Har du noen gang lurt på hvorfor det blåser passatvinder ved ekvator eller vestavinder på våre breddegrader? Eller hvorfor det er så tørt i ørkener, mens det regner mye i tropene? Svarene ligger i atmosfærens globale sirkulasjonsmønstre.
I dette kapittelet skal vi utforske de store luftstrømmene som beveger seg rundt på jordkloden vår. Disse sirkulasjonene er utrolig viktige fordi de transporterer varme og fuktighet og påvirker været og klimaet over hele verden. I kapittel 9 så vi på hvordan vind oppstår. Vi skal nå se på hvordan strålingsfordelingen gir forskjeller i temperatur (som vi også så på i kapittel 10), og hvordan dette skaper storstilte trykkforskjeller med tilhørende globale vindsystemer.
Når vi skal snakke om global sirkulasjon i atmosfæren, er det noen begreper som vi må ha på plass, se Figur 11.1.
11.1 Strålingsubalanse skaper termiske lavtrykk og høytrykk
Husk tilbake til delkapittel 3.10 og figur 3.9, der vi så på hvordan vi har et strålingsoverskudd rundt ekvator, og et strålingsunderskudd i områdene rundt polene. Dette vises i Figur 11.2a nedenfor.
Strålingsoverskuddet skaper en oppvarming av luften ved bakken rundt ekvator, som gjør at denne stiger og endrer den retning og går nordover og sørover vekk fra ekvator. Vi får dermed en varmetransport i atmosfæren, som vi så på i Del 10.1. Dette ser vi i Figur 11.2b. I dette kapittelet skal vi se nærmere på de ulike vindsystemene som oppstår som følge av strålingsfordelingen.
Termisk sirkulasjon
Figur 11.3 viser hvordan termisk sirkulasjon dannes. (i) Viser en startsituasjon med to steder som har lik temperatur og likt lufttrykk. (ii) viser at området til venstre er kjølt ned og området til høyre er varmet opp. Dette fører til at luften til venstre er mer komprimert, mens luften til høyre utvides. Dette fører til at vi før et høyere trykk i høyden på høyresiden enn på venstresiden. Det settes opp en trykkgradientkraft som setter i gang en bevegelse i høyden, som vises i (iii). Vi får da en masseforflytning mot venstre, som da påvirker trykkforholdene i de to kolonnene, og vi får en trykkforskjell også ved bakken, som da gir en bakkevind mot høyre (iv).
Termisk lavtrykk ved ekvator
Ved ekvator treffer solstrålene jordoverflaten nesten rett ovenfra gjennom hele året. Dette fører til svært sterk oppvarming av bakken og luften like over bakken. Den oppvarmede lufta blir lettere og stiger oppover, noe som skaper et lavtrykkssystem ved ekvator. Når den varme lufta stiger, strømmer kjøligere luft inn fra områdene nord og sør for ekvator for å fylle tomrommet. Dette skaper en sirkulasjon av vind fra høyere breddegrader mot ekvator nær bakken. Denne vinden kalles passatvindene. Oppstigning av varm luft ved ekvator og innstrømming av kjøligere luft fra sidene danner et termisk lavtrykksbelte rundt ekvator. Det termiske lavtrykket ved ekvator er en viktig drivkraft for den generelle sirkulasjonen av vind og nedbør i troposfæren. Det bidrar også til å skape de karakteristiske værmønstrene og klimaregionene vi ser på kloden.
Termisk høytrykk ved polene
Ved polene er solinnstrålingen mye svakere enn ved ekvator, i perioder er den helt fraværende. Dette fører til at bakken og luften over bakken blir mye kaldere enn ved ekvator. Den kalde luften er tettere og tyngre enn den varme luften ved ekvator, og den synker derfor nedover mot bakken. Dette skaper et høytrykk ved overflaten. Den kalde luften som synker nedover, strømmer utover mot lavere breddegrader langs bakken. Denne luftstrømmen kalles polarvindene. Den kalde luften som synker nedover ved polene og strømmer utover mot lavere breddegrader, danner et termisk høytrykksbelte rundt polene. Det termiske høytrykket ved polene er en viktig drivkraft for den generelle sirkulasjonen av vind og nedbør i troposfæren. Det bidrar også til å skape de karakteristiske værmønstrene og klimaregionene vi ser på kloden.
