Innledning For � kunne beskrive m�nstre i atmosf�rens sirkulasjon er det helt n�dvendig � forst� noen av de grunnleggende reglene for prosessene som foreg�r. Disse blir gjennomg�tt innledningsvis, og du b�r jobbe s�pass med dem at du har en h�velig brukbar forst�else av hva det dreier seg om. Det er selvsagt fullt mulig � pugge utenat endel facts om bevegelser i luftmassene, men som alltid ellers, gir det langt st�rre mening � ha en f�lelse av forst�else for hvorfor noe skjer, ikke bare en oversikt over hva som skjer.
Det som beskrives under delm�lene 1f og 1g, er prosesser som er helt n�dvendige for alt liv p� jorda. I tillegg b�r man ogs� ha forst�else for at de samme prosessene er utgangspunktet for mange andre prosesser som er gitt en sentral plass i geografifaget. Du kan jo sp�rre deg selv om hvorledes det hadde g�tt med bre- og elveerosjon, kjemisk og mekanisk forvitring, avsetning, fjord- og viddelandskap, vegetasjon og jordbruk, etc. etc. uten den sirkulasjonen i atmosf�ren som vi skal skaffe oss en oversikt over i dette kapitlet.
For � minimalisere nedlastingstiden har jeg unnlatt � bruke tung grafikk p� hovedsiden. Du f�r tilgang til relevante illustrasjoner og ekstra informasjon ved � klikke 'Info-knappen' som du m�ter underveis i kapitlet.

Atmosf�ren

Atmosf�ren er det �havet' av luft som omgir jorden. P� �bunnen' av dette �havet' lever vi.
Dersom du dykker ned i det virkelige havet, vil du merke at du blir utsatt for et stadig st�rre trykk jo lenger ned du dykker. Dette trykket utgj�res av vekten av alt det vannet du har over deg, jo dypere du dykker, jo mer vann, - og alts� st�rre trykk. P� samme m�ten utsettes vi for et trykk p� jordoverflaten som tilsvarer vekta av all luften vi har over oss. Dersom vi st�r ved havets overflate, vil vekta av all luft fra havet og opp til grensen mot verdensrommet presse p� oss, dvs. hele atmosf�ren, og vi sier vi er utsatt for en atmosf�res trykk. Pga. langt mindre tetthet i luftmassen enn i vannmassen, m� det mye mer luft til for � skape samme trykk som vann. Dersom du dykker ca. 10 meter ned i vann, vil du �ke trykket omtrent tilsvarende en atmosf�re, dvs. hele �lufthavet' fra havoverflaten til grensa mot verdensrommet. Dykker du 100 meter ned i havet, �ker du alts� trykket mot kroppen din tilsvarende hele 10 atmosf�rer.

Lufta best�r av mange forskjellige gasser:
- Nitrogen / ca. 78%
- Oksygen / ca. 21%

Disse to gassene utgj�r alts� over 99% av luftmassen, og edelgassen argon mesteparten av den siste prosenten.
I dette kapitlet kommer vi imidlertid inn p� noen gasser som tilsynelatende kun utgj�r ubetydelige mengder av atmosf�ren, men som allikevel har sv�rt mye � si for livet p� jorda.
Karbondioksid er viktig for fotosyntesen og drivhuseffekten, oson beskytter oss mot ultrafiolett str�ling fra verdensrommet, og et varierende innhold av vanndamp er avgj�rende for alle de klimatiske/meteorologiske prosessene vi skal studere i dette kapitlet.
For mer inng�ende info om gassfordelingen, klikk: I denne tabellen vil du ogs� finne en liten oversikt over hvilke effekter de ulike gasstypene har.
I forbindelse med gassene i atmosf�ren skal du kunne gi en skikkelig redegj�relse for drivhuseffekten og osonlaget

Atmosf�riske lag

Atmosf�ren er inndelt i flere lag. Utgangspunktet (kriteriet) for denne inndelingen er de vertikale temperatursvingningene vi kan m�le.
I troposf�ren, dvs. det nederste laget, faller temperaturen gradvis fra bakkeniv� opp til tropopausen. Videre opp gjennom nedre stratosf�re holder temperaturen seg forholdsvis konstant, mens den �ker igjen opp gjennom �vre stratosf�re. I det �yeblikket temperaturen begynner � falle p� nytt, har vi krysset mesopausen, og er p� vei opp gjennom mesosf�ren.
En grei oversikt over de ulike atmosf�riske lagene finner du her:
I forbindelse med v�r og klima er det prim�rt troposf�ren som er av interesse. Det alt vesentligste av meteorologiske prosesser finner sted i dette nederste laget.

