικό αέρα και τα κυριότερα αέρια συστατικά του, ένα από τα σημαντικότερα των οποίων είναι και το όζον. Παράλληλα, εισήλθαμε σε διάφορες λεπτομέρειες σχετικά με την επίδραση των αερίων αυτών στην Ατμόσφαιρα, στη ζωή στη Γη αλλά και στη συμπεριφορά του κλίματος του πλανήτη, κάνοντας αναφορές στα θερμοκηπιακά αέρια και στο φαινόμενο της τρύπας του όζοντος. Το ταξίδι μας συνεχίστηκε με την επισκόπηση των υδρατμών στην Ατμόσφαιρα και του ρόλου που αυτοί διαδραματίζουν.
Στο τρίτο μέρος του αφιερώματός μας θα ολοκληρώσουμε την περιγραφή της χημικής σύστασης της Ατμόσφαιρας, την οποία ξεκινήσαμε από το πρώτο - ήδη - μέρος. Έτσι, θα αναφερθούμε στα αερολύμματα ή ατμοσφαιρικά αιωρήματα, καθώς και στην σημασία αυτών στο κλίμα του πλανήτη, και θα ολοκληρώσουμε τη διάκριση της Ατμόσφαιρας με βάση τη χημική σύσταση, παρουσιάζοντας το ευρύ στρώμα της ετερόσφαιρας. Στη συνέχεια της μελέτης μας θα επικεντρωθούμε σε μια άλλη διαστρωμάτωση που χρησιμοποιούμε, αυτή που βασίζεται στη διακύμανση της θερμοκρασίας με το ύψος.
Και το ταξίδι συνεχίζεται...
Επιμέλεια: Μιχαήλ Καρδαμάκης (michail)
Γνωριμία με τις Long wave και short wave troughs
- Λεπτομέρειες
- Κατηγορία: Εγκυκλοπαίδεια
- Δημιουργήθηκε στις 07 Φεβρουάριος 2016
- Συντάχθηκε από τον/την snowlover
- Προβολές: 3136
Αν πάμε λίγο πίσω στα σχολικά μας χρόνια, στα γυμνασιακά για την ακρίβεια και στο μάθημα της Φυσικής,
είναι πιθανόν να θυμηθούμε τον ορισμό για το μήκος κύματος.
Αναζητώντας τον όρο στη Βικιπαίδεια θα δούμε ότι αναφέρει:
"Μήκος κύματος χαρακτηρίζεται η απόσταση μεταξύ δύο διαδοχικών κορυφών ενός κύματος".
Προσαρμόζοντας τον παραπάνω κανόνα στο μετεωρολογικό πεδίο θα λέγαμε πως η εικόνα αυτή μας θυμίζει τις ράχες (ridges) και τις σκάφες (troughs) στους μετεωρολογικούς χάρτες. (δείτε προηγούμενο άρθρο κλικ εδώ).
Long wave trough
Αν μεταφράσουμε το longwave σημαίνει μεγάλο μήκος κύματος, δηλαδή μεγάλη απόσταση ανάμεσα σε δυο ράχες ή δυο σκάφες.
Εκεί οφείλουν και την ονομασία τους.
Όμως σαν longwave trough ορίζεται η νοητή γραμμή που ορίζει ένα σχετικά μακρόστενο πεδίο χαμηλών πιέσεων που ξεκινά από τα μεγαλύτερα γεωγραφικά πλάτη (πολική ζώνη) και καταλήγει στα μεσαία.
Το πλάτος μιας μέσης longwave trough είναι κατά προσέγγιση 2700 χμ. αλλά γενικά είναι ευμετάβλητο το μέγεθός τους.
Συνήθως κινούνται από δυτικά προς τα ανατολικά με μια μέση ταχύτητα της τάξεως των περίπου των 30χμ/ώρα (15 κόμβοι).