11.2 Atmosfærisk sirkulasjon på en ikke-roterende jord
Hvis jorden ikke hadde rotert rundt sin egen akse, ville sirkulasjonsmønsteret i atmosfæren vært svært forskjellig fra det vi observerer i dag. Luften ville steget ved ekvator, til den når tropopausen. Herfra vil luften strømme nordover og sørover mot polområdene, hvor luften gradvis ville blitt kjølt ned. Tropopausen ligger også lavere ved polområdene enn ved ekvator. Når luften hadde nådd polområdene, ville luften vært kald og tørr, og sunket mot bakken. Langs bakken ville luften strømmet fra det termiske høytrykket ved polområdene og langs bakken inn mot lavtrykket ved ekvator. Luft vil alltid strømme fra høyere mot lavere trykk for å utjevne forskjellene.
Denne sirkulasjonen ville skapt en stor celle, der luften beveger seg fra ekvator mot polene og tilbake igjen. Denne sirkulasjonen kalles Hadley-cellen, etter George Hadley som beskrev denne sirkulasjonen på 1700-tallet, se figur 11.4.
11.3 Global sirkulasjon på en roterende klode
Situasjonen er derimot annerledes. Vi bor på en roterende klode, og jordrotasjonen har stor innvirkning på atmosfærens sirkulasjon. Vi så i kapittel 9.1.2 hvordan jordrotasjonen skaper en fiktiv kraft som kalles Corioliskraften. Corioliskraften påvirker vindretningen og skaper avbøyning av luftstrømmene. Vi skal nå gå litt mer i detalj på hvordan denne kraften virker, fordi det er så viktig for å forstå de globale sirkulasjonene i både atmosfæren og i havet, som vi kommer til i kapittel 15.
Corioliskraften
Når vi opererer på et roterende system, som jorden er, så må vi introdusere en fiktiv kraft (eller en tilleggsakselerasjon) for at Newtons andre lov fortsatt skal gjelde - Corioliskraften eller Corioliseffekten.
Vi lar \(\vec{V}\) være vindvektoren, og \(\vec{F}_C\) være Corioliskraften.
\[\vec V=[u, v]\]
\[\vec F_C=m\cdot f\cdot [v, -u]\]
For dere som har eller har hatt matematikk R1, så ser dere at \(\vec{V} \cdot \vec{F}_C = 0\), som betyr at Corioliskraften virker \(90^{\circ}\) på vindretningen. Vi ser videre at når \(f\) er positiv, så virker Corioliskraften til høyre for vindretningen. Du trenger ikke ha R-matematikk for å klare Geofag 2. Studer figurene, og prøv å huske og forstå at Corioliseffekten påvirker vinden slik at den avbøyes til høyre på nordlige halvkule, og til ventre på den sørlige halvkule. Du må også vite at Corioliseffekten er lik null på ekvator, og er størst ved polene.
\(f\) er gitt som \(2\Omega \sin (\phi)\) der \(\Omega\) er jordens rotasjonshastighet (\(\Omega =7,2921\cdot 10^{-5} \text{rad/s}\)), og \(\phi\) er breddegraden (positiv på nordlig halvkule, negativ på sørlig). Dette fører til at \(f\) er positiv på nordlige halvkule, og negativ på sørlige halvkule, og er forklaringen til at Corioliskraften avbøyer mot høyre på den nordlige halvkule, og til venstre på den sørlige.
Corioliskraften vil gjøre at vinden vil avbøyes avhengig av hvor på jorden du er. Avbøyningen er kraftigere jo nærmere polene du er, og er lik null på ekvator. Vi ser at jo nærmere ekvator vi kommer dess større blir sirklene. Det er ikke eksakte sirkler siden coriolisparameteren varierer med breddegraden. Grunnen er at coriolisparameteren er mindre ved ekvator, og da blir avbøyningen mindre. Se figur 11.6.
