Dette kapittelet er i sin helhet fordypningsstoff. Det omhandler prinsipper og virkemåter for alle bakkebaserte, rakett- og ballongbårne instrumenter som finnes på og sendes fra Andøya. Vi tar det med fordi vi tror det vil være et nyttig oppslagsstoff i forbindelse med gjennomgangen av de andre kapitlene.

For nøyaktig kartlegging av atmosfæren, ionosfæren, nordlys og jordens magnetfelt, samt jordens nære verdensrom og aktiviteten på solen, er kontinuerlige bakkeobservasjoner – fra et nett av bakkestasjoner – helt nødvendige.

Da de fysikalske og kjemiske egenskapene til jordens atmosfære varierer mye med høyden, er det hensiktsmessig å dele atmosfæren opp i soner. Slik soneinndeling kan bygge på ulike fysikalske variable, slik det er vist i figur 11.1. Betegnelsene i figur 11.1 er de som brukes internasjonalt.

Bakkemålingene kan inndeles i følgende tre hovedgrupper:

magnetiske registreringer (avsnitt 11.2)
optiske observasjoner (avsnitt 11.3)
målinger basert på bruk av radiobølger (avsnitt 11.4)

I avsnitt 11.6 skal vi også omtale de vanligste instrumentene som inngår i ballonger og raketter som sendes opp fra ARS. De forskjellige registreringsplattformer som brukes er illustrert i figur 11.2.

Legg merke til at ved alle geofysiske målinger brukes UT for tid; dvs. universaltid. Det er middelsoltid i Greenwich, tidligere kalt GMT, også kalt verdenstid. I Norge er UT lik lokal tid minus en time.

Studiene av den øvre atmosfære og det nære verdensrom kalles – avhengig av studienes innretning og sammenheng – ionosfærefysikk, geofysikk eller romfysikk.

For dem som vil lære mer om de instrumentene som i dag benyttes innen moderne romforskning, er det tatt med referanser til aktuell litteratur.

har blitt kontinuerlig kartlagt siden ca. 1840. Dette foregår ved de magnetiske observatoriene. I dag finnes det flere hundre slike observatorier spredt over hele verden. I vårt land finnes det for tiden syv steder hvor

registreres kontinuerlig.

Sammenlignet med magnetfelt som ofte brukes i forskning og industri, er jordmagnetfeltet relativt svakt. Enheten for magnetfelt er tesla, som forkortes T. Dette er en stor enhet. Derfor brukes ofte 10^-9 T – som kalles nanotesla og skrives nT – som enhet.

Fordi

er et vektorfelt, må vi måle både styrken og retningen av feltet. Det gjøres f. eks. ved å måle de tre rettvinklede komponentene X, Y og Z eller ved å registrere to komponenter og en vinkel – dvs. komponentene H, D og Z (figur 11.3). Magnetfeltet ved ARS er ca. 52.000 nT.

Fordi jordens magnetfelt er svakt, stilles det store krav til steder og hus hvor målingene utføres. Bare umagnetisk materiale må brukes – det vil f. eks. bety at spiker eller andre materialer ikke kan være av jern, men for eksempel kopper, messing eller aluminium. I tillegg må magnethusene ligge langt borte fra steder hvor kunstige magnetfelt produseres av elektriske og magnetiske kilder. I det følgende skal vi omtale de vanlige instrumenter som brukes for målinger av

Magnetovariografen var det vanlige instrumentet for målinger av

fram til omkring 1960. Fordi prinsippet, vist i figur 11.4, er enkelt å forstå, skal vi først omtale dette instrumentet.

En registrering av magnetfeltet over et døgn, kalles et magnetogram. Et eksempel er vist i figur 11.5.

Sensoren i magnetovariografen er en liten, permanent magnet som er opphengt i et plan vinkelrett på den komponenten av feltet som skal måles. Den holdes på plass i denne stillingen ved hjelp av en tynn kvartstråd. På magnetnålen er det plassert et lite speil (se figur 11.4). En lysstråle sendt mot dette speilet reflekteres til et fotografisk papir som er montert på en langsomt roterende sylinder. Lysstrålen tegner en kontinuerlig kurve på det fotografiske papiret. Kurven viser hvordan magnetnålen har beveget seg i det aktuelle tidsrommet, forårsaket av variasjoner i denne komponenten av magnetfeltet. Sylinderen roterer en gang i løpet av 24 timer. Tidsmarkeringen kontrolleres ved start og stopp.

I tillegg til speilet på magnetnålen som beveger seg i takt med variasjonene i

, finnes det også et fast speil, som produserer en rett, horisontal linje på det fotografiske papiret. Dette er basislinjen. Basislinjen representerer et tilfeldig utgangspunkt for å registrere avvik. Det er avvikene – variasjonene i magnetfeltet – som er interessante.

Gjennom absolutte målinger av

, som gjøres en eller et par ganger pr. måned, kan man legge basislinjene på det nivået en ønsker. Det er vanlig å velge ca. 11.000 nT for H-komponenten og ca. 50.000 nT for Z-komponentene ved ARS. Ved bare å registrere avvikene fra basislinjen, kan man øke følsomheten til magnetovariografen betydelig – ned mot noen titalls nT pr. millimeter.

Magnetovariografen er et meget pålitelig og driftssikkert instrument. Om variasjonene i magnetfeltet er store, kan registreringene av magnetfeltet bli uoversiktlige – ja ganske kompliserte. Dette fører til at de blir tidkrevende, og litt kjedelige, å analysere dataene. Analoge papirregistreringer passer dessuten dårlig til bruk sammen med moderne datamaskiner og analyseprogrammer.

Regelmessige kalibreringer av instrumentene er helt nødvendige. For dem som vil lese mer om magnetovariografen, kan vi henvise til kapittel 2 i Chapman og Bartels kjente verk fra 1940.

I stedet for fotografiske registreringer brukes i dag elektronikk og datateknologi. Vi kan via Internett følge med på hvordan feltet varierer ved ulike stasjoner rundt om i verden under et nordlysutbrudd eller ved en solstorm.

I løpet av de siste 30 år er det utviklet flere nye instrumenter med andre typer sensorer for registreringer av magnetfeltet.

Protonmagnetometeret er basert på en effekt som kalles kjernespinnresonans (engelsk: Nuclear Magnetic Resonance, NMR). Metoden er elegant og bygger på følgende prinsipp: Et proton plassert i et magnetfelt vil rotere rundt feltet med en frekvens fg – kalt gyrofrevensen – gitt ved

Ved å måle frekvensen fg (konstanten er kjent og er lik 0,04258) kan vi finne

-feltet. På jordoverflaten ved ARS er fg for protoner (H⁺) omkring 880 Hz. Metoden er følsom, men bare totalfeltet

, og ikke komponentene av feltet, måles ved dette instrumentet.

Det neste nye instrumentet for måling av

var rubidiummagnetometeret. Ved denne målemetoden utnyttes Zeemaneffekten – dvs. hvordan B-feltet påvirker energinivåene i rubidiumatomene. Ved å måle frekvensen av det lyset som sendes ut fra rubidiumdampen, kan vi få informasjon om magnetfeltet på stedet. Små magnetfeltvariasjoner – mindre enn 1 nT med < 1 sekund (s) tidsoppløsning – kan studeres med disse nye instrumentene. Man får god amplitude- og tidsoppløsning, men også her kan man bare måle det totale feltet, ikke de ulike komponentene.

Det instrumentet som brukes mest i dag, både ved bakke-, rakett- og satellittmålinger, kalles fluxgatemagnetometer (figur 11.6). Med dette instrumentet – som også brukes ved ARS – kan vi måle feltets komponenter (figur 11.7). Det er velegnet til måling av variasjoner på tidsskalaer fra sekunder til dager.

Sensoren i fluxgate-magnetometeret (figur 11.6) består av to staver av ferritt (sterkt magnetisk materiale) omgitt av tre elektriske spoler. Gjennom primærspolen sendes en vekselstrøm med en frekvens på flere kilohertz (kHz). Strømmen setter opp et magnetfelt som driver ferrittkjernen i metning. Fluksvariasjonene i ferrittstavene pr. tidsenhet, dB/dt, induserer et signal i sekundærspolen. Dette signalet inneholder grunnfrekvensen og harmoniske av den opprinnelige vekselstrømmen. På grunn av det ytre magnetfeltet,

, vil signalet i sekundærspolen også inneholde en harmonisk komponent av grunnfrekvensen. Amplituden til denne signalkomponenten vil være proporsjonal med styrken på det ytre feltet langs aksen i sekundærspolen. Ved å filtrere ut og likerette dette signalet får vi en spenning som er et mål for det ytre feltet, dvs. komponenten av

langs retningen til ferrittkjernen. Dette kan skrives matematisk slik:

hvor f er frekvensen til vekselspenningen i primærspolen, B er feltet som settes opp i ferrittstavene, B₀ og

er henholdsvis feltet i ferittstaven og feltet som skal måles. Den første overtonen bestemmes av

. Signalet får vi ut via sekundærspolen.

Fluxgatemagnetometeret måler altså feltkomponenten som sammenfaller med retningen til ferrittstavene. For å gjøre samtidige målinger av alle tre feltkomponentene, trengs tre sensorer montert i rett vinkel til hverandre.

Ved hjelp av en tredje spole rundt ferrittstavene, kalibreringsspolen, kan man undertrykke den normale verdien til magnetfeltet, det såkalte roligdagsfeltet, slik at utslagene på instrumentet bare viser avvikene fra roligdagsfeltet. Det var dette som ble kalt avvik fra basislinjen i avsnitt 2.2.

Fluxgate-magnetometeret kan måle felt mindre enn 1 nT med en tidsoppløsning ned til 1 s eller bedre. Tidsoppløsningen ved de gamle magnetovariografene var ikke bedre enn » 30 s. Ved de fleste standard magnetiske observatoriene avleses komponentene av jordens magnetfelt hvert tiende sekund.

Rundt en rett, lang strømførende elektrisk leder vil magnetfeltlinjene være konsentriske sirkler (jfr. kapittel 4). Magnetfeltet som strømmen setter opp rundt en uendelig lang leder er gitt ved:

hvor B = den magnetiske flukstettheten i tesla, m ₀ = permeabiliteten i atmosfæren (som er lik permeabiliteten i vakuum = 1,26 × 10⁶ H (henry) × m^-1), I = strømstyrken i ampere og r er den loddrette standen fra strømlederen.

Figur 11.8 viser feltet rundt en slik leder. Retningen og størrelsen av strømmen I kan beregnes fra komponentene DB_X, DB_Y og DB_Z (tilsvarer DX, D>Y og DZ på figur 11.8) som vi måler på bakken med magnetometerne (D leses delta). D-verdiene regnes som avvikende fra magnetfeltet før forstyrrelsen begynte. Når strømmen (I) i ionosfæren flyter rett øst/vest, er DB_Y = 0. Som omtalt i avsnitt 7.3 er positiv retning for X-komponenten mot nord og for Z loddrett nedover på den nordlige halvkule (se figur 11.3).

Vi antar en uendelig lang linjestrøm som flyter fra øst til vest i ionosfæren som skissert i figur 11.8. Strømmen flyter i en høyde h over bakken. Observasjonspunktet ligger i en horisontal avstand s fra fotpunktet til strømmen. Da kan s (positiv nordover) uttrykkes

I figur 11.8 er både DZ og DX negative. Vi får en positiv verdi for s, noe som stemmer med figuren. Hvis strømmen I (den kalles på fagspråket for elekrojeten) hadde vært rettet østover, noe som oftest forekommer tidlig på kvelden eller også på morgensiden, ville begge komponentene hatt motsatt fortegn. Men s ville fortsatt vært positiv. Utslag i DB_Y vil vise om strømmen flyter rett øst-vest eller på skrå. Om Y-komponenten = 0 flyter strømmen rett øst-vest. Dette er en enkel modell. Den gir oss styrken for elektrojeten og tilnærmet posisjon for elektrojeten i forhold til bakkestasjonen. For mer kompliserte elektrojeter er modellen med bare en strømleder, for enkel.

Elektrojeten flyter i de høydeområdene hvor den elektriske ledningsevnen er stor, dvs. der partikkelnedbør fra rommet, solvinden, ioniserer atmosfæregassene mest og gir mange frie elektroner. Normalt er høyden for elektrojeten 120 ± 10 km.

Når DB_X er negativ og DB_Z nær null, har vi mest partikkelnedbør rett over stasjonen. I mørketiden vil forekomsten av nordlys bekrefte dette. Om sommeren kan det kontrolleres ved hjelp av ionosonden og/eller riometeret (kapittel 4). Disse instrumentene vil vise om mengden av frie ladninger i ionosfæren er mye over normalen.

Figur 11.9 viser et magnetogram hvor aktiviteten på solen var meget lav – dvs. vi hadde helt rolige forhold. Som vi ser er H-komponenten svakt (10-15 nT) negativ på natten, mens den er litt positiv (omkring 10 nT) på dagen. Dette er S variasjonen i jordens magnetfelt. Den har sammenheng med en svak tidevannseffekt i E-laget (figur 11.1), noe som skyldes at solen varmer opp atmosfæren om dagen og dette fører til høyere trykk enn på jordens nattside. Bevegelsen fører til elektriske strømmer som vi kan observere på bakken. Denne tidevannsstrømmen har altså en periode på et døgn.

Magnetfeltet blir observert av stasjoner over hele jorden. Foruten studier av magnetiske forstyrrelser blir data brukt til å framstille magnetiske kart som anvendes til navigasjon og til leting etter malmmineraler, olje og gass.

Ved de fleste magnetiske observatoriene studeres variasjoner i jordens magnetfelt som er hurtigere enn noen få sekunder. Disse hurtige variasjonene kalles mikropulsasjoner eller mer vanlig ULF-bølger (ULF = ultra lave frekvenser). De vil typisk dekke frekvensområdet 0,01 til 100 Hz.

Sensoren i et mikropulsasjonsinstrument er store elektriske spoler med opptil 20.000 vindinger av solid kobbertråd. Også her brukes ofte en kjerne av et magnetisk materiale, en ferrittkjerne. Et blokkdiagram er vist i figur 11.10. Når

varierer, vil elektriske spenninger bli indusert i spolen. Disse signalene forsterkes og registreres i dag med moderne signalanalysatorer og datamaskiner. Om variasjonen i

er harmonisk – dvs. proporsjonal med sin f, hvor f er frekvensen – får vi følgende uttrykk for den induserte spenningen, U:

hvor A = arealet av spolen, N = antall vindinger rundt spolekjernen, og m = permeabiliteten av spolen.

er variasjonen i magnetfeltet normalt på spolen, altså langs spolens akse. Komponenten av magnetfeltet som faller sammen med spolens plan vil ikke indusere noen spenning i spolen. Om magnetfeltet varierer som en harmonisk funksjon, for eksempel

, hvor B₀ = amplitudeverdien og f er frekvensen, kan likning (11.5) skrives

Likning (11.5) viser at den induserte spenningen er proporsjonal med frekvensen. Spenningen øker altså når f øker. Dette er viktig fordi amplituden av variasjonene i magnetfeltet avtar hurtig med økende frekvens.

Enhver bevegelse av spolene vil føre til uønskede utslag. De må derfor stå helt støtt. Vanligvis graves instrumentet ned slik at spolene ikke skal bli påvirket av sterk vind.

Det er altså komponenten av feltet normalt på spolen – dvs. langs spolens akse – som registreres. Ved å bruke tre spoler vinkelrett på hverandre – en med aksen vertikalt og to med aksen horisontalt (en N-S og en Ø-V) – kan vi måle variasjonen i alle komponentene.

Et typisk eksempel på mikropulsasjoner er vist i figur 10. Disse variasjonene kan være meget irregulære, men de kan i noen tilfeller også være som harmoniske bølger. En type er blitt kalt ”perler på en feltlinje”.

Studier av ULF-bølger er viktig i romfysikken. Vi kan lære hvordan lavfrekvente bølger utbrer seg i verdensrommet. Samtidig vil man også få kunnskap om de viktige fysiske prosesser som generer slike pulsasjoner. Derfor har målinger av ULF-bølger også blitt vanlig i satellitter og raketter. Instrumentene som brukes for slike observasjoner kalles pulsasjonsmagnetometre eller induksjonsmagnetometre – på engelsk "search coil", se kapittel 6. De er prinsipielt lik det instrumentet som er vist i figur 11.9 men med mekanisme som kompenserer for induksjon skapt av plattformens egenbevegelse.

Nordlyset og nordlysfysikken er detaljert omtalt i kapittel 8. I det følgende skal vi omtale de viktigste instrumentene som brukes for overvåkning og registrering av nordlys forekomsten.

Det ble tidlig klart at detaljerte beskrivelser av nordlysets former, bevegelser, farger og høyder ville kreve samtidige observasjoner fra flere steder med nøyaktige og pålitelige instrumenter. Spesielt viktig var utviklingen av gode kamera.

De første brukbare bilder av nordlyset ble tatt i 1909 med et kamera satt sammen og testet i Norge av professorene Størmer og Krogness. Dette kameraet var et av de viktigste nordlysinstrumentene helt fram til ca. 1950. Det ble brukt overalt i verden hvor studier av nordlys ble utført (figur 12).

En kopi av det første bildet tatt med et slik kamera finnes ved Nordlyssenteret på Andenes.

I forbindelse med Det Geofysiske Året 1957-1958, var kravet til mer avanserte nordlysinstrumenter meget stort. Man ønsket kamera som automatiske kunne ta bilder med jevne mellomrom, for eksempel 1 bilde pr. minutt og man ønsket kamera som kunne ta et samlet bilde av hele himmelen – et ”all sky”-kamera med 180 graders billedvinkel. Det første kamera med så stor billedvinkel ble lansert i 1956 av konstruktøren, dr. W. Stoffregen. Konstruksjonen er illustrert i fig 11.14.

Stoffregen brukte to speil for å oppnå det vide synsfeltet. I dag brukes vidvinkelobjektiver, såkalte fiskeøyeobjektiver. I Stoffregens kamera ble nordlyset fotografert med et 16 mm filmapparat. Senere gikk man over til 35 mm film. Speilet øverst (figur 11.14) skar bort ca. 20 grader av himmelen nær senit. Orienteringen av nordlysbildene – både himmelretning og elevasjon ble løst ved å la små lamper montert på buete stenger bli eksponert sammen med bildet.

Under Det geofysiske året var mer enn 100 Stoffregens ”all sky”-kamera – 90 av dem på den nordlige halvkule – i kontinuerlig drift. Tross dette store antall kamera, var det ikke mulig å få samtidige observasjoner av nordlys fra alle deler av verden hvor nordlyset opptrer. På den nordlige halvkule er det problemer på grunn av de store havområdene, mens man i syd har store problemer pga. isen. Det er både komplisert og dyrt å drive nordlysobservatorier i Arktis og Antarktis.

Takket være nordlysobservasjoner fra satellitter – som ble gjort for første gang i 1980 – har man nå gode storskalabilder av nordlysstrukturen.

Kartlegging av finstrukturen i nordlyset og de hurtige tidsvariasjonene er viktig. Dette kan bare løses med et nett av bakkemålinger som er i kontinuerlig drift. Med stadig bedre optikk og nye, følsomme filmer har eksponeringstiden blitt redusert. Fram til 50-årene var det vanligvis nødvendig med eksponeringstider på ca. 30 sekunder eller mer. I 1970-årene var dette redusert til noen få sekunder.

Omkring 1965 ble elektroniske kamera med billedforsterkere tatt i bruk for første gang. Det tok mer enn 10 år før man kom fram til driftsikre instrumenter. Slike elektroniske kamera kalles CCD-kamera og prinsippet er vist i figur 11.15.

Et bilde tatt med et slikt kamera er vist i figur 11.16.

Det er vanlig å plassere filterhjul foran linsen på elektroniske nordlyskamera. Et filterhjul kan bestå av to eller flere smale interferensfiltre. Oftest observeres fire ulike nordlyslinjer og/eller nordlysbånd samtidig. Ved ARS har man mest registrert følgende nordlys emisjoner (se avsnitt 8.7):

Den grønne nordlyslinjen ved 557,7 nm.
Den røde nordlyslinjen ved 630,0 nm.
Det blå N₂⁺-båndet med 427,8 nm.
Proton nordlys, Hb ved 486,1 nm.

