Dette er venstre ramme i læreverket "Naturfag for alle". Dersom du har kommet hit fra en søkemotor bør du gå til forsiden slik at du kan gå inn i læreverket på riktig måte. Klikk her for å gå til forsiden. Legg merke til kapittelnummeret hvis du vil tilbake hit.

5B Atmosfæren

Atmosfæren er det havet av luft som omgir jorden.

Figur 1. Atmosfæren

1 Tykkelse

Figur 2. Atmosfæren sett fra rommet

I forhold til jorden er tykkelsen beskjeden, kun et tynt slør. I et jetfly 13 km over bakken har du 80 % av luften under deg.

Figur 3. Atmosfærens tykkelse i forhold til jordens diameter

Atmosfærens tetthet avtar fra jordoverflaten og oppover. Luften blir tynnere dess høyrere vi kommer. Hundre kilometer over bakken er luften ekstremt tynn fordi ca. 99,99 % av atmosfæren da er på undersiden. Mange regner derfor dette som grensen mot rommet. Men selv om tettheten i høyder over 100 km er ekstremt lav, har gassene der likevel stor betydning for miljøet nede på jordoverflaten på grunn av den beskyttelsen de gir mot skadelig stråling fra solen og verdensrommet.

Figur 4. Atmosfæren stopper farlig stråling

2 Trykk

Dersom du dykker i vann 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 vekten av all luften vi har over oss. Dersom vi står ved havets overflate, vil vekten av all luft fra havnivå og opp til grensen mot verdensrommet presse på oss, fra alle kanter, og vi sier at vi er utsatt for én atmosfæres trykk. Dette trykket tilsvarer trykket av 10 meter vann. Dersom vi dykker til 10 meters dybde i vann, vil vi dermed bli utsatt for to atmosfærers trykk.

Tidligere ble lufttrykk målt i millimeter kvikksølv (mm Hg). Etter at værvarsling ble en vitenskap ble det vanlig å bruke enheten bar. Men ingen av disse enhetene for trykk i gass og væsker er i samsvar med det internasjonale systemet for enheter, IS-systemet. Det er derfor ønskelig å gå over til IS-enheten pascal, oppkalt etter den franske vitenskapsmannen Blaise Pascal.

Lufttrykket i atmosfæren avtar raskt med høyden. Alt på toppen av Mount Everest (8848 moh) er det redusert til en tredjedel.

Figur 5. Lufttrykk i forhold til høyde

Lufttrykket skaper oppdrift. Gjenstander lettere enn luft, for eksempel en ballong fylt av varmluft vil stige til en høyde der luften som fortrenges av ballongen har samme vekt som ballongen.

3 Opprinnelse

Figur 6. Atmosfærens opprinnelse

Planteten jorden oppsto for omkring 4,6 milliarder år siden ved at støv og grus i bane omkring solen, på grunn av tyngdekraften, klumpet seg sammen til en glødende kule. For 4,0 milliarder år siden var kulen avkjølt såpass at det hadde dannet seg en fast skorpe. Men stadige vulkanutbrudd pøste ut gasser. Dette var vanndamp (H2O), karbondioksid (CO2), amoniakk (NH3), svoveldioksid (SO2) og nitrogen (N2). Det dannet seg en atmosfære som antakelig var 100 ganger tettere enn den vi har i dag og svært varm.

For omkring 3,8 milliarder år siden var avkjølingen kommet så langt at vanndampen i atmosfæren ble kondensert til regn. I løpet av noen millioner år fylte dette havene.

Etter hvert som havene ble dannet, løste CO2-gassen seg opp i vannet, knyttet seg til kalsium (Ca) og avsatte seg på bunnen som kalkstein (CaCO3). Også svoveldioksid og amoniakk løste seg i vannmassene som var dannet. Den gjenværende atmosfæren besto dermed stort sett av nitrogengass.

De første organismene som skaffet seg energi ved fotosyntese var cyanobakterier, som oppsto for ca. 3,5 milliarder år siden. Fra dem og seinere livsformer ble atmosfæren tilført oksygengass (O2). Oksygeninnholdet økte langsomt etter som flere livsformer med fotosyntese kom til. For 400 millioner år siden, altså etter over 3 milliarder år, nådde det dagens nivå.