11.4 Global atmosfærisk sirkulasjon
- Jorden mottar energi i form av elektromagnetisk stråling fra solen. Denne innstrålingen er sterkest ved ekvator.
- Jordoverflaten absorberer stråling, som varmer opp jordoverflaten. Denne vil så varme opp luften over seg, som gjør at denne luften blir lettere enn luften rundt, på samme måten som i Del 11.1.2. Luften stiger til den møter tropopausen.
- I tropopausen møter luften en slags barriere og vil ikke stige videre. På samme måten som i figur 9.2 skaper dette et høytrykk i høyden. Luften vil dermed strømme nordover og sørover langs tropopausen, ut fra høytrykket.
- Ved polområdene er det negativ strålingsbalanse, luften avkjøles av det store strålingsunderskuddet og synker mot bakken. Dette, samme med luft som strømmer inn i høyden langs tropopausen, skaper et termisk høytrykk ved polområdene, som vi så i Del 11.1.3.
- Det “nye” ved å ha med en roterende klode er at luften vil synke allerede på rundt \(30^\circ\)N og \(30^\circ\)S. Dette skaper et dynamisk høytrykk ved bakken. Da har vi fått et varmt høytrykk ved \(30^\circ\) og et kaldt høytrykk ved polområdene.
- Luften vil strømme ut fra høytrykkene (nordover og sørover), og rundt \(60^\circ\) vil luftmassene møtes. I et møte mellom varm og kald luft, vil den letteste luften stige, altså den varme luften. Konveksjonen av varm luft her vil dermed skape et dynamisk lavtrykk ved bakken. Grensen mellom de varme og kalde luftmassene her kalles gjerne polarfronten.
Oppgave 11.3
Den globale sirkulasjonen deles ofte inn i tre soner på hver halvkule; Hadley-cellen, polarcellen, og sonen mellom som preges av Rossbybølger og virvler1.
Tegn en enkel skisse av jorden fra siden og tegn inn de tre sirkulasjonscellene (Hadley, Ferrel og Polar) på den nordlige halvkule. Marker hvor luften stiger og synker.
Hva er hovedforskjellen på et termisk høytrykk (som ved polene) og et dynamisk høytrykk (som ved 30° bredde)?
Hvorfor finner vi mange av verdens største ørkener rundt 30° nordlig og sørlig bredde? Koble svaret ditt til det som skjer i Hadley-cellen.
Hvilken fremherskende vindretning finner vi i Norge, som ligger på ca. 60° nordlig bredde? Forklar hvorfor denne vindretningen oppstår.
Tenk deg at du er kaptein på et seilskip på 1500-tallet. Du skal seile fra Portugal (ca. 38°N) til Karibien (ca. 15°N). Hvilken rute ville du lagt for å utnytte de globale vindsystemene best mulig? Begrunn valget ditt.
Hva er den Intertropiske Konvergenssonen (ITCZ), og hva slags vær er typisk for dette området?
1 Sonen mellom Hadley-cellen og polarcellen kalles for Ferrel-cellen i en del lærebøker. Ferrel-cellen er en atmosfærisk sirkulasjonscelle som befinner seg mellom Hadleycellen (tropene) og polarcellen (høye breddegrader), og dominerer på de midlere breddegrader. I motsetning til Hadley- og polarcellen er ikke Ferrel-cellen en ekte konveksjonscelle drevet av direkte oppdrift, men et resultat av at luft beveges indirekte av trykkforskjellene og sirkulasjonen i nabocellene. Den beskrives derfor som «termisk indirekte»: Sirkulasjonen skyldes dynamiske prosesser, blant annet frontsystemer og forskjeller i temperatur og trykk, snarere enn enkel oppvarming og oppstiging av luft slik vi ser i de konvektive cellene. Ferrel-cellen er derfor mindre markant, og mønsteret dens stemmer ikke like godt overens med vertikale bevegelser som skyldes termisk oppdrift og synking, slik som i Hadleycellen og polarcellen.
