Vær og klima
Av Harald Pleym
www.hpleym.no

 

Det er forskjell på vær og klima. Når vi snakker om været på på et sted, mener vi den tilstanden atmosfæren har i hvert enkelt øyeblikk. Været bestemmes av termiske og dynamiske prosesser i atmosfæren. Disse prosessene påvirkes av jordoverflatens beskaffenhet og topografi. Vi beskriver været blant annet ved hjelp av størrelser som

Vi vet alle at det er naturlig at været varierer svært mye. Sammenfatter vi været over lengre tidsperioder, får vi det vi kaller klima. Dermed vil selvsagt også klimaet variere.

Når vi skal beskrive klimaet, gjør vi det ved å beregne gjennomsnittsverdier over måneder, år og lengre perioder av de størrelsene som beskriver været. Men vi må også beskrive hvordan de målte størrelsene varierer. Disse naturlige variasjonene beregner vi  som størrelsenes avvik fra gjennomsnittsverdier over den målte tidsperiode.

For å kunne sammenligne klimaet på forskjellige steder i verden har man blitt enige internasjonalt om at man sammenligner gjennomsnittsverdiene med tilsvarende verdier i de såkalte klimanormalene. I klimanormalene beregner man gjennomsnittsverdiene over en periode på 30 år. I dag benytter vi tidsperioden 1961-1990 som normalperioden. Neste normalperiode blir 1991-2020.

Det er solenergien som er selve grunnlaget for vær- og vindsystemene på Jorda, og som utløser termiske og dynamiske prosesser.

Været på et sted er først og fremst bestemt av de storstilte luftbevegelsene i atmosfæren. Disse fører til at luftmasser flyttes over store avstander. I Norge kan vi for eksempel få en strøm av varm luft fra subtropiske områder, eller en strøm av kald luft fra ishavet. Luftbevegelser på mindre skala er styrt av de storstilte luftstrømmene.

De storstilte luftstrømmene kan observeres, beskrives og kartlegges over store deler av Jorda uten at mengdene av data blir uoverkommelig stor. Det er bare disse luftstrømmene som har et så langt tidsforløp at det er mulig å forutsi dem over en periode på flere dager fremover. Det er svært vanskelig å forutsi når et sirkulasjonssystem (f.eks. dannelse av et stort lavtrykk) oppstår. Men når systemet er dannet, har vi muligheter for å forutsi hvordan det senere vil oppføre seg innenfor en begrenset periode på opptil 14 dager.

De storstilte luftbevegelsene er derfor av avgjørende betydning for værvarsling og for klimaet på de forskjellige stedene på Jorda. Mellom 38°N og 38°S mottar jordoverflaten og atmosfæren som system mere solenergi i løpet av året enn systemet selv sender ut i form av langbølget utstråling til verdensrommet. Den ulike oppvarming og avkjøling fører til at atmosfæren stadig holdes i bevegelse. Atmosfæren virker som en stor varmekraftmaskin som omdanner solenergi (varme) til bevegelsesenergi, samtidig som friksjon omdanner den kinetiske energien tilbake til varme. Vi får et godt bilde av hovedtrekkene i trykkfordelingen på jordoverflaten og luftsirkulasjonen ved å betrakte en idealisert kulerund Jord uten hav og fjell, som på figuren til venstre under og en mer aktuell Jord til høyre.

 

General patterns of atmospheric circulation over an idealized Earth with a uniform surface (left) and the actual Earth (right). Both horizontal and vertical patterns of atmospheric circulation are depicted in the diagram of the actual Earth.

 

Den sterke innstrålingen i områdene ved ekvator fører til at det dannes permanente lavtrykk med oppadstigende luft. Høyere opp i atmosfæren strømmer luften mot polområdene og synker ned mot jordoverflaten ved 30°N og 30°S. Der vil det dannes et belte med forholdsvis høyt lufttrykk. Ved 60°N og 60°S vil vi finne et nytt belte med forholdsvis lavt lufttrykk. Rundt begge polområdene vil lufttrykket igjen være forholdsvis høyt.

