VGSkole: Meteorologi

Oppdatert: 23.11.21

Meteorologi

En ressursside om vær og klima
Innledning For å kunne beskrive mønstre i atmosfærens sirkulasjon er det helt nødvendig å forstå noen av de grunnleggende reglene for prosessene som foregår. Disse blir gjennomgått innledningsvis, og du bør jobbe såpass med dem at du har en høvelig brukbar forståelse av hva det dreier seg om. Det er selvsagt fullt mulig å pugge utenat endel facts om bevegelser i luftmassene, men som alltid ellers, gir det langt større mening å ha en følelse av forståelse for hvorfor noe skjer, ikke bare en oversikt over hva som skjer.
Det som beskrives er prosesser som er helt nødvendige for alt liv på jorda. I tillegg bør man også ha forståelse for at de samme prosessene er utgangspunktet for mange andre prosesser som er gitt en sentral plass i geografifaget. Du kan jo spørre deg selv om hvorledes det hadde gått med bre- og elveerosjon, kjemisk og mekanisk forvitring, avsetninger, fjord- og viddelandskap, vegetasjon og jordbruk, etc. etc. uten den sirkulasjonen i atmosfæren som vi skal skaffe oss en oversikt over i dette kapitlet.
Det er lagt inn en del relevante illustrasjoner og videosnutter underveis i kapitlet.

Atmosfæren

Atmosfæren er det ‘havet' av luft som omgir jorden. På ‘bunnen' av dette ‘havet' lever vi.
Dersom du dykker ned i det virkelige havet, vil du merke at du blir utsatt for et stadig større trykk jo lenger ned du dykker. Dette trykket utgjøres av vekten av alt det vannet du har over deg - jo dypere du dykker, jo mer vann, - og altså større trykk. På samme måten utsettes vi for et trykk på jordoverflaten som tilsvarer vekta av all luften vi har over oss. Dersom vi står ved havets overflate, vil vekta av all luft fra havet og opp til grensen mot verdensrommet presse på oss, dvs. hele atmosfæren, og vi sier vi er utsatt for én atmosfæres trykk. Pga. langt mindre tetthet i luftmassen enn i vannmassen, må det mye mer luft til for å skape samme trykk som vann. Dersom du dykker ca. 10 meter ned i vann, vil du øke trykket omtrent tilsvarende en atmosfære, dvs. hele ‘lufthavet' fra havoverflaten til grensa mot verdensrommet. Dykker du 100 meter ned i havet, øker du altså trykket mot kroppen din tilsvarende vekten fra hele 10 atmosfærer.

Lufta består av mange forskjellige gasser. De to vanligste er:
- Nitrogen / ca. 78%
- Oksygen / ca. 21%

Disse to gassene utgjør altså over 99% av luftmassen, og edelgassen argon mesteparten av den siste prosenten.
I dette kapitlet kommer vi imidlertid inn på noen gasser som tilsynelatende kun utgjør ubetydelige mengder av atmosfæren, men som allikevel har svært mye å si for livet på jorda.
Karbondioksid - CO² - er viktig for fotosyntesen og drivhuseffekten, oson beskytter oss mot ultrafiolett stråling fra verdensrommet, og et varierende innhold av vanndamp er avgjørende for alle de klimatiske/meteorologiske prosessene vi skal studere i dette kapitlet.
I denne tabellen vil du også finne en liten oversikt over hvilke effekter de ulike gasstypene har.

GMdata - Gassene i atmosfæren

Gasstyper

Vol.%

Betydning for vær/klima

Andre funksjoner + kilder

Permanente gasser:

nitrogen

oxygen

78,09

20,95

Viktig for plantevekst

Produsert ved fotosyntesen

Variable gasser:

Karbondioksid

Vanndamp

oson

0,03

0,2 - 4,0

0,00006

Absorberer langbølget stråling fra jorda, dvs. 'drivhuseffekt'

Gir skyer og nedbør. Reflekterer og absorberer innkommende stråling.

Absorberer innkommende ultrafiolett stråling.

Brukes av planter ved fotosyntesen.Øker ved forbrenning av fossile brensler.

