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.
I denne tabellen vil du ogs� finne en liten oversikt over hvilke effekter de ulike gasstypene har.

Gasstyper	Vol.%	Betydning for v�r/klima	Andre funksjoner + kilder
Permanente gasser: nitrogen oxygen	78,09 20,95	ff	Viktig for plantevekst Produsert ved fotosyntesen
Variable gasser: Karbondioksid Vanndamp oson	0,03 0,2 - 4,0 0,00006	Absorberer langb�lget str�ling fra jorda, dvs. 'drivhuseffekt' Gir skyer og nedb�r. Reflekterer og absorberer innkommende str�ling. Absorberer innkommende ultrafiolett str�ling.	Brukes av planter ved fotosyntesen.�ker ved forbrenning av fossile brensler. Kan lagres som is og sn� Reduseres/brytes ned av klorfluorkarboner
Passive gasser: Argon helium,neon,krypton	0,93 spor	ff	ff
Ikke-gasser: St�v	spor	Absorberer/reflekterer innkommende str�ling. Utgj�r kondensasjonskjerner som er n�dvendige for skydannelse	Vulkansk og meteorittisk st�v + jorderosjon og vind
Forurensninger: svoveldioksid nitrogenoksid metan	spor	P�virker str�ling + gir sur nedb�r	Fra industri, kraftstasjoner og bileksaust

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:

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:

Fordampning / Sublimasjon / Kondensasjon

Store deler av jordoverflaten er dekket av vann, is og sne, og atmosf�ren f�r tilf�rt vanndamp fra alle disse omr�dene ved fordampning og sublimasjon (direkte overgang fra fast form, is eller sne, til vanndamp, eller omvendt).
N�r vann endres fra v�ske til gass, skjer det ved at det unnslipper en del molekyler fra v�skeoverflaten ut i luften. Antall molekyler som unnslipper, �ker med �kende temperatur i v�skeoverflaten.
Alle slike forandringer inneb�rer varmeoverf�ring. I det vannmolekylet som unnslipper bryter l�s fra bindingen med andre molekyler, m� det utf�res et arbeid, og energi m� forbrukes. Dette f�rer da ogs� til en kj�ling av den gjenv�rende v�sken. Men, den fordampningsenergien (-varmen) som kreves, er ikke tapt. Den forblir, eller ligger latent i vanndampen.
Sublimasjon forekommer ogs�. Du har sikkert lagt merke til at sne og is bare forsvinner uten � smelte til vann. For at molekylene skal kunne unnslippe fra den faste overflaten, kreves imidlertid mer varmeenergi enn det som er n�dvendig ved fordampning fra en vannflate. Den mengden vanndamp som tilf�res atmosf�ren ved sublimasjon er forholdsvis liten i forhold til tilf�rsel ved fordampning.

