Kapittel 1 Jordas atmosfære Asgeir Sorteberg Geofysisk Institutt, UiB
Volumfraksjon og volumenheter Volumfraksjonen sier hvor mye av det totale volumet som opptas av et stoff. Volumfraksjonen kan skrives som: Volumenheter: ppm: parts per million (10-6 ) ppb: parts per billion (10-9 ) nivi n ivi ni n n i er antall molekyler og v i er volumet som opptas av et molekyl i
Atmosfærens sammensetning Gasser som utgjør ca 99,9% av atmosfæren (hvis den er tørr) og har en relativt fast mengde over tid: Gass Volumfraksjon% Volumandel Nitrogen (N 2 ) 78.08% 780 840 ppmv Oksygen (O 2 ) 20.95% 209 460 ppmv Argon (Ar) 0.934% 9 340 ppmv Neon (Ne) 0.0018% 18.18 ppmv Helium (He) 0.00052% 5.24 ppmv Krypton (Kr) 0.00011% 1.14 ppmv Hydrogen (H 2 ) 0.000055% 0.55 ppmv Xenon (Xe) 0.000009% 0.09 ppmv Iod (I 2 ) 0.000001% 0.01 ppmv
Atmosfærens sammensetning Det finnes også flere gasser som utgjør en forholdsvis liten del av atmosfæren, men som likevel har stor betydning siden de er drivhusgasser. Eksempler på viktige gasser i atmosfæren som har en mer varierende mengde over tid: Gass Volumfraksjon% Volumandel Vanndamp (H 2 O) 0-3% Varierende med høyden Karbondioksid (CO 2 ) 0.04% 397 ppmv Metan (CH 4 ) 0.00018% 1.79 ppmv Dinitrogenoksid (N 2 O) 0.0000325% 0.325 ppmv Ozon (O 3 ) 0-7 10 6 % 0.0-0.07 ppmv Klor-fluor-karboner (KFK) 0.00000002% 0.0002 ppmv
Drivhusgasser Drivhusgasser er atmosfæriske gasser som kan absorbere langbølget stråling og dermed bidrar til drivhuseffekten. Dette blir gjennomgått i mer detalj i kap. 2 og 13. Vanndamp (H 2 O): Vanndamp er den viktigste drivhusgassen og kommer naturlig opp i atmosfæren fra fordamping fra verdenshavene og fra bakken. Mens den tas ut gjennom overgang til væske (kondensasjon) som faller ut som nedbør. Dette vil bli gjennomgått i mer detalj i kap. 4. Karbondioksid (CO 2 ): CO 2 kommer naturlig opp i atmosfæren fra respirasjon (utånding) eller forråtnelse av vegetasjon, mikrobiologiske organismer og plankton (i havet). I tillegg slippes CO 2 ut fra forbrenning av fossilt brensel Opptak av CO 2 fra atmosfæren skjer i hovedsak gjennom fotosyntese i vegetasjon og plankton. Dette vil bli gjennomgått i mer detalj i kap. 13.
Drivhusgasser Metan (CH 4 ): CH 4 kommer naturlig opp i atmosfæren fra metanproduserende mikrobiologiske organismer (f.eks. i våtmarksområder der oksygen ikke slipper til). I tillegg slippes det ut CH 4 gjennom utvinning og energiproduksjon basert på metan og fra husdyrhold (rap og promp ). Metan fjernes fra atmosfæren i hovedsak gjennom en kjemisk reaksjon med hydroksidradikaler (OH).