Kan lagres som is og snø

Reduseres/brytes ned av klorfluorkarboner

Passive gasser:

Argon

helium,neon,krypton

0,93

spor

Ikke-gasser: Støv

spor

Absorberer/reflekterer innkommende stråling. Utgjør kondensasjonskjerner som er nødvendige for skydannelse

Vulkansk og meteorittisk støv + jorderosjon og vind

Forurensninger:

svoveldioksid

nitrogenoksid

metan

spor

Påvirker stråling + gir sur nedbør

Fra industri, kraftstasjoner og bileksaust

I forbindelse med gassene i atmosfæren må du kunne gi en skikkelig redegjørelse for drivhuseffekten og ozonlaget

Atmosfæriske lag

Atmosfæren er inndelt i flere lag. Utgangspunktet (kriteriet) for denne inndelingen er de vertikale temperatursvingningene vi kan måle.
I troposfæren, dvs. det nederste laget, faller temperaturen gradvis fra bakkenivå opp til tropopausen. Videre opp gjennom nedre stratosfære holder temperaturen seg forholdsvis konstant, mens den øker igjen opp gjennom øvre stratosfære. I det øyeblikket temperaturen begynner å falle på nytt, har vi krysset mesopausen, og er på vei opp gjennom mesosfæren.
En grei oversikt over de ulike atmosfæriske lagene finner du her:

GMdata - Gassene i atmosf�ren

I forbindelse med vær og klima er det primært troposfæren som er av interesse. Det alt vesentligste av meteorologiske prosesser finner sted i dette nederste laget.

Generelle regler

Det viktigste å huske på her, er et par helt sentrale forskjeller på egenskapene til hhv. varm og kald luft.
1. Varm luft er lettere enn kald luft!
Når vi varmer opp luft, utvider den seg. Tettheten blir mindre.
Varm luft er derfor lettere enn kald luft.
Du kjenner sikkert til flere tilfeller der du kan observere dette fenomenet. Varmluftballonger kan være et eksempel. Da fylles ballongen med varm luft, som altså er varmere, og dermed lettere, enn lufta omkring, og ballongen stiger. Etterhvert som lufta i ballongen avkjøles, må man varme den opp igjen f.eks. ved hjelp av en gassflamme.
Dersom du besøker flymuseet i Bodø, finner du en modell av en slik ballong. Der kan du selv regulere gassflammen på undersiden, og få ballongen til å heve seg.
Få fysikklæreren til å forklare deg årsakene til vektforskjellen!
I meteorologien er dette fenomenet svært viktig, så husk at når luft varmes opp blir den lettere, og begynner å stige! Nedenfor finner du en demonstrasjon av en hjemmelaget ballong og hvordan du kan lage en:

2. Varm luft kan inneholde mer vanndamp enn kald luft!
Jo mer luftmassen varmes opp, jo mer vanndamp kan den inneholde. Dersom en varm luftmasse med relativt mye vanndamp avkjøles, vil vi kunne se at evnen til å holde på vanndampen blir gradvis redusert etter hvert som temperaturen synker.
Dersom du tenker deg litt om, kan du garantert finne mange eksempler på dette.
Gå bort til vinduet og pust på ruta. Hva skjer? Dersom ruta ikke er for varm, vil du sannsynligvis få dugg på den! Hvorfor?
Den luften du puster ut har blitt oppvarmet og tilført endel vanndamp i lungene dine. Når du puster på ruta, vil den luften som kommer i kontakt med det kalde glasset brått bli avkjølt, og evnen til å holde på vanndampen avtar. Den vanndampen som lufta ikke lenger kan ta, skilles ut som små vanndråper, og disse fester seg på ruta som dugg.
Dersom du er ute en kald vinterdag, trenger du ikke noen kald rute for å se den samme prosessen. Da vil temperaturen i lufta du puster ut, brått falle i samme øyeblikk som den forlater munnen/nesa og møter den kalde luften utenfor. Evnen til å holde på vanndampen blir lynraskt redusert, og du ser din egen ånde.
Bor du i en dal med en elv som slynger seg nedover, vil du ofte se skydannelse over elven i kaldt vær. En kald seinhøst-/tidlig vinterdag dannes det gjerne en tåkebanke som ligger over den åpne elveoverflaten hele veien gjennom dalføret. Dette skyldes at temperaturen i elvevannet er vesentlig høyere enn lufttemperaturen. Den lufta som ligger i nærkontakt med elveoverflaten vil bli varmet opp. Da øker evnen til å ta til seg vanndamp fra elva. Samtidig vil også denne lufta bli varmere, og dermed lettere, enn lufta litt høyere opp, og den vil begynne å stige. Men, med en gang den stiger, møter den den kalde lufta høyere opp, og blir avkjølt. Da reduseres evnen til å holde på vanndampen den har tatt til seg fra elveoverflaten, og vanndampen skilles ut som små vanndråper, dvs. tåka som ligger over elveløpet.
Det samme skjer ofte i en åpen fjord om vinteren. Nedenfor ser du et eksempel fra Mosjøen.

Kanskje du kan finne noen flere eksempler selv!
Hva skjer når glovarm, fuktig luft fra badstua møter den kalde lufta i dusjrommet utenfor?
Hvorfor blir det vanndråper på kalde vannrør, kalde brusflasker fra kjøleskapet?

Forklar!

3. Vanndamp = Vann i gassform!
Vanndamp er en av de aller mest effektive klimagassene. Det vil si at bare en liten økning i mengden vanndamp i atmosfæren, vil ha store konsekvenser for klimaet.