I områdene med høytrykk vil luften synke i de høyere luftlag og strømme ut fra høytrykksområdene i de lavere luftlagene. I lavtrykksområdene er det motsatte tilfellet. På grunn av jordrotasjonen vil luften avbøyes mot høyre i bevegelsesretningen på den nordlige hakvkule og mot venstre på den sørlige halvkulen. Figuren over gir også en grov inndeling av hovedklimasonene på Jorda.

Ulik oppvarming av lufta over land og hav og jordoverflatens topografi vil endre trykkfordelingen og luftstrømningene på den idealiserte kloden. De neste to figurene viser den gjennomsnittlige trykkfordelingen og strømningsforholdene ved jordoverflaten henholdsvis i januar og juli.

 

 

Vi ser tydelige likhetstrekk mellom trykk- og strømningsforholdene slik de er i virkeligheten og slik de framkom på den idealiserte kloden. Likheten er størst på den sørlige halvkulen, noe som skyldes de store havområdene. Ved 30° og 60° sør og nord har vi ikke lenger et sammenhengende belte med høytrykk , men flere atskilte høytrykk. I vinterhalvåret er det høytrykk både over hav og land. Om sommeren blir høytrykkene over land erstattet med lavtrykk. Dette er mest utpreget over Asia  og Australia. Denne endringen har sammenheng med at luften varmes sterkere opp over land om sommeren.

Mellom de subtropiske høytrykksområdene og lavtrykksområdene på ca 60° nord og sør er det sørvestlige og vestlige vinder over havområdene både sommer og vinter. Disse beltene med sørvestlige og vestlige vinder over havområdene kalles vestevindsbeltene. I vestenvindsbeltene dannes det ofte vandrende lavtrykk, som om vinteren ofte utvikler seg til stormsentre. De største vindstyrkene i vestenvindsbeltene (jetstrømmene) finner vi som regel alltid i nærheten av tropopausen (skille mellom troposfæren og stratosfæren ( i ca. 10-15 km's høyde).

Neste figur gir en oversikt over klimasonene på Jorda.

 

 

Figuren under fra United Kingdom Meteorological Office klassifiserer klimasonene basert på målinger av maksimums- og minimumstemperaturer, temperaturintervaller og den totale og sesonglige fordeling av nedbør.

 

                                                                                                                 Fra UK Meteorological Office

 

Klimaet over store områder, makroklimaet, er et resultat av makroværet eller værsystemene på stor skala. Men også de enkelte lokalklimaene, klimaet over områder på opp til ca. 100 kvadratkilometer, er bestemt av det hyppige makroværet og dermed av makroklimaet i områdene.

Det er en stor og vanskelig oppgave å kartlegge ethvert lokalklima i et land, mens det er forholdsvis enkelt å kartlegge de forskjellige makroklimaene i et land. På grunnlag av slike kart, topografiske kart og kunnskaper om sammenhengen mellom makro- og lokalklima, kan lokalklimaet i et område kartlegges med god nøyaktighet. Når det er gjort, kan man med pålitelige opplysninger om jordbunns- og vegetasjonsforholdene i et område trekke temmelig sikre slutninger om mikroklimaet. Mikroklimaet er klimaet i umiddelbar nærhet av overflater som jord, gress, planter, vann, bygninger og lignende.

