Om ozonlag og UV-stråling

Læs detailleret om:

Ozon og ozonlag

UV-stråling

Ozon og klima

Atmosfærens klor- og brombelastning

Ozonhullet

Herunder:
Det antarktiske ozonhul siden 1979
Ozonlaget over Arktis siden 1979
Det antarktiske ozonhul, Areal og Daglige minima

Ozonnedbrydning i Arktis og Antarktis

Polar- stratosfæriske skyer og aerosoler

Skolemateriale

Ozon og ozonlag

Ozon er en farveløs luftart, der er nært beslægtet med ilt. Hvert ozonmolekyle består af tre iltatomer, mens den ilt vi indånder består af to iltatomer. Iltmolekyler kan omdannes til ozon, for eksempel ved bestråling med kraftig og kortbølget uv-stråling. Omvendt absorberer ozon også uv-stråling.

Ozon er fordelt i atmosfæren med forholdsvis lav koncentration indtil en højde på ca. 10 km (det vi kalder troposfæren). Fra ca. 10 km og opefter stiger ozonkoncentrationen til et maksimum i ca. 20 km's højde. Herefter falder ozonkoncentrationen med stigende højde, og man kan stadig måle det i ca. 50 km's højde. Ca. 90 procent af den atmosfæriske ozon befinder sig i stratosfæren, der normalt regnes for området mellem 10 og 50 km's højde, mens kun ca. 10 procent befinder sig i troposfæren. Stratosfæren er kendetegnet ved mere stabile atmosfæriske forhold end der hersker i troposfæren, hvor "vejret" er meget omskifteligt.

Når vi normalt taler om ozonlaget, mener vi det totale indhold af ozon i en søjle fra jordoverfladen og til toppen af atmosfæren, hvilket i praksis kan sættes til ca. 50 km's højde, da bidraget fra større højder er forsvindende. Indholdet af ozon i en sådan luftsøjle kan f. eks. angives ved antallet af ozonmolekyler i en søjle med en bundflade på 1 kvadratmeter, eller det kan angives som den tykkelse søjlen ville have, hvis vi kunne flytte al ozonen ned til jordens overflade. I det sidste tilfælde ville det typisk give en søjletykkelse (ozonlags-tykkelse) på 2-5 mm, idet ozonen skal presses betydeligt sammen på grund af det større tryk ved jordens overflade.

Det meste naturligt skabte ozon befinder sig i et lag omkring jorden i ca. 20 km’s højde med den største koncentration i området mellem 10 og 30 km’s højde. Her er forudsætningerne for dets dannelse størst. Højere oppe er der kraftig uv-stråling fra solen til dannelse af ozon, men ikke megen ilt, mens der under ozonlaget er rigeligt med ilt, men til gengæld er solens uv-stråling svagere på grund af absorption i den ovenliggende ozon og ilt. Ozonlaget har altid spillet og spiller stadig en afgørende rolle for livet på jorden. Denne gavnlige ozon danner således et skjold mod den skadelige kortbølgede uv-stråling.

Ozon ved jordens overflade

Der er også ozon ved jordoverfladen. Her er den for det meste et problem som en bestanddel af luftforureningen over de fleste store byer. Denne ozon kan betegnes som skadelig, idet den i store koncentrationer kan give slimhindeirritationer og vejrtrækningsprolemer og kan have indflydelse på planter.

Måling af ozonlagets tykkelse

Ozonlagets tykkelse måles hver dag over hele jorden ved hjælp af forskellige målemetoder. Flere af de optiske metoder, der bruges til at måle ozonlagets tykkelse, benytter ozons evne til at absorbere uv-stråling. Det gælder de jordbaserede målinger med Dobson og Brewer instrumenter (som bl.a. DMI anvender), ozonprofilmålinger fra balloner eller med LIDAR (laser) og målinger med instrumenter fra satellitter. Andre instrumenter benytter ozonens absorption i det synlige spektralområde, og atter andre benytter ozonens absorption i det infrarøde område.

Brewer spektrometer i Kangerlussuaq (Sdr. Strømfjord).