Oksygenet var viktig for utviklingen av livet. Dels fordi det kunne oppstå organismer som skaffet seg energi ved å forbrenne organiske forbindelser, men også fordi det førte til dannelsen av ozon (O3) i atmosfærens høyere deler. Ozongassen hindrer ultrafiolett stråling fra solen å nå ned til jordoverflaten, og først da kunne livet forlate det beskyttende havet og erobre landområdene og luften.

4 Sammensetning

Figur 7. Atmosfærens sammensetning

Luften består stort sett av tre gasser: Nitrogen (78,1 %), oksygen (20,9 %) og edelgassen argon (0,9 %). Til sammen utgjør disse tre gassene 99,9 % av atmosfæren. Den siste tidels prosenten er fordelt på flere gasser. Men selv om deres andel er liten, har de likevel svært mye å si for livet på jorden.

Ozon (O3) beskytter planeten mot farlig ultrafiolett stråling fra solen. Atmosfærens ozoninnhold har størst konsentrasjon i et lag mellom 15 og 25 km høyde, kalt ozonlaget.

I en periode på 1900-tallet var KFK-gasser mye brukt i kjøleskap, spraybokser med mer. Betydelige mengder slapp ut i atmosfæren. Da det ble oppdaget at gassene skadet ozonlaget ble det i 1987 inngått en internasjonal avtale om å forby produksjon og bruk. I 2004 hadde 183 land sluttet seg til avtalen.

Figur 8. Ozonlaget

Karbondioksid (CO2), vanndamp (H2O), lystgass (N2O), metan (CH4) og ozon (O3), kalles drivhusgasser fordi de påvirker varmebalansen på jorden. Dette er balansen mellom innstrålt energi fra solen og jordens egen varmeutstråling til verdensrommet. Disse gassenes evne til å la stråling fra solen passere og samtidig hindre varmetap til rommet kalles drivhuseffekten. Drivhuseffekten er en forutsetning for livet på jorden. Uten drivhuseffekt ville vi ha temperaturforhold som på månen.

Figur 9. Drivhuseffekten

I tillegg til gasser inneholder atmosfæren små mengder aerosoler. Aerosoler er partikler av fast eller flytende stoff som er så små at de greier å holde seg svevende i luften. Bitte små dråper av vann, saltkrystaller fra sjøsprøyt, aske fra vulkanutbrudd, rester av oppbrente meteoritter, flak av leire fra sandstormer, sot fra skogbranner, pollen – er eksempler på hva luften kan inneholde. I moderne tid kommer menneskeskapt forurensing i tillegg.

5 Lagdeling

Figur 10. Lag i jordens atmosfære

Den viktigste høydeinndelingen av atmosfæren er basert på temperaturforhold.

I nederste del av atmosfæren, der vi lever, faller temperaturen med økende høyde. Vi er vant til at det er kaldere høyt til fjells enn nede i lavlandet. Men slik er det ikke overalt i atmosfæren. Når vi passerer 15.000 meter, 15 km høyde, slutter temperaturen å falle, holder seg seg en stund konstant og ved 20 km begynner den å stige! Og det fortsetter den med helt opp til omtrent 45 km. Her holder temperaturen seg igjen konstant en stund, opp til omkring 52 km da den igjen begynner å falle.  Ved 80 km stanser fallet, og temperaturen er tilnærmet konstant opp til 90-95 km. For så å stige igjen, først kraftig, siden mer moderat.

Troposfæren

Grunnen til at temperaturen er så viktig, er det enkle faktum at varm luft er lettere enn kald luft. Hvis den varme luften ligger lavere enn den kalde, vil vi få en omrøring av luftmassene. Den varme luften nede vil flyte opp, den kalde vil synke ned.

Dette skjer kontinuerlig i troposfæren (gresk: tropos = blanding). solen varmer jordoverflaten og denne varmen overføres til de laveste luftlagene. Den stadige omrøringen av luftmassene i troposfæren fører til det vi kaller vær og vind. Det skal gå nærmere inn på nedenfor.

Stratosfæren

I stratosfæren (gresk: stratos = lag) skjer det ingen omrøring av luftmassene. Den kaldeste, og dermed tyngste luften er allerede nederst og den varmeste øverst.

