Institutionen för tillämpad miljövetenskap Stockholms universitet. Luftföroreningar. -från utsläpp till effekt- Janson och Hansson.

Transkript

1 Institutionen för tillämpad miljövetenskap Stockholms universitet Luftföroreningar -från utsläpp till effekt- Janson och Hansson i september 2005

2 ii

3 Detta är ett nytt kompendium om luftföroreningar, avsett som kursmaterial till luftföroreningsdelen inom kurser i miljövetenskap och miljövård. Kompendiet är under arbete och vi välkomnar kommentarer och synpunkter från både elever och kollegor. Stockholm den 1 oktober 2003 Robert Janson och Hans Christen Hansson ITM Luftlaboratoriet Stockholms universitet Stockholm robert@itm.su.se hc@itm.su.se iii

4 iv

5 Innehåll Förord... vii 1 Atmosfären och dess rörelser Atmosfärens struktur och sammansättning Vind Atmosfäriskt stabilitet Den allmänna cirkulationen Den synoptiska (regionala) meteorologin (103 km) Den mesoskaliga och lokala meteorologin ( km) Karakteristiska omblandningstider och skalor Trajektorier...16 Referenser Kemiska och fysikaliska processer Spårsubstanser Fotokemi Aerosoler Moln och nederbörd...37 Referenser Stratosfäriskt ozon Introduktion Fotokemisk produktion och nedbrytning Ozonfördelning Ozonuttunning...48 Referenser Klimatförändringar Klimatsystemet Strålningsbalans Externa klimatfaktorer Observerade klimatförändringar Modellering av framtidens klimat...69 Referenser Luftföroreningar Introduktion Svaveldioxid (SO2) Ammoniak (NH3) Kväveoxider (NOx) Flyktiga organiska ämnen (eng. VOC: Volatile Organic Compounds) Marknära ozon (O3) Kolmonoxid (CO) Koldioxid (CO2) Metan (CH4) Dikväveoxid (N2O) Klorfluorkarboner (CFC) och andra ozonnedbrytande gaser Partiklar Referenser v

6 vi

7 Förord Luftföroreningar har funnits ända sedan grottmänniskan började elda, men förorenad utomhusluft blev besvärande på allvar i och med städernas tillkomst. Ved- och koleldning för uppvärmning och matlagning, tillsammans med småindustriernas eldning och de organiska odörerna från en obefintlig avfallshantering förpestade stadsluften, särskilt under ogynnsamma meteorologiska förhållanden. Tidig dokumentation vittnar om dålig stadsluft i Rom redan på 100-talet och i engelska städer från 1100-talet. Med industrialismen kom jakten på energi och en ökad förbränning av kol och sedan också olja. De höga skorstenarna kom till för att i möjligaste mån skona den lokala miljön. Vidare placerades industrierna utanför städerna, viss rökgasrening installerades, renare bränsle användes och lagar stiftades. Även om föroreningarna från de stationära källorna har minskat i många av i-ländernas städer är de fortfarande ett allvarligt problem i många länder. Under 1900-talet kom bilarna och idag är bilavgaser den huvudsakliga luftföroreningen i de flesta storstäder. Men luftföroreningar är inte längre begränsade till storstäder och industriområden. Föroreningarna sprids med vindarna, en del långa vägar. Luftföroreningsproblem blir regionala och sedan även globala. En del undergår kemiska reaktioner i atmosfären och bildar nya föroreningar: SO 2 och NO 2 bildar H 2 SO 4 och partikulärt SO 4-2 resp. HNO 3. NOx och kolväten bildar O 3. Vattenlösliga föreningar tas upp i moln och nederbörd, omvandlas och lämnas tillbaka till gasfasen eller följer med nederbörd till jordytan. Föga reaktiva gaser stannar länge i atmosfären och får global spridning. Genom att förändra den globala atmosfärens sammansättning ger de långsamma och långsiktiga effekter som drabbar alla på jorden. Två viktiga exempel är uttunningen av ozonskiktet som innebär att en ökad mängd UV-strålning når jordytan, och ökande mängd växthusgaser som kan förändra jordens klimat. För att förstå luftföroreningsproblematiken behöver vi ta hänsyn till både atmosfärkemi och spridningsmeteorologi. Det tog lång tid för de europeiska länderna att förstå och acceptera att försurningsproblemet till stor del berodde på långväga transport av föroreningar. Ett annat aktuellt exempel är ozonhålet över sydpolen. Hur kan CFC-gaser från norra halvklotet orsaka så stor skada över sydpolen? Varför just där och varför bara en viss tid på året? Helt felaktiga slutsatser kan dras om inte både kemi och spridningsbetingelser tas med i utvärdering och tolkningen av luftföroreningsproblematiken. Tillsammans utgör de den del av meteorologin som kallas kemisk meteorologi. Detta kompendium är indelat i 5 kapitel. I det första ges en introduktion till atmosfären och dess rörelser med fokus på hur luftföroreningar sprids lokalt, regionalt och globalt. Kapitel 2 fokuserar på de grundläggande kemiska och fysikaliska processer som omvandlar gaser och partiklar under deras livstid i atmosfären. Stratosfäriskt ozon och klimatförändringar får var sitt kapitel. I det avslutande kapitlet ges en genomgång av viktiga luftföroreningar: deras källor, koncentrationer, atmosfäriska omvandling, deposition och effekter samt något om åtgärder för att minska utsläppen. vii

