Fysikk i den polare atmosfæren og nordlyset

Av Asgeir Brekke

Nordlysobservatoriet, Universitetet i Tromsø. 1998

Innhold del 3:

3 Nordlyset og ionosfæren

• 3.1 Litt nordlyshistorie
• 3.2 Høyden av nordlyset
• 3.3 Hyppigheten av nordlys
• 3.4 Den globale fordelinga av nordlysene
• 3.5 Hvordan nordlyset framstår
• 3.6 Nordlyspartiklene
• 3.7 Dannelsen av ionosfæren
• 3.8 Dannelsen av ionisasjons- (elektron-) profilene i den øvre atmosfæren

Noen nyttige konstanter
Bibliografi

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

Kapittel 3: Nordlyset og ionosfæren

3.1 Litt nordlyshistorie

Ingen kan selvsagt med sikkerhet si hvor og når det første nordlys ble sett. Trolig har det hatt tilhold mellom stjernene på den mørke vinterhimmelen så lenge som mennesket har trått sin fot på jorda, og langt lenger enn det. Formene, fargene og den geografiske posisjonen kan ha forandret seg. Noen mennesker tror de kan finne spor av nordlysallegorier i Bibelen eller andre mytologiske framstillinger slik som i en del gestalter i den norrøne mytologien eller den eldre Edda. Andre tror de kan kjenne igjen nordlysmotiv fra gamle helleristninger som for eksempel i Palmyra i India.

I gamle Kina ble nordlyset kalt ``flygende drager''; i Skottland ``Fir Chlis'' eller ``de glade dansere''; i det klassiske Hellas kaltes det ``chasmata'' eller svelg, et annet navn var ``hoppende geiter''; og i Norge fikk det navn som nordlys, værlys, vindlys, brag, luimme og enda flere. Men nordlys, som vikingene kalte ``nor\ethur ljos'', er det navnet som består og som vel er en av de eldste betegnelsene på fenomenet i daglig bruk. I den internasjo- nale vitenskapelige litteraturen brukes betegnelsen Aurora borealis for nordlys og Aurora australis for sørlys, og bare Aurora som fellesbetegnelse for polarlys. Denne bruken av Aurora bunner i en misforståelse som en vel kan si Galileo Galilei gjorde seg skyld i. Han observerte rundt 1620 et nordlys over Roma som hadde den karakteristiske røde fargen som nordlys gjerne har på de bredder. Siden fargen minnet han om morgenrøden, og den romerske gudinnen for dette fenomenet er Aurora, så ble navnet Aurora borealis eller den nordlige morgenrøden. Siden har navnet blitt hengende ved, til tross for at Celsius i Sverige forsøkte å protestere på dette vel hundre år senere og mente at det burde hete Lumini boreale som ville være den latinske oversettelsen av vikingenes navn på fenomenet. Hans protester var imidlertid til liten nytte.

Hos flere kulturer i de arktiske områder har det vært ganske vanlig å forbinde nordlyset med døden eller dødsriket. Hos oss i Skandinavia var en ofte av den oppfatning at nordlyset var åndene til døde jomfruer eller møyer. I norrøn mytologi var dette val- kyrjene. Blant eskimoene på Grønland sa en at det var åndene til døde og dødfødte barn som sparket ball med hvalrosshoder. I fig. 3.1 er det vist et bilde av en moderne fyrstikkeske fra Grønland hvor motivet nettopp henspeiler på denne forestillingen.

En mer makaber oppfatning fra de kanter er at det er åndene til dødfødte barn som spiller ball med etterbyrden. Hos noen kulturer var det vanlig å tro at nordlyset var blod fra en evig kamp mellom dem som hadde dødd i krig eller på annet brutalt vis. I norrøn mytologi var dette gjerne einherjene.

I historisk tid er nordlysene blitt observert så langt sør som til Hellas og Italia i Europa og i de nordlige deler av Japan, og i moderne tid helt sør til de sørligere stater av USA.

Som i så mange andre områder av naturvitenskapen hadde også forskningen på nordlyset en noe famlende start ved slutten av middelalderen. Fra flyveblad som ble spredd utover Tyskland så sent som i det 17. og 18. århundre var nordlyset framstilt som kjempende horder og fantasifulle monstre på himmelhvelvet. Fig. 3.2 viser et bilde av et slikt flyveblad. Nordlysene var kjent for å bære bud om krig, dyrtider, pest og ildebranner. Ja, så sent som i 1991, ved utbruddet av borgerkrigen i Kroatia, ble det sett nordlys der sør som opprørte deler av folket og som ble tatt som varsel på at noe forferdelig var i gjære.

Personer som den berømte danske astronomen Tycho Brahe som observerte nattehimmelen med den største nøyaktighet fra sitt Uranienborg, merket seg også flere nordlys mellom 1580 og 1600. Opptegnelser som disse er meget nyttige for å kunne studere forekomsten av nordlys i historien.

Da middelalderen gikk mot sin ende med alle miserable kriger, depresjoner og elendighet, var ikke forholdene for å tegne ned observasjoner av nordlyset særlig gode. Idet forekomsten av nordlys kanskje også var ekstra lav i denne perioden fram mot begynnelsen av 1700-tallet, er det ikke mange nedtegnelser å finne mellom Brahes notater og begynnelsen av det 18. århundret. Faktisk ble nordlyset oppfattet av mange som et nytt himmelfenomen da det viste seg over store deler av Europa i mars 1716. I flere publikasjoner som ble utgitt i de mest aktede akademiske kretser, var det ikke uvanlig å se diskusjoner om nordlysets alder. Spesielt reagerte skandinavene på at en i sentrale deler av Europa mente å ha oppdaget et nytt himmelfenomen. Den norske historikeren Gerhard Schøning (1722-1786) skrev for eksempel en avhandling om nordlysets alder basert på gamle nedtegnelser og kunne selvsagt forkaste ideen om et nytt fenomen. Han viste til Kongespeilet som er skrevet rundt 1230 e.Kr. og hvor nordlyset for første gang er omtalt med sitt norrøne navn. I denne boka ble det nevnt som et fenomen sjøfarende på ferd til Grønland ofte observerte. Til tross for at forfatteren trolig bodde i Trøndelag et sted, gir han ikke uttrykk for selv å ha sett det. Dette har en undret seg over i flere generasjoner - hvorfor nevner forfatteren nordlyset som et fenomen i nærheten av Grønland og ikke over Norge? Dette kan en kanskje forstå når en kjenner den nære sammenhengen det er mellom nordlyset og jordas magnetfelt, slik som dette er omtalt i kap. 2.7.