Været i Norge er hovesakelig bestemt av det været som de vestlige vindene i vestenvindsbeltet bringer med seg mot landet vårt. Luften i vestenvindsbeltet strømmer rundt hele polkalotten på midlere bredder, og vindstyrken øker med høyden. På den nordlige halvkulen finnes det en overgangssone mellom den varme tropeluften og den kalde polarluften. Overgangssonen kalles polarfrontflaten. Den når opp til tropopausen (10-12 km på våre bredder). Der opp markeres den av en smal sone med sterk vestlig vind (polarfrontjetstrømmen) med vindstyrker på rundt 100-150 m/s. Helningen på flaten er i gjennomsnitt ca. 1:100. Frontflaten holdes i skrånende stilling ved at vindhastigheten er forskjellig på hver side av flaten. Normalt er det vestlig vind i varmluften og svak vestlig vind eller østlig vind i kaldluften. Skjæringskurven mellom polarfrontflaten og jordoverflaten kalles polarfronten. Den gjennomsnittlige beliggenheten av polarfronten går fra østkysten av USA over  Atlanterhavet mot De britiske øyene og Skandinavia. Den sterke vestlige luftstrømmen (jetstrømmen) beveger seg ikke langs en breddesirkel, men beveger seg i større og mindre svinger, snart mot syd, snart mot nord. Polarfrontflaten vil på grunn av disse forflytningene etter hvert se ut som en skråstilt bølgeblikkplate.

 

Bilderesultat for polarfrontjetstrømmen        Bilderesultat for polarfrontjetstrømmen



Det finnes også en arktisk front, som danner skillet mellom maritim polarluft og luft fra arktiske strøk. Denne fronten går fra Nord-Island over Norskehavet til Barentshavet. Om sommeren mangler denne fronten, og polarfronten er forskjøvet noe lenger mot nord.

Foruten de lange bølgene i vestenvindsbeltet dannes det kortere og mer hurtigløpende bølger, syklonbølger. Disse bølgene framkommer på meteorologenes værkart som vandrende lavtrykk og høytrykk. Figuren under viser hvordan et lavtrykk utvikler seg på en front der kaldluften på nordsiden av fronten blåser fra øst og varmluften på sørsiden av fronten blåser fra vest.

 

 

 

På den stasjonære fronten til venstre har det dannet seg en ustabil bølge, som fører til at det utvikler seg et lavtrykk i bølgetoppen til  høyre.

De fleste vandrende lavtrykk som beveger seg mot Norge er dannet på polarfronten øst for Newfoundland. Vi får utviklet de sterkeste lavtrykkene når temperaturforskjellen mellom luftmassene på hver sin side av frontflaten er størst. Full storm forekommer derfor i lavtrykk om vinteren, men bare sjelden om sommeren. Er det først dannet et lavtrykk, danner det seg gjerne flere lavtrykk som følger etter hverandre i rask rekkefølge. Vi snakker ofte om en syklonfamilie, som kan bestå av 5-6 syklonbølger eller vandrende lavtrykk. Det første tegnet på at en ustabil bølge har dannet seg på fronten, er at lufttrykket plutselig begynner å falle langs en del av fronten.

Straks et lite lavtrykk har dannet seg på fronten, begynner luften å virvle rundt lavtrykket. Vinden blåser alltid med lavt trykk til venstre sett i vindens retning og i en vinkel mellom 10° og 30° inn mot lavere trykk. De storstilte strømmer i høyere luftlag blåser derfor stort sett med kald luft til venstre. Vindstyrken øker når den horisontale temperaturforskjellen øker. Vinden blåser mot urviseren rundt et lavtrykk og med urviseren rundt et høytrykk, som figuren under viser.

 

 

På neste figur ser vi deler av et typisk værkart.

 

 

Lavtrykksystemet omtrent midt på bildet med varmfront til høyre og kaldfront til venstre, sør for Norge, drives fram av varmluften mellom frontene. Vest for bølgetoppen er det vinden i kaldluften som presser kaldfronten fram. Kaldfronten og kaldfrontflaten beveger seg vanligvis hurtigere enn varmfronten og varmfrontflaten. To til fem døgn etter at et lavtrykk er dannet, blir varmfronten innhentet av kaldfronten. Da sier vi at frontene okkluderer eller klapper sammen, og vi får en okkludert front. Lavtrykket eller syklonen har da passert sitt mest intense stadium. Lufttrykket i syklonsentret begynner å øke igjen. Vi sier at lavtrykket fyller seg.