8 viii

9 1 Atmosfären och dess rörelser 1.1 Atmosfärens struktur och sammansättning Atmosfären bildades tidigt efter jordens tillkomst av de gaser som sipprade eller slungades ut ur jordens inre i samband med jordens värmeutveckling och vulkanisk aktivitet. Stora mängder vattenånga, koldioxid, kvävgas, vätgas, m fl gaser fördes upp till jordytan och ansamlades där på grund av jordens gravitationskraft. Mycket av vattenångan kondenserade och föll tillbaka till jordytan som nederbörd. Haven bildades och i haven löstes mycket av atmosfärens koldioxid. Den vattenånga och koldioxid som var kvar i atmosfären skapade en växthuseffekt (kap. 4) som gav en varmare klimat. Den primitiva atmosfären saknade syre. Vid det fotosyntetiserande livets tillkomst för ca 3 miljarder år sedan började syre tillföras i sådana mängder att atmosfären långsamt övergick till att vara den oxiderande miljö den är idag. Och tack vara syrgasen kunde ozon bildas och ett ozonskikt ta form. Det tog ungefär 2,5 miljarder år för atmosfären att utvecklas till den vi har idag. Således var atmosfären färdig, vad gäller dess huvudkomponenter och deras relativa koncentrationer, för ungefär 400 miljoner år sedan, Tabell 1.1. Förutom huvudkomponenterna innehåller atmosfären många spårgaser (< 0.1%), partiklar, vattenånga, vattendroppar och iskristaller. Vattenånga förekommer i mycket varierande halter, från 0% till 4%, vid olika platser på jorden, höjder i atmosfären och tider på året. Praktiskt taget all vattenånga finns i troposfären. Dagens atmosfär innehåller 5,14 x kg gaser i ett tunt lager runt jorden. Det är svårt att ange en övre gräns för atmosfären eftersom luften bara tunnas ut ju längre ifrån jorden man kommer, tills det inte finns någon luft alls. Där vidtar rymden. Luftens densitet är alltså störst vid jordytan, 1,2 kg/m 3, och avtar med höjden. Den halveras ungefär var femte kilometer. Åttio procent av atmosfärens luft finns i de närmaste tio kilometrarna ovan jordytan och 99,9% inom femtio kilometer. Tabell 1.1 Atmosfärens huvudkomponenter. Gas K emisk formel Halt* Kvävgas N 2 78,08% Syrgas O 2 20,94% Argon A r 0,93% * Halterna anges som volymsdelar i torr luft. 1

10 Lufttrycket är ett mått på tyngden hos den luftpelare som sträcker sig från en given höjd till atmosfärens övre gräns. Alltså är även lufttrycket störst vid jordytan, lufthavets botten, och avtar med höjden. Medellufttrycket vid jordytan (havsnivå) i standardatmosfären är 1013 hpa (hektopascal) och det halveras ungefär var femte kilometer uppåt. Inom meteorologin delar man upp atmosfären i fyra skikt: troposfären, stratosfären, mesosfären och termosfären, figur 1.1. Indelningen görs efter temperaturprofilen. Generellt gäller att jordytan är mycket mer effektiv på att absorbera solstråling än vad atmosfären är. Alltså värmer solstrålning jordytan, som sedan värmer atmosfären underifrån. Men atmosfären kan inte vara isoterm, dvs ha samma temperatur hela vägen igenom, även om den var mycket väl omblandad. Det beror på det fysikaliska sambandet mellan luftens tryck, densitet och temperatur. Då trycket avtar, utvidgas luften, vilket medför att luftens densitet och temperatur avtar. Med den tryckavtagning som gäller i troposfären, skulle temperaturavtagandet vara 1 C/100 m. Det kallas det torradiabatiska temperaturavtagandet och gäller så länge luftens vattenånga inte kondenserar till vattendroppar. Vid kondensation, tillförs värme. Den energi som krävdes för att avdunsta vatten vid jordytan frigörs på högre höjd då vattenångan kondenserar och bildar moln. Det blir ett värmetillskott till luften och temperturavtagandet ovan kondensationsnivån blir mindre än 1 C/100m. I medeltal är temperaturavtagande för hela troposfären 0,65 C/100m. Standardatmosfärens medeltemperatur vid jordytan är 15 C, och vid tropopausen, vid 11 kilometer, -56 C. Figur 1.1 Medeltemperaturens variation med höjden. Det temperaturmaximum som observeras i mellanatmosfären, vid stratopausen, beror på stratosfäriskt ozon, också kallat ozonskiktet (se kapitel 3). Ozonmolekyler är mycket effektiva på att absorbera UV-C och UV-B strålning, dvs strålning med väglängder mellan 200 och 315 nm (nm = 10-9 m). I stratosfären, där ozonkoncentration har ett maximum, leder absorptionen till ett värmetillskott som ökar lufttemperaturen. Ovanför mesopausen, i termosfären, orsakas temperaturökningen av att kväv- och syrgas absorberar det mycket kortvågiga UV-ljus som, energimässigt, är mindre än 0.5% av solspektrat. Även kväve och syre atomer, vars antal ökar med höjden i övre atmosfären, bidrar till absorptionen. Förutom att skapa dessa temperaturmaxima, har atmosfärens absorption av solens UV-strålning det goda med sig att denna energirik strålning inte når ner till jordytan där den är skadlig för biologiska molekyler. Praktiskt taget all strålning vid våglängd under 300 nm filtreras bort av atmosfären redan ovanför 10 km nivå. Intill jordytan finns det planetära gränsskiktet (eng. Planetary Boundary Layer, PBL), där vinden påverkas av friktion mot marken, figur 1.2. Dess djup varierar med vindhastighet och ytans skrovlighet, till exempel topografiska element, vegetation och byggnader. Vid hög vind och stor skrovlighet, bildas mycket turbulens, kallad mekanisk turbulens, som skapar ett djup 2