Årsaken til oppvarming av stratosfæren er at solens ultrafiolette stråler splitter stratosfærens oksygen (O2) til enkeltatomer. Gjennom en todelt reaksjon dannes ozon (O3) og det avgis varme. Stratosfæren blir derfor oppvarmet ovenfra, av solen direkte.  Det er denne prosessen som stanser de farlige ultrafiolette strålene i sollyset slik at de ikke når ned til jordoverflaten, noe som er en forutsetning for at det kan være liv på land, i luften og ved havoverflaten. 

Det skjer liten utveksling av luft mellom stratosfæren og den underliggende troposfæren fordi luften nederst i stratosfæren er varmere enn toppen av troposfæren. Gasser og aerosoler som kommer inn i stratosfæren kan bli værende der i årtier. Dette gjelder blant annet rester fra meteoroider som vanligvis fordamper i stratosfæren. Det gjelder også de ovenfor omtalte KFK-gassene, og andre stoff som skader ozonprosessen.

Mesosfæren

Over 45-50 km begynner temperaturen å falle igjen (se figur 10). Dette er mesosfæren (gresk: meso = middel). Mesosfæren mottar minimalt med varme fra solen, siden gassene der i liten grad påvirkes av solstrålene. Dess lengre vi beveger oss vekk fra den varme stratosfæren, dess kaldere blir det. Mesosfæren inneholder bare 0,5 % av den totale atmosfæremassen og luften er svært tynn. Vår kunnskap om mesosfæren er fortsatt svært mangelfull fordi den er så vanskelig å nå. Den ligger for høyt for fly og ballonger, men for lavt for satellitter.

Termosfæren

Den nest øverste del av atmosfæren kalles termosfæren (gresk: termo = varme) fordi her stiger temperaturen igjen.  Oppvarmingen skyldes solstrålingen. På grunn av den ekstremt lave tettheten skal det svært lite solenergi til for å øke temperaturen, derfor stiger den raskt. Ved 200 km er den kommet opp i hele 1500 grader Celcius, men energiinholdet er likevel ubetydelig. Gassen kan ikke varme opp en gjenstand som blir brakt dit.

Solens stråler treffer dette laget med full styrke. Den delen av solstrålingen som ligger i UV- og røntgenområdet har så høy energi at enkelte elektroner blir revet vekk fra sine atomer. De  etterlater dermed et positivt ion. Selv om slike løsrevne elektroner straks finner tilbake til et passende ion, vil den pågående solstrålingen føre til at disse atmosfærelagene alltid har en viss konsentrasjon av frie elektroner, og selvsagt, like mange positive ioner. Vi sier at termosfæren er ionisert.

Ioniseringen gjør termosfæren elektrisk ledende. Dette fører i sin tur til at lange radiobølger blir avbøyd og korte blir reflektert. Den delen av termosfæren som er så sterkt ionisert at radiobølger blir påvirket, kalles ionosfæren (se figur 10).

Ionosfæren ble oppdaget da radioen ble oppfunnet. Siden det viste seg at radiobølgene kunne forplante seg forbi jordklodens krumning, for eksempel fra England til USA, måtte det finnes et lag i atmosfæren som kunne reflektere eller avbøye bølgene.

Polarlys dannes når elektrisk ladde partikler fra solen, såkalt "solvind", treffer de elektrisk ladde partikler i ionosfæren. Fenomenet blir omtalt i del 6, Verdensrommet.

Eksosfæren

Den aller ytterste del av atmosfæren er eksosfæren (gresk: exo = utside). Her er det bare noen få atmosfæremolekyler igjen. Eksosfæren har ingen skarp ytre grense.

Figur 11. Hvorfor er himmelen blå?

6 Vær

Alt som har med vær å gjøre skjer i troposfæren. Vær handler om vind, luftfuktighet, skyer, nedbør, sikt og temperatur - på et gitt sted til en gitt tid.

Vann og vanndamp i luft

Vanndamp er vann i gassform. Den tas opp i luften fra enhver åpen vannflate. Luftmasser som har passert store havområder inneholder spesielt mye vanndamp.

Når vann fordamper fra en vannflate kreves mye energi. Energien tas fra den vannmassen som vannet fordamper fra. Hvis vanndampen på et seinere tidspunkt kondenserer til vanndråper, blir energien frigjort. Det fører til at luftmassen omkring dråpene blir oppvarmet.