I Kongespeilet gjorde forfatteren forsøk på å forklare hvordan nordlyset oppstår. Han brukte forklaringer som at det var refleksjoner på himmelen fra den varmen som omringet jorda, refleksjoner av solstrålene i snøkrystaller i lufta og utstråling av lys fra isen i nord som den hadde tiltrukket seg om sommeren i midnattsola. Dette var svært avanserte teorier i forhold til mange av de håpløse spekulasjonene som så dagens lys i sørligere egner av Europa flere hundre år senere.

Som allerede omtalt, skapte nordlysene i mars 1716 stor oppstandelse i Europa. Den berømte engelske astronomen Sir Edmund Halley levde i London på denne tiden. Han var kommet en del opp i årene, og en stund før hadde han uttalt at han hadde sett alle lysende himmelfenomener som han kjente utenom nordlyset, og han var engstelig for å måtte forlate denne verden uten å få anledning til å oppleve det. Endelig i mars 1716 fikk han sitt ønske oppfylt da et kraftig nordlys fylte himmelen over London. Han noterte øyeblikkelig ned sine observasjoner og publiserte på grunnlag av dette en artikkel i det ærverdige Philosophical Transactions of the Royal Society i London. Her framsatte han en ny teori om nordlyset som var langt mer avansert enn noen av dem forfatteren av Kongespeilet hadde spekulert på over 500 år tidligere. På grunn av sine omfattende kunnskaper om jordas magnetfelt foreslo han at krumningen i nordlysbuene måtte være kontrollert av magnetfeltet. Han snudde imidlertid saken på hodet idet han foreslo at et magnetisk fluidum strømmet ut fra jordas indre gjennom porer i jordskorpa. Dette fluidumet strømmet videre opp i atmosfæren hvor det blandet seg med de fuktige dampene der og dannet nordlyset, hevdet Halley.

3.2 Høyden av nordlyset

I gamle dager oppfattet en nordlyset som et meteorologisk fenomen, og det ble ofte benevnt som et ``meteoron''. Slik var det også tradisjon mange steder i Norge å benevne nordlyset som værlys, og de fleste steder omkring i landet hadde værtegn forbundet med nordlys, og disse var ofte forbausende like fra strøk til strøk.

Da endelig den deprimerende middelalderen med religiøse forfølgelser av annerledes tenkende og forskere svant hen etter virvaret som oppstod under reformasjonen og trettiårskrigen (1618-1648), økte interessen i folket for naturlige fenomener og også nordlyset. Dette kommer klart til syne i det økende antall nedtegnelser av nordlysobservasjoner ved begynnelsen av det 18. århundre.

Høyden av nordlyset ble et viktig spørsmål. Nokså motstridende rapporter dukket opp, der nordlyset på den ene siden var sett nede mellom fjelltoppene, ja sågar helt nede på havoverflaten, mens andre hevdet at det var et fenomen som holdt til i de øvre områder i atmosfæren. Hvor langt opp atmosfæren nådde, var et omstridt tema rundt slutten av det 17. århundret, selv om Halley hadde vist ved målinger at trykket i atmosfæren avtok eksponentielt med høyden, slik at atmosfæren i prinsippet var uendelig. Om nordlyset holdt til i de høyere områder av atmosfæren, ville det være av interesse å måle høyden fordi det ville også gi en pekepinn om hvor høyt atmosfæren strakk seg. På denne måten ga studiet av nordlyset viktig informasjon om atmosfærens struktur. En fransk astronom med navnet Gassendi hadde ved et tilfelle så tidlig som i 1621 beregnet høyden på et nordlys over Paris til å være nesten 850 km. Noen få enkeltmålinger av høyden ble også foretatt i Paris, København og St. Petersburg mellom 1730 og 1750, og resultatene var spredd mellom 200 og 1000 km. De fleste observasjonene indikerte høyder på over 600 km. Fra Uppsala rapporterte Anders Celsius (1701-1744) og hans kollegaer om 13 målinger av nordlyshøyder som ble utført ved triangulering, der resultatene lå mellom 380 og 1300 km, med en middelhøyde på 760 km.

Å utføre nøyaktige høydemålinger av en nordlysform tidlig i det 18. århundre var ingen enkel affære. Idet høyden av nordlysene er vel 100 km over jordoverflaten, bør to observatører som skal utføre en triangulering for det første være atskilt med en betydelig avstand, helst av størrelsesorden 100 km for å oppnå best mulige resultater (fig. 3.3), og for det andre må de være sikre på at de observerer nøyaktig samme punkt i nordlyset ved nøyaktig samme tidspunkt. Dette var bortimot umulig på den tiden da telegrafisk kommunikasjon ikke eksisterte. Derfor ble det til at en benyttet seg av for korte basislinjer, som for eksempel avstanden mellom det astronomiske observatoriet i Paris og kirken Sacré-Cur, og det ble mye tilfeldigheter i resultatene.

Problemet med nøyaktige målinger av høyden til nordlysene kunne derfor ikke løses tilfredsstillende før telegrafi- og fotografiteknikkene ble oppfunnet, og dette fant sted mot slutten av det 19. århundret. Den norske matematikeren og fysikeren professor Carl Størmer (1874-1957) stod klar til å kaste seg inn i et livslangt virke i triangulering av nordlysene. De første forsøk med fotoapparater og telefoni hadde professor Kristian Birkeland utført fra Haldde- og Talviktoppen i Alta allerede vinteren 1899-1900 uten at han hadde lykkes helt. Størmer utførte også trianguleringer i Alta, men foretok de fleste målingene fra Sør-Norge og beregnet til sammen høyden av 10 000 nordlysformer. De statistiske resultatene av hans arbeider er gjengitt i fig. 3.4.

De fleste nordlys forekommer rundt 100 km, ingen er observert under 70 km, og bare 6,5% av formene er funnet over 150 km ifølge Størmers målinger.

Selv om det er gjort store forbedringer av Størmers metode takket være TV-kameraer og moderne automasjon, har disse resultatene forblitt referanserammen for de fleste diskusjoner om høyden av nordlysene. Det finnes imidlertid indikasjoner på at tynne nordlyslag som ofte opptrer under 100 km, har sluppet unna Størmers skarpe analyser av fotografiske plater.