11 Figur 1.2 Mekanisk turbulens i gränsskiktet. Källa: Lejenäs, skikt med god vertikal omblandning. Med svag vind och/eller liten skrovlighet, blir gränsskiktet mindre djup och mindre välomblandat. Under dagtid skapar solens uppvärmning även termisk turbulens. Solen värmer jordytan som i sin tur värmer atmosfären underifrån. Man får uppstigande varmluftsceller, konvektion, som skapar vertikala rörelser och omblanding. Kraftig konvektion kan höja övre gränsen för gränsskiktet väsentligt. Gränsskikt som sträcker sig dagtid till 1-2 km med omblandningstider på mindre än en timme är vanliga. I luftföroreningssammanhang använder man även begreppet blandningsskiktet för att betona att i detta skikt är luften välomblandad. Höjden för blandningsskiktets övre gräns kallas blandningshöjden och där finns oftast ett stabilt skikt (se nedan) som begränsar det vertikala luftutbytet med den ovanförliggande fria troposfären. Större delen av de meteorologiska processer som bestämmer vårt väder och klimat samt större delen av våra luftföroreningsproblem utspelar sig i troposfären, varför den fortsatta diskussionen skall handla mest om troposfären. 1.2 Vind Atmosfären är i ständig rörelse, från de storskaliga rörelserna i den allmänna cirkulationen till kortlivade tropiska stormar och ännu mer kortlivade urban turbulens. Luftföroreningar sprids och späds med dessa vindar och turbulens. Nyckeln till vår förståelse av atmosfärens rörelser är i första hand horizontella tryckvariationer, samt jordens rotation och vindens friktion mot jordytan. Tryckvariationer uppstår då solstrålning värmer olika delar av jordytan olika mycket, vilket beror på jordens krökning, fördelningen mellan land och hav samt kontinenternas topografi och ytbeskaffenhet. Jordens krökning gör att jordytan vid ekvatorn mottar mer strålning per kvadratmeter än vad den gör vid polerna. Jordens rotation skapar dygnsvariationer i uppvärmningen och dess lutning ger säsongsvariationer. Den solstrålning som når jordytan kan absorberas eller reflekteras. Vid reflektion, studsar strålningen tillbaks utan att påverka ytan, och vid absorption, värms ytan. Men, jordytan är inte en homogen yta, 70% täcks av vatten och resterande del av kontinenter med varierande topografi och ytkarakteristik. Det gör att andel solstrålning som absorberas kontra reflekteras varierar i tid och rum. En del av den absorberade energi går dessutom åt till att avdunsta vatten (mer om strålningsbalansen i kap. 4). Alla dessa faktorer bidrar till att uppvärmningen av jordytan, och följakligen av luften vid jordytan, inte blir homogen. Skillnader i lufttemperatur ger skillnader i luftdensitet, som i sin tur skapar skillnader i tryck. Då atmosfärens rörelser är väl initierade, skapar systemet självt nya och mer invecklade mönster som inte direkt går att känna igen från en enkel beskrivning av den differentiella uppvärmningen. En karta, typ väderlekskarta, som 3

