Fysikk i den polare atmosfæren og nordlyset

Av Asgeir Brekke

Nordlysobservatoriet
Universitetet i Tromsø.
1998

Foto: Nordlysbånd over Sørpolen.
Fra forsiden av boken: Physics of the Upper Polar Atmosphere, Asgeir Brekke. WILEY Publishers, 1997. Bildet er tatt av NASA fra Spacelab III.

Innhold del 1:

Forord
1 Atmosfæren

• 1.1 Innledning
• 1.2 Atmosfærens sammensetning og fysiske egenskaper
• 1.3 Solflekkene
• 1.4 Radiostrålinga fra sola som mål på solflekkaktiviteten
• 1.5 Temperaturforløpet med høyden
• 1.6 Ozonlaget
• 1.7 Høydeprofiler av ozon
• 1.8 Ozonkjemi
• 1.9 Mulige spor av forurensning i den øvre atmosfæren
• 1.10 Temperaturforholdene i den nedre atmosfæren
• 1.A Solstrålinga, solarkonstanten og drivhuseffekten
• 1.A.1 Solspektret
• 1.A.2 Plancks strålingslov og solarkonstanten
• 1.A.3 Drivhuseffekten
• 1.B Skalahøyden og ozonlaget
• 1.B.1 Skalahøyden
• 1.B.2 Ulike tolkninger av begrepet skalahøyde
• 1.B.3 Stabiliteten i atmosfæren
• 1.B.4 Luftmotstand i satellitthøyder

(File translated from T_EX with T_TH, version 1.41, by Steinar Thorvaldsen, 7. April 1998.)

Forord

Nordlyset er det mest spektakulære bevis på at den polare atmosfæren er spesiell. For oss som bor på disse breddegrader hvor nordlysene utfolder seg hyppigst, har de ofte gitt inspirasjon til fantasier og undring. Nordlysene er fascinerende i form og opptreden, men kanskje like spennende er de usynlige kreftene og prosessene som koreograferer disse himmelske lysspillene. I dette heftet forsøker vi å gi et lite innsyn bak slørene på disse himmelske danserinnene.

Den polare atmosfæren har fått mer oppmerksomhet i den senere tid enn den vanligvis har vært forunt. Dette henger sammen med tanken om at den er så ren og upåvirket av eventuelle forurensninger som vi pumper ut i atmosfæren i de mer urbane strøk. Dersom atmosfæren tar skade av denne aktiviteten, forventer en å se skadevirkningene først og klarest i den polare atmosfæren. Svekkelsen av ozonlaget over Antarktis kan være et slikt sykdomstegn som har brakt miljøpolitikere verden over til å reagere. Vi ønsker ut fra de fysiske kunnskaper om atmosfæren å kaste lys over denne situasjonen.

Atmosfæren er en absolutt nødvendighet for alt liv på jorda. Til tross for dette er den generelle kunnskapen om den ganske mangelfull hos de fleste. Begreper som skalahøyde og solarkonstanten er ukjente for mange. Om vi kan gi leserne et bedre innblikk i hvordan atmosfæren er og hva som påvirker den, ville dette heftet oppfylle sine mål.

Nagoya/Lindau/Tromsø, 1997

Asgeir Brekke

Kapittel 1: Atmosfæren

1.1 Innledning

Vi lever våre liv omgitt av atmosfæren som strekker seg fra overflaten av jorda og ut til uendeligheten. Vi vet at den er sammensatt av ca. 80% molekylært nitrogen (N₂) og 20% molekylært oksygen (O₂) som vi daglig puster inn og ut, men bortsett fra det, er den allmenne kunnskap om atmosfæren heller begrenset. Nå har nok atmosfæren fått mer oppmerksomhet i folks bevissthet i vår tid enn den knapt noen gang har hatt tidligere, dette på grunn av frykten for svekkelser i ozonlaget og forstyrrelser i drivhuseffekten. I dette kapitlet skal vi presentere et mer fullstendig bilde av atmosfæren og forsøke å gjøre nærmere rede for drivhuseffekten og betydningen av ozonlaget.

1.2 Atmosfærens sammensetning og fysiske egenskaper

I fig. 1.1 er høydeforløpene av partikkeltettheten n, skalahøyden H, molekylarmassen M og temperaturen T mellom bakken og en høyde på 450 km framstilt grafisk. Ved bakken er 25 m^-3, mens den er redusert til 10¹⁴ m^-3 ved 400 km. Under ca. 100 km avtar partikkeltettheten tilnærmet eksponentielt med høyden med en karakteristisk skalahøyde på ca. 8 km. Det vil si at for en økning i høyden på vel 8 km, avtar tettheten med en faktor e (= 2,72). Over 100 km finner vi også en eksponentiell reduksjon i tettheten, men den er mye langsommere enn i området nedenfor, og i det høyeste området er den typiske skalahøyden nærmere 50 km. Mens molekylarmassen er 28,8 a.m.e. (atomære masseenheter) ved jordoverflaten, er den bare 16 a.m.e. ved 450 km. Dette henger sammen med at nede ved bakken hvor lufta er sammensatt av 80% N₂, med molekylarmasse 28 a.m.e., og 20% O₂, med molekylarmasse 32 a.m.e., består atmosfæren 450 km over bakken for en stor del av atomært oksygen (O) med molekylarmasse 16 a.m.e. Under 100 km er molekylarmassen nesten konstant og lik 28,8 a.m.e. som den er på bakkenivå. Gasspartiklene i denne nedre delen av atmosfæren, som ofte kalles homosfæren, er derfor homogent blandet i hele høydeområdet. Idet partikkelblandingen holdes oppe ved turbulens, kan en også finne betegnelsen turbosfæren på dette området.

Temperaturforløpet med høyden er noe mer komplisert. I de nærmeste 20 kilometrene (se tabell 1.1) over bakken avtar temperaturen fra en middeltemperatur ved jordoverflaten på omlag 288 K eller +15 ^°C med 4-5 K (eller 4-5 ^°C) pr. km. Dette området av atmosfæren kalles troposfæren. Mellom 15 og 20 km finner vi det første minimum i temperaturforløpet i atmosfæren - dette kalles tropopausen og har en temperatur på omlag 215 K (-58 ^°C). Over tropopausen øker temperaturen igjen i stratosfæren opp til et maksimum på omlag 280 K som kalles stratopausen. Over stratopausen finner vi mesosfæren, og her avtar temperaturen opptil et minimum ved mesopausen som befinner seg mellom 70 og 90 km over bakken. I mesopausen finner vi den laveste temperaturen noe sted i våre nærmeste omgivelser, idet temperaturen kan krype ned til 160 K eller lavere enn -110 ^°C. Det spesielle med mesosfæren er at i polare strøk er den faktisk kaldere om sommeren enn om vinteren, i motsetning til forholdene i den nedre delen av atmosfæren.

Over mesopausen øker temperaturen igjen og kan bli godt over 1000 K i høyder over 200 km. Forholdene i denne delen av atmosfæren som kalles termosfæren, er sterkt påvirket av situasjonen på sola, derfor er kurvene for skalahøyde, tetthet og temperatur i termosfæren framstilt mellom to ytterverdier i fig. 1.1. Maksimumsverdiene betegner de verdiene en kan forvente når sola er særlig aktiv, dvs. når den er inne i en periode med maksimal solflekkaktivitet. Tilsvarende angir minimumskurvene de forventede parameterverdiene under minimal solflekkaktivitet. Utenfor termosfæren, i høyder over 400-500 km, finner vi eksosfæren som domineres av lettere gasser som hydrogen (H) og helium (He) samt atomært oksygen (O).

I fig. 1.2 viser vi høydeforløpet av de ulike gassartene i høydeområdet mellom 100 og 1000 km. Under 100 km er som nevnt blandingen av molekylært oksygen og nitrogen konstant, og disse gassene avtar derfor med samme karakteristiske skalahøyde. Over 100 km dissosierer molekylene seg, dvs. de løser seg opp i enkelte atomer, og de individuelle partikkelslagene innstiller seg med egne høydeforløp. Atmosfæren har ikke lenger en homogen sammensetning, men er heterogen. Området over 100 km kalles derfor gjerne for heterosfæren, men en kan også finne betegnelsen barosfæren på dette området.

I fig. 1.2 er høydeforløpene for de ulike gassene framstilt ved solarminimums- og solarmaksimumsforhold. Ved solarmaksimum stråler sola ut spesielt mye ultrafiolett lys og er en meget aktiv kilde for partikkel- og radiostråling. Av figuren ser vi at ved solar- maksimum dominerer O høydeområdet over 200 km, mens H er ubetydelig i denne sammenheng. For solarminimum derimot er det H som dominerer over 400 km, mens O bidrar sterkest i høydeområdet mellom 200 og 400 km. Vi legger også merke til at He gjør seg sterkere gjeldende over 500 km under solarminimum.

Under 200 km domineres som nevnt atmosfæren av molekylært N₂ og O₂, men som det går fram av fig. 1.2, bidrar også argon (Ar) med omlag 1% i dette høydeområdet. Forekomsten av Ar øker relativt sterkt mellom 200 og 400 km når solaktiviteten øker. I det hele tatt forandrer de relative forholdene mellom de ulike gassene seg ganske merkbart med situasjonen på sola. Satellittmålinger av disse forholdene har økt vår forståelse av hvordan den øvre atmosfæren oppfører seg under påvirkning av vekslende innstråling av lys og partikler fra sola.

Disse variasjonene i den øvre atmosfæren ved ulike faser av solflekksyklusen har innvirkning på satellittbanene. I typiske satellitthøyder som f.eks. 800 km, kan massetettheten i atmosfæren øke med flere størrelsesordener fra solarminimum til solarmaksimum (fig. 1.3). Dette vil føre til flere kollisjoner mellom satellittene og atmosfærepartiklene og dermed sterkere friksjon i satellittenes bevegelser. Friksjonen vil redusere høyden for satellittene og dermed trekke dem ned i et atmosfæreområde med større tetthet og til syvende og sist redusere levetiden til satellittene. For satellitter i lavere baner er problemet enda alvorligere. Om en vil utføre et satellitteksperiment som skal vare over noen tid, vil det være en fordel å ha visse formeninger om hvordan solaktiviteten vil fortone seg i de nærmeste årene, men dette er ikke alltid like lett å forutsi.

1.3 Solflekkene

Et av de mest fascinerende forhold med sola, er solflekkene som viser seg på solskiva med varierende styrke og antall i et heller kaotisk og uoversiktlig mønster. De har vært observert i tusener av år med det nakne øyet, og har ofte forårsaket frykt og engstelse blant mange. De har ofte vært tatt som varsel på en nært forstående ulykke som sult, brann, oversvømmelser og krig. Ja, både de klerikale og de verdslige makter har ofte sett sitt snitt til å bruke solflekkene som advarende varsler for å bringe folket til lydighet og påtvinge undersåttene høyere tiender og skatter. Men solflekkene har også ofte inspirert folk til å fundere over årsakene til dem.

Først på 1600-tallet var utviklingen av optikken kommet så langt at en kunne betrakte dem i teleskop, og det var det Galilei som var den første til å gjøre. Til tross for at mange skarpe solforskere opp gjennom tidene har viet sitt liv, og kanskje andres med, til å avlure solflekkene noen av hemmelighetene deres, har det ennå ikke lykkes noen å kunne forutsi hvordan de vil komme til å opptre verken i morgen eller neste år.

Det var først for vel 150 år siden at det ble oppdaget at solflekkene har en tendens til å komme og gå i perioder på noe i nærheten av 11 år. I våre dager voktes sola fra time til time, og solflekkene registreres og tabuleres etter et sinnrikt system. Det er etter hvert blitt innført et solflekktall som betegnes med R, og det framkommer på følgende måte:

hvor f er det totale antall solflekker uansett størrelse, g er antall solflekkgrupper og k er en normaliseringsfaktor som tar hensyn til de ulike observatorier som bidrar til observasjonene.

