Hva er egentlig vind? Vi kan ikke se den, men vi kan føle kraften dens og se effekten den har på omgivelsene. Vind er rett og slett luft i bevegelse, men hva er det som setter denne enorme massen av luft i bevegelse? Svaret ligger i trykkforskjeller og et samspill mellom flere fundamentale krefter.
I dette kapittelet skal vi utforske de “motorene” som driver vinden, eller drivkreftene som vi kaller det for. Vi starter med den mest grunnleggende kraften av alle, og bygger på med krefter som endrer vindens retning og styrke, for å forstå hvorfor vinden blåser slik den gjør, både høyt oppe i atmosfæren og nede ved bakken.
9.1 Drivkreftene
Trykkgradientkraften – Startmotoren
Vi har sett at forskjeller i tetthet kan skape vertikal bevegelse i kapittel 7. Nå skal vi se på hvordan forskjeller i trykk kan skape horisontal bevegelse. Forskjeller i lufttrykket kalles ofte trykkgradienten. Trykkgradientkraften er en horisontal kraft som oppstår når to ulike steder utsettes for forskjellig vertikaltrykk. En av de viktigste årsakene til at vi får trykkforskjeller horisontalt er knyttet til temperaturforskjeller.
All vind starter med en forskjell i lufttrykk. Se for deg en høyde med vann; vannet vil alltid renne fra det høyeste punktet til det laveste. På samme måte vil luft strømme fra et område med høyt trykk til et område med lavt trykk. Trykkgradientkraften handler om at klimasystemet ønsker å oppnå likevekt, altså at det vil blåse fra områder med høyt trykk (der det er “overskudd” av luft) til områder med lavt trykk (der det er “underskudd” av luft).
Figur 9.2 viser tre situasjoner. Situasjon (a) til venstre viser to byer, hvor lufttrykket ved bakken er det samme. Det betyr at det er like mange luftmolekyler i luftsøylen over bakken i de to byene. Situasjon (b) viser en situasjon hvor lufttrykket ved bakken fortsatt er det samme. Men her er det kaldere luft i by nr.1 og varmere luft i by nr.2. Det betyr at luftsøylen over by nr.1 er mer komprimert, altså at den ikke går så høyt opp, mens luftsøylen over by nr.2 tar større plass. Hvis vi da studerer en flate som er over alle bygningene, og sammenligner trykket over de to byene er, så vil trykket i høyden over by nr.2 være høyere enn over by nr.1, fordi det er flere luftmolekyler over denne flaten. Vi får situasjon (c) til høyre i figuren, hvor vi ser at det er skapt et høytrykk i et stykke over bakkenivå, i høyden. Da får vi en trykkforskjell i høyden over de to byene, og luft starter å bevege seg horisontalt. Resultatet av denne luftstrømmen høyere oppe er at lufttrykket ved bakken i by nr.1 øker, mens lufttrykket ved bakken i by nr.2 minker.
Dette er et eksempel som viser at luft som varmes opp, blir lettere enn omgivelsene og stiger opp, vil skape trykkforskjeller høyere opp i atmosfæren, som kan skape bevegelse i luftmassene. Denne dynamikken er veldig viktig for alle vind- og værsystemer på jordkloden.
Figur 3.5 viste at innstrålingstettheten av solinnstråling ved ekvator er mye større enn nærmere polene. Den store solinnstrålingen ved ekvator gjør at bakken absorberer mye energi, som varmer opp bakken og atmosfæren nær bakken. Dette skal vi se nærmere på i kapittel 11.
Trykkgradientkraften er kraften som skyver luften fra høytrykk mot lavtrykk.
Gradient betyr endring over en avstand. En bratt gradient betyr en stor trykkforskjell over en kort avstand.
På et værkart representeres trykket med isobarer (linjer med likt trykk).
Jo tettere isobarene ligger, desto brattere er trykkgradienten og desto sterkere er trykkgradientkraften.