12 visar den horisontella fördelningen av lufttrycket visar tydligt hur varierat lufttryck kan vara vid jordytan. Dess isobarer förbinder punkter med samma tryck och på så sätt visar tryckskillnader såsom höjdkurvor visar höjdskillnader på en topografisk karta (se figur 1.14). En viktig skillnad är att, medan topografin är mer eller mindre konstant, åtminstone under vår livstid, förändras tryckfältet kontinuerligt. Dock är vissa storskaliga mönster bestående, eller åtminstone regelbundet återkommande. Karakteristisk för atmosfärens tryckfält är områden med högtryck och lågtryck, (se figur 1.14). Vinkelrätt mot isobarerna utvecklas en tryckgradientkraft, som sträver att transportera luft från högtrycksområden till lågtrycksområden. Vind är alltså atmosfärens försök att utjämna skillnader i lufttemperatur, densitet och tryck. Tätta isobarer, till exempel runt ett lågtryck, innebär stor tryckgradientkraft och starka vindar. Glesa isobarer, som oftast förekommer i högtryckssystem, innebär liten tryckgradientkraft och svaga vindar. Jordens rotation ger upphov till corioliskraften som avlänkar alla vindar mot höger, om man är på norra halvklotet och har vinden i ryggen, mot vänster om man är på södra halvklotet. Corioliskraften är egentligen en fiktiv kraft. Något förenklad kan man säga att ett luftpaket som står still vid punkt A vid ekvatorn, följer jordens rotation från väst mot öst och har en hastighet, i ett absolut koordinatsystem, lika med jordens omkrets vid ekvatorn delad med tiden för en revolution, 24 timmar. Till observatörn vid ekvatorn, står luftpaket still. En punkt B längre norrut, till exempel 60 N, har en lägre hastighet, eftersom jordens omkrets vid 60 N är mindre än vid ekvatorn, men det rör sig fortfarande en omkrets per 24 timmar. Då luftpaketet vid punk A förflyttar sig rakt norrut mot punkt B, behåller det sin hastighet mot öster, en hastighet som är större än den vid punkt B. Luftpaketet kommer inte till punkt B, utan till en punkt till öster om B. Till observatörn på jorden ser det ut som om luften med nordlig rörelse har avlänkats mot öster. Samma resonemang kan användas för att förstå hur corioliskraften påverkar alla vindar, oavsett riktning. Balans mellan tryckgradient- och corioliskrafterna ger en vind som blåser parallellt med isobarerna med högtryck till höger och lågtryck till vänster, figur 1.3. Således blåser vinden medurs runt ett högtryck, anticyklonal strömning, och moturs runt ett lågtryck, cyklonal strömning. Förhållandet är det motsatta på södra halvklotet. Inom det planetära gränsskiktet påverkas vinden av friktionskraften, en bromsande kraft som är störst närmast jordytan och avtar med höjden. Det innebär att vindhastigheten är lägst vid jordytan och ökar med höjden inom gränsskiktet. En annan effekt av friktionskraften är att vindriktningen förändras med höjden. Balans mellan de inverkande krafterna (tryckgradient-, coriolis-, centrifugal- och friktionskrafterna) gör nu att vinden inte rör sig parallellt med isobarerna, utan snett inåt mot ett lågtryckscentrum, konvergens, och snett utåt från ett högtryckscentrum, divergens, figur 1.4. Hur mycket vinden avviker från att följa isobarerna beror på vindhastigheten, friktionskraften och topografin. Svaga vindar och svag avlänkning karakteriserar högtryck (liten tryckgradient) medan hårda vindar med kraftig avlänkning karakteriserar lågtryck (hög tryckgradient) (se t.ex. figur 1.11). Den avlänkande effekten avtar med höjden eftersom friktionen avtar. För att kompensera högtryckssystems divergens i dess nedre delar, utvecklas konvergens och sjunkande luft, kallad subsidens, i dess övre delar. Sjunkande luft värms adiabatiskt, vilket medför att molnvatten avdunstar, moln upplöses och det blir soligt väder. Ofta bildas även en höjdinversion, 4