Hovedmålet for alle nordlyskamera er å gjengi nordlysene i sine rette, tredimensjonale former og farger. Ved all nordlysanalysering er moderne datamaskiner og billedprosessering tatt i bruk. Kunstige farger brukes ved reproduksjon av subvisuelt nordlys.

Moderne videokamera med billedforsterker, ofte kalt nordlys TV-kamera, avbilder himmelen 50 ganger pr. sekund og har så god lysfølsomhet at det kan fotografere nordlys som ikke er synlig med det blotte øyet.

Bildene registreres på video eller optisk disk. Takket være disse avanserte nordlysinstrumentene, har våre kunnskaper om dette interessante naturfenomen økt enormt de to siste tiårene.

I dag kan man også samkjøre bilder fra flere nordlyskamera og presentere registreringene på en kartbakgrunn for på denne måten å få det helt store overblikk over nordlysaktiviteten. Figur 14.

For detaljerte studier av nordlysets fargesammensetning, brukes spektrografer eller helst spektrometre, siden disse har mye bedre tidsoppløsning. Prinsippskisse av virkemåten til en prismespektrograf er vist i figur 11.17.

I et nordlysspektrometer er prismet byttet ut med et gitter. I stedet for å bruke film brukes i dag elektronisk registrering. Da det for tiden ikke finnes noe slik instrument ved ARS, skal vi ikke ta med en mer detaljert beskrivelse. Figur 11.18 viser de typiske nordlysemisjonene som funksjon av bølgelengde.

Som nevnt i kapittel 8 kan intensiteten av nordlyset variere mye – ja, over fire – fem potenser av ti. I tillegg finnes det både store og små nordlysstrukturer som kan fare over himmelen med stor hastighet. For nøyaktig kartlegging av de små strukturene i nordlyset brukes et instrument som kalles et fotometer – det er en meget følsom lysmåler. Det fotometeret vi bruker til nordlysmålinger har et meget smalt synsfelt – typisk en grad eller to. Det sveiper over himmelen fra nord til syd via senit i løpet av ca. 18 sekunder. Oppløsningen i amplitude er minst ti ganger bedre enn de moderne, elektroniske nordlyskameraene omtalt tidligere.

Et fotometer er sammensatt av følgende tre hoveddeler:

Optikk og interferensfilter,
lysdetektor/fotomultiplikator og elektronikk og
registrerings- og analyseutstyr.

Optikken er normalt et avansert objektiv. Til optikken hører en kollimator eller en skjerm som hindrer uønsket lys å trenge inn fra sidene. Filtrene sorterer ut den eller de lysemisjonene, dvs. fargene, i nordlyset som vi ønsker å studere. For å studere smale bølgelengdebånd brukes interferensfiltre. Et enkelt interferensfilter består av et transparent dielektrikum (materiale med liten elektrisk ledningsevne) plassert mellom to halvtransparente metallfilmer. Et godt interferensfilter, enhet 13 i figur 11.19, har normalt en båndbredde på en til noen få nm.

Som lysdetektor brukes vanligvis en fotomultiplikator. Den kan brukes både for synlig lys, UV-stråler og for stråling i det infrarøde området. Fotomultiplikatoren (enhet 7 i figur 19) virker slik at når katoden blir truffet av lys, vil den sende ut fotoelektroner, dvs. elektroner med lav energi. Elektronene akselereres ved hjelp av en elektrisk spenning og treffer første dynode. Dynoden vil da sende ut 2 til 3 ganger flere elektroner enn hva som traff den. De nye elektronene akselereres videre til neste dynode hvor prosessen gjentar seg. De fleste fotomultiplikatorene har omkring 10 dynoder som elektronene må innom før de samles opp på en anode i slutten av røret. Fotomultiplikatoren fører derfor til en meget stor økning i antall elektroner, og dermed en stor forsterkning.

Figur 11.20 viser hvordan nordlysregistreringer med fotometer kan presenteres. To bølgelengder, 557,7 nm og 630 nm er registrert. For hver av dem er himmelen skannet gjenntatte ganger fra nord til sør. Pekevinkelen (elevasjonen) er angitt på horisontal akse, mens vertikal akse viser klokkeslett. Kurvenes utslag markerer intensiteten i nordlyset av den målte bølgelengde. Målestokken (intensiteten i kR) er markert øverst i plottet for hver av bølgelengdene.

Fra et vanlig all sky nordlysbilde kan vi få informasjon om hvor intenst nordlyset er og hvor store deler av himmelen nordlyset dekker (figur 11.10). Om man har brukt interferensfiltre, vil vi også kunne se hvilke farger som dominerte på den tiden målingen ble utført. På grunn av det vide synsfeltet vil nordlyset være forskjellig for det vi ser med bare øynene. Først om vi går ned til en billedvinkel på ca. 60°, vil nordlysbildet ligne det vi ser.

Ved å sammenligne flere bilder som er tatt med si 30 sekunders mellomrom, vil vi få et godt inntrykk av hvordan nordlyset har forandrer seg i rom og tid. Fra slike nordlysregistreringer får vi også informasjon om lysets utstrekningen i øst-vest og nord-syd. Forutsatt at instrumentene er kalibrert, vil vi også få informasjon om den absolutte intensiteten av lyset.

Fra målinger med fotometer og fra bilder tatt med elektronisk kamera med liten billedvinkel, kan vi også studere finstrukturen og dynamikken i lyset.

Med kamera som tar 50 bilder i sekundet, kan vi studere hurtige nordlyspulsasjoner. Disse er spesielt viktige om vi skal forstå selve genereringsprosessen.

Intensitetsforholdet mellom de ulike fargene i lyset forteller oss om kilden til nordlyset, om antall partikler og om hvilken hastighet (dvs. energi) de har (se figur 11.15).

Før romalderen var radiobølger det viktigste verktøyet for studier av forholdene (tetthet, sammensetning, drift, osv.) i jordens øvre atmosfære. De frie elektronene i ionosfæren både reflekterer og absorberer radiobølger. Både refleksjons- og absorbsjonsevnen avhenger av radiobølgenes frekvens. Ionosfærens evne til refleksjon gjør at det er mulig å sende radiosignaler i HF-båndet praktisk talt jorden rundt ved at signalene gjentatte ganger reflekteres fra ionosfæren og jordoverflaten.

Tabell 11.1 gir en oversikt over den delen av det elektromagnetiske spekteret som kalles radiobølger.

Ionosonden ble oppfunnet i 1926. Praktisk talt alt vi visste om ionosfæren før romalderen var basert på registreringer med ionosondeinstrumenter. I 1950- og 60-årene var det ca. 200 ionosonder i kontinuerlig drift spredt over hele verden. Basert på slike observasjoner ble det utarbeidet prognoser for de beste frekvenser for radiokommunikasjon.

Ionosonden er en radar. Korte (5 × 10^–5 s), høyfrekvente (0,5-20 MHz) bølgetog sendes tilnærmet vertikalt opp mot ionosfæren. Energien av radiopulsene er vanligvis noen få kilowatt (kW), men kan variere fra 1 til 10 kW. Bølgene reflekteres fra høyden h. Ved mottakeren, mindre enn 1 km fra senderen, måles tidsforskjellen, Dt, mellom bølgen som kommer direkte fra senderen langs jorden (jordbølgen) og den reflekterte bølgen fra ionosfæren. Antar vi at bølgen forplanter seg med lyshastigheten c, er den tilsynelatende høyden h' gitt ved:

Fordi bølgens gruppehastighet, dvs. hastigheten til energien i bølgen, er lik eller mindre enn lyshastigheten, vil h' være noe større enn den virkelige refleksjonshøyden, h. Dette kan imidlertid korrigeres i den videre databehandlingen. Ionosonden måler h' ved ulike frekvenser. Den begynner en målesyklus med en bølgefrekvens på ca. 0,5 MHz og øker frekvensen gradvis til ca. 20 MHz (se figur 11.23). Etter hvert som frekvensen øker, trenger bølgen dypere inn i ionosfæren før den reflekteres. Den frekvens som trenger helt gjennom ionosfærens E-lag, kalles den kritiske frekvensen for E-laget, og skrive f₀E. På tilsvarende måte kalles den kritiske frekvensen som trenger gjennom F-laget for f₀F. En målesyklus kan ta fra 0,5 til 5 minutter, avhengig av fabrikat og innstilling.

Ionosondemålinger presenteres vanligvis som et såkalt ionogram der den tilsynelatende høyden, h', er plottet som funksjon av frekvensen.

Figur 11.22 viser et rentegnet ionogram, dvs. at støyen er fjernet, mens figur 11.23 viser et standard ionogram fra ARS’ ionosonde på Saura. Saura ligger på østsiden av Andøya knapt 3 mil sør for Andenes. Ionogrammene herfra kan leses av på Internett via lenke på denne nettsiden: www.alomar.rocketrange.no.

Av figur 11.22 ser vi at for frekvenser opp til vel 3 MHz får vi refleksjoner fra litt over 100 km høyde. Dette er radioekko fra E-laget. Ved ca. 3,2 MHz ser vi at signalet bryter gjennom E-laget. Fra frekvenser mellom 3,2 og ca. 5 MHz i figur 11.22, får vi radioekko fra omkring 200 km høyde – dvs. fra F₁-laget. Ved ca. 5 MHz i en høyde av nær 250 km bryter bølgen gjennom deler av F-laget. Vi får et nytt ekko opptil ca 7,5 MHz fra omkring 300 km. Vi får ingen reflekterte signaler tilbake for frekvenser > 7,5 MHz. Da forsvinner bølgene ut i verdensrommet.

De kritiske frekvensene og høydene for de forskjellige lagene varierer mye. Ofte er den kritiske frekvensen for F-laget 10 MHz eller enda høyere.

Vi får ofte to radioekko fra F-laget; nemlig fra F₁- og F₂-laget (se figur 11.1 for laginndelingen). I tillegg til dette får vi to bølger med en frekvensforskjell på omlag 0,7 MHz tilbake fra både F₁- og F₂-laget. På grunn av jordens magnetfelt er ionosfæren dobbeltbrytende. Vi sender opp en bølge og får to tilbake.

De kritiske frekvensene for hvert ionosfærelag varierer med den maksimale elektrontettheten i laget. Denne kan regnes ut ved å bruke formelen

Vi ser at en f₀E = 3,2 MHz svarer til en maksimal elektrontetthet i E-laget på omkring 10¹¹ pr. m³, mens en f₀F2 på 10 MHz gir en tetthet på mer enn 10¹² elektroner pr. m³ øverst i ionosfæren. I dagens ionosonder gjøres avlesninger og beregninger elektronisk.

De tilsynelatende høydene av lagene, h' (figur 11.21 og 11.22), leses av ved de laveste punktene på de respektive ekkokurvene – dvs. før vi registrer de lange, vertikale signalene. Noen ganger kan bølgepulsene fra ionosfæren reflekteres to eller endog flere ganger mellom ionosfæren og jorden. Vi ser da 2. eller høyere ordens ekko fra ionogrammene. Slike høyere ordens ekko er indikert med tynne streker i omtrent den doble høyden av 1. ordens ekkoene.

På grunn av jordens magnetfelt blir den opprinnelige bølgen fra ionosonden splittet opp i to bølger med litt ulik frekvens og polarisasjon. Disse kalles den ordinære og den ekstraordinære bølgen. Den ordinære bølgen gir de sterkeste ekkoene i ionogrammet og representeres av de heltrukne, kraftigste strekene i figur 11.21. Den ekstraordinære bølgen gir opphav til ekko som ligger ca. 0,7 MHz forskjøvet mot høyere frekvenser, representert av de stiplede linjene. Frekvensforskjellen svarer alltid til halve gyrofrekvensen til elektronene ved den bestemte høyden i ionosfæren. Derfor kan vi også bruke ionosondemålingene til å regne ut jordens magnetfelt i det høydeområdet hvor bølgene reflekteres. Ekko fra den ekstraordinære bølgen er imidlertid ikke alltid synlige i ionogrammene. De opptrer oftest i refleksjoner fra F₂-laget.

I blant kan det komme flere ekko i samme høyde som E-laget (mellom 100 og 150 km), men ved frekvenser mye høyere enn f₀E – helt opptil 10 MHz. Slike ekko kommer fra såkalte sporadiske E-lag (Es) som oppstår under spesielle forhold i disse høydene. De sporadiske lagene har meget liten vertikal utstrekning – oftest mindre enn 10 km. Årsakene til disse er ennå ikke kjent, men det er mange som tror at kilden kan være meteorer.

Ved å studere ionosfæren med radiobølger kan vi også få opplysninger om finstrukturen i ionosfærelagene og hvordan de varierer med tiden på døgnet, med årstidene og fra år til år. Variasjonene er nær knyttet til forstyrrelser på solen og det er ofte en nær korrelasjon mellom forstyrrelser i jordens magnetfelt og forekomsten av nordlys.

Ved store forstyrrelser på solen hender det at vi ikke får noe ekko fra ionosfæren – vi har det som på fagspråket kalles "blackout". Dette skyldes at radiobølgene blir absorbert i ionosfæren.

I romalderen har det vært montert ionosonder i satellitter for å måle elektrontetthetsprofiler på oversiden av ionosfæren. På engelsk kalles dette ”topside sounding”. Slike målinger har gitt mange nye resultater om ladningstettheten i høydeområdet over ca. 400 km.

For en detaljert beskrivelse av ionosondeinstrumentet henvises for eksempel til Jursa (1985) eller til tidsskriftet Annals of International Geophysical Year, Vol. 171, del 1.

Moderne ionosonder er digitalisert og kalles digisonder. De måler i tillegg til ladningstettheten også bevegelsen av elektronene i ionosfæren; dvs. hvordan elektronene flytter på seg, både i nord-syd og øst-vest retning. Dette gjøres ved å måle dopplerforskyvningen av ekkoene. Disse instrumentene har antenner som har tilnærmet samme følsomhet over hele dette brede frekvensområdet fra 0,5 til 20 MHz. Sender og mottaker gir en helt annen ytelse enn i de ionosondene som ble bygd for 50-70 år siden.

Den moderne radarkjeden i Nord Skandinavia og på Svalbard – kalt EISCAT – gir langt mer detaljert informasjon om finstruktur og dynamikk i den polare ionosfære. De opererer i VHF- og UHF- området og sendereffekten er mer enn 10.000 ganger større enn ved vanlige ionosonder. For disse instrumentene er det ikke snakk om refleksjon av radiobølger, men om scattering (spredning), mer presist inkoherent scattering av radiobølger. Fysikalsk er dette prosesser som er helt forskjellig fra total refleksjon av radiobølger. Man må ha instrumenter som er mange størrelsesordener mer følsomme enn ionosonder. Målet er å måle nesten hvert eneste elektron og ion som finnes i ionosfæren, både antall og energi. Mer informasjon finnes her: EISCAT.

Riometer, akronym for "Relative Ionospheric Opacity Metre", er et instrument som brukes for å måle absorpsjon av radiobølger i ionosfæren. Den kosmiske radiostøyen fra universet setter de frie elektronene i ionosfæren i bevegelse. Absorpsjonen skyldes kollisjoner mellom disse frie elektroner og de nøytrale partiklene i den øvre atmosfære. Kollisjonene fører til at elektroner blir spredt rundt og går tapt. Intensiteten av bølgene avtar. I riometeret nyttes altså absorpsjonen av radiobølgene til å observere ladningstettheten i ionosfæren.

Riometerinstrumentet er i prinsippet en radiomottaker. Den er koblet til en antenne, rettet vertikalt mot himmelen. Mange stjerner, inkludert solen, er kraftige radiosendere. Riometeret tar inn denne radiostøyen. Bare støy med frekvens over den kritisk frekvensen for F₂-laget, dvs. vel over 20 MHz, kommer gjennom ionosfæren uten å bli nesten fullstendig absorbert. De radiofrekvensene som brukes i riometrene må derfor ligge godt over denne verdien. Riometrene arbeider derfor på frekvenser i området 25 til 50 MHz.

I riometeret blir støyen fra en innebygget kilde, en støydiode, hele tiden justert til å være lik det mottatte støynivået fra verdensrommet. Strømmen i dioden vil være proporsjonal med effekten til støyen den genererer og dette blir da et mål på effekten av støyen som mottas fra verdensrommet.

Radiostøynivået fra en bestemt himmelretning er nær konstant. Variasjoner i mottatt signalstyrke skyldes derfor variasjoner i absorpsjonen i atmosfæren, som altså er proporsjonal med ladningstettheten i ionosfæren.

Men radiostøynivået fra verdensrommet endrer seg litt fra et sted på himmelen til et annet. Ettersom riometerantennen dreier sammen med jorden og hele tiden ser ulike deler av himmelen, vil støynivået vise en daglig variasjon. Samtidig beveger jorden seg langs sin bane omkring solen, og denne bevegelsen påvirker antennens pekeretning ut i rommet ytterligere, noe som fører til at maksimum og minimum i de daglige variasjonene gjennomsnittlig forskyves med ca. 2 timer pr. måned, eller et døgn på ett år.

Den signalstyrken som måles når solen ikke er aktiv og ionosfæren er uforstyrret, kalles en roligdagsverdi. En roligdagskurve er et gjennomsnitt av roligdagsverdier fra mange (flest mulig) rolige perioder. Riometeret måler ikke den absolutte absorpsjonen, men avviket fra roligdagskurven.

Absorpsjonen (A) angis som forholdet mellom målt strøm i støydioden (I_m) og roligdagsstrømmen (I₀), gitt i desibel (dB):

Vanlig ”synsfelt” for en yagi riometerantenne er ca. 60°. Slike antenner ble brukt fram til omkring 1990. Figur 25 viser et eksempel på en måling fra et vanlig riometer. Det negative utslaget fra roligdagskurven som startet 1939 UT er tegn på økende absorpsjon av radiostøyen. Antall frie elektroner i ionosfæren har øket i forhold til roligdagsnivået. Fra likning (8) regner vi ut absorpsjonen i dB. Ved store forstyrrelser kan vi ha en absorpsjon på opptil ca. 30 dB.

For en detaljert omtale av riometeret henvises til Little og Leinbach (1959) og Egeland, Holter og Omholt (1978).

Etter 1990 er det tatt i bruk billeddannende riometre som henter inn signaler fra mange antenner på en gang, for eksempel et nettverk med 7 × 7 antenner som hver dekker sin lille del av himmelen ut til 45° fra senit. IRIS er en slik riometerantenne. Synsfeltene (ut til 3 dB) til hver antenne, projisert til 90 km høyde, er vist i figur 11.26. Til sammen gir antennesignalene et kart over de romlige variasjonene i ionisasjonstettheten over stasjonen. Sirkelen i midten angir synsfeltet til et vanlig riometer.

Det er viktig å unngå at signaler fra radiosendere og annet elektronisk utstyr på bakken blir tolket som del av den naturlige støyen fra verdensrommet. Siden naturlig støy fra rommet dekker brede frekvensområder mens menneskeskapte kilder typisk sender på veldefinerte frekvenser, løses dette ved at mottakeren i riometeret sveiper hurtig og kontinuerlig over et frekvensområde, for eksempel på 100 kHz, omkring den nominelle frekvensen. Riometeret registrerer den laveste signalstyrken den finner innenfor dette området, og ser vekk fra eventuelle sterke signaler på smale frekvensbånd. Vanlig samplingsfrekvens er en avlesning pr. 30 sekund.

Riometeret er et instrument som hovedsakelig brukes innen, eller i nærheten av, nordlysbeltene. Instrumentets registreringer indikerer forstyrrelser i ionosfæren, og slike forstyrrelser er, på samme måte som nordlys og geomagnetiske forstyrrelser, nært forbundet med aktiviteten på solen.

Sanntidsdata fra riometeret ved ARS er tilgjengelig her: Online instrumentavlesing ved ARS.

I dette avsnittet skal vi konsentrere oss om den nøytrale, midlere atmosfære. Figur 11.27 viser flere fjernmålingsmetoder som kan brukes for dette høydeområdet. Metodene er nærmer omtalt i det følgende.