3.3 Hyppigheten av nordlys

Da solflekksyklusen ble oppdaget i 1844, ble en fort klar over at hyppigheten av nordlysene var sterkt forbundet med denne syklusen. Det forhold at nordlysutbruddene syntes å skape uro på magnetnåla, ble allerede rapportert av Hiorter og Celsius i Uppsala så tidlig som i 1741. I 1826 hadde Ørsted i København forklart dette forholdet med at en elektrisk utladning fant sted langs nordlysbuene. Det ble fastslått ved midten av forrige århundre at det var en klar sammenheng mellom variasjoner i jordas magnetfelt og solflekksyklusen. Grunnlaget var dermed lagt for at nordlysforskningen skulle bli en integrert del av utforskningen av det nære verdensrom, i og med at en elektromagnetisk kopling syntes å eksistere mellom sola og jorda.

Sophus Tromholt (1851-1896), en dansk skolelærer, ble så opptatt av nordlys at han flyttet til Bergen for å få bedre anledning til å studere det. Han satte seg fore å samle inn så mye som mulig av gamle og nye nedtegnelser av nordlysobservasjoner i Skandinavia. På bakgrunn av dette kunne han lage ei framstilling av det årlige antall nordlysobservasjoner med solflekktallet i perioden 1780 til 1877. Denne framstillinga viste en temmelig klar sammenheng mellom disse fenomenene (fig. 3.5). Korrelasjonene er gode helt fram til 1865, men da synes det som om antallet observerte nordlys økte sterkere enn en skulle forvente av solflekkaktiviteten. Dette henger sammen med at Tromholt påvirket sine omgivelser til å være mer observant og rapportere til han når noen observerte nordlys. Slik skaffet han seg et nettverk av oppmerksomme observatører, noe som ikke eksisterte før. Denne figuren viser derfor med all tydelighet hvor forsiktig en bør være når en skal bygge opp historiske statistikker av et fenomen som er så uregelmessig som nordlyset. En skal heller ikke glemme å ta hensyn til de varierende sosiale forhold gjennom historien i de områdene nordlysene oppstår. Om en aktpågivende observatør som Celsius reiste til Lappland ved begynnelsen av 1700-tallet, kunne en lett trekke den gale slutning ved bare å se på statistikken at nordlyshyppigheten brått økte i Lappland. Det er mange fallgruver å gå i, og når noen påstår at nordlysene flyttet seg fram og tilbake mellom nord og sør i Skandinavia på 1700-tallet, kan det like gjerne ha vært aktsomme observatører som har flyttet på seg. Det at nordlysene synes å komme og gå med variasjonene i solflekkaktiviteten, synes imidlertid å være et godt belagt faktum, men å etablere dette forholdet på en kvantitativ måte med for eksempel en korrelasjonskoeffisient, er slett ikke så lett.

Når det gjelder forekomsten av nordlys gjennom året, synes det som om nordlysene oftere opptrer ved jevndøgnstider enn ved solvervene, selv når en forsøker å ta hensyn til skydekket og antall mørke timer pr. døgn (fig. 3.6). En vet ikke så sikkert hva dette kommer av, men det er nok forbundet med en årlig variasjon i den elektromagnetiske koplinga mellom solvinden, det interplanetariske feltet og jordas magnetfelt og magneto- sfære. Dersom en solflekk er kraftig nok og lever over en solrotasjon eller to, kan en forstyrrelse gjenta seg med en periode på 27 dager som er rotasjonstiden for sola sett fra jorda.

3.4 Den globale fordelinga av nordlysene

Allerede i 1833 hadde en tysker med navnet Muncke forestilt seg at det måtte være en nordlyssone. I 1860 hadde amerikaneren Elias Loomis samlet seg nok nordlysobserva- sjoner fra ulike geografiske områder til at han kunne tegne et kart over hvordan nordlyshyppigheten varierte rundt kloden. På dette kartet framkom et maksimalområde som slynget seg som en ovalformet sone rundt polarkalotten og som etterhvert fikk betegnelsen nordlyssonen. I 1881 publiserte imidlertid den sveitsiske fysikeren Hermann Fritz et kart hvor han hadde tegnet inn de såkalte isochasmene (``chasme'' er et gammelt gresk ord for nordlys som egentlig betyr hull eller svelg). Disse viste områder rundt jorda med like stor hyppighet av nordlys. Fig. 3.7 gjengir en reproduksjon av kartet til Fritz. Tallene som er knyttet til isochasmene viser antall netter pr. år da nordlys forekommer. Ved maksimumssonen er dette, ifølge Fritz, 100 netter. I Roma og Madrid oppstår nordlys sjeldnere enn en natt pr. år, kanskje bare en gang pr. solflekksyklus.

Om en følger maksimalsonen rundt polarkalotten på Fritz sitt kart, finner en at den følger tilnærmet 67^° N geomagnetisk bredde, og at den faller overens med 67^° N geografisk bredde i den europeiske sektor. Den tangerer den nordlige delen av Skandinavia og Novaja Semlja, passerer nord for Sibir og krysser over den nordligste delen av Nord-Amerika. Island og Grønland befinner seg begge nord for nordlyssonen hvor hyppigheten av nordlys er mindre.

Det milde klimaet i Skandinavia og den forholdsvis lette atkomsten til denne delen av verden, har på grunn av posisjonen til nordlyssonen gitt disse landene en fordel når det gjelder bakkebaserte observasjoner av nordlys. De mange pionerer innenfor denne forskningen og den betydelige infrastrukturen for dette fagfeltet i Skandinavia er klare bekreftelser på dette.

Allerede siden tidlig i det 18. århundret ble det hevdet at nordlysbuene dannet en del av en sammenhengende, lysende ring rundt polen. Faktisk ble denne hypotesen brukt ved en del forsøk på å bestemme høyden av nordlysene fra et enkelt observasjonspunkt (fig. 3.8). Ved å anta at nordlyset danner en fullstendig ring i en fast høyde rundt polen, vil observasjoner fra et eneste punkt av elevasjons- og asimutvinklene til toppunktet på buen sammen med asimutvinklene der hvor buen forsvinner bak horisonten, i prinsippet være nok til å fastlegge høyden av nordlysringen dersom radius til jorda er kjent.