Varmfronten blir ofte ledsaget av vidstrakte skysystemer som gir jevn og vedvarende nedbør. Kaldfronten blir ofte fulgt av brått væromslag og med kraftige byger. Mange ulykker på fiskefeltene har ofte forbindelse med kaldfronter.

Et mer detaljert bilde av et lavtrykksystem og medfølgende skyer sees på figuren under.

 

En nautisk mil er lik 1852 meter

 

Lavtrykket eller syklonbølgen som har dannet seg på fronten har vanligvis en utstrekning som varierer fra ca. 500 km til ca. 3000 km. I likhet med de lange bølgene i vestenvindsbeltet beveger syklonbølgene seg i jetstrømmens retning med en fart på 10-20 m/s eller med en fart på omlag 50 % av luftstrømmen i 5000 meters høyde. Vi kan derfor si at mens lavtrykkene på bakken er under utvikling, blir de "styrt" av luftstrømmene i ca. 5000 meters høyde. Foran varmfronten faller lufttrykket. Så lenge lavtrykket forsterker seg, faller også trykket i den varme sektoren mellom kaldfronten og varmfronten. Bak kaldfronten stiger lufttrykket.

Det er ikke alltid slik at lavtrykk som gir kuling og storm på norskekysten har utviklet seg på en frontflate. I den nordlige delen av Norskehavet dannes det av og til forholdsvis små, men intense lavtrykk. Det kan skje når nordlig vind fører kald luft fra Nordishavet ut over det varmere vannet i Golfstrømmen mellom Bjørnøya og Nord-Norge. Disse intense lavtrykkene eller kaldluftsvirvlene kan utvikle seg raskt, uten at værvarslingen alltid kan forutse dem. Vinden kan i et mindre område komme opp i kuling eller storm og med kraftig snøvær og senere bygevær.

Andre mer godartede lavtrykk dannes over land på varme sommerdager. Luften varmes sterkere opp over land enn over hav. Disse lavtrykkene forsvinner helt når luften over land om natten avkjøles sterkere enn luften over hav. Det er disse lavtrykkene som skaper det vi kaller for solgangsbris.

Nedbørområdene som vi hører om i værmeldingene er knyttet til frontene. Disse dannes på grunn av at varmluften heves langs forntflatene. Ved varmfronten blir kaldluften drevet tilbake og varmluften glir opp langs varmfrontflaten. Ved kaldfronten kiler kaldluften seg inn under varmluften og tvinger denne til værs. Figurene under viser vertikalsnitt gjennom en varm- og en kaldfrontflate med tilhørende sky- og nedbørsystemer og systemenes midlere horisontale utstrekning.

 

 

Vertikalsnittet under angir utstrekningen og med litt mer detaljerte skyer.

 

 

Skysystemet langs varmfrontflaten

Hevingen av varmluften er vanligvis sterkest i den den delen av fronten som ligger nærmest lavtrykket. Her fins som regel de største nedbørmengdene. Skysystemet som følger en varmfront (til høyre på figuren over) er i gjennomsnitt mellom 600 km og 1000 km bredt. Ytterkanten av skysystemet, som vi først ser når en varmfront nærmer seg, ligger svært høyt (6-10 km over bakken) og består av hvite fjærlignende skyer (cirrus). Etter fjærskyene følger et hvitt slørlignende skylag (cirrostratus), der vi ofte kan se en ring rundt sola eller månen (halo). Slørskyene går etter hvert over i et jevnt grått, litt trevlete skylag (altostratos). Disse lagskyenes undersider består av fallende nedbør (snø), men de ligger så høyt (2000-6000m) at nedbøren fordamper før den når bakken. Nær fronten er skylaget (nimbostratus) flere tusen meter tykt, og det gir regn eller snø langs fronten i et belte som er fra 100 km til 300 km bredt. Nedbørområdet kan være mer enn tusen kilometer langt. Nedbørmengden som fronten gir kan variere sterkt fra det ene området til det andre, avhengig av de lokale, topografiske forholdene. For eksempel er den årlige nedbørmengden langt ut i Sognefjorden ca. 3000 mm, mens den lengst inne i fjorden, i Lærdal, er ca. 400 mm. 10 mm nedbør gir 10 liter vann per kvadratmetter.

