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 under delmålene 1f og 1g, 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, avsetning, fjord- og viddelandskap, vegetasjon og jordbruk, etc. etc. uten den sirkulasjonen i atmosfæren som vi skal skaffe oss en oversikt over i dette kapitlet.
For å minimalisere nedlastingstiden har jeg unnlatt å bruke tung grafikk på hovedsiden. Du får tilgang til relevante illustrasjoner og ekstra informasjon ved å klikke 'Info-knappen' som du møter underveis i kapitlet.
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 en 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 hele 10 atmosfærer.
Lufta består av mange forskjellige gasser:
- 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 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.
|
78,09
20,95 |
ff |
Viktig for plantevekst
Produsert ved fotosyntesen |
||
|
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 |
||
|
0,93
spor |
ff | ff | ||
Ikke-gasser: Støv | spor | Absorberer/reflekterer innkommende stråling. Utgjør kondensasjonskjerner som er nødvendige for skydannelse | Vulkansk og meteorittisk støv + jorderosjon og vind | ||
|
spor | Påvirker stråling + gir sur nedbør | Fra industri, kraftstasjoner og bileksaust |
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:
|
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!
Du kjenner sikkert til flere tilfeller der du kan observere dette fenomenet. Varmluftballonger kan være et eksempel. Der 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!
2. Vanndamp = Vann i gassform!
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. Før du får en sprøyte hos legen, vasker hun/han gjerne området der sprøyta skal settes med et desinfiserende middel, f.eks. eter. Du vil da kjenne at huden blir iskald. Det skyldes nettopp fordampningen, som krever energi. Mye 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 lang tid før alt vannet har fordampet. Dersom du varmer opp vannet, f.eks. til kokepunktet, vil fordampningen gå mye raskere.
Du bør videre være klar over at overgangen tilbake fra gass (her: vanndamp) til væske kalles kondensasjon. Det er også litt 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.
Du kan lese mer detaljert om dette her:
|
Fordampning / Sublimasjon / Kondensasjon
Store deler av jordoverflaten er dekket av vann, is og sne, 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 væskeoverflaten ut i luften. Antall molekyler som unnslipper, øker med økende temperatur i væskeoverflaten.
Alle slike forandringer innebærer varmeoverføring. I det vannmolekylet som unnslipper bryter løs fra bindingen med andre molekyler, må det utføres et arbeid, og energi må forbrukes. Dette fører da også til en kjøling av den gjenværende væsken. Men, den fordampningsenergien (-varmen) som kreves, er ikke tapt. Den forblir, eller ligger latent i vanndampen.
Sublimasjon forekommer også. Du har sikkert lagt merke til at sne og is bare forsvinner uten 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.
|
Adiabatiske prosesser og evt. skydannelse
Som mange av de andre illustrasjonene, bærer også denne sterkt preg av å være tegnet med mus og en upresis og skjelvende hånd :-)
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 (-0,65gr./100m).
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, viser DALR (-1gr./100m), altså temperaturfallet i den stigende luftmassen før metning, og den tykke gule viser SALR (-1/2gr./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 grad/100 meter, ikke 1gr./100meter. Når vi vet at temperaturfallet i lufta omkring (ELR) fortsatt er på -0,65 gr./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 ikke den stigende lufta noe særlig 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!
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):
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:
|
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. |
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:
|
Kald- og varmfront + 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! Hjem til skolesiden... |
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:
|
Kald- og varmfront + 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! Hjem til skolesiden... |
|
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? Hjem til skolesiden... |
Her finner dere en oversikt over klimasoner, klimaregioner og vegetasjonsregioner:
Klimasoner |
|
Vegetasjonsregioner |
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.