13 Figur 1.3 Vindriktning i förhållande till lågoch högtryck då friktionskraften inte verkar. Norra halvklotet. Källa: Lejenäs, Figur 1.4 Den horisontella och vertikala cirkulationen i låg- och högtryck då friktionskraften verkar. Norra halvklotet. Källa: Lejenäs, kallad subsidensinversion vid någon höjd ovanför jordytan (se nedan). I lågtryckscentret sker konvergens vilket tvingar luften uppåt. Temperaturen i den stigande luften sjunker och man får kondensation och molnbildning. Den frigjorda ångbildningsvärmen ger ökad lyftkraft till de vertikala vindarna och lågtrycket fördjupas. 1.3 Atmosfäriskt stabilitet Då det gäller vertikala rörelser i det planetära gränsskiktet, är termisk turbulens och termisk stabilitet viktiga begrepp. Som nämnts tidigare, avtar temperaturen med 1 C/100 m så länge vattenånga inte kondenserar. Det kallas torradiabaten. Då den vertikala temperaturprofilen, kallad skiktningskurvan, överenstämmer med torradiabaten sägs temperaturskiktningen vara neutral eller indifferent. Detta sker då den mekaniska turbulensen, skapad av vinden, är tillräckligt god för att snabbt jämna ut eventuella avvikelser, orsakade av solstrålningens uppvärmning av jordytan. Neutralskiktning intill jordytan är vanligt vid mulet väder. Vid stark solstrålning värms jordytan, och lufttemperaturen intill marken stiger. Detta gör att skiktningskurvan närmast markytan börjar avvika från torradiabaten. Den blir brantare, dvs temperaturen avtar snabbare med höjden än vad som gäller för torradiabaten. Då uppstår termisk instabilitet och luften sägs vara labil- eller instabilskiktad, figur 1.5a. Om ett luftpaket börjar stiga, kommer det att minska i temperatur enligt det torradiabatiska temperaturavtagandet, förutsatt att det inte får ett värmeutbyte med sin omgivning. Eftersom temperaturen i luften runtom avtar snabbare, kommer luftpaketet att fortsätta ha en högre temperatur och lägre densitet än sin omgivning. Alltså fortsätter det att stiga. Omvänt, om ett stycke luft börjar röra sig neråt kommer dess temperatur att öka enligt torradiabaten, vilket är långsammare än hos omgivningsluften. Den kommer att bli kallare och ha högre densitet än sin omgivning och fortsätta att sjunka. Vertikala rörelser förstärks då atmosfären är labilskiktad. Den vertikala rörelsen fortsätter ända tills luftpaketet i fråga förlorar sin identitet genom turbulens och ombland- 5

14 ning, tills temperaturskillnaden har uppphört (t.ex. om det sker ett värmeutbyte med omgivningsluften), eller tills det möter ett hinder i form av markytan eller, för uppåtstigande luft, ett luftskikt med annan termisk struktur. På så sätt sker en vertikal omfördelning av värme och luftföroreningar i den labilskiktade atmosfären. Eftersom konvektion bidrar till en vertikal omblandning av luften och därmed utjämning av temperatur, kommer skiktningen att återgå till det neutrala tillståndet så fort värmekällan stängs av, dvs då solen går i moln eller vid solnedgång. Labilskiktning kan också uppstå när en kall luftmassa rör sig in över en varm yta. På natten avkyls jordytan pga jordens egen utstrålning och den uteblivna instrålningen. Luften närmast marken avkyls snabbast. Istället för att bli uppvärmd av jordytan som på dagarna, kyls den nu ned. Om den vertikala omblandningen är långsam (pga en svag vind) uppstår en vertikal temperaturprofil som är mindre än 1 C/100 m, figur 1.5b. Temperaturskiktningen blir stabil. Luft som kommer i vertikalrörelse blir kallare och tyngre än sin omgivning om den stiger och varmare och lättare om den sjunker. Densitetsskillnaden gör att rörelsen motverkas. Den stigande luften sjunker tillbaka till utgångsläget och den sjunkande stiger. Vertikala rörelser är alltså hämmade i stabilskiktad luft. Spridning och bortventilering av luftföroreningar är då starkt begränsad. Extremt stabil skiktning uppstår då avkylningen är så effektiv att det normala temperaturavtagandet ersätts av att temperaturen stiger med höjden, figur 1.5c and d. Det kallas markinversion och är vanligt förekommande under klara vindstilla nätter, speciellt vintertid, och innebär höga halter luftföroreningar, t.ex trafikavgaser i storstäder. Molnighet motverkar uppkomsten av stabil skiktning eftersom moln reflekterar och absorberar, och på så sätt minskar jordens utstrålning. En nattlig markinversion stannar kvar tills marken åter blir uppvärmd, med början vid soluppgången, eller tills vinden tilltar och skapar ett nytt blandningsskikt. Det är vanligt att det tar längre tid på vintern än på sommaren. Eftersom inversionen löses upp underifrån, händer det att den inte blir fullt upplöst utan bara lyft till en högre höjd, speciellt vid högtryck på vinterhalvåret då dagarna är korta och solen ligger lågt vid horisonten (på våra breddgrader). Markinversioner är mycket vanliga i dalar, eller långlänt terräng omgiven av höjder, eftersom kall luft, på grund av dess högre densitet, gärna vill rinna neråt till lägsta punkten i terrängen. Många svåra luftföroreningsfall är förknippade med kombinationen stora utsläpp, ogynnsam terräng och meteorologi. Stabil skiktning kan också uppträda längre upp i atmosfären, oftast i skikt som är 10 till 100- tals meter tjockt. Om det är extremt stabilt kallas det höjdinversion eftersom det förekommer på höjden eller subsidensinversion efter tillkomstsättet, figur 1.5e. Som nämnts tidigare sker storskalig subsidens i ett högtryckscentrum. Den sjunkande luften når inte alltid jordytan, utan stannar upp vid någon höjd, vanligen vid 1-3 km höjd men även lägre, där det bildas en inversion. Den sker oftast på högre höjd på sommaren och lägre på vintern. Luftföroreningar kan blandas väl under en höjdinversion, men kommer inte förbi den. Eftersom subsidensinversioner är förknippade med klart väder kan fotokemiska reaktioner ske i den blandning av föroreningar som uppstår under inversionen. Under sådana förhållanden kan höga halter fotokemiska oxidanter, bland annat ozon, bildas. 6

