| | 6.2 Innledning |
| Selv om vi i daglig tale omtaler den blandingen av gasser vi lever i for luften, skal vi i det følgende bruke det mer korrekte norske og internasjonale navnet for lufthavet, nemlig atmosfære. Ordet kommer fra gresk og betyr en "gasskule". På grunn av fysiske og kjemiske prosesser skal vi dele atmosfæren inn i følgende tre hovedområder:
|
|
- Værsonen – som har en øvre grense på 10-15 km, ofte synlig markert med høye cirrusskyer.
- Middelatmosfæren – som er høydeområdet mellom 15 og ca. 100 km.
- Den øvre atmosfære – som er lufthavet over 100 km. Dette høydeområdet vil vi også ofte kalle ionosfæren.
|
| Noen av de viktigste grunnene til at vi ønsker å studere og lære mer om atmosfæren er:
|
|
- Atmosfæren er viktig og nødvendig for alt liv på jorden.
- Atmosfæren kan betraktes som en romdrakt som absorberer den meget farlige strålingen fra verdensrommet.
- Atmosfæren inneholder små ozonmengder (O3), karbondioksid (CO2), dinitrogenoksid (N2O) og vanndamp (H2O), og disse stoffene er helt avgjørende for jordens varmebalanse og strålingsmiljø.
- Takket være vinder og turbulens i atmosfæren spredes giftige gasser meget hurtig over store områder. Atmosfæren "renser seg selv" gjennom nedbør.
- Mens atmosfæren opp til ca. 60 km er elektrisk nøytral, finnes det store mengder frie elektroner og ioner over denne høyden. Derfor kalles også den øvre atmosfæren (opp til ca. 500 km) for ionosfæren. Ionosfæren er blant annet meget viktig for radiosamband, kommunikasjon og navigasjon.
- Den øvre atmosfæren danner overgangen – uten tydelig grense – mot det interplanetare rommet.
|
| Vi ønsker å kjenne fysikken i hele atmosfæren for å forstå vekselvirkningen mellom solstrålingen, atmosfæren og forurensningene i luften.
|
| Vi skal i det følgende diskutere atmosfærens egenskaper og sammensetning. Atmosfæren er et meget kompleks medium som består av et stort antall forskjellige gasser. Noen av disse er meget variable både i tid og rom. I beskrivelsen som her er gitt vil vi normalt referere til en ren, tørr atmosfære, normalt kalt en standard atmosfære.
|
| Men aller først skal vi beskrive noen parametre og størrelser som er viktige for en detaljert beskrivelse av atmosfæren.
|
| | 6.2.1 Fysikk i gasser – atmosfærefysikk |
| Av de tre aggregattilstandene – fast form, væskeform og gassform – skal vi i romfysikken hovedsakelig arbeide med gasser. Gassene har ikke noen fast form – de brer seg utover i det volumet de får til rådighet. Gasser kan utvide seg, men også presses sammen. Luft er et godt eksempel på en gass. For beskrivelse av gasser er trykk, massetetthet og temperatur meget viktige parametre. For at ikke fysikken skal bli for komplisert, vil vi holde oss til idealiserte gasser – det vil si gasser hvor tilstandslikningene gjelder.
|
| (6.1a) 
|
| Her er p trykket, V er volumet og T er absolutt temperatur. p, V og T beskriver tilstanden til gassen. En gass som følger tilstandslikningen for alle p og T kalles en idealgass.
|
| Trykk – lufttrykk |
| Luften trykker på alle gjenstander som er i luften. Trykk er definert som kraft (F) per areal (A). Trykket (p = F/A) er en skalar størrelse som måles i SI-enheten Newton per kvadratmeter (Nm-2). Denne enheten kalles pascal etter den franske fysikeren Blaise Pascal (1623-1662) og symbolet er Pa. En Pa er en liten enhet. Derfor bruker vi ofte kilopascal (kPa) eller megapascal (MPa = 106 Pa).
|
| Lufttrykket ved havoverflaten angis ofte som 760 mm Hg. Hg er det kjemiske tegnet for kvikksølv. 760 millimeter Hg kalles også en standard atmosfære, som ofte forkortes til en atm. Målt i SI-systemet blir dette 1,013 × 105 N m–2 eller 1,013 × 105 Pa. For å måle lufttrykket bruker vi et barometer. Lufttrykket avtar tilnærmet eksponensielt med høyden (avsnitt 6.3).
|
| Massetetthet |
| Massetettheten - med symbol r (gresk rho) - er per definisjon masse (m) av stoffet dividert med volumet (V) - dvs. r = m/V. Hvis det ikke er fare for misforståelse, sier vi ofte bare tetthet eller densitet. SI-enheten for massetetthet er kg/m3. Tettheten for luft ved normal lufttrykk og null grader (0° C) er 1,29 kg/m3. Tettheten for vann ved 4° C er 1000 kg/m3. Dette er lite sammenlignet med f. eks. tettheten for en nøytronstjerne (jfr. kapittel 10, Astrofysikk) som er ca. 1017 kg/m3, men mye sammenliknet med ρ for atmosfæren.
|
| Oppgaver |
|
- Vis at luftmassen i ett klasserom med areal 96 m2 og takhøyde 2,40 m er tilnærmet 297 kg.
- Regn ut trykket i pascal når et kvikksølvbarometer viser 0,76 m Hg og r av Hg er 13,6 × 103 kg/m3.
|
| Oppdrift |
| Når vi holder en ballong fylt med hydrogen eller varm luft må vi bruke en kraft nedover for at ballongen ikke skal fly til værs. Løfter vi en skoleelev må vi bruke en kraft oppover som er nesten like stor som tyngden av eleven om han ikke skal falle til bakken. Også i atmosfæren har vi en kraft som virker oppover. Den kalles oppdrift. Oppdriften er rettet oppover, og den er lik tyngden av gassen som legemet fortrenger. Legemer med mindre tetthet enn luften stiger til værs.
|
| Det finnes også en annen effekt som er viktig når det er store bevegelser i luften, for eksempel sterk vind. Trykket i en gass avtar med økende hastighet av gassen. Dette kalles Bernoullis prinsipp. Det er dette prinsippet som er utnyttet i flyteknikken. Pga. formen på vingene til et fly, strømmer luften mye raskere på oversiden enn på undersiden av vingene. Trykkraften oppover på undersiden av vingene blir da større enn trykkraften nedover på oversiden. Når flyet beveger seg fort nok framover, blir forskjellen større enn tyngden av flyet. Det flyr.
