Atmosfærisk sirkulasjon

Fra Wikipedia, den frie encyklopedi
Gå til: navigasjon, søk
Idealisert syn på Jordens sirkulasjonsmønster med tre belter av sirkulasjonsceller. Hadleycellene og polarcellene, skilt av polarfronten er de viktigste

Atmosfærisk sirkulasjon er storskala luftbevegelser som, sammen med havstrømmer, fordeler varme rundt på overflaten av Jorden.

Andre planeters atmosfære har også sirkulasjon drevet av energien i solinnstrålingen.

Den grunnleggende storskalastrukturen endrer seg lite fra år til år, og gir sammen med terrengpåvirkninger grunnlag for variasjonen mellom de ulike klimasonene. Strukturen på mindre skala består av individuelle værsystemer – som lavtrykk eller tropiske konveksjonsceller. Værsystemene oppstår ved enn viss lovmessighet (se atmosfærisk termodynamikk), slik at det er mulig å varsle været fram i tid. De beste av dagens meteorologiske modeller gjør det mulig å varsle været ti dager fram, men i teorien kan varslene komme opp mot maksimalt en måned (se kaosteori).

Endringer i klimaet kan studeres som statistiske fenomener.

Meridionale sirkulasjonsmøstre[rediger | rediger kilde]

Vindbeltene og jetstrømmene kretser rundt Jorden og er organisert i tre bånd av celler: Hadleyceller, Ferrelceller, og Polarceller. Cellene flytter seg, endrer seg, smelter sammen og går fra hverandre i kompliserte prosesser. For å beskrive cellene er det enklest å referere til dem som enkeltceller.

Hadleycellen[rediger | rediger kilde]

Vertikal hastighet i 500 hPa nivået, gjennomsnitt for juli. Stigning (negative verdier) er konsentrert nær ekvator, mens senkning (positive verdier) er mer diffuse.
Se hovedartikkel: Hadleycelle

Hadleycellens oppbygging og sirkulasjonsmønster ble først beskrevet av George Hadley i 1753 da han søkte etter en forklaring på passatvindene. Det er en lukket sirkulasjon som starter ved at varm og fuktig luft stiger der solinnstålingen er mest intens, i ekvatoriale strøk mellom vendekretsene, opp til tropopausen og så i retning mot polene. Dette skaper et lavtrykksområde på overflaten ved ekvator. Ved en breddegrad 30° nærmere polene er luften blitt avkjølt tilstrekkelig til at synker ned mot overflaten igjen. Dette skaper et høytrykksområde på disse breddegradene rundt Jorden. Noe av denne synkende luften går tilbake igjen mot ekvator langs overflaten, og lukker sirkulasjonen i Hadleycellen. På grunn av at jordrotasjonen bøyer av strømmen (til høyre på den nordlige halvkule og mot venstre på den sørlige halvkule, se Corioliseffekten) skaper dette de østlige passatvindene. Noe av luften strømmer også mot polene.

Selv om en ofte sier at Hadleycellen starter på ekvator, bør en merke seg at de stigende luftmassene følger solas senitpunkt, eller det som også blir kalt termal ekvator, og flytter seg nordover når det er sommer på den nordlige halvkule, og sørover når det er sommer på den sørlige halvkule.

Polarcellen[rediger | rediger kilde]

Polarcellen er også et enkelt system. Selv om luften nær 60° N/S er kald og tørr sammenlignet med den ekvatoriale luften, er den fremdeles varm og fuktig nok til at konveksjonen kan drive en termal sirkulasjon. Den varme luften stiger og flytter seg mot polene når den når den øvre troposfæren rundt 8-10 km over overflaten. Når luften kommer over polområdene er den blitt avkjølt, og dermed tyngre, og synker ned og danner kalde, tørre høytrykksområder. Luften strømmer vekk fra polene langs overflaten, og ved Corioliseffekten danner denne luften polar østavind.