En typisk framstilling av årsmiddeltallene for de observerte solflekkene fra 1600 og fram til våre dager er vist i fig. 1.4. Det mest bemerkelsesverdige med fig. 1.4 er den regelmessige avstanden mellom toppene på noe nær 11 år, til tross for at det totale antall solflekker kan variere kraftig fra en solflekksyklus til en annen. Kortere og lengre avstander mellom toppene forekommer også, men avstandene mellom minimums- verdiene er imidlertid ikke alltid de samme som avstandene mellom maksimumsverdiene. Faktisk varierer avstandene mellom toppene fra 7,3 til 17 år, mens avstandene mellom bunnverdiene kan variere mellom 8,5 og 14 år. Solflekksyklusene er nummerert slik at den syklusen som startet i 1755 er tillagt nummer null. Solflekktallene før 1755 er forbundet med store usikkerheter. For tiden er vi på full fart inn i syklus nummer 23 (fig. 1.5).

Det er også merkbart at det tar kortere tid å gå fra et solflekkminimum til neste maksimum enn det tar å gå fra et maksimum til neste minimum. Dette kommer tydelig fram av fig. 1.6 som viser typiske forløp for solflekksykluser av ulike kategorier. For de mest flekkrike syklusene øker antallet flekker raskest; fra minimum til påfølgende maksimum tar det bare 3 år, men for de mest flekkfattige syklusene tar dette hele 5,5 år. De syklusene hvor antall flekker er minst, er derfor mer symmetrisk omkring maksimum enn de syklusene som er rikere på flekker.

En grunn til at det er så stor interesse forbundet med solflekkene, er at en del forhold på jorda synes å ha visse tilknytninger til solflekkene. Det er gjort utallige forsøk på å sammenligne variasjoner i ulike fenomener som forekommer på jorda med variasjonene i solflekkene, spesielt gjelder dette været. Til nå er det ikke kommet noe endelig resultat ut av disse anstrengelsene, og debatten vil nok fortsette i flere generasjoner omkring dette fundamentale problemet med hensyn til livet på jorda og forholdene på sola.

Om det altså synes å være problemer med å finne en ``årsak-og-virkningssammenheng'' mellom en del forhold i de nedre deler av jordas atmosfære og solflekkene, er det klart for de som arbeider med den øvre atmosfæren og spesielt nordlysene, at aktiviteten på sola spiller en helt avgjørende rolle. Som allerede nevnt er strålinga i UV-delen av solspektret avgjørende for ionisasjonen av molekylene og atomene i termosfæren. Når molekylene og atomene blir ioniserte, oppstår det frie elektriske ladninger, og bevegelser av disse vil forårsake strømmer i de øvre deler av atmosfæren som kan registreres på bakken ved hjelp av målinger av variasjoner i jordas magnetfelt (kap. 2). I fig. 1.7(a) er resultatene av slike magnetfeltmålinger som er registrert over en periode på 100 år fra 1870, sammenlignet med variasjonene i solflekktallet over den samme hundreårsperioden. Det er en tydelig sammenheng mellom disse kurvene som spesielt viser at når solflekktallet er ved et minimum, er også den magnetiske aktiviteten lav. Vi legger også merke til at i løpet av dette århundre har den magnetiske uroen vokst, noe som trolig henger sammen med at antall flekker i syklusene har økt. Vi skal komme tilbake til forholdet omkring strømmene i den øvre atmosfæren i kap. 2.

Ved en nærmere inspeksjon av fig. 1.7(a) vil en imidlertid se at den sterkeste magnetiske uroen har en tendens til å falle sammen med den nedadstigende flanke på solflekk-kurven. Dette kommer enda klarere fram om en tar de sterkeste magnetiske forstyrrelsene, omlag 10 i året, i Tromsø og sammenligner summen av K-tallene (en magnetisk indeks) for disse med solflekktallet slik som vist i fig. 1.7(b). Den sterkeste magnetiske uroen i Tromsø forekommer etter dette 3-4 år før minimum i solflekkaktiviteten.

Dette henger sammen med hvordan flekkene oppstår på sola, og at det trolig er forhold ved de flekkene som oppstår på høye breddegrader på sola som forårsaker de største geomagnetiske forstyrrelsene.

De første solflekkene i en ny syklus oppstår ved høye breddegrader på sola, og etter hvert som syklusen utvikler seg, kommer nye flekker til syne på lavere bredder. Om en framstiller forløpet av nye flekker som funksjon av breddegradene på sola og tiden, får en de typiske sommerfugldiagrammene som vist i fig. 1.8. Det en imidlertid legger merke til ved denne figuren, er at før flekkene i den ene syklusen har nådd solas ekvator, har nye flekker som tilhører neste syklus oppstått ved høyere breddegrader, og det er disse flekkene som gir de sterke magnetiske forstyrrelsene i forkant av solflekkminimum. Disse magnetiske forstyrrelsene bærer derfor bud om neste solflekksyklus og kan til en viss grad brukes som forvarsel om denne.

Med hensyn til forholdene nede på jorda og solflekkene er det ganske nylig blitt påvist at variasjoner i den globale årsmidlede temperaturen på den nordlige halvkule har en påfallende sammenheng med lengden av solflekksyklusene. Dette er illustrert i fig. 1.9 hvor det midlere avvik i temperaturen pr. år er vist sammen med et løpende middel av lengden av solflekksyklusen for tilsvarende år. Resultatene gjelder for en periode på 120 år. Sammenhengen synes åpenbar, og vi skal komme tilbake til dette i kap. 2.

1.4 Radiostrålinga fra sola som mål på solflekkaktiviteten

I tillegg til varmeutstrålinga fra sola i den synlige og ultrafiolette delen av spektret, emitterer sola også elektromagnetisk stråling i form av radiobølger. Radiobølger har den evnen at de trenger gjennom atmosfæren uavhengig av vær og skydekke, derfor brukes energifluksen av radiostrålinga fra sola ved en bølgelengde på 10,7 cm som et mål på tilstanden på sola. Denne størrelsen betegnes gjerne med F_10,7. Fig. 1.10 viser en sammenligning av månedsmidlet av energifluksen F_10,7 målt på jorda og det tilsvarende månedsmiddel av solflekktallet i perioden 1976-1980. I fig. 1.10 vises også en sammenligning av forløpene av de månedlige middelverdiene av solflekktallet, energifluksen F_10,7 og intensitetene for en rekke bølgelengder i det ultrafiolette området av solspektret. Det er en høy grad av korrelasjon mellom kurvene. Av denne grunn brukes ofte de observerte verdiene av intensiteten av energifluksen ved 10,7 cm som en monitor av den ultrafiolette strålinga, eller som en referanse for aktiviteten på sola.

Høye verdier på F_10,7 vil være forbundet med større innstrømning av ultrafiolett stråling og dermed mer oppvarming i de øvre lag av atmosfæren. Fig. 1.11 viser resultatene fra noen beregninger av hvordan omløpstidene til satellitter i ulike høyder vil forandre seg for ulike verdier av energifluksindeksen F_10,7. Vi legger merke til at for en satellitt i en avstand rundt 800 km over jordoverflaten, vil rotasjonstiden avta med omlag 1 s om dagen når F_10,7-indeksen er i nærheten av 175. Dette kan høres lite ut, men når rotasjonstiden er typisk 6000 s, og F_10,7-indeksen kan holde seg godt over 175 i flere år under maksimumsfasen av en solflekksyklus slik det framgår av fig. 1.12, er det ikke ubetydelig.

I og med at solstrålinga er så viktig for situasjonen i den øvre delen av atmosfæren, vil forholdene variere sterkt med årstidene og breddegradene. I fig. 1.13 er midlere temperatur og molekylarmasse i en høyde av 300 km framstilt for situasjonen ved vintersolverv og jevndøgn henholdsvis. Vi legger her merke til at mens temperaturen over vinterpolen er vel 900 K, er den ved sommerpolen nesten 1400 K, altså en forskjell på omlag 500 K. Tilsvarende er den midlere molekylarmassen over sommerpolen ved en høyde på 300 km nesten 22 a.m.e., mens den ved vinterpolen er bare vel 17 a.m.e. De tyngre gassene løftes altså opp i større høyder i sommerhalvåret, noe som selvsagt henger sammen med at atmosfæren under 300 km også er varmere om sommeren i termosfæren. Ved jevndøgn er variasjonen fra den ene polen til den andre langt mindre enn ved solverv, og vi legger merke til at da er både midlere temperatur og molekylarmasse lavest ved ca. 30 grader på hver side av ekvator.

1.5 Temperaturforløpet med høyden

Temperaturen avtar ganske monotont de første 20 km over bakken med en karakteristisk skalahøyde på 6-8 km. Denne reduksjonen i temperaturen skyldes for det første at de nederste lagene av atmosfæren, under 20 km, absorberer veldig lite av energien i solstrålinga og spesielt av den synlige delen av spektret. Dernest, når jorda varmes opp av solstrålinga, vil den stråle ut varme igjen ved lengre bølgelengder enn synlig lys, altså i den infrarøde delen av spektret siden jordas temperatur er bare 280-290 K (se kap. 1.A.1). Denne infrarøde varmen fra jorda blir imidlertid absorbert i atmosfæren, men den vil fordele seg over et større og større område ettersom den strømmer utover fra jorda i radiell retning. Det blir dermed mindre varme pr. partikkel i større høyder over jorda. Det er først og fremst vanndamp (H₂O) og kulldioksyd (CO₂) i lufta som absorberer denne infrarøde strålinga fra bakken.

Idet ozon (O₃) dannes ved at UV-strålinga fra sola med bølgelengder over 242 nm absorberes i stratosfæren (se kap. 1.8), får denne delen av atmosfæren en ekstra varme- kilde. Absorpsjonen finner sted i høydeområdet mellom 15 og 40 km, som tilsvarer det området en vanligvis omtaler som ozonlaget. Dermed vil temperaturen øke igjen over en høyde på 15-20 km, fra det vi kaller tropopausen og opp til et maksimum i stratopausen mellom 40 og 50 km. Over stratopausen vil utstrålinga fra atmosfæren være sterkere enn absorpsjonen av den innfallende solstrålinga, og temperaturen faller igjen i mesosfæren opp mot mesopausen. Over mesopausen er energitilførselen fra den ultrafiolette delen av solstrålinga og særlig EUV-delen dominerende, og temperaturen øker kraftig over mesopausen.

Dersom ikke UV-delen av solstrålinga hadde blitt absorbert i stratosfæren, ville det ikke vært noe ozonlag, og temperaturforløpet i den midlere delen av atmosfæren ville blitt ganske forskjellig fra hva det er. Dette er illustrert i fig. 1.14, hvor temperaturforløpet er framstilt mellom bakken og mesopausen uten at energitilførselen til stratosfæren er tatt med. Under en slik tenkt situasjon ville altså temperaturen i atmosfæren avta helt opp til 60 km, og her ville den falle ned til 160 K eller lavere enn -110 ^°C. Sammenlignet med en mer reell temperaturprofil i fig. 1.14 utgjør dette en forskjell på mer enn 100 K i stratosfæren. Situasjonen for livet på jorda ville ha vært en helt annen under slike forhold. Den viktigste forskjellen ville trolig vært at uten et ozonlag i stratosfæren, ville mengden av skadelig UV-stråling som nådde bakken øke, med alvorlige konsekvenser for livet på jorda slik vi kjenner det i dag. Stabiliteten i atmosfæren ville også blitt sterkt forstyrret med en stratopause ved 60 km, noe som trolig ville ha ført til nesten ulevelige værforhold over det meste av jorda.