|
| |
| Temperatur |
| Ved å ta på gjenstander, kjenner vi om de er varme eller kalde. Men hudfølelsen kan ikke brukes til nøyaktig å avgjøre temperaturen til gjenstanden. For å bestemme temperaturen må vi måle de fysikalske årsakene til temperaturen. De første termometrene ble laget omkring 1650 i Firenze. De var fylt med alkohol. De faste punktene på skalaen var høyeste sommervarme og den kaldeste dagen i Toscana.
|
| Fahrenheits termometer skriver seg fra ca. år 1700. Han brukte kvikksølv og la inn tre faste punkter: smeltepunktet for is, temperaturen i en kuldeblanding og normaltemperaturen for et menneske. I 1730 foreslo Reamur at en skulle bruke to faste punkter – smeltepunktet for is og kokepunktet for vann. Det var Celsius som i 1742 foreslo at avstanden mellom disse to punktene skulle være 100 grader. Temperaturen bestemmes ved å måle hvordan væsker eller gasser forandrer volum når de blir varmet opp.
|
| Temperatur – i dagliglivet – er et uttrykk for hvor varmt eller kaldt et legeme er, målt i grader celsius, °C. I naturvitenskap brukes ofte kelvinskalaen (K). Det absolutte nullpunkt T0 – også kalt null kelvin – er den lavest tenkelige temperatur – dvs. 0 K = - 273,16 °C. I dette læreverket skal vi bruke -273 °C for T0.
|
| Temperaturen i et legeme er et mål for den gjennomsnittlige kinetiske energien til atomene og/eller molekylene i legemet. Den presise fysiske definisjon av temperatur i atmosfæren – hvor det er forskjellige gasser, samt frie elektroner og ioner, er mer komplisert – og krever innsikt i termodynamikken – også kalt termofysikken. I lufthavet nær jorden kan man med god tilnærming anta termodynamisk likevekt – dvs. alle partiklene har samme temperatur. Lette molekyler har større hastighet enn tyngre, men alle har samme bevegelsesenergi.
|
| Høyt oppe i atmosfæren er det mer komplisert. Da må vi skille mellom temperaturen til elektronene, ionene og de nøytrale partiklene. De har alle ulik kinetisk energi.
|
| Det absolutte nullpunktet – dvs. den nedre grense for temperaturen – oppstår når partiklenes bevegelse opphører og den kinetiske energien blir null. I praksis er det ikke mulig å komme helt ned til denne temperaturen. Fordi det ikke er noen øvre grense for kinetisk energi, er det heller ingen øvre grense for temperatur. Sammenhengen mellom absolutt temperatur og °C er gitt ved
|
| (6.1b) 
|
| Se også figur 6.7.
|
| Idealgass |
| En ideal gass er en tenkt gass med relativt enkle egenskaper. Vi kan med god tilnærmelse beskrive lufthavet som en ideal gass; dvs. en gass som følger likningen (6.1a)., dvs. hvor p × V / T = konstant.
|
| Denne sammenhengen mellom volumet V og trykket p i en avstengt gassmengde med konstant temperatur ble oppdaget av Boyle i 1662, og uavhengig av ham av Mariotte i 1683. Likning (6.1a) forteller oss at produktet av trykk og volum dividert med absolutt temperatur er konstant. Størrelsene trykk, volum og absolutt temperatur beskriver tilstanden til gassen. Gasslovene er nå samlet i ett enkelt matematisk uttrykk kalt tilstandslikningen. Tilstandlikningen kan skrives
|
| (6.1c) 
|
| hvor n er partikkeltettheten i gassen og k er Boltzmanns konstant. Denne konstanten har samme verdi for alle gasser; dvs. den er en universalkonstant med verdi k = 1,38 × 10–23 J/K. Denne likningen skal vi bruke i avsnitt 6.5 for å lære mer om jordens atmosfære.
|
| | 6.3 Atmosfærens sammensetning opp til ca. 100 km |
| For å kunne beskrive atmosfærens fysiske og kjemiske egenskaper må vi kjenne sammensetningen, temperaturen (T), trykket (p), tettheten (ρ) eller konsentrasjonen som funksjon av høyden.
|
| Nær jorden opptrer samtlige gasser i molekylær form. Atmosfæren inneholder en rekke forskjellige gasser hvorav nitrogen og oksygen dominerer helt (figur 6.3 og tabell 6.1). De utgjør mer enn 99 % av hele atmosfæren. Dog er det viktig å være oppmerksom på at selv gasser som bare utgjør promiller i det totale volum, er viktige for livet på jorden.
|
| |
| Mens de dominerende gasser opptrer i et konstant forhold, er flere av de små gassene (som utgjør mindre enn 0,05 % av det totale volum) meget variable. Som eksempel kan nevnes vanndamp, H2O, som varierer mye med både årstid og breddegrad. Ved ekvator kan vanndampen noen ganger utgjøre 4 % av alle luftmolekylene, mens den ved polene vinterstid bare er 0,00001 %. Det er også en varierende mengde skyer i atmosfæren. Det kan – som vi alle har opplevd – være store, lokale variasjoner i atmosfæren. Den er jo meget dynamisk fra fint vær til kraftige stormer og uvær.
|
| I vår beskrivelse av atmosfæren brukes en standardmodell, dvs. en ren, tørr atmosfære som en middelverdi for hele jorden. For de gassene hvor volumprosenten er << 1 % angis konsentrasjonen som antall molekyler pr. million, ppm (fra engelsk "parts per million"; dvs. 1 ppm = 10-6) eller endog som antall pr. milliard, ppb ("parts per billion"; 1ppb = 10-9). Sammensetningen av luften i en standard atmosfære er gitt i tabell 6.1. Det finnes nesten 1000 små gasser i atmosfæren utover dem som er oppført tabellen, men de som er nevnt der er de viktigste.