Luftens evne til å inneholde vanndamp avhenger av temperaturen. Dess varmere luft, dess mer vanndamp kan den inneholde. Relativ luftfuktighet er mengden vanndamp luften inneholder i forhold til hva den maksimalt kan inneholde, ved den temperaturen. Dette forholdet oppgis i prosent. Når den relative luftfuktigheten er 100 % sier vi at luften er mettet.

Dersom varm luft med en relativ luftfuktighet på, for eksempel 60 % avkjøles, vil dens evne til å holde på vanndamp avta. Dermed stiger den relative luftfuktigheten, eventuelt inntil luften blir mettet. Fortsatt avkjøling vil føre til at luftens vanndamp vil begynne å kondensere, i form av små vanndråper i luften, så små at de holder seg svevende. Det dannes skyer, tåke eller nedbør. Samtidig vil fordampningsenergien bli frigjort.

Skyer

Figur 12. Skytyper

Skyer dannes når fuktig luft avkjøles til under metningstemperaturen. I godværsperioder er det vanlig at luften blir avkjølt i løpet av natten. Da dannes morgentåke.

Vanlige skyer dannes fra fuktig luft som blir avkjølt fordi den stiger. En luftmasse vil stige hvis den er varmere (og dermed lettere) enn luften omkring. Når luften stiger vil den utvide seg fordi omgivende lufttrykk blir lavere (figur 5). Enhver gass som utvider seg blir avkjølt, derfor faller temperaturen i luftmassen. Men temperaturen i omgivende luftmasser faller også fordi temperaturen i troposfæren avtar med høyden (figur 10). Avkjøling på grunn av utviding skjer raskere (1 ºC per 100 meter) enn i troposfæren generelt (0,7 ºC per 100 m). Hvis luften er tørr vil den derfor raskt avkjøles til samme temperatur som omgivende luftmasser. Da slutter den å stige.

Figur 13. Temperaturfall i en tørr, oppstigende luftmasse

Dersom luften er fuktig vil avkjølingen føre til at vanndampen begynner å kondensere. Dette vil frigjøre fordampningsenergi i form av varme. Da vil temperaturfallet i luftmassen bli redusert til bare 0,5 ºC per 100 meter. Det er mindre enn i omgivende luftmasser. Dermed vil luftmassen fortsette å stige inntil all fuktighet er kondensert. Deretter vil temperaturfallet være normalt (1 ºC per 100 meter) og luften vil stige videre inntil temperaturen blir lik omgivende luftmasser.

Figur 14. Temperaturfall i en fuktig, oppstigende luftmasse

Det kan være flere årsaker til at luft stiger og skyer dannes:

Lyn og torden

Lyn oppstår vanligvis i en cumulonimbus-sky (se figur 12). Skydannelsen går gjennom tre stadier:

Figur 15. Utvikling av en tordensky

Lynet oppstår når spenningen mellom et område med positiv elektrisitet og et område med negativ elektrisitet blir så stor at det utløses en gnist mellom de to områdene. Lynet kan utløses mellom to områder innenfor samme sky, mellom to forskjellige skyer, eller mellom en sky og bakken. Bare 1/3 til 1/4 av alle lyn treffer bakken. Lengden på lynet kan bli svært stor, fra noen hundre meter til flere titalls kilometer.

Figur 16. Lyn mot bakken fra en tordensky

I kanalen som lynet går gjennom varmes luften opp til flere millioner grader. Dette skjer på brøkdelen av et sekund. Luften utvider seg voldsomt. Et lite øyeblikk etter er lynet slutt og luften avkjøles og trekker seg sammen igjen. Den raske utvidelsen og sammentrekningen skaper en sjokkbølge som forplanter seg i alle retninger. Dette er torden. Lyden fra forskjellige deler av lynkanalen kommer fram til øret på forskjellige tidspunkter. Tordenlyden består ikke bare av et enkelt smell, men en langvarig rumling.

Mens lyset fra lynglimtet når oss praktisk talt uten tidsforsinkelse, har lyden en fart på 0,33 km per sekund. Dette gjør at vi lett kan beregne avstanden til et lyn. Tell antall sekunder fra lynet glimter til tordenen høres og multipliser på 0,33 km. Dersom det tar 3 sekunder er det altså 3 0,33 km = ca. 1 km til lynet.

Vind

Vind er horisontale luftstrømmer.