Ozonlagets geografiske variationer

Ozonlagets tykkelse varierer dels efter den geografiske breddegrad, dels efter årstiden. I ækvatoregnene er ozonlaget forholdsvis tyndt med en gennemsnitlig tykkelse på omkring 220 DU og næsten ingen årlig variation. Jo tættere man kommer til polaregnene, jo større er såvel den gennemsnitlige tykkelse af ozonlaget som den årlige variation. F.eks. er den årlige gennemsnitlige tykkelse af ozonlaget over Pituffik (Thulebasen, 76 grader nordlig bredde) ca. 375 DU med normale gennemsnitlige forårs- og efterårsværdier på hhv. 475 og 250 DU.

Ozonlagets tidslige variationer

Ozonlagets tykkelse over Danmark svinger mellem ca. 200 og 500 DU med en årlig middelværdi på ca. 350 DU. Tykkelsen af ozonlaget følger en naturlig årlig gang med de største ozonværdier i foråret og de laveste i efteråret. Der kan optræde store dag-til-dag variationer, der skyldes vejrets indflydelse. For eksempel er ozonlaget forholdsvis "tyndt" i højtryksvejr, og forholdsvis "tykt" i lavtryksvejr. Ozonlaget følger også en langtidsvariation efter solplet-aktiviteten med en cyklus på ca. 11 år.

Ozonlaget beskytter mod solens skadelige UV stråling ved at absorbere strålingen. Når ozonlaget er tyndere end normalt, er der mindre ozon i stratosfæren til at absorbere den skadelige UV stråling fra solen: der trænger altså mere skadelig UV stråling ned til jordoverfladen, UV indeks bliver større end normalt. Lidt uheldigt, at netop denne situation opstår i højtryksvejr ("godt vejr"), hvor vi ofte opholder os mere ude.

Ozonlagets nedbrydning

Gennem de sidste ca. 20 år er der konstateret en udtynding af ozonlaget som skyldes udledning af klor-holdige gasser, de såkaldte CFC-gasser (Chloro-Flouro-Carbon). Nedbrydningen er størst i de polare egne og mindst i ækvatoregnene. Den er skyld i det såkaldte "ozonhul" over Antarktis, der opstår når sollyset vender tilbage efter polarnatten, og igangsætter de kemiske processer, der destruerer ozonmolekylerne. Når atmosfæren over Antarktis atter er blevet varmet op sidst på foråret, ophører ozonnedbrydningen, og "ozonhullet" forsvinder. Noget lignende er også observeret på den nordlige halvkugle, men ikke i samme omfang. Det skyldes især, at stratosfæren over de nordlige polaregne om vinteren er varmere end over de sydlige polaregne.

Tilbage

UV-stråling

Luftens iltmolekyler absorberer solens ultraviolette stråling med bølgelængder kortere end ca. 200 nm (200 nanometer = 0,0002 mm). uv-stråling defineres derfor ofte som stråling med bølgelængder mellem 200 og 400 nm. Synlig stråling, altså lys, har bølgelængder mellem ca. 400 og 750 nm (violet ca. 480 nm, blåt ca. 510 nm, grønt ca. 550 nm, gult ca. 580 nm og rødt ca. 620 nm). I den medicinske litteratur er uv strålingen ofte opdelt i henholdsvis UV-C stråling (200-280nm), UV-B stråling (280-315nm) og UV-A stråling (315-400nm).

På grund af ozonlagets absorption af uv strålingen, modtager vi på jordoverfladen i praksis ikke nogen UV-C stråling, mens vi modtager meget lidt UV-B men meget UV-A stråling . UV-B strålingen udgør mindre end 1 procent af den samlede solindstråling, men alligevel er det UV-B strålingen der er problematisk i forhold til udtyndingen af ozonlaget. Det hænger sammen med dens biologiske skadevirkning.