|
| |
| Gassene i atmosfæren opptil ca. 90-100 km kan med god tilnærmelse betraktes som såkalte ideelle gasser. Da kan vi bruke tilstandsligningen, hvor trykket p er gitt ved (likning 6.1c).
|
| I dette høydeområdet er den midlere molekylære massen av alle gassene konstant. Som vist i avsnitt 6.2.1, kom vi fram til likning (6.1c) fra formen p × V / T = konstant.
|
| Over 60 km om dagen (og ca. 90 km om natten) finnes det frie elektroner og ioner. Selv om ioniseringsgraden er liten, det vil si de fleste partiklene er fortsatt nøytrale, er høydeområdet over ca. 100 km av stor betydning for vårt daglige liv. Dette vil bli videre diskutert i kapittel 8, Ionosfæren og nordlys.
|
| Atmosfærens sammensetning varierer meget med høyden (jfr. figur 6.3, 6.4, 6.11, 6.12 og 6.13). Over 100 km, men også lavere er det betydelige avvik fra en standard modell. De viktigste og største forandringer er at gassmolekylene spaltes til atomer. Spaltningen av O2 til O + O er viktig over ca. 80-90 km, mens spaltningen av molekylært nitrogen til atomer (N2 ® N + N) foregår over ca. 125 km. Det er flere atomære oksygen partikler enn molekylære i atmosfæren over ca. 130 km. Over 100 km kommer også andre fysiske effekter inn - som vi skal omtale senere. Høydefordeling av atmosfære gassene over ca. 100 km bestemmes av massen til gasspartiklene. Det betyr at de letteste gassene ligger lengst borte fra jordoverflaten.
|
| |
| | 6.4 Hvor mye luft er der i atmosfæren? |
| |
| Sett i global målestokk er atmosfæren meget tynn og begrenset. De som har vært oppe på fjell høyere enn 3-4000 meter merker at det er vanskelig å puste. På Mount Everest, som når opp til ca. 9 km, må man ha luft med seg, ofte ren oksygen. I et jetfly 13 km over bakken har man 80 % av luften under seg. Lufttettheten avtar hurtig med høyden (se figur 6.6). Hvis vi tenker oss hele atmosfæren presset sammen til samme trykk og temperatur som vi har ved bakken, ville høyden av hele atmosfærelaget bare være 8 km. Med hensyn til tyngde tilsvarer dette et vannlag på 10 m eller et granittlag på ca. 3,5 m.
|
| |
| Hundre kilometer over bakken er luften ekstremt tynn fordi ca. 99,99 % av atmosfæren da er på undersiden. Derfor kan man lese mange steder at atmosfæren bare når ut til 100 km. Dette er ikke riktig (se figur 6.1 og 6.3). Selv om luften 100 km over bakken er meget tynn finnes det fortsatt 1018 (et nesten uendelig stort tall) molekyler per kubikkmeter (m3). Massen av all luft som finnes i atmosfæren er ca. 5 × 1018 kg eller 5 × 1015 tonn. FordypningHvor mye CO2 finnes det i atmosfæren?
En gass med 1 ppb er ekvivalent til 5 × 106 tonn; dvs. 5 millioner tonn. Dette betyr at selv gasser med liten andel av vår atmosfære, som O3, CO2 osv., inneholder et meget stort antall partikler. Som eksempel kan vi regne ut mengden av CO2 (360 ppm) målt i kg. CO2 er jevnt fordelt i et skall rundt jorden (RJ = 6,37 × 106 m). H er skalahøyden (avsnittet Barometerformelen, H = 8 km). Volumet i liter av 1 mol av CO2 er 22,4.
|
| (6.1a) 
|
| For denne CO2-verdien er den totale mengden av CO2 altså 2,87 × 1015 kg.
|
| Det er helt galt å tenke slik at vi har så mye luft at den kan vi ikke ødelegge. Atmosfæren er det mest følsomme mediet – sammenlignet med vann og fast jord – for livet på jorden.
|
| | 6.5 Atmosfærens høydeinndeling basert på temperatur |
| Temperatur er et mål på indre kinetisk energi, dvs. molekylenes bevegelsesenergi i en gass (avsnitt 6.2.1). Jo mer energi, jo høyere temperatur. Selv om gassene er ulike, vil samme temperatur bety samme indre kinetisk energi. Fordi vår atmosfære - selv om den består av mer enn hundre forskjellige gasser - er praktisk talt homogen opptil ca. 100 km, kan vi bruke en middeltemperatur for atmosfæren. At atmosfæren er homogen betyr at den - i dette området - består av de samme gassene i samme innbyrdes volumforhold.
|
| I vårt daglige liv bruker vi grader celsius, hvor fryse- og kokepunktet for vann er henholdsvis 0° og 100° C. Figuren nedenfor viser en sammenligning mellom temperaturskalaene kelvin (K) og celsiusgrader (° C). Forbindelsen mellom dem er gitt ved likning (6.1b).
|
| |
| Basert på temperaturen kan atmosfæren - som vist i figur 6.8 - deles inn i tilnærmet konsentriske, sfæriske skall (høydeområder) med samme sentrum som jorden. Skallene er skilt fra hverandre ved mer eller mindre markante variasjoner i temperatur. Det bør påpekes at grensene mellom de forskjellige skallene/høydeområdene kan være temmelig flytende. Høydeintervallene mellom skallene kalles pauser.
|
| |
| En kort omtale av de forskjellige lagene er gitt i det følgende (jfr. også figur 6.1).
|
| Troposfæren |
| Troposfæren, eller værsonen, strekker seg opp til 10-15 km. I denne sonen avtar temperaturen nesten uniformt med 6,5 ° C per kilometer. På grunn av vind og turbulens (konveksjon) er troposfæren i konvektiv likevekt med jorden. Via vertikale bevegelser i luften avtar temperaturen fra den varme jorden - som er blitt oppvarmet av solen. Tropopausen finnes mellom ca. 10-18 km - det avhenger litt av hvor på jorden en er. Ca. 90 % av luften finnes i troposfæren. Noen få ganger hender det at temperaturen er høyere ved, for eksempel 1000 m over havet, enn ved jordoverflaten. Dette kaller vi temperaturinversjon.