Målinger av ozon i Norge begynte allerede i 1934 takket være et studieopphold av den britiske forskeren Gordon M. Dobson (1889-1976) som kom hit med sitt nye – og nå velkjente – Dobsoninstrument, som fortsatt brukes over hele verden. Fortsatt finnes det ca. 100 slike instrumenter i bruk over hele verden – hvorav tre i Norge.

Dobsoninstrumentet registrerer UV-lys fra solen. Ozon absorberer UV-lyset slik at det svekkes mer jo mer ozon som ligger langs strålenes vei til instrumentet. Derfor kan vi bruke absorpsjonen som et mål for tykkelsen av laget. Ved å sammenligne spektret av sollyset med absorpsjonsspektret for ozon fant Dobson at han måtte bruke bølgelengder mellom 330 og 300 nm.

Dobsoninstrumentet er robust og derfor godt egnet som feltinstrument. Som detektor brukes fotomultiplikatorer.

Intensiteten av UV-strålingen på bakken avhenger av tykkelsen på ozonlaget. Å måle absoluttintensiteten av UV-strålingen er vanskelig ettersom vi da må kjenne sollysets vei gjennom ozonlaget. Kommer lyset skrått mot laget, vil veien være mye lengre enn om det faller loddrett på laget. Problemet kan unngås ved å registrere forholdet mellom en bølgelengde som langt på vei absorberes av O₃ og en bølgelengde som ikke blir påvirket, men som har gått samme veien gjennom atmosfæren. Det paret som er mest benyttet er 310 og 330 nm.

For å beregne den vertikale fordelingen av O3 må likevel sollysets vei gjennom laget beregnes. Dette kan gjøres dersom nøyaktig sted og tid for observasjonene er kjent.

Ved all UV-måling må kilden for strålene må være godt over horisonten. Det betyr at det er praktisk talt umulig å gjøre pålitelige observasjoner nær vintersolverv ved ARS. Målinger kan heller ikke tas i overskyet vær. De senere årene har man utviklet mer følsomme instrumenter slik at man nå også kan måle på UV-lys fra en fullmåne og fra sterke stjerner (avsnitt 11.6.3). Men de direkte solmålingene må tillegges størst vekt.

Dobsoninstrumentene er svært driftsikre, men de kan bare opereres manuelt. De må stilles opp i friluft, men kan ikke stå permanent ute. En måleserie tar ca. 30 minutter.

Brewerinstrumentet, konstruert i 1982, er et forbedret og automatisert Dobsoninstrument. Det kan stå fast oppstilt i friluft og følger automatisk solens gang gjennom dagen. Brewerinstrumentet måler flere bølgelengder samtidig og kan derfor også brukes til å registrere konsentrasjonen av lystgass (NO₂) og svoveldioksid (SO₂) i atmosfæren. Norsk institutt for luftforskning (NILU) er formelt ansvarlig for måling av ozonlagets tykkelse med Dobson/Brewer instrumenter tre steder i Norge: Oslo (Fysisk Institutt, Universitetet i Oslo), Andøya (ALOMAR, Andøya Rakettskytefelt) og Ny-Ålesund på Svalbard (Fysisk Institutt, Universitetet i Oslo).

Fra målinger med Dobson og Brewerinstrumentet får vi den totale mengde ozon, men ikke høydeprofilen av ozongassen. Til slik kartlegging må vi enten bruke radarprinsippet eller instrumenterte ballonger.

Radar er forkortelse for "Radio Detecting and Ranging". Radar brukes normalt til å lokalisere gjenstander, men kan også brukes for kartlegging av den nøytrale atmosfære. Bølgene sendes mot atmosfæren og radaren detekterer signalene som reflekteres tilbake fra skarpe kontraster i brytningsindeks forårsaket av endringer i tetthet, sammensetning, temperatur, bevegelse (vind) eller andre irregulariteter. Vindhastigheter kan måles ved å registrere dopplerforskyvningen av det reflekterte signalet. Refleksjoner fra meteorspor kan også brukes til vindmålinger i mesosfæren.

De irregularitetene som er av størrelsesorden halve bølgelengden til de utsendte bølgene (0,5 l), gir et spesielt stort bidrag til refleksene. Ved å variere frekvensen kan man derfor få informasjon om irregularitetenes størrelse.

En lidar er forkortelse for ”Light Detection and Ranging” og arbeider etter samme prinsipp som en radar, men sender ut lys, dvs. elektromagnetiske bølger i eller nær det synlige området av spekteret (fra l = 380 nm til l = 700 nm).

Lidaren består av en sender og en mottaker.

Senderen er en laser. Laseren, forkortelse for ”Light Amplification by Stimulated Emission of Radiation”, produserer et særdeles kraftig, monokromatisk lys, dvs. lys med kun én bølgelengde. Virkemåten er vist i figur 11.29. Her ser vi at laseren består av tre hovedkomponenter: En ekstern energikilde (1) og et aktivt medium (2) som befinner seg i en resonator (3). Lys med høy energi (4) sendes inn i mediet. Atomene i mediet blir eksitert og sender ut lys – emiterer – i all retninger. Emitert lys som treffer vinkelrett på de to speil i resonatoren (5) vil bli reflektert fram og tilbake (6). Når speilenes avstand er et helt antall halve bølgelengder blir det dannet stående bølger som forsterkes (7). Lys som ikke treffer speilene vinkelrett, vil forsvinne. Det ene av de to speilene er halvgjennomtrengelig slik at en viss prosent av lyset passerer gjennom og danner en monokromatisk stråle som forlater resonatoren (8).

I lidaren kuttes laserstrålen opp i korte pulser som sendes opp mot atmosfæren.

Mottakeren i lidaren består av et stort speilteleskop (1,8 meter i diameter) koblet til en svært følsom lysdetektor. Følsomheten oppnås ved bruk av en fotomultiplikator. Fotomultiplikatoren (figur 11.30) virker ved at et innkommende foton treffer veggen i multiplikatoren. Her er det sørget for et stort overskudd av elektroner. Noen av disse blir slått løs av det innkommende foton, blir akselerert av det elektriske feltet i multiplikatoren og treffer veggen andre steder hvor de i sin tur slår løs nye fotoner. Prosessen gjentar seg mange ganger og det ene, innkommende fotonet forårsaker på denne måten en kaskade av elektroner ut av multiplikatorens andre ende.

Lidarens sender og mottaker styres av datasystemer som måler refleksenes intensitet, bølgelengde og tid mellom utsendt laserpuls og mottatt refleks.

De tilbakespredte signaler er meget svake, og eksperimentene kan bare utføres med kraftige lasere som lyskilder og med store speilteleskoper og følsomme detektorer på mottakersiden. Vi skal kort omtale de viktigste prosessene som fører til at laserlyset blir spredt i den øvre atmosfære.

I det følgene er r partikkelens radius, og l er lysets bølgelengde.

Når atmosfærepartiklene er mye større enn bølgelengden til det innfallende lyset, blir spredningen bestemt av geometrien til partiklene og deres brytningsindeks i forhold til atmosfæren omkring. Eksempler på så store atmosfærepartikler er aerosoler (støv, røyk) og vanndråper. Vi få et svakt, tilbakespredt signal fra aerosolene.

Resonansspredning fra atmosfæren oppstår ved følgende prosess: Laserlyset, som består av kun en bølgelengde, vil eksitere gassatomer/-molekyler som harmonerer med denne bølgelengden. Eksitere vil si at et eller flere av atomets elektroner blir slått ut i en høyere energitilstand (se figur 11.32). Denne tilstanden er ustabil og elektronet faller øyeblikkelig tilbake til sin opprinnelige, stabile tilstand. Atomet eller molekylet vil da samtidig sende ut – emiterer – et foton. Dersom den stabile grunntilstanden er E_n, den eksiterte tilsanden E_m og laserlysets energi er hf, kan dette uttrykkes slik:

der h er Plancks konstant og f er fotonets frekvens.

Ved å justere laserlysets farge, kan man plukke ut atomer/molekyler som en ønsker å få refleks fra. Det er mulig å detektere atomer eller molekyler som natrium (Na), jern (Fe), karbondioksid (CO₂), ozon (O₃), m.fl.

Denne effekten oppstår når lys som treffer atomet eksiterer det som ved resonansspredning, men atomet emiterer bare en del av energien og beholder resten. Den emiterte energien består av lys med en betydelig forskjøvet bølgelengde.

Den elektromagnetiske bølgen fra laseren setter elektronene i den øvre atmosfære i akselererte svingninger. De svingende, akselererte elektronene stråler, dvs. de sender ut et svakt signal med samme frekvens som den innfallende bølgen. Partiklenes relativt lille spredningstverrsnitt gjør at laserne må være kraftige og detektorene må være følsomme. Bakgrunnstrålingen (dvs. naturlig lys) må være svak, slik at målingene helst gjøres om natten.

Temperatur, trykk, vinder og magnetiske- og elektriske felt øver alle innflytelse på det tilbakesendte signalet. Disse parametrene kan derfor måles ved detaljerte studier av spekteret fra både det emitterte og det detekterte lyset.

Fordelen med en lidar er blant annet at den kan måle både dag og natt (men ikke når det er overskyet), at den kan måle atmosfæremolekyler, aerosolpartikler og atomer direkte i ulike høyder. Lidarene har også meget god oppløsning i tid og rom. Dette siste er en fordel i forhold til Brewer- og Dobsoninstrumentene, som bare gir den integrerte ozonmengden.

De første lidarene ble brukt til å måle aerosolprofiler i atmosfæren på 1960-tallet. På begynnelsen av 70-tallet fikk man tilgang til fargestofflasere og kunne starte målinger av sporstoffer (for eksempel Na, O₃, H₂O og CO₂) i atmosfæren.

Helt siden 1985 har det vært utført målinger med en natriumlidar installert på Andøya Rakettskytefelt. Det ble målt tetthets- og temperaturprofiler i høydeområdet opp til ca. 100 km. Med resonansspredning har man målt natriumlaget i høydeområdet 80-100 km. Med Mie-spredning har man studert perlemorskyer og høydefordelingen av forskjellige aerosoler og støypartikler.

ALOMAR står for "Arctic Lidar Observatory for Middle Atmospheric Research" og er et observatorium for atmosfærestudier basert på store lidarinstrumenter i samspill med radarer og en rekke andre instrumenter. Observatoriet er plassert på fjelltoppen Ramnan ved Andøya Rakettskytefelt og like sør for Andenes i Andøy kommune i Nordland. Observasjonene startet i 1994 og nye instrumenter kommer fortsatt til.

Det enestående ved ALOMAR-observatoriet er kombinasjon av flere lidarinstrumenter og radarer som til sammen måler total lufttetthet (dvs. molekyler pr. m²), temperatur, vindstyrke og retning, tetthet av ozon og natrium, samt støv og aerosoler opp til ca. 100 km høyde. Vi skal i det følgende omtale disse instrumentene litt mer detaljert.

RMR-lidaren er et av ALOMARs hovedinstrumenter. RMR står for ”Raleigh”,” Mie” og ”Raman”, som er betegnelsen på de tre spredningsmekanismene som instrumentet baserer målingene sine på. Det har operert på ALOMAR siden starten i 1994 og eies av IAP, CNRS og Hovemere i fellesskap. Instrumentet dekker høydeområdet mellom 15 og 90 km og måler luftetthet, temperatur, vanninnhold, aerosoler (nattlysende skyer og polare stratosfæriske skyer), samt vinder (både hastighet og retning).

Instrumentet er svært stabilt og pålitelig og gir gode resultater under de fleste værforhold, også i dagslys. Målinger kan derfor pågå året og døgnet rundt og gi verdifulle data om overgangen mellom ulike årstider. Online måleresultater er tilgjengelige på http://iap0.rocketrange.no/rmr/.

Også denne lidaren hører med til den originale instrumenteringen fra 1994 og eies av FFI, NILU og ARS. Ozon-lidaren produserer høydeprofiler av ozontetthet i høydeområdet mellom 8 og 50 km. Resultatene oppnås gjennom DIAL-prinsippet (DIAL = Differential Absoption Lidar) som går ut på å sammenligne absorpsjonen fra to ulike bølgelelengder som absorberes ulikt i den gassen som skal undersøkes, i dette tilfelle ozon. I ozonlidaren på ALOMAR brukes bølgelengdene 308 nm og 353 nm, der 308 blir sterkest absorbert av ozon. De to bølgelengdene blir sendt ut samtidig, i ultrakorte pulser. Ettersom lyset fra de to bølgelengdene passerer atomsfærelagene blir de både tilbakespredt og absorbert. På grunn av større absorpsjon i ozon vil tilbakespredte signaler fra 308 nm avta sterkere med økende høyde enn de tilbakespredte signalene fra 353 nm, og forskjellen vil øke dess mer ozon som finnes. Dette gir grunnlag for beregning av absolutt ozoninnhold. Tiden det tar før tilbakespredte signaler er et uttrykk for høyden. Datamaskiner foretar kontinuerlige beregninger og presenterer resultatet som høydeprofiler i kurveform.

Natrium-lidaren er et nytt instrument på ALOMAR, installert i 2000 og eid av Colorado State University (CSU).

Forekomsten av natriumatomer i atmosfæren stammer fra meteorer og meteoritter og er konsentrert til mesopausen. Natriumlidaren opererer derfor kun i dette området (90-120 km).

Ved hjelp av utsendte laserpulser i nøyaktig avpassede frekvenser relatert til absorpsjonsspekteret til natrium, kan lufttetthet, temperatur, vindretning og vindhastighet beregnes – i tillegg til selve natriumtettheten.

Takket være et et avansert mottakersystem som filterer vekk sollyset og slipper gjennom kun signalene spredt fra natriumatomer, kan instrumentet gjøre målinger døgnet rundt.

Mellomfrekvensradaren 1,98 MHz er lokalisert til Kjølhågen 10-12 km sør for Andenes.

Radaren ble installert i 1996 gjennom et samarbeid mellom IAP og ARS. Radaren måler vindhastighet, vindretning og elektrontetthet i mesosfæren, dvs. 50-98 km.

Et 50 kW lavpassfiltrert signal fødes til senderantennen som består av 2 x 2 halvbølgedipoler arrangert i firkant 24 meter over bakken (figur 39). De tre mottakerantennene er plassert i hjørnene av en likebeint trekant med 180 meter lange sider. Hver antenne består av 2 kryssede halvbølgedipoler 18 meter over bakken.

Resultater fra radaren er online her: http://alwinda.rocketrange.no/AndenesMF/plots.htm

3,17 MHz-radaren ble satt i drift våren 2002. Den er et resultat av et samarbeid mellom IAP og ARS. Antenneanlegget dekker et ca. 1 kvadratkilometer stort område ved Saura, 3 mil sør for Andenes (figur 11.39).

Radaren måler vindhastighet, vindretning og turbulens i høydeområdet 55-100 km. Måleresultater finnes online på http://alwinda.rocketrange.no/SauraMF/plots.htm.

Denne radaren er også et samarbeid mellom IAP og ARS. ALWIN står for ALomar WINd mens MST står for Mesosphere, Stratosphere, Troposphere. Radaren ble installert i 1998 på Toften, noen hundre meter nord for Andøya Rakettskytefelt.

	11.2.1 Generelt om målinger av jordens magnetfelt
	Sammenlignet med magnetfelt som ofte brukes i forskning og industri, er jordmagnetfeltet relativt svakt. Enheten for magnetfelt er tesla, som forkortes T. Dette er en stor enhet. Derfor brukes ofte 10^-9 T – som kalles nanotesla og skrives nT – som enhet.
	Fordi er et vektorfelt, må vi måle både styrken og retningen av feltet. Det gjøres f. eks. ved å måle de tre rettvinklede komponentene X, Y og Z eller ved å registrere to komponenter og en vinkel – dvs. komponentene H, D og Z (figur 11.3). Magnetfeltet ved ARS er ca. 52.000 nT.
	Figur 11.3 Definisjoner av X, Y, Z, H, D og I på den nordlige halvkule
	Fordi jordens magnetfelt er svakt, stilles det store krav til steder og hus hvor målingene utføres. Bare umagnetisk materiale må brukes – det vil f. eks. bety at spiker eller andre materialer ikke kan være av jern, men for eksempel kopper, messing eller aluminium. I tillegg må magnethusene ligge langt borte fra steder hvor kunstige magnetfelt produseres av elektriske og magnetiske kilder. I det følgende skal vi omtale de vanlige instrumenter som brukes for målinger av .

	11.2.3 Målinger av B_J i romalderen
	I stedet for fotografiske registreringer brukes i dag elektronikk og datateknologi. Vi kan via Internett følge med på hvordan feltet varierer ved ulike stasjoner rundt om i verden under et nordlysutbrudd eller ved en solstorm.
	Noen geomagnetiske målestasjoner
	Ny Ålesund, Svalbard
	Longyearbyen, Svalbard
	Tromsø
	Andenes
	Rørvik
	Bergen
	Canada
	Sør-Australia
	I løpet av de siste 30 år er det utviklet flere nye instrumenter med andre typer sensorer for registreringer av magnetfeltet.
	Protonmagnetometeret
	Protonmagnetometeret er basert på en effekt som kalles kjernespinnresonans (engelsk: Nuclear Magnetic Resonance, NMR). Metoden er elegant og bygger på følgende prinsipp: Et proton plassert i et magnetfelt vil rotere rundt feltet med en frekvens fg – kalt gyrofrevensen – gitt ved

	Ved å måle frekvensen fg (konstanten er kjent og er lik 0,04258) kan vi finne -feltet. På jordoverflaten ved ARS er fg for protoner (H⁺) omkring 880 Hz. Metoden er følsom, men bare totalfeltet , og ikke komponentene av feltet, måles ved dette instrumentet.
	Rubidiummagnetometeret
	Det neste nye instrumentet for måling av var rubidiummagnetometeret. Ved denne målemetoden utnyttes Zeemaneffekten – dvs. hvordan B-feltet påvirker energinivåene i rubidiumatomene. Ved å måle frekvensen av det lyset som sendes ut fra rubidiumdampen, kan vi få informasjon om magnetfeltet på stedet. Små magnetfeltvariasjoner – mindre enn 1 nT med < 1 sekund (s) tidsoppløsning – kan studeres med disse nye instrumentene. Man får god amplitude- og tidsoppløsning, men også her kan man bare måle det totale feltet, ikke de ulike komponentene.

	11.3.2 Nordlysspektrograf/spektrometer
	For detaljerte studier av nordlysets fargesammensetning, brukes spektrografer eller helst spektrometre, siden disse har mye bedre tidsoppløsning. Prinsippskisse av virkemåten til en prismespektrograf er vist i figur 11.17.
	Figur 11.18 Prinsippskisse av en nordlysspektrograf.
	I et nordlysspektrometer er prismet byttet ut med et gitter. I stedet for å bruke film brukes i dag elektronisk registrering. Da det for tiden ikke finnes noe slik instrument ved ARS, skal vi ikke ta med en mer detaljert beskrivelse. Figur 11.18 viser de typiske nordlysemisjonene som funksjon av bølgelengde.
	Figur 11.19 Nordlysets spektrallinjer sammenlignet med solspekteret.

