Atmosfärens olika lager

Jordens atmosfär brukar delas in i olika lager (skikt) beroende på dess höjd och egenskaper, till exempel om temperaturen sjunker eller stiger med tilltagande höjd. Det finns flera olika typer av indelningar, här förklaras den vanligaste, som är baserad på temperaturens förändring med höjden.

Atmosfären delas in i olika lager beroende på hur temperaturen i genomsnitt förändras med höjden över jordytan.

I det lägsta skiktet kallat troposfären avtar vanligen temperaturen med ökande höjd. Där finns cirka 70-80% av atmosfärens massa. Det är cirka 6-18 km högt beroende på var på jorden man befinner sig. 

Gränsen till nästa skikt kallas för tropopausen. I polartrakterna ligger tropopausen vanligen under 10 km medan den i tropikerna kan ligga över 15 km. 

Troposfären innehåller också i praktiken nästan allt vatten i atmosfären och det är här det mesta av vårt väder utspelar sig. Naturligtvis blåser det även högre upp i atmosfären och ibland kan den lilla mängd vattenånga som förekommer högre upp bilda moln.

Ovanför troposfären och upp till cirka 50 km höjd har vi stratosfären. I den lägre stratosfären är temperaturen ganska konstant och i den övre sker det en ökning av temperaturen upp till nära noll grader vid gränsen (stratopausen) till nästa skikt. Detta beror på att ozonet på dessa höjder absorberar strålning från solen vilket värmer upp atmosfären. Här förekommer ibland även de ovanliga pärlemormolnen på cirka 20 km höjd.

Ytterligare högre upp från jordytan ligger mesosfären. Där avtar återigen temperaturen med höjden för att vid mesopausen bli atmosfärens kallaste område. Paradoxalt blir mesopausen som allra kallast under sommaren. Det är också då som det kan bildas nattlysande moln på omkring 85 km höjd.

Atmosfärens översta lager kallas i denna indelning för termosfären och det sträcker sig flera hundra kilometer ut från jorden. Från mesopausen och några tiotals km upp ökar temperaturen snabbt med höjden. Hur mycket temperaturen stiger beror på hur aktiv solen är. Denna känslighet för solaktiviteten beror på att luften på dessa höga höjder effektivt absorberar röntgen och extremt kortvågig UV-strålning (med våglängd mindre än cirka 170 nm) från solen. Energin från solen sätter snabbt fart på molekyler och atomer i atmosfären och vid hög solaktivitet kan temperaturen vara långt över 1500oC i de övre delarna av termosfären.

På dessa höjder förekommer norrsken och flertalet av de meteorer man kan se en mörk och molnfri natt börjar brinna här och fortsätter sedan en bit ner i mesosfären.

Eftersom atmosfären tunnas ut mer och mer ju högre över jordytan vi kommer finns ingen tydlig övre gräns för atmosfären. Exakt var atmosfären slutar och rymden börjar kräver en definition. Enligt Fédération Aéronautique Internationale (FAI) anges 100 km som gräns, den så kallade Karman-linjen. Inom meteorologin finns ingen sådan vedertagen gräns utan atmosfären tunnas bara ut mer och mer.

Varför ändras temperaturen?

Hur kommer det sig egentligen att lufttemperaturen sjunker med stigande höjd till 10 km, för att sedan stiga igen, för att ånyo sjunka och till sist återigen stiga?

Kort kan man säga att temperaturen upp till tropopausen på cirka 10 km höjd bestäms av solens uppvärmning av markytan och den effektiva omblandning av luften som detta ger upphov till. Ovanför tropopausen domineras temperaturförhållandena i stället av de processer i atmosfären som solstrålningen ger upphov till.

I den nedre delen av atmosfären blandas luft från olika nivåer och därvid avkyls luft som förs uppåt, medan luft som förs nedåt värms upp.

Detta beror på att lufttrycket avtar med höjden, vilket leder till att ett luftpaket som stiger uppåt kommer att utvidgas, vilket leder till att dess temperatur avtar.

Samma fenomen kan man iaktta när luft från en cykelslang strömmar ut genom en öppnad ventil. Även den luften avkyls när den expanderar. Luft som sjunker blir på motsvarande sätt varmare, precis som luften i en cykelpump värms upp när den pressas samman av kolven.

Upp till tropopausen räcker soluppvärmningen av markytan till som energikälla för att hålla den här luftomblandningen igång, men där ovanför styrs temperaturvariationerna i stället av hur mycket av den inkommande solstrålningen som absorberas på olika nivåer.

Stratosfärens temperaturfördelning bestäms i stor utsträckning av att ultraviolett solstrålning absorberas av ozonet i ozonskiktet. Den maximala temperaturen vid stratopausen på cirka 50 kilometers höjd beror alltså främst på absorption av ultraviolett ljus och även absorption av synligt ljus i ozonskiktet.

Över stratopausen minskar effekten av ozonskiktet och temperaturen minskar. En viktig faktor i detta är koldioxiden. I lägre delar av atmosfären fungerar koldioxiden som en så kallad växthusgas genom att fånga in (absorbera) infraröd strålning från jordytan och på så sätt värma upp atmosfären.

I stratosfären och i mesosfären blir effekten av koldioxiden att värme strålar ut mot rymden. I mesosfären, där ozonets uppvärmande förmåga är liten, är denna process så effektiv att det där uppstår ett kraftigt temperaturavtagande. De lägsta temperaturerna som observerats i jordatmosfären, under -100oC, har observerats vid mesopausen.

Temperaturökningen i termosfären beror på att strålningskylningen genom koldioxid och andra molekyler avtar då solstrålningens allra kortaste våglängder spjälkar luftens molekyler (i huvudsak syre och kväve) till enskilda atomer. Den energin omsätts till värme.

Andra indelningar av atmosfären

Troposfären kan delas i det atmosfäriska gränsskiktet och den fria atmosfären. 

Gränsskiktet är den del av atmosfären som påverkas påtagligt av friktionen mot jordytan medan den fria atmosfären är så gott som opåverkad av underlaget. Tjockleken på gränsskiktet är vanligen från några hundra meter till någon km. 

Homosfär och heterosfär

Atmosfärens gaser är i normala fall väl blandade och förekommer i nästan samma proportioner upp till cirka 100 km. På hög höjd är emellertid solens strålning så stark att syremolekylerna börjar spjälkas. Över cirka 100 km höjd sker detta i stor utsträckning och i kombination med den allt tunnare luften med ökande höjd förändras luftens sammansättning successivt.

Under 100 km är luftens sammansättning ungefär densamma undantaget vattenånga och ozon. Detta skikt kallas därför homosfären.

Över homosfären ligger heterosfären och där är atmosfären skiktad efter atom- och molekylvikten. 

Detta beror på att molekylerna och atomerna på dessa höjder hinner färdas långa sträckor mellan varje kollision. Under den tiden hinner gravitationen att verka. De lättare atomerna kommer successivt att lägga sig över de tyngre. 

Jonosfären

Över cirka 80 km höjd kan molekyler och atomer röra sig ganska långa sträckor mellan varje kollision. Dessutom är solstrålningen så stark att elektroner slås bort från atomerna så att det bildas fria elektroner och positivt laddade atomkärnor (jonisering). Även på lägre höjder kan elektroner slås bort men där fångas de åter snabbt in.

På högre höjder bidrar även kosmisk strålning och energirika partiklar från solen till joniseringen. På detta sätt blir atmosfären joniserad (elektriskt ledande) på hög höjd, cirka 80 km upp till några hundra km. Detta område kallas därför jonosfären. Det är i stort sett synonymt med termosfären (se ovan)