Adiabatiske prosesser + Skydannelse

Adiabatiske prosesser og evt. skydannelse

Som mange av de andre illustrasjonene, b�rer ogs� denne sterkt preg av � v�re tegnet med mus og en upresis og skjelvende h�nd :-)
Jeg har tegnet opp tre tenkte situasjoner: A, B og C
Som fors�kt vist, har den tynne, sorte streken, som illustrerer ELR det samme temperaturfallet med h�yden i alle tre tilfellene (-0,65gr./100m). Tenk deg at ELR viser temperaturfallet i lufta omkring den stigende luftmassen, og husk at lufta som stiger gj�r det nettopp fordi den er varmere enn lufta som ligger omkring. Du m� ogs� huske at etterhvert som luftmassen stiger, blir den avkj�lt, og f�r gradvis redusert evne til � holde p� vanndampen den m�tte inneholde.
Den tykkere r�de, viser DALR (-1gr./100m), alts� temperaturfallet i den stigende luftmassen f�r metning, og den tykke gule viser SALR (-1/2gr./100m), alts� temperaturfallet i den stigende luftmassen etter metning (kondensasjon og dermed skydannelse).
I eksempel A krysser DALR kurven ELR f�r den stigende luftens metningspunkt er n�dd. Det vil si at temperaturen i lufta som stiger blir lik temperaturen i lufta omkring, og bevegelsen oppover opph�rer f�r vanndampen begynner � kondensere. Vi f�r ingen skydannelse!
I eksempel B, derimot, n�r den stigende lufta metningspunktet rett f�r temperaturen har blitt lik temperaturen i lufta omkring (ELR), og temperaturfallet med h�yden begynner � f�lge SALR i stedet for DALR. Det vil si at temperaturen heretter kun faller med 1/2 grad/100 meter, ikke 1gr./100meter. N�r vi vet at temperaturfallet i lufta omkring (ELR) fortsatt er p� -0,65 gr./100m, s� sier det seg selv at temperaturen i den stigende lufta heretter vil f� en stadig h�yere temperatur i forhold til lufta omkring. Jo mere vanndamp som er i den stigende luftmassen, jo lenger vil den f�lge SALR, og jo st�rre blir temperaturforskjellen. Dersom det er nok vanndamp til stede i den stigende luftmassen, vil vi kunne f� en Cumulonimbus (tordensky) som vist p� tegningen. Til slutt vil det ikke v�re mer vanndamp igjen i den stigende lufta, og vi vil da f� en overgang fra SALR tilbake til DALR igjen. Temperaturforskjellen mellom lufta som stiger og lufta omkring vil da bli stadig mindre, for til slutt � bli borte, og lufta slutter � stige.
I eksempel C er det fors�kt tegnet noen vanlige, sommerlige cumulusskyer (blomk�lskyer). Vi ser der at vi n�r metningspunktet i den stigende lufta rett f�r temperaturforskjellen mellom den og lufta omkring opph�rer. Vi f�r ogs� her en overgang fra DALR til SALR, med dertil h�rende �kning i temperaturforskjellen. Og akkurat som i eksempel B begynner lufta � skyte fart oppover. Men i dette tilfellet inneholder ikke den stigende lufta noe s�rlig vanndamp, s� den stiger ikke langt fra metningspunktet til den er tom for vanndamp. Da f�r vi igjen overgang fra SALR til DALR, og det er kun et tidssp�rsm�l f�r temperaturforskjellene er utjevnet.
Det er viktig � forst� at det reduserte temperaturfallet etter metning skyldes frigjort fordampningsenergi i forbindelse med kondensasjonen, og at det er den som for�rsaker forskjellen p� DALR og SALR!

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:

Vi ser her hvordan luft varmes opp av et varmt omr�de p� jordoverflaten. Volumet �ker, lufta blir lettere enn den lufta som ligger omkring, og den begynner og stige. Den t�rr-adiabatiske prosessen starter (DALR). Temperaturen faller med -1 gr./100 m, luftmassens metningspunkt n�s, kondensasjon begynner, vi f�r nedb�r, den fuktig-adiabatiske prosessen er i gang (SALR), og temperaturfallet med h�yden reduseres til -0,5 gr./100m pga. den frigjorte fordampningsenergien. Farten oppover �ker s� lenge det er vanndamp igjen til � holde kondensasjonen i gang. N�r lufta er frigjort for vanndamp, g�r temperaturfallet tilbake til DALR, og lufta stabiliseres.Luftoverskuddet i stor h�yde siger utover og synker gradvis mot overflaten igjen, mens den oppvarmes adiabatisk (DALR) med +1 gr./100m. Den vil alts� v�re varm og t�rr n�r den treffer bakkeoverflaten igjen i h�ytrykksomr�det. Herfra vil lufta p� nytt bevege seg langs bakken inn mot lavtrykksomr�det. Den er som nevnt t�rr og varm i utgangspunktet, og vil f�lgelig ha stor evne til � fordampe og absorbere vanndamp. H�ytrykksomr�dene vil derfor fort bli utt�rret. Den absorberte vanndampen g�r igjen tilbake til vann i forbindelse med kondensasjonen i lavtrykksomr�det, og faller ned som regn, osv. osv. Nedb�r som er et resultat av at luft heves pga. oppvarming nedenfra, kalles konvektiv nedb�r. Vi vil komme tilbake til luftas sirkulasjon rundt et lavtrykksomr�de i forbindelse med arbeidet med klimasoner, og da spesielt mht. tropisk sone.