Kraften virker alltid vinkelrett på isobarene.
Hvis jorden ikke roterte, ville all vind blåst rett fra høytrykk til lavtrykk, akkurat som en ball som ruller ned en bakke. Da hadde vinden akselerert rett ut fra høytrykkssenteret, \(90^{\circ}\) (vinkelrett) på isobarene. Den kraftigste vinden vil oppstå der endringen i trykk per lengdeenhet er størst (altså der isobarene ligger tettest).
Corioliskraften – Avbøyeren
Så snart trykkgradientkraften har satt luften i bevegelse, begynner jordens rotasjon å spille en rolle. Corioliskraften er en fiktiv kraft som bøyer av alt som beveger seg over jordoverflaten, inkludert vinden.
Hovedreglene for Corioliskraften er:
På den nordlige halvkule bøyes bevegelsen av mot høyre.
På den sørlige halvkule bøyes bevegelsen av mot venstre.
Kraften er sterkest ved polene og null ved ekvator.
Kraften øker med hastigheten på objektet (sterkere vind gir sterkere corioliskraft).
Se for deg at du står på en roterende karusell og prøver å kaste en ball rett til en venn på andre siden. Fra ditt perspektiv vil ballen se ut til å svinge til siden. Det er dette som skjer med vinden på den roterende jorden.
Balansen: Geostrofisk vind
Høyt oppe i atmosfæren (over ca. 1 km), hvor friksjonen fra bakken er ubetydelig, vil trykkgradientkraften og corioliskraften etter hvert balansere hverandre.
Trykkgradientkraften starter bevegelsen mot lavtrykket.
Vinden får fart, og corioliskraften begynner å bøye den av mot høyre (på nordlige halvkule).
Avbøyningen fortsetter helt til vinden blåser parallelt med isobarene.
I denne tilstanden peker trykkgradientkraften inn mot lavtrykket, og corioliskraften peker nøyaktig motsatt vei (ut fra lavtrykket). De to kreftene er i balanse.
Denne idealiserte vinden kalles geostrofisk vind.
Geostrofisk vind
Geostrofisk vind er den vinden som er et resultat av en balanse mellom trykkgradientkraften og Corioliskraften. Det er altså den vindretningen vi mer kan forvente å finne høyere oppe i atmosfæren, langt unna friksjon fra bakken.
Animasjon som viser hvordan geostrofisk vind oppstår. Animasjon: Elisabeth Engum, 2024
La oss studere figur 9.3 nærmere.
De horisontale linjene er isobarer, altså linjer med likt trykk. Vi ser en situasjon der det er høyest trykk nede i bildet, og trykket avtar oppover.
Vi ser en luftpakke som i utgangspunktet står i ro, og blir påvirket av en trykkgradientkraft . Kraften setter luftpakken i bevegelse - vind oppstår.
Vindretningen vil først være samme retning som trykkgradientkraften, men i det luftpakken settes i bevegelse, så vil jordrotasjonen påvirke ved den fiktive Corioliskraften . Denne kraften virker \(90^{\circ}\) til høyre for vindretningen, og styrken på Corioliskraften avhenger av vindstyrken.
Hvis det er bare trykkgradientkraften og Corioliskraften som virker, så oppnår vi balanse mellom kreftene når de er like store og motsatt rettet. Dette skjer når vindretningen står \(90^{\circ}\) til høyre for trykkradientkraften, altså når vindretningen er parallell med isobarene. Dette kaller vi geostrofisk vind.
Vi ser altså at ved geostrofisk vind, så vil vinden følge isobarene, der lavere trykk ligger på venstre side av bevegelsesretningen, og høyere trykk på høyre side. Vi kan bruke høyre hånden vår til å finne vindretningen, ved å legge hånden langs isobarene, med lavere trykk inni håndflaten, og høyere trykk på utsiden av hånden.
Friksjon – Bremseklossen
Nede ved jordoverflaten må vi inkludere en tredje kraft: friksjon. Hindringer som fjell, skog, og bygninger bremser vinden.