1.6 Ozonlaget

Ozonlaget befinner seg i atmosfæren i høydeområdet mellom 15 og 40 km. Observasjoner av ozonlaget ved ulike breddegrader viser at høyden for maksimum ozoninnhold avtar med økende breddegrader. Det er derfor mer ozon ved lavere høyder i de polare områdene enn ved midlere breddegrader. Dette er vist i fig. 1.15. Mens maksimum i tetthetsprofilen finnes ved en høyde på omlag 27 km ved 5^° N, er det sunket til omlag 20 km ved 75^° N.

Dette forholdet er kanskje enda klarere i fig. 1.16 hvor middelverdien for februar av ozon langs breddegradene er framstilt for ulike breddegrader i høydeområdet under 50 km. Ved vinterpolen (Nordpolen) er det en ganske høy konsentrasjon av ozon under 20 km, mens ozontettheten ved ekvator er mye lavere og har sitt maksimum godt over 20 km. Dette forholdet kan en ikke forklare ved å anta fotokjemisk likevekt i atmosfæren, idet en da ville forvente at ozoninnholdet ville bli størst ved lavere høyder i nærheten av ekvator hvor solstrålinga og dermed dissosieringa av O₂ (se kap. 1.8) vil være sterkest. Transportfenomener må derfor være meget viktige for å bringe ozon fra ekvatorområdene, der den hovedsakelig dannes, til de polare områdene hvor den har den største konsentrasjonen i atmosfæren.

Det lokale ozoninnholdet i atmosfæren skifter med årstidene, noe som er en naturlig følge av at solstrålinga varierer. Det totale ozoninnholdet er framstilt i fig. 1.17 som funksjon av breddegradene for ulike måneder i året. En finner igjen at det er klare maksima i polarområdene, og at disse er sterkest om våren (mars-april på den nordlige halvkula og september-oktober på den sørlige). En legger spesielt merke til at maksimum på den nordlige halvkula (460 dobsonenheter) er omkring 15% høyere enn maksimum (400 dobsonenheter) på den sørlige halvkula. Det er altså langt mer ozon i atmosfæren i de nordlige polarområdene enn i de sørlige. På den nordlige halvkula er dessuten den årlige variasjonen i ozoninnholdet sterkere enn på den sørlige. På den nordlige halvkula varierer maksimum fra 460 dobsonenheter i april til 280 dobsonenheter i november, det vil si nesten 20% rundt middelverdien, mens den tilsvarende variasjon på den sørlige halvkula er 400 og 300 dobsonenheter mellom oktober og april, eller i underkant av 15% rundt middelverdien.

En av de tidligste oppdagelsene en gjorde med hensyn til ozonlaget, var at det er mindre verdier i ozoninnholdet om våren over Antarktis enn over Arktis, og at det ofte oppstår ganske kraftige minima om våren i de polare områdene. I de senere årene har faktisk dette minimumet over Antarktis nådd lavere verdier enn det noensinne har vært målt tidligere. Dette har skapt atskillig bekymring både i de vitenskapelige og i de miljøpolitiske kretser internasjonalt.

Mens ozoninnholdet på et sted tilsvarer en vertikal søyle mellom 240 og 460 dobson- enheter, eller mellom 2,4 og 4,6 mm, svarer hele luftsøyla til omlag 8 km ved normalt trykk og temperatur. Altså utgjør ozoninnholdet i atmosfæren mindre enn 0,5 ×10^-9 av den totale atmosfæregassen. Til tross for dette er ozon en livsviktig bestanddel i våre nære omgivelser. Vi må vel nesten kunne si at våre liv henger i en meget tynn tråd.

Det framgår også av fig. 1.17 at ozonlaget er mye tynnere ved ekvatorområdet enn ved de polare strøk, særlig er ozonlaget ved høye breddegrader på den nordlige halvkula tykt. Ozonlaget er en viktig skjerm for jorda mot UV-strålinga fra sola. Siden ozonlaget er tykkest ved polarområdene, er skjerminga mot UV-strålinga mest effektiv her. Dette er illustrert i fig. 1.18. Her er ozonlaget skissert skjematisk som et teppe rundt jorda med varierende tykkelse.

Hvor effektivt ozonlaget vil være for absorpsjon av UV-strålinga fra sola, er avhengig av hvor langt solstrålene må gå gjennom ozonlaget, eller den effektive tykkelsen av laget. Ved ekvator hvor sola kan stå i senit, er denne effektive tykkelsen lik den reelle tykkelsen av selve ozonlaget som her er satt lik h_e. Ved 70^° nordlig bredde vil solstrålene imidlertid aldri komme nærmere senit, eller vertikal innstråling, enn 46,5^°, og den effektive tykkelsen av ozonlaget blir langt større enn den reelle. Fra fig. 1.19 finner vi at når solstrålene faller inn mot ozonlaget med en vinkel a i forhold til loddrett innfall eller senit, blir den effektive tykkelsen av ozonlaget:

hvor h er den reelle tykkelsen av ozonlaget. For at UV-intensiteten som skal nå bakken ved 70^° N skal være like kraftig som den som når bakken ved ekvator, må tykkelsen av ozonlaget ved 70^° N være:

Nå er den reelle tykkelsen av ozonlaget ved 70^° N omkring 1,5 h_e. Skal derfor UV-strålinga som når bakken ved 70^° N kunne bli like sterk som ved ekvator, må ozonlaget ved 70^° N reduseres til:

eller 50% av dagens verdi.

Det som først og fremst har skapt interesse og bekymring for ozonlaget, er den tilsynelatende vedvarende reduseringa av dette over Antarktis om våren. De første tegn på denne reduksjonen ble observert ved Halley Bay i 1985. Ifølge fig. 1.20 har minimum i det totale ozoninnholdet over Halley Bay avtatt fra mer enn 300 dobsonenheter i 1950-årene til rundt 150 i 1980-årene, altså en halvering i løpet av 30 år.

Det er dette fenomenet, hvor det totale ozoninnholdet over Antarktis svekkes så sterkt en tid tidlig på våren før solstrålinga kommer tilbake og setter i gang ozonproduksjonen lokalt, som har fått betegnelsen ``ozonhullet''. Denne betegnelsen gir inntrykk av at fenomenet er mer alvorlig enn det faktisk er. Begrepet ``ozonhull'' oppfattes ofte som en åpning i atmosfæren hvor all ødeleggende UV-stråling kan komme uhindret igjennom og volde ubotelig skade på liv og helse. For det første er denne svekkelsen i ozonlaget i de polare strøk om vinteren og tidlig om våren et naturlig fenomen som har funnet sted så lenge en har vært i stand til å måle ozoninnholdet i atmosfæren. For det andre er det faktum at ozoninnholdet i atmosfæren er høyere ved polene enn andre steder rundt jorda, i og for seg en noe uventet situasjon. Ozon dannes ved at UV-strålinga spalter O₂ i atmosfæren og ved påfølgende kjemiske reaksjoner som binder sammen molekylært og atomært oksygen (se kap. 1.8). Det meste av produksjonen av ozon finner derfor sted ved midlere og spesielt lavere breddegrader. For at det skal samles så mye ozon ved de høyere breddegrader, må transportfenomener spille en viktig rolle i fordelinga av ozon rundt jorda. Vindsystemene i den midlere delen av atmosfæren hvor ozonlaget befinner seg, er dårlig kartlagt, og de modellene som forsøker å beregne den globale fordelinga av ozoninnholdet i atmosfæren, kan derfor bare i liten grad ta hensyn til transportfeno- menene som synes å være helt avgjørende for den globale fordelinga. Om ozoninnholdet over Antarktis utfører dramatiske svingninger fra år til annet, betyr det ikke nødvendigvis at all jordas ozon er i en tilsvarende dramatisk tilstand.

Diskusjonen gjelder nå hvorfor minimum i det totale ozoninnholdet over Antarktis har en tendens til å bli dypere og dypere samtidig som det får en stadig større geografisk utbredelse år for år. Mens noen argumenterer for at det skyldes antropogene effekter

som overdreven bruk av karbonklorid (CCl) og freongasser (CFC) som drivgasser i spraybokser og for kjøleelementer i kjøle- og fryseskap samt klimaanlegg, vil andre hevde at det hele skyldes naturlige svingninger. Det utføres kampanjer hver vår på den nordlige halvkula for å undersøke om tilsvarende svekkelser i ozoninnholdet finner sted også i Arktis. Til nå synes det som om vi kan slå oss til ro med at den årlige svekkelsen i det totale ozoninnholdet over Arktis om våren er mye mindre både i styrke og utbredelse enn den er over Antarktis. Dette er i grunnen et paradoks, siden det alt vesentligste av utslipp av freongasser i verdenssammenheng forekommer på den nordlige halvkula, mens den sterkeste nedbrytninga av ozon på grunn av disse gassene forekommer over Antarktis. Det er derfor åpenbart at transportfenomener i stratosfæren må spille en avgjørende rolle om de antropogene utslipp av freongassene skal dominere nedbrytninga av ozon over Antarktis.

I den senere tid er det blitt mulig å observere ozoninnholdet i atmosfæren også ved hjelp av satellitt målinger. Slike målinger gir god geografisk dekning og gjør det mulig å følge med i den globale situasjonen i ozonlaget fra dag til dag. Fig. 1.21 viser en sammenligning av de døgnlige middelverdier av det totale ozoninnholdet slik de er blitt målt fra satellitter over den nordlige og den sydlige halvkula fra 1979 til 1993. De årlige svingningene er sterkt framtredende med minima om vinteren og tidlig om våren og maksima om sommeren. I løpet av de siste 10 årene har det vært en merkbar minskning i minimumsverdiene om våren over Antarktis, mens sommerverdiene har holdt seg mer konstant. Over Arktis er det ikke så klare forandringer å se; minima om vinteren og tidlig om våren holder seg ganske konstante omkring 310 DU (dobsonenheter) i denne perioden. Maksimumsverdiene har holdt seg over 440 DU bortsett fra de siste 4 årene hvor en synkende tendens synes å være til stede.

Fra Oslo har en observert det totale ozoninnholdet fra bakken sammenhengende siden 1978. Av disse målingene har en beregnet månedlige middelverdier som er vist her i fig. 1.22. I Oslo er også minimumsverdiene om vinteren ganske konstante, men nesten 70 DU høyere enn de som en finner i fig. 1.21 i Arktis over den 60. breddegrad. Maksimumsverdiene målt i Oslo er også ganske konstante og nær 400 DU, med unntak av 1992 og 1993 hvor de er noe lavere, i samsvar med tendensene i det øvre panel i fig. 1.21. I 1994 var maksimum over 400 DU, og situasjonen var ganske ``normal'' igjen.

Resultatene for det totale ozoninnholdet som er vist i fig. 1.21 for Arktis og Antarktis samt for Oslo i fig. 1.22, viser at forholdene i ozonlaget på den nordlige halvkula er langt mindre dramatiske enn situasjonen er på den sørlige delen. Disse resultatene for den nordlige halvkula viser også at det er ganske god overensstemmelse mellom resultatene oppnådd med moderne satellitt-teknikker som TOVS og de mer tradisjonelle bakkemålingsteknikkene som ble introdusert av Dobson i 1920-årene.

For å bringe på det rene om det er naturlige forekomster av NO eller antropogene utslipp av Cl og Br som dominerer nedbrytninga av O₃ over Antarktis om våren, er det utført en rekke flyvninger for å måle konsentrasjonene av ulike gasser i stratosfæren før og etter at svekkelsen av ozonlaget oppstår. Noen resultater av slike målinger er her vist i fig. 1.23 og 1.24. Observasjonene i fig. 1.23 som er gjort i en høyde av 20 km mellom 62^° S og 72^° S, viser variasjonene i innholdet av O₃ og ClO under to ulike flyvninger; den ene før (øvre panel) og den andre etter (nedre panel) at minimum i ozoninnholdet har funnet sted. Under flyvningen før minimum har oppstått, avtar ozoninnholdet svakt fra 2100 p.p.b. (partikler pr. billion) ved 60^° S til 1500 p.p.b. ved 72^° S. ClO-innholdet øker sterkt fra 0,1 p.p.t.v. (partikler pr. tusen i volum) ved 64^° S til 0,7 p.p.t.v. ved 72^° S. Innholdet av O₃ og ClO synes derfor å variere med breddegraden ganske uavhengig av hverandre. Etter at minimum har oppstått, faller O₃ kraftig sør for 67^° S, mens ClO øker sterkt i det samme området. Dessuten er de lokale variasjonene med breddegradene i O₃ og ClO sterkt antikorrelerte i dette området. Denne antikorrelasjonen er en indikasjon på at det finnes en kausal sammenheng mellom variasjonene.