Luftstrømmen mot polene danner harmoniske bølger i atmosfæren kalt Rossbybølger. Disse svært lange bølgene spiller en viktig rolle i retningen til jetstrømmen, som vi finner i overgangen mellom tropopausen og Ferrelcellen i forbindelse med polarfronten. Polarcellen er svært viktig i transport av varme og balanserer Hadleycellen i jordens energibalanse ved å sende kald luft i retning ekvator.

Hadleycellen og Polarcellen ligner hverandre på den måten at begge er drevet av termale krefter. Altså eksisterer begge som følge av varierende overflatetemperatur. De enorme energimengdene som driver disse cellene påvirker værmønsteret i disse områdene, og hindrer til og med visse værsituasjoner i å oppstå. Den endeløse rekken av høytrykk og lavtrykk som passerer forbi på midlere breddegrader, er noe folk på polare og tropiske breddegrader ikke merker noe særlig til.

Disse atmosfæriske systemene er stabile, så selv om styrken kan variere fra område til område over tid, vil de aldri forsvinne helt.

Se også: Polarvirvel

Ferrelcellen[rediger | rediger kilde]

Se hovedartikkel: Ferrelcelle

Ferrelcellen, som har fått sitt navn etter William Ferrel som beskrev den første gang i 1856, er en sekundær sirkulasjon i overgangen mellom Hadleycellen og Polarcellen. Den oppfører seg som en atmosfærisk kasteball mellom disse cellene. Den varme luften som kommer sørfra og den kalde luften nordfra møtes på midlere breddegrader. Området der disse to luftmassene møter hverandre kalles polarfronten og gir seg til syne som høytrykk og lavtrykk på midlere bredder. På samme måte som med den østlige passatvinden under Hadleycellen finner vi vestavindsbeltet under Ferrelcellen.

Mens Hadleycellene og Polarcellene danner lukkede sirkulasjoner, er ikke Ferrecellen lukket. Dette kan vi observere i vestavindsbeltet. Passatvindene og den polare østavinden kommer som følge av de lukkede sirkulasjonscellene og det er ingen værsystemer som endrer på disse vindmønstrene. For vestavindsbeltet er det annerledes, og her vil passerende værsystemer kunne gi mye mer varierende vindretninger, mens vinden i høyere nivåer i hovedsak er vestlig. Et lavtrykk som passerer i nord eller et høytrykk som passerer i sør (på den nordlige halvkule) opprettholder vestavinden, og kan forsterke den, men en kaldfrontspassasje kan ofte endre det på kort tid. Et kraftig høytrykk som plasserer seg mot nord kan føre til østlig vind i dagevis.

Ferrelcellen er kjennetegnet ved at store luftmasser flytter på seg, og hvor man finner disse luftmassene er delvis påvirket av plasseringen til jetstrømmen, som ofte fanger opp luften som lavtrykk på overflaten og pumper den opp i atmosfæren. Ser vi på et værkart vil vi se at lavtrykkene på overflaten som regel følger jetstrømmen. Strømmen i de øvre nivåene av Ferrelcellen er ikke veldefinert, og dette kommer av at den ligger mellom Hadley- og Polarcellen og ikke har varmekilder til å drive konveksjon. I tillegg vil trykksystemene på overflaten destabilisere et sonalt sirkulasjonsmønster.

Corioliskraften er også størst i områdene der Ferrelcellen opptrer.

Sonale sirkulasjonsmønster[rediger | rediger kilde]

Selv om Hadley-, Ferrel- og Polarcellen spiller en stor rolle i den globale varmetransporten, er de ikke alene om dette. Forskjeller i temperatur driver også flere sonale sirkulasjonar.

Meridional sirkulasjon kommer av at solinnstrålingen er størst per areal der sola står i senit, og minker med høyere breddegrader, og er minst ved polene. Sonal sirkulasjon kommer av at vann har høyere spesifikk varmekapasitet enn land, og derfor tar til seg og frigir varme mye senere enn landområder gjør. Til og med på mikroskala er dette synlig, noe vi kan se på solgangsbrisen der overflaten på land blir varmet opp raskere enn havoverflaten om dagen, og fører til stigende luftbevegelser og lavtrykk over land. Dette fører så til at luft strømmer inn fra havet for å fylle igjen lavtrykket. Om natten når landområder blir avkjølt raskere enn havoverflaten skjer det motsatte med luft som strømmer ut i havet.