UV-strålingens virkning på kroppen

Vi kender alle til nogle af uv strålingens skadevirkninger, nemlig solskoldning og svejseøjne/sneblindhed. I den medicinske terminologi kaldes solskoldning for erythem (græsk: rødme), mens svejseøjne/sneblindhed kaldes for keratitis eller konjunctivitis. For begge effekter gælder, at det især er UV-C og UV-B stråling der forårsager skaderne. Mht. solstrålingen er det altså UV-B strålingen der er problemet. UV-A stråling kendes især fra solarier. Det er også veldokumenteret at øjets linse kan skades af for megen UV-B stråling; skaden kan senere i livet udvikles til grå stær. Med hensyn til hudkræft, der nu er den mest hyppige kræftform i Danmark, findes 3 former for hudkræft. De to godartede hudkræftformer (basalcellecancer og epithelcellecancer) og den ondartede form: det maligne melanom. De to godartede former kan helbredes ved et operativt indgreb, med uhyre få dødsfald, mens chancen for overlevelse for patienter med malignt melanom afhænger kritisk af, hvor tidligt det bliver opdaget og behandlet: sker det tidligt, er chancen for overlevelse rigtig god. Det menes, at de to godartede hudkræftformer opstår som følge en livslang akkumuleret dosis af uv stråling, mens man anser det for mest sandsynligt at det maligne melanom opstår som følge af kraftige eksponeringer (solskoldninger) i barndommen. For mennesker kender man ikke præcist skadeeffektens afhængighed af bølgelængden, og heller ikke hvilken tærskel-eksponering man skal udsættes for, men alt tyder på, at det er den samme afhængighed af bølgelængden som ved erythem, og den kendes.

Det er efterhånden også veldokumenteret, at kroppens immunsystem tager skade af uv-stråling, især af UV-B stråling. Det kan bl.a. vise sig som nedsat modstandskraft mod infektionssygdomme. Men der er endnu mange uafklarede spørgsmål, bl.a. skadernes bølgelængdeafhængighed og tærskeldosis.

UV-strålingens virkning på planter og økosystemer

På grund af truslen om forøget uv-stråling som følge af udtynding af ozonlaget, er der gennem de seneste 10-15 år internationalt blevet forsket intenst i uv-strålingens effekter på planter og økosystemer. Man ved nu, at uv-stråling kan skade plantevækst og økosystemer, men kun for nogle få skader er skadeeffektens bølgelængdeafhængighed og tærskeldosis dokumenteret.

Tilbage

Ozon og klima.

Atmosfærens ozonindhold har indflydelse på jordens klima. Ændringer i ozonen vil derfor også medføre ændringer af klimaet. Ozonen forhindrer den ultraviolette stråling fra solen i at trænge ned til jordens overflade og forvolde skader på dyre- og plantelivet. Den energi, som ozon optager fra solens ultraviolette stråling, fører til en opvarmning af atmosfæren i 10-50 km’s højde. Desuden bremser ozonen en del af varmestrålingen fra jordens overflade ud til verdensrummet. Dermed er ozon en drivhusgas på linje med kuldioxid, metan, lattergas m. m., omend dens bidrag til den samlede drivhuseffekt er mindre end disse andre gassers.

For at forstå ozonens rolle i klimaet, er det nødvendigt at se på, hvordan den er fordelt i jordens atmosfære. Figuren viser en typisk måling af ozonlaget fra en ballon, der blev opsendt i Illoqqortoormiut (Scoresbysund) på Grønlands østkyst i sommeren 1997. Det blå areal viser ozonens fordeling som funktion af højden. Ozon-koncentrationen er angivet i Dobson-enheder (eng. Dobson Units, forkortet DU) pr. kilometer (DU/km). Den er størst i 20 km’s højde, og 1 km af ozonlaget bidrager i denne højde med 17 DU til det samlede ozonlag, som er 351 DU. Den røde kurve viser temperaturens forløb. Fra overfladen og op til 10 km’s højde falder temperaturen. Dette område kaldes troposfæren. Her foregår det meste af vejret - med skyer osv. Over 10 km’s højde stiger temperaturen med stigende højde. Denne del kaldes stratosfæren. Det meste ozon befinder sig i stratosfæren. Det er derfor her, at det meste af solens ultraviolette stråling optages (absorberes), og det er varmen herfra, der skaber temperaturstigningen. Den laveste temperatur er ved overgangen fra troposfæren til stratosfæren i ca. 10 km’s højde. Denne grænseflade kaldes tropopausen.