Vind skapes ved at luft over varm jordoverflate blir oppvarmet, utvider seg, blir lett og stiger opp. Oppstigende luft  etterlater seg et lavtrykk som suger inn luftmasser fra områder der lufttrykket er høyere.

Figur 17. Høytrykk og lavtrykk

solen varmer ikke jordoverflaten like mye overalt. Områdene omkring ekvator mottar mer varme enn polare områder, fordi solen står høyere på himmelen. Denne varmeforskjellen skaper globale vindsystemer.

Siden alle vinder blåser over en roterende planet vil det oppstå en avbøyning. Dette kalles corioliseffekten. På nordlig halvkule skjer avbøyningen mot høyre, på den sørlige mot venstre.

Figur 18. Corioliseffekten

Globale vindsystemer

Dersom det var solen  som roterte omkring jorden, slik man trodde i middelalderen, ville det ikke vært noen corioliseffekt. Da ville luften over det varme ekvator stige opp, etterlate seg et lavtrykk som ville suge inn luft fra nord og sør. Det ville oppstå en jevn, rettlinjet (i forhold til jordoverflaten) luftstrøm helt fra begge polene. I høyrere luftlag ville den oppstigende luftstrømmen fra ekvator ta veien nord- og sørover helt til den ville, i avkjølt tilstand, synke ned over polene for å erstatte luften som dro mot ekvator derfra. Det ville altså oppstå ett slikt kretsløp på hver halvkule.

Men siden planeten vår roterer blir det anderledes.

Figur 19. Globale vindsystemer

Som vi ser er de to kretsløpene blitt til seks, tre på den nordlige halvkule og tre på den sørlige. I det følgende skal vi forklare hvorfor.

Luften som suges mot lavtrykket ved ekvator fra både den sørlige og nordlige halvkule, blir, på grunn av corioliseffekten, avbøyd mot vest. Disse vindene er svært konstante og kalles nordøstpassaten og sørøstpassaten (vinder får navn etter himmelretningen de kommer fra).

Luften som stiger opp ved ekvator presses nord- og sørover i øvre del av troposfæren. Innen disse vindene når 30 grader nordlig eller sørlig bredde, har corioliseffekten dreid dem slik at de blåser i rett østlig retning. De kommer ikke lenger mot polene. Samtidig er luften blitt avkjølt og begynner å synke. Ved jordoverflaten dannes det derfor et høytrykk, det subtropiske høytrykk.

Den subtropiske høytrykksonen danner et belte jorden rundt ved omtrent 30 grader nord og 30 grader sør. Herfra blåser det vinder både mot ekvator og mot polene. Luftmassene som beveger seg mot ekvator dreies i vestlig retning og blir til passatvinden, mens luften som går mot polene dreies i østlig retning og danner vestavindsbeltet.

Polene mottar minimalt med varme fra solen. Luften over polområdene er derfor kald og tung. Her dannes det et polart høytrykk. Den kalde luften strømmer i retning av ekvator. Jordrotasjonen sørger for at den etter hvert beveger seg i stadig mer vestlig retning. Ved 60º nord og 60º sør møter disse kalde luftmassene de varmere vindene i vestavindsbeltet. Vindene kolliderer front mot front og skaper en sone med mye urolig vær. Dette er polarfronten.

De møtende luftstrømmene presses opp i troposfæren hvor de dels slutter seg til et kretsløp over vestavindsbeltet, dels til et polart kretsløp.

Oppsummering

På en roterende jordklode dannes det altså seks globale vindsystemer (figur 19), tre på hver halvkule. Hvert av vindsystemene utgjør et sammenhengende kretsløp. På hver av halvkulene har vi, langs jordoverflaten:

Mellom disse vindsystemene har vi:

Årstider

Figur 20. Årsaken til årstidene

jorden går i en elliptisk bane omkring solen. Samtidig roterer den omkring sin egen akse. Rotasjonsaksen står på skrå i forhold til baneplanet. Dette fører til at innstrålt energi fra solen til de ulike breddegrader får en årstidsvariasjon.

Dette fører igjen til at de globale trykksystemene (figur 19), som jo oppstår på grunn av forskjeller i energi mottatt fra solen, flytter seg i løpet av året i takt med solstrålingens vinkel med jordoverflaten.