I fig. 1.24 er tilsvarende sammenligninger gjort mellom innholdet av vanndamp (H₂O), NO_y, ozon (O₃) og kloroksyd (ClO) mellom 58^° S og 72^° S under dannelsen av et ozonminimum over Antarktis. I litteraturen er ofte NO_x en samlebetegnelse for NO og NO₂, og hvis konsentrasjonen av NO_x er spesifisert, indikerer den summen av disse to oksydene. NO_y forekommer også, og den betegner ``odde nitrogen'' og er definert som summen av NO_x og alle oksyderte nitrogenelementer som representerer kilder og tap for NO_x. I fig. 1.24 er det igjen en antikorrelasjon mellom variasjonene i O₃ og ClO med breddegradene, mens innholdet av H₂O og NO_y avtar sammen med O₃ mot høyere breddegrader. Dersom NO_y var den viktigste nedbrytningskilden for O₃, ville vi forvente et høyt innhold av NO_y når ozoninnholdet er lavt, men dette synes ikke å holde stikk. Derfor gir disse målingene som her er gjengitt i fig. 1.24, en sterk pekepinn på at klor er en viktig faktor i nedbrytningsprosessene av ozon (reaksjonene () og () i kap. 1.8) når det sterke minimum dannes over Antarktis om våren. Det er først og fremst slike typer målinger som er gjengitt i fig. 1.23 og 1.24 som har ledet verden inn i en så hektisk debatt over betydningen av menneskelig aktivitet for nedbrytninga av ozon.

1.7 Høydeprofiler av ozon

Selv om vi snakker til daglig om ozonlaget i atmosfæren, ser vi fra fig. 1.15 at ozon er fordelt over et større ( ~ 30 km) høydeområde som varierer fra ekvator til polene. I og med at atmosfærens tetthet, temperatur og dynamikk varierer med høyden, befinner ozon i atmosfæren seg under ulike betingelser avhengig av hvilken breddegrad vi betrakter. Det knytter seg derfor stor interesse til høydeprofilene av ozon, spesielt i forbindelse med situasjonen før og etter at den kraftige reduksjonen i ozon finner sted om senvinteren og våren. I fig. 1.25 er det gjort en sammenligning mellom ozonprofiler målt med ballonger over Antarktis før og etter at et ozonminimum har utviklet seg. I den samme figuren er også de tilsvarende temperaturprofilene inntegnet. En legger spesielt merke til markerte reduksjoner i O₃-innholdet i høydeområdet mellom 12 og 20 km etter at ozonminimumet har utviklet seg; dette er en annen signatur for ``ozonhullet'' i tillegg til den som er vist i fig. 1.20. Fra fig. 1.25 ser en også at temperaturen har steget i høydeområdet over 10 km under dannelsen av ozonminimumet, noe som selvsagt skyldes at solstrålinga har økt utover våren. Det er spesielt interessant å legge merke til de bønnelignende skyene som er tegnet inn i høydeområdet mellom 15 og 20 km i fig. 1.25. Disse indikerer de polare stratosfæriske skyer (PSC) eller perlemorskyer som ofte forekommer om våren i de polare strøk.

En tror nå at dannelsen av disse stratosfæriske skyene er nært knyttet til utviklingen av det dype ozonminimum over Antarktis om våren. Det er mulig at disse skyene skyldes kondensert vanndamp i høydeområdene mellom 12 og 20 km hvor temperaturen er helt nede i -80 ^°C. En annen mulighet er imidlertid at de skyldes NO_x. Poenget er at når atmosfæren blir kald nok, dvs. under -80 ^°C i dette høydeområdet, vil NO₃ og N₂O₅ kunne dannes, noe som reduserer innholdet av NO og dermed også nedbrytninga av ozon ifølge reaksjonene () og () (se kap. 1.8). Ozoninnholdet i atmosfæren kan dermed vokse når temperaturen holder seg så lav om vinteren, mens innholdet av N₂O₅ og NO₃ i stratosfæren blir tilsvarende stort. Når sola kommer tilbake om våren, vil solstrålinga spalte N₂O₅ og NO₃ på følgende måte:

Dermed dannes NO og NO₂ i rikt monn om våren, og disse molekylene kan dermed angripe ozon og bryte det ned ifølge reaksjonene () og () (se kap. 1.8).

I stratosfæren over Antarktis er det om vinteren en sterk og stabil sirkumpolar vind som kalles den sirkumpolare vorteksen (fig. 1.26(a)). På grunn av denne vinden sperres lufta over polområdet inne og hindres fra å vekselvirke med den varmere lufta ved lavere breddegrader. Dermed avkjøles stratosfæren over Antarktis sterkt om vinteren slik at de ekstremt lave temperaturene (-90 ^°C) oppstår der. I Arktis er den sirkum- polare vorteksen mer ustabil (fig. 1.26(b)) slik at innesperringa av lufta i stratosfæren over Nordpolen ikke blir så effektiv, og temperaturene synker heller ikke til så ekstremt lave verdier som tilfellet er over Sydpolen. Dermed er heller ikke forutsetningene for å binde NO kjemisk i molekyler som NO₃ og N₂O₅ til stede. Når solstrålinga kommer tilbake i den arktiske stratosfæren om våren, vil derfor ikke et tilsvarende deponi av NO-molekyler kunne settes fri og angripe ozon slik tilfellet er i den antarktiske stratosfæren.

I forbindelse med nedbrytninga av ozon over Arktis om våren er det også gjort ballongmålinger av høydeprofiler av ozon og temperatur. Et par eksempler på slike er gjengitt her i fig. 1.27. En av profilene er målt innenfor og en annen utenfor den såkalt polare vorteks. Ved å sammenligne disse profilene ser en at ozonkonsentrasjonen er redusert i høydeområdet mellom 18 og 26 km innenfor vorteksen i forhold til utenfor denne. Temperaturprofilene synes å være lite avhengig av hvor de blir målt i forhold til vorteksen.

Det synes klart at forholdene omkring ozon over Arktis er ganske forskjellig fra forholdene over Antarktis, og at dette skyldes i hovedsak ulikheter i den polare vorteksen i de to hemisfærer. Over Antarktis er den polare vorteksen stabil og hindrer den kalde lufta i stratosfæren å vekselvirke med varmere luft ved lavere breddegrader. I Arktis er den polare vorteksen mer ustabil og tillater en større vekselvirkning. Dermed blir temperaturen i den arktiske stratosfæren om vinteren ikke så lav at NO bindes kjemisk i tilstrekkelige mengder til at et større deponi kan utløses når vårsola kommer tilbake.

Nå er det hevdet at en vet for lite om de naturlige utslipp av klor og andre gasser i atmosfæren som kan delta i nedbrytningsprosessene av ozon. Det er kjent at vulkaner slipper ut store mengder klor, men trolig er ikke levetiden til rent klor i atmosfæren lang nok til at klor kan nå opp i det sentrale ozonlaget i stratosfæren i slikt et monn at de er en sterk nok trussel for ozon, selv om kloratomene slippes ut av vulkanene med ganske stor hastighet. Derimot er levetiden på de såkalte freongassene (CFC), hvor klor inngår som en bestanddel, lang nok til at klor kan bringes opp i det sentrale ozonlaget. Dette er illustrert i fig. 1.28 hvor en del av de naturlige og antropogene gassutslipp og deres viktigste kilder er indikert.

Det er imidlertid verdt å legge merke til at den vulkanske aktiviteten på jorda synes å ha økt i løpet av de siste 150 årene. Dette er vist med en illustrasjon i fig. 1.29(a). Mens antall registrerte aktive vulkaner var omlag 25 rundt 1875, var det registrert dobbelt så mange i 1975. Nå må en være oppmerksom på at kurven i fig. 1.29(a) viser antall registrerte og ikke nødvendigvis det sanne antall aktive vulkaner. Det er for eksempel påfallende at de registrerte antall aktive vulkaner viser en nedgang både under første og andre verdenskrig, som om menneskeheten hadde andre langt alvorligere sysler i disse ufredelige tider enn å registrere vulkanutbrudd.

I den senere tid har vi imidlertid hatt noen kraftige vulkanutbrudd som avgjort har hatt innflytelse på ozoninnholdet. Dette ser en klart fra fig. 1.29(b) hvor årsmidlet av det totale ozoninnholdet målt fra bakken i Oslo falt med 30 DU og 25 DU etter utbruddene i vulkanene El Chichon i Mexico (april 1982) og Mt. Pinatubo på Filippinene (juni 1991) henholdsvis. Dette var de sterkeste vulkanutbruddene som ble registrert i perioden mellom 1978 og 1992 som målingene fra Oslo dekker. Fig. 1.29(b) gir også et inntrykk av at det har vært en gradvis nedgang i det totale ozoninnholdet over Oslo på nær 0,26% pr. år mellom 1978 og 1994 med et påfølgende kraftig oppsving i 1995.

1.8 Ozonkjemi

Det er solstrålinga med bølgelengder kortere enn 242 nm som er hovedårsaken til at det dannes ozon i stratosfæren. Elektromagnetisk stråling med bølgelengder kortere enn 242 nm har nok energi i seg til å spalte (dissosiere) et oksygenmolekyl i to oksygenatomer. Når oksygenatomene er dannet i stratosfæren, vil de på grunn av den store partikkeltettheten kunne delta i en rekke reaksjoner med andre partikler, blant annet i en trepartikkelreaksjon hvor også oksygenmolekyl er involvert, og resultatet blir et ozonmolekyl. Vi anskueliggjør disse prosessene ved følgende skjema:

Her betegner hn energien i den elektromagnetiske UV-strålinga fra sola som spalter O₂, og M en eller annen molekyl i stratosfæren som er nødvendig for at reaksjonen skal kunne finne sted. Den sørger for at energi- og bevegelsesmengde er bevart ved reaksjonen. I og med at strålingsintensiteten varierer mye i UV-området av solspektret med solflekk- syklusen og årstidene, vil også kilden til ozondannelsen i stratosfæren ha en sterk naturlig variasjon.

Når ozon er dannet i stratosfæren, vil den påvirke solstrålingas evne til å trenge gjennom atmosfæren fordi O₃ absorberer den elektromagnetiske strålinga fra sola i UV-området av spektret, nemlig stråling med bølgelengder i området 450-650 nm, og spesielt bølgelengder som er kortere enn 310 nm. Energien ved disse bølgelengdene kan spalte O₃ etter følgende skjema:

Denne energien i sollyset som absorberes i stratosfæren på grunn av spaltingen av ozon, er den viktigste varmekilden for stratosfæren, og det er denne som først og fremst gir opphavet til temperaturmaksimumet ved stratopausen (fig. 1.14).

Når ozon er spaltet ifølge reaksjon (9), vil oksygenatomet som frigjøres, kunne reagere med et annet O₃-molekyl og rekombinere til O₂-molekyler etter følgende skjema:

Vi legger merke til at nettoeffekten av prosessene (7), (8), (9) og (10) er å bryte ned molekylene med et odde antall og overføre dem til molekyler med partallsammensetning av O-atomer.

