Kapittel 7
Atmosfærisk Sirkulasjon
Asgeir Sorteberg
Geofysisk Institutt, UiB
Lengdeskalaer for atm. sirkulasjon
Atmosfærisk sirkulasjon oppstår på forskjellige lengde og tidsskalaer i atmosfæren.
Som regel deles lengdeskalaene i tre hovedkategorier:
• Mikroskala: Tidsskala: sekunder til minutter,. Lengdeskala: cm til 1 km. Turbulente virvler, strøm rundt små gjenstander,
skyer, skypumper, tornadoer, etc.
• Mesoskala: Tidsskala: minutter til noen timer. Lengdeskala par km til 1000 km. Strøm over fjell, solgangsbris, fønvind, katabatiske vinder, tropiske orkaner
Meso-gamma: 1-20 km Meso-beta: 20-200 km, Meso-alfa: 200-1000 km
• Makroskala: Tidsskala: Timer til uker,. Lengdeskala: 1000 km til 20 000 km. Ekstratropiske lavtrykk og høytrykk, fronter, planetære bølger
Synoptisk skala: 1000-5000 km Global (planetær) skala: >5000 km
Lengdeskalaer for atm. sirkulasjon
Lokale vindsystemer
Det er en rekke lokale vindsystemer skyldes ulik horisontal oppvarming eller avkjøling av luftmasser
Eksempler på dette er:
Sjø og landbris: vindsystem med døgnvis svingning som oppstår pga temperatur kontraster mellom land og hav
Fjell og dalbris: svake vindsystem med døgnvis
svingning (døgnperiode) som oppstår pga temperatur kontraster mellom dalen og fjellsiden.
Brevind: vindsystem oppstår pga avkjøling av luft over
en snøflate
Sjøbris og landbris
Sjøbris (solgangsbris) og landbris er et vindsystem der vindretningen snur i løpet av døgnet. Dette er en
typisk ‘finværsvind’ der strålingsoppvarming om dagen varmer opp land mer enn hav (pga mindre effektiv
varmekapasitet). Den varme lufta over land vil begynne å stige og nær bakken over land blir det
dannet et lite lavtrykk og vind vil blåse mot land. Om
natten blir det motsatt da blir land avkjølt fortere enn
havet og vi får et lavere trykk over havet, dermed snur
vinden.
Sjøbris
Pålandsvind
Sjøbrisen er ofte sterkest på ettermiddagen akkurat i kystområdet der
temperaturkontrasten og dermed trykkgradientkraften er størst. Sjøbrisen har så liten utstrekning at man kan se bort fra coriolis og man kan se sjøbris som en balanse mellom trykkgradientkraften og friksjon.
Isobarer
Sjøbris resulterer ofte i dannelse av cumulusskyer eller cumulunimbus skyer som gir ettermiddagsbyger over land.Sjøbris
Landbris
Fralandsvind
Landbrisen er det motsatte av sjøbrisen og gir fralandsvind om natten
Isobarer
Landbris
Fjellbris og Dalbris
Fjell og dalbris er sjøbris og landbris i hellende terreng.
Et vindsystem der vindretningen snur i løpet av døgnet. Dette er en typisk ‘finværsvind’ der
strålingsoppvarming av bakken om dagen varmer opp dalen og fjellsidene mer enn lufta midt i dalen (pga at jorda abs. mer solstråling enn lufta). Lufta vil begynne å stige, men fordi lufta midt i dalen er kaldere og
derfor har større tetthet vil den oppstigende lufta stige opp nær fjellsiden istedenfor rett opp. Det vi da
dannes en nedoverrettet vind midt i dalen mot lavtrykket ved bakken. Siden vinden oppstår i
hellende terreng må man ta hensyn til gravitasjons-
kreftene i tillegg til trykkgradientkraften og friksjon
Dalbris
Dalbris er ofte kraftigst om ettermiddagen og vil ofte danne
cumulus eller cumulunimbusskyer over fjellet. Dalvinden blir ofte spesielt kraftig hvis dalen ligger i skyggen slik at den varmeste delen av dalsystemet blir i fjellsiden. Dalvind er en anabatisk vind.
Anabatisk betyr å stige til værs.