Udtyndingen af ozonlaget fra slutningen af 1970'erne og frem til midten af 1990'erne sker i den nederste stratosfære i 10-25 km’s højde. Udtyndingen er størst nær polerne, men mærkes også på vore breddegrader. Som bekendt er denne nedbrydning menneskeskabt.

Siden sidste halvdel af det 19. århundrede er der sket mere end en fordobling af ozonen ved jordoverfladen over dele af den nordlige halvkugle. Der er kun få målinger af ozonen så langt tilbage i tiden og kun ved jordoverfladen, så man må derfor henholde sig til modelberegninger af ozonkoncentrationens udvikling. Ifølge disse skyldes forøgelsen udledning af kemiske forbindelser fra den voksende industri, der fører til en forøget ozonproduktion i den nederste del af troposfæren. Desuden har en forøget afbrænding af biomasse i troperne bidraget til en forøget ozonproduktion. Fra 1960'erne og fremefter viser målinger fra balloner, at troposfæreozonen er vokset frem til midten af 1980'erne over Nordamerika og Europa, og derefter er den faldende.

For at vurdere virkningen af disse ændringer i atmosfærens ozonindhold beregner man, hvor stor en ændring det fører til i den energi der transporteres i form af stråling fra stratosfæren og ned i troposfæren og til jordoverfladen. Denne stråling omfatter alle former for stråling, lige fra den kortbølgede UV-stråling over den synlige stråling (lys) og til den langbølgede infrarøde (varme-) stråling. Ændringen i strålingsenergien kaldes strålingsforceringen. En sådan beregning er baseret på basale fysiske principper og er derfor eksakt. Sådanne beregninger viser, at ændringer af ozonen omkring tropopausen har størst indflydelse på strålingsforceringen. Forøgelsen af troposfæreozonen siden sidste halvdel af det 19. århundrede har i et gennemsnit for hele jorden givet en forøgelse af strålingsforceringen, der er ca. 25% af virkningen fra drivhusgasserne, kuldioxid, metan, lattergas, og CFC, men som nævnt er den koncentreret til den nordlige halvkugle.

Nedgangen i stratosfæreozonen siden 1980 har i gennemsnit for hele jorden givet en nedgang i strålingsforceringen på omtrent 70% af de øvrige drivhusgasser. Dog er denne nedgang koncentreret til mellem- og høje breddegrader på begge halvkugler, og har derfor større vægt i disse områder.

For at vurdere virkningen af disse ændrede strålingsforceringer på klimaet, må man indsætte dem i komplicerede klimamodeller, der både omfatter atmosfæren og oceanerne. Resultaterne af disse beregninger er ikke entydige og kan ikke bruges ukritisk. For en generel diskussion af klimamodellering henvises til DMI’s sider herom.

Da koncentrationen af drivhusgasserne forventes at vokse i de kommende år, vil det medføre en afkøling af stratosfæren, fordi den infrarøde varmestråling fra jorden vil få vanskeligere ved at trænge op til stratosfæren. Denne effekt vil forstærkes af den mindre mængde stratosfæreozon, der betyder, at mindre energi afsættes i stratosfæren af solens UV-stråling. Lavere temperaturer og højere koncentration af vanddamp i stratosfæren medfører, at der  i polarområderne kan komme flere såkaldte polar-stratosfæriske skyer. Klor fra CFC-gasser aktiveres på disse skyer, så den kan nedbryde ozonen. Mængden af klor (og brom) i stratosfæren aftager efter år 2000 som følge af de internationale aftaler om begrænsning af udledning af de ozonskadelige stoffer. Modelberegninger viser, at ozonlaget i den kommende tiårs periode fortsat vil være sårbart for ydre påvirkninger som f. eks. vulkanudbrud.

Tilbage

Atmosfærens klor- og brombelastning.