Friksjonskraften virker alltid motsatt av vindens bevegelsesretning.
Effekten av friksjon er avgjørende:
Friksjonen reduserer vindhastigheten.
Siden corioliskraften er avhengig av hastigheten, blir også den redusert.
Nå er ikke lenger corioliskraften sterk nok til å fullt ut balansere trykkgradientkraften.
Resultatet er at trykkgradientkraften “vinner” litt, og vinden krysser isobarene i en vinkel inn mot lavtrykksområdet.
Dette er grunnen til at vind ved bakken blåser “på skrå” over isobarene, mens den i høyden blåser parallelt med dem. Dette får også luften til å sirkulere inn mot et lavtrykk (syklon) og ut fra et høytrykk (antisyklon).
Over havområdene på våre breddegrader er denne vinkelen over isobarene mellom \(0^{\circ}\) og \(20^{\circ}\), mens den er mellom \(20^{\circ}\) og \(40^{\circ}\) over land, grunnet sterkere friksjon fra landjorda.
Sentrifugalkraften - Kurve-kraften
Når vinden blåser i en kurve, for eksempel rundt et lavtrykk- eller høytrykkssenter, spiller en fjerde kraft en rolle: sentrifugalkraften. Dette er den samme kraften du kjenner som skyver deg utover i en sving i en bil. Den virker alltid utover fra sentrum av kurven.
Vind som blåser i en kurvet bane kalles gradientvind.
Rundt et lavtrykk (syklonal strøm): Sentrifugalkraften virker i samme retning som corioliskraften, og sammen balanserer de trykkgradientkraften.
Rundt et høytrykk (antisyklonal strøm): Sentrifugalkraften virker i samme retning som trykkgradientkraften, og sammen balanserer de corioliskraften.
Oppgave 9.1
Under ser du et forenklet værkart for den nordlige halvkule.
- Tegn inn piler for trykkgradientkraften på punktene A og B.
- Tegn inn hvordan den geostrofiske vinden (vind i høyden) vil blåse i punkt A. Vis også kreftene som virker på luften.
- Tegn inn hvordan vinden ved bakken vil blåse i punkt B. Forklar hvorfor retningen er annerledes enn i oppgave b).
9.2 Lokale og regionale vindsystemer
Vi har sett hvordan trykkgradientkraften er den viktigste kraften for å sette i gang vind. Men hvordan oppstår trykkforskjellene som driver vinden? De fleste trykkforskjeller i atmosfæren kan spores tilbake til ulik oppvarming av jordoverflaten av solen. Når solen varmer opp bakken, varmes også luften over bakken opp. Varm luft er lettere enn kald luft, så den stiger og skaper et lavtrykk ved bakken. Kald luft er tyngre, så den synker og skaper et høytrykk ved bakken. Dette skaper trykkforskjeller som får luften til å strømme fra høytrykk til lavtrykk - altså vind.
Vi har også andre prosesser som kan skape vind, som når luft presses opp over fjell eller når kald luft strømmer nedover skråninger. Disse prosessene kan skape lokale vinder som varierer i styrke og retning avhengig av tid på dagen, årstid og geografiske forhold. La oss se på noen eksempler på slike lokale og regionale vindsystemer.
Solgangsvind
Solgangsvind er et godt eksempel på en lokal vind som oppstår på grunn av ulik oppvarming av land og sjø. Om dagen varmes land raskere opp enn sjøen, noe som skaper et lavtrykk over land og et høytrykk over sjøen. Dette får luften til å strømme fra sjøen mot land - vi får en sjøbris. Om natten skjer det motsatte: Landet avkjøles raskere enn sjøen, og vi får en landbris som blåser fra land mot sjøen.
