Terminologie météo

A
AFTN

Aeronautical Fixed Telecommunication Network (AFTN) er et verdensomspennende kommunikasjonsnettverk for utveksling av informasjon vedrørende luftfarten, deriblant meteorologisk informasjon.

Beskrivelse

Den norske delen av AFTN heter NAIS.

AGL

Above Ground Level (AGL) er høyde over bakken.

Se også

AIP

Flymeteorologi er værvarsler som gjelder luftfarten.

Organisering

I Norge er det Flyværtjenesten som utsteder disse varslene.

AIREP

Aircraft Report (AIREP) er en rapport fra et in-flight luftfartøy til en bakkestasjon om blant annet værforhold fartøyet har møtt på.

Beskrivelse

De meteorologiske forholdene som vanligvis rapporteres er ising, turbulens og vindskjær.

AMDAR

Aircraft Meteorological Data Relay (AMDAR) er et system for å samle inn og formidle meteorologiske data fra rutefly.

Beskrivelse

Dataene er innsamlet ved hjelp av de instrumentene som allerede er montert i flyet, så som statisk luftinntak og utvendige termometere, og fra flyets navigasjonssystemer. Disse dataene blir behandlet før de blir sendt til en bakkestasjon ved hjelp av radio, eventuelt via en satelitt.

Ikke alle rutefly har systemet installert.

I værvarslingen

AMDAR blir noe brukt i flyværvarslingen, men mest i varslingsmodeller som supplement til radiosondeoppstigninger.

Se også

AMSL

Above Mean Sea Level (AMSL) er høyde over middelvannstand, populært kalt høyde over havet.

Se også

AMSU-A1/A2

AMSU-A1/A2 (Advanced Microwave Sounding Units) er et instrument som kartlegger Jordas temperatur- og fuktighetsprofil fra jordoverflaten til øvre stratosfære, samt registrerer snødekke og iskonsentrasjon i havet.

Se også

AOR

Area of Responsibility (AOR) er en underinndeling av Flight Information Region (FIR) for luftrommet.

Beskrivelse

Norway Flight Information Region (FIR) en delt opp i følgende Area of Responsibility (AOR):

  • Bodø AOR
  • Stavanger AOR
  • Oslo AOR.

Grovt sett kan man si at ansvarsfordelingen er slik:

  • MWO Tromsø tar seg av Bodø AOR nord for 65°N og Bodø Oceanic FIR.
  • MWO Bergen tar seg av Bodø AOR sør for 65°N og Stavanger AOR.
  • MWO Oslo tar seg av Oslo AOR.

Se også

ASCAT

ASCAT (Advanced Scatterometer) er en avansert utgave av en værradar.

Beskrivelse

Eldre værsatellitter har også hatt værradar om bord, men mindre avanserte. Måler vindstyrke, vindretning, snø- og teleforhold.

Se også

ATIS

Automatic Terminal Information Service (ATIS) er en kontinuerlig og automatisk radiosending fra enkelte lufthavner.

Beskrivelse

Inneholder landingsinformasjon til innkommende luftfartøyer. METAR med trendvarsel er en del av denne sendingen.

ATOVS

ATOVS (Advansed TIROS N Operational Vertikal Sounder) er et system som kombinener data fra flere satellittinstrumenter.

Beskrivelse

ATOVS gjør det mulig å få data fra områder med få bakkeobservasjoner. F.eks. er det mulig å finne vinder og fuktighet i ulike lag av atmosfæren. ATOVS beregner, på grunnlag av strålingsegenskapene for gassabsorbsjon, et vertikalt snitt gjennom atmosfæren. Gassabsorbsjon vil si at ståling med spesielle bølgelengder bli absorbert av feks Ozon, vanndamp eller Karbondioksid. Den absorberte energien vil ikke samles i atmosfæren. De ulike gassene avgir derfor energien i form av stråling med spesielle bølgelengder. Denne strålingen brukes av ATOVS.

Bruksområde

Oppløsningen i data fra instrumentene som inngår i ATOVS er dårligere enn for AVHRR og er ikke like enkelt å visualisere. ATOVS data brukes blandt annet i værvarslingsmodeller. Vi har for øyeblikket ikke lagt ut noen eksempler på data hentet fra ATOVS.

Se også

AVHRR
Utsnitt av AVHRR data over Norge på en godværsdag. Oppløsningen i dette bildet er på 3 km. Bilde: met.no

AVHRR (Advanced Very High Resolution Radiometer) er et instrument som gir dag- og nattbilder av jordoverflaten, hav og skyer. Registrerer overflatetemperatur, is, snø, og vegetasjon.

Beskrivelse

Instrumentet har et speil som roterer om satellittens bevegelsesrettning og gjengir områder den passerer over. Området blir forstørret av et teleskop slik at stråling fra små felter treffer de ulike sensorene. Mens speilet roterer observeres strålingen fra området langs ei linje på tvers av banen. I løpet av den tiden det tar speilet å rotere en gang beveger satellitten seg langs ground track. Det lages da et bilde som gjenngir strålingen fra atmosfæren, linje for linje. Hver av sensorene er følsomme for spesielle bølgelengdeområder. Måleinstrumentet består av 5 eller 6 sensorer for måling av stråling fra ulike bølgelengdeområder. Fra synlig lys med bølgelengde 0,6 mikrometer til infrarød stråling med bølgelengde 12 mikrometer. Synlig lys er stråling som reflekteres fra et objekt. Infrarød stråling eller varmestråling som avgis fra alle legemer med en temperatur over det absolutte nullpunkt.

Bruksområde

Data fra dette instrumentet blir mest brukt ved Meteorologisk institutt. Foruten visuell tolkning av værsituasjonen er det mulig å bruke disse datene for beregninger av feks. sjøtemperatur, strålingsfluxer, skydekke og skytype.

