atmosfæren

Atmosfæren. Tværsnit gennem atmosfæren. Højdeskalaen er logaritmisk, således at de nedre lag vises mere detaljeret end de øvre.

.

Atmosfæren er luftlagene omkring Jorden. Set i forhold til Jordens størrelse er atmosfæren kun en uhyre tynd hinde omkring Jorden. Atmosfæren har ingen veldefineret øvre grænse, men den tynder hurtigt ud opad, og de nederste 30 km rummer 99 % af dens samlede masse. De fysiske og kemiske processer, der er af betydning for livet på Jorden, foregår især i de nederste 15 km.

Faktaboks

etymologi:
Ordet atmosfære kommer af græsk atmos 'damp' og sphaira 'kugle'.

Atmosfæren holdes på plads af Jordens tyngdefelt og deltager således i Jordens rotation (Jordens magnetfelt forhindrer, at solvinden og den kosmiske stråling ikke skræller atmosfærens øverste lag af). Men forskellige tryk skaber hele tiden strømninger i den, både vandret og lodret. Disse strømninger ændrer sig ustandseligt, men følger til dels visse hovedmønstre. Dette såkaldte primære vindsystem er beskrevet under atmosfærisk cirkulation.

Sammensætning

Atmosfærens sammensætning har været ret konstant i mange mio. år. De 78 %, som er kvælstof, findes helt overvejende i molekylær form, N2. Denne luftart er neutral i mange af de vigtige processer på Jorden, men har betydning, idet den bremser den mest kortbølgede del af indstrålingen fra Solen, den hårdeste ultraviolette stråling, som også er den farligste for livet på Jorden. Mindre mængder kvælstof fikseres i forskellige processer: ionisering ved lyn, visse blågrønalgers og bakteriers fiksering (fx i ærteplanter) og ved industriel fremstilling af bl.a. kunstgødning ved destillation af luft.

Troposfærens sammensætning (tør luft)

gas formel koncentration i ppm* variationer
kvælstof N2 780840 konstant
ilt O2 209476 konstant
argon Ar 9340 svagt stigende
kuldioxid CO2 400 svagt stigende
neon Ne 18,18 konstant
helium He 5,24 konstant
methan CH4 1,70 svagt stigende
krypton Kr 1,14 konstant
brint H2 0,56 konstant
dinitrogenoxid N2O 0,31 svagt stigende
kulmonoxid CO 0,15 varierende
xenon Xe 0,087 konstant
ozon O3 0,020 meget varierende
nitrogenoxid NO 0,0005 meget varierende
nitrogendioxid NO2
svovldioxid SO2 0,0004 meget varierende
freon 12 CCl2F2 0,0003 stigende
freon 11 CCl3F 0,0002 stigende
ammoniak NH3 0,0002 varierende
* Milliontedele af rumfang (cm3/m3)

For livet på Jorden er de 21 % ilt af langt større betydning. Ilt er nødvendig for de fleste organismers stofskifte og forbruges i store mængder; til gengæld produceres tilsvarende mængder ved planternes fotosyntese. På trods af de store forandringer og dramatiske hændelser, som Jorden har gennemgået i geologisk tid, må iltindholdet længe have været ganske konstant. Hvis iltindholdet i atmosfæren ligger blot få procent højere end de 21 %, vil skovbrande ikke kunne slukkes, og hvis det ligger blot lidt lavere, kan skovbrande ikke opstå. Fossile spor af både skove og skovbrande må således tolkes som vidnesbyrd om et konstant iltindhold gennem mange mio. år.

Den tredjestørste bestanddel, argon, er en såkaldt ædelgas, dvs. kemisk inaktiv. Den er dannet ved radioaktivt henfald af kalium i undergrunden, men i livs- og vejrprocesserne har argon ingen betydning.

Kuldioxid, CO2, udgør ligesom ozon, O3, en lille, men vigtig del af atmosfæren. I modsætning til de tre hovedbestanddele varierer disse komponenter fra sted til sted og med tiden. CO2-indholdet varierer bl.a. med fotosyntesens intensitet (dvs. dag-nat, sommer-vinter); herudover har afbrænding af fossile brændstoffer (kul, olie, gas) og skovafbrænding betydet en stigning i CO2-indholdet fra skønsmæssigt 280 ppm (cm3/m3) før industrialiseringen til 357 ppm i 1994 og igen til 400 ppm i 2013. Ozon findes især i stratosfæren ("ozonlaget"). Om vinteren optræder der i polarområderne såkaldte ozonhuller, idet målinger har afsløret kortvarige halveringer (eller mere) af ozonmængden. Ozonen i stratosfæren er især vigtig som filter for dele af den farlige UV-stråling, mens ozon længere nede — i troposfæren — sammen med vanddamp, CO2 og andre luftarter er vigtig i forhold til drivhuseffekten. Atmosfærens indhold af disse såkaldte drivhusgasser betyder, at Jordens overfladetemperatur er ca. 35 °C højere, end den ellers ville være, og forøget indhold af disse luftarter menes at hæve Jordens gennemsnitstemperatur.