15 a. labilskiktning b. stabilskiktning c. extrem stabilskiktning d. markinversion e. labilskiktning under en höjdinversion f. stabilskiktning under en höjdinversion Figur 1.5 Plymutseende vid olika temperaturskiktningar. Till vänster visas det adiabatiska temperaturavtagandet (------) och den rådande temperaturskiktningen ( ). Källa: Boubel et al., Den allmänna cirkulationen På grund av att jorden är en sfär, värms ekvatoriella områden mer än polarområdena, figur 1.6. Is och snö accentuerar skillnaden genom att öka ytans albedo, dvs mer strålning reflekteras av is och snö än absorberas (se ansnitt om strålningsbalansen i kap. 4). Samtidigt visar mätningar att skillnaden i utstrålning inte är lika stor, figur 1.7. Polarområden får således ett strålningsunderskott, dvs utstrålning är större än instrålning, medan det råder ett strålningsöverskott vid ekvatorn. Alltså måste det till en värmetransport som för överskottsvärme från ekvatorn till polerna. Det sker med varma luft- och havsströmmar. Här intresserar vi oss för de atmosfäriska strömmarna, dvs vindarna. Man kan i princip tänka sig att temperaturskillnaden mellan ekvatoriella och polarområden skulle leda till två stora cirkulationsceller i atmosfären, en på norra och en på södra hemisfären, med stigande varm luft över ekvatorialområdena och sjunkande kall luft över polarområdena. Vid jordytan 7

16 Figur 1.6 Solstrålningens fördelning över jordytan. Källa: Lejenäs, Figur 1.7 Årsmedelvärde för inkommande solstrålning och utgående strålning från jorden, som funktion av latitud. Efter Bolin, skulle vindarna blåsa mot ekvatorn och på höjden skulle luften röra sig mot polerna. Men jordens rotation, fördelningen mellan land och hav, de höga bergskedjorna samt andra skillnader i underlaget modifierar detta grundmönster och ger ett betydligt mer invecklat mönster, figur 1.8 och 1.9. ITCZ och Hadleycellerna Ungefär vid ekvatorn finns den intertropiska konvergenszonen (ITCZ), ett lågtrycksbälte där varm och fuktig luft stiger. Då bildas moln och nederbörd. I övre troposfären avlänkas den stigande luften mot norr och söder på respektive sidor av ITCZ. Vid ca 30 nord och syd sjunker luften igen och bildar det subtropiska högtrycksbältet. Den sjunkande luften är mycket torr och på kontinenterna bildas öken. Havsområden i denna zon är kända för sin stiltje. Förr kallades zonen hästbredderna pga att segelfartyg var tvungna att göra sig av med sina hästar för att spara på dricksvatten. Vid jordytan rör sig sedan luften tillbaka mot ITCZ i de sk passadvindarna. På grund av jordens rotation rör sig dessa inte i nord-sydliga banor. Vinden avlänkas och på norra sidan av ITCZ är passadvindarna nordostliga medan de är sydostliga söder därom. Hela cirkulationssystemet, från ITCZ mot högtrycksbältet i övre troposfären och tillbaka mot ITCZ vid markytan, kallas Hadleyceller. Den intertropiska konvergenszonen med tillhörande Hadleyceller är inte en kontinuerlig och stabil zon runt jordens ekvator, utan en diskontinuerlig och rörlig zon som är mer eller mindre välutvecklad, figur 1.9. Ändå fungerar den som en spärr mot transport av luft från norra till södra halvklotet och tvärtom. Det är i samband med att säsongsväxlingar skjuter zonen fram och tillbaka över ekvatorn som en transport av troposfärisk luft över ekvatorn kan ske. 8

17 Figur 1.8 Principskiss över den allmänna cirkulationen på norra halvklotet. Monsun I vissa delar av av världen uppstår en säsongsvariation i vindriktning, kallad monsun från det arabiska ordet mausim, årstid. Den mest utpräglade monsunen finns i Syd- och Sydöstasien. Den uppkommer genom en samvariation mellan säsongsväxlingarna i den allmänna cirkulationen och skillnaden i värmekapacitet hos land och hav. På vinterhalvåret bildar vinterkylan ett kraftigt högtryck över inre Asien som gör att de rådande vindarna över Sydasien blir nord-nordost och torra. ITCZ förskjuts söder om Indien. På sommarhalvåret värms kontinenterna och lågtryck utvecklas över inre Asien. Vindarna blir nu från syd och sydost över Sydasien och ITCZ förflyttas till norr om Indien (se figur 1.9). De varma sydliga passadvindarna bär med sig mycket fukt från havet och sommarmonsunen blir en regnperiod för Indien och Sydasien. Liknande monsuncirkulation sker i norra Australien, Figur 1.9 Medellufttryck, vindar, frontzoner och ITCZ vid jordytan i juli. Källa: Liljequist,