Fjellbris
Fjellbris (også kalt bergvind) er ofte kraftigst om natten da bakken avkjøles raskt. Kald luft (som derfor har høy tetthet) vill begynne å synke ned langs fjellsiden og danne et høytrykk i dalbunnen. Dette vil gi oppstigende vind midt i dalen og kan føre til cumulus skyer midt i dalen. Fjellbris er en katabatisk vind. Katabatisk betyr å sige nedover og er vinder som er knyttet til tetthettsforandringer som gjør at lufta synker
Andre typer fjellvinder
En annen type katabatisk vind som ikkje nødvendigvis er knyttet til en dal er katabatiske vinder knyttet til
avkjøling av et platå eller en fjellside.
Brevinder er et slik eksempel det lufta avkjøles over breen derfor får økt tetthet. Lufta vil da begynne å strømme nedover
fjellsiden.
På finværsdager om sommeren kan det derfor ofte være ganske kraftig motvind hvis du går opp en bre, men vindstille når du
kommer på toppen.
Antarktis har denne type katabatiske vinder store deler av året.
Brevind
Fønvind
Dette er en varm vind. Varmen får den i fra kondensasjon og dermed varmefrigjøring på losiden av fjellet og adiabatisk nedsynkning og dermed oppvarming på lesiden. Drivkreftene er
enten storskala synoptisk strøm eller trykkforskjeller over fjellet (det er ikke snakk om katabatiske effekter, dvs at vinden
ikke er drevet av at luft med høy tetthet strømmer nedover).
Fønvind
For at lufta skal bli presset ned langs lesiden av fjellet trengs det bølgebevegelser i atmosfæren (f.eks. fjelbølger)
Typisk for fønforhold kan ofte ses ved at det er en vegg av
skyer rett over fjelltoppen, fønmuren og ellers blå
himmel.
Roterende luftsøyler
Det finnes en rekke fenomener som består av roterende luftsøyler.
• Tornado
• Skypumpe/trombe
• Støvvirvel
Skypumpe/Trombe
Skypumpe er en lokal virvelvind over hav eller innsjøer som gir seg til kjenne ved et trakt- eller traktlignende nedheng fra en cumulus type sky (ofte fra en cumulunimbus). Over land kalles skypumper for tromber.
Vindene er som regel ikke mer enn 10-15 m/s, men kan komme opp i 30 m/s (F0 styrke på Fujitaskalaen).
For å danne skypumper/tromber trengs statisk ustabil luft som skaper stigende luftbevegelser. I tillegg må det være
forskjellig vindretning i forskjellige luftlag (vertikalt vindskjær), slik at luften får en rotasjon.
Den synlige delen av skypumpen er vanndamp som kondenserer til små skydråper.
Skypumpe
Skypumpe utenfor Mandal, juli 2009
Skypumpe i Oslofjorden, aug 2013
Trombe
Trombe fotografert i Lærdal, mai 2011
Støvvirvler
Støvvirvler er roterende luftsøyle som kan ha en diameter på 0.5 til over 10m og en høyde på et par meter til over 1000 meter.
De oppstår når svært varm luft nær overflaten (statisk ustabil luft) stiger raskt gjennom små lommer med kjøligere luft i høyden over.
Hvis forholdene ligger til rette for det (vertikalt vindskjær) , kan de begynne å rotere. Når luften plutselig stiger, kan den varme luften
bli strekt ut vertikalt. Dette fører til en økt rotasjon som følge av prinsippet om bevaring av angulært moment (tenk på kunstløpere
som strekker seg ut for å få til en raskere piruett).
Rotasjonseffekten gjør at vi får et lavtrykk i bunnen av virvelen og mer varm luft strømmer inn i mot virvelen for å erstatte den
stigende luften.
Hvis kjøligere luft blir sugd inn i virvelen vi den forsvinne ganske umiddelbart
Støvvirvel
Storskala vindsystemer
I tillegg til de lokale vindene som ofte oppstår på finværsdager det lokal strålingsoppvarming og avkjøling er viktige er det
andre vindsystemer som er i større grad knyttet til jordas rotasjon og temperatur- kontraster mellom tropene og høyere
breddegrader.