Det er viktig å forstå at fordampning betyr overgang fra væske til gass, og at den prosessen krever energi (varme). Jo mer energi (varmere) jo raskere fordampning. Pensler du en lettfordampelig væske, f.eks. nafta/eter, på huden din, vil du kjenne at huden blir iskald. Det skyldes nettopp den raske fordampningen, som krever mye energi. Mesteparten av den energien (varmen) blir altså 'stjålet' fra huden din, som følgelig mister energi (varme).
Det at fordampningen går raskere jo mer energi som tilføres, kan du sjekke med en gryte vann. Slår du ikke på kokeplaten, vil det ta veldig lang tid før alt vannet har fordampet. Dersom du varmer opp vannet, f.eks. til kokepunktet, vil fordampningen gå mye raskere.
Du bør også være klar over at overgangen tilbake fra gass (her: vanndamp) til væske kalles kondensasjon.

Det er også viktig å ha i bakhodet at den energien som måtte til for å fordampe væsken, blir frigjort igjen ved kondensasjonen. Man sier at denne 'fordampningsenergien' ligger latent i vanndampen inntil den blir frigjort ved kondensasjonen. Dette er grunnen til at temperaturen faller mindre med høyden i lufta som stiger når kondensasjon pågår. I praksis vil det si når det dannes skyer.

Store deler av jordoverflaten er dekket av vann, is og snø, og atmosfæren får tilført vanndamp fra alle disse områdene ved fordampning og sublimasjon (direkte overgang fra fast form, is eller sne, til vanndamp, eller omvendt).
Når vann endres fra væske til gass, skjer det ved at det unnslipper en del molekyler fra væske-/is-/snøoverflaten ut i luften. Antall molekyler som unnslipper, øker med økende temperatur i overflaten.
Alle slike forandringer innebærer varmeoverføring. I det øyeblikket vannmolekylet som unnslipper bryter løs fra bindingen med andre molekyler, må det utføres et arbeid, og det må tilføres energi. Dette fører da også til en kjøling av detsom ikke fordamper (akkurat som i hudeksemplet ovenfor). Men, den fordampningsenergien (-varmen) som kreves, er ikke tapt. Den forblir, eller ligger latent, i vanndampen.
Fordampning skjer også ved sublimasjon. Du har sikkert lagt merke til at snø og is kan forsvinne uten å smelte til vann. Dersom vi får et lite, tynt snølag vinterstid med langvarig kulde, ser du at snølaget etterhvert gradvis forsvinner. Snøen fordamper uten å først å smelte til vann. For at molekylene skal kunne unnslippe fra den faste overflaten, kreves imidlertid mer varmeenergi enn det som er nødvendig ved fordampning fra en vannflate. Den mengden vanndamp som tilføres atmosfæren ved sublimasjon er forholdsvis liten i forhold til tilførsel ved fordampning.

Her er en plansje som viser de ulike overgangene vann kan ha:

GMdata - Fordampning - Kondensasjon - Sublimasjon

Vanndampens kretsløp

overgang.gif - 5569 Bytes

4. Metningspunkt og duggpunktstemperatur
Luft som er i stand til å ta til seg mer vanndamp, kaller vi en umettet luftmasse. I det øyeblikket luftmassen ikke lenger har kapasitet til å absorbere mer vanndamp, går den over til å bli mettet.
Dersom en forholdsvis varm luftmasse med endel vanndamp begynner å heve seg, vil temperaturen avta med høyden. Er mengden vanndamp i luftmassen stor nok, vil trolig temperaturen etter hvert bli så lav at luftmassen ikke lenger har plass til mer vanndamp: den er mettet. Luftmassen har da nådd sitt metningspunkt!
. Den temperaturen luftmassen har i det øyeblikket, er luftmassens duggpunktstemperatur.
Fortsetter luftmassen å heve seg, vil temperaturen fortsette å synke, og lufta vil ikke lenger kunne holde på den vanndampen sin. Vanndampen vil da gradvis bli utskilt som små vanndråper, vi får kondensasjon, dvs. skyer.

For at kondensasjonen skal kunne komme i gang, må det finnes små partikler i lufta, kondensasjonskjerner, som vanndampen kan kondensere på. Lufta inneholder store mengder av både naturlig produserte og menneskeskapte kondensasjonskjerner. Det kan f.eks. dreie seg om støvpartikler fra bakkeoverflaten eller fra industri og biltrafikk, små saltpartikler som blir igjen i lufta når vannet har fordampet, aske og støv fra vulkansk aktivitet, osv.