11.5 Globale vindsystemer ved bakken
I forrige delkapittel så vi på hvordan atmosfæren sirkulerer i tre store celler på hver halvkule, drevet av temperaturforskjeller og jordrotasjonen. Denne sirkulasjonen skaper stabile høytrykks- og lavtrykksområder. Mellom disse trykkområdene oppstår det vedvarende vinder ved bakken. La oss se nærmere på disse globale vindsystemene.
Passatvindene
Passatvindene er de stabile overflatevindene vi finner innenfor Hadley-cellen, mellom den subtropiske høytrykkssonen (ca. 30° bredde) og den ekvatoriale lavtrykkssonen (den intertropiske konvergenssonen, ITCZ). Luften strømmer fra høytrykket mot lavtrykket, men blir avbøyd av corioliseffekten.
På den nordlige halvkule blir vinden bøyd av mot høyre og blåser derfor fra nordøst mot sørvest. Denne kalles nordøstpassaten.
På den sørlige halvkule blir vinden bøyd av mot venstre og blåser fra sørøst mot nordvest. Denne kalles sørøstpassaten.
Passatvindene fra nord og sør møtes i den intertropiske konvergenssonen (ITCZ), et belte med stigende luft, skyer og mye nedbør. Historisk sett var disse vindene ekstremt viktige for seilskipene, som kunne stole på den jevne vinden for å krysse de store verdenshavene – derav navnet “trade winds” på engelsk.
Vestavindbeltet
Mellom den subtropiske høytrykkssonen (ca. 30°) og den subpolare lavtrykkssonen (ca. 60°) finner vi vestavindbeltet. Dette er det dominerende vindsystemet på våre breddegrader, innenfor det som kalles Ferrel-cellen. Luften strømmer fra det subtropiske høytrykket mot det subpolare lavtrykket, og corioliseffekten bøyer av vinden.
Både på den nordlige og sørlige halvkule fører corioliskraften til at vinden hovedsakelig blåser fra vest mot øst. I Norge merker vi dette godt, da de fleste lavtrykkene og værsystemene kommer inn fra vest. I motsetning til de stabile passatvindene, er vestavindene mer variable. Dette skyldes at vandrende lavtrykk og høytrykk, og de tilhørende frontsystemene, skaper et mer turbulent og skiftende værmønster.
Polare østavinder
I polarcellen, mellom den polare høytrykkssonen ved polene og den subpolare lavtrykkssonen (ca. 60°), finner vi de polare østavindene. Den kalde, tunge luften ved polene synker og strømmer utover langs bakken mot lavere breddegrader. Corioliseffekten er sterkest nær polene og bøyer denne luftstrømmen kraftig av, slik at den får en hovedretning fra øst mot vest. Disse vindene er ofte kalde og tørre. Møtet mellom den kalde, polare luften og den varmere luften fra vestavindbeltet skaper polarfronten, som er en viktig “fødestue” for lavtrykkene som påvirker været vårt.
11.6 Termalvind
Vindene i atmosfæren oppstår på grunn av forskjeller i temperatur og trykk mellom ulike områder. En av de viktigste prosessene som kobler temperaturforskjeller til vind i høyden, er termalvinden. Termalvinden er ikke en egen vind som blåser et bestemt sted, men en betegnelse på hvordan vinden endrer styrke og retning med høyden.
Når vi beveger oss fra ekvator mot polene, avtar solinnstrålingen gradvis. Dette gir store temperaturforskjeller mellom de varme områdene nær ekvator og de kalde områdene nær polene. Kald luft er tettere enn varm luft, og dette gjør at trykket i høyden avtar raskere over kalde områder enn over varme områder. Resultatet blir at det oppstår en horisontal trykkforskjell i høyden som ikke finnes ved bakkenivå.