Drivhusgasser Ozon(O 3 ) i tillegg til å være en drivhusgass absorberer ozon kortbølget stråling fra sola. Strålene som absorberes er ultrafiolette (UV) stråling som er farlig for mange livsformer. Ozon dannes som følge av UV stråling av O 2 (i hovedsak i stratosfæren), fra O 2 ved elektriske utladninger (f.eks. lyn) og ved reaksjon mellom nitrogendioksid (NO 2 ), oksygen, flyktige hydrokarboner og sollys nær bakken. Ozon fjernes fra atmosfæren i hovedsak gjennom reaksjon med oksygen (O) en prosess som går raskere når menneskeskapte klorfluor-karbon forbindelser er tilstede. De høyeste forekomstene av ozongass finnes i stratosfæren, i et område som kalles ozonlaget (20 50 km opp i atm.). Nær bakken kan ozon være en forurensningskomponent når den forekommer i forhøyede konsentrasjoner. Som f.eks. i det som kalles fotokjemisk smog
Aerosoler Aerosoler er små, finforstøvede partikler av enten fast stoff eller væske. Størrelsen på partiklene varierer fra mindre enn 10 nanometer til over 100 mikrometer i diameter. Aerosoler er så små at oppdriftskreftene er stor i forhold til vekten slik at de holder seg svevende med en svært liten fallhastighet. De kan gå inn i atmosfæren direkte som partikler og kalles da primære aerosoler, eller de kan oppstå ved kjemiske reaksjoner som kalles sekundære aerosoler
Primære aerosoler Type Sjøsaltaerosoler Mineralstøv Aerosoler med vulkansk opphav Aerosoler med biogent opphav Aerosoler med antropogene opphav Beskrivelse Dannes av sjøsprøyten fra bølger ved høy vindstyrke Partikler fra jordoverflaten som virvles opp av vinden. Halvparten av de totale utslippene av mineralpartikler på jorda stammer fra Saharaørkenen. I motsetning til de andre aerosolkildene kan røyksøylene med vulkansk aske nå helt opp til stratosfæren. Partikler som går inn i den stratosfæren blir ikke så lett vasket ut, og kan få levetider opp mot flere år. Dette kan være pollen, sopp, bakterier og virus. En annen kilde er skogbranner, som slipper ut småpartikler i atmosfæren. Partikler som stammer fra menneskelig aktivitet. Som f. eks. støv fra veier, industri og byggeplasser som produserer for det meste grove partikler. Mindre partikler, som karbonholdige aerosoler, dannes ved forbrenning av fossilt brensel
Sekundære aerosoler Partikler kan også være et resultat av at gasser går over til partikler ved kjemiske reaksjoner. Det betyr at nye partikler dannes ved at gassmolekyler samler seg. Gasser kan også kondensere på eksisterende partikler og danne større aerosoler. Partikler som dannes ved gassreaksjoner er svært små (mindre enn 1 µm), sammenlignet med grove partikler (f. eks. har mineralstøv, pollen eller sjøsprøyt diameter på 10 µm eller mer).
Sekundære aerosoler Type Aerosoler fra gassersom kommer fra naturlige svovelgasser Aerosoler fra gassersom kommer fra menneskeskapte gass utslipp Aerosoler fra gassersom kommer fra vegetasjon Beskrivelse De fleste av de sekundære naturlige aerosolene kommer fra reaksjoner med svovelgass. I det marine miljøet kommer mesteparten av svovelutslippene i form av DMS (dimetylsulfid) fra planteplankton. Når DMS reagerer med atmosfæriske forbindelser, dannes svoveldioksid (SO 2 ). På land produserer råtnende vegetasjon og dyr naturlig H 2 S (som lukter som råtne egg), mens vulkaner slipper ut SO 2 direkte. Denne gassen kan reagere med andre stoffer og danne sulfataerosolpartikler. Den menneskeskapte utslippsmengden av SO 2 har økt kraftig, dette fører til større dannelse av sulfataerosolpartikler. Stadig større mengder av forskjellige nitrogenforbindelser har ført til flere nitrataerosoler. Noen av de antropogene forbindelsene som stammer fra oljeforbrenning og biomasseforbrenning, fører til karbonholdige aerosoler Trær og annen vegetasjon slipper ut gasser, som kalles flyktige organiske gasser (VOC Volatile Organic Compounds). Når du lukter på blomster, oppdager nesen noen av disse gassene. Disse biogene gassene kan danne nye partikler (sekundære aerosoler).
Atmosfærens vertikale struktur Temperatur
Atmosfærens vertikale struktur Temperatur Troposfæren (0-15 km): Redusert temperatur med høyden (i gj. snitt ca 6.5 C/km). Temperaturen avtar med høyden siden oppvarmingen i hovedsak skjer ved absorpsjon av stråling i bakken. Troposfæren er velblandet og inneholder ca. 80% av atmosfærens masse. Stratosfæren (15-50km): Økt temperatur med høyden pga. absorpsjon av uv-stråling i ozonlaget (20-50km). Mesosfæren (50-80km): Redusert temperatur med høyden siden det ikke er noen gasser som absorberer stråling i dette laget. Termosfæren(80-500 km): Økt temperatur med høyden pga. absorpsjon av solstråling ved splitting og ionisering av nitrogen og oksygen molekyler.
Atmosfærens vertikale struktur Turbopausen: Markerer grensen i jordatmosfæren der turbulens slutter å dominere. Området under turbopausen er kjent som homosfæren, der er kjemiske stoff og gasser godt mikset, og har mer eller mindre samme fordeling med høyden. Altså er den kjemiske sammensetningen til atmosfæren konstant under turbopausen. Området over turbopausen kalles heterosfæren, der molekylær diffusjon dominerer. Her vil den kjemiske sammensetningen til atmosfæren endre seg med høyden. Turbopausen ligger over mesopausen i grenseområdet mellom mesosfæren og termosfæren i ca 100 km.