Ozon kan også nedbrytes i atmosfæren ved en mekanisme som involverer nitrogen- oksyd (NO) på følgende måte:

Nettoeffekten av reaksjonene (11) og (12) er å danne to oksygenmolekyler på bekostning av et ozonmolekyl og et oksygenatom mens antall NO-molekyler bevares. NO opptrer derfor som katalysator i reaksjonene (11) og (12). Nitrogendioksyd- molekylet (NO₂) opptrer som et mellomstadium idet det skapes og fjernes mellom reaksjonene (11) og (12). Deler av NO₂-molekylene kan imidlertid spaltes av UV-stråling med bølgelengder kortere enn 400 nm på følgende måte:

(13) frigir et oksygenatom som kan reagere med O₂ ifølge (8) og forme et nytt ozonmolekyl samtidig som (13) frigir et NO-molekyl som kan bryte ned ozon ifølge (11). Det er ut fra dette klart at NO og NO₂ spiller en viktig rolle i de naturlige prosessene som bestemmer likevekten av ozon i atmosfæren.

Når det gjelder spørsmålet om årsaken til den sterke svekkelsen av det totale ozoninnholdet, særlig over Antarktis om våren, er det de såkalte antropogene prosesser som er kommet i fokus. Men antropogene prosesser menes prosesser i atmosfæren som involverer gasser som er kommet opp i atmosfæren på grunn av menneskelig virksomhet, spesielt gasser som klor (Cl) og brom (Br). Cl er i hovedsak utfall fra de såkalte CFC- (Carbon-Freon Combines) gassene som er mye brukt i spraybokser og kjølesystemer. Hvis et Cl-atom når opp i ozonlaget, kan det reagere med ozon, og følgende reaksjoner kan finne sted:

Nettoresultatet av (14) og (15) er at to oksygenmolekyler dannes på bekostning av et oksygenatom og et ozonmolekyl. Kloratomet er bevart og opptrer som en katalysator under prosessene og kan derfor starte på en ny runde med å bryte ned ozon. ClO er igjen et mellomledd mellom reaksjonene (14) og (15), siden det skapes og fjernes i disse to reaksjonene henholdsvis. Klor (Cl) har en lang levetid i stratosfæren når den først er kommet opp i disse høydene, og kan derfor gjennomløpe prosessene (14) og (15) mange ganger, og hvert Cl-atom kan bryte ned en mengde O₃-molekyler. Fig. 1.30 viser et skjematisk diagram over reaksjonene (14) og (15), hvor klorets rolle som katalysator og kloroksydets rolle som mellomledd i nedbrytninga av ozon i atmosfæren skulle være klar.

De kjemiske reaksjonene forbundet med brom kan en uttrykke på følgende måte:

Nettoresultatet av prosessene (16)-(18) er at tre oksygenmolekyler dannes på bekostning av to ozonmolekyler. Cl- og Br-atomene opptrer som katalysatorer og forblir uforandret, mens ClO og BrO opptrer som mellomledd i nedbrytningsprosessene (16)-(18) av ozon.

Det er åpenbart at dersom de såkalte CFC-gassene som produseres i store mengder på den nordlige halvkule skal ha noen virkning på situasjonen i ozonlaget over Antarktis, må disse gassene ha så lang levetid i atmosfæren at de kan transporteres med vind- systemene over hele jordkloden for å samles i stratosfæren over Sydpolen. Over Antarktis er temperaturen i stratosfæren om vinteren så lav (-90 ^°C) at iskrystaller kan dannes i stratosfæren og forme såkalte polare stratosfæriske skyer (PSC) eller perlemorskyer. I forbindelse med dette kan kjemiske reaksjoner finne sted om vinteren, som binder fritt klor (Cl) og danner klormolekyler (Cl₂). Når sola kommer tilbake, vil Cl₂-molekylene brytes opp av solstrålinga, og kloratomene kan slippes løs ifølge reaksjonen:

og dermed kan kloratomene angripe ozonmolekylene og bryte dem ned i samsvar med reaksjonene (14) og (15).

1.9 Mulige spor av forurensning i den øvre atmosfæren

Lysende nattskyer (noctilucent clouds, NLC) er et vakkert lysfenomen som kan observeres på aftenhimmelen om sensommeren fra de sørlige deler av Skandinavia. Nedtegnede observasjoner av dette fenomenet er ikke kjent før 8. juni 1885, noen få år etter utbruddet av Krakatauvulkanen i Indonesia i 1883, det sterkeste vulkanutbruddet en kjenner til i moderne tid. Mens det er beregnet at El Chichon hadde et utslipp av aerosoler på 30 Tg (30 ×10⁹ kg) og Mt. Pinatubo 12 Tg (12 ×10⁹ kg), er utslippet ved Krakatau estimert til 50 Tg (50 ×10⁹ kg). Etter at den første observasjonen av lysende nattskyer ble nedtegnet i 1885, har antall slike registreringer bare økt, og disse skyene er nå gjenstand for mye forskning. De er blitt observert mellom 45^° og 80^° bredde, men den ideelle sone for å observere dem er mellom 53^° og 57^° bredde. De er synlige bare i skumringslys og er begrenset til et 1-3 km tykt lag ved en typisk høyde rundt 82 km.

Mangelen på gamle nedtegnede observasjoner av lysende nattskyer etterlater seg et inntrykk av at dette er et nytt lysfenomen på polarhimmelen, og at det kanskje er forbundet med menneskelig aktivitet på bakken, altså at det er et forurensningsfenomen som kan ha oppstått etter den industrielle revolusjonen. I motsetning til det såkalte ozonhullet over Antarktis som har fått slik verdensomspennende publisitet, er lysende nattskyer et fenomen som stort sett er kjent bare innenfor noen lærde sirkler. Dette til tross for at indikasjonene på at disse skyene skyldes antropogene utslipp og er et signal om at den øvre atmosfæren kan være forurenset av menneskelig aktivitet er sterke.

Temperaturmålinger i høydeområdet mellom 30 km og 100 km viser at over 50 km har temperaturen sunket regelmessig de siste 40 år (se fig. 1.31). I høydeområdet hvor de lysende nattskyene helst forekommer, har denne temperaturnedgangen vært omlag 1 K pr. år. Det er ikke kjent tilsvarende dramatiske variasjoner i temperaturforholdet noen andre steder i atmosfæren.

I den senere tid er det observert en rekke radar- og lidarekko, spesielt fra EISCAT og ALOMAR, i dette høydeområdet av atmosfæren hvor de lysende nattskyene opptrer. Noen slike ekko observert med EISCAT-radaren ved Tromsø er vist i fig. 1.32. Disse ekkoene som har fått navnet ``polare mesosfæriske sommerekko'' (PMSE) er uvanlig sterke og kan opptre over flere timer, men er som navnet tilsier, bare observert om sommeren. En kjenner ikke mekanismen for disse ekkoene, og de oppstod som en overraskelse første gangen de ble observert på slutten av 1980-tallet. Tilsvarende ekko er observert samtidig med lidar fra ALOMAR på Andøya, og det utføres raketteksperimenter for å undersøke hvilke typer partikler det er som gir opphav til disse uventede signalene.

En vet altså ikke hva slags partikler det er som gir opphav verken til de lysende nattskyene eller til de kraftige radarekkoene. I mesosfæren er imidlertid temperaturen ekstremt lav, 180 K eller lavere, og ispartikler kan derfor lett dannes her. Det er indikasjoner i det observasjonsmaterialet som nå foreligger at de lysende nattskyene skyldes kondensasjon av vann på enten støvpartikler eller tunge ioner. En mulig kilde til vanndampen i den øvre atmosfæren kan være metan (CH₄) som slippes ut fra bakken i store mengder, enten fra naturlig forråtnelse i myrer og sumper eller fra de store jordbruks- områdene. Levetiden av metan i troposfæren er omlag 12 år, og det er den tiden omtrent det vil ta metan å nå opp til den tropiske tropopausen. Det vil ta ytterligere 2-3 år før metan når mesosfæren. Det har vært en dramatisk økning i metaninnholdet i atmosfæren de siste 150 år, noe som går klart fram av fig. 1.33. Her er veksten i metaninnholdet i atmosfæren sammenlignet med veksten i jordas folketall. Kurvene følger hverandre som skygger og gir en klar pekepinn på at økningen i metanutslippet fra bakken er nært forbundet med veksten i folketallet.

Forurensningen i mesosfæren som vi antakelig er vitne til hver gang vi beundrer de lysende nattskyene over den skandinaviske aftenhimmelen om sommeren, er en sterk indikasjon på at den menneskelige aktiviteten er ute av kontroll med hensyn på balansen i atmosfæren. Det reflekterer et fundamentalt problem som er knyttet til den dramatiske økningen i folketallet siden den industrielle revolusjonen. Skal jorda kunne fø på det voksende folketallet, må det produseres mer og mer mat, og dette har sin pris i et økende metanutslipp. Uansett hvordan en ønsker å angripe vanskelighetene forbundet med å løse forurensningsproblemene i atmosfæren, synes det åpenbart at en begrensning av folketallet er eneste farbare vei. Alt annet blir en symptomkur og ikke en behandling av ondets rot.

1.10 Temperaturforholdene i den nedre atmosfæren

Uansett, om de klareste signaler om at noe er i ferd med å skje med atmosfæren finnes i de store høyder opp mot 100 km over bakken, er det forholdene ved jordas overflate som bekymrer oss mest. Spørsmålet om vi går mot varmere tider med alle de forferdelige konsekvenser det kan få, opptar mange av oss, mens andre kanskje vil hevde at vi like sannsynlig nærmer oss en istid med tilsvarende dramatiske hendelser. Den klimatiske historien for jorda viser vel at det siste er det mest sannsynlige resultat selv om tidsperspektivet er meget langt. På kortere sikt er mulighetene for en oppvarming av jorda det som har fått størst publisitet. Perspektivene presenteres ofte nesten som dommedagsprofetiske, der smelting av innlandsisen på Grønland og i Antarktis med påfølgende oppvarming av oseanene vil føre til en heving av havnivåene som vil forårsake de verste syndfloder siden Noas dager.

Jordas middeltemperatur brukes ofte som en parameter for å måle variasjoner i det globale klimaet. Direkte målinger av denne middeltemperaturen finnes ikke, og det er et begrep som er sterkt avhengig av metoden som brukes for å bestemme den. Regulære temperaturmålinger på forskjellige steder på jorda har det ikke vært drevet lenger enn omlag 150 år, og nettverket av disse målestasjonene har variert opp gjennom disse årene. To verdenskriger har ikke minst lagt hindringer i veien for å opprettholde kontinuiteten i måleprogrammene. Om en vil definere middeltemperaturen til jorda, kan en ikke komme utenom å ta med temperaturene i verdenshavene, og det er ingen enkel sak siden målingene i havene er enda mindre systematiske.

Om en vil studere middeltemperaturen til jorda over lengre tidsperspektiver enn et par tusen år, og det bør en gjøre om en vil ha noen formening om de naturlige svingninger i klimaet, da må en ty til andre metoder enn direkte temperaturmålinger. Det finnes flere muligheter til å avlede variasjoner i jordas middeltemperatur tilbake gjennom flere tusen år. I fig. 1.34 er det vist en slik temperaturserie for de siste 220 000 år.

Serien er utarbeidet på grunnlag av iskjerneboringer i Antarktis. En legger merke til at temperaturen i atmosfæren ved jordas overflate har nesten alltid vært lavere enn den er i dag, og bare for 20 000 år siden var den hele 5 grader lavere, men det var også da den siste istiden var på sitt kjøligste. For 130 000 år siden, like etter den forrige istiden, var det en periode på omlag 10 000 år som var minst like varm som den vi lever i. Etter resultatene i fig. 1.34 å dømme er den varme perioden nå snarere et unntak enn regelen, og om vi derfor skulle driste oss til å spå, måtte det bli en fimbulvinter om noen titusen år.