Solgangsvind er et lokalt fenomen som varierer over timer og begrensede kyststrekninger, og har derfor så liten utstrekning i tid og rom at jordrotasjonens effekt – altså Corioliskraften – har svært liten betydning for vindretningen. Vinden styres hovedsakelig av de lokale trykkforskjellene mellom land og sjø, slik at retningen går mest direkte fra sjø mot land uten å bli avbøyd i vesentlig grad av jordrotasjonen. Dermed kan solgangsvinden sees på som en vindstyrt av soloppvarming og lokale forhold, og ikke av de store globale kreftene.
Monsun
Monsun er et sesongbasert vindsystem som oppstår på grunn av store forskjeller i oppvarming mellom land og hav. I sommermånedene varmes store landområder, som India, raskt opp, noe som skaper et lavtrykk over landet. Samtidig forblir havet relativt kjølig, og vi får et høytrykk over havet. Dette får fuktig luft fra havet til å strømme inn mot land - vi får en sørvestmonsun som bringer med seg kraftig regn. Om vinteren skjer det motsatte: Landet avkjøles raskt, og vi får et høytrykk over landet og et lavtrykk over havet. Dette skaper en nordøstmonsun som blåser fra land mot havet, og som er tørrere.
Dal- og fjellvind
Fjell- og dalvind er et vindsystem med døgnvis svingning som er typisk for fjellstrøk i sommerhalvåret.
Om dagen råder dalvinden. Det blåser fra lavlandet, opp dalene og mot fjellet. Om natten blåser det motsatt vei; fra fjellene ned mot dalbunnen, og videre ned dalene mot lavlandet. Dette kalles fjellvind.
Årsaken til fjell- og dalvind er at fjellskråningene varmes og avkjøles mer enn luften i samme nivå et stykke fra fjellet. Fjell- og dalvind er mest utpreget når det er rolig vær; klarvær og svake vinder for øvrig.
Katabatisk vind
Katabatisk vind er en kald, nedadgående vind som oppstår når kald luft over isbreer eller snødekte områder blir tettere og tyngre, og dermed strømmer nedover fjellsider eller skråninger. Disse vindene kan være svært sterke og kalde, og de kan føre til betydelig temperaturfall i områdene de blåser gjennom.
Föhnvind
Föhnvind er en varm, tørr vind som oppstår når fuktig luft presses opp over fjell. Når luften stiger, avkjøles den og fuktigheten kondenserer, noe som fører til nedbør på losiden av fjellet. Når luften deretter synker ned på lesiden, varmes den opp igjen og blir tørrere. Dette skaper en varm og tørr vind som kan føre til rask snøsmelting og økt fare for skogbrann.
Chinookvind
Chinookvind er en varm, tørr vind som oppstår på lesiden av fjellkjeder, spesielt i Rocky Mountains i Nord-Amerika. Når fuktig luft stiger over fjellene, avkjøles den og fuktigheten kondenserer, noe som fører til nedbør på losiden. Når luften deretter synker ned på lesiden, varmes den opp igjen og blir tørrere. Dette skaper en varm og tørr vind som kan føre til rask snøsmelting og økt fare for skogbrann.
Vi kommer tilbake til de store globale vindsystemene når vi skal jobbe med den globale sirkulasjonen i atmosfæren i kapittel 11.
9.3 Oppsummering
- Vind er luft i bevegelse, primært drevet av trykkforskjeller i atmosfæren.
- Trykkgradientkraften skyver luften fra høytrykk til lavtrykk.
- Corioliskraften, som skyldes jordens rotasjon, bøyer vinden av mot høyre på den nordlige halvkule og mot venstre på den sørlige halvkule.
- Friksjon fra bakken reduserer vindhastigheten og får vinden til å krysse isobarene mot lavtrykk.
- Sentrifugalkraften påvirker vinden når den blåser i kurver rundt lavtrykk og høytrykk.
- Lokale vindsystemer som solgangsvind, monsun, føhnvind, dal- og fjellvind, katabatisk vind og chinookvind oppstår på grunn av ulik oppvarming av land og sjø, samt topografiske forhold.