Generelle regler

Det viktigste � huske p� her, er et par helt sentrale forskjeller p� 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 v�re et eksempel. Der fylles ballongen med varm luft, som alts� er varmere, og dermed lettere, enn lufta omkring, og ballongen stiger. Etterhvert som lufta i ballongen avkj�les, m� man varme den opp igjen f.eks. ved hjelp av en gassflamme.
Dersom du bes�ker flymuseet i Bod�, finner du en modell av en slik ballong. Der kan du selv regulere gassflammen p� undersiden, og f� ballongen til � heve seg.
F� fysikkl�reren til � forklare deg �rsakene til vektforskjellen!
I meteorologien er dette fenomenet sv�rt viktig, s� husk at n�r luft varmes opp blir den lettere, og begynner � stige!

2. Vanndamp = Vann i gassform!
Det er viktig � forst� at fordampning betyr overgang fra v�ske til gass, og at den prosessen krever energi (varme). Jo mer energi (varmere) jo raskere fordampning. F�r du f�r en spr�yte hos legen, vasker hun/han gjerne omr�det der spr�yta 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 alts� 'stj�let' fra huden din, som f�lgelig mister energi (varme).
Det at fordampningen g�r raskere jo mer energi som tilf�res, kan du sjekke med en gryte vann. Sl�r du ikke p� kokeplaten, vil det ta lang tid f�r alt vannet har fordampet. Dersom du varmer opp vannet, f.eks. til kokepunktet, vil fordampningen g� mye raskere.
Du b�r videre v�re klar over at overgangen tilbake fra gass (her: vanndamp) til v�ske kalles kondensasjon. Det er ogs� litt viktig � ha i bakhodet at den energien som m�tte til for � fordampe v�sken, 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:

3. Varm luft kan inneholde mer vanndamp enn kald luft!
Jo mer luftmassen varmes opp, jo mer vanndamp kan den inneholde. Dersom en varm luftmasse med relativt mye vanndamp avkj�les, vil vi kunne se at evnen til � holde p� vanndampen blir gradvis redusert etter hvert som temperaturen synker.
Dersom du tenker deg litt om, kan du garantert finne mange eksempler p� dette.
G� bort til vinduet og pust p� ruta. Hva skjer? Du vil sannsynligvis f� dugg p� ruta! Hvorfor?
Den luften du puster ut har blitt oppvarmet og tilf�rt endel vanndamp i lungene dine. N�r du puster p� ruta, vil den luften som kommer i kontakt med det kalde glasset br�tt bli avkj�lt, og evnen til � holde p� vanndampen avtar. Den vanndampen som lufta ikke lenger kan ta, skilles ut som sm� vanndr�per, og disse fester seg p� ruta som dugg.
Dersom du er ute en kald vinterdag, trenger du ikke noen kald rute for � se den samme prosessen. Da vil temperaturen i lufta du puster ut, br�tt falle i samme �yeblikk som den forlater munnen/nesa og m�ter den kalde luften utenfor. Evnen til � holde p� vanndampen blir lynraskt redusert, og du ser din egen �nde.
Her i Saltdal har vi Saltdalselva som slynger seg ned mot Saltdalsfjorden fra Saltfjellet. En kald seinh�st-/tidlig vinterdag vil du lett se en t�kebanke som ligger over den �pne elveoverflaten hele veien gjennom dalf�ret. Dette skyldes at temperaturen i elvevannet er vesentlig h�yere enn lufttemperaturen. Den lufta som ligger i n�rkontakt med elveoverflaten vil bli varmet opp. Da �ker evnen til � ta til seg vanndamp fra elva. Samtidig vil ogs� denne lufta bli varmere, og dermed lettere, enn lufta litt h�yere opp, og den vil begynne � stige. Men, med en gang den stiger, m�ter den den kalde lufta h�yere opp, og blir avkj�lt. Da reduseres evnen til � holde p� vanndampen den har tatt til seg fra elveoverflaten, og vanndampen skilles ut som sm� vanndr�per, dvs. t�ka som ligger over elvel�pet.
List opp noen flere eksempler selv!