Som en klar følge af de internationale aftaler om brug og udledning af ozonnedbrydende CFC- og Halon-gasser, fastlagt i Montreal-protokollen og dens senere tilføjelser, ses der nu for de fleste stoffers vedkommende en stagnation eller fald i koncentrationerne i den nederste atmosfære siden midten af 1990’erne. De ozonnedbrydende stoffer er typisk 4 år om at trænge op og spredes i stratosfæren, hvor ozonnedbrydningen finder sted. I stratosfæren ses nu også den samme virkning på klorkoncentrationerne

De nederste fire paneler i nedenstående figur viser mængden af forskellige ozonnedbrydende stoffer i den nederste del af atmosfæren (Troposfæren). Den benyttede enhed er blandingsforholdet i billiontedele - d.v.s. hvor mange billiontedele af luftens molekyler udgøres af de forskellige stoffer. Både observerede fortidige blandingsforhold frem til år 2000 og estimerede fremtidige blandingsforhold er vist. Nedenfor følger en kort forklaring på, hvilke stoffer der er tale om:

CFC: freoner, der tidligere blev brugt i bl.a. køleskabe

HCFC: erstatningsstoffer for CFC'erne, der er mindre ozonnedbrydende

CH₃CCl₃: triklorethan, som bl.a. bruges som opløsningsmiddel

CCl₄: tetraklormetan, som bruges som opløsningsmiddel

Halon: brandslukningstoffer med brom

CH₃Cl: methylklorid, som hovedsageligt er naturligt forekommende

CH₃Br: methylbromid, som tildels er naturligt forekommende

Det ses, at der er meget mindre brom end klor i atmosfæren, men brom nedbryder til gengæld ozon meget mere effektivt end klor. Inkluderes broms ozonnedbrydende virkning får man det effektive stratosfæriske klorindhold , som er vist i øverste panel. Problemerne med nedbrydningen af ozonlaget fra CFC- og Halon-gasser startede omkring 1980. Den effektive klorbelastning i stratosfæren forventes at være nede på dette 1980-niveau omkring år 2040-2050. Den estimerede nedgang i de ozonnedbrydende stoffer forudsætter, at Montreal-protokollen, der regulerer produktion og brug af ozonnedbrydende stoffer, overholdes.

Nedgangen i den effektive klorbelastning ventes at føre til en genopretning af ozonlaget frem mod midten af indeværende århundrede. Stratosfæren vil dog i endnu i en 10 års periode vil være præget af høje klorkoncentrationer og dermed sårbart over for f.eks. vulkanudbrud. Egentlige ozonhuller, som det ses over Antarktis, forventes ikke i Arktis. Dog har andre faktorer end klorkoncentrationen en indflydelse på ozonnedbrydningen i et fremtidigt klima, f.eks. lavere temperaturer og højere koncentrationer af vanddamp i stratosfæren.

(Kilde: WMO/UNEP's Scientific Assessment of Ozone Depletion: 2002)

Tilbage

Ozonhullet

Opdagelsen af det antarktiske ozonhul i 1985 vakte stor opmærksomhed, selv om man allerede i begyndelsen af 1970’erne var blevet opmærksomme på, at ozonlaget muligvis kunne påvirkes af menneskeskabte aktiviteter, dels supersoniske passagerfly, dels CFC-gasser. Ozonhullet dannes hvert forår over Antarktis og visse år dannes et noget mindre ozonhul over Arktis.

Ozonlaget over Antarktis d. 25/9 2003, målt fra NASA's Earth Probe satellit.
Blå farver viser ozonhul

Læs om dobson enheder i afsnittet:
Måling af ozonlagets tykkelse under målinger af ozonlaget.

Ozonlaget over Arktis d.3/4 1997.

Almindeligvis skal der mindst være fire betingelser opfyldt for udviklingen af et egentligt ozonhul over polarområderne:

• Forhøjede koncentrationer af klor- og bromholdige stoffer i atmosfæren. Koncentrationerne er steget pga. tilførsler af menneskeskabte CFC- og HALON-gasser (freon mm.).

• Lave temperaturer i stratosfæren. Klorforbindelserne er kun ozonnedbrydende, når de omdannes til en kemisk reaktiv form. Dette sker navnlig på overfladen af polar-stratosfæriske skyer, som kun dannes ved meget lave temperaturer.

• Sollys. De kemisk reaktive klor- og brom forbindelser nedbryder kun ozon under indvirkning af sollys, der vender tilbage til polområderne i det tidlige forår.

• En isoleret luftmasse. Hver vinter dannes over polarområderne den polare hvirvelstrøm: kraftige vinde, der blæser i højder over ca. 15 km rundt om polerne. Inden for hvirvelstrømmen er luften forholdsvis isoleret mod opblanding af ozonrig luft fra lavere breddegrader.