Figur 21. De globale trykksystemenes årlige svingning omkring ekvator

Lavtrykk, nedbør og stormer

Luften vil strømme fra steder med høyt trykk til stede med lavt (figur 17). I utgangspunktet vil luften strømme rett mot lavtrykksområdet. Men på grunn av corioliseffekten blir denne bevegelsen avbøyd, på den nordlige halvkule mot høyre. I stedet for at luften kommer inn og får utjevnet trykkforskjellen, danner deg seg en virvel med et sterkt sug i sentrum. På den nordlige halvkule vil vindvirvelen omkring et lavtrykk alltid rotere mot klokken, på den sørlige halvkule med klokken. Meteorologene kaller slike lavtrykk for sykloner.

I sentrum av lavtrykket vil luften stuves opp. Luften i vindvirvelen vil derfor ikke bare trekkes inn mot sentrum, men også løftes opp. Luften beveger seg altså i en oppadstigende spiral inn mot lavtrykkets sentrum. Og når luft stiger dannes skyer og eventuelt nedbør.

Lavtrykk i passatbeltet

Havvannet i tropiske farvann er svært varmt. Varmen, sammen med store mengder fuktighet overføres til luften og får denne til å stige med påfølgende skydannelse og nedbør. Fordampningsenergien som frigjøres når luftfuktigheten kondenserer til sky- og regndråper gir nytt varmetilskudd og får luften til å stige ytterligere. Dette trekker enda mer fuktig luft med seg nedenfra. I det tropiske lavtrykksbeltet skjer dette daglig. Nær ekvator er corioliseffekten fraværende eller så liten at luften som fyller inn lavtrykket beveger seg i rett linje inn mot sentrum. Det dannes ikke sykloner ved ekvator.

Men, i løpet av sommeren (juni-august på nordlig halvkule, januar-mars på sørlig) står solen nærmere vendesirkelen (23,5º nordlig og sørlig bredde) enn ekvator. Der er corioliseffekten merkbar. Lavtrykk som dannes vil derfor utvikle seg til sykloner. Siden dette er midt i passatbeltet vil hele det roterende vindsystemet bevege seg vestover sammen med den generelle vindretningen. Syklonens sentrum kan ha en fart på opptil 60 km/t mot vest. Så lenge lavtrykket holder seg over havet, vil det stadig være tilførsel av varm og fuktig luft, altså mer energi. Sykloner som oppstår langt øst i de store havområdene kan få en lang ferd over varmt hav og vil hele tiden øke i intensitet. Innen de når land kan de ha blitt til en tropisk orkan. Da er vindstyrken i den roterende virvelen kommet opp 120 til 200 km/t og trykket i sentrum av syklonen er meget lavt. Vinden setter opp svære bølger mens det lave lufttrykket gir havnivået et betydelig løft. Hvis landkjenning skjer samtidig med høyt tidevann vil oversvømmelse og store skader langs kysten bli resultatet. Den kraftige vinden er selvsagt ødeleggende i seg selv.

Orkanene avtar i styrke og dør til slutt ut når de kommer inn over land eller over kaldere havområder. På grunn av corioliseffekten vil orkanens bane etterhvert dreie mot høyre på den nordlige halvkule, til venstre på den sørlige. Dersom orkanen ikke treffer land, vil den i stedet bevege seg inn over kaldere havområder. Og når tilførselen av fuktighet avtar vil orkanen bli svekket og gå over til å bli en vanlig storm. Ofte tas denne med nordøstover av vindene i vestavindsbeltet og dør helt ut først på høye breddegrader.

Lavtrykk i vestavindsbeltet

I vestavindsbeltet vil lavtrykk dels være rester av tropiske sykloner innvandret fra passatbeltet, eller lavtrykk utviklet i polarfronten. Polarfronten er det skarpe grenseskillet mellom den kalde luften fra polene og den varme luften i vestavindsbeltet (figur 19).

Grensesonen mellom disse svært ulike luftmassene utgjør ingen rett linje, men danner bølger. Disse utvikler seg til frontlavtrykk. De frigjør seg fra polarfronten og beveger seg som selvstendige systemer østover sammen med den framherskende vindretningen.

Figur 22. Utvikling av frontlavtrykk

På den nordlige halvkule ligger Nord-Amerika og Europa midt i vestavindsbeltet. I vinterhalvåret presses polarfronten sørover, og med den alle lavtrykkene. Polarfronten undulerer da mellom Storbritannia og Sør-Norge og frontlavtrykk kan gå så langt sør som gjennom Middelhavet. Om sommeren trekker polarfronten nordover og lavtrykkene kommer for det meste inn over Nord-Europa, helt opp til Finnmark.