	11.5.5 Stråling fra atmosfæren målt med fotometri- og spektroskopi-instrumenter
	Ved ALOMAR-observatoriet måles også naturlig stråling fra den øvre atmosfære med passive, optiske instrumenter.
	Eksiterte atmosfæriske molekyler og atomer i atmosfæren gir airglow, som er et svakt lys i det synlige området av spektret. Airglow kan ikke sees med øynene, men det kan måles med følsomme, optiske instrumenter. Det finnes også airglowemisjoner i det infrarøde og ultrafiolette området. Ved målinger av intensitet som funksjon av bølgelengde og tid (med fotometri og/eller spektroskopi) kan man måle tetthet og temperatur, samt identifisere de molekyler og atomer som gir opphav til denne strålingen. Et eksempel er spektroskopiske studier av infrarød stråling fra OH-radikalet som opptrer i fri tilstand i området nær mesopausen. Slike målinger gir også opplysninger om temperaturstruktur i dette området.
	Bentham spektrometer
	Instrumentet, eid av Norsk institutt for luftforskning (NILU) og ARS og installert i 1996, brukes til skanning av strålingsspekteret mellom 290 nm (ultrafiolett) og 650 nm (nær infrarødt). Instrumentet består av en dobbel monokromator for valg av bølgelengde, et fotomultiplikatorrør for deteksjon, forsterking og omgjøring av signalet til elektriske impulser, og digital elektronikk for kontroll og databehandling.
	Figur 11.43 Bentam spektrometer
	IR-radiometer
	Instrumentet (Infrared Scanning Radiometer) er utviklet og eid av University of Western Ontario, Canada og ble installert i 1995. Det består av et optisk teleskop som skanner himmelen i et fastlagt mønster og registrerer innkommende infrarød stråling fra ulike retninger. Instrumentet kjøres når det er mørkt. Start og stopp styres av en kalenderfil i kontrollenheten. På grunn av ALOMARs nordlige beliggenhet kan det ikke operere i perioden april-august.
	Isosfærisk ultrafiolett radiometer
	Instrumentet er eid av Statens strålevern og ble installert på ALOMAR i 2000. NILU har driftsansvaret. Radiometeret måler ultrafiolett innstråling på fire bølgelengder: 305 nm, 320 nm, 340 nm og 380 nm. Båndbredden er ca. 10 nm. I tillegg måles samlet innstråling innenfor det fotosyntetisk aktive området 400-700 nm, dvs. fra ultrafiolett via synlig lys til infrarødt. Målinger foretas hvert minutt.
	Figur 11.44 Isosfærisk ultrafiolett radiometer
	Oppdaterte måleresultater i form av en UV-indeks er tilgjengelig på nettet på http://uvnett.nrpa.no/cgi-bin/uv/default.vi.
	Figur 11.45 Eksempelresultat fra isosfærisk ultrafiolett radiometer
	Rådata fra dette instrumentet blir imidlertid bearbeidet på ulike måter og kan blant annet gi total ozonmengde, informasjon om skydekke og komplett spektrum fra 290 nm til 400 nm.
	Brewer ozonspektrofotometer
	Instrumentet er eid av Statens strålevern og ble installert på ALOMAR i 2000. NILU har driftsansvaret. Instrumentet måler først og fremst total mengde av ozon og svoveldioksid i atmosfæren. Instrumentet måler dessuten direkte (rettet) og diffus (hele himmelhvelvingen) spektral innstråling i området 290 – 372 nm (UV). Hvis solen er framme og i rimelig høyde over horisonten, kan total ozonmengde beregnes ut fra målinger av to bølgelengder innenfor UV-området (se avsnitt 5.1). Men ved hjelp av en ny teknikk basert på registrering mot zenit av fem UV-bølgelengder kan ozonmengden nå også beregnes i overskyet vær. Brewerinstrumentet på ALOMAR måler nå totalt ozoninnhold i atmosfæren året rundt.
	Figur 11.46 Brewer ozonspektrofotometer
	NILU UV-radiometer
	Den første varianten av dette instrumentet (engelsk: UV Irradiance Radiometer) ble installert på ALOMAR i 1995. Ny versjon ble utplassert i 2002. NILU (Norsk institutt for luftforskning) er operatør og eier.
	Figur 11.47 NILU UV-radiometer
	Instrumentet registrerer fem UV-bølgelengder (300, 312, 320, 340 og 380 nm) med en båndbredde på ca. 10 nm, og dessuten samlet innstråling av såkalt fotosyntetisk aktiv stråling (400-700 nm), dvs. området fra ultrafiolett, via synlig lys til infrarødt. Fra disse data kan det beregnes strålingsdoser innenfor UVA- og UVB-området, total ozonmengde, vektet CIE (CIE er en internasjonal standard for måling av innkommende UV-stråling), skymengde og overflatealbedo.
	Symocs 1 og 2
	Symocs er akronym for ”System for Monitoring Compounds in the Stratosphere”. Instrumentene eies og driftes av NILU.
	Som det eneste av ALOMAR-instrumentene er Symocs installert i den gamle lidarbygningen ved Andøya Rakettskytefelt. Instrumentene registrerer det elektromagnetiske spekteret innen området 410-560 nm – dvs. synlig lys. På bakgrunn av disse registreringene er det mulig å beregne ozon- og NO₂-innholdet i stratosfæren.
	Skydetektor
	Apparatet er installert av FFI i 2000. Det måler infrarød stråling fra en avgrenset del av himmelhvelvet og kan på det grunnlag avgjøre i hvilken grad dette området er skydekket. Prinsippet er at en skydekket himmel har høyere temperatur, og dermed større infrarød utstråling, enn klar himmel.
	All Sky kamera
	Dette instrumentet, eid av ARS og installert på ALOMAR i 1998, er et svart/hvitt CCD-kamera (CCD, se figur 15) utstyrt med fiskeøyeobjektiv, dvs. et fotografisk objektiv med 180° billevinkel. Kameraet er rettet mot zenit, slik at hele himmelhvelvingen dekkes.
	Figur 11.48 All Sky kameraet installert i en plexiglasskuppel på taket av ALOMAR-bygningen
	Det er først og fremst innrettet på nordlysregistreringer og til dette bruk brukes ulike fargefilte. For øvrig vil det gi informasjon om skydekket.
	Figur 11.49 Nordlysbilde tatt med all sky kameraet på ALOMAR
	All Sky kameraet på ALOMAR kjører automatisk og er online på http://alomar.rocketrange.no/allsky-update.html .
	All Sky videokamera
	Dette er et manuelt svart/hvitt all sky kamera fra 1994. Det er installert i USOC- bygget ved Andøya Rakettskytefelt (USOC: User Science Operation Centre).
	Figur 11.50 USOC-bygningen.
	Instrumentet brukes utelukkende til nordlysopptak, både med og uten fargefilter. Se avsnitt 11.3.1.
	Figur 11.51 Nordlysbilde tatt med all sky-kamera på USOC, ARS.
	Dartcom System II satellittmottaker
	Mottakeren tar ned bilder av skyformasjoner fra NOAA- og GOES/METEOSAT-satellittene. Bildene blir lastet ned til og presentert på datamaskin. Prosessen kan gjøres automatisk slik at man kan få oppdaterte bilder for hver satellittpassering.
	Vanndampspektrometer
	Dette er et instrument knyttet til Vanndampspektrometer-prosjektet til Max Planck-instituttet i Lindau, Tyskland. Spektrometeret registrerer vanndampprofilet mellom 30 og 80 km høyde, dvs. i stratosfære-mesosfæreområdet, ved å måle emisjoner knyttet til faseovergangen mellom vann og vanndamp.
	Figur 11.52 Vanndamspektrometeret.
	Fotometer
	Fotometeret er plassert i USOC-bygget og ble installert der alt i 1987. Det er bygget for å måle nordlysemisjoner på bølgelengdene 427,8, 486,1 557, 7 og 630,0 nm. Instrumentet har en meget liten registreringsvinkel. Det er plassert slik at det ser inn i et speil som kan vippes fram og tilbake, vanligvis i nord-sør retning, og på den måten la fotometeret skanne en smal stripe av himmelhvelvet.
	Figur 11.53 Fotometeret i USOC
	Radiosonde
	En radiosonde er et miniatyrisert instrument med innebygd strømforsyning, databehandlingselektronikk og telemetri sender- og mottaker med antenner. Radiosondene som brukes ved ALOMAR kan måle en rekke atmosfæriske parametre: Temperatur, luftfuktighet, trykk, vindhastighet, vindretning, ozoninnhold og radioaktivitet. Radiosondene kobles mindre heliumballonger som normalt går opp til ca. 40 km.
	Figur 11.54 Ballongslipp fra ALOMAR radiosondestasjon
	Figur 11.55 Blokkdiagram av DigiCORA radiosondesystem

	11.6.1 Innledning
	Takket være innsatsen til de norske pionerene, professorene Birkeland, Størmer, Vegard og Harang, stod fysikkmiljøet i vårt land ved inngangen til romalderen godt rustet til å ta i bruk nye hjelpemidler til utforsking av den polare atmosfære og ionosfære. Norge var et av de første land i verden hvor raketter ble tatt i bruk for å studere nordlyset og den polare atmosfære og ionosfære.
	Det å kunne kartlegge den øvre atmosfære, nordlyset, ionosfæren og elektriske strømmer (elektrojetten) fra innsiden – ved å fly gjennom fenomenene – åpnet et helt nytt vindu for forskerne. In-situ (= ”på stedet”) målinger i høydeområdet 40 til 300 km kan bare utføres med instrumenterte raketter. Med instrumenterte ballonger – som flyr ca. 35 til 40 km over bakken – var det mulig å utføre enkelte nye typer av målinger nær fenomenene. For in-situ (”på stedet”) observasjoner over 300 km brukes mest satellitter.
	Vi skal i dette kapittelet omtale noen av de vanligste rakettinstrumenter som brukes for måling av nordlys, atmosfærens sammensetning og egenskaper, nordlyspartikler, elektriske og magnetiske felt i ionosfæren og for kartlegging av elektromagnetiske bølger.
	De rakettyper som er mest brukt ved ARS er vist i tabell 11.2. For detaljer om hvordan dataene fra rakettene overføres til telemetristasjonen ved ARS, henvises til faget Telemetri.
	Tabell 11.2 Rakettkonstellasjoner som har vært i bruk ved ARS siden 1962.
	Bare raketter med fast drivstoff (krutt) brukes ved ARS. Raketter med fast drivstoff er relativ enkle å behandle og er driftssikre. Men slike raketter har en meget stor akselerasjon – opptil 100 g – i tillegg til mer eller mindre hurtige og uregelmessige vibrasjoner. Derfor må rakettinstrumentene
	være meget robuste (må tåle store påkjenninger med hensyn til akselerasjon, vibrasjon, temperatur og trykk), ha minimal vekt og volum (miniatyrisering er viktig), bruke så lite energi som mulig (alt må gå på batterier, vanligvis 6 og 12 volt) og være absolutt stabile og driftsikre.
	Figur 11.56 Raketter ved ARS klare for oppskytning.
	Fordi romforskningen medførte helt nytt, avansert utstyr, og krevde teknisk dyktig instrument- og rakettpersonell, ble romforskningen i første omgang meget kostbar. Romforskningsaktiviteten førte derfor til storstilt internasjonalt samarbeidet, mye mer enn det som var vanlig før romalderen. Samarbeid og deling av kostnader mellom ulike land var nødvendig for å kunne delta aktivt. Organiseringen av den norske romforskningen og de viktigste vitenskapelige resultatene som er oppnådd i løpet av 40 år, er omtalt i boken ”4, 3, 2, 1, fire – Historien om Andøya Rakettskytefelt”, utgitt i år 2000. Her finnes mye verdifull informasjon.
	Figur 11.57 Rakettkonstellasjoner basert på 1, 2, 3 og 4 trinn.
	Selv om de aller fleste rakettene inneholder optiske, magnetiske og elektromagnetiske måleinstrumenter er det stor forskjell fra en rakett til den neste i instrumenteringen. Både når det gjelder hvilke parametre som måles og følsomheten til instrumentene, er variasjonen stor. To typiske instrumentseksjoner (eng.: payloads) er vist i figur 11.57.
	Figur 11.58 To typiske instrumentseksjoner.
	Den største ulempen med raketter er at de farer hurtig (»1 km/s) gjennom atmosfæren og derfor bare gir punktmålinger på bestemte tidspunkt.
	Gjenbruk av nyttelast
	For de rakettene som brukes for studier av atmosfæren opp til »130 km er det utviklet en teknikk som gjør at instrumentlasten kan brukes mange ganger. Dette er illustrert i figur 11.58.
	Figur 11.59 Målinger i atmosfæren og ionosfæren med instrumenterte raketter og ballonger.

	11 Atmosfære-, ionosfære- og nordlysinstrumenter
	Dette kapittelet er i sin helhet fordypningsstoff. Det omhandler prinsipper og virkemåter for alle bakkebaserte, rakett- og ballongbårne instrumenter som finnes på og sendes fra Andøya. Vi tar det med fordi vi tror det vil være et nyttig oppslagsstoff i forbindelse med gjennomgangen av de andre kapitlene.

	11.1 Innledning
	For nøyaktig kartlegging av atmosfæren, ionosfæren, nordlys og jordens magnetfelt, samt jordens nære verdensrom og aktiviteten på solen, er kontinuerlige bakkeobservasjoner – fra et nett av bakkestasjoner – helt nødvendige.
	Da de fysikalske og kjemiske egenskapene til jordens atmosfære varierer mye med høyden, er det hensiktsmessig å dele atmosfæren opp i soner. Slik soneinndeling kan bygge på ulike fysikalske variable, slik det er vist i figur 11.1. Betegnelsene i figur 11.1 er de som brukes internasjonalt.
	Figur 11.1 Aktuelle høydeinndelinger av atmosfæren
	Bakkemålingene kan inndeles i følgende tre hovedgrupper:
	magnetiske registreringer (avsnitt 11.2) optiske observasjoner (avsnitt 11.3) målinger basert på bruk av radiobølger (avsnitt 11.4)
	I avsnitt 11.6 skal vi også omtale de vanligste instrumentene som inngår i ballonger og raketter som sendes opp fra ARS. De forskjellige registreringsplattformer som brukes er illustrert i figur 11.2.
	Figur 11.2 Registreringsplattformer for ulike høyder over jordoverflaten
	Legg merke til at ved alle geofysiske målinger brukes UT for tid; dvs. universaltid. Det er middelsoltid i Greenwich, tidligere kalt GMT, også kalt verdenstid. I Norge er UT lik lokal tid minus en time.
	Studiene av den øvre atmosfære og det nære verdensrom kalles – avhengig av studienes innretning og sammenheng – ionosfærefysikk, geofysikk eller romfysikk.
	For dem som vil lære mer om de instrumentene som i dag benyttes innen moderne romforskning, er det tatt med referanser til aktuell litteratur.

	11.2 Målinger av jordens magnetfelt
	har blitt kontinuerlig kartlagt siden ca. 1840. Dette foregår ved de magnetiske observatoriene. I dag finnes det flere hundre slike observatorier spredt over hele verden. I vårt land finnes det for tiden syv steder hvor registreres kontinuerlig.

	11.2.2 Magnetovariografen
	Magnetovariografen var det vanlige instrumentet for målinger av fram til omkring 1960. Fordi prinsippet, vist i figur 11.4, er enkelt å forstå, skal vi først omtale dette instrumentet.
	Figur 11.4 Prinsippskisse av magnetovariografen, det klassiske instrumentet som ble brukt til registrering av jordens magnetfelt i mer enn 100 år
	En registrering av magnetfeltet over et døgn, kalles et magnetogram. Et eksempel er vist i figur 11.5.
	Figur 11.5 Magnetogram fra en magnetovariograf
	Sensoren i magnetovariografen er en liten, permanent magnet som er opphengt i et plan vinkelrett på den komponenten av feltet som skal måles. Den holdes på plass i denne stillingen ved hjelp av en tynn kvartstråd. På magnetnålen er det plassert et lite speil (se figur 11.4). En lysstråle sendt mot dette speilet reflekteres til et fotografisk papir som er montert på en langsomt roterende sylinder. Lysstrålen tegner en kontinuerlig kurve på det fotografiske papiret. Kurven viser hvordan magnetnålen har beveget seg i det aktuelle tidsrommet, forårsaket av variasjoner i denne komponenten av magnetfeltet. Sylinderen roterer en gang i løpet av 24 timer. Tidsmarkeringen kontrolleres ved start og stopp.
	I tillegg til speilet på magnetnålen som beveger seg i takt med variasjonene i , finnes det også et fast speil, som produserer en rett, horisontal linje på det fotografiske papiret. Dette er basislinjen. Basislinjen representerer et tilfeldig utgangspunkt for å registrere avvik. Det er avvikene – variasjonene i magnetfeltet – som er interessante.
	Gjennom absolutte målinger av , som gjøres en eller et par ganger pr. måned, kan man legge basislinjene på det nivået en ønsker. Det er vanlig å velge ca. 11.000 nT for H-komponenten og ca. 50.000 nT for Z-komponentene ved ARS. Ved bare å registrere avvikene fra basislinjen, kan man øke følsomheten til magnetovariografen betydelig – ned mot noen titalls nT pr. millimeter.
	Magnetovariografen er et meget pålitelig og driftssikkert instrument. Om variasjonene i magnetfeltet er store, kan registreringene av magnetfeltet bli uoversiktlige – ja ganske kompliserte. Dette fører til at de blir tidkrevende, og litt kjedelige, å analysere dataene. Analoge papirregistreringer passer dessuten dårlig til bruk sammen med moderne datamaskiner og analyseprogrammer.
	Regelmessige kalibreringer av instrumentene er helt nødvendige. For dem som vil lese mer om magnetovariografen, kan vi henvise til kapittel 2 i Chapman og Bartels kjente verk fra 1940.

	11.2.4 Fluxgate-magnetometeret
	Det instrumentet som brukes mest i dag, både ved bakke-, rakett- og satellittmålinger, kalles fluxgatemagnetometer (figur 11.6). Med dette instrumentet – som også brukes ved ARS – kan vi måle feltets komponenter (figur 11.7). Det er velegnet til måling av variasjoner på tidsskalaer fra sekunder til dager.
	Virkemåten til fluxgatemagnetometeret
	Sensoren i fluxgate-magnetometeret (figur 11.6) består av to staver av ferritt (sterkt magnetisk materiale) omgitt av tre elektriske spoler. Gjennom primærspolen sendes en vekselstrøm med en frekvens på flere kilohertz (kHz). Strømmen setter opp et magnetfelt som driver ferrittkjernen i metning. Fluksvariasjonene i ferrittstavene pr. tidsenhet, dB/dt, induserer et signal i sekundærspolen. Dette signalet inneholder grunnfrekvensen og harmoniske av den opprinnelige vekselstrømmen. På grunn av det ytre magnetfeltet, , vil signalet i sekundærspolen også inneholde en harmonisk komponent av grunnfrekvensen. Amplituden til denne signalkomponenten vil være proporsjonal med styrken på det ytre feltet langs aksen i sekundærspolen. Ved å filtrere ut og likerette dette signalet får vi en spenning som er et mål for det ytre feltet, dvs. komponenten av langs retningen til ferrittkjernen. Dette kan skrives matematisk slik:

	hvor f er frekvensen til vekselspenningen i primærspolen, B er feltet som settes opp i ferrittstavene, B₀ og er henholdsvis feltet i ferittstaven og feltet som skal måles. Den første overtonen bestemmes av . Signalet får vi ut via sekundærspolen.
	Figur 11.6 Blokkdiagram av et fluxgate-magnetometer.
	Fluxgatemagnetometeret måler altså feltkomponenten som sammenfaller med retningen til ferrittstavene. For å gjøre samtidige målinger av alle tre feltkomponentene, trengs tre sensorer montert i rett vinkel til hverandre.
	Ved hjelp av en tredje spole rundt ferrittstavene, kalibreringsspolen, kan man undertrykke den normale verdien til magnetfeltet, det såkalte roligdagsfeltet, slik at utslagene på instrumentet bare viser avvikene fra roligdagsfeltet. Det var dette som ble kalt avvik fra basislinjen i avsnitt 2.2.
	Fluxgate-magnetometeret kan måle felt mindre enn 1 nT med en tidsoppløsning ned til 1 s eller bedre. Tidsoppløsningen ved de gamle magnetovariografene var ikke bedre enn » 30 s. Ved de fleste standard magnetiske observatoriene avleses komponentene av jordens magnetfelt hvert tiende sekund.
	Figur 11.7 Eksempel på observasjon av jordens magnetfelt med fluxgate-instrumentet ved ARS