En af de vigtigste atmosfæriske komponenter, vand, er meget ujævnt fordelt. Her menes vand i alle former: vanddamp, skyer (vanddråber og iskrystaller) og nedbør. Vandet fordamper fra oceanerne og fugtige landområder og bevæger sig som vanddamp i fugtige luftstrømninger. Vandet kondenserer, skyer dannes, og det vender tilbage til jordoverfladen som nedbør. Til enhver tid er ca. halvdelen af Jorden dækket af skyer, men det regner kun fra en brøkdel af disse skyer. Fordampningen sker ved opvarmning fra Solen og fra varme vandoverflader; uden indhold af vand ville jordoverfladen være væsentlig varmere om dagen og koldere om natten. Derfor er der meget store temperatursvingninger over tørre områder.

Ud over luftarterne indeholder de nederste dele af atmosfæren en mængde mikroskopiske partikler, aerosoler. De spiller en vigtig rolle som kondensationskerner, idet hver eneste skydråbe dannes på en aerosol. De vigtigste naturlige aerosoler skabes af vinden. Over land hvirvles støv op i luften, og over havet får luften tilført saltpartikler fra bølgernes skumsprøjt. Endvidere danner vulkaner samt menneskenes industri- og forbrændingsvirksomhed aerosoler. Den menneskeskabte tilførsel af aerosoler består især af sulfater fra kul- og olieafbrænding, og både denne og den naturlige aerosoldannelse har givet anledning til spekulationer om en mulig effekt på klimaet. Således blev nogle af de største vulkanudbrud i 1900-t. fulgt af lidt lavere temperaturer for Jorden som helhed de følgende 2-3 år.

Atmosfærens lag

Luftlaget umiddelbart over Jordens overflade kaldes grænselaget eller blandingslaget. Grænselaget og de nederste 10-15 km kaldes troposfæren. Her findes 80 % af atmosfærens masse og næsten al dens vanddamp; her findes skyerne, og her foregår vejrprocesserne. Mellem troposfæren og stratosfæren ligger tropopausen som en skarp grænse. I troposfæren falder temperaturen med ca. 6 °C pr. km, men over tropopausen standser dette temperaturfald. Stratosfæren indeholder størstedelen af atmosfærens ozon; ozonens absorption af Solens UV-stråling får temperaturen til at stige op gennem stratosfæren til et lokalt maksimum ved stratopausen i ca. 50 km højde. I mesosfæren mangler der ozon til at absorbere UV-strålingen. Resultatet er et strålingsunderskud, som får temperaturen til at falde. I termosfæren er luften stærkt fortyndet og ioniseret af Solens mest energirige stråling, den ultrakortbølgede, og absorptionsvarmen ved ioniseringen får temperaturen til at stige op gennem termosfæren. Den ultrakortbølgede stråling varierer kraftigt med solaktiviteten og giver anledning til store temperatursvingninger her.

Strålingsbalancen

Atmosfæren får tilført energi fra Jordens overflade (både vand og land) og fra Solen ved absorption af solenergi. Praktisk talt al den energi, der kommer fra overfladen, er også solenergi, der er blevet absorberet i overfladen, hvorfra den afgives som langbølget varmestråling. Energitilskuddet fra Jordens varme indre er næsten en million gange mindre, og bidraget fra andre stjerner end Solen er endnu mindre.

Da hverken jordoverfladen, oceanerne eller atmosfæren over lang tid ændrer deres gennemsnitlige temperatur, må der være energibalance ved såvel atmosfærens ydre grænse som ved jordoverfladen. Den eneste måde, hvorpå Jorden som helhed kan afgive energi, er ved stråling til Universet. Man siger derfor, at energibalancen ved atmosfærens top er en strålingsligevægt. Derimod er der ikke strålingsligevægt et vilkårligt sted inde i atmosfæren, ej heller ved jordoverfladen. Tager man således et tilfældigt rumfang luft, vil det i gennemsnit tabe energi pga. strålingsprocesserne. Der må altså være andre processer, som opvejer dette tab, og dermed opretholder den konstante gennemsnitlige temperatur. Disse processer er kondensation/fordampning, friktion, varmeledning og flytning af energi ved strømning i vand og luft.

Solens energi afsættes som indre energi i luft, vand (is/sne), jord eller organisk materiale. En stor del af den indfaldende energi når imidlertid ikke at blive omsat til varme, førend den er sendt tilbage til Universet. Alt i alt reflekteres ca. 30 % af solenergien. En stor del af denne refleksion (albedo) skyldes skyerne.

Evnen til at omsætte solenergien afhænger meget af sollysets bølgelængde. Næsten al solenergi med bølgelængder under 300 nm absorberes i de højere luftlag, mens vanddamp og CO2 ved noget længere bølgelængder absorberer en hel del energi i den nedre del af atmosfæren.

I gennemsnit mister luft altså hele tiden energi ved stråling. Dette forhold er overraskende ensartet Jorden rundt, og for at opretholde temperaturen kræves der en energitilførsel på ca. 100 W/m2. Hvis man ser på et enkelt sted plus hele luftsøjlen oven over det sted, er billedet et andet. Set på denne måde får områderne nær ækvator et overskud af energi fra indstrålingen, mens polaregnene har et tilsvarende underskud. Udligningen mellem breddegraderne sker ved luft- og vandstrømme, som transporterer varme (fx Golfstrømmen).

Læs mere i Den Store Danske

Kommentarer

Din kommentar publiceres her. Redaktionen svarer, når den kan.

Du skal være logget ind for at kommentere.

eller registrer dig