Ved bakken er trykkforskjellene små fordi fjell, landskap og friksjon bremser vinden. Høyere oppe i atmosfæren, der friksjonen er mye mindre, kan luften bevege seg mer fritt. Her vil corioliskraften bøye luftstrømmen slik at vinden blåser parallelt med isobarene. Når temperaturforskjellene øker, blir denne trykkgradienten i høyden sterkere, og dermed øker også vindstyrken. Forskjellen i vind mellom to høyder kalles termalvinden.
En enkel huskeregel er: Jo større temperaturforskjeller, jo sterkere blir termalvinden.
Dette er årsaken til at jetstrømmene finnes der temperaturforskjellene mellom luftmassene er størst – for eksempel mellom polarluft i nord og subtropisk luft i sør.
11.7 Global sirkulasjon nær tropopausen
Stratosfæren har en sterk statisk vertikal stabilitet, som gjør at den føles som et lokk på troposfæren. De vertikale bevegelsene i troposfæren kobler sammen sirkulasjonen nær bakken og det som skjer høyere oppe, nær tropopausen. Grunnet sterk konveksjon i tropene (rundt ekvator), så får vi et ekstremt kraftig høytrykk i høyden rundt ekvator. Luften her blåser fra øst, fordi luften som løftes har med seg østlig bevegelse fra passatvindene som blåser inn mot ekvator ved bakken. Luften blåser dermed fra ekvator og nordover/sørover. Vindene vil da påvirkes av jordrotasjonen, og avbøyes mot høyre/venstre.
Den subtropiske jetstrømmen ligger på rundt 30° bredde, i overgangen mellom Hadley-cellen og Ferrel-cellen. Den dannes når varm luft som stiger ved ekvator, strømmer mot polene i høyden. På grunn av bevaring av dreiemoment øker vindhastigheten ettersom luften nærmer seg jordaksen. Denne jetstrømmen er vanligvis sterkest om vinteren og spiller en viktig rolle for været i subtropiske områder.
Den polare jetstrømmen er den mest kjente og den som har størst betydning for været i Norge. Den ligger på ca. 50–60° bredde, i overgangen mellom den kalde luften i polarcellen og den varmere luften i Ferrel-cellen. Det er den store temperaturkontrasten over polarfronten som er selve motoren for denne jetstrømmen.
Den polare jetstrømmen følger oftest ikke en rett linje, men kan bukte seg i store bølger (Rossby-bølger) rundt halvkulen.
Jetstrømmene – elver av vind i høyden
Jetstrømmene er kraftige, smale bånd av vind som ligger høyt oppe i atmosfæren, vanligvis ved tropopausen, ca. 8–12 km over bakken. Disse vindene kan ha hastigheter på opptil 200–300 km/t og blåser stort sett fra vest mot øst.
De viktigste jetstrømmene finner vi i vestavindsbeltet mellom 30° og 60° breddegrad på begge halvkuler. Jetstrømmen markerer ofte overgangen mellom kald luft i nord og varm luft i sør. Når kontrasten i temperatur er stor, blir vindstyrken i jetstrømmen kraftig. Om sommeren, når temperaturforskjellene mellom pol og ekvator er mindre, svekkes jetstrømmen.
Jetstrømmen påvirker været på bakkenivå i stor grad. Den fungerer som en slags «grense» mellom ulike luftmasser. Når jetstrømmen beveger seg i et relativt rett spor, fører den til et mer stabilt og forutsigbart vær. Men når jetstrømmen begynner å svinge kraftig nordover og sørover, dannes store bølger i strømmen, som kalles Rossbybølger.
11.8 Rossbybølger
Rossbybølger kan oppstå både i atmosfæren og i havet. Rossbybølger er buktninger som er veldig lange, gjerne flere tusen kilometer. Når jetstrømmen treffer på hindringer som høye fjellkjeder, for eksempel Rocky Mountains, forstyrres strømmen. Det samme skjer når den passerer områder med store temperaturforskjeller, som hav og land. Dette gjør at det oppstår bølger på jetstrømmen, og dette er da Rossbybølger.