Når varmfronten passerer, dreier vinden med urviseren og blir vestlig eller sørvestlig og nedbøren opphører. Den varme sektorens typiske kjennemerker er:

Lenger syd i varmsektoren kan det bli delvis skyet eller klart vær.

 

Skysystemet langs kaldfrontflaten

Sky- og nedbørforholdene er, på samme måte som ved varmfrontflaten, avhengig av hvor sterkt varmluften blir hevet ved at kaldluften kiler seg under den. Kaldfrontflaten har en mye brattere helning enn varmfrontflaten, som figuren over illustrerer. På forsiden av kaldfrontflaten strømmer varmluften hurtig til værs. Det danner seg et skysystem i et belte langs fronten med en bredde på mellom 50 og 100 km. Skysystemet består ofte av en langstrakt bygesky (cumulonimbus) eller en rad av bygeskyer, som ofte smelter sammen til en gråsvart vegg langs fronten. Presses luften i varmsektoren høyt nok og fort nok til værs, får vi ofte kraftig lyn og torden.

Når kaldfronten passerer, dreier vinden omlag 90 grader med urviseren og øker i styrke, samtidig som vinden er svært urolig (turbulent). Temperaturen avtar, og det forekommer haugskyer (stratocumulus) eller en del bygeskyer.


Skysystemet i en okkludert front

 

 

På forsiden av okklusjonen er værforholdene omtrent som ved en varmfront og på baksiden omtrent som ved en kaldfront. Varmluften ligger i en trangformet fordypning i frontflaten og heves stadig opp. De fleste fronter som kommer inn over Norge er okklusjoner.

Både lavtrykk med en åpen varmsektor og okklusjoner påvirkes sterkt av terrengforholdene. For eksempel vil den nederste delen av frontflatene som kommer inn mot Vestlandet bli revet i stykker av Langfjellene i det de passerer fjellene. Luften presses til værs opp langs fjellenes vestside. Luften avkjøles, og det dannes skyer som kan gi store mengder med nedbør (orografisk nedbør). På østsiden av fjellene synker luften ned igjen. Varmluften makter ofte ikke, spesielt om vinteren, å fortrenge kaldluften så den driver østover i høyden. I dette le-området med lite skyer er det ofte strålingsbetinget vær. Men når kaldluften synker ned, er den vanligvis så tung og kommer med så stor fart at den feier bort varmsektorluften på Østlandet temmelig fort.

 

Været utenom frontsonene

I hovedtrekkene er været utenom frontsonene denne:

 

Været i høytrykksområder

Det dannes som nevnt tidligere høytrykks- og lavtrykksområder i forbindelse med de lange bølgene i vestenvindsbelte. Disse områdene driver med de vestlige vindene. Av og til hender det at et høytrykksområde stopper opp og blir liggende praktisk talt i ro. Det kalles da for et blokkerende høytrykk, fordi det stenger for den "normale" banen for lavtrykkene.

 

 

Vi hører ofte at meteorologene uttrykker seg slik: "Høytrykket over Skandinavia ligger i ro og vil fortsatt gi rolige vindforhold og overveiende pent vær, bortsett fra lokal morgentåke". I høytrykksområder synker luften ned mot bakken og oppvarmes 0.6-1°C/100 m. Ved denne oppvarmingen avtar luftens relative fuktighet, luften blir tørrere, og eventuelle skyer oppløses forholdsvis raskt. Om sommeren fører derfor høytrykkene over land som regel til varmt vær, i hvert fall høye dagtemperaturer. Høytrykk over land om vinteren gir som oftest kaldt vær med særlig lave temperaturer om natten. Dette skjer på grunn av klar himmel og dermed stort tap av langbølget utstråling fra jordoverflaten. Det kan forekomme ettermiddagsskurer på varme sommerdager over land på grunn av at det lokalt dannes små lavtrykk med oppadstigende luft. Av og til dannes det tåkeskyer, som kan gi litt yr eller småregn om sommeren og litt snødryss om vinteren. Men vanligvis er høytrykksområder områder med oppholdsvær. Om sommeren er tåke vesentlig et natt- og morgenfenomen, men om vinteren kan tåken bli liggende i dagevis.