	11.2.5 Tolkning av magnetometerdataene
	Rundt en rett, lang strømførende elektrisk leder vil magnetfeltlinjene være konsentriske sirkler (jfr. kapittel 4). Magnetfeltet som strømmen setter opp rundt en uendelig lang leder er gitt ved:

	hvor B = den magnetiske flukstettheten i tesla, m ₀ = permeabiliteten i atmosfæren (som er lik permeabiliteten i vakuum = 1,26 × 10⁶ H (henry) × m^-1), I = strømstyrken i ampere og r er den loddrette standen fra strømlederen.
	Figur 11.8 viser feltet rundt en slik leder. Retningen og størrelsen av strømmen I kan beregnes fra komponentene DB_X, DB_Y og DB_Z (tilsvarer DX, D>Y og DZ på figur 11.8) som vi måler på bakken med magnetometerne (D leses delta). D-verdiene regnes som avvikende fra magnetfeltet før forstyrrelsen begynte. Når strømmen (I) i ionosfæren flyter rett øst/vest, er DB_Y = 0. Som omtalt i avsnitt 7.3 er positiv retning for X-komponenten mot nord og for Z loddrett nedover på den nordlige halvkule (se figur 11.3).
	Figur 11.8 Magnetfeltet rundt en rett, lang linjestrøm som flyter fra øst til vest i ionosfæren
	Vi antar en uendelig lang linjestrøm som flyter fra øst til vest i ionosfæren som skissert i figur 11.8. Strømmen flyter i en høyde h over bakken. Observasjonspunktet ligger i en horisontal avstand s fra fotpunktet til strømmen. Da kan s (positiv nordover) uttrykkes

	I figur 11.8 er både DZ og DX negative. Vi får en positiv verdi for s, noe som stemmer med figuren. Hvis strømmen I (den kalles på fagspråket for elekrojeten) hadde vært rettet østover, noe som oftest forekommer tidlig på kvelden eller også på morgensiden, ville begge komponentene hatt motsatt fortegn. Men s ville fortsatt vært positiv. Utslag i DB_Y vil vise om strømmen flyter rett øst-vest eller på skrå. Om Y-komponenten = 0 flyter strømmen rett øst-vest. Dette er en enkel modell. Den gir oss styrken for elektrojeten og tilnærmet posisjon for elektrojeten i forhold til bakkestasjonen. For mer kompliserte elektrojeter er modellen med bare en strømleder, for enkel.
	Elektrojeten flyter i de høydeområdene hvor den elektriske ledningsevnen er stor, dvs. der partikkelnedbør fra rommet, solvinden, ioniserer atmosfæregassene mest og gir mange frie elektroner. Normalt er høyden for elektrojeten 120 ± 10 km.
	Når DB_X er negativ og DB_Z nær null, har vi mest partikkelnedbør rett over stasjonen. I mørketiden vil forekomsten av nordlys bekrefte dette. Om sommeren kan det kontrolleres ved hjelp av ionosonden og/eller riometeret (kapittel 4). Disse instrumentene vil vise om mengden av frie ladninger i ionosfæren er mye over normalen.
	Figur 11.9 viser et magnetogram hvor aktiviteten på solen var meget lav – dvs. vi hadde helt rolige forhold. Som vi ser er H-komponenten svakt (10-15 nT) negativ på natten, mens den er litt positiv (omkring 10 nT) på dagen. Dette er S variasjonen i jordens magnetfelt. Den har sammenheng med en svak tidevannseffekt i E-laget (figur 11.1), noe som skyldes at solen varmer opp atmosfæren om dagen og dette fører til høyere trykk enn på jordens nattside. Bevegelsen fører til elektriske strømmer som vi kan observere på bakken. Denne tidevannsstrømmen har altså en periode på et døgn.
	Figur 11.9 Magnetogram fra periode med lav solaktivitet og rolige forhold i ionosfæren
	Magnetfeltet blir observert av stasjoner over hele jorden. Foruten studier av magnetiske forstyrrelser blir data brukt til å framstille magnetiske kart som anvendes til navigasjon og til leting etter malmmineraler, olje og gass.

	11.2.6 Mikropulsasjoner – ULF bølger (0,01 til 100 Hz)
	Ved de fleste magnetiske observatoriene studeres variasjoner i jordens magnetfelt som er hurtigere enn noen få sekunder. Disse hurtige variasjonene kalles mikropulsasjoner eller mer vanlig ULF-bølger (ULF = ultra lave frekvenser). De vil typisk dekke frekvensområdet 0,01 til 100 Hz.
	Sensoren i et mikropulsasjonsinstrument er store elektriske spoler med opptil 20.000 vindinger av solid kobbertråd. Også her brukes ofte en kjerne av et magnetisk materiale, en ferrittkjerne. Et blokkdiagram er vist i figur 11.10. Når varierer, vil elektriske spenninger bli indusert i spolen. Disse signalene forsterkes og registreres i dag med moderne signalanalysatorer og datamaskiner. Om variasjonen i er harmonisk – dvs. proporsjonal med sin f, hvor f er frekvensen – får vi følgende uttrykk for den induserte spenningen, U:

	hvor A = arealet av spolen, N = antall vindinger rundt spolekjernen, og m = permeabiliteten av spolen. er variasjonen i magnetfeltet normalt på spolen, altså langs spolens akse. Komponenten av magnetfeltet som faller sammen med spolens plan vil ikke indusere noen spenning i spolen. Om magnetfeltet varierer som en harmonisk funksjon, for eksempel , hvor B₀ = amplitudeverdien og f er frekvensen, kan likning (11.5) skrives

	Likning (11.5) viser at den induserte spenningen er proporsjonal med frekvensen. Spenningen øker altså når f øker. Dette er viktig fordi amplituden av variasjonene i magnetfeltet avtar hurtig med økende frekvens.
	Enhver bevegelse av spolene vil føre til uønskede utslag. De må derfor stå helt støtt. Vanligvis graves instrumentet ned slik at spolene ikke skal bli påvirket av sterk vind.
	Det er altså komponenten av feltet normalt på spolen – dvs. langs spolens akse – som registreres. Ved å bruke tre spoler vinkelrett på hverandre – en med aksen vertikalt og to med aksen horisontalt (en N-S og en Ø-V) – kan vi måle variasjonen i alle komponentene.
	Figur 11.10 Blokkdiagram av et mikropulsasjons-instrument.
	Et typisk eksempel på mikropulsasjoner er vist i figur 10. Disse variasjonene kan være meget irregulære, men de kan i noen tilfeller også være som harmoniske bølger. En type er blitt kalt ”perler på en feltlinje”.
	Studier av ULF-bølger er viktig i romfysikken. Vi kan lære hvordan lavfrekvente bølger utbrer seg i verdensrommet. Samtidig vil man også få kunnskap om de viktige fysiske prosesser som generer slike pulsasjoner. Derfor har målinger av ULF-bølger også blitt vanlig i satellitter og raketter. Instrumentene som brukes for slike observasjoner kalles pulsasjonsmagnetometre eller induksjonsmagnetometre – på engelsk "search coil", se kapittel 6. De er prinsipielt lik det instrumentet som er vist i figur 11.9 men med mekanisme som kompenserer for induksjon skapt av plattformens egenbevegelse.
	Figur 11.11 Registreringer av magnetiske mikropulsasjoner.

	11.3 Optiske registreringer av nordlys
	Nordlyset og nordlysfysikken er detaljert omtalt i kapittel 8. I det følgende skal vi omtale de viktigste instrumentene som brukes for overvåkning og registrering av nordlys forekomsten.
	Det ble tidlig klart at detaljerte beskrivelser av nordlysets former, bevegelser, farger og høyder ville kreve samtidige observasjoner fra flere steder med nøyaktige og pålitelige instrumenter. Spesielt viktig var utviklingen av gode kamera.

	11.3.1 Fotografering av nordlyset
	Størmer og Krogness’ nordlyskamera
	De første brukbare bilder av nordlyset ble tatt i 1909 med et kamera satt sammen og testet i Norge av professorene Størmer og Krogness. Dette kameraet var et av de viktigste nordlysinstrumentene helt fram til ca. 1950. Det ble brukt overalt i verden hvor studier av nordlys ble utført (figur 12).
	Figur 11.12 Bilder tatt med Størmer og Krogness’ nordlyskamera
	En kopi av det første bildet tatt med et slik kamera finnes ved Nordlyssenteret på Andenes.
	Stoffregens 'all sky'-kamera
	I forbindelse med Det Geofysiske Året 1957-1958, var kravet til mer avanserte nordlysinstrumenter meget stort. Man ønsket kamera som automatiske kunne ta bilder med jevne mellomrom, for eksempel 1 bilde pr. minutt og man ønsket kamera som kunne ta et samlet bilde av hele himmelen – et ”all sky”-kamera med 180 graders billedvinkel. Det første kamera med så stor billedvinkel ble lansert i 1956 av konstruktøren, dr. W. Stoffregen. Konstruksjonen er illustrert i fig 11.14.
	Figur 11.13 Stoffregens all sky kamera.
	Stoffregen brukte to speil for å oppnå det vide synsfeltet. I dag brukes vidvinkelobjektiver, såkalte fiskeøyeobjektiver. I Stoffregens kamera ble nordlyset fotografert med et 16 mm filmapparat. Senere gikk man over til 35 mm film. Speilet øverst (figur 11.14) skar bort ca. 20 grader av himmelen nær senit. Orienteringen av nordlysbildene – både himmelretning og elevasjon ble løst ved å la små lamper montert på buete stenger bli eksponert sammen med bildet.
	Storskalabilder av nordlysstrukturen
	Under Det geofysiske året var mer enn 100 Stoffregens ”all sky”-kamera – 90 av dem på den nordlige halvkule – i kontinuerlig drift. Tross dette store antall kamera, var det ikke mulig å få samtidige observasjoner av nordlys fra alle deler av verden hvor nordlyset opptrer. På den nordlige halvkule er det problemer på grunn av de store havområdene, mens man i syd har store problemer pga. isen. Det er både komplisert og dyrt å drive nordlysobservatorier i Arktis og Antarktis.
	Takket være nordlysobservasjoner fra satellitter – som ble gjort for første gang i 1980 – har man nå gode storskalabilder av nordlysstrukturen.
	Figur 11.14 Nordlysbilde tatt fra satellitt.
	Kartlegging av finstrukturen i nordlyset og de hurtige tidsvariasjonene er viktig. Dette kan bare løses med et nett av bakkemålinger som er i kontinuerlig drift. Med stadig bedre optikk og nye, følsomme filmer har eksponeringstiden blitt redusert. Fram til 50-årene var det vanligvis nødvendig med eksponeringstider på ca. 30 sekunder eller mer. I 1970-årene var dette redusert til noen få sekunder.
	Kamera med billedforsterker
	Omkring 1965 ble elektroniske kamera med billedforsterkere tatt i bruk for første gang. Det tok mer enn 10 år før man kom fram til driftsikre instrumenter. Slike elektroniske kamera kalles CCD-kamera og prinsippet er vist i figur 11.15.
	Figur 11.15 Prinsippskisse av et CCD-kamera.
	Et bilde tatt med et slikt kamera er vist i figur 11.16.
	Figur 11.16 Bilde tatt med all sky-kamera.
	Det er vanlig å plassere filterhjul foran linsen på elektroniske nordlyskamera. Et filterhjul kan bestå av to eller flere smale interferensfiltre. Oftest observeres fire ulike nordlyslinjer og/eller nordlysbånd samtidig. Ved ARS har man mest registrert følgende nordlys emisjoner (se avsnitt 8.7):
	Den grønne nordlyslinjen ved 557,7 nm. Den røde nordlyslinjen ved 630,0 nm. Det blå N₂⁺-båndet med 427,8 nm. Proton nordlys, Hb ved 486,1 nm.
	Hovedmålet for alle nordlyskamera er å gjengi nordlysene i sine rette, tredimensjonale former og farger. Ved all nordlysanalysering er moderne datamaskiner og billedprosessering tatt i bruk. Kunstige farger brukes ved reproduksjon av subvisuelt nordlys.
	Videokamera med billedforsterker
	Moderne videokamera med billedforsterker, ofte kalt nordlys TV-kamera, avbilder himmelen 50 ganger pr. sekund og har så god lysfølsomhet at det kan fotografere nordlys som ikke er synlig med det blotte øyet.
	Bildene registreres på video eller optisk disk. Takket være disse avanserte nordlysinstrumentene, har våre kunnskaper om dette interessante naturfenomen økt enormt de to siste tiårene.
	I dag kan man også samkjøre bilder fra flere nordlyskamera og presentere registreringene på en kartbakgrunn for på denne måten å få det helt store overblikk over nordlysaktiviteten. Figur 14.
	Figur 11.17 Samtidige nordlysregistreringer fra all sky-kamera på Svalbard og Frans Josefs land projisert på kartgrunnlag.

	11.3.3 Nordlysfotometer – en følsom lysmåler
	Som nevnt i kapittel 8 kan intensiteten av nordlyset variere mye – ja, over fire – fem potenser av ti. I tillegg finnes det både store og små nordlysstrukturer som kan fare over himmelen med stor hastighet. For nøyaktig kartlegging av de små strukturene i nordlyset brukes et instrument som kalles et fotometer – det er en meget følsom lysmåler. Det fotometeret vi bruker til nordlysmålinger har et meget smalt synsfelt – typisk en grad eller to. Det sveiper over himmelen fra nord til syd via senit i løpet av ca. 18 sekunder. Oppløsningen i amplitude er minst ti ganger bedre enn de moderne, elektroniske nordlyskameraene omtalt tidligere.
	Et fotometer er sammensatt av følgende tre hoveddeler:
	Optikk og interferensfilter, lysdetektor/fotomultiplikator og elektronikk og registrerings- og analyseutstyr.
	Optikken er normalt et avansert objektiv. Til optikken hører en kollimator eller en skjerm som hindrer uønsket lys å trenge inn fra sidene. Filtrene sorterer ut den eller de lysemisjonene, dvs. fargene, i nordlyset som vi ønsker å studere. For å studere smale bølgelengdebånd brukes interferensfiltre. Et enkelt interferensfilter består av et transparent dielektrikum (materiale med liten elektrisk ledningsevne) plassert mellom to halvtransparente metallfilmer. Et godt interferensfilter, enhet 13 i figur 11.19, har normalt en båndbredde på en til noen få nm.
	Som lysdetektor brukes vanligvis en fotomultiplikator. Den kan brukes både for synlig lys, UV-stråler og for stråling i det infrarøde området. Fotomultiplikatoren (enhet 7 i figur 19) virker slik at når katoden blir truffet av lys, vil den sende ut fotoelektroner, dvs. elektroner med lav energi. Elektronene akselereres ved hjelp av en elektrisk spenning og treffer første dynode. Dynoden vil da sende ut 2 til 3 ganger flere elektroner enn hva som traff den. De nye elektronene akselereres videre til neste dynode hvor prosessen gjentar seg. De fleste fotomultiplikatorene har omkring 10 dynoder som elektronene må innom før de samles opp på en anode i slutten av røret. Fotomultiplikatoren fører derfor til en meget stor økning i antall elektroner, og dermed en stor forsterkning.
	Figur 11.20 Den mekaniske oppbyggingen av et fotometer, en fotomultiplikator og et interferensfilter.
	Figur 11.20 viser hvordan nordlysregistreringer med fotometer kan presenteres. To bølgelengder, 557,7 nm og 630 nm er registrert. For hver av dem er himmelen skannet gjenntatte ganger fra nord til sør. Pekevinkelen (elevasjonen) er angitt på horisontal akse, mens vertikal akse viser klokkeslett. Kurvenes utslag markerer intensiteten i nordlyset av den målte bølgelengde. Målestokken (intensiteten i kR) er markert øverst i plottet for hver av bølgelengdene.
	Figur 11.21 Eksempler på nordlysregistreringer med fotometer.

	11.8 Litteraturliste
	Henvisninger i kapittel 11
	Annals of International Geophysical Year, Vol. 171, del 1. Chapman, S. and Bartels, J.: Geomagnetism. Clarendon Press, Oxford 1940. Egeland, A., Holter, Ø. and Omholt, A.: Cosmical Geophysics. Universitetsforlaget, Oslo 1973. Jursa, H. S. editor: Handbook of Geophysics and Space Environment, AFGL, USAF, Ch. 21, 1985. Little og Leinbach (1959)

	11.3.4 Tolkning av nordlysmålingene
	Fra et vanlig all sky nordlysbilde kan vi få informasjon om hvor intenst nordlyset er og hvor store deler av himmelen nordlyset dekker (figur 11.10). Om man har brukt interferensfiltre, vil vi også kunne se hvilke farger som dominerte på den tiden målingen ble utført. På grunn av det vide synsfeltet vil nordlyset være forskjellig for det vi ser med bare øynene. Først om vi går ned til en billedvinkel på ca. 60°, vil nordlysbildet ligne det vi ser.
	Ved å sammenligne flere bilder som er tatt med si 30 sekunders mellomrom, vil vi få et godt inntrykk av hvordan nordlyset har forandrer seg i rom og tid. Fra slike nordlysregistreringer får vi også informasjon om lysets utstrekningen i øst-vest og nord-syd. Forutsatt at instrumentene er kalibrert, vil vi også få informasjon om den absolutte intensiteten av lyset.
	Fra målinger med fotometer og fra bilder tatt med elektronisk kamera med liten billedvinkel, kan vi også studere finstrukturen og dynamikken i lyset.
	Med kamera som tar 50 bilder i sekundet, kan vi studere hurtige nordlyspulsasjoner. Disse er spesielt viktige om vi skal forstå selve genereringsprosessen.
	Intensitetsforholdet mellom de ulike fargene i lyset forteller oss om kilden til nordlyset, om antall partikler og om hvilken hastighet (dvs. energi) de har (se figur 11.15).

	11.4 Studier av atmosfæren og ionosfæren med radiobølger
	Før romalderen var radiobølger det viktigste verktøyet for studier av forholdene (tetthet, sammensetning, drift, osv.) i jordens øvre atmosfære. De frie elektronene i ionosfæren både reflekterer og absorberer radiobølger. Både refleksjons- og absorbsjonsevnen avhenger av radiobølgenes frekvens. Ionosfærens evne til refleksjon gjør at det er mulig å sende radiosignaler i HF-båndet praktisk talt jorden rundt ved at signalene gjentatte ganger reflekteres fra ionosfæren og jordoverflaten.
	Tabell 11.1 gir en oversikt over den delen av det elektromagnetiske spekteret som kalles radiobølger.
	Tabell 11.1 Radiobølgespekteret.