I fig. 1.34 er også variasjonene i innholdet av metan (CH₄) og kulldioksyd (CO₂) gjengitt for den samme perioden, og en legger merke til at når temperaturen i atmo- sfæren øker, øker også innholdet av disse gassene. Av denne grunn er konsentrasjonen av CO₂ og CH₄ ofte brukt som indikatorer på den globale klimatiske tilstanden. I de siste 40 årene har en registrert innholdet av CO₂ i atmosfæren over Mauna Loa på Hawaii og på Sydpolen. Resultatene av disse målingene er vist i fig. 1.35. Begge steder har det vært en økning på omlag 10%, og dette mener en i hovedsak skyldes menneskelig aktivitet, og da særlig forbrenning av fossilt brensel. I kurvene i fig. 1.35 er årstidsvariasjonene klart framtredende på Mauna Loa på grunn av den fotosyntetiske aktiviteten som forbruker CO₂. Årstidsvariasjonene er mindre tydelige over Sydpolen fordi det blant annet ikke finnes vegetasjon i Antarktis. På den annen side er CO₂-verdiene målt på Sydpolen bedre representanter for de midlere globale verdiene enn de tilsvarende målt på Mauna Loa. En tar gjerne disse økningene i CO₂ som tegn på at den menneskelige aktivitet forurenser atmosfæren som så vil lede til en global oppvarming. Tatt i betraktning at CO₂-innholdet også var stort i siste mellomistid for over 120 000 år siden, må en anta at noe av økningen også kan ha naturlige årsaker.

Tilsvarende målinger er også gjort av metaninnholdet i atmosfæren, og noen resultater av dette er vist i fig. 1.36. Globalt har metan økt med under 5% siden 1983, mens det lokalt over Mould Bay i Canada har økt med vel 5%.

Når det gjelder variasjonene i den globale middeltemperaturen ved jordas overflate i historisk tid, er disse vist i fig. 1.37 i perioden mellom 1400 og 1979 i forhold til den midlere globale temperaturen i perioden 1961-1990. I hele perioden fram til midten av dette århundre har det vært kaldere i gjennomsnitt over kloden enn det er i våre dager.

I fig. 1.38 er variasjonene i den globale middeltemperaturen i perioden 1861-1994 vist i forhold til middeltemperaturen i perioden 1961-1990. Her er middeltemperaturen beregnet i henhold til faktiske temperaturmålinger foretatt over et større globalt nettverk i perioden.

Det har vært gjort mange forsøk på å lage modeller for de globale klimatiske varia- sjoner for så å gjenskape de historiske variasjonene i den globale temperaturen. Noen eksempler på slike modellberegninger for perioden 1850-1990 er vist i fig. 1.39. Vi legger merke til at dersom en bare inkluderer drivhusgassene som CO₂, H₂O, O₃ og CH₄ etc., så overestimerer en temperaturforløpet spesielt etter 1950. Et bedre samsvar oppnås mellom målingene og modellberegningene om en også tar hensyn til aerosoler, dvs. utslipp av gasser (støv) i forbindelse med forbrenning av fossile brensler. I perioden mellom 1920 og 1960 er imidlertid samsvaret mellom den siste modellen og måleresultatene ikke tilfredsstillende. Det er to viktige forhold å legge merke til i denne sammenhengen; for det første fører aerosolene til at temperaturen senkes i modellberegningene etter 1920, og for det andre kan ingen av modellene gjenskape selv den korte historien fra 1861 og fram til i dag med tilfredshet. Utslipp av aerosoler kan derfor ha betydning for den globale temperaturen, men hvilke konsekvenser dette får i framtiden, kan vi vanskelig uttale oss om siden vi ikke forstår historien.

Et av de viktigste spørsmålene som en søker en løsning på, er hvordan kretsløpet til CO₂ er i naturen, og spesielt hvordan CO₂ løses opp i havene. Det er spesielt spørsmålet om levetiden til CO₂ som er avgjørende. Jo lengre levetid en tillater i modellen, jo større akkumulerende effekt har CO₂, og desto lengre tid vil det ta før konsekvensene av dagens utslipp gjør seg for fullt gjeldende i klimasammenheng. Tilsvarende problemstillinger gjelder for øvrig for CFC-gassene og deres innflytelse på ozon. Om alt av CFC-utslipp ble stanset i dag, ville det ta flere år før disse gassene ble felt ut av atmosfæren.

Like vanskelig som det er å gi realistiske modeller for rollene som CO₂ og aerosoler spiller for klimaet, er det å beregne konsekvensene av vanndampen. Vanndampen er helt avgjørende for skydannelsen, og avhengig av hvilke effekter av vanndampen en ønsker å legge vekt på, kan en forutsi økende eller avtakende global temperatur. Gir en anledning til for mye skydannelser, vil solenergien blir sterkt reflektert, og den viktigste varmekilden for jorda reduseres. Klimaet skulle etter dette resonnementet bli kaldere. Begrenser en skydannelsen, vil trolig for mye varme komme gjennom atmosfæren, og en får en oppvarming. Sterk oppvarming vil føre til mer skydannelse, og så kan en ende opp på den kalde siden igjen.

Som konklusjon kan vi si at det er sterke indisier på at menneskelig aktivitet påvirker klimaet, men i hvilken grad dette er tilfellet, er det ennå for tidlig å kunne si eksakt. De modellene som til nå er utviklet for å forutsi utviklingen, svikter når det gjelder å gjenskape historien. Uten en god forståelse av de historiske variasjonene i klimaet, bør en være ydmyk overfor sin egen evne til å spå framtiden.

1.A Solstrålinga, solarkonstanten og drivhuseffekten

1.A.1 Solspektret

Det er varmestrålinga fra sola som er den viktigste varmekilden i atmosfæren. I fig. 1.A.1 viser en energitetthetsfordelinga i bølgelengdeområdet mellom 0 og 3200 nm av strålinga fra sola slik den er målt med spektrometre på bakken. Dette spektret er sammenlignet med tilsvarende spektra målt fra satellitter uten- for atmosfæren. De skraverte områdene viser reduksjoner i lysintensiteten på grunn av absorpsjon fra vanndamp (H₂O), ozon (O₃), atomært oksygen (O) og karbondioksyd (CO₂) i atmosfæren. Vi legger merke til at solstrålinga har et klart maksimum i den synlige delen av spektret mellom 400 og 800 nm. Den maksimale strålingsintensiteten i dette området er ca. 1,5 ×10^-3 W/m² nm.

Ultrafiolett (UV) stråling og røntgenstråling med bølgelengder kortere enn 200 nm er sterkt absorbert i atmosfæren. Nå deler en gjerne den ultrafiolette strålinga inn i to områder: ekstrem ultrafiolett (EUV) mellom 10 og 100 nm og det fjerne ultrafiolette mellom 100 og 200 nm. Solstrålinga i det fjerne ultrafiolette absorberes fullstendig av O₂ i høydeområdet mellom 80 og 120 km og er derfor en meget viktig varmekilde for denne delen av atmosfæren, dvs. mesosfæren og termosfæren.

Det er først og fremst denne strålinga som spalter (dissosierer) O₂ og N₂ i den øvre delen av atmosfæren. Mens strålingsintensiteten i spektralområdet mellom 200 og 3200 nm er nesten konstant og uavhengig av variasjonene i solaktiviteten, er forholdet helt forskjellig for røntgenstrålene og det ultrafiolette området av spektret. Denne delen av solstrålinga er ofte forbundet med solflekker og andre fenomener knyttet til forstyrrelser på sola som flare og radiostråleutbrudd (bursts). I det øverste panelet i fig. 1.A.2 vises spektret av solstrålinga mellom 10 og 10⁵ nm observert i nærheten av et solarminimum. Vi kjenner igjen formen på spektret mellom 100 og 3200 nm fra fig. 1.A.1. For bølgelengder kortere enn 200 nm varierer strålingsintensiteten sterkt fra bølgelengde til bølgelengde, mens intensiteten har et jevnere forløp som funksjon av bølgelengden over 200 nm.

Det viser seg også at for bølgelengder kortere enn 200 nm, varierer strålingsintensiteten kraftig med aktiviteten på sola. Dette er vist i det nederste panelet i fig. 1.A.2. Her er differansene mellom strålingsintensitetene observert ved solarmaksimum og ved solarminimum framstilt i forhold til intensitetene observert ved solarminimum for hele bølgelengdeområdet mellom 10 og 10⁵ nm. Dersom dette forholdet er 1 eller større, har strålingsintensiteten ved solarmaksimum vært minst dobbelt så sterk som ved solarminimum. Er derimot forholdet mindre enn 0,01, betyr det at strålingsintensiteten ved solarmaksimum har vært mindre enn 10% høyere enn ved solarminimum.

Vi legger merke til at mens dette forholdet er mindre enn 0,01 for bølgelengder over 300 nm, er det høyere enn 1 for bølgelengder under 200 nm. Mellom 20 og 80 nm kan forholdet noen steder være høyere enn 10, ja, sågar nesten 100 i nærheten av 30 nm. Dette viser med all tydelighet at strålingsintensiteten varierer sterkt i UV-delen av spektret, både mellom de enkelte bølgelengdene og i ulike faser av en solflekksyklus. Dette er veldig viktig for forholdene i termosfæren, altså i høyder over 100 km, siden det er UV-delen av solstrålinga som ioniserer og dissosierer molekylene over denne høyden. Det er særlig solstrålinga ved de to Balmerlinjene i hydrogen, Ly_a og Ly_b, 121,6 nm og 102,5 nm henholdsvis, som er avgjørende for ioniseringsprosessen og dermed også oppvarminga av termosfæren.

UV-delen av spektret ved bølgelengder som er kortere enn 242 nm er helt avgjørende for ozoninnholdet i atmosfæren. Det er disse bølgelengdene som spalter (dissosierer) O₂ i stratosfæren slik at O-atomene som dannes her, kan inngå i trelegemereaksjoner og knytte seg sammen (rekombinere) med O₂-molekylene for å danne ozon. Når først O₃ er dannet i atmosfæren, vil denne absorbere mye av det ultrafiolette lyset mellom 200 og 300 nm (se kap. 1.8).

Flere organismer på jorda, blant dem menneskene, er ømfintlige for stråling i dette området av spektret, så uten ozon i atmosfæren ville det biologiske miljø på jorda fortone seg ganske annerledes enn slik vi kjenner det.

1.A.2 Plancks strålingslov og solarkonstanten

Dersom vi antar at sola stråler ut sin energi som et tilnærmet sort legeme i termodynamisk likevekt med temperaturen T, kan en ifølge Plancks strålingslov uttrykke den spektrale strålingsintensiteten B_l pr. bølgelengdeenhet ved bølgelengden l, ved formelen:

Her er T temperaturen målt i K, c lyshastigheten ( = 3 ×10⁸ m/s), h Plancks konstant (6,63 ×10^-34 Js) og k Boltzmanns konstant ( = 1,38 ×10^-23 J/K). B_l er gitt med enheten W/Hz str m². En kan fra ligning (1) vise at maksimum for strålingsintensiteten er gitt ved bølgelengden l_m, hvor:

Dette kalles Wiens forskyvningslov og viser at bølgelengden for maksimum i strålingsspektret fra et sort legeme er omvendt proporsjonal med temperaturen til legemet som stråler. Fig. 1.A.3 illustrerer hvordan den spektrale strålings- intensiteten fordeler seg i bølgelengdeområdet mellom 0 og 30 mm for temperaturer mellom 200 og 1000 K.