18 delar av östra Afrika, Afrikas elfenbenskust och norra delarna av Sydamerika. El Niño - Southern Oscillation (ENSO) Den tropiska cirkulationen har även en zonal komponent längs ITCZ, kallad Walker-cirkulationen. Den är mest utpräglad över den ekvatoriella delen av Stilla havet mellan Sydamerika och Indonesien. Den drivs av tryckgradienten mellan lågtrycksområdet över Indonesien och den subtropiska högtryckscellen över den östra delen av Stilla havet (se figur 1.9). Man har funnit att det finns en stark korrelation mellan tryckvariationerna i dessa två områden. Då högtrycket blir starkare blir lågtrycket djupare och tvärtom. Man följer variationerna med en Southern Oscillation Index (SOI), skillnaden i lufttryck mellan Tahiti, Franska Polynesien och Darwin, Australien. Den normala Walker-cirkulationen består av östliga vindar vid havsytan, konvektion och nederbörd över Indonesien/ Sydöstasien, västliga vindar i övre troposfären, och subsidens i högtrycksområdet över havet. Kopplad till denna atmosfäriska cirkulation är en havscirkulation som i korthet består av uppwelling av kallt och näringsrikt vatten från djupet längs Perus kust och östliga ytströmmar. På väg västerut värms ytvattnet. Varje år sker en försvagning av SOI vilket i sin tur ger förändring av Walkercirkulationen och även av havsströmmarna. Fenomenet kallas ENSO- (El Niño Southern Oscillation) episoder, eller bara El Niño. Varmt ytvatten förs tillbaka mot den Sydamerikanska kusten och uppwelling av kallt näringsrikt vatten vid Perus kust försvagas. Vanligen sker detta vid jultiden varför fenomenet kallas El Niño, Jesubarnet. Fenomenet har varit känt i många år pga dess negativa inverkan på det Peruanska anschovisfisket. Mer eller mindre regelbundet, ca en gång på 3-10 år, sker en extra stark El Niño-episod. Uppvärmningen av ytvatten vid Perus kust blir extraordinär och lågtrycksområdet med konvektion och nederbörd förskjuts österut, i extrema fall hela vägen till Perus västkust. Områden i östra Stilla havet och på den sydamerikanska kusten, som brukar ha torrt klimat, får kraftig nederbörd. Indonesien får istället mindre nederbörd än vanligt. ENSO-episoder kan även påverka väderfenomen i andra delar av världen. Konvektion och kondensation av vattenånga tillför energi till övre troposfären. En stark ENSO-episod ger större värmetransport än normalt från hav till atmosfär samt en geografisk förskjutning av transporten. Detta påverkar Hadleycirkulationen och den subtropiska jetströmmen. En global uppvärmning med påföljande klimatförändringar kan både påverka och påverkas av El Niño-episoder. Västvindsbältet och Rossbyvågorna På mellanbredderna (30-60 ) är vindarna betydligt mer variabla än vad som gäller för de tropiska passadvindarna. I huvuddrag är det ett västvindsbälte, men strömningen påverkas av jordens rotation (corioliskraften) och utvecklar ett antal vågor, nord-sydliga svängningar, runt jorden, kallade Rossbyvågor, figur 1.8. Dessa gör att varm och fuktig subtropisk luft transporteras norrut och kall och torr luft söderut. Strömningen påverkas även av ytegenskaper, till exempel det olika värmekapacitet hos land och hav samt topografi. Höga kontinentala bergskedjor, till exempel Klippiga bergen i Nordamerika, har stor inflyttande på strömningen. Lågtryck utvecklas längs frontzonerna, gränser mellan luftmassor med olika temperatur- och fuktförhållende (se avsnitt 1.5), och rör sig österut i den rådande strömningens bana. Under sommarhalvåret förstärks de subtropiska högtryckscellerna och förskjuts norrut. Det Isländska lågtrycket i norra Atlanten samt Aleutiska lågtrycket i norra Stilla havet försvagas. På vintern försvagas de maritima högtryckscellerna medan lågtrycken förstärks, och över kontinenterna utvecklas högtryck. Alla dessa faktorer gör att strömningen i västvindsbältet, i synnerhet på norra halvklotet, blir mycket varierad, tom tvärsom, dvs från öster mot väster. Föjlden blir att både väder och luft- 10