	11.4.1 Ionosonden
	Ionosonden ble oppfunnet i 1926. Praktisk talt alt vi visste om ionosfæren før romalderen var basert på registreringer med ionosondeinstrumenter. I 1950- og 60-årene var det ca. 200 ionosonder i kontinuerlig drift spredt over hele verden. Basert på slike observasjoner ble det utarbeidet prognoser for de beste frekvenser for radiokommunikasjon.
	Ionosonden er en radar. Korte (5 × 10^–5 s), høyfrekvente (0,5-20 MHz) bølgetog sendes tilnærmet vertikalt opp mot ionosfæren. Energien av radiopulsene er vanligvis noen få kilowatt (kW), men kan variere fra 1 til 10 kW. Bølgene reflekteres fra høyden h. Ved mottakeren, mindre enn 1 km fra senderen, måles tidsforskjellen, Dt, mellom bølgen som kommer direkte fra senderen langs jorden (jordbølgen) og den reflekterte bølgen fra ionosfæren. Antar vi at bølgen forplanter seg med lyshastigheten c, er den tilsynelatende høyden h' gitt ved:
	(11.6)
	Figur 11.22 En skjematisk fremstilling av en ionosonde og en registrering.
	Fordi bølgens gruppehastighet, dvs. hastigheten til energien i bølgen, er lik eller mindre enn lyshastigheten, vil h' være noe større enn den virkelige refleksjonshøyden, h. Dette kan imidlertid korrigeres i den videre databehandlingen. Ionosonden måler h' ved ulike frekvenser. Den begynner en målesyklus med en bølgefrekvens på ca. 0,5 MHz og øker frekvensen gradvis til ca. 20 MHz (se figur 11.23). Etter hvert som frekvensen øker, trenger bølgen dypere inn i ionosfæren før den reflekteres. Den frekvens som trenger helt gjennom ionosfærens E-lag, kalles den kritiske frekvensen for E-laget, og skrive f₀E. På tilsvarende måte kalles den kritiske frekvensen som trenger gjennom F-laget for f₀F. En målesyklus kan ta fra 0,5 til 5 minutter, avhengig av fabrikat og innstilling.
	Ionosondemålinger presenteres vanligvis som et såkalt ionogram der den tilsynelatende høyden, h', er plottet som funksjon av frekvensen.
	Figur 11.23 Et rentegnet ionogram med karakteristiske refleksjoner.
	Figur 11.22 viser et rentegnet ionogram, dvs. at støyen er fjernet, mens figur 11.23 viser et standard ionogram fra ARS’ ionosonde på Saura. Saura ligger på østsiden av Andøya knapt 3 mil sør for Andenes. Ionogrammene herfra kan leses av på Internett via lenke på denne nettsiden: www.alomar.rocketrange.no.
	Av figur 11.22 ser vi at for frekvenser opp til vel 3 MHz får vi refleksjoner fra litt over 100 km høyde. Dette er radioekko fra E-laget. Ved ca. 3,2 MHz ser vi at signalet bryter gjennom E-laget. Fra frekvenser mellom 3,2 og ca. 5 MHz i figur 11.22, får vi radioekko fra omkring 200 km høyde – dvs. fra F₁-laget. Ved ca. 5 MHz i en høyde av nær 250 km bryter bølgen gjennom deler av F-laget. Vi får et nytt ekko opptil ca 7,5 MHz fra omkring 300 km. Vi får ingen reflekterte signaler tilbake for frekvenser > 7,5 MHz. Da forsvinner bølgene ut i verdensrommet.
	De kritiske frekvensene og høydene for de forskjellige lagene varierer mye. Ofte er den kritiske frekvensen for F-laget 10 MHz eller enda høyere.
	Figur 11.24 Et standard ionogram fra ionosonden på Saura, Andøya.
	Vi får ofte to radioekko fra F-laget; nemlig fra F₁- og F₂-laget (se figur 11.1 for laginndelingen). I tillegg til dette får vi to bølger med en frekvensforskjell på omlag 0,7 MHz tilbake fra både F₁- og F₂-laget. På grunn av jordens magnetfelt er ionosfæren dobbeltbrytende. Vi sender opp en bølge og får to tilbake.
	De kritiske frekvensene for hvert ionosfærelag varierer med den maksimale elektrontettheten i laget. Denne kan regnes ut ved å bruke formelen

	Vi ser at en f₀E = 3,2 MHz svarer til en maksimal elektrontetthet i E-laget på omkring 10¹¹ pr. m³, mens en f₀F2 på 10 MHz gir en tetthet på mer enn 10¹² elektroner pr. m³ øverst i ionosfæren. I dagens ionosonder gjøres avlesninger og beregninger elektronisk.
	De tilsynelatende høydene av lagene, h' (figur 11.21 og 11.22), leses av ved de laveste punktene på de respektive ekkokurvene – dvs. før vi registrer de lange, vertikale signalene. Noen ganger kan bølgepulsene fra ionosfæren reflekteres to eller endog flere ganger mellom ionosfæren og jorden. Vi ser da 2. eller høyere ordens ekko fra ionogrammene. Slike høyere ordens ekko er indikert med tynne streker i omtrent den doble høyden av 1. ordens ekkoene.
	På grunn av jordens magnetfelt blir den opprinnelige bølgen fra ionosonden splittet opp i to bølger med litt ulik frekvens og polarisasjon. Disse kalles den ordinære og den ekstraordinære bølgen. Den ordinære bølgen gir de sterkeste ekkoene i ionogrammet og representeres av de heltrukne, kraftigste strekene i figur 11.21. Den ekstraordinære bølgen gir opphav til ekko som ligger ca. 0,7 MHz forskjøvet mot høyere frekvenser, representert av de stiplede linjene. Frekvensforskjellen svarer alltid til halve gyrofrekvensen til elektronene ved den bestemte høyden i ionosfæren. Derfor kan vi også bruke ionosondemålingene til å regne ut jordens magnetfelt i det høydeområdet hvor bølgene reflekteres. Ekko fra den ekstraordinære bølgen er imidlertid ikke alltid synlige i ionogrammene. De opptrer oftest i refleksjoner fra F₂-laget.
	I blant kan det komme flere ekko i samme høyde som E-laget (mellom 100 og 150 km), men ved frekvenser mye høyere enn f₀E – helt opptil 10 MHz. Slike ekko kommer fra såkalte sporadiske E-lag (Es) som oppstår under spesielle forhold i disse høydene. De sporadiske lagene har meget liten vertikal utstrekning – oftest mindre enn 10 km. Årsakene til disse er ennå ikke kjent, men det er mange som tror at kilden kan være meteorer.
	Ved å studere ionosfæren med radiobølger kan vi også få opplysninger om finstrukturen i ionosfærelagene og hvordan de varierer med tiden på døgnet, med årstidene og fra år til år. Variasjonene er nær knyttet til forstyrrelser på solen og det er ofte en nær korrelasjon mellom forstyrrelser i jordens magnetfelt og forekomsten av nordlys.
	Ved store forstyrrelser på solen hender det at vi ikke får noe ekko fra ionosfæren – vi har det som på fagspråket kalles "blackout". Dette skyldes at radiobølgene blir absorbert i ionosfæren.
	I romalderen har det vært montert ionosonder i satellitter for å måle elektrontetthetsprofiler på oversiden av ionosfæren. På engelsk kalles dette ”topside sounding”. Slike målinger har gitt mange nye resultater om ladningstettheten i høydeområdet over ca. 400 km.
	For en detaljert beskrivelse av ionosondeinstrumentet henvises for eksempel til Jursa (1985) eller til tidsskriftet Annals of International Geophysical Year, Vol. 171, del 1.
	Digisonder
	Moderne ionosonder er digitalisert og kalles digisonder. De måler i tillegg til ladningstettheten også bevegelsen av elektronene i ionosfæren; dvs. hvordan elektronene flytter på seg, både i nord-syd og øst-vest retning. Dette gjøres ved å måle dopplerforskyvningen av ekkoene. Disse instrumentene har antenner som har tilnærmet samme følsomhet over hele dette brede frekvensområdet fra 0,5 til 20 MHz. Sender og mottaker gir en helt annen ytelse enn i de ionosondene som ble bygd for 50-70 år siden.
	EISCAT
	Den moderne radarkjeden i Nord Skandinavia og på Svalbard – kalt EISCAT – gir langt mer detaljert informasjon om finstruktur og dynamikk i den polare ionosfære. De opererer i VHF- og UHF- området og sendereffekten er mer enn 10.000 ganger større enn ved vanlige ionosonder. For disse instrumentene er det ikke snakk om refleksjon av radiobølger, men om scattering (spredning), mer presist inkoherent scattering av radiobølger. Fysikalsk er dette prosesser som er helt forskjellig fra total refleksjon av radiobølger. Man må ha instrumenter som er mange størrelsesordener mer følsomme enn ionosonder. Målet er å måle nesten hvert eneste elektron og ion som finnes i ionosfæren, både antall og energi. Mer informasjon finnes her: EISCAT.

	11.4.2 Riometeret
	Riometer, akronym for "Relative Ionospheric Opacity Metre", er et instrument som brukes for å måle absorpsjon av radiobølger i ionosfæren. Den kosmiske radiostøyen fra universet setter de frie elektronene i ionosfæren i bevegelse. Absorpsjonen skyldes kollisjoner mellom disse frie elektroner og de nøytrale partiklene i den øvre atmosfære. Kollisjonene fører til at elektroner blir spredt rundt og går tapt. Intensiteten av bølgene avtar. I riometeret nyttes altså absorpsjonen av radiobølgene til å observere ladningstettheten i ionosfæren.
	Riometerinstrumentet er i prinsippet en radiomottaker. Den er koblet til en antenne, rettet vertikalt mot himmelen. Mange stjerner, inkludert solen, er kraftige radiosendere. Riometeret tar inn denne radiostøyen. Bare støy med frekvens over den kritisk frekvensen for F₂-laget, dvs. vel over 20 MHz, kommer gjennom ionosfæren uten å bli nesten fullstendig absorbert. De radiofrekvensene som brukes i riometrene må derfor ligge godt over denne verdien. Riometrene arbeider derfor på frekvenser i området 25 til 50 MHz.
	I riometeret blir støyen fra en innebygget kilde, en støydiode, hele tiden justert til å være lik det mottatte støynivået fra verdensrommet. Strømmen i dioden vil være proporsjonal med effekten til støyen den genererer og dette blir da et mål på effekten av støyen som mottas fra verdensrommet.
	Figur 11.25 Blokkdiagram og frontpanel av riometeret ved ARS.
	Radiostøynivået fra en bestemt himmelretning er nær konstant. Variasjoner i mottatt signalstyrke skyldes derfor variasjoner i absorpsjonen i atmosfæren, som altså er proporsjonal med ladningstettheten i ionosfæren.
	Men radiostøynivået fra verdensrommet endrer seg litt fra et sted på himmelen til et annet. Ettersom riometerantennen dreier sammen med jorden og hele tiden ser ulike deler av himmelen, vil støynivået vise en daglig variasjon. Samtidig beveger jorden seg langs sin bane omkring solen, og denne bevegelsen påvirker antennens pekeretning ut i rommet ytterligere, noe som fører til at maksimum og minimum i de daglige variasjonene gjennomsnittlig forskyves med ca. 2 timer pr. måned, eller et døgn på ett år.
	Den signalstyrken som måles når solen ikke er aktiv og ionosfæren er uforstyrret, kalles en roligdagsverdi. En roligdagskurve er et gjennomsnitt av roligdagsverdier fra mange (flest mulig) rolige perioder. Riometeret måler ikke den absolutte absorpsjonen, men avviket fra roligdagskurven.
	Absorpsjonen (A) angis som forholdet mellom målt strøm i støydioden (I_m) og roligdagsstrømmen (I₀), gitt i desibel (dB):

	Vanlig ”synsfelt” for en yagi riometerantenne er ca. 60°. Slike antenner ble brukt fram til omkring 1990. Figur 25 viser et eksempel på en måling fra et vanlig riometer. Det negative utslaget fra roligdagskurven som startet 1939 UT er tegn på økende absorpsjon av radiostøyen. Antall frie elektroner i ionosfæren har øket i forhold til roligdagsnivået. Fra likning (8) regner vi ut absorpsjonen i dB. Ved store forstyrrelser kan vi ha en absorpsjon på opptil ca. 30 dB.
	For en detaljert omtale av riometeret henvises til Little og Leinbach (1959) og Egeland, Holter og Omholt (1978).
	Figur 11.26 En riometerregistrering fra ARS.
	Billeddannende riometer
	Etter 1990 er det tatt i bruk billeddannende riometre som henter inn signaler fra mange antenner på en gang, for eksempel et nettverk med 7 × 7 antenner som hver dekker sin lille del av himmelen ut til 45° fra senit. IRIS er en slik riometerantenne. Synsfeltene (ut til 3 dB) til hver antenne, projisert til 90 km høyde, er vist i figur 11.26. Til sammen gir antennesignalene et kart over de romlige variasjonene i ionisasjonstettheten over stasjonen. Sirkelen i midten angir synsfeltet til et vanlig riometer.
	Figur 11.27 Billeddannende riometerantenne med 49 synsfelt.
	Det er viktig å unngå at signaler fra radiosendere og annet elektronisk utstyr på bakken blir tolket som del av den naturlige støyen fra verdensrommet. Siden naturlig støy fra rommet dekker brede frekvensområder mens menneskeskapte kilder typisk sender på veldefinerte frekvenser, løses dette ved at mottakeren i riometeret sveiper hurtig og kontinuerlig over et frekvensområde, for eksempel på 100 kHz, omkring den nominelle frekvensen. Riometeret registrerer den laveste signalstyrken den finner innenfor dette området, og ser vekk fra eventuelle sterke signaler på smale frekvensbånd. Vanlig samplingsfrekvens er en avlesning pr. 30 sekund.
	Riometeret er et instrument som hovedsakelig brukes innen, eller i nærheten av, nordlysbeltene. Instrumentets registreringer indikerer forstyrrelser i ionosfæren, og slike forstyrrelser er, på samme måte som nordlys og geomagnetiske forstyrrelser, nært forbundet med aktiviteten på solen.
	Sanntidsdata fra riometeret ved ARS er tilgjengelig her: Online instrumentavlesing ved ARS.

	11.5 Observasjonsteknikker for studier av den midlere, nøytrale atmosfære med elektromagnetiske bølger
	I dette avsnittet skal vi konsentrere oss om den nøytrale, midlere atmosfære. Figur 11.27 viser flere fjernmålingsmetoder som kan brukes for dette høydeområdet. Metodene er nærmer omtalt i det følgende.
	Figur 11.28 Forskjellige bakkebaserte fjernmålingsteknikker som brukes for kartlegging av den midlere atomsfæren.

	11.5.1 Ozonmålinger med Dobson- og Brewer-instrumenter
	Målinger av ozon i Norge begynte allerede i 1934 takket være et studieopphold av den britiske forskeren Gordon M. Dobson (1889-1976) som kom hit med sitt nye – og nå velkjente – Dobsoninstrument, som fortsatt brukes over hele verden. Fortsatt finnes det ca. 100 slike instrumenter i bruk over hele verden – hvorav tre i Norge.
	Dobsoninstrumentet registrerer UV-lys fra solen. Ozon absorberer UV-lyset slik at det svekkes mer jo mer ozon som ligger langs strålenes vei til instrumentet. Derfor kan vi bruke absorpsjonen som et mål for tykkelsen av laget. Ved å sammenligne spektret av sollyset med absorpsjonsspektret for ozon fant Dobson at han måtte bruke bølgelengder mellom 330 og 300 nm.
	Figur 11.29 Dobsoninstrumentet - optisk system.
	Dobsoninstrumentet er robust og derfor godt egnet som feltinstrument. Som detektor brukes fotomultiplikatorer.
	Intensiteten av UV-strålingen på bakken avhenger av tykkelsen på ozonlaget. Å måle absoluttintensiteten av UV-strålingen er vanskelig ettersom vi da må kjenne sollysets vei gjennom ozonlaget. Kommer lyset skrått mot laget, vil veien være mye lengre enn om det faller loddrett på laget. Problemet kan unngås ved å registrere forholdet mellom en bølgelengde som langt på vei absorberes av O₃ og en bølgelengde som ikke blir påvirket, men som har gått samme veien gjennom atmosfæren. Det paret som er mest benyttet er 310 og 330 nm.
	For å beregne den vertikale fordelingen av O3 må likevel sollysets vei gjennom laget beregnes. Dette kan gjøres dersom nøyaktig sted og tid for observasjonene er kjent.
	Ved all UV-måling må kilden for strålene må være godt over horisonten. Det betyr at det er praktisk talt umulig å gjøre pålitelige observasjoner nær vintersolverv ved ARS. Målinger kan heller ikke tas i overskyet vær. De senere årene har man utviklet mer følsomme instrumenter slik at man nå også kan måle på UV-lys fra en fullmåne og fra sterke stjerner (avsnitt 11.6.3). Men de direkte solmålingene må tillegges størst vekt.
	Dobsoninstrumentene er svært driftsikre, men de kan bare opereres manuelt. De må stilles opp i friluft, men kan ikke stå permanent ute. En måleserie tar ca. 30 minutter.
	Brewerinstrumentet, konstruert i 1982, er et forbedret og automatisert Dobsoninstrument. Det kan stå fast oppstilt i friluft og følger automatisk solens gang gjennom dagen. Brewerinstrumentet måler flere bølgelengder samtidig og kan derfor også brukes til å registrere konsentrasjonen av lystgass (NO₂) og svoveldioksid (SO₂) i atmosfæren. Norsk institutt for luftforskning (NILU) er formelt ansvarlig for måling av ozonlagets tykkelse med Dobson/Brewer instrumenter tre steder i Norge: Oslo (Fysisk Institutt, Universitetet i Oslo), Andøya (ALOMAR, Andøya Rakettskytefelt) og Ny-Ålesund på Svalbard (Fysisk Institutt, Universitetet i Oslo).

	11.5.2 Radarmåling
	Fra målinger med Dobson og Brewerinstrumentet får vi den totale mengde ozon, men ikke høydeprofilen av ozongassen. Til slik kartlegging må vi enten bruke radarprinsippet eller instrumenterte ballonger.
	Radar er forkortelse for "Radio Detecting and Ranging". Radar brukes normalt til å lokalisere gjenstander, men kan også brukes for kartlegging av den nøytrale atmosfære. Bølgene sendes mot atmosfæren og radaren detekterer signalene som reflekteres tilbake fra skarpe kontraster i brytningsindeks forårsaket av endringer i tetthet, sammensetning, temperatur, bevegelse (vind) eller andre irregulariteter. Vindhastigheter kan måles ved å registrere dopplerforskyvningen av det reflekterte signalet. Refleksjoner fra meteorspor kan også brukes til vindmålinger i mesosfæren.
	De irregularitetene som er av størrelsesorden halve bølgelengden til de utsendte bølgene (0,5 l), gir et spesielt stort bidrag til refleksene. Ved å variere frekvensen kan man derfor få informasjon om irregularitetenes størrelse.

	11.5.3 Lidarmålinger av atmosfæren
	En lidar er forkortelse for ”Light Detection and Ranging” og arbeider etter samme prinsipp som en radar, men sender ut lys, dvs. elektromagnetiske bølger i eller nær det synlige området av spekteret (fra l = 380 nm til l = 700 nm).
	Virkemåte
	Lidaren består av en sender og en mottaker.
	Senderen er en laser. Laseren, forkortelse for ”Light Amplification by Stimulated Emission of Radiation”, produserer et særdeles kraftig, monokromatisk lys, dvs. lys med kun én bølgelengde. Virkemåten er vist i figur 11.29. Her ser vi at laseren består av tre hovedkomponenter: En ekstern energikilde (1) og et aktivt medium (2) som befinner seg i en resonator (3). Lys med høy energi (4) sendes inn i mediet. Atomene i mediet blir eksitert og sender ut lys – emiterer – i all retninger. Emitert lys som treffer vinkelrett på de to speil i resonatoren (5) vil bli reflektert fram og tilbake (6). Når speilenes avstand er et helt antall halve bølgelengder blir det dannet stående bølger som forsterkes (7). Lys som ikke treffer speilene vinkelrett, vil forsvinne. Det ene av de to speilene er halvgjennomtrengelig slik at en viss prosent av lyset passerer gjennom og danner en monokromatisk stråle som forlater resonatoren (8).
	Figur 11.30 Skisse av laserprinsippet.
	I lidaren kuttes laserstrålen opp i korte pulser som sendes opp mot atmosfæren.
	Mottakeren i lidaren består av et stort speilteleskop (1,8 meter i diameter) koblet til en svært følsom lysdetektor. Følsomheten oppnås ved bruk av en fotomultiplikator. Fotomultiplikatoren (figur 11.30) virker ved at et innkommende foton treffer veggen i multiplikatoren. Her er det sørget for et stort overskudd av elektroner. Noen av disse blir slått løs av det innkommende foton, blir akselerert av det elektriske feltet i multiplikatoren og treffer veggen andre steder hvor de i sin tur slår løs nye fotoner. Prosessen gjentar seg mange ganger og det ene, innkommende fotonet forårsaker på denne måten en kaskade av elektroner ut av multiplikatorens andre ende.
	Figur 11.31 Fotomultiplikator.
	Lidarens sender og mottaker styres av datasystemer som måler refleksenes intensitet, bølgelengde og tid mellom utsendt laserpuls og mottatt refleks.
	Figur 11.32 Lidarsystemet.
	De tilbakespredte signaler er meget svake, og eksperimentene kan bare utføres med kraftige lasere som lyskilder og med store speilteleskoper og følsomme detektorer på mottakersiden. Vi skal kort omtale de viktigste prosessene som fører til at laserlyset blir spredt i den øvre atmosfære.
	I det følgene er r partikkelens radius, og l er lysets bølgelengde.
	Miespredning (r >> l)
	Når atmosfærepartiklene er mye større enn bølgelengden til det innfallende lyset, blir spredningen bestemt av geometrien til partiklene og deres brytningsindeks i forhold til atmosfæren omkring. Eksempler på så store atmosfærepartikler er aerosoler (støv, røyk) og vanndråper. Vi få et svakt, tilbakespredt signal fra aerosolene.
	Resonansspredning (r » l)
	Resonansspredning fra atmosfæren oppstår ved følgende prosess: Laserlyset, som består av kun en bølgelengde, vil eksitere gassatomer/-molekyler som harmonerer med denne bølgelengden. Eksitere vil si at et eller flere av atomets elektroner blir slått ut i en høyere energitilstand (se figur 11.32). Denne tilstanden er ustabil og elektronet faller øyeblikkelig tilbake til sin opprinnelige, stabile tilstand. Atomet eller molekylet vil da samtidig sende ut – emiterer – et foton. Dersom den stabile grunntilstanden er E_n, den eksiterte tilsanden E_m og laserlysets energi er hf, kan dette uttrykkes slik:

	der h er Plancks konstant og f er fotonets frekvens.
	Ved å justere laserlysets farge, kan man plukke ut atomer/molekyler som en ønsker å få refleks fra. Det er mulig å detektere atomer eller molekyler som natrium (Na), jern (Fe), karbondioksid (CO₂), ozon (O₃), m.fl.
	Ramanspredning (r » l)
	Denne effekten oppstår når lys som treffer atomet eksiterer det som ved resonansspredning, men atomet emiterer bare en del av energien og beholder resten. Den emiterte energien består av lys med en betydelig forskjøvet bølgelengde.
	Raleighspredning (r << l)
	Den elektromagnetiske bølgen fra laseren setter elektronene i den øvre atmosfære i akselererte svingninger. De svingende, akselererte elektronene stråler, dvs. de sender ut et svakt signal med samme frekvens som den innfallende bølgen. Partiklenes relativt lille spredningstverrsnitt gjør at laserne må være kraftige og detektorene må være følsomme. Bakgrunnstrålingen (dvs. naturlig lys) må være svak, slik at målingene helst gjøres om natten.
	Hva kan måles?
	Temperatur, trykk, vinder og magnetiske- og elektriske felt øver alle innflytelse på det tilbakesendte signalet. Disse parametrene kan derfor måles ved detaljerte studier av spekteret fra både det emitterte og det detekterte lyset.
	Fordelen med en lidar er blant annet at den kan måle både dag og natt (men ikke når det er overskyet), at den kan måle atmosfæremolekyler, aerosolpartikler og atomer direkte i ulike høyder. Lidarene har også meget god oppløsning i tid og rom. Dette siste er en fordel i forhold til Brewer- og Dobsoninstrumentene, som bare gir den integrerte ozonmengden.
	Historikk
	De første lidarene ble brukt til å måle aerosolprofiler i atmosfæren på 1960-tallet. På begynnelsen av 70-tallet fikk man tilgang til fargestofflasere og kunne starte målinger av sporstoffer (for eksempel Na, O₃, H₂O og CO₂) i atmosfæren.
	Helt siden 1985 har det vært utført målinger med en natriumlidar installert på Andøya Rakettskytefelt. Det ble målt tetthets- og temperaturprofiler i høydeområdet opp til ca. 100 km. Med resonansspredning har man målt natriumlaget i høydeområdet 80-100 km. Med Mie-spredning har man studert perlemorskyer og høydefordelingen av forskjellige aerosoler og støypartikler.