Fra fig. 1.A.1 finner vi at maksimum i strålingsintensiteten fra sola, målt mellom 100 og 3200 nm utenfor atmosfæren, finnes ved en bølgelengde nær 500 nm. Setter vi nå denne bølgelengden inn for l_m i ligning (2), finner vi at temperaturen må være 5780 K eller omlag 6000 K. Spektret som måles av solstrålinga i bølgelengdeområdet mellom 100 nm og 3200 nm, gjør oss med dette i stand til å fastlegge temperaturen til det området på sola hvor denne strålinga kommer fra til å være omlag 6000 K. Derfor er det målte spektret av solstrålinga i fig. 1.A.1 sammenlignet med en teoretisk kurve beregnet etter Plancks strålingslov i (1)

med en temperatur lik 6000 K. Vi ser at overensstemmelsen er meget god for det spektret som er målt utenfor jordas atmosfære.

Dersom en summerer (integrerer) strålingsintensiteten for alle bølgelengdene i spektret i fig. 1.A.1, finner en ifølge Stephan-Boltzmanns lov den totale utstrålte effekten pr. arealenhet gitt ved:

Her er s Stephan-Boltzmanns konstant ( = 5,67 ×10^-8 W/m² K⁴), T er temperaturen målt i K, mens enheten for E er W/m². Fra målinger i nærheten av jorda har vi funnet at sola har en midlere temperatur på 5780 K. Setter vi denne temperaturen inn i (3), oppnår vi effekten pr. arealenhet av den strålinga som sola stråler ut i alle retninger. Denne blir:

Antar vi nå at sola er ei kule med radius R_·, vil den totale effekten av strålinga som sola stråler ut til enhver tid være:

hvor S_· er arealet av den delen av soloverflaten som stråler. For en radius for sola, R_· = 7 ×10⁸ m, finner vi at den totale utstrålte effekten fra sola er:

Denne energien stråles ut i alle retninger og brer seg ut fra sola mot uendeligheten. Noe av denne energien når også jorda. Den totale energien som stråler ut fra sola, må strømme gjennom en kuleflate med en radius som tilsvarer jordas avstand. Denne avstanden kalles en astronomisk enhet eller 1 AU ( = 1,5 ×10¹¹ m). Uttrykker vi nå effekten pr. arealenhet som når jorda med E_e, og avstanden mellom sola og jorda med r = 1 AU, vil den totale effekten som passerer gjennom kula med radius 1 AU med sentrum i sola, bli:

Denne størrelsen må altså være lik Q_·, ellers ville energi hopes opp eller forsvinne på veien mellom sola og jorda. Setter vi nå høyresidene i (6) og (7) lik hverandre og løser med hensyn på E_e, finner vi den effekten som jorda fanger opp pr. arealenhet av solstrålinga:

Denne størrelsen kalles gjerne for solarkonstanten. Jorda fanger altså etter dette opp nesten 1,5 kW pr. m² av solstrålinga, og det er dette som er vår energikilde og som gir grunnlaget for livet på jorda slik vi kjenner det. Nå er ikke jordas bane rundt sola en sirkel, men en ellipse. Dermed er ikke jordas avstand til sola konstant, slik at energien som når jorda pr. arealenhet, vil variere med hvor i banen jorda er til enhver tid. Avstanden til aphelium er r_a = 1,46 ×10¹¹ m, mens avstanden til perihelium er r_p = 1,52 ×10¹¹ m. Forholdet mellom disse to avstandene i kvadrat er 1,08, og dermed vil variasjonene i E_e på grunn av variasjonene i avstanden mellom sola og jorda, ikke kunne bidra med mer enn 8% i løpet av et år. Det viser seg imidlertid at solarkonstanten som representerer den delen av solenergien som stråles ut i det synlige området av spektret, varierer bare med noen brøkdeler av en prosent i løpet av tiden. Dette står i sterk kontrast til forholdene ved de kortere bølgelengdene som i EUV-, UV- og røntgendelen av solstrålinga. Vi kan derfor slå fast at på grunn av disse variasjonene i solspektret, er den energien som fanges opp av den øvre atmosfæren langt mer variabel enn den energien som når jordas overflate. Av denne grunn er forholdene i den øvre delen av atmosfæren langt mer skiftende enn hva situasjonen er ved bakken. Spesielt er situasjonen i termosfæren i de polare strøk og i nordlyssonen ekstra utsatt for variasjoner på grunn av partikkelstrålinga fra sola.

Oppgave

Bevis resultatet i 1.A.2.

1.A.3 Drivhuseffekten

Det er varmestrålinga fra sola som er varmekilden for jorda og atmosfæren, og om ikke jorda skal bli overopphetet, må det være et tilsvarende varmetap bort fra jorda. Sola stråler ut energi som er karakteristisk for en temperatur omkring 6000 K i den synlige delen av spektret. Idet middeltemperaturen for jorda er omlag 288 K, så vil ifølge Wiens forskyvningslov (lign. (2)) utstrålinga fra jorda ha bølgelengder i nærheten av 10 000 nm eller i det infrarøde området av spektret. Strålingsspektrene for sola og jorda er sammenlignet skjematisk i fig. 1.A.4.

Ifølge Stephan-Boltzmanns lov (lign. (3)) vil jorda stråle ut en total energi pr. tidsenhet som er gitt ved:

hvor R_e ( = 6,371 ×10⁶ m) er jordas radius og T_e er jordas midlere temperatur. Ikke all strålinga fra sola vil bli absorbert av jorda, noe vil også bli reflektert både fra atmosfæren og fra bakken. Forholdet mellom den strålinga som reflekteres fra jorda og den som faller inn mot jorda, kalles refleksjonskoeffisienten eller albedoen (a). Albedoen er ikke konstant over jordoverflaten, men varierer kraftig mellom polene og ekvator. Dette er vist i fig. 1.A.5 hvor albedoen er tegnet som funksjon av breddegradene. Albedoen er lavest ved ekvator og nær 0,2, mens den ved polene er høyest, særlig ved sørpolen, hvor den har sin største verdi nær 0,95. Middelverdien av a over jordoverflaten er omlag 0,3. De høye verdiene ved polene kommer selvsagt av at snøen spesielt i Antarktis reflekterer lyset så effektivt. De relativt høye verdiene ved midlere breddegrader skyldes den hyppige forekomsten av skyer i områdene forbundet med polarfrontene. De lave verdiene ved lave breddegrader skyldes lite skyer, spesielt i høytrykksbeltet ved tropene.

Tar vi nå hensyn til refleksjonskoeffisienten, vil strålingsenergien som jorda fanger opp pr. tidsenhet fra sola, kunne uttrykkes ved:

hvor E_e er solarkonstanten (lign. (8)). Ved termisk likevekt må:

Setter vi nå inn fra (9) og (10) i (11), får vi:

og dette gir et uttrykk for jordas temperatur som blir:

Ved å sette inn passende verdier i (13), får en:

Dersom jorda reflekterte effektivt 30% av den innkommende strålinga fra sola, ville den midlere temperaturen på jorda bli bare 255 K ( = -18 ^°C) eller 33 K lavere enn den faktisk er, og jorda ville bli ubeboelig for menneskene. Om jorda absorberte all energi slik at a = 0, ville temperaturen bli bare 278 K ( = +5 ^°C) eller 10 K lavere enn den virkelig er. Uansett hvilken albedo vi velger, blir temperaturen for lav, og vi må innføre et eller annet ``teppe'' rundt jorda for å holde på varmen. Dette ``teppet'', som er atmosfæren, kommer i stand fordi det meste av energien i solstrålinga faller innenfor den synlige delen av spektret, og den går ganske uhindret gjennom atmosfæren, mens energien i strålinga fra jorda faller

innenfor den infrarøde delen av spektret, og denne blir sterkt absorbert i atmo- sfæren. Absorpsjonen skyldes først og fremst CO₂ og H₂O i atmosfæren. H₂O skyldes i hovedsak fordampning fra verdenshavene, mens CO₂ skyldes forbrenning - både den naturlige og den menneskeheten forårsaker med sin mangfoldige akti- vitet. Det er derfor ikke først og fremst solstrålinga som varmer opp lufta nede ved bakken, men det er strålinga fra den oppvarmede jorda som indirekte skyldes solstrålinga.

La oss nå anta at atmosfæren danner et tynt lag omkring jorda i en høyde h over bakken (fig. 1.A.6). Denne høyden er mye mindre enn jordas radius. Dette laget er gjennomtrengelig for solstrålinga slik at det er ingen absorpsjon av denne i atmosfæren. Derimot absorberer den all strålinga fra jorda. Hvis atmosfæren har en temperatur T_a, vil den stråle varme både innover mot jorda og utover fra atmosfæren. Den totale varmen som stråler ut fra dette atmosfærelaget pr. tidsenhet, blir ifølge Stephan-Boltzmanns lov:

Her har vi neglisjert høyden h så vel som tykkelsen av atmosfærelaget i forhold til R_e. Faktoren 2 kommer selvsagt av at varmen stråler i to retninger fra atmosfære- laget. Om varmestrålinga fra jordoverflaten er den eneste varmekilden for atmo- sfærelaget, må balansen i varmestrålinga mellom atmosfæren og jorda gi:

Ved å løse denne for T_a finner en:

Idet jorda nå vil motta varmestråling fra sola så vel som fra atmosfæren, vil energibalansen kunne uttrykkes ved følgende ligning:

Ved å benytte uttrykket (16) for T_e i (17), finner en den midlere temperaturen for jorda gitt ved:

Ved å velge rimelige verdier i (18) (a = 0,3, E_e = 1380 W/m² og s = 5,67 ×10^-8 W m^-2 K^-4), blir:

altså 16 ^°C høyere enn jordas middeltemperatur faktisk er. Ved denne forenklede modellen økte middeltemperaturen til jorda fra 255 K uten atmosfære til 304 K med et atmosfærelag som absorberte all stråling fra jorda, altså en økning på nesten 50 ^°C. Dette er omlag 16 ^°C for mye, men det viser med all tydelighet at drivhus- effekten er nødvendig for at jorda skal ha en levelig temperatur for det livet vi kjenner. Det er selvsagt en grov forenkling å anta at all den infrarøde strålinga fra jorda absorberes i atmosfæren, likeså er det en idealisering å neglisjere absorpsjon av solstrålinga i atmosfæren. Om vi antar at atmosfæren absorberer noe av varmestrålinga fra bakken med en absorpsjonskoeffisient r, finner vi at

og med rimelige verdier i (19) (a = 0,3 og r = 0,7) finner en at T_e = 284 K, altså bare 4 K lavere enn den reelle verdien.

Oppgave:

Bevis uttrykket i (19). Hva må absorpsjonskoeffisient r i atmosfæren være for at T_e = 288 K når a = 0,3?

1.B Skalahøyden og ozonlaget

1.B.1 Skalahøyden

Siden skalahøyden er en så viktig parameter for forståelsen av forholdene i atmosfæren, skal vi gjøre nærmere rede for den fysiske betydningen av denne størrelsen. Allerede for et par tusen år siden var grekerne klar over at atmosfæren, selv om den virker vektløs omkring oss, utøver et trykk mot bakken som tilsvarer vekten av en omlag 10 m høy vannsøyle. Det er jo dette forholdet som gjør det mulig å bruke en hevert blant annet. I middelalderen var en klar over at egenvektforholdet mellom vann og luft er omlag 800 ved jordoverflaten. I og med at en ved hjelp av en hevert (se fig. 1.B.1) kunne løfte vannet over en ca. 10 m høy sperring, måtte, ifølge grekerne, luftsøyla over vannflaten være omlag 800 ganger så høy, eller nær 8 km. De som umaket seg med å tenke over forholdet i gamle dager, levde altså i den tro at atmosfæren omgav jorda med et teppe som var omlag 8 km tykt. Det sies at det var den berømte engelske astronomen Halley som først oppdaget at lufttrykket avtok med høyden opp fra bakken. Han klatret opp på noen fjell i Nord-England på slutten av 1600-tallet og målte lufttrykket i ulike høyder. Halley dro den konklusjon at lufttrykket avtok nærmest eksponentielt med høyden.