Da Birkeland gjennomførte sine terrellaeksperimenter for å bevise at nordlysene ble dannet ved katodestråler som strømmet ut fra sola og ble innfanget av jordas magnetfelt, var han i stand til å framskaffe to parallelle, lysende ringer, en rundt hver pol (fig. 2.30), som ga han indirekte støtte til den gamle forestillingen om nordlysringen.

Under Det internasjonale geofysiske år (IGY) 1956-57 ble teorien om nordlysringen satt på prøve ved at en etablerte et nettverk av observasjonsposter i polarområdene, utstyrt med blant annet automatiske filmkamera som tok bilder av hele himmelen (all-sky camera), gjerne for hvert minutt om natten. Ved å sette sammen bildene fra alle disse kameraene på en systematisk måte, var en i stand til å påvise at nordlysene danner til enhver tid et ringformet belte (fig. 3.9) rundt den geomagnetiske pol, og dette beltet er senere blitt omtalt som nordlysovalen.

Ovalen har en fast posisjon i forhold til sola. Den er presset noe sammen på den ene siden som vender mot sola, og her når den vanligvis ned til omlag 78^° geomagnetisk bredde. På den siden som vender fra sola strekker den seg til 67^° geomagnetisk bredde, og noen ganger til enda lavere breddegrader.

Et sted ved tilstrekkelig høye breddegrader på jorda kan i løpet av døgnet, på grunn av jordrotasjonen, delvis befinne seg under, delvis innenfor og delvis utenfor denne ovalen. Tromsø og Andenes for eksempel roterer gjerne inn under ovalen fra sørsiden om ettermiddagen og ut igjen på ekvatorsiden om formiddagen. Et sted som befinner seg ved en veldig høy breddegrad, kan befinne seg innenfor (på polsiden) av ovalen hele døgnet. Svalbard for eksempel befinner seg på polsiden av ovalen om natten, men under ovalen ved middagstider, og derfor kan en se dagnordlys derifra rundt juletider. Denne relative bevegelsen av en observatør ved høye breddegrader i forhold til nordlysovalen forklarer hvorfor nordlyssonen befinner seg ved 67^° geomagnetisk bredde.

Denne ovalen er ikke statisk, den utvider seg og trekker seg sammen avhengig av situasjonen på sola. Når forstyrrelsene øker, ekspanderer ovalen mot lavere breddegrader, og den blir også bredere i formen.

I de senere årene er det blitt mulig å ta bilder av hele nordlysovalen fra rommet ved hjelp av kamera som er følsomme for ultrafiolett lys. Fig. 3.10 gjengir noen slike bilder som viser at ovalen er alltid til stede i en eller annen form som en lysende glorie rundt polarkalotten. Den forandrer ofte form, og av og til kan den deles i to med et lysende bånd tvers over polarområdet slik at ovalen får mer form som den greske bokstaven Q. Fra fig. 3.10 er det viktig å legge merke til at nordlyset ikke bare er et nattfenomen, men at det også er til stede om dagen og er faktisk sterkere i det ultrafiolette lyset enn sollyset.

3.5 Hvordan nordlyset framstår

Som allerede nevnt kommer nordlyset av og til til syne ved lave breddegrader når nordlysovalen utvider seg, og da er det ofte rødaktig på farge. Av denne grunn har det også fått navnet ``den nordlige morgenrøden'' eller ``aurora borealis''. Ved våre breddegrader framstår nordlyset med en rekke farger, ofte blandet sammen i et slikt vakkert fargeflor at en kan undre seg om det er det samme fenomenet en ser fra Tromsø som en av og til kan skimte i Madrid.

Nordlysspektroskopien ble innledet ved midten av det forrige århundre av svensken Anders Ångström som i 1866 observerte den mest dominerende nordlysemisjonen, den såkalte grønne linja, og bestemte at bølgelengden tilsvarte 5577 enheter, eller Ångström som vi sier i dag. Det skulle imidlertid ta nesten 60 år før noen var i stand til å bestemme med sikkerhet hvordan dette lyset ble dannet. Da ble det imidlertid avslørt at denne helt karakteristiske bølgelengden tilsvarte et kvantesprang i oksygenatomet fra den ustabile tilstanden ¹S til den lavere tilstanden ¹D. Det er fortsatt forunderlig at nettopp dette gulgrønne lyset skal dominere nordlysene på våre kanter så sterkt.

Når et atom bringes opp i en eksitert energitilstand, kvitter det seg gjerne med denne energien i løpet av et mikrosekund eller mindre i et spontant kvantesprang. Men et atom i en metastabil tilstand kan holde på energien over lengre tid, ja for ¹S-tilstanden i oksygenatomet er denne 0,75 s. Den ustabile tilstanden ¹S kan derfor i løpet av disse 0,75 s lett utsettes for kollisjoner med andre partikler i lufta selv i nordlyshøyder, og ved slike kollisjoner vil den ekstra energien fjernes fra oksygenatomet og det vil ikke skje noe kvantesprang. Faktisk er kollisjonsfrekvensen mellom dette eksiterte oksygenatomet og de andre luftpartiklene så stor at en ville forvente at bare en liten del av de eksiterte ¹S-tilstandene vil gi opphav til et kvantesprang ved 557,7 nm. Til tross for dette er den gulgrønne linja i nordlyset den sterkeste emisjonen. Det må derfor være en uhyre stor mengde av oksygenatomer i ¹S-tilstanden under nordlys. Den grønne nordlyslinja kommer i hovedsak fra et høydeområde rundt 100 km.

Nordlysspektrene er svært variable både i løpet av natten og fra det ene nordlyset til det andre. Studiene av nordlysspektrene er faktisk en egen forskningsgren i seg selv som stiller store krav til nøyaktighet i måleteknikken. Disse studiene har gitt oss en forbedret innsikt i sammensetning av og temperaturer i atmosfæregassene i de høyere luftlag over 90 km. Faktisk var det meste av vår kunnskap om disse høydeområdene i den polare atmosfæren grunnfestet i nordlysspektroskopi fram til 1960-tallet da raketter og radarer ble tatt i bruk for fullt.