	11.5.4 ALOMAR-observatoriet
	Figur 11.33 ALOMAR-observatoriet.
	ALOMAR står for "Arctic Lidar Observatory for Middle Atmospheric Research" og er et observatorium for atmosfærestudier basert på store lidarinstrumenter i samspill med radarer og en rekke andre instrumenter. Observatoriet er plassert på fjelltoppen Ramnan ved Andøya Rakettskytefelt og like sør for Andenes i Andøy kommune i Nordland. Observasjonene startet i 1994 og nye instrumenter kommer fortsatt til.
	Det enestående ved ALOMAR-observatoriet er kombinasjon av flere lidarinstrumenter og radarer som til sammen måler total lufttetthet (dvs. molekyler pr. m²), temperatur, vindstyrke og retning, tetthet av ozon og natrium, samt støv og aerosoler opp til ca. 100 km høyde. Vi skal i det følgende omtale disse instrumentene litt mer detaljert.
	RMR-lidar
	RMR-lidaren er et av ALOMARs hovedinstrumenter. RMR står for ”Raleigh”,” Mie” og ”Raman”, som er betegnelsen på de tre spredningsmekanismene som instrumentet baserer målingene sine på. Det har operert på ALOMAR siden starten i 1994 og eies av IAP, CNRS og Hovemere i fellesskap. Instrumentet dekker høydeområdet mellom 15 og 90 km og måler luftetthet, temperatur, vanninnhold, aerosoler (nattlysende skyer og polare stratosfæriske skyer), samt vinder (både hastighet og retning).
	Figur 11.34 Nattlysende skyer
	Instrumentet er svært stabilt og pålitelig og gir gode resultater under de fleste værforhold, også i dagslys. Målinger kan derfor pågå året og døgnet rundt og gi verdifulle data om overgangen mellom ulike årstider. Online måleresultater er tilgjengelige på http://iap0.rocketrange.no/rmr/.
	Figur 11.35 RMR-lidarens teleskop
	Ozon-lidar
	Også denne lidaren hører med til den originale instrumenteringen fra 1994 og eies av FFI, NILU og ARS. Ozon-lidaren produserer høydeprofiler av ozontetthet i høydeområdet mellom 8 og 50 km. Resultatene oppnås gjennom DIAL-prinsippet (DIAL = Differential Absoption Lidar) som går ut på å sammenligne absorpsjonen fra to ulike bølgelelengder som absorberes ulikt i den gassen som skal undersøkes, i dette tilfelle ozon. I ozonlidaren på ALOMAR brukes bølgelengdene 308 nm og 353 nm, der 308 blir sterkest absorbert av ozon. De to bølgelengdene blir sendt ut samtidig, i ultrakorte pulser. Ettersom lyset fra de to bølgelengdene passerer atomsfærelagene blir de både tilbakespredt og absorbert. På grunn av større absorpsjon i ozon vil tilbakespredte signaler fra 308 nm avta sterkere med økende høyde enn de tilbakespredte signalene fra 353 nm, og forskjellen vil øke dess mer ozon som finnes. Dette gir grunnlag for beregning av absolutt ozoninnhold. Tiden det tar før tilbakespredte signaler er et uttrykk for høyden. Datamaskiner foretar kontinuerlige beregninger og presenterer resultatet som høydeprofiler i kurveform.
	Figur 11.36 Ozonprofil fra ALOMAR
	Na-lidar
	Natrium-lidaren er et nytt instrument på ALOMAR, installert i 2000 og eid av Colorado State University (CSU).
	Forekomsten av natriumatomer i atmosfæren stammer fra meteorer og meteoritter og er konsentrert til mesopausen. Natriumlidaren opererer derfor kun i dette området (90-120 km).
	Figur 11.37 Eksempel på måleresultat fra Na-lidar
	Ved hjelp av utsendte laserpulser i nøyaktig avpassede frekvenser relatert til absorpsjonsspekteret til natrium, kan lufttetthet, temperatur, vindretning og vindhastighet beregnes – i tillegg til selve natriumtettheten.
	Takket være et et avansert mottakersystem som filterer vekk sollyset og slipper gjennom kun signalene spredt fra natriumatomer, kan instrumentet gjøre målinger døgnet rundt.
	Figur 11.38 Natrium-lidarens mottakersystem
	MF-radar 1,98 MHz
	Mellomfrekvensradaren 1,98 MHz er lokalisert til Kjølhågen 10-12 km sør for Andenes.
	Figur 11.39 Antennesystemet til MF-radar Andenes 1,98 MHz
	Radaren ble installert i 1996 gjennom et samarbeid mellom IAP og ARS. Radaren måler vindhastighet, vindretning og elektrontetthet i mesosfæren, dvs. 50-98 km.
	Et 50 kW lavpassfiltrert signal fødes til senderantennen som består av 2 x 2 halvbølgedipoler arrangert i firkant 24 meter over bakken (figur 39). De tre mottakerantennene er plassert i hjørnene av en likebeint trekant med 180 meter lange sider. Hver antenne består av 2 kryssede halvbølgedipoler 18 meter over bakken.
	Resultater fra radaren er online her: http://alwinda.rocketrange.no/AndenesMF/plots.htm
	MF-radar 3,17 MHz
	3,17 MHz-radaren ble satt i drift våren 2002. Den er et resultat av et samarbeid mellom IAP og ARS. Antenneanlegget dekker et ca. 1 kvadratkilometer stort område ved Saura, 3 mil sør for Andenes (figur 11.39).
	Figur 11.40 Antenneanlegget til MF-radar Saura 3,17 MHz
	Radaren måler vindhastighet, vindretning og turbulens i høydeområdet 55-100 km. Måleresultater finnes online på http://alwinda.rocketrange.no/SauraMF/plots.htm.
	ALWIN MST-radar 53,5 MHz
	Denne radaren er også et samarbeid mellom IAP og ARS. ALWIN står for ALomar WINd mens MST står for Mesosphere, Stratosphere, Troposphere. Radaren ble installert i 1998 på Toften, noen hundre meter nord for Andøya Rakettskytefelt.
	Figur 11.41 Antennesystemet til ALWIN-radaren ved Toften, Andenes
	Radaren opererer på 53,5 MHz med en maksimal utgangseffekt på 36 kW og en høydeoppløsning på ned mot 150 m. 144 antenner danner et nettverk bestående av 36 grupper á 4 yagiantenner arrangert i firkant. Fleksibel oppbygging og styring gjør det mulig å veksle mellom ulike konfigurasjoner og måleprinsipper: doppleranalyse, korrelasjonsanalyse eller interferometrisk analyse.
	Figur 11.42 Forenklet blokkdiagram av ALWIN-radaren
	Avhengig av konfigurasjon kan ALWIN-radaren måle vinder i ulike høydeområder fra 1,5 km til 95 km. I de laveste høydeområdene har man kunnet sammenligne måleresultatene med ballongmålinger, og verdiene har vist godt samsvar. Radaren kan også registrere polare sommerekko i mesosfæren, kalt PMSE (Polar Mesospheric Summer Echoes).
	Måleresultater fra ALWIN-radaren finnes på http://alwinda.rocketrange.no/ALWIN/.

	11.6 Målinger i atmosfæren og ionosfæren med instrumenterte raketter og ballonger

11 Atmosfære-, ionosfære- og nordlysinstrumenter

11.1 Innledning

11.2 Målinger av jordens magnetfelt

11.2.1 Generelt om målinger av jordens magnetfelt

11.2.2 Magnetovariografen

11.2.3 Målinger av BJ i romalderen

Noen geomagnetiske målestasjoner

Protonmagnetometeret

Rubidiummagnetometeret

11.2.4 Fluxgate-magnetometeret

Virkemåten til fluxgatemagnetometeret

11.2.5 Tolkning av magnetometerdataene

11.2.6 Mikropulsasjoner – ULF bølger (0,01 til 100 Hz)

11.3 Optiske registreringer av nordlys

11.3.1 Fotografering av nordlyset

Størmer og Krogness’ nordlyskamera

Stoffregens 'all sky'-kamera

Storskalabilder av nordlysstrukturen

Kamera med billedforsterker

Videokamera med billedforsterker

11.3.2 Nordlysspektrograf/spektrometer

11.3.3 Nordlysfotometer – en følsom lysmåler

11.3.4 Tolkning av nordlysmålingene

11.4 Studier av atmosfæren og ionosfæren med radiobølger

11.4.1 Ionosonden

Digisonder

EISCAT

11.4.2 Riometeret

Billeddannende riometer

11.5 Observasjonsteknikker for studier av den midlere, nøytrale atmosfære med elektromagnetiske bølger

11.5.1 Ozonmålinger med Dobson- og Brewer-instrumenter

11.5.2 Radarmåling

11.5.3 Lidarmålinger av atmosfæren

Virkemåte

Miespredning (r >> l)

Resonansspredning (r » l)

Ramanspredning (r » l)

Raleighspredning (r << l)

Hva kan måles?

Historikk

11.5.4 ALOMAR-observatoriet

RMR-lidar

Ozon-lidar

Na-lidar

MF-radar 1,98 MHz

MF-radar 3,17 MHz

ALWIN MST-radar 53,5 MHz

11.5.5 Stråling fra atmosfæren målt med fotometri- og spektroskopi-instrumenter

Bentham spektrometer

IR-radiometer

Isosfærisk ultrafiolett radiometer

Brewer ozonspektrofotometer

NILU UV-radiometer

Symocs 1 og 2

Skydetektor

All Sky kamera

All Sky videokamera

Dartcom System II satellittmottaker

Vanndampspektrometer

Fotometer

Radiosonde

11.6 Målinger i atmosfæren og ionosfæren med instrumenterte raketter og ballonger

11.6.1 Innledning

Gjenbruk av nyttelast

11.6.2 Rakettmålinger av den nøytrale, polare atmosfære

11.6.3 Partikkelmålinger med stratosfæreballonger

11.6.4 Optiske målinger av nordlys fra raketter

Nordlysfotometeret

11.6.5 Målinger av elektrontettheten (ne) i ionosfæren over ARS

11.6.6 Rakettmåling av nordlyspartikler (energirike elektroner og ioner)

11.6.7 Rakettmåling av jordens magnetfelt i den øvre atmosfære

11.6.8 Rakettmåling av ionosfærens elektriske felt og elektromagnetiske bølger

11.6.9 Plasmasonder for målinger av den øvre atmosfæren med raketter

11.7 Oppsummering

11.8 Litteraturliste

Henvisninger i kapittel 11

11.2.3 Målinger av B_J i romalderen

11.6.5 Målinger av elektrontettheten (n_e) i ionosfæren over ARS

	11.6.2 Rakettmålinger av den nøytrale, polare atmosfære
	For studier av den nøytrale atmosfære har de viktigste instrumentene vært optiske fotometre og spektrometre som måler i bølgelengdeområdet fra UV til infrarødt (IR). Massespektrometre og forskjellige typer av prober brukes også ofte (se avsnitt 11.6.5).
	De parametrene man er spesielt interessert i å måle er atmosfærens sammensetning, spesielt de variable gassene H₂O, CO₂, O₃, NO_x, O, OH, Na med flere, som er så viktige for drivhuseffekten, tetthet, lufttrykk, temperatur og vind. Videre kan man studere turbulens, atmosfæriske bølger mm.
	Spektrofotometre og spektrometre måler absorpsjon og/eller emisjon av elektromagnetisk stråling av lys som har gått gjennom gassene over måleinstrumentet. Instrumentene måler intensiteten av en bestemt frekvens, eller intensiteten som funksjon av frekvens. Lyskilden kan være måne eller stjernelys, airglow eller lyset fra solen i UV- og/eller IR-området, dvs. fra 200 nm til 0,3 mm. Intensiteten av strålingen som slipper gjennom atmosfæren til rakettinstrumentet bestemmes av gassens absorpsjonsegenskaper eller dens emisjoner. Det er nødvendig å sammenholde målingene med laboratorieundersøkelser for å få en nøyaktig tolkning av observasjonene.
	For målinger av ozonmengden kan en også bruke den infrarøde strålingen fra jorden og atmosfæren ved 9,6 mm. Denne bølgelengden absorberes av ozon og absorpsjonen er proporsjonal med ozonmengden. Dette er målinger som med fordel kan gjøres i mørke. Teknikken kan derfor brukes i polarnatten da målinger med Dobson- og Brewerinstrumentene (kapittel 4) ikke er mulig. En annen metode for å bestemme O₃-konsentrasjonen er å måle UV-strålingen fra solen som er reflektert fra jorden og atmosfæren. For observasjoner av CO₂ bruker man båndet nær 15 mm, mens 6,3 mm-emisjonene brukes for studier av vanninnholdet i den øvre atmosfære.
	Intensiteten av den elektromagnetiske strålingen fra UV til IR – eller i deler av dette området – måles direkte som funksjon av bølgelengde i spektrometrene. Signalene registreres via en fotomultiplikator. Dersom god oppløsning i frekvens er viktig, bruker man et gitterspektrometer (kapittel 3).
	En annen optisk metode for å studere den nøytrale atmosfærens sammensetning er å ha en lyskilde montert i raketten. Dette kalles et aktivt raketteksperiment. Teknikken kalles resonans fluorescens. Det foregår ved at atmosfæregassene bestråles. Ved å tilpasse bølgelengden av det utsendte lyset bestemte gasser, vil disse gassenes atomene bli eksitert og emitere lys som blir målt i raketten. Dette er samme mekanisme som utnyttes i en lidar ved resonansspredning. Denne teknikken er brukt ved ARS for å måle konsentrasjonen av både O og Na ved å benytte bølgelengder på henholdsvis 130 og 589 nm.
	For måling av sporgasser i atmosfæren, brukes også massespektrometer hvor registreringene forgår ved at gassen suges inn i rakettinstrumentet og ioniseres. Ionene sendes som en stråle gjennom et system av elektriske og magnetiske linser der styrken på avbøyingsfeltene kan varieres. Ionene avbøyes i forhold til sin masse. Med slike instrumenter får man nøyaktig informasjon om tettheten av atomer og molekyler basert på atomnummer. Nøyaktigheten er god nok til at man også kan se om det er isotoper av gassene i atmosfæren.
	Massespektrometeret er spesielt utviklet for å kartlegge forekomsten av de små, variable sporgassene. Mengdeforholdet mellom disse gassene som funksjon av høyde er viktig for å forstå de fysiske og kjemiske prosessene i den øvre atmosfæren.
	Figur 11.59 viser eksempel på massespektrometermålinger med raketter fra ARS.
	Figur 11.60 Konsentrasjonen av ioner som funksjon av høyde.

	11.6.3 Partikkelmålinger med stratosfæreballonger
	Stratosfæreballonger som driver med vinden 30-40 km over bakken er plattformen som brukes ved ballongforskning. Ballongvolumet vil variere mye avhengig av hvor tung instrumentlasten er. Slike ballonger kan holde seg flytende over 30 km høyde i flere døgn. Fordi disse ballongene driver relativ langsomt med vinden, kan de – for fenomen som varer mindre enn en ca. 1 time – betraktes som tilnærmet stasjonere plattformer.
	Figur 11.61 Typisk bane for ballonger som slippes fra ARS om sommeren.
	Figur 11.61 viser en stratosfæreballong med utstyr. Radarreflektoren brukes for å ”tracke” ballongen slik at man til enhver tid vet hvor den er. En radiosender i instrumentlasten, sender hele tiden måledata tilbake til rakettskytefeltet. Personellet i kontrolltårnet på ARS følger ballongen med radaren, sjekker at den sender data tilbake og bestemmer når nedskytingsmekanismen skal avfyres. Instrumentene kommer ned med fallskjerm og sender radiosignaler slik at den kan peiles inn og hentes med helikopter.
	Figur 11.62 Instrumentert ballong.
	Fra ballongen kartlegges gassinnholdet i denne delen av atomsfæren med de samme metoder som er omtalt for raketter (avsnitt 11.6.2). Variasjonen i tettheten fra dag til natt, og i relasjon til solaktiviteten, er av stor interesse. Trykk og temperatur måles hele tiden.
	I tillegg kan man studere effekten av nordlyspartiklene (energirike elektroner og protoner). De vil, som tidligere omtalt, ikke nå ned til ballongen, men stoppes høyere oppe i atmosfæren, over 100 km. Men ved denne oppbremsingen genereres røntgenstråling i tillegg til nordlys. Denne røntgenstrålingen er fortsatt ganske intens 30 km over bakken og kan observeres like godt på dagtid da vi ikke kan se nordlyset fra bakken. Røntgenstrålingen gir viktig informasjon om nordlyspartiklenes antall og energi; se figur 11.62.
	Figur 11.63 Høyenergi partikkelnedbør målt fra ballonger i nordlyssonen.
	De første stratosfæreballongene ble sendt opp fra ARS i 1962. Fram til 31.12.1999 var mer enn 500 ballonger sendt opp.
	I dag brukes ballonger mest for studier av ozonlaget og andre klimagasser i stratosfæren (figur 11.63). Ved vanlige bakkemålinger er det vanskelig – for ikke å si umulig – å få detaljerte høydeprofiler av atmosfæregassene. Instrumenter som brukes er fotospektrometre og/eller massespektrometre pluss optiske lasere. Det er viktig å studere variasjonene av alle klimagassene over lang tid.
	Figur 11.64 Måling av ozon og klimagasser med ballonger.
	Ballongmålingene av gassene i stratosfæren er nært koordinert med lidar-observasjonene ved ALOMAR (kapittel 5).
	Det arbeides nå med å få fram ballonger som skal sendes opp fra Svalbard og som kan drive flere ganger rundt nordpolen. Dette betyr at de må oppholde seg i stratosfæren opptil en måned. Langtidsflygende ballonger vil være en viktig plattform for studier av klimagassene og luftforurensninger i den polare atmosfære.