|
| Stratosfæren |
| Stratosfæren finnes mellom ca 15 og 50 km. I dette laget øker temperaturen markant med høyden. Dette skyldes at hovedparten av solens farlige UV-stråling absorberes av ozon i dette høydeområdet. Ozonlaget (mer i avsnitt 6.8, vil også bli diskutert i kapittel 9 Klima og drivhuseffekten) har maksimal tetthet i dette området. Omkring 9,5 % av atmosfæremassen finnes i stratosfæren. Fordi stratosfæren er meget stabil - (strato er latin for stratified/lagdelt) - kan både gasser og støvpartikler som kommer inn i dette høydeområdet oppholde seg her i mange år. Som det fremgår av figur 6.8 avtar temperaturøkningen omkring 45 km. Dette skyldes at det er lite ozon så høyt oppe.
|
| Mesosfæren |
| I mesosfæren mellom ca. 50 og 90 km (figur 3.8) avtar temperaturen markert. Den laveste temperatur i hele atmosfæren - under minus 130° C - finner man i mesopausen. Mesosfæren inneholder mindre enn 0,5 % av den totale atmosfæremassen. I 80 km høyde er tettheten bare 1/100.000 av tettheten ved bakken. Det er også i dette området at meteorene brenner opp, og vi ser dette som klare stjerneskudd. I mesosfæren finnes det derfor natriumioner fra meteorspor. I tillegg begynner den laveste delen av ionosfæren i mesosfæren. Den negative temperaturgradienten - dvs. at temperaturen synker med økende høyde - skyldes varmetap pga. infrarød stråling som sendes tilbake til verdensrommet.
|
| Termosfæren |
| I termosfæren - over ca. 90 km - øker temperaturen hurtig med høyden (opptil 20° C/km) til den når en tilnærmet konstant verdi på om lag 1500-2000 K nær 200 km. Også over 200 km er temperaturgradienten positiv, men økningen er meget langsommere enn omkring 100 km. Fordi tettheten er så lav, skal det ikke mye energi til for å øke temperaturen. Oppvarmingen skyldes absorpsjon av solstråling - spesielt i røntgen (X) og UV-båndet ( λ<170 nm, kapittel 4, Elektromagnetiske felt og elektromagnetisk stråling). Den lave lufttettheten over ca. 90 km fører til at det ikke er termodynamisk likevekt (avsnitt 6.2.1). Temperaturen for dette høydeområdet blir dermed mer komplisert.
|
| Høydeområdet mellom 15 og 100 km er også kalt middelatmosfæren. Selv om denne delen av atmosfæren ligger nær jorden, er den lite kjent. Det er fortsatt vanskelig å få pålitelige målinger fra den øvre del av middelatmosfæren. Fordi våre kunnskaper om middelatmosfæren er så begrenset er dette høydeområdet blitt kalt "The Ignorosphere".
|
| Luftens sammensetning og egenskaper forandres radikalt over turbopausen mellom ca. 100 og 110 km, se figur 6.3. Vi får en gradvis overgang fra molekyler til atomer. I tillegg er det nye fysiske prosesser som opptrer. Selv om mengden av luft over 100 km er prosentvis meget liten, spiller dette høydeområdet - som vi skal se senere - en meget viktig rolle. Dette blir diskutert i avsnitt 6.9.
|
| | 6.6 Barometerformelen |
| Hvordan varierer trykket og tettheten i en isoterm, homogen, nøytral atmosfære? |
| På grunn av vinder og turbulens er atmosfæregassene blandet i et tilnærmet konstant forhold opp til ca. 100 km. Dette høydeområdet kalles for homosfæren. Den midlere molekylare massen for atmosfæren i dette området er konstant og tilnærmet lik 29u. Dette får man ved å ta med følgende atommassebidrag: 78/100 av [N2], 21/100 av [O2] og 1/100 av Ar. Dette betyr at i enhver luftprøve med for eksempel en million partikler, tatt mellom jordoverflaten og » 90 km høyde, er antallet N2, O2, Ar osv. (jfr. tabell 6.1) konstant. Dette er ikke tilfelle med de variable gassene, men de utgjør < 0,1%.
|
| Fordi atmosfæren opptil ca. 100 km er tilnærmet homogen, kan vi bruke likningene for en idealgass for å regne ut hvordan trykket og tettheten varierer med høyden.
|
| Trykket - som per definisjon er kraft pr. flateenhet - er en viktig parameter for å angi hvor mye atmosfære som finnes i forskjellige høyder. Fordi luften ikke faller til jorden - som et eple - må det finnes krefter som er like store med motsatt rettet vekten av luften. Lufttrykket i et hvilket som helst punkt er et mål for vekten av luften over punktet. Trykket oppover balanserer gravitasjonskraften. Om trykket var mindre ville luften bli sammentrykt. Vekten av en atmosfæresøyle er lik vekten av et 10 meter tykt vannlag. Dette betyr at atmosfæren trykker på oss mennesker. Om vi antar at vår overflate er ca. 0,5 m2 - er trykket på 5 tonn. Vi merker praktisk talt ikke dette trykket fra atmosfæren fordi vår kropp har et mottrykk som er like stort.
|
| Vi skal bruke figur 6.9 - som viser en enkel statisk atmosfæremodell (dvs. ingen bevegelser) - til å utlede hvordan trykket og tettheten varierer med høyden i en isoterm atmosfære med fullstendig blanding; dvs. i homosfæren.
|
| |
| |
| Vi innfører nå skalahøyden, H for trykk
|
| (6.5b)  , hvor m = den midlere molekylære masse og g = tyngdens akselerasjon.
|
| Den fysikalske betydning av H er følgende. Om vi tenker oss atmosfæren presset sammen slik at temperatur og tettheten er konstant og har samme verdi som ved jordoverflaten, så angir H hvor mye luft det er i atmosfæren. Fra likning (6.9) kan vi se at om hele atmosfæren trykkes sammen til samme trykk og temperatur som ved bakken, vil høyden på laget bare være ca. 8 km. Ved å summere tykkelsen av de forskjellige gassene i atmosfæren ved normalt trykk og temperatur får vi de verdiene for skalahøyden som er oppgitt i tabell 6.1.