Rossbybølger oppstår på grunn av jordrotasjonen og forskjeller i corioliskraften med breddegrad, en effekt vi kaller beta-effekten. Disse bølgene fører til at jetstrømmen bukter seg i store meandere, med høytrykksrygger som strekker seg mot polene og tråg som strekker seg mot ekvator.
Hovedpoenget er dette: Det som skjer høyt oppe i jetstrømmen (konvergens eller divergens) bestemmer om vi får høytrykk eller lavtrykk nede ved bakken.
- Ved en høytrykksrygg strømmer varm luft nordover i høyden. Dette fører til konvergens i høyden (luften “stables opp”), som igjen gir synkende luft. Den synkende luften varmes opp på vei ned, og resultatet ved bakken blir et høytrykk med klarvær.
- Ved et tråg strømmer kald luft sørover i høyden. Dette fører til divergens i høyden (luften “spres ut”), som igjen gir stigende luft fra lavere nivåer. Den stigende luften gir ved bakken et lavtrykk med skydannelse og nedbør.
Rossbybølger er svært store og beveger seg sakte, ofte over flere tusen kilometer. Når bølgene blir stasjonære, kan et værmønster bli «låst» over et område i flere dager eller uker. Dette kalles blokkering og kan føre til langvarige perioder med enten varmt og tørt vær eller kaldt og vått vær, avhengig av om man befinner seg under en bølgetopp eller bølgedal.
Hvordan Rossbybølger påvirker været ved bakken
Som oppsummert over, er det altså konvergens og divergens i høyden som styrer trykket ved bakken:
- Divergens i høyden: Luften sprer seg utover, og det oppstår et «underskudd» av luft i høyden. Luft fra bakken trekkes opp for å erstatte dette, noe som gir stigende luft, lavtrykk, skyer og nedbør ved bakken.
- Konvergens i høyden: Luften strømmer sammen, og det blir «for mye luft» i høyden. Luft presses nedover, noe som gir synkende luft, høytrykk og klart vær ved bakken.
Ved et tråg oppstår det altså divergens i høyden, som gir lavtrykk ved bakken. Ved en høytrykksrygg er det konvergens i høyden, som gir høytrykk ved bakken.
Slik forklarer Rossbybølgene hvorfor vi får en veksling mellom høytrykk og lavtrykk på våre breddegrader. Når jetstrømmen svinger mye, blir værsystemene mer intense, og vi kan få ekstremvær som kraftig nedbør, stormer eller langvarige hetebølger.
Varmetransport ved Rossbybølger
11.9 Polarfronten – møteplassen for luftmasser
I meteorologi beskrives fronter som grensesoner mellom kald og varm luft. Polarfronten er en front der den kalde luften fra polarcellen møter den varmere luften fra Ferrel-cellen. Dette er ikke en skarp, rett linje, men en bred og dynamisk sone som bukter seg rundt jorden på midlere breddegrader. Polarfronten er en av de viktigste drivkreftene for været på våre breddegrader.
Langs denne fronten er temperatur- og tetthetsforskjellene mellom de to luftmassene store. Denne kontrasten skaper en ustabil sone full av potensiell energi. Det er denne energien som er selve motoren for både den polare jetstrømmen i høyden og for dannelsen av de vandrende lavtrykkene (ekstratropiske sykloner, som vi skal se nærmere på i Del 12.4 ) som preger været i Norge og resten av Europa.
Fødestuen for lavtrykk
Når den polare jetstrømmen bukter seg over himmelen, oppstår det forstyrrelser eller bølger langs polarfronten nede ved bakken. Fordi temperaturforskjellene mellom den kalde luften i nord og den varme luften i sør er så store, ligger det enormt mye potensiell energi lagret i denne fronten.
Når en bølge forstyrrer fronten, utløses denne energien. På grunn av corioliseffekten settes luftmassene i en roterende bevegelse mot klokken (på den nordlige halvkule), og et lavtrykk blir født. Denne prosessen kalles syklogenese, og det er grunnen til at polarfronten ofte blir omtalt som nettopp «fødestuen for lavtrykk».