Fig. 3.11 viser noen typiske spektra som er målt under middels sterkt og sterkt nordlys i den synlige delen av spektret. De observerte detaljene i spektret er nesten alle linjer og bånd fra nøytralt eller ionisert N₂, O, O₂ og N med noenlunde samme rekkefølge i betydningen av dem. Noen av de mest iøynefallende linjene og båndene er indikert i spektret slik som oksygenemisjonene ved 557,7 nm og 630,0 nm og N₂⁺ 1N-båndet med et maksimum ved 427,8 nm. Nordlysemisjonene kommer altså fra kvantesprang mellom ulike energinivåer i atomer og molekyler. Anta at kvantespranget skjer mellom energinivåene E₁ og E₂ hvor E₂ > E₁. Da er bølgelengden til lyset forbundet med kvantespranget gitt ved

hvor c ( = 3 ×10⁸ m/s) er lysets hastighet og h ( = 6,63 ×10^-34 J/s) er Plancks konstant. Den motsatte prosessen kan også skje slik at lys med denne bølgelengden kan overføre energi til en partikkel som svarer til differansen

og dermed eksitere partikkelen.

Fig. 3.12 viser noen typiske energioverganger for en del tilstander i oksygenatomet. Vi legger merke til at den grønne linja tilsvarer en energiovergang nær 2,2 eV.

3.6 Nordlyspartiklene

Det har lenge vært kjent at det er elektroner og protoner som trenger seg ned langs magnetfeltlinjene i den polare atmosfæren og lager nordlysflammene ved å kollidere med gasser og molekyler i de øvre luftlag over 100 km. Det var imidlertid ikke mulig å måle energien på disse partiklene før rakettene og satellittene kunne tas i bruk på 1960-tallet og skytes opp med spesialkonstruerte instrumenter for å fange dem. Fig. 3.13 viser noen slike energispektra målt fra satellitter idet de passerte nordlysovalen under nordlysutbrudd. Spektrene er målt ved ulike nordlysformer og i ulike deler av nordlysovalen. En legger merke til at kurvene merket A og B som er målt i nordlysovalen om kvelden og om morgenen henholdsvis, viser tydelige topper mellom 1 og 10 keV.

Toppen i spektret om morgenen befinner seg ved en høyere energi enn om kvelden, og dette er en ganske typisk forskjell for kvelds- og morgennordlys. Morgennordlyset befinner seg derfor på en noe lavere høyde i gjennomsnitt enn kveldsnordlyset. På den annen side er det flere elektroner pr. energienhet i energispektret om kvelden enn om morgenen. Dette fører på sin side til at nordlysene om kvelden er mer intense enn om morgenen. Vi legger merke til at det er ca. en faktor 100 flere elektroner pr. energienhet om kvelden enn om morgenen ved deres respektive maksima i energispektret. Spektrene faller sterkt for energier over 10 keV, mens de øker kraftig mot lavere energier under 1 keV. Disse toppene mellom 1 keV og 10 keV tyder på at elektronene på en eller annen måte har vært gjennom en akselerasjonsprosess på veien ned mot atmosfæren, men hvordan og hvor dette foregår i rommet omkring jorda, er ennå en uløst gåte.

Om en nå kjente alle kollisjonstverrsnitt for alle mulige kollisjoner mellom elektronene av ulike energier og atomene og molekylene i atmosfæren, samt sannsynlighetene (reaksjonstverrsnittene) for alle overganger mellom alle mulige energitilstander i atomene og molekylene, kunne en i prinsippet beregne spektret av et nordlys når en kjente en gitt partikkelstråle som strømmet inn mot atmosfæren. Dette er selvsagt en håpløs oppgave i og med at det er så uhyre mange muligheter for et elektron å kollidere med atmosfærepartiklene. En må derfor forsøke å holde seg til noen få typiske reaksjonstverrsnitt. Fig. 3.14 viser disse for ¹S- og ¹D-tilstanden i oksygenatomet samt en tilstand i N₂-molekylet og en i N₂-ionet henholdsvis. Tverrsnittene har maksima mellom 1 og 1000 eV, altså langt lavere enn de typiske energier for elektronene som kommer strømmende ned i atmosfæren. De høyenergetiske elektronene (1-10 keV) må derfor bremses ned før de kan ta aktivt del i eksitasjonene av de viktige tilstandene for nordlysemisjonene. Et elektron med en energi på 1 keV må gå gjennom en hel rekke kollisjoner før den endelig er bremset ned til ca. 10 eV som er energien for maksimum i reaksjonstverrsnittet til O¹S. I løpet av denne prosessen blir det dannet omlag 300 elektron-ionepar i atmosfæren av et enkel elektron som strømmer inn med en energi på 1 keV.

Ved å basere seg på slike modeller for kollisjons- og eksitasjonstverrsnitt og modellen for sammensetningen av den nøytrale atmosfæregassen kan en beregne hvordan energien blir deponert av en elektronstråle i forbindelse med nordlys. Fig. 3.15 viser noen slike modellberegninger hvor en legger merke til at en partikkel med en energi på 20 keV trenger langt dypere ned i atmosfæren, og energien som avsettes er omlag 100 ganger større enn for en partikkel med en energi på 2 keV. Tabell 3.1 viser høyden for maksimal energideponering for noen typiske elektronenergier.

Om en nå har et bibliotek av relevante kollisjons- og reaksjonstverrsnitt, kan en beregne produksjonsprofilene av de mest typiske eksitasjonstilstandene i nordlys. Slike resultater er vist i fig. 3.16 hvor en legger merke til at O(¹S)-tilstanden som forårsaker den grønne linja, har et maksimum nesten i samme høyde som N₂⁺ (B³ S_u⁺)-tilstanden som er årsak til den andre sterke nordlysemisjonen 427,8 nm. O(¹S)-tilstanden produseres likevel i større mengder i den øvre delen av atmosfæren over 200 km. O(¹D)-tilstanden som er kilden til den røde linja ved 630,0 nm, dominerer sterkt i hele høydeområdet over 100 km. Siden denne tilstanden også er metastabil og har en levetid på 110 s, kveles den av kollisjoner under 200 km. Når en observerer et nordlys som er rødt i den øvre delen, vet en at det kommer fra tilstanden O(¹D). De ulike tilstandene eksiteres samtidig i samme høydeområde når elektronstrålen strømmer inn, men idet ¹S-tilstanden er metastabil med en levetid på 0,75 s mens 427,8 nm er en spontan emisjon fra N₂⁺ (B³ S_u⁺), vil en ofte kunne se at når nordlyset beveger seg, vil det være blåfiolett i forkant på grunn av 427,8 nm-emisjonen og grønt i bakkant på grunn av den forsinkede 557,7 nm-emisjonen.