Her en noen av de:
• Semipermanente høy og lavtrykksenter
• Hadley cellen og den intertropiske konvergenssonen
• Monsuner
• Jetstrømmer
• El Nino Southern Oscillation (ENSO)
• North Atlantic Osccilation (NAO)
Nordlige halvkule vinter
Synoptiske vindsystemer
Islandslavtrykket
Sibir høytrykket Aleut
lavtrykket
Beauforthøytrykket
Kanadiske
Høytrykket Azore Høytrykket Stillehavs
høytrykket
Subtropiske høytrykksbelte
Gjennomsnittlig MSLP over vintermånedene
Nordlige halvkule sommer
Synoptiske vindsystemer
Islands- lavtrykket
Termalt lavtrykk
Azore Høytrykket Stillehavs
høytrykket
Termalt lavtrykk
Merk at Islandslavtrykket er betydelig svakere på sommeren enn om vinteren
Gjennomsnittlig MSLP over sommermånedene
Hadley cellen
Hadde jorden ikke rotert og jordaksen ikke vært tiltet
(solinnstrålingene altid kraftigst over ekvator) og ingen forskjell i varmekapasitet mellom breddegradene (f. eks. jorda dekket med vann) ville vi fått en sirkulasjon satt opp av trykkdifferanser
mellom den varme lufta med lavt trykk over ekvator og den kalde lufta med høyt trykk over polene.
Dette ville gitt en stor
sirkulasjonscelle fra tropene til polene. Med luft trekk mot lavtrykket i tropene, noe som hadde gitt oppstigende luft og
en returstrøm mot polene.
Hadley cellen
På grunn av jordas rotasjon og dermed avbøyning av lufta som går mot polene er denne en-celle beskrivelsen av jordas
storskala sirkulasjon ikke korrekt.
Idealisert kan man si at det dannes en 3 celle struktur der cellen nærmest
tropene kalles Hadley cellen. Den geografiske beliggenheten till denne
cellen flytter seg ned årstidene pga jordas tilt og dermed forandring i hvor vi får maksimum innstråling.
Hvis vi tar et gjennomsnitt over året ser det ut som vi har 3 celler på hver halvkule. Det to andre cellen er svært
svake og av mindre betydning.
Hadley cellen
Hadley cellen er svært viktig for klimaet i tropene og subtropene (merk: det er altså ikke to Hadley celler, men en som flytter seg
med årstidene), med oppstigning sør for ekvator på nordlige halvkule vinter og nord for ekvator på nordlige halvkule sommer,
slik at midlet over året ser det ut som to celler).
Området for oppstigende luft kalles den intertropiske
konvergenssonen (ITCZ) og danner skille mellom tropene og subtropene. Langs ITCZ dannes ofte store cumulunimbus skyer og
kraftig nedbør.
Satellittbilde som viser tordenbyger langs ITCZ
Hadley cellen
Siden Hadley cellen flytter seg med årstidene vil man i området mellom den mest nordlige og mest sørlige utstrekningen ha minst
en (og nær ekvator to) perioder med nedbør (regntider, tropisk klima), mens det vil være svært tørt (subtropisk klima) i områdene
nord for den mest nordlige utstrekningen og sør for den mest sørlige (her ligger de fleste av verdens ørkener).
Passatvindene
Nær bakken vil vinden i Hadleycellen gå mot området med lavtrykk (dvs mot ITCZ), men pga coriolis vil vinden svinge mot
vest, slik at vinden blir østlig.
Passat-vinden
Passat-vinden
Monsun
Monsun er er storskala vind som går over ekvator og skifter retning med årstidene. Den kan ses på som en storstilt sjøbris som skyldes temperaturforskjeller mellom land og hav (dette er en noe forenklet framstilling). Men pga den store skalaen kan vi
ikke se bort fra coriolis, og monsunen blåser derfor ikke rett fram fra det kalde havet mot en oppvarmet landmasse. Ordet
stammer fra det arabiske ordet for årstid.
Det er tre store monsunsystemer på jorda:
• Den Asiatiske-Australske monsunen
• Den afrikanske monsunen
• Den Amerikanske monsunen
Monsun
Kart som viser vindene ved bakken over det
Indiske hav i juli.
Merk hvordan coriolis effekten får vinden til å
gå i en hestesko fra høytrykksområdet mot
lavtrykksområdet.
Rød linje er ITCZ, brun er ekvator
L
Monsun
Kart som viser starten på monsun
sesongen i India
Jetstrømmer
Jetstrømmer er områder med kraftig vind nær tropopausen. De er vestlige vinder (fra vest mot øst) og de to kraftigste på nordlige halvkule er polar jetstrømmen og den subtropiske jetstrømmen.