Κάποιες φορές είναι στάσιμα συστήματα , ενώ σπανιότερα μπορεί να ακολουθήσει και ανάποδη πορεία από τα ανατολικά προς τα
δυτικά οπισθοδρομώντας (οπισθοδρομούν σύστημα).
Κατά καιρούς παρατηρούνται από 3-6 long wave troughs στο Βόρειο ημισφαίριο.
Το πέρασμα μιας longwave trough προκαλεί επιδείνωση του καιρού , καθώς περιέχει ψυχρές αέριες μάζες σε χαμηλότερα ύψη και σε σύγκριση με τις γύρω περιοχές του ιδίου γεωγραφικού πλάτους.
Στις παρακάτω εικόνες μπορείτε να δείτε χάρτες με long wave troughs (διακεκομμένες γραμμές), ενώ κάντε κλικ εδώ
για να δείτε μια κινητή εικόνα με τις longave στο βόρειο ημισφαίριο.
Short wave trough
Όπως λέει και το όνομά τους είναι μικρού μήκους κύματος και μπορούν να συναντηθούν συχνότερα (από 7-20 περίπου ) στο βόρειο ημισφαίριο.
Κινούνται πιο γρήγορα από τις longwave , περίπου από 35 έως 75 χμ/ώρα (20-40 κόμβους) και ακολουθούν το ρεύμα
του συστήματος που τις πηδαλιουχεί.
Μπορούμε να τις αναγνωρίσουμε πιο εύκολα στους χάρτες των 500hpa όπως άλλωστε και τις longwave.
Αυτό μπορεί να γίνει παρατηρώντας και τις ισοβαρείς καμπύλες αλλά και τις καμπύλες ή τα χρώματα (εξαρτάται τον χάρτη) των γεωδυναμικών υψών.
Οι καμπύλες στο πεδίο της shortwave παρουσιάζουν απότομη καμπυλότητα , περιοχές με ενισχυμένο θετικό στροβιλισμό και συνήθως είναι πιο πυκνές.
Μια ή ακόμα και περισσότερες shortwave μπορεί να βρίσκονται στην ευρύτερη περιοχή μιας longwave και να αλληλεπιδράσουν μαζί της προκαλώντας αλλαγές στη ροή της.
Μάλιστα μπορεί με την κίνησή της, να βαθύνει το σκάψιμο της σκάφης σε χαμηλότερα γεωγραφικά πλάτη , επιδεινώνοντας τις καιρικές συνθήκες με την επιπλέον ενέργεια που κουβαλά.
Αυτός είναι και ο λόγος που συχνά αποκαλούνται "μικρά κομμάτια ενέργειας" ("pieces of energy") ή "τσέπες ψυχρού αέρα στα ψηλά" ("pockets of colder air aloft").
Γενικά πάντως υπάρχει ποικιλία στο σχήμα τους και άλλες φορές διακρίνονται εύκολα, άλλες φορές επειδή είναι μικρότερες διακρίνονται πιο δύσκολα.
Παρακάτω μπορείτε να δείτε παραδείγματα shortwave troughs.
Τέλος, να πούμε πως σε αντικυκλωνικές συνθήκες υπάρχουν ανάλογα και οι longwave ridges και shortwave ridges.
Καλά να περνάτε!
Επιμέλεια: Γιώργος Πατσουλάκης (snowlover)
Πηγές: http://www.wxonline.info/topics/waves.html
http://www.atmo.arizona.edu/students/courselinks/fall12/atmo336/lectures/sec1/p500mb.html
http://apollo.lsc.vsc.edu/classes/met130/notes/chapter12/long_short_waves.html
http://www.weatherbunker.com/entry244.html
http://www.theweatherprediction.com/habyhints/350/
https://el.wikipedia.org
http://wxmaps.org/pix/NHanim.html
Οι χάρτες που επεξεργάστηκαν είναι από το παγκόσμιο μετεωρολογικό μοντέλο GFS