|
| |
| Skalahøyden for tetthet er gitt ved
|
| (6.8a) 
|
| Fra likning (6.8a) får vi – på samme måte som for trykket – at
|
| (6.8b) 
|
| Fra likning (6.8b) kan vi også konkludere at tettheten av partikler i atmosfæren avtar eksponensielt med høyden (jfr. figur 6.3). Dette betyr at hver gang vi flytter oss en skalahøyde opp i atmosfæren har tettheten og trykket minsket med 1/e; dvs med 1/2,7, det vil si en tilnærmet halvering hver 5. kilometer. I en isoterm atmosfære er skalahøyden for trykk lik skalahøyden for tetthet, dvs. Hp = Hn.
|
| Skalahøyden angir således den økning i høyde som er nødvendig for at trykket skal reduseres med 2,7. Dette er en viktig og nyttig parameter ved diskusjon av enhver atmosfære.
|
| Om vi setter inn for konstantene i likning (6.5b) får vi følgende verdi for skalahøyden:
|
| (6.9) 
|
| Hvordan trykket og tettheten varierer med høyden i en standard atmosfære er vist i figurene 6.3, 6.3 og 6.6.
|
| |
| Lufttrykket avtar tilnærmet eksponsielt med høyden opp til ca. 100 km. Over 100 km avtar trykket langsommere. Trykket ved 100 km er derfor bare en ti-milliontedel av hva det er ved jordoverflaten; dvs. p100 km = 10-7 eller 1/10.000.000 av po.
|
| Likevel er det omkring 1018 molekyler per kubikkmeter i denne høyden. Ved jordoverflaten er tettheten 1025 partikler per kubikkmeter. Det totale antall partikler i hele vår atmosfære er beregnet til 1044 (et ufattelig stort tall; dvs. ett 1-tall med 44 nuller bak). Fordi tettheten avtar så raskt med høyden kan vi ikke oppholde oss lenge over ca. 5000 m uten å ha med ekstra oksygen.
|
| De variable gassene med liten andel som f. eks. O3, H2O, CO2 osv. varierer markert med høyde, breddegrad og årstid. Men fordi tettheten er så lav, vil de ikke vesentlig forandre den konstante molekylære massen i homosfæren.
|
| Vi kan få mye informasjon om atmosfæren fra følgende enkle formel:
|
| (6.12a) 
|
| | 6.7 Energibalansen i atmosfæren |
| Den globale energibalansen for jorden diskuteres i kapittel 9, Klima og drivhuseffekten. Her vil vi kort nevne noen viktige energikilder og energitap for atmosfæren. Dette er forhold som ikke vil bli diskutert i klimakapittelet. Fordi atmosfæren er komplisert og dynamisk meget aktiv, kan det være store avvik fra dag til dag.
|
| Den dominerende energikilden er selvsagt solen (figur 6.10). Den vesentlige del av solenergien ligger i det synlige området (400 - 800 nm) og den trenger gjennom den øvre atmosfæren og ned til jordoverflaten. Energien absorberes her av jordoverflaten og den lavere del av atmosfæren. Solenergien gir opphav til de dynamiske prosesser i luften som vi forbinder med været. En del av energien i disse værfenomen vil nå den øvre atmosfære som bølger (atmosfærebølger) som forplanter seg i luften fra jordoverflaten. Disse bølger gir et viktig bidrag til energibalansen ved større høyder.
|
| Røntgen- og ultrafiolett stråling absorberes direkte av luften i den øvre atmosfære. Denne stråling er en viktig energikilde som varmer opp de øvre luftlag.
|
| |
| I tillegg til den elektromagnetiske stråling fra solen vil også energirike partikler (elektroner, protoner og a -partikler) trenge inn i atmosfæren, særlig i nordlyssonene. Vekselvirkningen mellom disse partikler og jordens magnetfelt kan sette opp kraftige elektriske felt som driver elektriske strømmer gjennom den øvre atmosfære. Disse er merket med J. Strømmene tilfører energi ved at luften varmes opp (jfr. kapittel 8 Ionosfæren og nordlys).
|
| De viktigste energitap skjer ved følgende prosesser:
|
|
- Infrarød stråling fra atmosfæren til verdensrommet
- Vind og bølger transporterer energi fra et område til et annet.
- Turbulent transport (uregelmessig bevegelse) transporterer energi fra et område til et annet.
|
| Atmosfæren over værsonen er dynamisk meget aktiv, selv om lufttettheten er liten. Her finnes en komplisert, global luftsirkulasjon som omfatter vinder og bølger. Vindstyrker på opptil 200 m/s er ikke uvanlig over 80 km høyde. Over ca. 100 km vil andre (elektrodynamiske) prosesser i det ionosfæriske plasma ha betydning for luftens bevegelser.
|
| Ved ca. 100 km går et viktig skille i atmosfæren. Under denne høyden har vi et doméne der vind, bølger og turbulens sørger for en effektiv blanding av atmosfæriske gasser slik at den midlere molekylære masse varierer lite med høyden. Over 100 km vil blandingsprosessene ikke lenger være effektive. Vi får her en prosess (diffusiv likevekt) der de lette gassene flyter opp. Skillet mellom de to doméner kan være skarpt og kalles turbopausen (figur 6.1 og 6.8).
|
| |
| | 6.8 Stratosfærisk ozon |
| Oksygenet i atmosfæren forekommer som molekyler (O2), ozon (O3) og atomer (O). Vi skal her diskutere hvordan ozon dannes og nedbrytes. Ozonets bidrag til den globale energibalansen i egenskap av drivhusgass vil bli omtalt i kapittel 9 Klima og drivhuseffekten.
|
| |
| Ozon er en viktig bestanddel av den midlere atmosfære. Høydefordelingen av ozon viser et maksimum ved ca. 20 km (figur 6.1 og 6.11). Mengdene er små. Dersom all ozon i atmosfæren komprimeres til et lag med normalt atmosfærisk trykk og temperatur (760 mm Hg, 15° C), vil tykkelsen av dette laget være 3-4 mm. Dette kalles skalahøyden for O3.
|
| Tykkelsen av ozonlaget måles i dobson-enheter (forkortes DU, "Dobson Units"). Et lag på 3 mm tilsvarer 300 DU, mens et lag på 4 mm utgjør 400 DU. I løpet av februar 1989 ble det i Oslo målt verdier mellom 190 og 570 DU. Dette viser at tykkelsen av ozonlaget kan variere mye. Selv om det er lite ozon i vår atmosfære, er denne gassen viktig for livet på jorden. Ozonet beskytter oss for den farlige UV-strålingen fra solen.