Figur 23. Værkart fra NRK TV, 31. mars 2009

Forståelsen av lavtrykksutviklingen i vestavindsbeltet ble utviklet ved Geofysisk institutt i Bergen i perioden 1917-1926.

7 Klima

Klima er været på et sted over lang tid. Klimaet avgjør hvilke planter og dyr som kan leve på stedet, og hvordan mennesker må innrette seg for å overleve.

Fordelingen av klimatyper på jorden avhenger dels av breddegraden og dels av den virkningen

har på solinnstråling og de globale vindsystemene. Går vi i detalj skaper dette et uttall av ulike klimatyper. Den mest brukte klassifisering av klimatyper ble utviklet av Wladimir Köppen rundt 1900. Han gjorde senere flere forbedringer av systemet.

Figur 24. Klimakart

Klimakartet bygger på den endelige versjonen av klimasystemet som Köppen publiserte i 1930 sammen med Rudolf Geiger. For vårt formål blir det for komplisert. Derfor har vi i tegnforklaringen slått sammen mange av kategoriene. I det følgende skal vi omtale disse.

Regnskogsklima

Dette er et klima med nedbør hele året, vanligvis i form av sterkt regn med lyn og torden hver ettermiddag. Regnet avtar i løpet av kvelden og neste dag starter med sol og blå himmel. Men utover dagen varmes jordoverflaten opp og varm og fuktig luft nær bakken begynner å stige. Det dannes cumulus-skyer som ut på ettermiddagen har utviklet seg til cumulonimbus. Det blir regn og torden slik som foregående dag.

Klimaet er utbredt i områdene ved ekvator hele jorden rundt: Sør-Amerika, Sentral-Afrika og øyene i Sørøst-Asia.

Monsunklima

Dette klimaet er skapt av solens ulike virkning på hav og land. På grunn av vannets store egenvarme holder havet en jevn temperatur året gjennom. Landområder, derimot, blir nedkjølt om vinteren og oppvarmet om sommeren.

Om vinteren blir det store innlandsområdet i Sentral-Asia nedkjølt og det danner seg et høytrykksområde bestående av kald og tung luft. Denne strømmer mot de varme kystområdene i sør og sørøst. Når den kalde luften varmes opp synker den relative fuktigheten. Vinteren blir derfor preget av tørr fralandsvind, tørketid. Om sommeren blir innlandsområdet kraftig oppvarmet og danner et lavtrykksområde som suger fuktig luft inn fra havet. Dette gir regntid.

Monsunklimaet er særlig utbredt, og omfatter flest mennesker, i kystområdene i Sørøst-Asia. Sørskråningene av Himalay får særlig mye nedbør i løpet av regntiden fordi fjellene tvinger luften til å stige.

Savanneklima

Savanneklimaet finnes nord og sør for sonen med regnskogsklima. Områdene har varme og fuktige somre, og varme og tørre vintre. Klimaet er dermed ikke så ulikt monsunklimaet, men mekanismen er en annen. Her skyldes det solens vandring mellom vendesirklene. I sommerhalvåret ligger stillebeltet med sitt lavtrykk og sine daglige regnbyger over savannen og det er regntid. Om vinteren har stillebeltet vandret over til motsatt halvkule, og nå er det ørkebeltet som "har kommet på besøk". Figur 21.

Savannelandskapet består av gress i veksel med tørketålende treslag og er svært utbredt i Sør-Amerika, Afrika og Nord-Australia. Figur 24.

Steppeklima

Når årsnedbøren er svært liten, og dessuten usikker, vil bare gress kunne vokse utenom ved elvebredder og vannkilder. Den amerikanske prærien og de mongolske sletter er typiske områder.

Ørkenklima

Ørkenklimaet er så tørt at det ikke gir grunnlag for et sammenhengde dekke av vegetasjon. Stein og sand er ubeskyttet mot dagens brennende sol og nattens kjølighet. Den vegetasjonen som finnes er spredte enkeltindivider av ekstremt tørketålende planter.

De største, sammenhengende ørkenområdene finner vi i Afrika, Midt-Østen og Australia.