Akkurat hvordan dette lavtrykket utvikler seg, lever sitt turbulente liv med varmfronter og kaldfronter, og til slutt dør ut, skal vi se i detalj på i kapittel 12.
11.10 Barotrop og baroklin instabilitet
Vi har nå sett at jetstrømmen sjelden følger en rett bane, men bukter seg i Rossbybølger (Del 11.8), og at polarfronten er en sone full av lagret energi (Del 11.9). Men hva er det egentlig som gjør at en liten forstyrrelse vokser seg til en stor bølge eller et kraftig lavtrykk, i stedet for bare å dø ut? Svaret ligger i to former for instabilitet i atmosfæren.
Ordet instabilitet betyr her noe litt annet enn den vertikale stabiliteten vi så på i Kapittel 7. Der handlet det om enkeltstående luftpakker som stiger eller synker. Nå skal vi se på hele strømmønstre i stor skala: Når en liten bølge på jetstrømmen eller polarfronten klarer å trekke energi ut av omgivelsene og vokse seg større, sier vi at strømmen er instabil. All energien må komme fra et sted, og det er nettopp energikilden som skiller de to typene fra hverandre.
Baroklin instabilitet
Langs polarfronten ligger store mengder potensiell energi lagret i temperaturforskjellen mellom den kalde luften i nord og den varme luften i sør. Når kald, tung luft ligger ved siden av varm, lett luft, er dette en ustabil situasjon: Systemet «ønsker» å legge den tunge luften under den lette for å senke tyngdepunktet, akkurat som vann som søker det laveste punktet.
Baroklin instabilitet er prosessen som utløser denne energien. En liten bølge på fronten setter i gang en bevegelse der varm luft glir oppover og nordover, mens kald luft synker og trekker sørover. Tyngdepunktet i luftmassene senkes, den potensielle energien frigjøres, og den gjøres om til kinetisk energi – altså bevegelse. Det er denne bevegelsen som blir til selve lavtrykket. Prosessen kalles syklogenese, som vi så i forrige delkapittel, og den er forklaringsmodellen bak de vandrende ekstratropiske lavtrykkene vi skal studere i detalj i Kapittel 12.
For at baroklin instabilitet skal kunne oppstå, må noen betingelser være på plass:
- Et roterende system (som vår roterende jordklode), sånn at vi får Corioliseffekten.
- En stabil lagdeling.
- En horisontal temperaturforskjell, slik vi har over polarfronten.
- Et vertikalt vindskjær, altså at vinden endrer seg med høyden. Dette henger sammen med termalvinden (Del 11.6): Jo større temperaturforskjell, desto sterkere skjær.
I en vanlig, stabil atmosfære ligger trykkflater (flater med likt trykk, altså isobarer) og tetthetsflater (flater med lik tetthet, ofte kalt isopyknaler) parallelt med hverandre. Over polarfronten er dette ikke tilfellet: her krysser tetthetsflatene trykkflatene, fordi temperaturen (og dermed tettheten) varierer langs en og samme trykkflate. Dette ser du illustrert i figuren under.
Navnet kommer av at atmosfæren da er baroklin: Flater med lik temperatur (eller tetthet) krysser flater med likt trykk i stedet for å være parallelle med dem. Det er denne «skjevheten» som lagrer den potensielle energien. Baroklin instabilitet er den viktigste mekanismen for dannelse av lavtrykk på våre breddegrader, og typiske systemer har en størrelsesorden på 1000 - 3000 km.
Barotrop instabilitet
Den andre typen henter energien sin et helt annet sted. Barotrop instabilitet trekker ikke på temperaturforskjeller i det hele tatt, men på det horisontale vindskjæret i selve strømmen. Et horisontalt vindskjær betyr her at vindhastigheten endrer seg på tvers av jetstrømmen.