|
| |
| Vi skal kort beskrive hvordan ozon dannes og destrueres.
|
| Ozon dannes i kollisjoner mellom tre molekylære partikler, der det tredje molekyl M, er en katalysator som er nødvendig for å tilfredsstille bevarelse av impuls og energi i prosessen:
|
| (6.16) 
|
| En viktig og helt nødvendig kilde til produksjon av ozon er atomært oksygen som dannes ved spalting av O2 ved ultrafiolett lys i bølgelengdeområdet 200-300 nm. Mesteparten av produksjonen foregår i høyder over 40 km.
|
| (6.17) O2 + hf → O + O
|
| Tettheten av O i stratosfæren er meget lav. Atomært oksygen rekombinerer hurtig med molekylært oksygen.
|
| Nedbrytning av ozon kan skje ved en rekke prosesser. Den viktigste naturlige prosess er dissosiasjon, dvs. spalting, ved ultrafiolett lys, i praksis sollys med l < 242 nm.
|
| (6.18) O3 + hf → O + O2
|
| Videre kan sporstoffer som OH, NO og ClO inngå i katalytiske reaksjoner av typen
|
| (6.19) 
|
| (6.20) 
|
| Nettoresultat av reaksjonene (6.19) og (6.20) er
|
| (6.21) 
|
| Disse reaksjonene kan skrives mer generelt på følgende måte:
|
| (6.22a) 
|
| (6.22b) 
|
| R kan da være et av følgende:
|
|
- Nitrogenoksider (NO, NO2 – ofte kalt NOx)
- Hydrogenradikaler (H, OH, HO2)
- Klor- og bromradikaler fra KFKer eller haloner
|
| Vi ser at den nedbrytende bestanddel gjendannes og kan ta del i nye reaksjoner. Nitrogenoksid (NO) dannes bl.a. ved fossilt brensel og ved kraftig nedbør av protoner i atmosfæren i forbindelse med visse typer solutbrudd. ClO kan dannes ved fotolyse av KFK, freongasser (se likning (6.22c)) og er sannsynligvis en viktig kilde til antropogen (menneskeskapt) forandring i ozonlaget i stratosfæren.
|
| (6.22c) 
|
| (6.22d) 
|
| Ved å bytte ut Cl med Br i likningene (6.22c) og (6.22d) ser vi hvordan brom bryter ned ozon. Dynamiske prosesser er viktige for transport av ozon, og hele ozonbalansen er svært komplisert.
|
| Vi har flere stasjoner i Norge – en ved ARS – for målinger av atmosfærisk ozon. Målingene i Norge startet allerede i 1934.
|
| Ozonlaget varierer mye fra ekvator til polene. Den globale O3-fordelingen er gitt i figurene 6.12 og 6.13. Legg merke til at ozonlaget er tynt (ca. 260 - 280 DU) i ekvatorområdet. Selv om produksjonen er størst der, blir O3-gassen ført med luftstrømmene mot høyere breddegrader. Derfor er verdiene for Oslo – 60 breddegrader nord – større enn i tropiske strøk.
|
| Ozonmengden varierer kraftig i løpet av året (se figur 6.16b). Det er også betydelige variasjoner fra år til år.
|
| |
| |
| For Norge avtar ozonlaget fra maksimum om våren (ca. 400 DU) til minimum om høsten (ca. 300 DU). De siste årene har vi ofte hørt om "ozonhullet" – dvs. ozonlaget har blitt mye tynnere. Ozonhullet er et dårlig uttrykk fordi mange tror at ozonlaget er blitt borte, men det er ikke riktig.
|
| Det er om sommeren, når solen står høyt på himmelen, at ozonlaget er viktigst for oss i Norge.
|
| |
| | 6.9 Atmosfæren over 100 km |
| I følge formel (6.7) avtar trykket eksponsielt med høyden, men denne likningen kan ikke brukes over 100 km. Over denne høyden øker temperaturen raskt mens den midlere molekylære vekt avtar. Grunnen til at temperaturen øker så hurtig mellom 100 og 150 km – » 20° pr. kilometer – skyldes absorpsjon av ultrafiolett lys fra solen. Dette fører igjen til spaltning (dissosiasjon) av alle molekylene til atomer. Vi har reaksjoner av typen
|
| (6.23) X2 + hf → X + X
|
| hvor X2 kan være N2, O2, osv. For at prosessen (6.23) skal finne sted må bølgelengde av UV-lyset (l ) være mindre enn ca. 250 nm. Temperaturen i en standard atmosfære øker til » ca 1500-2000 K ved 200 km. En annen viktig fysisk prosess over 100 km er diffusjon. Fordi trykket i luften er så lavt vil tettheten av hver gass avta med høyden i henhold til deres masse og temperatur. De lette atomene strømmer ut i verdensrommet. Dette betyr at man finner de letteste gassene - dvs. hydrogen og helium - lengst borte fra jorden.
|
| Noen karakteristiske egenskaper ved atmosfæren over 100 km er oppført i tabell 6.2 og skissert i figurene 6.3 og 6.15. Området over homosfæren er karakterisert ved at den midlere massen av gassen avtar med høyden. Mens den fortsatt er » 29 u ved 90 km har den avtatt til ca 15 u ved 500 km. I heliosfæren over 1000 km er det helium som er den viktigste gassen.
|
| |
| |
| |
| Fra rakett- og satellittmålinger har man funnet at atmosfæren under ca. 500 km inneholder lite helium (He). He produseres kontinuerlig ved jordoverflaten. Grunnen til at det finnes så lite He i den laveste del av atmosfæren kan skyldes at de lette He-atomene forlater jorden. Om He-atomene skal forlate jorden, må de ha en hastighet ³ 11,2 km/s – som kalles kritisk hastighet v0 eller unnslipningsfart. Dette er diskutert i kapittel 2.7.7.
|
| Kritisk hastighet er en fundamental størrelse i romvirksomhet. Skal en satellitt kretse rundt jorden, må slutthastigheten være mindre enn 11,2 km/s. Skal den forlate jorden må hastigheten være større enn 11,2 km/s.