På større skala får en ikke lenger daglige variasjoner, men årstidsbaserte variasjoner eller variasjoner på enda lengre tidsskala. Varmluft stiger over kontinentene nær ekvator og over det vestlige Stillehavet, og strømmer østover eller vestover når den luften når tropopausen. Luften synker ned (subsidens) når den kommer over Atlanterhavet, Det indiske hav og det østlige Stillehavet.

Cellen over Stillehavet spiller en særlig viktig rolle i været på Jorden. Denne cellen oppstår som følge av forskjellig overflatetemperatur mellom de vestlige og østlige delene av Stillehavet. Normalt sett er overflaten i vest varm, mens overflaten i øst er kaldere. Prosessen starter med kraftig konveksjon over ekvator i Øst-Asia og kald luft som synker ned utenfor vestkysten av Sør-Amerika. Dette skaper et vindmønster som skyver vann vestover med opphopning i det vestlige Stillehavet. Vannnivået vest i Stillehavet er omtrent 60 cm høyere enn i det østlige Stillehavet på grunn av denne effekten.

Stillehavscellen er så viktig at den har fått navnet Walkersirkulajon etter Sir Gilbert Walker, som lette etter en årsak til at den årlige monsunvinden i India av og til ikke inntraff. Han fant aldri ut av årsaken, men han oppdaget at det er en sammenheng mellom periodiske trykkvariasjoner i Det Indiske Hav og Stillehavet, som han kalte «den sørlige oscillasjonen»

Med flere års mellomrom slutter dette sirkulasjonsmønsteret å oppføre seg som «normalt», og vintrene blir uvanlig varme eller uvanlig kalde.

El Niño - Den sørlige oscillasjonen[rediger | rediger kilde]

Se hovedartikkel: El Niño

Walkercellen er nøkkelen til å forstå El Niño-fenomenet (eller mer nøyaktig ENSO eller El Niño – Sørlig Oscillasjon).

Dersom konveksjonen over det vestlige Stillehavet av en eller annen grunn minker (man er usikker på årsaken til at dette skjer) oppstår det en dominoeffekt. Først blir den vestlige vinden i høyden svekket. Dette fører til at den kalde, synkende luften i østlige deler forsvinner, og dermed forsvinner også den østlige vinden ved overflaten.

Dette får to konsekvenser. I det østlige Stillehavet vil det varme opphopede vannet strømme tilbake til øst fordi den østlige vinden ikke lenger presser det vestover. Dette og den påfølgende effekten av den sørlige oscillasjonen fører til uvanlige temperatur- og nedbørsforhold i Nord- og Sør-Amerika, Australia og Sørøst-Afrika, og forstyrrer havstrømmer.

Samtidig vil det dannes kraftig vestavind i høyden over Atlanterhavet, som vanligvis ville blitt blokkert av Walkersirkulasjonen. Denne vinden ødelegger strukturen til potensielle tropiske orkaner, og tallet på tropiske systemer som kan nå full styrke blir mye mindre enn vanlig.

Det motsatte av en El Niño-episode er kjent som La Niña. I dette tilfellet blir de konvektive cellene over det vestlige Stillehavet forsterket, noe som fører til kaldere vintre enn normalt i Nord-Amerika, og økt syklon- og tyfonaktivitet i Sørøst-Asia og Øst-Australia. Dette fører til økt oppvelling av kaldt vann fra havdypet og mer intens oppstigning av luft nær overflaten i nærheten av Sør-Amerika. Dette kan føre til tørke i Sør-Amerika, mens fiskere her kan nyte godt av økt fiskebestand som følge av mer næringsrikt vann i havet.

Den nøytrale delen av syklusen – under «normale» forhold – har humoristisk sett blitt kalla «La Nada».

Solen stiger gjennom en konvektiv sky
Soloppgang sett gjennom en tropisk tordensky