4. Metningspunkt og duggpunktstemperatur
Luft som er i stand til � ta til seg mer vanndamp, kaller vi en umettet luftmasse. I det �yeblikket luftmassen ikke lenger har kapasitet til � absorbere mer vanndamp, g�r den over til � bli mettet.
Dersom en forholdsvis varm luftmasse med endel vanndamp begynner � heve seg, vil temperaturen avta med h�yden. Dersom mengden vanndamp i luftmassen er stor nok, vil trolig temperaturen etter hvert bli s� lav at luftmassen ikke lenger har plass til mer vanndamp: den er mettet. Luftmassen har da n�dd sitt metningspunkt!
. Den temperaturen luftmassen har i det �yeblikket, er luftmassens duggpunktstemperatur. Fortsetter luftmassen � heve seg, vil temperaturen fortsette � synke, og lufta vil ikke lenger kunne holde p� den vanndampen sin. Vanndampen vil da gradvis bli utskilt som sm� vanndr�per, vi f�r kondensasjon, dvs. skyer.
For at kondensasjonen skal kunne komme i gang, m� det finnes sm� partikler i lufta, kondensasjonskjerner, som vanndampen kan kondensere p�. Lufta inneholder store mengder av slike kondensasjonskjerner. Det kan f.eks. dreie seg om st�vpartikler fra bakken, eller sm� saltprtikler som blir igjen i lufta n�r vannet har fordampet.
Kort sagt:
- Duggpunktstemperaturen er den temperaturen en luftmasse m� kj�les ned til for � f� metning
- Kondensasjonskjerner m� til for � f� kondensasjonen i gang


5. Adiabatiske prosesser
Temperaturendringer som skjer uten tilf�rsel eller bortf�ring av varme, alts� utelukkende ved kompresjon eller utvidelse, kaller vi adiabatiske temperaturendringer. Adiabatiske prosesser er f�lgelig endringer i en luftmasses trykk, temperatur og volum uten at det tilf�res eller bortf�res varme.
For � forst� hovedtrekkene i sirkulasjonen i troposf�ren er det et par/tre vesentlige punkter man b�r ha klart for seg.
Adiabatiske temperaturendringer finner kun sted i luft som beverger seg vertikalt, dvs. stiger eller synker.
Det er to typer adiabatiske temperaturendringer. De er resultat av t�rr-adiabatiske og fuktig-adiabatiske prosesser.
I luft som stiger, er den t�rr-adiabatiske temperaturendringen ca. -1 grad C pr. 100 meter (DALR), mens den fuktig-adiabatiske kun er ca. -1/2 grad C pr. 100 meter (SALR). I tillegg m� man kjenne til det generelle temperaturfallet i troposf�ren, som i snitt er ca. -0,65 grad C pr. 100 meter (ELR). Disse tre ulike temperaturendringene vil heretter bli referert til som f�lger:
T�rr-adiabatisk temperaturendring = Dry Adiabatic Lapse Rate = DALR
Fuktig-adiabatisk temperaturendring = Saturated Adiabatic Lapse Rate = SALR
Generell troposf�risk temp.endring = Environmental Lapse Rate = ELR
Jeg velger � bruke de engelske forkortelsene heretter (DALR/SALR/ELR), da jeg finner det hensiktsmessig � benytte internasjonale begrep fremfor s�rnorske varianter. Husk at tallst�rrelsene her er gjennomsnitlige, og at det kan forekomme tildels store lokale avvik. Dersom ikke annet er spesifisert, er all eksemplifisering basert p� gjennomsnittsverdiene for ELR,SALR og DALR, alts� 0,65 / 0,5 og 1,0 grad/100m
Dersom vi antar at en lufmasse begynner � stige fordi den har f�tt en h�yere temperatur enn lufta omkring pga. oppvarming av bakkeoverflaten (se: konveksjon), vil den avkj�les t�rr-adiabatisk (DALR). Er temperaturforskjellen liten og/eller innholdet av vanndamp lite, vil temperaturen i lufta som stiger og lufta omkring raskt bli lik, og den vertikale bevegelsen opph�rer. Dette skjer fordi temperaturfallet med h�yden i lufta som stiger er st�rre (DALR) enn i lufta omkring (ELR).
Dersom lufta som stiger n�r metningspunktet f�r temperaturen er utjevnet, vil derimot kondensasjon inntreffe, og den vertikale forflytningen vil skyte fart. Dette skjer fordi den energien som tidligere ble tilf�rt for � fordampe vannet, blir frigjort ved kondensasjonen. S� lenge kondensasjon p�g�r, vil denne latente energien alts� bli tilf�rt den stigende luftmassen, og temperaturfallet med h�yden blir f�lgelig mindre (SALR). Er det tilstrekkelig vanndamp i luftmassen slik at kondensasjon kan p�g� i lengre tid, vil vi kunne f� en sky av stor vertikal utstrekning, f.eks. en cumulonimbus, eller tordensky.
Du finner en mer inng�ende eksemplifisering her:

Energitilf�rsel

Ovenfor har vi stadig kommet inn p� energi som drivkraften bak sirkulasjonen i atmosf�ren. Energi m� til for � fordampe, latent energi blir frigitt ved kondensasjon, osv. Vi skal n� komme litt inn p� hvorledes jorda tilf�res denne helt n�dvendige energien.
Sola er jordas prim�re energikilde. Jorda mottar energien som innkommende kortb�lget solar str�ling. Det er denne energien som kontrollerer v�r planets klima og v�r, og som gjennom fotosyntesen (sjekk med biologil�rer!) er grunnlaget for alt liv. Mengden av innkommende str�ling bestemmes av fire astronomiske faktorer: solaktivitet - avstand fra sola - solh�yden - daglengde.
N�rmere info her:
I praksis m� vi ogs� huske p� at vi er omgitt av en atmosf�re. Mye av str�lingen blir absorbert, reflektert og spredt i det den passerer atmosf�ren. Gasser som oson, vanndamp og karbondioksid, samt partikler av is og st�v st�r hovedsaklig for den absorbsjonen som finner sted i atmosf�ren. Skyer, og, i mindre grad, jordoverflaten selv, reflekterer betraktelige mengder str�ling tilbake til verdensrommet. Forholdet mellom innkommende str�ling 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 str�lingen treffer gassmolekyler. Spredningen g�r i alle retninger, og noe av den spredte str�lingen vil treffe jordoverflaten. Som et resultat av absorbsjon, refleksjon og spredning er det kun ca. 24% av den innkommende str�lingen som treffer jordoverflaten direkte, mens ca. 21% ankommer jorda som spredt str�ling.
Den innkommende str�lingen fordeler seg som f�lger (alle tall er omtrentlige):

• 1% absorbert i stratosf�ren
• 21% ankommer jorda som diffus str�ling
• 4% reflekteres tilbake til verdensrommet fra jordoverflaten
• 3% blir absorbert av skyer
• 23% blir reflektert av skyene
• 24% absorberes av atmosf�ren
• 24% absorberes direkte av jordoverflaten

• Solstr�lenes vinkel i forhold til jorda
• Underlagets beskaffenhet

Lavtrykk og h�ytrykk

Som vi husker fra avsnittet om atmosf�ren presser vekta av luftlaget rundt jorda p� oss med et variabelt trykk. Jo n�rmere havoverflaten vi kommer, jo tykkere er luftlaget over oss, og jo h�yere blir lufttrykket som virker p� oss. Jo h�yere opp, jo mindre luft har vi over oss, og jo mindre blir trykket. Har du v�rt ute og fl�yet, har du sikkert merket at lufttrykket har blitt st�rre n�r du g�r inn for landing. Da vil det �kende lufttrykket presse mot trommehinnene dine raskere enn du klarer � utligne, dvs. skape samme trykk p� innsiden som p� utsiden av trommehinnene - du f�r dotter i �rene!
Lufttrykk m�ler vi med et barometer, f.eks. et kvikks�lvbarometer. Be fysikkl�reren din demonstrere et slikt! I gjennomsnitt er lufttrykket ved havoverflaten lik trykket av en 760 mm h�y kvikks�yle. Vanligvis oppgis lufttrykket i millibar. 760 mm kvikks�lv tilsvarer 1013 millibar. P� et v�rkart er det gjerne tegnet opp linjer som g�r gjennom punkter med samme lufttrykk. Disse linjene kalles isobarer. Sammenlign med h�ydekurver/koter p� et kart. Du husker at der h�ydekurvene/kotene ligger tett, er det store h�ydeforskjeller i terrenget, det er bratt! P� samme m�te viser isobarene p� et v�rkart om det er store eller sm� trykkforskjeller i et omr�de. Der isobarene ligger tett, er det store trykkforskjeller, og sannsynligvis sterk vind.
Barometre kan brukes til � varsle endringer i v�ret. Du har sikkert h�rt at fallende lufttrykk varsler d�rlig v�r, og stigende pent. Lavtrykk f�r vi i omr�der der lufta blir varmet opp. Som vi vet, blir da volumet st�rre, og lufta blir lettere - vi f�r lavere trykk, alts� et lavtrykksomr�de! N�r luft blir avkj�lt, �ker derimot vekta, og lufta blir tyngre - vi f�r h�yere trykk, alts� et h�ytrykksomr�de! Husk at lufta alltid vil bevege seg fra et h�ytrykksomr�de mot et lavtrykksomr�de. Vi f�r alts� en sirkulasjon i luftmassene slik jeg har illustrert her:
P� grunn av corioliseffekten vil luft som beveger seg i nord-s�r retning, bli avb�yd til h�yre p� den nordlige, og til venstre p� den sydlige halvkula. Lufta som beveger seg fra et h�ytrykksomr�de mot et lavtrykk, vil f�lgelig ogs� bli p�virket av corioliseffekten, dvs. dreie mot h�yre p� den nordlige, og mot venstre p� den s�rlige halvkula. Nord for ekvator f�rer dette til at lufta bringes inn i en rotasjon mot klokka rundt et lavtrykk (syklon), og med klokka rundt et h�ytrykk (antisyklon). S�r for ekvator er dette da naturlig nok motsatt. Hvorledes disse bevegelsene arter seg i praksis, kan vi ofte se p� satelittbilder. Her er et satelittbilde av v�r del av verden. Bildet oppdateres hver halvtime. Husk at alle klokkeslett er oppgitt i GMT. Du kan jo eventuelt sammenlikne det aktuelle v�rkartet med v�rvarslet for Norge og/eller Europa. Dersom du �nsker � ha begge kart oppe samtidig, s� trykk f�rst v�rvarslet, og deretter satelittbildet.
En kort oppsummering:
Lavtrykk dannes ved oppvarming av jordoverflaten, lufta stiger opp og vi f�r nedb�r. Der lufta siger ned, f�r vi h�ytrykk og t�rke.
P� den nordlige halvkula roterer lufta mot klokka rundt et lavtrykk, med klokka rundt h�ytrykk. P�

Varm- og kaldfronter + okklusjoner

N�r varme og kaldere luftmasser m�tes, oppst�r det s�kalte fronter. Varm og kald luft blander seg i liten grad, og vi f�r markerte frontflater i grenseomr�dene. Dersom varm luft presser kaldere luft vekk, f�r vi en kaldfront. Er det kald luft som er p� offensiven og presser vekk varmere, har vi en kaldfront. Kaldfrontene beveger seg gjerne raskere enn varmfrontene, og der en kaldfront tar igjen en varmfront, f�r vi en s�kalt okklusjon.
Det er gjerne nedb�r knyttet til slike fronter fordi vanndampholdig luft presses opp slik at vi f�r i gang adiabatiske prosesser. En varm luftmasse presser seg oppover en kaldere som den dytter vekk, slik at vi f�r 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 f�r en buet (krum) frontflate av mindre geografisk utstrekning.
Her er noen illustrasjoner og tilleggsopplysninger:
Rundt polaromr�dene blir bakken lite oppvarmet av sola, og vi har konstant h�ytrykk med kaldt og klart v�r. Den kalde lufta siger s�rover langs bakken, og st�ter sammen med den langt varmere og fuktigere lufta fra s�r. Denne grenseflaten mellom polarluft og subtropisk luft kaller vi polarfronten. Polarfronten ligger aldri i ro. Den er et resultat av den evige kampen mellom kald polarluft og varme fremst�t fra s�r. Det oppst�r varm- og kaldfronter alt ettersom det er den ene eller andre luftmassen som er p� offensiven. Polarfrontens bevegelser frem og tilbake utgj�r en viktig del av v�rsituasjonen i Norge.
Den nedb�ren som er det resultat av at luft heves i forbindelse med frontpassering, kaller vi frontnedb�r.

De tre nedb�rtypene - Oppsummering

Nedb�r 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 nedb�r:

• Konvektiv nedb�r - Lufta heves pga. oppvarming av underlaget
• Frontnedb�r - Lufta presses oppover en frontflate
• Orografisk nedb�r - Lufta presses over fjellkjeder

Soneoversikt - Globalt

Her finner dere en oversikt over klimasoner, klimaregioner og vegetasjonsregioner:

• Klimasoner
• Klimaregioner
• Vegetasjonsregioner

Klimasoner

Det er vanlig � dele jorda opp i klimasoner. Nedenfor gis en kortfattet oversikt over disse:
Tropisk sone har som hovedkjennetegn at middeltemperaturen i den kaldeste m�neden ligger over +18 gr. C. V�rsituasjonen domineres av lavtrykk, der passatene, dvs. vinden som bl�ser langs overflaten innover mot ekvator fra h�ytrykksomr�dene i nord og s�r, heves og gir nedb�r. Tropisk sone kjennetegnes alts� av meget h�y nedb�r p� begge sider av ekvator, avtagende i nordlige og s�rlige retninger.
Vi deler vanligvis tropisk sone opp i 4 omr�der: regnskogs-, savanne-, �rken- og monsunomr�dene.