|
| |
| | 6.10 Tidsvariasjoner i atmosfæren |
| Både den midlere – og spesielt den øvre atmosfære – er meget dynamiske (se figur 6.15). Det er store forandringer som funksjon av tiden. Også i værsonen er det betydelige variasjoner fra en varm sommerdag til en kraftig høststorm eller fra sol til uvær. I vår atmosfære er det både vertikale og horisontale vinder. Dette er viktig for å beholde en tilnærmet homogen atmosfære. Vindene fører til at luftforurensninger fordeles over store områder. Likevel må vår atmosfære anses som tilnærmet stabil. Middeltemperaturen varierer lite fra år til år. Lufthavet blåser ikke bort eller faller til jorden som et eple. Stabiliteten er en garanti mot katastrofale forandringer. Atmosfæren er ikke konstant i tid og rom, men kan innta mange forskjellige stabile tilstander; som for eksempel høytrykk eller lavtrykk over noen dager.
|
| Hovedparten av solenergien går med til å varme opp landjorden og havene. Disse vil så bidra til oppvarming av atmosfæren nær jorden. Stabiliteten avhenger mye av hvor sterke de vertikale vindene er. Hvis en partikkels (molekyl, atom, aerosol) hastighet er tilstrekkelig stor, vil den kunne forlate jorden. Minimumshastigheten - om dette skal skje, er 11,2 km pr. sekund. Ettersom tettheten avtar hurtig med høyden, vil antall sammenstøt også avta jo lengre bort en kommer fra jorden. I store høyder er antall kollisjoner så liten at en partikkel som beveger seg oppover sannsynligvis ikke vil bli støtt tilbake, men den vil fortsette utover, bare påvirket av jordens tyngdefelt.
|
| I homosfæren er tidskonstanten for varmetap av størrelsesorden en dag eller mer. Derfor er det ingen signifikant døgnlige temperatur- og tetthetsvarisjoner i dette høydeområdet på lavere breddegrader. På høye bredder og spesielt i polområdene kan tidskonstantene være betydelige kortere.
|
| Høyere opp i atmosfæren – i den øvre atmosfære – er tidskonstanten mye kortere. Ved for eksempel 200 km er tettheten i ekvatorområdet mer enn 10 % høyere på dagen enn om natten. Går vi ut til 600 km er tettheten om dagen dobbelt så stor som om natten. Den daglige variasjonen i den øvre atmosfære er et resultat av soloppvarming om dagen og nedkjøling om natten.
|
| Den årlige variasjonen i tetthet og temperatur i den øvre atmosfære er meget stor – mer enn en faktor 10 i høydeområdet over 300 km. Det er interessant å legge merke til at temperaturen nær mesosfæren (omkring 80-90 km) er høyere på vinteren enn på sommeren, samt at man da måler høyere temperaturer i polområdet enn ved ekvator.
|
| Både tettheten og temperaturen viser også en 27 dagers periode. I tillegg er variasjonene i disse parametrene bra korrelert med den 11-årige solflekksyklusen. Hvordan den midlere molekylære massen for atmosfæren varierer med lokal tid og solaktiviteten fremgår av figur 6.15 og tabell 6.2.
|
| | 6.11.1 Radarmåling |
| Radar er forkortelse for "radio detecting and ranging". Radarer brukes normalt til å lokalisere gjenstander ved hjelp av radiobølger.
|
| Prinsippet for radarmålinger av den midlere atomsfære er at radiobølger, altså elektromagnetiske bølger, spres eller reflekteres fra irregulariteter eller skarpe gradienter i atmosfæren. Radiobølgene sendes mot atmosfæren. Radaren detekterer signalet som reflekteres tilbake. I troposfæren og stratosfæren skyldes de reflekterte signalene i det vesentlige forandringer i temperatur eller vanndampinnhold, mens i ionosfæren er det tettheten av frie elektroner som bestemmer intensiteten på det signalet som kommer tilbake.
|
| Radarmålinger kan brukes til å studere dynamiske prosesser i luften. Fra målinger av doplerforskyvningen (kapittel 4) av det reflekterte signalet får man informasjon om vindhastigheten i den lavere ionosfære under ca. 100 km, og temperaturen i mediet.
|
| Spredning av radarbølgene kan skje ved forskjellige mekanismer. Om det er irregulariteter i atmosfæren får vi et lite tilbakespredt signal fra hver av disse. Om irregularitetene er av størrelsesorden halve bølgelengden til de utsendte bølgene (0,5 l ), vil bidragene summeres opp. Ved å variere frekvensen kan man derfor få informasjon om irregulariteter av forskjellige størrelser.
|
| | 6.11.2 Lidarmålinger av atmosfæren |
| Ved å bruke en optisk radar, dvs. en radar som sender ut elektromagnetisk stråling med bølgelengder i eller nær den synlige delen av spekteret (l < 10-6 m), kan man få informasjon om både tetthet, temperatur, og vindhastigheter i atmosfæren opp til ca. 125 km. Denne radartypen kalles lidar, som kommer fra "Light detection and ranging". I sin enkleste form består en lidar av en sender og en mottaker enten plassert på samme sted (monostatisk konfigurasjon) eller på hvert sitt sted (bistatisk konfigurasjon). Ved en monostatisk konfigurasjon måler en refleksjoner som kommer tilbake langs senderstrålen, mens ved bistatiske anlegg måler mottakeren bølger som spres ut i vinkel med senderstrålen.
|
| Senderen i lidaren kalles en laser, mens mottakeren er en detektor (for eksempel fotomultiplikator eller fotodiode) i kombinasjon med en teleskopkonstruksjon. For å redusere signal/støyforholdet i målingene kan senderen periodevis bli dekket til av et blendersystem, ofte en roterende skive med hull i. Den vil kun slipper i gjennom lys ved bestemte tidsintervaller. Laseren er da pulssynkronisert til å stemme overens med tidsintervallet. En lidar måler laserpulser spredt fra atmosfæren.
|
| En laser (fra engelsk "light amplification by stimulated emission of radiation") kjennetegnes først og fremst ved at den er kraftig (effektfull) og monokromatisk (ensfarget), se også kapittel 3.3.1.