3.7 Dannelsen av ionosfæren

Det at det eksisterer et ionisert område i de øvre deler av atmosfæren, var trolig forstått ved begynnelsen av dette århundret da Guglielmo Marconi demonstrerte at radiobølger kunne forplante seg over store avstander langt utover den frie horisont, som om de ble forplantet mellom et ledende lag i lufta og jorda. Et ledende luftlag i den øvre atmosfæren ble allerede foreslått av Stewart rundt 1880 for å forklare variasjonene han målte på magnetometrene. Det var imidlertid ikke før i 1924 at det ble bevist at den øvre atmosfæren har et ionisert, ledende lag, og dette skjedde ved hjelp av radioeksperimenter både fra USA og England.

Ionosfæren kan betraktes som et variabelt ionisasjonsskall som omgir jorda. Variasjoner i typiske vertikale elektrontetthetsprofiler ved midlere breddegrader opp til 800 km er vist i fig. 3.17. Typisk finner en et maksimum rundt 300 km, men dette kan variere mellom 200 og 600 km. Under dette maksimumet forekommer det små maksima og noen ganger kraftige maksima slik som under nordlysutbrudd (fig. 3.18).

Ionosfæren er av historiske grunner delt opp i lag eller områder. Det laget som ble først oppdaget, fikk navnet E-laget fordi det elektriske feltet i radiobølgen ble reflektert i dette laget. Senere fant en at denne type refleksjoner også kunne forekomme i større høyder og dermed fikk dette laget betegnelsen F-laget, og siden er også D-laget kommet til. E-laget befinner seg altså ved 90-120 km, mens D-laget er mellom 60 og 90 km. Noen ganger omtales de laveste områder av D-laget også som C-laget. F-laget befinner seg rundt maksimum i elektrontetthetsprofilen mellom 200 og 600 km. Noen ganger kan det bestå av to maksima som benevnes som F₁- og F₂-laget.

Elektrontetthetene i disse områdene varierer med tiden på dagen, årstidene, solflekksyklusen og de magnetosfæriske forholdene eller forstyrrelsene som følge av solvinden.

3.8 Dannelsen av ionisasjons- (elektron-) profilene i den øvre atmosfæren

Det er den ultrafiolette delen av solstrålinga som ioniserer molekylene og atomene i den øvre delen av atmosfæren slik at ioner og elektroner blir dannet. Idet denne solstrålinga varierer med tid på døgnet og årstiden, er det en kontinuerlig variasjon i mengden av ioner og elektroner i de øvre luftlag. Vi vil anta at atmosfæren som solstrålinga trenger gjennom, er horisontalt lagdelt, og at atmosfæregassen er en idealgass. For en statisk atmosfære i hydrostatisk likevekt vil som kjent partikkeltettheten avta eksponentielt med høyden ifølge (1.B.16),

Den innfallende solstrålinga ved en bølgelengde l vil ha en intensitet I(l,z) i høyden z. Denne intensiteten kan måles i watt/m². Det vil være et ionisasjonstverrsnitt s(l) målt i m² som forteller hvor effektivt solstrålinga ioniserer atmosfæregassen. Solstrålinga ved bølgelengde l vil derfor ionisere et antall nøytrale partikler pr. m² og sekund som kan uttrykkes ved

Dersom solstrålinga med intensitet I(l) har passert en avstand s gjennom atmosfæren, vil intensiteten måtte reduseres med et bidrag dI på grunn av tapet ved ionisasjonsprosessen når den passerer en infinitesimal avstand ds. Denne reduksjonen må være proporsjonal med intensiteten i solstrålinga med bølgelengde l, tverrsnittet for ionisasjon s(l) og antall partikler som kan ioniseres over avstanden ds. Dette kan vi uttrykke på følgende måte:

Om vi nå antar at for hver energienhet i strålinga dannes det et antall C med elektroner, så vil produksjonen av elektroner pr. m³ og sekund kunne uttrykkes ved

Her benevnes C som ionisasjonseffektiviteten. Idet n øker og I avtar med avtagende høyde i atmosfæren, så må produktet n ·I nå et maksimum et eller annet sted (fig. 3.19).

Dette maksimumet finner vi der hvor

eller der hvor

Idet C og s er konstante, vil en finne at ved dette maksimum gjelder:

hvor m indikerer maksimum. Solstrålinga faller imidlertid inn mot atmosfæren med en vinkel c i forhold til vertikalaksen (fig. 3.20).

Av fig. 3.20 finner en at sammenhengen mellom den infinitesimale stråleveien ds og tykkelsen på et høydeelement dz er gitt ved

og dermed har en:

For en atmosfære i hydrostatisk likevekt er

og

ved en avstand s fra strålekilden (sola). I maksimum for ionisasjon finner en spesielt

og fra (6) er

Setter en dette inn i (9), finner en:

eller

(secc = 1/cosc). Vi har allerede funnet at (1.B.17):

hvor N₀ er det totale antall atmosfærepartikler pr. arealenhet over en referansehøyde der n₀ er tettheten pr. volumenhet og H er skalahøyden. Tilsvarende må det for den totale partikkeltettheten \cal N_m pr. arealenhet over maksimum bli

Dermed får vi det spesielle resultatet ved å kombinere (17) og (19):

For sola i senit (loddrett innfall) er c = 0 og:

Dette betyr at ved maksimum ionisasjon er produktet av kollisjonstverrsnittet og det totale antall partikler pr. arealenhet over dette maksimum 1.

Ved å kombinere (5) og (19) finner vi følgende forhold for intensiteten i solstrålinga ved en høyde z:

og følgelig er

Idet s, n₀, H og secc er konstante, finner vi ved å integrere (3.22) mellom ¥ og z:

eller

hvis I_¥ er intensiteten i solstrålinga utenfor atmosfæren og I er intensiteten i en høyde z. Spesielt i høyden z_m ved maksimum ionisasjon blir intensiteten I_m i solstrålinga gitt ved

ifølge (3.17), og dermed er

Intensiteten i solstrålinga har altså avtatt med faktor e ved høyden for maksimum ionisasjon i forhold til intensiteten i strålinga som faller inn ved toppen av atmosfæren.