Noen høytrykk har stor vertikal utstrekning. Det er disse som kan bli liggende i ro over et område i en uke eller mer, og gi stabilt pent vær som "tirsdag ettermiddag" nedenfor.

 

 

Andre høytrykk eksisterer bare i de laveste luftlagene ved bakken. Slike høytrykk dannes ofte over land om vinteren på grunn av sterk avkjøling av luften nærmest bakken. Disse høytrykkene er ikke stabile. Mellom to lavtrykk som har utviklet seg på polarfronten, er det alltid områder med høyere trykk (høytrykksrygger). Disse forflytter seg med omlag samme hastighet som lavtrykkene. En høytrykksrygg gir vanligvis pent vær i en dag eller to i de områdene høytrykksryggen flytter seg over.

 

Værmerker i forbindelse med skyer

De aller beste værmerker er merker av skyer og optiske fenomener på himmelen. Det dannes vanligvis parallelle fjærskystriper (meiskyer, fordi de har en oppbøyning i den ene enden som minner om en meie) i forkant av de store skysystemene i forbindelse med varmfrontflaten. Disse skyene er et godt tegn på værforandring og har derfor ført til værmerket:

Slørskyer består av finfordelte iskrystaller der sollyset blir brutt og reflektert. Disse skaper optiske fenomener som lys ring rundt sol og måne, bisoler og lysende søyler. Et godt gammelt værmerke som bygger på dette sier:

Rukleskyene kan ofte minne om en flokk med lam eller får. Det har gitt opphavet til:

Andre kjente værmerker er:

 

Termohalin sirkulasjon
 

 

Den termohaline (termo = temperatur, halin =saltholdighet) sirkulasjonen er navnet på de store havstrømmene som fører varmt overflatevann fra ekvator og mot polområdene og kaldt dypvann tilbake til ekvator. Golfstrømmen er en del av denne vinddrevne overflatestrømmen. Det er Golfstrømmens varmetransport som gir Nord-Europa et mye varmere klima enn på de samme breddegradene i Nord-Amerika og Stillehavslandene. For eksempel ligger den den årlige middeltemperaturen på 64°N i de nordvestlige områdene av Canada på ca -9°C, mens Trondheimsområdet på 63°N har en tilsvarende temperatur på rundt 5°C.

I Norskehavet og Polhavet blir vannet avkjølt, og når det fryser til is blir vannet saltere. Begge disse prosessene gjør  vannet tyngre, noe som fører til at det synker og strømmer nedover Nord-Atlanteren og videre til ekvator.

Dyphavsdannelsen forgår også rundt Antarktis sammen med produksjon av sjøis. Fordi isen inneholder lite salt, blir vannet saltere og får større tetthet der isen dannes. Den globale oppvarmingen kan eventuelt svekke den termohaline sirkulasjonen. Det er fordi økte mengder av smeltevann fra Grønland og Arktiske is-områder og økt avrenning fra elver i Russland vil gjøre havet i Nord-Atlanteren mindre salt. Noe som igjen vil kunne gjøre det vanskeligere for det kalde vannet å synke til bunns, og dermed svekke den tetthetsdrevne sirkulasjonen. 

Havet står for rundt halvparten av varmetransporten på Jorda og er derfor en veldig viktig del av klimakontroll-systemet på Jorda. Hvis havets sirkulasjon forandrer seg som en følge av den globale oppvarmingen, så kan en forvente til dels store endringer i klimaet. Noe mer om dette i Globale klimaendringer.
 

Se ellers: Globale klimaendringer, El Niño, Ozon i atmosfaren, Klimamodeller

 

Porsgrunn 26 november 2017