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:

Kald- og varmfront + okklusjon P� tegningen ovenfor ser du en varmfront med sin karakteristiske frontflate til h�yre. Til venstre kommer en kaldfront etter varmfronten. Som du ser har kaldfrontflaten en krummere form, som klart viser hvorledes kaldluften presser seg inn under varmluften. I forbindelse med begge frontene har du skydannelse og nedb�r pga. de adiabatiske prosessene som settes i gang n�r varmlufta blir presset opp. I det kaldfronten tar igjen varmfronten, vil det oppst� en okklusjon. P� et v�rkart vil illustrasjonen ovenfor kunne fremkomme slik du ser til h�yre. De avrundete symbolene viser varmfronten, de spisse er kaldfronten, og blandingen av runde og spisse viser okklusjon. Syklonm�nsteret kommer tydelig fram. Dersom du n� klikker p� linken til satelittbildet i hovedteksten, vil jeg tro du finner et eller flere skysystemer som likner kraftig p� det v�rkartet du ser her. Dersom du synes dette er vanskelig, sp�r l�reren! Hjem til skolesiden...

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. Se adiabatiske prosesser ovenfor.
• Frontnedb�r - Lufta presses oppover en frontflate
  
  

  Kald- og varmfront + okklusjon P� tegningen ovenfor ser du en varmfront med sin karakteristiske frontflate til h�yre. Til venstre kommer en kaldfront etter varmfronten. Som du ser har kaldfrontflaten en krummere form, som klart viser hvorledes kaldluften presser seg inn under varmluften. I forbindelse med begge frontene har du skydannelse og nedb�r pga. de adiabatiske prosessene som settes i gang n�r varmlufta blir presset opp. I det kaldfronten tar igjen varmfronten, vil det oppst� en okklusjon. P� et v�rkart vil illustrasjonen ovenfor kunne fremkomme slik du ser til h�yre. De avrundete symbolene viser varmfronten, de spisse er kaldfronten, og blandingen av runde og spisse viser okklusjon. Syklonm�nsteret kommer tydelig fram. Dersom du n� klikker p� linken til satelittbildet i hovedteksten, vil jeg tro du finner et eller flere skysystemer som likner kraftig p� det v�rkartet du ser her. Dersom du synes dette er vanskelig, sp�r l�reren! Hjem til skolesiden...
• Orografisk nedb�r - Lufta presses over fjellkjeder
  
  

  Orografisk Nedb�r Dette er den vanligste nedb�rsformen hos oss i Salten. Forholdsvis varm luft bl�ser fra sydvest innover mot den norske vestkysten. Lufta kommer fra s�r, og har i tillegg passert over en forholdsvis varm Golfstr�m, og har dermed absorbert mye vanndamp. Fra havets overflate presses lufta opp over fjellene, for deretter � synke ned p� �stsiden. I det �yeblikk luften presses oppover, starter den t�rradiabatiske prosess med dertil h�rende DALR (-1 gr./100m). P� grunn av det store vanndampinnholdet vil temperaturfallet f�re til at metningspunktet n�s ganske raskt, og kondensasjonen begynner med overgang til SALR (-0,5 gr./100m). S� lenge lufta presses oppover vil kondensasjonen fortsette. Etter at toppen er passert, siger lufta nedover og f�lger dermed DALR igjen, som for nedsynkende luft alts� er +1 gr./100m. Dersom vi bestemmer oss for at ELR er p� -0,65 gr./100m, vil situasjonen illustrert ovenfor kunne v�re et utgangspunkt for utregninger. Hvordan? Hjem til skolesiden...

Soneoversikt - Globalt

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

• Klimasoner
  
  

  Klimasoner
• Klimaregioner
• Vegetasjonsregioner
  
  

  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.