Inden for den polare hvirvelstrøm nedbrydes ozonen kemisk i de tidlige forårsmåneder. Når den polare hvirvelstrøm ophører i slutningen af foråret, standser ozonnedbrydningen. Ozonrig luft tilføres fra lavere breddegrader, og ozonhullet forsvinder igen.

Tilbage

Ozonnedbrydning i Arktis og Antarktis

Hvert år i august - oktober opstår et ozonhul over Antarktis, hvor ca. halvdelen af ozonlaget forsvinder. Ozonnedbrydningen skyldes atmosfærens ophobning af især klor-forbindelser, der hovedsagelig stammer fra de menneskeskabte freoner (også kaldet CFC = ChloroFluoroCarbon), der tidligere blev brugt til bl.a. køleskabe. På overfladen af såkaldte  polar-stratosfæriske skyer kan kloren frigives, og i sollys forårsager den ozonnedbrydning i en kredsproces, hvor et kloratom kan nedbryde hundredtusinder af ozonmolekyler. Ekstrem kulde (ca -80°C) er nødvendig for dannelsen af de polarstratosfæriske skyer, og det er grunden til, at den kraftigste ozonnedbrydning sker i polaregnene. Over Arktis er der de senere år også blevet observeret et ozonhul, hvor op til ca 1/3 af ozonen i visse vintre er blevet nedbrudt. Ovenfor vises ozonlaget i foråret 1997, hvor en hel del af ozonen var nedbrudt i det grønlige område omkring polen. Der er imidlertid store forskelle i ozonnedbrydningen over Arktis fra år til år, idet temperaturerne varierer meget. Årsagen til den større ozonnedbrydning over Antarktis er, at temperaturerne her er væsentligt lavere end over Arktis.

DMI opsender om vinteren og foråret jævnligt ozonsonder med ballon fra Pituffik (Thule) og Illoqqortoormiut (Scoresbysund) i Grønland for at følge udviklingen af ozonlaget i den arktiske hvirvel. Følgende figur viser udviklingen af ozonmængden inde i den arktiske strømhvirvel fra januar til april 1997 i ca 16 km’s højde:

Udviklingen af ozonens blandingsforhold i ca.
16 km's højde i 1997

Ozonmængden  er angivet som blandingsforholdet, der er antallet af milliontedele (ppm = parts per million) af luftens molekyler, som ozonen udgør. Såfremt ozonen ikke blev nedbrudt, ville man forvente et konstant blandingsforhold. Det ses derfor af figuren, at der har været en kraftig nedgang i ozonen på omkring 50%. Den kemiske  ozonnedbrydning op igennem hele ozonlaget er beregnet til ca 21% fra 1. januar til 11. april 1997.

Også i januar-marts 1992, 1993, 1995, 1996, 2003 og 2005 var der en stor ozonnedbrydning, mens ozonnedbrydningen i 1998, 1999, 2001, 2002 og 2004 var betydelig mindre p.gr.a. højere temperaturer. De store temperaturudsving fra år til år skyldes hovedsagelig naturlige variationer. I vinteren 1999-2000 var temperaturerne rekordlave, og det medførte igen en kraftig ozonnedbrydning. Nedenstående viser ozonens blandingforhold op til ca. 30 km’s højde, som DMI målte det med 8 ozonsonderinger fra Thule:

Udviklingen i ozonens blandingsforhold i 2000

På trods af den store variation over ganske få dage fremgår det tydeligt, at der er en kraftig ozonnedbrydningen fra januar til slutningen af marts. I 18 km’s højde er der tale om en rekordstor ozonnedbrydning på over 60%. Den kemiske ozonnedbrydning op igennem hele ozonlaget er beregnet til ca 23% fra 1. januar til 1. april 2000.