Atmosfærens vertikale struktur Ionosfæren: Ionosfæren er den delen av atmosfæren som kan bli ionisert av solstråling. (fra ca 70 km og oppover til ca. 500 km) og derfor inneholder frie elektroner og ioner (plasma). Den maksimale tetthet av elektroner er i ca. 250-300 km høyde. Her er forholdet mellom elektroner og nøytrale gasspartikler omtrent én til en million. Magnetosfæren: Strekker seg fra det øverste laget av ionosfæren og noe utover i eksosfæren. Magnetosfæren er område hvor jordas magnetfelt har en dominerende innvirkning på bevegelsen til innkommende plasma og plasma dannet i jordas egen atmosfære.
Atmosfærens vertikale struktur Eksosfæren: Eksosfæren er det ytterste laget av jordens atmosfære og begynner mellom 500 og 1000 km over jordoverflaten. Det er bare fra eksosfæren at atmosfæriske gasser, atomer og molekyler til en viss grad kan forlate atmosfæren og havne i det ytre rom. De vanligste gassene i eksosfæren er de lette gassene som hydrogen og helium.
Atmosfærens vertikale struktur
Atmosfærens vertikale struktur Trykk Trykk definert som kraft delt på areal. P/ P: Trykk [Pa] F: Kraft [N] A: Areal [m 2 ] I meteorologi brukes ofte millibar (mb) eller SI-enhet: hekto Pascal (hpa). o Pascal (Pa). 1 Pa= 1 N/m². 1 mb=1hpa=100pa. Andre enheter for trykk: Bar : (1bar=100 000Pa) mmhg : millimeter kvikksølv (1 mmhg=133 Pa ) Atm : atmosfære (1atm=101 325 Pa)
Atmosfærens vertikale struktur Tetthet Tetthet definert som masse per volum / SI-enheter: o kilogram per kubikkmeter (kg/m³) Andre enheter for tetthet: gram per kubikkcentimeter (g/cm³) kilogram per liter (kg/l, 1kg/l= 1kg/dm³ = 1 g/cm³ ρ: Tetthet [kg/m 3 ] m: Masse[kg] V: Volum [m 3 ]
Atmosfærens vertikale struktur Trykk og tetthet Den vertikale fordelingen av masse i atm. skyldes hydrostatisk balanse som er balansen mellom gravitasjonskrefter som drar luftmolekylene mot bakken og og en trykkgradient som skaper en trykkgradientkraft i motsatt retning. Trykkgradientkraft gjennomgås i kap 7 Hydrostatisk likning: p z: høydeforkskjellen mellom to høyder [m] p: trykkforskjellen mellom to høyder [Pa] ρ: Tetthet [kg/m 3 ] g : Tyngdeakselerasjonen [m/s 2 ] z
Trykk, tetthet og temperatur Den ideelle gass lov Trykk, tetthet og temperatur i et hvilke som helst materiale kan relateres gjennom en tilstandslikning. For gasser er dette den ideelle gass lov som relaterer trykk, tetthet og temperatur til hverandre p: trykk [Pa] ρ: tetthet [kg/m 3 ] R: spesifikk gass konstant [J/(K kg)] T: temperatur [K] Den spesifikke gass konstanten er forskjellig for forskjellige gasser. For tørr luft er R=R d =287.06 J/(K kg)
Trykk, tetthet og temperatur Forandring av trykk med høyden Ved a bruke hydrostatisk likning som linker forandringen i trykk og tetthet med høyden og den ideelle gass lov som linker tetthet til trykk og temperatur kan vi få en likning for hvordan trykket forandres med høyden hvis vi vet temperaturen 0 NB. For å komme fram til denne relasjonen må man anta at temperaturen er konstant med høyden. T bør derfor være gjennomsnittstemperaturen mellom bakkenivå og høyden z z: høyde over havet [m] p(z): trykk I nivå z[pa] p(0): trykk ved havsnivå [Pa] R: spesifikk gass konstant [J/(K kg)] T: temperatur [K] g: Tyngdeakselerasjonen [m/s 2 ]
Atmosfærens vertikale struktur RT/g kalles skalahøyden H [m]: H= Fra likningen over ser vi at skalahøyden(h) er høyden der trykket er redusert med en faktor e (2.718). Dvs. At trykket er ca37% av bakketrykket. Bruker vi gjennomsnittlig temperatur for troposfæren (255K) så blir skalahøyden H ca. 7200 m Merk: Det eneste viktige molekylet der du ikke kan bruke skalahøyden H når man skal beregne trykkforandringen med høyden er vanndamp. Grunnen er at vanndamp har en kilde ved overflaten (fordampning), et sluk i atmosfæren (kondensasjon) og relativt kort levetid i atmosfæren (ca 1-2 uker) så vanndamp reduseres raskere med høyden enn andre molekyler i atmosfæren.
Lufttrykk og lufttetthet reduseres raskt med økende høyde over bakken 0 Forandringen i trykk med høyden følger hydrostatisk likning. Dvs. at trykket reduseres eksponentielt med høyden
Trykk, tetthet og temperatur Forandring av tetthet med høyden Alternativt kan vi løse likningen med hensyn på tetthet ρ ρ 0