Kort sagt:

Duggpunktstemperaturen er den temperaturen en luftmasse må kjøles ned til for å få metning
Kondensasjonskjerner må til for å få kondensasjonen i gang

Slik kan du selv lage din egen sky:
Kort sagt:

Skaff deg en tom 1,5 liters brusflaske i klarplast + fyrstikker + en skvett vann i flasken
Skru på korken + rist flasken + klem den hardt sammen og slipp brått : Ingenting skjer...
Skru av korken + tenn en fystikk + slukk den og før den inn i flasken slik at noe av røyken tilføres luften der inne
Skru på korken + press flasken sammen så hardt du kan + slipp brått = skydannelse
gjenta dette flere ganger..
Hvorfor skjer dette???

Her ser du en måte å gjøre det på, og du får svaret:

5. Adiabatiske prosesser
Dette stoffet er noe mer krevende, men det gir en god forståelse for hva som egentlig skjer i luft som stiger og synker. Selv om det ikke står klart nevnt i læreplanen, vil spesielt elevene i geofag X/1 ha utbytte av dette.

Temperaturendringer som skjer uten tilførsel eller bortføring av varme, altså utelukkende ved kompresjon eller utvidelse, kaller vi adiabatiske temperaturendringer. Adiabatiske prosesser er følgelig endringer i en luftmasses trykk, temperatur og volum uten at det tilføres eller fjernes varme. Dette skjer kun i luft som beveger seg vertikalt, det vil si oppover eller nedover.

Når du pumper opp dekket på sykkelen din, kjenner du at pumpa blir varm. Hvorfor?

Jo, når du presser lufta inn i dekket, øker lufttrykket inne i pumpa. Når trykket øker, stiger også temperaturen!
Synker trykket, skjer det motsatte: temperaturen synker også.
Når luft stiger, blir trykket mindre, og defor synker også temperaturen. Dette er helt vesentlig for at vi skal få de meteorologiske prosessene vi lærer om her.

Du husker sikkert at den energien som ble tilført vannet for å få det til å fordampe, ble lagret i vanndampen.
Da er det ganske logisk at når denne vanndampen kondenserer, det vil si går tilbake til væske, vil energien bli frigjort.
Når luft som stiger begynner å kondensere, vil altså lufta bli tilført energi, og temperaturfallet med høyden blir mindre.
Skjønner du dette, er det ikke noe vanskelig å forstå prosessene i luft som beveger seg vertikalt.

Husk altså: I luft som stiger, blir trykket mindre og temperaturen faller - I luft som synker, blir trykket høyere og temperaturen øker

For å forstå hovedtrekkene i skydannelse er det tre vesentlige punkter man bør ha klart for seg:
I luft som stiger uten at vi får skydannelse (ingen kondensasjon), er temperaturendringen ca. -1° C pr. 100 meter (DALR), mens temperaturfallet i luft der det dannes skyer (kondensasjon) kun er ca. -0,5° C pr. 100 meter (SALR). I tillegg må man kjenne til det generelle temperaturfallet i troposfæren, som i snitt er ca. -0,65° C pr. 100 meter (ELR). Disse tre ulike temperaturendringene vil heretter bli referert til som følger:

Tørr-adiabatisk temperaturendring = Dry Adiabatic Lapse Rate = DALR (+/- 1°/100m)
Fuktig-adiabatisk temperaturendring = Saturated Adiabatic Lapse Rate = SALR (+/- 0.5°/100m)
Generell troposfærisk temp.endring = Environmental Lapse Rate = ELR (+/- 0.65°/100m)

Jeg velger her å bruke de engelske forkortelsene heretter (DALR/SALR/ELR)
Husk at tallstørrelsene her er gjennomsnitlige, og at det kan forekomme tildels store lokale avvik. Dersom ikke annet er spesifisert, er all eksemplifisering basert på gjennomsnittsverdiene for ELR,SALR og DALR, altså 0,65° / 0,5° og 1,0° /100m

Det må igjen understrekes at disse verdiene vil variere vesentlig lokalt, og at denne teksten altså benytter globale gjennomsnittsverdier.

Dersom vi antar at en lufmasse begynner å stige fordi den har fått en høyere temperatur enn lufta omkring pga. oppvarming av bakkeoverflaten (se: konveksjon), vil den avkjøles tørr-adiabatisk (DALR). Er temperaturforskjellen liten og/eller innholdet av vanndamp lite, vil temperaturen i lufta som stiger og lufta omkring raskt bli lik, og den vertikale bevegelsen opphører. Dette skjer fordi temperaturfallet med høyden i lufta som stiger (DALR) er større enn i lufta omkring (ELR).
Dersom lufta som stiger når metningspunktet før temperaturen er utjevnet, vil derimot kondensasjon inntreffe, og den vertikale forflytningen vil skyte fart. Dette skjer fordi den energien som tidligere ble tilført for å fordampe vannet, blir frigjort ved kondensasjonen. Så lenge kondensasjon pågår, vil denne latente energien altså bli tilført den stigende luftmassen, og temperaturfallet med høyden blir følgelig mindre (SALR). Er det tilstrekkelig vanndamp i luftmassen slik at kondensasjon kan pågå i lengre tid, vil vi kunne få en sky av stor vertikal utstrekning, f.eks. en cumulonimbus, eller tordensky.
Du finner en mer inngående eksemplifisering her:

GMdata - Adiabatiske prosesser

Adiabatiske prosesser + Skydannelse Adiabatiske temperaturvariasjoner og skydannelse

Adiabatiske prosesser og evt. skydannelse

Jeg har tegnet opp tre tenkte situasjoner: A, B og C
Som forsøkt vist, har den tynne, sorte streken, som illustrerer ELR det samme temperaturfallet med høyden i alle tre tilfellene (-0,65°/100m).
ELR er altså det gjennomsnittelige temperaturfallet i luft som ikke beveger seg vertikalt (standardatmosfæren):

Tenk deg at ELR viser temperaturfallet i lufta omkring den stigende luftmassen, og husk at lufta som stiger, gjør det nettopp fordi den er varmere enn lufta som ligger omkring. Du må også huske at etterhvert som luftmassen stiger, blir den avkjølt, og får gradvis redusert evne til å holde på vanndampen den måtte inneholde.

Den tykkere røde streken viser DALR (-1°/100m), altså temperaturfallet i den stigende luftmassen før metning og kondensasjon.
Den tykke gule streken viser SALR (-1/2°/100m), altså temperaturfallet i den stigende luftmassen etter metning (kondensasjon og dermed skydannelse).

I eksempel A krysser DALR kurven ELR før den stigende luftens metningspunkt er nådd. Det vil si at temperaturen i lufta som stiger blir lik temperaturen i lufta omkring, og bevegelsen oppover opphører før vanndampen begynner å kondensere. Vi får ingen skydannelse!

I eksempel B, derimot, når den stigende lufta metningspunktet rett før temperaturen har blitt lik temperaturen i lufta omkring (ELR), og temperaturfallet med høyden begynner å følge SALR i stedet for DALR. Det vil si at temperaturen heretter kun faller med 1/2°/100 meter, ikke 1°/100meter. Når vi vet at temperaturfallet i lufta omkring (ELR) fortsatt er på -0,65°/100m, så sier det seg selv at temperaturen i den stigende lufta heretter vil få en stadig høyere temperatur i forhold til lufta omkring.
Jo mere vanndamp som er i den stigende luftmassen, jo lenger vil den følge SALR, og jo større blir temperaturforskjellen.
Dersom det er nok vanndamp til stede i den stigende luftmassen, vil vi kunne få en Cumulonimbus (tordensky) som vist på tegningen.
Til slutt vil det ikke være mer vanndamp igjen i den stigende lufta, og vi vil da få en overgang fra SALR tilbake til DALR igjen. Temperaturforskjellen mellom lufta som stiger og lufta omkring vil da bli stadig mindre, for til slutt å bli borte, og lufta slutter å stige.

I eksempel C er det forsøkt tegnet noen vanlige, sommerlige cumulusskyer (blomkålskyer).
Vi ser der at vi når metningspunktet i den stigende lufta rett før temperaturforskjellen mellom den og lufta omkring opphører.
Vi får også her en overgang fra DALR til SALR, med dertil hørende økning i temperaturforskjellen. Og akkurat som i eksempel B begynner lufta å skyte fart oppover. Men i dette tilfellet inneholder den stigende lufta mye mindre vanndamp, så den stiger ikke langt fra metningspunktet til den er tom for vanndamp. Da får vi igjen overgang fra SALR til DALR, og det er kun et tidsspørsmål før temperaturforskjellene er utjevnet.

Det er viktig å forstå at det reduserte temperaturfallet etter metning skyldes frigjort fordampningsenergi i forbindelse med kondensasjonen, og at det er den som forårsaker forskjellen på DALR og SALR!

Nedenfor finner du en forelesning på engelsk som går mer detaljert gjennom de meteorologiske prosessene. Du vil da skjønne hvorfor jeg har valgt å bruke de engelske betegnelsene på de adiabatiske prosessene :)

Oppgraderingen av denne siden har kommet hit...