Middelhavsklima

Dette er kystnære områder som får ørkenbeltet over seg om sommeren og vestavindsbeltet om vinteren (figur 21). Det gir tørre og varme somre, kjølige og fuktige vintre.

Som navnet sier er dette klimaet typisk for områdene omkring Middelhavet (figur 24), men vi finner det også på tilsvarende breddegrader på vestsiden av alle kontinenter (California, Sør-Afrika, Chile, Sørvest-Australia).

Kystklima

Som det går fram av klimakartet, er det mange varianter av denne klimatypen. Her slår vi alle sammen. Felles for dem er at årsnedbøren er stor nok til at landskapet naturlig vil være dekket av skog. Men nedbøren kan komme om vinteren, sommeren eller spredt over hele året. Det kan være store forskjeller i den totale nedbørsmengden. Det er heller ikke dramatiske forskjeller mellom sommer og vintertemperatur. Dette kommer av den utjevnende virkningen nærheten til hav har. Klimatypen kan strekke seg langt inn i et landområde der fremherskende vinder blåser inn fra havet og ingen fjellkjeder sperrer.

Vi finner varianter av klimaet i Vest-Europa, sørlige Afrika, østlige USA, østlige Sør-Amerika, Kina, østlige Australia og New Zealand.

Temperert innlandsklima

Typisk for innlandsklima er stor forskjell mellom gjennomsnittlig sommer- og vintertemperatur. Sommeren kan variere fra kjølig til svært varm, mens vinteren er kald. Klimaet er fuktig nok til at det under naturlige forhold vil vokse skog.

Temperert innlandsklima finnes inne på de nordlige kontinentene omkring 50º nordlig bredde. På den sørlige halvkule er det ingen større landmasser på disse breddegradene.

Kaldt innlandsklima

Nord for sonen med tempererte innlandsklima finner vi kaldt innlandsklima. Her er somrene kjølige og vintrene svært kalde. Dette gjør at mange av de varmekjære treslagene som vokser lenger sør ikke klarer seg. Vegetasjonen er derfor dominert av granskog.

Klimaet er typisk for Nord-Skandinavia, Nord-Russland, Alaska og Canada.

Tundraklima

Der granen må gi tapt begynner tundraen. Sommeren er kort og kjølig og vinteren lang og kald. Landskapet er treløst med unntak av lave kratt av fjellbjørk og vier i lune søkk og skråninger. Store områder har permafrost. Det vil si at vanninnholdet i marken er frosset året gjennom. Kun et lag på toppen tiner i en periode på sommeren. Permafrost fører til at nedbør ikke siver ned i undergrunnen. Om sommeren, når snøen smelter, dannes det derfor store våtmarksarealer.

Tundraklimaet finner vi i de aller nordligste områdene av Alaska, Canada, Skandinavia og Russland, på Grønland, Svalbard og andre øyer i Nordishavet, samt i enkelte isfrie områder i Antarktis. Fjellområder ellers i verden kan ha tundraklima i de høyeste delene.

Isdekke

I de kaldeste områdene er temperaturen i sommerhalvåret så lav at snøen som faller om vinteren ikke smelter i løpet av sommeren. Snøen som blir opplagret i slike områder blir etter hvert til massiv is, en isbre. Når denne når en viss tykkelse blir den plastisk og vil sige ut mot områder omkring. Isbreer vil derfor også kunne dekke arealer som egentlig har tundraklima.

Praktisk talt hele Antarktis, det indre av Grønland og størstedelen av Svalbard er dekket av isbreer.

8 Sammendrag

9 Kontrollspørsmål

Svartabell. Klikk på riktige svar. Grønt betyr riktig, rødt betyr feil.

Når du er ferdig, skal 11 ruter være grønne. Greier du å unngå de røde?

  1. Oksygenet i atmosfæren stammer fra ...
  2. Disse tre gassene utgjør 99,9 % av atmosfæren.
  3. Hva er aerosoler?
  4. Fordampningsvarme er energi som ...
  5. Corioliseffekten skyldes ...
  6. Ved vårjevndøgn (20. mars) ...
  7. Hvilket klima har varm og fuktig sommer og tørr vinter?
  8. Hvilket klima har tørr og varm sommer og regnfull vinter?
  9. I hvilken klimasone er vegetasjonen dominert av granskog?