Polarjeten dannes i 7-12 km høyde i møte mellom kald polar luft og varmere luft lenger sør. Den får mye av energien fra lavtrykk
som dannes i dette området.
Den subtropiske jetstrømmen dannes i møte mellom tropisk luft og subtropisk luft (slutten av Hadleycellen) i 10-16 km høyde.
Jetstrømmene er tilnærmet geostrofiske og er ikke like sterke over hele kloden (ofte sterkest over hav). De går i store bølge som
stadig beveger seg kan dele seg og bli borte.
Jetstrømmer
Jetstrømmer
Idealisert bilde av den polare og
subtropiske jetstrømmen
Øyeblikksbilde av en dag med svær tydelig polar jetstrøm
H H
L
L
L
El Niño – sørlig oscillasjon (ENSO) er et storskala
sirkulasjonsfenomen i tropiske Stillehavet som har betydning for været flere steder i verden.
ENSO er et koblet hav-atmosfære fenomen der den atmosfæriske delen av fenomenet kalles den sørlige oscillasjonen (SO) og omhandler svingninger i lufttrykket mellom østlige Stillehav og Indonesia, mens havdelen kalle El Niño (den lille gutten) og La Niña
(den lille jenta) og omfatter store temperatursvingninger i overflatevannet i den tropiske delen av det østlige Stillehavet.
ENSO er den mest omfattende og kjente mellomårlige variasjonen i vær og klima i verden, og oppstår med to til syv års mellomrom.
El Nino Southern Oscillation (ENSO)
Den sørlige oscillasjonen (også kalt Walker sirkulasjonen) er et mål på hvor sterk passatvindene er og angis ved trykkgradienten
mellom østlige Stillehavet (kysten av Chile) og Indonesia.
Den sørlige oscillasjonen (SO)
El Niño og La Niña er definert som en vedvarende (minst 5 måneder) anomali i havoverflatetemperaturen som er større enn
0.5°C langs de sentrale og tropiske områdene av Stillehavet.
El Niño har positive anomalier, mens La Niña har negative anomalier.
Grunnen til disser anomaliene er et relativt komplisert samspill mellom hav og atmosfære som er knyttet til bølger både i atmosfæren og i havet (ikke overflatebølger, men bølger nede i
havet).
Forenklet kan man si at pga passatvindene vil man få oppstuing av vann mot indonesia, det gjør at kald vann kan strømme opp ved kysten av Peru. Denne oppstuingen kan bare fortsette noen år før
det dannes en indre bølge i havet som kompenserer for dette og stenger av for oppstrømningen av kald vann nær Peru. Når dette
skjer får vi en oppvarming av overflatevannet (El Nino år).
El Nino
El Nino/La Nina
La Nina El Nino
Normalt
El Nino – La Nina
La Nina
1997/98 EL Nino
-5 -4 -3 -2 -1 0 1 2 3 4 5 (ºC)
2007/08 La Niña
Figurene viser avvik i
temperatur fra
normalen
Eksempler på El Nino og La Nina år
Den nord-atlantiske oscillasjon er den gjennomsnittlige atmosfæriske trykkdifferansen mellom Islandslavtrykket og Azore
høytrykket over 1 til 6 måneder. På månedlig tidsskala har disse trykksystemene en tendens til å svinge i utakt. Når
Islandslavtrykket er lavt er Azorehøytrykket høyt og omvendt.
Den nord-atlantiske oscillasjon (NAO)
Islandslavtrykket
Azore Høytrykket
NAO gir et mål på differanse i
lavtrykksaktivitet og høytrykksaktivitet.
Hvis differansen er stor har det enten vært mange/kraftige lavtrykk eller
få/svake høytrykk.
Hvis differansen er liten har det vært få/svake lavtrykk eller mange/sterke
høytrykk.
Den nord-atlantiske oscillasjon (NAO)
Stor trykkdifferanse (positiv NAO)
Liten trykkdifferanse
(negativ NAO)
Siden vinterværet i Norge for en stor del styres av hvor mange lavtrykk som kommer inn fra Atlanteren svinger vinterværet i Norge ganske bra
i takt med NAO.
Kaldt og tørt når NAO er negativ og varmt og vått når den er positiv.