Energitilførsel

Ovenfor har vi stadig kommet inn på energi som drivkraften bak sirkulasjonen i atmosfæren. Energi må til for å fordampe, latent energi blir frigitt ved kondensasjon, osv. Vi skal nå komme litt inn på hvorledes jorda tilføres denne helt nødvendige energien.
Sola er jordas primære energikilde. Jorda mottar energien som innkommende kortbølget solar stråling. Det er denne energien som kontrollerer vår planets klima og vær, og som gjennom fotosyntesen (sjekk med biologilærer!) er grunnlaget for alt liv. Mengden av innkommende stråling bestemmes av fire astronomiske faktorer: solaktivitet - avstand fra sola - solhøyden - daglengde.
Nærmere info her:
I praksis må vi også huske på at vi er omgitt av en atmosfære. Mye av strålingen blir absorbert, reflektert og spredt i det den passerer atmosfæren. Gasser som oson, vanndamp og karbondioksid, samt partikler av is og støv står hovedsaklig for den absorbsjonen som finner sted i atmosfæren. Skyer, og, i mindre grad, jordoverflaten selv, reflekterer betraktelige mengder stråling tilbake til verdensrommet. Forholdet mellom innkommende stråling og den mengden som blir reflektert, kalles albedo. Albedo mht. skyer varierer fra 30-40% i tynne skyer opp til 90% i cumulo-nimbus.
Spredning inntreffer i det den innkommende strålingen treffer gassmolekyler. Spredningen går i alle retninger, og noe av den spredte strålingen vil treffe jordoverflaten. Som et resultat av absorbsjon, refleksjon og spredning er det kun ca. 24% av den innkommende strålingen som treffer jordoverflaten direkte, mens ca. 21% ankommer jorda som spredt stråling.
Den innkommende strålingen fordeler seg som følger (alle tall er omtrentlige):

1% absorbert i stratosfæren
21% ankommer jorda som diffus stråling
4% reflekteres tilbake til verdensrommet fra jordoverflaten
3% blir absorbert av skyer
23% blir reflektert av skyene
24% absorberes av atmosfæren
24% absorberes direkte av jordoverflaten

Du må kunne redegjøre for den såkalte drivhuseffekten og betydningen osonlaget har. Klikk linkene for nødvendig info!
Det er viktig å forstå at det er primært varmetilførsel fra bakkeoverflaten som varmer opp atmosfærens nederste del (troposfæren). Det fører til at troposfæren er varmest nederst, med synkende temperatur med høyden. Dette blir ofte kalt temperaturfallet i standardatmosfæren, og er i snitt ca. -0,65 gr./100 meter. Når vi nå vet at varm luft er lettere enn kald, og at troposfæren primært varmes opp nedenfra, er det lett å forstå at lufta nederst vil stige opp - vi får altså en sirkulasjon. Denne sirkulasjonen i luftmassene resulterer i adiabatiske temperaturendringer, og følgelig til skydannelse og nedbør. Pga. nedbøren har troposfæren en god evne til å rense seg selv for naturlige og menneskeskapte forurensninger.
Ta en titt på illustrasjonen som viser de ulike atmosfæriske lagene igjen. Med utgangspunkt i det du nå vet, skal du kunne si noe om hvordan evnen til å rense seg selv er i stratosfæren, og hvilke konsekvenser det kan gi om dette atmosfæriske laget tilføres store mengder forurensninger.
Absorbert energi
Det er viktig å være klar over at jordoverflatens evne til å absorbere solenergi er svært variabel. Faktorer som påvirker dette er:

Solstrålenes vinkel i forhold til jorda
Underlagets beskaffenhet

Lavtrykk og høytrykk

Som vi husker fra avsnittet om atmosfæren presser vekta av luftlaget rundt jorda på oss med et variabelt trykk. Jo nærmere havoverflaten vi kommer, jo tykkere er luftlaget over oss, og jo høyere blir lufttrykket som virker på oss. Jo høyere opp, jo mindre luft har vi over oss, og jo mindre blir trykket. Har du vært ute og fløyet, har du sikkert merket at lufttrykket har blitt større når du går inn for landing. Da vil det økende lufttrykket presse mot trommehinnene dine raskere enn du klarer å utligne, dvs. skape samme trykk på innsiden som på utsiden av trommehinnene - du får dotter i ørene!
Lufttrykk måler vi med et barometer, f.eks. et kvikksølvbarometer. Be fysikklæreren din demonstrere et slikt! I gjennomsnitt er lufttrykket ved havoverflaten lik trykket av en 760 mm høy kvikksøyle. Vanligvis oppgis lufttrykket i millibar. 760 mm kvikksølv tilsvarer 1013 millibar. På et værkart er det gjerne tegnet opp linjer som går gjennom punkter med samme lufttrykk. Disse linjene kalles isobarer. Sammenlign med høydekurver/koter på et kart. Du husker at der høydekurvene/kotene ligger tett, er det store høydeforskjeller i terrenget, det er bratt! På samme måte viser isobarene på et værkart om det er store eller små trykkforskjeller i et område. Der isobarene ligger tett, er det store trykkforskjeller, og sannsynligvis sterk vind.
Barometre kan brukes til å varsle endringer i været. Du har sikkert hørt at fallende lufttrykk varsler dårlig vær, og stigende pent. Lavtrykk får vi i områder der lufta blir varmet opp. Som vi vet, blir da volumet større, og lufta blir lettere - vi får lavere trykk, altså et lavtrykksområde! Når luft blir avkjølt, øker derimot vekta, og lufta blir tyngre - vi får høyere trykk, altså et høytrykksområde! Husk at lufta alltid vil bevege seg fra et høytrykksområde mot et lavtrykksområde. Vi får altså en sirkulasjon i luftmassene slik jeg har illustrert her:

GMdata - Gassene i atmosfæren

Vi ser her hvordan luft varmes opp av et varmt område på jordoverflaten. Volumet øker, lufta blir lettere enn den lufta som ligger omkring, og den begynner og stige. Den tørr-adiabatiske prosessen starter (DALR). Temperaturen faller med -1 gr./100 m, luftmassens metningspunkt nås, kondensasjon begynner, vi får nedbør, den fuktig-adiabatiske prosessen er i gang (SALR), og temperaturfallet med høyden reduseres til -0,5 gr./100m pga. den frigjorte fordampningsenergien. Farten oppover øker så lenge det er vanndamp igjen til å holde kondensasjonen i gang.
Når lufta er frigjort for vanndamp, går temperaturfallet tilbake til DALR, og lufta stabiliseres.Luftoverskuddet i stor høyde siger utover og synker gradvis mot overflaten igjen, mens den oppvarmes adiabatisk (DALR) med +1 gr./100m. Den vil altså være varm og tørr når den treffer bakkeoverflaten igjen i høytrykksområdet. Herfra vil lufta på nytt bevege seg langs bakken inn mot lavtrykksområdet. Den er som nevnt tørr og varm i utgangspunktet, og vil følgelig ha stor evne til å fordampe og absorbere vanndamp. Høytrykksområdene vil derfor fort bli uttørret. Den absorberte vanndampen går igjen tilbake til vann i forbindelse med kondensasjonen i lavtrykksområdet, og faller ned som regn, osv. osv.
Nedbør som er et resultat av at luft heves pga. oppvarming nedenfra, kalles konvektiv nedbør. Vi vil komme tilbake til luftas sirkulasjon rundt et lavtrykksområde i forbindelse med arbeidet med klimasoner, og da spesielt mht. tropisk sone.

På grunn av corioliseffekten vil luft som beveger seg i nord-sør retning, bli avbøyd til høyre på den nordlige, og til venstre på den sydlige halvkula. Lufta som beveger seg fra et høytrykksområde mot et lavtrykk, vil følgelig også bli påvirket av corioliseffekten, dvs. dreie mot høyre på den nordlige, og mot venstre på den sørlige halvkula. Nord for ekvator fører dette til at lufta bringes inn i en rotasjon mot klokka rundt et lavtrykk (syklon), og med klokka rundt et høytrykk (antisyklon). Sør for ekvator er dette da naturlig nok motsatt. Hvorledes disse bevegelsene arter seg i praksis, kan vi ofte se på satelittbilder. Her er et satelittbilde av vår del av verden. Bildet oppdateres hver halvtime. Husk at alle klokkeslett er oppgitt i GMT. Du kan jo eventuelt sammenlikne det aktuelle værkartet med værvarslet for Norge og/eller Europa.
En kort oppsummering:
Lavtrykk dannes ved oppvarming av jordoverflaten, lufta stiger opp og vi får nedbør. Der lufta siger ned, får vi høytrykk og tørke.
På den nordlige halvkula roterer lufta mot klokka rundt et lavtrykk, med klokka rundt høytrykk. På

Varm- og kaldfronter + okklusjoner

Når varme og kaldere luftmasser møtes, oppstår det såkalte fronter. Varm og kald luft blander seg i liten grad, og vi får markerte frontflater i grenseområdene. Dersom varm luft presser kaldere luft vekk, får vi en kaldfront. Er det kald luft som er på offensiven og presser vekk varmere, har vi en kaldfront. Kaldfrontene beveger seg gjerne raskere enn varmfrontene, og der en kaldfront tar igjen en varmfront, får vi en såkalt okklusjon.
Det er gjerne nedbør knyttet til slike fronter fordi vanndampholdig luft presses opp slik at vi får i gang adiabatiske prosesser. En varm luftmasse presser seg oppover en kaldere som den dytter vekk, slik at vi får en ganske rettlinjet frontflate med stor geografisk utstrekning.
I forbindelse med en kaldfront vil en kald luftmasse presse seg innunder den varme lufta den dytter bort, slik at vi får en buet (krum) frontflate av mindre geografisk utstrekning.
Her er noen illustrasjoner og tilleggsopplysninger:

GMdata - Kald- og varmfront + okklusjon

Kald- og varmfront + okklusjon

Syklonbevegelse med varm-/kaldfront + okklusjon

På tegningen ovenfor ser du en varmfront med sin karakteristiske frontflate til høyre. Til venstre kommer en kaldfront etter varmfronten. Som du ser har kaldfrontflaten en krummere form, som klart viser hvorledes kaldluften presser seg inn under varmluften. I forbindelse med begge frontene har du skydannelse og nedbør pga. de adiabatiske prosessene som settes i gang når varmlufta blir presset opp. I det kaldfronten tar igjen varmfronten, vil det oppstå en okklusjon. På et værkart vil illustrasjonen ovenfor kunne fremkomme slik du ser til høyre. De avrundete symbolene viser varmfronten, de spisse er kaldfronten, og blandingen av runde og spisse viser okklusjon. Syklonmønsteret kommer tydelig fram. Dersom du nå klikker på linken til satelittbildet i hovedteksten, vil jeg tro du finner et eller flere skysystemer som likner kraftig på det værkartet du ser her. Dersom du synes dette er vanskelig, spør læreren!

Rundt polarområdene blir bakken lite oppvarmet av sola, og vi har konstant høytrykk med kaldt og klart vær. Den kalde lufta siger sørover langs bakken, og støter sammen med den langt varmere og fuktigere lufta fra sør. Denne grenseflaten mellom polarluft og subtropisk luft kaller vi polarfronten. Polarfronten ligger aldri i ro. Den er et resultat av den evige kampen mellom kald polarluft og varme fremstøt fra sør. Det oppstår varm- og kaldfronter alt ettersom det er den ene eller andre luftmassen som er på offensiven. Polarfrontens bevegelser frem og tilbake utgjør en viktig del av værsituasjonen i Norge.
Den nedbøren som er det resultat av at luft heves i forbindelse med frontpassering, kaller vi frontnedbør.

De tre nedbørtypene - Oppsummering

Nedbør skyldes vanligvis en heving av luftmassen slik at adiabatiske prosesser kommer i gang. De tre vanligste situasjonene som resulterer i slik heving, har gitt navn til tre former for nedbør:

Konvektiv nedbør - Lufta heves pga. oppvarming av underlaget. Se adiabatiske prosesser ovenfor.

Frontnedbør - Lufta presses oppover en frontflate

GMdata - Kald- og varmfront + okklusjon

Kald- og varmfront + okklusjon

Syklonbevegelse med varm-/kaldfront + okklusjon

Orografisk nedbør - Lufta presses over fjellkjeder

VGSkole: Orografisk nedbør

Orografisk Nedbør

Dette er den vanligste nedbørsformen hos oss i Salten. Forholdsvis varm luft blåser fra sydvest innover mot den norske vestkysten. Lufta kommer fra sør, og har i tillegg passert over en forholdsvis varm Golfstrøm, og har dermed absorbert mye vanndamp. Fra havets overflate presses lufta opp over fjellene, for deretter å synke ned på østsiden. I det øyeblikk luften presses oppover, starter den tørradiabatiske prosess med dertil hørende DALR (-1 gr./100m). På grunn av det store vanndampinnholdet vil temperaturfallet føre til at metningspunktet nås ganske raskt, og kondensasjonen begynner med overgang til SALR (-0,5 gr./100m). Så lenge lufta presses oppover vil kondensasjonen fortsette. Etter at toppen er passert, siger lufta nedover og følger dermed DALR igjen, som for nedsynkende luft altså er +1 gr./100m.
Dersom vi bestemmer oss for at ELR er på -0,65 gr./100m, vil situasjonen illustrert ovenfor kunne være et utgangspunkt for utregninger. Hvordan?

http://gmdata.isk-tv.no/index.html

Soneoversikt - Globalt

Her finner dere en oversikt over klimasoner, klimaregioner og vegetasjonsregioner:

Klimasoner

GMdata - Klimasoner

Klimasoner
Klimaregioner
Vegetasjonsregioner

GMdata - Vegetasjonsregioner

Vegetasjonsregioner

Klimasoner

Det er vanlig å dele jorda opp i klimasoner. Nedenfor gis en kortfattet oversikt over disse:
Tropisk sone har som hovedkjennetegn at middeltemperaturen i den kaldeste måneden ligger over +18 gr. C. Værsituasjonen domineres av lavtrykk, der passatene, dvs. vinden som blåser langs overflaten innover mot ekvator fra høytrykksområdene i nord og sør, heves og gir nedbør. Tropisk sone kjennetegnes altså av meget høy nedbør på begge sider av ekvator, avtagende i nordlige og sørlige retninger.
Vi deler vanligvis tropisk sone opp i 4 områder: regnskogs-, savanne-, ørken- og monsunområdene.

Oppgaver:

oppdatert 23.11.21
Page visited 2946 times
Totalt:

12.271.997 visitors

Dette nettstedet er organisert av VGSkole.no som en ressursbase for elever i videregående skole
This site is designed and created by VGSkole.no for educational purposes

Kontaktinfo