En innfører gjerne begrepet ``optisk dybde'' t som er gitt ved

og ved høyden for maksimum ionisasjon er

Idet de ulike bølgelengdene i solspektret vil absorberes av ulike årsaker i forskjellige høyder i atmosfæren, vil hver bølgelengde produsere en ionisasjonsprofil med sitt eget maksimum. secc er alltid større enn 1 for senitvinkler c mellom 0^° og 90^°, og derfor vil t_m bli 1 ved de største verdier av n_m når sola står i senit (c = 0), og maksimum i ionisasjonsprofilen vil oppstå ved lavere høyder jo høyere sola står på himmelen. I fig. 3.21 vises høydene hvor intensitetene i de ulike bølgelengdene under 300 nm i solspektret er redusert med faktoren e, eller med andre ord, der hvor de produserer maksimum ionisasjon når sola står i senit. Ved andre solvinkler vil disse høydene måtte øke. Spesielt legger en merke til at bølgelengder over 200 nm (2000 Å) når ned til lave høyder ( < 50 km) og er viktige for blant annet ozon. Bølgelengder under 100 nm (1000 Å) danner ionisasjon i E-laget og i F-laget. Ly_a-linja med bølgelengden 121,5 nm er spesielt avmerket siden den når ned mot lavere høyder enn bølgelengdene i nærheten. Denne strålen er spesielt viktig for D-laget hvor den ioniserer NO.

De ulike gasartene i atmosfæren har ulike ionisasjonspotensialer V_p som en kan uttrykke med bølgelengden av lyset etter Einsteins lov for et energikvant:

Tabell 3.2 gir noen verdier av disse potensialene sammen med de tilsvarende bølgelengdene.

Fra tabell 3.2 finner en at stråler i området 70-150 nm vil være spesielt viktig for ionisasjonsprosessene i atmosfæren. Typiske ionisasjonstverrsnitt er av størrelsesorden 10^-17-10^-18 cm² (10^-21-10^-22 m²). Variasjonene i ionisasjonstverrsnittet for O₂ er vist i fig. 3.22 for bølgelengder under 200 nm (2000 Å). En legger merke til at for bølgelengder

mellom 20 og 80 nm (200 og 800 Å) er tverrsnittet ganske høyt, > 10^-17 cm² (10^-21 m²). For sola i senit finner en altså at den optiske dybden for solstrålinga i EUV-området svarer til

Fra tabell 3.3 finner en at nH » 10²² ved omlag 110 km, noe som forklarer hvorfor så mye av EUV-strålinga absorberes over 100 km.

Med utgangspunkt i den reelle atmosfæren med alle de ulike slag av gasspartikler som finnes der og det kompliserte og variable solspektret, er det en uoverkommelig oppgave å beregne ionisasjonsprofilene i atmosfæren til enhver tid. En kan likevel komme et stykke på vei med noen typiske eksempler.

En antar først en modell av tettheten og sammensetningen av den nøytrale atmosfæren fra bakken og ut i eksosfæren. En tar vanligvis bare hensyn til de mest vanlige gass-slagene som N₂, O₂, O og NO, og anvender noen typiske bølgelengdebånd i solspektret. Med dette som utgangspunkt kan en beregne de ulike ionisasjonsprofilene. Noen slike resultater er vist i fig. 3.23. Den øverste figuren viser hvordan de ulike ionetypene fordeler seg i høydeområdet under 350 km. Mens O⁺-ionene dominerer i store høyder, er O₂⁺ og N₂⁺ sterkest representert under 150 km. Den nederste figuren viser hvordan de ulike bølgelengdeområdene produserer ionisasjonsprofiler, og en legger merke til at bølgelengder mellom 1 og 165 Å (0,1-16,5 nm) har maksimum i profilen ved den laveste høyden, mens den totale ionisasjonsprofilen som produseres av bølgelengdeområdet mellom 1 og 1027 Å (0,1-102,7 nm) har maksimum ved en større høyde.

Helt til slutt vises det i fig. 3.24 rakettobservasjoner av de ulike ioneslagene mellom 100 og 1000 km om dagen ved solarminimum. NO⁺- og O₂⁺-ionene dominerer under 150 km, men O⁺ er sterkest representert over denne høyden. Summen av alle de ulike ioneprofilene danner elektrontetthetsprofilen N_e^- siden summen av ladningene må være konstant om atmosfæren skal være nøytral.

Noen nyttige konstanter

Universalkonstanter

Planetære konstanter

Bibliografi

Aikin, A. C. (1992) Planet. Space Sci., 40, 7-26.

Akasofu, S.-I. og Chapman, S. (1972) Solar-Terrestrial Physics, Oxford at the Clarendon Press.

Anderson, J. G., Brune, W. H. og Proffitt, M. H. (1989) J. Geophys. Res., 94, 11465-11479.

Berger, M. J., Seltzer, S. M. og Maeda, K. (1970) J. Atmos. Terr. Phys., 32, 1015-1045.

Birkeland, K. (1901) Expédition Norvegiénne de 1899-1900 pour l'étude des aurores boréales. Résultats des recherches magnétiques, Christiania.

Birkeland, K. (1913) The Norwegian Aurora Polaris Expedition 1902-3, Vol. I og II, H. Aschehoug, Christiania, Norway.

Brekke, A. (1997) Physics of the Upper Polar Atmosphere, John Wiley & Sons, Praxis Publishing, Chichester, 1997.

Brekke, A. og Egeland, A. (1983) The Northern Light. From Mythology to Space Research, Springer-Verlag, Berlin, Heidelberg, New York, Tokyo.

Brekke, A. og Egeland, A. (1994) Nordlyset. Kulturarv og Vitenskap, Grøndahl & Dreyer, Oslo.

Brekke, A., Nozawa, S. og Sparr, T. (1994) J. Geophys. Res., 99, 8801-8825.

Cahill, L. J. og Amazeen, P. G. (1963) J. Geophys. Res., 68, 1835-1843.

Cain, J. C. og Cain, S. J. (1968) IGRF (10/68), Goddard Space Flight Center Report X-612-68-501.

Chapman, S. og Bartels, J. (1940) Geomagnetism, Vol. 1, Oxford, at the Clarendon Press.

Climate Change 1995, The science of climate change. Akseptert av IPCC, WMO-UNEP.

Cox, A., Dalrymple, G. B. og Doell, R. R. (1967) Scient. Am., 216, 44-54.

Dütsch, H. U. (1978) Pure Appl. Geophys., 116, 511.