	11.6.4 Optiske målinger av nordlys fra raketter
	Med raketter kan vi så å si studere nordlyset fra innsiden. Som på bakken (kapittel 4) brukes nordlyskamera, spektrometre og fotometre, men instrumentene må tilpasses rakettbruk (avsnitt 6.1). Siden rakettene flyr meget fort må instrumentene kunne utføre et stort antall målinger på kort tid. Digital elektronikk har gjort dagens rakettinstrumenter mindre, lettere og mer robuste, med større oppløsning både i amplitude og tid.
	Nordlysfotometeret
	Nordlysfotometeret er det mest brukte rakettinstrumentet for studier av nordlys ved ARS, og er det eneste optiske rakettinstrumentet vi omtaler her.
	Det første nordlysfotometeret ble skutt opp fra ARS i 1962 – i Ferdinand III. På denne tiden var det ikke mulig å skaffe fotomultiplikatorrør som var testet for rakettbruk, dvs. for kraftige mekaniske vibrasjoner. Derfor måtte man konstruere en komplisert, elastisk montering i raketten (figur 11.64). Trykket inne i fotometerhuset ble holdt tilnærmet konstant for å unngå elektriske utladninger fra røret ettersom dette krevde en spenning på ca. 1200 volt (V).
	Figur 11.65 Prototypen av det første nordlysfotometeret som ble skutt opp fra ARS.
	Fotoet i figur 11.64 ble tatt før den ytre sylinderen – som var malt helt svart – var satt på instrumentet. Legg merke til at dette instrumentet målte lyset via et vindu i sylinderen og rakettskinnet. I de første rakettene målte man lyset parallelt med jordoverflaten. Ferdinand III nådde en høyde på 121 km og dataene ble overført via radiosenderen ombord i raketten. Raketten ble skutt inn i et stabilt nordlys, men den gikk ikke gjennom hele nordlysformen.
	Ved hjelp av et interferensfilter ble nordlyset sentrert ved 427,8 nm (N₂⁺ – første negative båndet) registret (se kapittelet 8). Teorien sier at intensiteten av dette lyset skal være proporsjonalt med partikkelnedbøren. Andre instrumenter i samme rakett registrerte også nordlyspartikler; se avsnitt 11.6.7.
	Etter Ferdinand III har det blitt sendt opp mange (> 50) nordlysfotometre i raketter fra ARS. Vi har fått nye fotomultiplikatorrør som tåler vibrasjoner og elektriske utladninger. Elastisk montering og trykkabin brukes derfor ikke mer. I tillegg er det nå vanlig med to eller fire fotometre som samtidig måler forskjellige nordlysemisjoner parallelt med rakettaksen. Fotometre som ser bakover langs banen brukes ofte i raketter som når høyder over 300 km. Nordlyset varierer vanligvis mye og hurtig og det er derfor viktig å utføre målinger både på veien opp og ned. For å få god oppløsning i tid og rom trengs minimum 100 avlesninger pr. sekund pr. bølgelengde.
	Et nordlysfotometer brukt i raketter skutt opp fra ARS i 1990-årene er vist i figur 11.65.
	Figur 11.66 Nordlysfotometre brukt i raketter fra ARS i 90-årene.
	Figur 11.66 viser noen typiske nordlysprofiler målt med raketter skutt opp fra ARS.
	Figur 11.67 Høydeprofiler av nordlys målt i raketter skutt opp fra ARS.

	11.6.5 Målinger av elektrontettheten (n_e) i ionosfæren over ARS
	Som nevnt i avsnitt 11.4.2 kan ikke ionosondeinstrumentet brukes til å måle n_e i D-laget – dvs. under 95 km. Dette skyldes at n_e her er mye mindre enn i E- og F-laget. I tillegg er tettheten av nøytrale partikler mye større enn over 100 km, noe som gjør ionosonde målinger – pga. absorpsjon – umulig. Nøyaktige målinger av n_e i D-laget var og er fortsatt en prioritert oppgave i rakettene fra ARS. Men selv med raketter er målingene krevende når n_e er 3.
	Ved ionosondemålinger er høydeoppløsningen normalt ikke bedre enn noen få kilometer. Derfor er rakettmålinger av n_e, med oppløsning <100 m, viktig også over 100 km.
	Alt i Ferdinand I ble n_e målt med en elegant teknikk som kalles Faraday rotasjonsmetode. Prinsippet er følgende: Lineært polariserte bølger (rette metallstaver brukes som antenner) på 4-5 forskjellige frekvenser i HF-båndet – sendes fra bakken mot raketten i dens bane. Raketten har radiomottakere avstemt til senderfrekvensene og en lineært polarisert antenne. Fordi raketten spinner om sin egen akse, vil også antennen rotere. I raketten måles både amplitude og fase av radiosignalene kontinuerlig. På grunn av rakettens rotasjon, vil amplituden vise klare maksima og minima hver gang antennen har rotert 180 grader. Fra disse maksima og minima finner vi den relative fasen mellom den ordinære og den ekstraordinære bølgen (se avsnitt 11.4.1). Variasjonen i signalstyrken er en funksjon av elektrontettheten langs banen. Selv om teknikken i dag er mer raffinert, så bygger den forsatt på samme prinsipp. Figur 11.67 viser noen av de mange profilene som er målt ved ARS.
	Figur 11.68 Elektrontetthetsprofilen mellom 60 og 150 km målt med raketter fra ARS.
	Fra forskjellen i amplitude mellom de to bølgene, kan vi også få informasjon om bølgeabsorpsjonen i ionosfæren. Vi kan regne ut absorpsjonen når n_e og tettheten av den nøytrale atmosfæren er kjent.

	11.6.6 Rakettmåling av nordlyspartikler (energirike elektroner og ioner)
	Energirike elektroner og ioner (dvs. partikler med energier over termiske verdier, i.e. >> 10 eV) i den polare ionosfære er kilden til mange fenomener i den øvre atmosfære. Da disse partiklene bremses opp før de når ned til stratosfæren, er det kun med in-situ målinger i raketter og satellitter det er mulig å få pålitelige informasjoner om partikkelnedbøren – dvs. antall elektroner og ioner som funksjon av energi, vinkel med jordens magnetfelt (pitchvinkel), tid og høyde. Partikkelmålinger i raketter er derfor høyt prioritert. Både spektralfordeling og vinkelfordeling er viktige måleparametre, for eksempel for å finne forholdet mellom partikkelnedbør og intensiteten av nordlyset.
	Hovedkilden til nordlys og magnetiske stormer skyldes elektroner med energi < 30 keV. For måling av elektroner med så lave energier er det utviklet spesielle detektorer som kalles kanalmultiplikatorer (engelsk: channel multipliers), vist i figur 11.68. Dette er tynne kapillarrør med diameter < 1 cm som normalt er bøyd i halvsirkler med total lengde mindre enn 10 cm. De har et innvendig, elektrisk ledende lag. Mellom rørenes åpninger er det en akselererende elektrisk spenning på noen titalls kiloelektronvolt. Det er ikke noe vindu foran inngangen, og åpningsvinkelen reguleres mekanisk.
	Ladde partikler som kommer inn i kanalmultiplikatoren slår løs sekundære elektroner på liknende måte som i en fotomultiplikator (figur 19). Disse elektronene akselereres av den elektriske spenningen langs røret og slår da ut nye elektroner ved kollisjoner mot veggen i røret. Vi får en kaskadeeffekt.
	Den store fordelen med kanalmultiplikatorene er at de er små. Vekten er lav og de tåler godt vibrasjonene. Forsterkningen er typisk omkring 108. De krever relativt lav spenning, under 100 V. Den elektriske motstanden i røret er meget høy, typisk omkring 10¹¹ ohm. Derfor drar instrumentet svært liten effekt – viktig pga. begrenset batterikapasitet i rakettene.
	Figur 11.69 Kanalmultiplikator og partikkelinstrument.
	Foran kanalmultiplikatoren finnes en enhet som bestemmer energiområdet den skal måle på. Vanligvis brukes en elektrostatisk analysator. Den består av to parallelle plater, plane eller sfæriske, med et homogent elektrisk felt mellom platene. Bare partikler med et smalt energibånd kan passere.
	Kanalmultiplikatorene kan i praksis måle energier over en faktor ti med god nøyaktighet, for eksempel fra 0,1 til 1 eller fra 1 til 10 keV. Det er også meget viktig å bestemme innfallsvinkelen til nordlyspartiklene. I alle nordlysrakettene måles derfor nedbøren både på langs og på tvers av jordens magnetfelt, som funksjon av høyde og tid.
	Figur 11.70 Måling av nordlyspartikler.
	For måling av nordlyspartikler over ca. 30 keV brukes ulike typer av halvledere, også kalt faststofftellere, og scintillasjonstellere. I de første rakettene ble også Geiger-Müller-tellere brukt.
	Inne i halvlederen er det et tynt sjikt hvor det er underskudd på elektroner eller ioner. Tykkelsen av dette laget er avhengig av den akselererende spenningen og avgjør hvilket energiområder som instrumentet kan måle. Når et nordlyselektron eller et ion kommer inn i halvledermaterialet, bremses det opp. Elektroner frigjøres ved oppbremsingen og fører til en spenningspuls som er proporsjonal med energien til partikkelen som ble bremset opp. Hyppigheten av pulsene er proporsjonal med partikkelnedbøren.
	Halvledertellere egner seg godt til rakettinstrumenter. De er små og de krever akselerasjonsspenninger på under 100 V.
	I de siste årene har en gruppe ved Fysisk institutt, Universitetet i Bergen konstruert avanserte røntgenkamera for bruk både i raketter og satellitter. Kameraene avbilder partikkelstrålingen – plasmanedbøren – i to dimensjoner. Med disse instrumentene utføres målinger over store områder samtidig – omtrent som man tar et foto.

	11.6.7 Rakettmåling av jordens magnetfelt i den øvre atmosfære
	For å kunne tolke rakettmålinger riktig må man gjennom hele flukten vite nøyaktig hvor raketten er og hvordan den, og dermed instrumentene, er orientert. I de fleste nordlysrakettene fra ARS er det derfor enkle fluxgate-magnetometre for å måle retningen av jordens magnetfelt. Det finnes også andre metoder for å måle rakettens pekeretning, som for eksempel stjernesensorer eller gyroskoper, men de er kompliserte og kostbare i forhold til et magnetometer.
	I raketter brukes mest fluksgate- og protonmagnetometer, slik som på bakken (avsnitt 11.2.3 og 11.2.4), men vekten og volumet er mye mindre. De magnetiske sensorene i instrumentet skyves ut på lange armer slik at måling av jordmagnetfeltet, , utføres mer enn en meter fra rakettkroppen. Inne i selve instrumentlasten er det for store magnetiske forstyrrelser pga. elektriske strømmer.
	Måling av magnetfeltets intensitet og retning har selvsagt også sin egenverdi. I nordlysrakettene er man spesielt interessert i hurtige variasjoner i magnetfeltet, såkalte mikropulsasjoner, og hvordan de varierer med høyden. Slike målinger foretas med miniatyriserte instrumenter som arbeider etter samme prinsipp som omtalt i avsnitt 11.2.6.

	11.6.8 Rakettmåling av ionosfærens elektriske felt og elektromagnetiske bølger
	Først mot slutten av 1960-årene hadde man utviklet en pålitelig teknikk for in-situ målinger av elektriske felt i ionosfæren og det nære verdensrommet. Det elektriske feltet er relativ svakt (typisk 10 til 100 mV/m – leses ”millivolt pr meter”) og meget variabelt. Oppgaven var å måle små elektriske potensialforskjeller over et bredt frekvensområde og i tillegg måle feltets retning på langs og på tvers av jordens magnetfelt – nøyaktig. Metoden som ble brukt kalles ”double probe” (figur 11.70).
	Figur 11.71 Skjematisk presentasjon av double probe.
	Det måtte utvikles en antenne som hurtig tilpasset seg plasmapotensialet raketten skulle fly gjennom uten å bli for mye forstyrret av raketten. Antenneelementene måtte være lange og symmetriske om rakettkroppen. De delene av antennen som var nær raketten, måtte være godt elektrisk isolert fra denne. På grunn av luftmotstanden måtte hele antennen ligge innepakket i rakettkroppen opp til 60-70 km over bakken. Den ble derfor laget som en tynn slange av kobberfolie og rullet opp, omtrent som snøret på en fiskesnelle. I rommet ble den kjørt ut med en motor og strakte seg ut til et over 10 meter langt og 3 cm tykt sylinderrør. Antennen ble også brukt til å måle elektromagnetiske bølger helt opp til megahertz-området, men med andre forsterkere.
	Begge antenneelementene – symmetrisk om rakettkroppen – vil ha samme potensial hvis -feltet er 0. Hvis potensialet er ulikt derimot, får vi følgende uttrykk for -feltet (figur 11.53):

	hvor = er rakettens hastighet, = jordens magnetfelt, = effektiv lengde av antennen, V_R = rakettens potensial, mens V_A og V_B er henholdsvis det elektriske potensialet til de to antenne elementene. Fordi – det feltet som induseres på grunn av rakettens bevegelse – ofte er større enn (v » 1 km/s og » 5 × 10^-4 T gir et felt på » 50 mV/m), er det viktig at både størrelsen og retningen av produktet er godt kjent. Det betyr at vi må kjenne rakettens bane og attityde nøyaktig, i relasjon til jordens magnetfelt, for å beregne kryssproduktet og dermed kunne måle -feltet i ionosfæren.
	Forsterkeren (figur 11.70) har høy impedans, slik at den trekker lite strøm og heller ikke modifiserer romplasmaet som vi skal måle i. Fra likning 10 ser vi at det er en fordel med lange antenner for å øke følsomheten og for å komme så langt bort fra rakettkroppen som mulig.
	I stedet for lange sylinderrør som antenner, brukes i dag ofte symmetriske kuler, ca. 10 cm i diameter. Disse er plassert utenpå raketten festet med tynne, isolerte snører og skjermede elektriske kabler. Fordelen med en slik antenne er at målepunktene blir mer nøyaktig definert. Ved de lange sylinderantennene måles den integrerte plasmaeffekten over flere meter.
	Figur 11.71 viser eksempler på -feltmålinger i to raketter skutt opp fra ARS.
	Figur 11.72 E-feltmålinger over ARS.
	E-feltet i ionosfæren er også blitt målt med andre metoder. Den mest kjente er utslipp av barium- og/eller strontiumgasser i forskjellige høyder mellom 100 og 300 km over bakken. Når disse gassene treffes av energirike fotoner fra solen, deles de opp i to skyer – en som har overskudd av frie elektroner og en som er elektrisk nøytral. Skyen som er elektrisk ladd tar en form som minner litt om nordlysstråler – eller kanskje mer som en sigarform som er orientert langs jordens magnetfelt. Begge skyene er synlige fra bakken og har forskjellig farge – se figur 11.72. Den nøytrale skyen vil bare drive med vinden i atmosfæren, mens den ladde skyen også vil påvirkes av -feltet. Fra målinger av driften til disse to skyene fra bakken – fra minimum to stasjoner – får vi bestemt både den nøytrale vinden og -feltet i ulike høyder.
	Figur 11.73 Bariumskyer over ARS.

	11.6.9 Plasmasonder for målinger av den øvre atmosfæren med raketter
	Plasmasonder av ulike slag brukes i raketter for diagnostisering av den øvre atmosfæren. I avsnittet om -felt og bølgemålinger har vi diskutert en type plasmasondemålinger. Noen av de mest vanlige typene er Langmuir-prober, Gerdien-prober, impedans-prober og ione-prober. Vi skal ikke diskutere disse i detalj her, men bare nevne at basert på målinger av elektriske strømmer og elektriske spenninger og/eller forholdet mellom disse parametrene, kan man få interessant informasjon om den polare ionosfære.
	Figur 11.74 Ioneproben som er brukt i mange raketter fra ARS.

	11.7 Oppsummering
	Vi har omtalt de viktigste instrumentene som brukes ved ARS for atmosfæremålinger fra bakken, ballonger eller raketter. En kort beskrivelse av prinsippet for registreringene er gitt. Vi har også sagt litt om hva vi kan lære om den polare ionosfære fra slike bakkemålinger.
	For å få god oversikt over forholdene i den øvre atmosfære og det nære verdensrom er det nødvendig å registrere så mange uavhengige parametre som mulig, samtidig. Et eksempel på dette er vist i figur 11.74. Fra samme event er vist de tre magnetiske komponentene sammen med ionosonde- og riometerregistreringer. I tillegg er det også vist målinger utført ved andre radiofrekvenser, pluss informasjon om nordlysforekomsten og intensiteten av lyset ved flere bølgelengder.
	Figur 11.75 Magnetiske, optiske og radioobservasjoner av en stor forstyrrelse i den polare ionosfære etter en solstorm.
	Fra en slik samling av ionosfæremålinger har vi informasjon nok til å besvare mange spørsmål:
	Når begynte aktiviteten? Begynte den samtidig i alle parametrene? Hvor lenge varte forstyrrelsen magnetisk, optisk og i radioområdet? Hvilke parametre viste de største utslagene? Hvor lå elektrojeten i relasjon til vår stasjon og hvilken retning hadde den? Hvor store var de kritiske frekvenser for ionosfærelagene? Hvor stor var absorpsjonen i dB på riometeret ved 27,6 MHz? Hvilke deler av himmelen dekket nordlyset og hvilken emisjon dominerte? Hva kan vi si om forekomsten og formen på mikropulsasjonene? Var det samtidige pulsasjoner i nordlyset?
	Basert på svarene fra slike spørsmål, kan vi få viktige informasjoner om den øvre atmosfære. Vi kan også trekke konklusjoner om aktiviteten på solen – hva som forgikk der for mindre enn 10 minutter eller noen dager siden.
	UV- og røntgenstråling fra solen er spesielt viktig for ionisasjon i D-laget. Denne energetiske strålingen bruker bare 500 s (ca. 8,3 minutter) på veien til jorden Vi kan fra målingene også avgjøre om solen sendte ut relativistiske partikler – dvs. ladde partikler med hastighet opp mot 10 % av lyshastigheten. Slike energirike partikler bruker bare et par timer på veien til jorden og de fører til kraftig riometerabsorpsjon, men de produserer ikke nordlys eller noen elektrojet. Observerer vi mer enn ca. 15 dB absorpsjon på riometerkurven, vil vi også ha fullstendig "black out" på ionosonden – dvs. ingen data fra dette instrumentet. Da er det også store forstyrrelser på radio og TV.
	Omkring en til to dager etter en sterk flare på solen (se kapittel 5) vil vi normalt observere store variasjoner i jordens magnetfelt. Vi snakker da om magnetiske stormer som kan vare opptil 2-3 dager. Slike stormer begynner ofte meget plutselig (på engelsk heter det "sudden commencement"-stormer). For detaljerte studier av disse må vi ha samtidige magnetogrammer fra mange stasjoner jorden rundt. Også mikropulsasjoner er viktige for analysen av magnetiske stormer. Det er slike intense stormer som ofte bidrar til nye forstyrrelser 27 og 54 dager senere.
	Nordlyset et spesielt viktig for å avgjøre nedbøren av elektroner mellom 0,1 og 20 keV og protoner mellom 1 og 100 keV. Vi er interessert i både antall partikler og hvor stor fart de hadde. Fra studier av intensitetsforholdet mellom den grønne nordlyslinjen og det blå båndet fra molekylært nitrogen ved 391,4 og/eller 427,8 nm kan man si mye om farten (dvs. energien) til partiklene. Intensiteten av nordlyset gir oss kunnskaper om fluksen av nordlyspartiklene. Fra nordlysets bevegelser kan vi også få kunnskap om elektriske felt i ionosfæren.
	Naturligvis vil informasjonsmengden øke betydelig om vi har samtidige, koordinerte observasjoner fra raketter og satellitter. I tillegg vil vi da lære mer om de sentrale fysiske og kjemiske prosesser som er kilden til forstyrrelsene.