Tenk deg jetstrømmen som en bred elv av luft der vannet i midten renner mye raskere enn vannet langs kantene. En slik forskjell i fart fra side til side er ustabil: En liten forstyrrelse på «elvebredden» kan trekke kinetisk energi ut av strømmen og vokse seg til virvler og buktninger. Det er blant annet slik Rossbybølgene kan forsterkes og brytes opp, slik at en bølgetopp eller bølgedal snører seg av og danner et eget høytrykk eller lavtrykk (et cut-off-system). Et slikt system er ikke lenger koblet til hovedstrømmen. Det kan derfor bli liggende nesten i ro over et område. Når et værmønster blir låst på denne måten, kaller vi det blokkering. (Del 11.8).
Atmosfæren kalles her barotrop fordi tettheten bare avhenger av trykket – temperaturen er den samme langs en trykkflate, og det finnes ingen baroklin tilgjengelig potensiell energi å hente fra. Energien må derfor komme fra bevegelsen som allerede er der.
Å skille de to typene
De to instabilitetene opptrer ofte samtidig i den virkelige atmosfæren, men det er nyttig å holde dem fra hverandre ut fra hvor de henter energien sin:
| Baroklin instabilitet | Barotrop instabilitet | |
|---|---|---|
| Energikilde | Potensiell energi i temperaturforskjeller | Kinetisk energi i horisontalt vindskjær |
| Krever | Horisontal temperaturgradient + vertikalt vindskjær | Sterkt horisontalt skjær i strømmen |
| Typisk resultat | Ekstratropiske lavtrykk (sykloner), ~1000 km | Meandrering og oppbrytning av jetstrømmen, virvler |
| Hvor i boka | Polarfronten, syklogenese (Kapittel 12) | Rossbybølger og jetstrøm (Del 11.8) |
11.11 Oppsummering
- All sirkulasjon i atmosfæren drives av at det er større solinnstråling ved ekvator enn ved polene. Dette skaper et termisk lavtrykk ved ekvator og et termisk høytrykk ved polene.
- Fordi jorden roterer, deles sirkulasjonen i hver halvkule inn i tre celler: Hadley-cellen (tropene), Ferrel-cellen (midlere breddegrader) og polarcellen.
- Mellom cellene finner vi stabile vindbelter ved bakken: passatvindene, vestavindbeltet og de polare østavindene.
- Høyt oppe i atmosfæren, nær tropopausen, finner vi kraftige jetstrømmer (den subtropiske og den polare jetstrømmen) som blåser fra vest mot øst.
- Den polare jetstrømmen bukter seg sjelden i en rett bane, men danner store Rossbybølger. Disse bølgene styrer om vi får høytrykk (ved høytrykksrygger) eller lavtrykk (ved tråg) ved bakken.
- Polarfronten er grensen mellom kald polarluft og varmere luft fra Ferrel-cellen. Her er det lagret store mengder energi, som kan utløses og danne vandrende lavtrykk (ekstratropiske sykloner) gjennom en prosess som kalles syklogenese.
- Denne energiutløsningen kalles baroklin instabilitet, og krever en horisontal temperaturforskjell kombinert med et vertikalt vindskjær. Barotrop instabilitet er en annen mekanisme, som i stedet henter energi fra horisontalt vindskjær i selve jetstrømmen.
Oppgave 11.13 De to figurene nedenfor viser hendelser som skjedde samme dag.
Den første figuren viser flyruter mellom Europa og Nord-Amerika. Disse flyrutene er av forskjellige årsaker forhåndsbestemte. Flyene flyr i en høyde på ca. 10 000–12 000 moh., og de drar stor nytte av medvind. Figuren inneholder en del tallkombinasjoner og punkter i ulike farger. Tallkombinasjonene er ikke relevante for denne oppgaven.
Figuren nedenfor viser polarjetstrømmen over Nord-Atlanteren, på samme dag som bildet ovenfor. Rød farge indikerer høy vindhastighet.
Hvilken påstand er riktig?
- Både flyrutene A og flyrutene B går fra øst mot vest.
- Flyrutene A går fra øst mot vest, og flyrutene B går fra vest mot øst.
- Både flyrutene A og flyrutene B går fra vest mot øst.
- Flyrutene A går fra vest mot øst, og flyrutene B går fra øst mot vest.