19 föroreningssituation blir mycket omväxlande på våra breddgrader. På södra hemisfären har vindarna i västvindsbältet en betydligt mer zonal bana runt jorden pga att södra hemisfären är ett vatten halvklot med färre kontinenter, i synnerhet på mellanbredderna. Vindarna i västvindsbältet har ett hastighetsmaximum vid ca 10 kilometers höjd, kallad den polara jetströmmen. Även den slingrar sig runt jorden även om svängningarna inte är lika extrema som de kan vara vid jordytan. Vindhastigheter kring 50 m s -1 är vanliga och på vinterhalvåret har hastigheter på över 100 m s -1 registrerats på vissa sträckor. Stratosfärisk cirkulation Vi bör säga även några ord om strömningen i stratosfären, då den har stor betydelse för fördelningen av ozon i ozonskiktet och utvecklingen av ett ozonhål över sydpolen. Förhållanden i stratosfären är helt annorlunda än i troposfären. Medan strömningen i troposfären styrs av den differentiella uppvärmningen av jordytan, styrs den i stratosfären av den uppvärmning som sker till följd av ozonmolekylernas absorption av solens UV-strålning. Stratosfären är stabilt skiktad. Det råder isotermi i dess lägre del och inversion i dess övre, figur 1.1. Detta medför att den vertikala omblandningen är mycket långsam. Även utbytet med troposfären är långsam. Ett inflöde sker huvudsakligen via de kraftiga konvektionscellerna i den intertropiska konvergenszonen medan utflödet sker mest genom långsam subsidens vid högre breddgrader. Ett utbyte sker även via perioder av tropopaus folding som sker i anslutning till jetströmmen vid troposfäriska väderstörningar. Också den horizontella strömningen mellan stratosfärens ekvatoriella områden och polarna är långsam. Sommarpolen, som är ju solbelyst, värms av solstrålning medan vinterpolen, som upplever vintermörker, blir kallare. Det uppstår en säsongsbetingad termisk cirkulation som, då den även påverkas av corioliskraften, ger ett stort östvindsbälte på mellanbredderna på sommarhemisfären och ett västvindsbälte på vinterhemisfären. Karakteristiska omblandningstider Man kan bestämma karakteristiska omblandningstider för den allmänna cirkulationen. Dessa är mått på den tid det tar för att blanda om eller sprida ett ämne i olika delar av atmosfären, Tabell 1.2. Tabell 1.2 Karakteristiska omblandningstider för den allmänna cirkulationen. När luften stannar eller rör sig långsamt över ett område med någorlunda homogena ytegenskaper över tusentals kilometer, skapas en luftmassa med enhetliga egenskaper och karakter- Spridning zonalt runt jorden till tropopausen till ekvator vertikalt pol mellan halvkloten till stratosfären Tid 1 månad 40 dagar 100 dagar 1 år 5-10 år 1.5 Den synoptiska (regionala) meteorologin (10 3 km) 11

20 istik för det området. Alltså kan man identifiera mer eller mindre enhetliga luftmassor som skiljer sig sinsemellan vad gäller temperatur- och fuktighet, beroende på var på jordytan de senast varit. Arktikluft som bildas vintertid över det arktiska området är kall, torr och stabilt skiktad. Polarluft över Sibirien vintertid liknar Arktikluft men är inte lika kall och torr. Tropisk maritim luft är varm och fuktig. Gränszoner mellan luftmassor kallas frontzoner, och en viktig frontzon för vårt land är polarfronten som avgränsar den kalla polarluften från den varma och fuktiga tropiska luften. Längs denna front uppstår störningar som gör att kall luft tränger sig söderut under den varma luftmassan och varm luft tränger sig norrut över den kalla, figur I mitten bildas ett lågtryckscentrum med en kallfront, där den kalla luften avancerar, väster om lågtryckscentret och en varmfront, där varm och fuktig subtropisk luft tränger norrut, på östra sidan. I varmfronten hävs varmluften upp över den kalla luftmassan. Man får molnbildning och ihållande nederbörd. Bakom lågtryckscentret, i kallfronten, bildas konvektiva moln och man får kortvarig men intensiv nederbörd, ibland som åskskurar. Systemet utvecklas till en cyklon med cyklonal strömning medan det rör sig österut längs en bana som styrs av Rossbyvågorna i västvindsbältet. Var dessa lågtryck hamnar beror på Rossbyvågornas läge. Oftast uppträder lågtrycken i grupper om 5 till 7 i följd, så kallade cyklonfamiljer, figur I Norden bestäms både vårt väder och långdistansspridning av luftföroreningar från Europa i mycket hög grad av läget för Rossbyvågorna och förekomsten av dessa vandrande lågtryck, figur Figur 1.10 Utveckling av en cyklon längs polarfronten. Källa: Lejenäs, Den karakteristiska omblandningstiden för den regionala skalan är dagar. Spridning av luftföroreningar kan, inom denna tidsskala, sker inom det planetära gränsskiktet. Det kan ta flera dagar för luftföroreningar att komma ur blandningsskiktet och in i den fria troposfären, där de kan få en större spridning. Inom meteorologin kallas denna skala för den synoptiska skalan. 1.6 Den mesoskaliga och lokala meteorologin ( km) Lokala spridningsbetingelser beror dels på den synoptiska meteorologin, dels den lokala topografin och dess inverkan på meteorologin. Lokala termiska vindsystem kan utvecklas då de 12