Denne arktiske ozonnedbrydning kan medføre en betydelig relativ øgning af den ultraviolette stråling i Grønland og de nordligste egne af Skandinavien om foråret. Den ozonnedbrudte arktiske luft spredes i løbet af foråret til mellembreddegraderne (30 - 60°N) og bidrager dermed til den observerede ozonnedbrydning over Danmark

Tilbage

Polar- stratosfæriske skyer og aerosoler

Polar-stratosfæriske skyer,  observeret i Scoresbysund, jan. 2007
  Foto: Tore. Andreasen

To typer af partikler i stratosfæren er af betydning for ændringerne i ozonlaget, nemlig de globalt forekommende sulfataerosoler samt partiklerne i polarstratosfæriske skyer.

Sulfataerosoler består af flydende dråber af svovlsyre og forekommer i det såkaldte Junge-lag, der strækker sig fra tropopausen og op til 25-35 km's højde. Forekomsten af sulfataerosoler varierer meget, men stiger kraftigt efter større vulkanudbrud, hvor stratosfæren kan tilføres store mængder af svovlforbindelser.

Gennem vintermånederne falder temperaturerne i den nedre stratosfære over polarområderne til  mindre  end ca. -80º C. Herved kan vanddamp og forbindelser af kvælstof optages i sulfataerosolerne til dannelse af polarstratosfæriske skyer. Skyerne har stor udbredelse over Antarktis, medens de observeres mere sporadisk i de arktiske egne. Skyerne dannes i 15-25 km's højde og efter solnedgang belyses de fra undersiden, hvorved de fremtræder lysende mod den mørke himmelbaggrund som vist på de 2 fotos.

Polar-stratosfærisk sky observeret umiddelbart efter solnedgang, februar 1996, fra Scoresbysund i Grønland.      Foto: T. Andreasen

Der er observeret to typer af polar-stratosfæriske skyer. Type 1 skypartikler består af vand og salpetersyre og kan forekomme både i flydende og fast tilstand, mens type 2-skyer består af større, faste ispartikler. De polar-stratosfæriske skyer har betydning for nedbrydningen af ozonlaget. Kemiske reaktioner på overfladerne af skypartiklerne kan omdanne klorstoffer til en kemisk reaktiv form, der kan nedbryde store mængder ozon under indvirkning af sollys. Undertiden vokser skypartiklerne sig så store, at de falder til lavere højder, hvor de fordamper. Derved formindskes forekomsten af kvælstof i stratosfæren, der ellers ville dæmpe ozonnedbrydningen fra klorforbindelserne. Også på overfladen af de mindre sulfataerosoler kan en kemisk aktivering af klor finde sted.

En af de første farvegengivelser af en polar-stratosfærisk sky findes på et billede af den danske maler, greve Harald Moltke (1871-1960). H. Moltke deltog i flere nordlys-ekspeditioner til Grønland, Island og Finland omkring begyndelsen af  det 20. århundrede med det formål at gengive nordlysfænomenerne, som det ikke var muligt at fotografere med datidens apparater. Under en ekspedition i 1901 til Utsjoki i Finland har Moltke også fundet anledning til at male en såkaldt perlemorssky (øverst tv. i billedet). Disse skyer kan fremstå stærkt lysende på en mørk himmelbaggrund med et imponerende farvespil; skyer som senere kendes som polar-stratosfærisker skyer. Moltke har anført ”Utsjoki 5/1-1901 – c. 12.15” som fakta for sin observation på bagsiden af maleriet.

Tilbage

Skolemateriale

Det mest opdaterede materiale findes på de øvrige hjemmesider om ozonlaget, men her kan hentes baggrundsmateriale, der måske bedre egner sig til skolebrug.

Ozonlaget, pdf-dokument (600 kb)
Med følgende afsnit:

• Hvad er ozon, og hvilken betydning har den for miljøet?
• Hvordan dannes ozonen, og hvordan er den fordelt i jordens atmosfære?
• Hvordan har ozonen ændret sig i årenes løb?
• Hvad skyldes ozonnedbrydning?

UV-stråling og UV-index,  pdf-dokument(600 kb)
Med følgende afsnit:

• Hvad er uv-stråling?
• UV-stråling fra solen.
• UV-stråling og biologiske skader.
• Hvor meget skal der til før man bliver solskoldet?
• Solvarsling og uv-indeks.

Ozonlagets klimatologi, pdf-dokument (627 kb)
Med kort der viser variationen af ozonlagets tykkelse i årets løb

Tilbage