|
| | 6.11.3 Lidarer på Andøya – ALOMAR |
| Fotografiet i figur 6.19 viser ALOMAR-observatoriet. ALOMAR (forkortelse for "Arctic Lidar Observatory for Middle Atmospheric Research") er et observatorium for atmosfærestudier basert på en rekke forskjellige instrumenter, først og fremst lidarer. De første observasjonene ble utført i 1994.
|
| En lidar sender ut lyssignaler som spres tilbake fra atomer, molekyler og partikler i atmosfæren. Antall fotoner som spres tilbake til mottakeren er proporsjonalt med spredningstverrsnittet s og konsentrasjonen av de partikler som sprer lyset. Figur 6.20 gir et skjematisk bilde av metoden. Ved å måle styrken til det tilbakespredte signal samt tiden det tar fra en lyspuls sendes ut til et signal kommer tilbake, kan man for eksempel måle lufttetthet som funksjon av høyden over bakken. Dersom en også klarer å måle dopplerforbredningen og doplerforskyvningen av det mottatte signal, vil man få informasjon om henholdsvis temperaturen (til de spredende gasser) og hastigheten av partiklene langs lyssignalets bane.
|
| 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.
|
| Selve spredningsmekanismen avhenger av bølgelengden (dvs. fargen) på laserlyset og av om det er partikler eller molekyler/atomer som sprer lyset. De viktigste spredningsmekanismene for atmosfærestudier vil være
|
|
- Mie-spredningen fra partikler som har omtrent samme størrelse som lysets bølgelengde
- Raleigh-spredningen fra partikler som er mye mindre enn bølgelengden
- resonans-spredning fra spesielle gasser
|
| |
| Lidarer blir tradisjonelt brukt til å måle vindretning, temperatur, tetthet, påvisning av sporstoffer i atmosfæren som natrium (Na), ozon (O3) og menneskeproduserte kjemikalier.
|
| Som målesystem er lidarer kompliserte konstruksjoner som krever mye tilsyn og ettersyn, samt stor energitilførsel. De er fremdeles relativt uprøvd teknologi (for eksempel i forhold til Dobsoninstrument og spektroskoper). Siden lysmengden som reflekteres tilbake i fra spredningsprosessene er svært små, er det mest hensiktsmessig å telle antall fonter som funksjon av avstanden til målevolumet.
|
| Fordelen med en lidar er blant annet at den kan måle både dag og natt, at den kan måle atmosfæremolekyler, partikler og atomer direkte og at den har meget god oppløsning av tid og rom.
|
| Dette siste er en fordel i forhold til Brewer- og Dobson-instrumentene, som bare gir den integrerte ozonmengden.
|
| Ozon-lidaren |
| Ozonlidaren representerer det viktigste norske bidraget til instrumenteringen av ALOMAR. Den er en "Differential Absorption Lidar" (DIAL) som opererer i det ultrafiolette området på to linjer, 308 og 353 nm, med en pulseffekt på 150 mJ. Prinsippet er at den ene linjen, 353 nm, spres fra luftmolekylene uten å absorberes vesentlig i ozonlaget, mens lyset på 308 nm både absorberes og spres. Ved å sammenligne de to mottatte signalene på de to linjene, kan man utlede ozonkonsentrasjonen som funksjon av høyden. Med et teleskop med 1 meter i diameter, får man ozonprofiler fra ca. 8 til 40 km høyde, dvs. gjennom det meste av stratosfæren.
|
| | 6.12 Sammendrag |
|
- Nitrogen (N2, 78,08 vol. %) og oksygen (O2, 20,95 vol. %) utgjør mer enn 99 % av hele atmosfæren og opptrer i konstante forhold opp til 100 km.
- Atmosfæren inneholder en mengde små, variable gasser. De viktigste er vanndamp (H2O), ozon (O3), karbondioksid (CO2), metan (CH4), nitrogenoksid (N2O), KFK-gasser osv.
- Tettheten og trykket i atmosfæren avtar eksponensielt med høyden opptil ca. 100 km, hvor verdiene bare er en timilliondel av verdiene ved havoverflaten.
- På grunn av fysiske og kjemiske prosesser deles atmosfæren ofte inn i følgende tre områder:
- Værsonen som strekker seg opp til ca. 15 km, middelatmosfæren mellom 15 og 100 km, og den øvre atmosfære over 100 km. Selv om tettheten her er lav er dette høydeområdet meget viktig for radiokommunikasjon, nordlys og geomagnetiske forstyrrelser.
- Atmosfæren er nødvendig for alt liv på jorden. Den absorberer farlig elektromagnetisk stråling og partikkelstråling fra solen og universet. Atmosfæren er også helt avgjørende for varmebalansen på jorden.
- For å angi mengden av luft i atmosfæren, innføres begrepet skalahøyden, med symbol H. H = k × T / m × g, hvor k = Boltzmanns konstant, g = tyngdens akselerasjon og m = den midlere molekylære massen av alle atmosfæregassene.
- Om hele atmosfæren presses sammen til samme trykk og temperatur som ved bakken, vil høyden av atmosfæren være 8 km. Det er den størrelsen som kalles skalahøyden.
- Basert på temperaturen deles atmosfæren inn i følgende områder:
- troposfæren opptil ca. 15 km, stratosfæren mellom 15 og 50 km, mesosfæren fra 50 til 90 km og termosfæren over 90 km.
- Mesteparten av ozonet i atmosfæren finnes i stratosfæren. Det dannes ved kollisjoner mellom gasspartikler. Kollisjonene kan uttrykkes på følgende måte: O +O2 + M ® O3 + M hvor M er en katalysator. Den naturlige nedbrytningen skjer på følgende måte: O3 + hf ® O2 + O hvor hf er ultrafiolett lys fra solen med l ≤ 242 nm.
- På grunn av forurensninger og sporgasser skjer også nedbrytningen etter følgende prosess: R + O3 ® RO + O2 hvor R kan være klor eller brom, KFK-gasser, nitrogenoksider og hydrogenradikaler.
- Atmosfæren opptil ~ 60 km er elektrisk nøytral. Over denne høyden finnes store mengder frie elektroner og positive ioner, jfr. kapittel 8, Ionosfæren og nordlys.
|