Earth-Atmosphere Radiation Budget Analyses Derived from NOAA Satellite Data June 1974 - February 1978, Washington D.C., NOAA-NESS, 1979.

EISCAT Association, Kiruna, Sweden (1994).

Fahey, D. W., Murphy, D. M., Kelly, K. K., Ko, M. K. W., Proffitt, M. H., Eubank, C. S., Ferry, G. W., Lowenstein, M. og Chan, K. R. (1989) J. Geophys. Res., 94, 16665-16681.

Farman, J. C., Gardiner, B. C. og Shanklin, D. J. (1985) Nature, 315, 207-210.

Frank, L. (1994) Personlig kommunikasjon.

Frank, L. A. og Craven, J. D. (1988) Rev. Geophys., 26, 249-283.

Fritz, H. (1881) Das Polarlicht, F. A. Brockhaus, Leipzig.

Gilbert, W. De Magnete. Oversettelse ved P. Fleur Mottelay, Dover, New York, 1958.

Giraud, A. og Petit, M. (1978) Ionospheric Techniques and Phenomena, D. Reidel, Dordrecht, The Netherlands.

Golitsyn, G. S., Semenov, A. I. og Shefov, N. N. (1996) Geophys. Res. Lett., 23, 1741-1744.

Hansen, T. L. (1997) Personlig kommunikasjon.

Hansteen, C. (1827) Philos. Mag. Ann. Philos. New Ser., 2, 333-334.

Henriksen, T. (1994) Fra Fysikkens Verden, 4, 110-114.

Hinteregger, H. E. (1980) i Proceedings of the Workshop on Solar UV Irradiance Monitors, NOAA Environmental Research Laboratories (ERL), Boulder.

Hinteregger, H. E., Hall, L. A. og Schmidtke, G. (1965) Space Research, Vol. 5, pp. 1175-1190, North-Holland Publ., Amsterdam.

Hofmann, D. J., Harder, J. W., Rosen, J. M., Hereford, J. V. og Carpenter, J. R. (1989) J. Geophys. Res., 94, 16527-16536.

Johnson, C. Y. (1966) J. Geophys. Res., 71, 330.

Joint NOAA-USAF Space Weather Operations (1996) Solar Geophysical Data.

Joint NOAA-USAF Space Weather Operations (1997) Solar Geophysical Data.

Jursa, A. S. (red.) (1985) Handbook of Geophysics and the Space Environment, Air Force Geophysical Laboratory, USAF.

Kamiyama, H. (1966) Rep. Ionosph. Space Res. Japan, 20, 171-187.

Koike, M., Kondo, Y., Hayashi, M., Iwasaka, Y., Newman, P. A., Helten, M. og Aimedieu, P. (1991) Geophys. Res. Lett., 18, 791-794.

Lamb, H. H. (1995) Climate History and the Modern World, 2. utg., Routledge, London.

Lassen, K. og Friis-Christensen, E. (1996) The Global Warming Debate, J. Emsley (red.), ESEF, London, pp. 224-232.

Lean, J. (1991) Rev. Geophys., 29, 505-536.

London, J. (1985) i Ozone in the Free Atmosphere, Kap. 1, Van Nostrand Reinhold, London.

McClelland, L., Simkin, T., Summers, T., Nielsen, E. og Stein, T. C. (1989) Global Volcanism 1975-1985, AGU, Washington, D.C. og Prentice Hall, New Jersey, p. 30.

McElhinny, M. W. og Senanayake, W. E. (1982) J. Geomag. Geoelect., 34, 39-51.

Merrill, R. T. og McElhinny, M. (1983) International Geophysics Series, 32, Academic Press.

Ness, N. F., Scearce, C. S. og Seek, J. B. (1964) J. Geophys. Res., 69, 3531-3569.

Neuendorffer, A. (1994) Personlig kommunikasjon.

Nevanlinna, H. (1995) J. Geomag. Geoelectr., 47, 953-960.

Nozawa, S. (1997) Personlig kommunikasjon.

Oguti, T. (1994) Personlig kommunikasjon.

Pettit, E. (1951) i Astrophysics, Hynek, J. A. (red.), p. 259, McGraw-Hill, New York.

Prentice, C. (1996) Jordens landekosystem och vårt globala klimat, Jordens Klimat, Naturvetenskapliga Forskningsrådets Årsbok 1996, Stockholm, pp. 71-82.

Rees, M. H. (1989) Physics and Chemistry of the Upper Atmosphere, Cambridge Atmospheric and Space Science Series, Cambridge University Press, Cambridge.

Réthly, A. og Berkes, Z. (1963) Nordlichtbeobachtungen in Ungarn (1523-1960), Akadémiai Kiadó, Verlag der Ungarischen Akademie der Wissenschaften, Budapest.

Richmond, A. (1987) i The Solar Wind and the Earth, Akasofu, S.-I. og Kamide, Y. (red.), pp. 123-140, Terra Sci. Publ. Comp., Japan.

Roble, R. G. (1987) i The Solar Wind and the Earth, Akasofu, S.-I. og Kamide, Y. (red.), Terra Sci. Publ. Comp., Tokyo, Japan.

Roble, R. G. og Emery, B. A. (1983) Planet. Space Sci., 31, 597-614.

Saka, T. (1996) Personlig kommunikasjon.

Shimazaki, T. (1987) i The Solar Wind and the Earth, Akasofu, S.-I. og Kamide, Y. (red.), Terra Sci. Publ. Comp., Tokyo, Japan.

Starkov, G. V. og Feldstein, Ya. I. (1967) Geomagnetism and Aeronomy, 7, 48-54.

Størmer, C. (1955) The Polar Aurora, Oxford University Press, London.

Svensmark, H. og Friis-Christensen, E. (1997) J. Atmos. Solar-Terr. Phys., 59, 1225-1232.

U.S. Standard Atmosphere (1976) NOAA, NASA, USAF, Washington.

Vallance Jones, A. (1974) The Aurora, D. Reidel, Dordrecht, The Netherlands.

Waldmeier, M. (1955) Ergebnisse und Problem der Sonnenforschung, Akademische Verlagsgesellschaft, Leipzig.

Walterscheid, R. L. (1989) J. Spacecraft and Rockets, 26, 439-444.

Wold, H. (1997) Personlig kommunikasjon.

Yukutake, T. (1967) J. Geomag. Geoelect., 19, 103.

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