La oss studere kreftene på et lite volumelement med masse dm¢ av luft i atmosfæren (fig. 1.B.2) i en høyde z over bakken. La volumelementet ta form av en sylinder med et horisontalt tverrsnitt A og høyde dz.

Massen i sylinderen kan dermed uttrykkes ved:

Her er r massen pr. volumenhet av atmosfæregassen i høyden z. Om vi lar u være 1 a.m.e., så kan en uttrykke massetettheten:

hvor n er partikkeltettheten pr. volumenhet og M er molekylarmassen. Denne sylinderen vil bli påvirket av tyngdekraften som kan uttrykkes ved:

hvor m = Mu er massen av et molekyl. Minustegnet viser at kraften er rettet nedover mot positiv z-retning. I statisk likevekt må denne kraften oppveies mot kraften fra lufttrykket:

som, ved å sette inn for dF fra (3), gir:

Dette kalles for den barometriske ligning, og den uttrykker hvordan trykket varierer med høyden i atmosfæren. Det avtar ifølge (5) som produktet av tettheten og tyngdeakselerasjonen. Om vi nå antar at atmosfæren er en idealgass, vil vi kunne uttrykke trykket med temperaturen på følgende måte:

Tar vi nå og deler (5) med (6), får vi:

hvor

kalles skalahøyden. (7) viser at det relative fallet i trykket over et høydeelement dz er lik forholdet mellom lengden av dette høydeelementet og skalahøyden H.

1.B.2 Ulike tolkninger av begrepet skalahøyde

Fra kinetisk gassteori vil ifølge ekvipartisjonsprinsippet hver frihetsgrad for partiklene i gassen gi bidrag til en kinetisk energi K, gitt ved:

hvor v er farten til partikkelen. Om vi nå antar at denne kinetiske energien ble benyttet til å løfte partikkelen en høyde h mot tyngdekraften i atmosfæren, så ville den kinetiske energien gå over til en potensiell energi U, gitt ved:

Setter vi nå U = K, finner vi:

eller:

Ifølge dette resonnementet finner vi altså at skalahøyden er lik den doble høyden gasspartiklene må løftes mot tyngdekraften for at den kinetiske energien for partiklene skal gå helt over til potensiell energi.

Skalahøyden kan også forstås på en annen måte. Om vi nå lar temperaturen (6) være konstant og uavhengig av høyden, altså atmosfæren er isoterm, da kan

(7) integreres, og en får:

hvor C er en konstant. Velges nå trykket lik p₀ når z = 0 for eksempel, blir:

som viser at trykket avtar eksponentielt med høyden og at det avtar med en faktor 1/e over en avstand z = H som er skalahøyden. Ved å sette inn T = 288 K og M = 28,8 i uttrykket for skalahøyden i (8), finner en at H = 8,43 km. Nå er ikke atmosfæren isoterm, det viser temperaturprofilene i fig. 1.1 med all tydelighet, men for forholdene nede ved bakken er uttrykket for hvordan trykket varierer med høyden ganske dekkende.

Idet trykket kan uttrykkes ifølge loven for en idealgass (lign. (6)), kan vi benytte dette uttrykket for p på begge sider av (14) og få:

For en isoterm atmosfære hvor T = T₀, blir resultatet av (14):

som viser at partikkeltettheten avtar eksponentielt med høyden i en isoterm atmosfære, noe som også går fram av fig. 1.1. Vi kan nå finne det totale antall gasspartikler N₀ i en søyle med et enhetstverrsnitt mellom bakken og uendeligheten ved å integrere (16) fra z = 0 til z = ¥:

Dette gir oss enda en forståelse av hva skalahøyden innebærer. Om partikkeltett- heten var konstant og lik partikkeltettheten ved bakken i alle høyder av atmosfæren, så ville tykkelsen av atmosfæren være lik skalahøyden. Da ville atmosfæren være det teppet en mente det var i middelalderen. Men på grunn av at tettheten avtar eksponentielt med den karakteristiske skalahøyden, når atmosfæren i prinsippet ut i uendeligheten.

Ifølge kinetisk gassteori er den mest sannsynlige hastigheten for partikler med masse m i en gass som har temperatur T, gitt ved:

Om en nå antar at en slik partikkel fikk lov å bevege seg opp gjennom atmosfæren fra et eller annet nivå uten å bli forhindret i bevegelsen på grunn av kollisjoner med andre partikler, ville denne partikkelen nå en høyde h_eks som er gitt ved:

og

Det høydeområdet hvor partiklene kan bevege seg fritt uten å kollidere med andre partikler over en avstand som tilsvarer skalahøyden, kaller vi eksosfæren. Kolli- sjonene mellom gasspartiklene spiller en fundamental rolle for sammensetningen og temperaturen i atmosfæren. Idet partiklene oppfører seg som individuelle partikler og ikke vekselvirker som i en sammensatt gass, opphører egentlig atmosfæren ved eksosfæren.

1.B.3 Stabiliteten i atmosfæren

Anta at et volumelement i atmosfæren beveger seg i høyden, og at bevegelsen skjer uten at volumelementet får noe energi (varme) fra omgivelsene. Dette kan skje om bevegelsen er rask nok. I en slik situasjon gjelder den adiabatiske gassloven for forholdet mellom p og T.

hvor g = 1,4 kalles den adiabatiske gasskonstanten. Ved å derivere (21) mhp. z finner en:

Ved å introdusere (7) finner en:

a^* kalles for den adiabatiske fallraten (lapse rate), og ved jordas overflate er denne:

Temperaturen i atmosfæren avtar etter dette med omlag 1 ^°C pr. 100 m i høyden over bakken.

La oss nå anta at vi har en atmosfære hvor temperaturen innenfor et gitt høydeområde faller raskere enn den adiabatiske fallraten a^* slik som vist i fig. 1.B.3.

La nå en liten luftboble stige opp i atmosfæren fra høyden z₀ til den når en høyde z₁ uten at denne bobla utveksler varme med omgivelsene. Da vil temperaturen i bobla følge den adiabatiske temperaturprofilen T_a i fig. 1.B.3 til temperaturen T_a,1 som er høyere enn temperaturen T₁ i selve atmosfæren i høyden z₁. Derfor vil luftbobla være lettere enn omgivelsene i lufta, og bobla vil fortsette å stige.

Hvis, på den annen side, bobla synker fra høyden z₀ til høyden z₂ uten at den vekselvirker med omgivelsene, vil temperaturen i bobla bli T_a,2 ifølge høydeforløpet av den adiabatiske temperaturen. Temperaturen i bobla vil derfor bli mindre enn i den omliggende lufta, og bobla blir tyngre enn omgivelsene og fortsetter å synke. I en slik situasjon hvor temperaturen i lufta avtar raskere enn den adiabatiske fallraten, sier vi at atmosfæren er ustabil.

I det motsatte tilfellet hvor temperaturen i atmosfæren avtar langsommere enn den adiabatiske fallraten som illustrert i fig. 1.B.4, er atmosfæren stabil. Dersom ei luftboble stiger fra høyden z₀ til høyden z₁ uten å vekselvirke med lufta omkring, vil temperaturen i bobla følge den adiabatiske temperaturprofilen og være T_a,1 i høyden z₁. Denne temperaturen er imidlertid lavere enn i omgivelsene, og bobla vil bli tyngre enn lufta omkring, og den synker. Når nå bobla når høyden z₂ under z₀, vil temperaturen i bobla være T_a,2 ifølge den adiabatiske temperaturprofilen. Idet T_a,2 er høyere enn temperaturen T₂ i atmosfæren omkring, vil bobla bli lettere enn omgivelsene, og den stiger tilbake. En atmosfære hvor temperaturprofilen faller langsommere enn den adiabatiske temperaturprofilen, er dermed stabil.

Små forstyrrelser i atmosfæren er vanligvis adiabatiske idet tregheten i atmosfæren er for stor for energiutveksling. De mest sannsynlige områder for ustabilitet i atmosfæren er der hvor temperaturen avtar med høyden slik som i troposfæren og i mesosfæren, og det er jo også i disse områdene at turbulensen er mest aktiv.

1.B.4 Luftmotstand i satellitthøyder

Oppvarminga av termosfæren kan øke, enten ved at UV-strålinga fra sola øker ved økende solflekkaktivitet, eller ved at sterke forstyrrelser finner sted i den polare atmosfæren på grunn av nordlys og geomagnetiske stormer. Dette vil føre til en ekspansjon av den nedre delen av termosfæren som vil øke tettheten i de øvre høyder. I høydeområdet 600-1000 km befinner det seg mange satellitter, og disse vil, uansett hvor liten atmosfæretettheten er i dette høydeområdet, alltid opp- leve luftmotstand på grunn av kollisjoner med gasspartiklene. Dersom tettheten av partiklene endrer seg, vil også antall kollisjoner endre seg. Vi vil nå undersøke om dette kan ha noen betydning for bevegelsen av satellittene i sine tiltenkte baner.

For en kuleformet satellitt med masse m som beveger seg med en hastighet v i forhold til atmosfæregassen, vil det oppstå en motstandskraft F på satellitt-

bevegelsen på grunn av kollisjoner med gasspartiklene. Denne kan en uttrykke på følgende form:

hvor r er tettheten av atmosfæregassen og B₀ er den såkalte ballistiske koeffisienten. B₀ er proporsjonal med tverrsnittet av kula og er avhengig av overflatestrukturen i materialet den er laget av. Antar vi at kula (satellitten) med masse m beveger seg i en sirkelbane med radius r rundt jorda, så vil den totale energien til satellitten være:

G er her gravitasjonskonstanten ( = 6,67 ×10^-11 N m² kg^-2) og M_e er massen til jorda ( = 5,98 ×10²⁴ kg). Det negative fortegnet kommer av at vi har satt den potensielle energien til jorda lik 0 i uendeligheten. Den totale energien til satellitten vil forandre seg med tiden på grunn av friksjons F som er rettet mot bevegelsen til satellitten. Dermed kan vi sette:

Fra (25) kan en forme et alternativt uttrykk for dE/dt og sette det likt med uttrykket i (26):

Fra (27) kan en nå løse dr/dt som er et uttrykk for hvor fort radius i satellittbanen varierer med tiden. Idet

får en:

Ved å observere hvor raskt baneradius for en satellitt forandrer seg med tiden, kan en nytte (29) til å fastlegge tettheten av atmosfæren i satellitt- høyder. Motsatt kan en nytte kunnskap om atmosfæretettheten i satellitthøyder til å fastlegge hvor fort baneradius til satellitten vil forandre seg. Nå er endringene i baneradius veldig liten i løpet av en rotasjon, og den kan derfor være ganske

vanskelig å registrere med god nok nøyaktighet for å fastlegge endringer i satellitt- banen. Det viser seg at omløpstiden til satellitten (T = 2pr/v) er en enklere parameter å forholde seg til. Fra en av Keplers lover har vi nettopp en sammenheng mellom omløpstiden og baneradius for en satellitt som beveger seg i en sirkelbane rundt et sentrallegeme:

Endringen i omløpstiden pr. tidsenhet kan en få ved å derivere (30) med hensyn på tiden:

Ved å sette inn (29) for dr/dt i (31) får vi:

En kan også finne den relative endringen i omløpstiden pr. tidsenhet:

Det er lettere å måle hvor fort omløpstiden endrer seg fra omløp til omløp enn det er å bestemme hvor fort baneradius avtar. Fra (33) ser vi at omløpstiden avtar på grunn av luftmotstand, noe som innebærer at satellitten sirkulerer raskere og raskere rundt jorda. Dette tilsier at satellitten stadig øker sin rotasjonshastighet og dermed sin kinetiske energi. Samtidig avtar høyden til satellitten og dermed også den potensielle energien. Ligning (33) gir oss en mulighet til å beregne hvordan omløpstiden endrer seg for ulike tettheter i satellitthøyden r fra jordas sentrum, og det er denne formelen resultatene i Fig. 1.10 er beregnet fra.