Se også

AW

Aerodrome Warning er et varsel om signifikante værforhold angående håndtering av luftfartøy på bakken og drift av lufthavnen.

Beskrivelse

Varselet omfatter underkjølt nedbør, underkjølt tåke, sterk bakkevind/crossvind, sterkt snøfall, tordenfare og grunne inversjoner.

I værvarslingen

Blir utstedt for Gardermoen og Sola.

Se også

AWOS

Advanced Weather Observation System (AWOS) er en automatisk værobservasjonsstasjon.

Bruksområde

Stadig flere flyplasser blir utstyrt med AWOS som kan lage autometar når flyplassen er ubemannet, og være til hjelp for observatøren når plassen er bemannet.

Se også

Above Ground Level

Above Ground Level (AGL) er høyde over bakken.

Se også

Above Mean Sea Level

Above Mean Sea Level (AMSL) er høyde over middelvannstand, populært kalt høyde over havet.

Se også

Absolutt fuktighet

Absolutt fuktighet er et mål for hvor mye vanndamp det er innenfor et gitt område.

Dybdestoff

Benevnelsen er antall gram vanndamp pr. kubikkmeter luft (g/m3) eller ved vanndampens partialtrykk (Pa). Duggpunktstemperaturen er mye brukt blant meteorologer som et mål på den absolutte fuktigheten.

Se også

Absolutt temperatur

Kelvin (K) er en enhet for temperatur når den absolutte temperaturskalaen benyttes.

Beskrivelse

Kelvin brukes oftest i vitenskapelig sammenheng.

Se også

Absolutt temperaturskala

Den absolutte temperaturskalaen tar utgangspunkt i det absolutte nullpunkt som tilsvarer det laveste varmeinnhold et legeme kan ha.

Beskrivelse

I den absolutte temperaturskalaen forekommer det derfor ikke minusgrader. Intervallene mellom hele grader er like store i celsius- og kelvin-skalaen, slik at en endring på 1°C tilsvarer en endring på 1K (kelvin).

Se også

Absolutte fuktighet

Absolutt fuktighet er et mål for hvor mye vanndamp det er innenfor et gitt område.

Dybdestoff

Benevnelsen er antall gram vanndamp pr. kubikkmeter luft (g/m3) eller ved vanndampens partialtrykk (Pa). Duggpunktstemperaturen er mye brukt blant meteorologer som et mål på den absolutte fuktigheten.

Se også

Absolutte nullpunkt

Det absolutte nullpunkt er grensen for hvor kaldt det fysisk er mulig å bli.

Beskrivelse

Det absolutte nullpunkt er ved minus 273,15 oCelsius = 0 Kelvin.

Se også

Adiabatisk

Adiabatiske prosesser er termodynamiske prosesser uten energiutveksling med omgivelsene, det motsatte av diabatisk.

Innhold

Beskrivelse

Det er alltid en forenkling å si at en prosess er adiabatisk, ettersom alle prosesser i større eller mindre grad vekselvirker med omgivelsene. Hvis det i en prosess for eksempel avgis/mottas stråling, noe som er vanskelig å unngå i atmosfæren, er prosessen diabatisk (ikke-adiabatisk). Det kan likevel hende at strålingen har så lite å si for det totale bildet, at vi kan se bort fra den. I så fall blir det mye lettere å beregne prosessen ved å anta adiabatiske forhold.

Det som skjer når det pumpes luft inn i et sykkeldekk, er et godt eksempel på en adiabatisk prosess. Lufta presses inn i dekket med høyt trykk og denne sammenpressingen øker temperaturen. Når lufta pumpes inn utføres et arbeid, som øker molekylenes kinetiske energi, og temperaturen øker. Motsatt, hvis man slipper ut lufta, vil volumet av lufta økes, og temperaturen avtar.

Typer

I værvarslingen

I meteorologien særlig brukt i forbindelse med vurdering av stabilitetsforhold, se instabilitet, fuktigadiabaten og tørradiabaten.

Dybdestoff

I atmosfæren har vi en tilnærmet lik prosess. Atmosfærens trykk avtar med høyden. Luft som heves kommer under lavere trykk, og vil utvide seg om temperaturen avtar. Under forutsetning av at luften ikke er mettet, vil temperaturen avta med 1°/100 m.

Luft som senker seg vil komme under høyere trykk og bli sammentrykt. Hvis luften fortsatt ikke er mettet, vil temperaturen øke med 1°/100m. Mettet luft vil avta med mindre enn 1°/100m, på grunn av frigjort latent varme.

Den fuktigadiabatiske metningskurven er avhengig av hvor mye latent varme som blir frigjort. Vi kan dermed ikke snakke om bare en fuktigadiabatisk metningskurve. Den er i utgangspunktet avhengig av trykk og temperatur. Jo varmere luften er, dess mer fuktighet kan den inneholde. Som et gjennomsnitt og av praktiske grunner setter vi verdien 0.5°/100m for den fuktigadiabatiske metningskurven. Vi får da to adiabatiske temperaturkurver: fuktigadiabaten og tørradiabaten.

Se også

Adiabatiske prosesser

Adiabatiske prosesser er termodynamiske prosesser uten energiutveksling med omgivelsene, det motsatte av diabatisk.

Innhold

Beskrivelse

Det er alltid en forenkling å si at en prosess er adiabatisk, ettersom alle prosesser i større eller mindre grad vekselvirker med omgivelsene. Hvis det i en prosess for eksempel avgis/mottas stråling, noe som er vanskelig å unngå i atmosfæren, er prosessen diabatisk (ikke-adiabatisk). Det kan likevel hende at strålingen har så lite å si for det totale bildet, at vi kan se bort fra den. I så fall blir det mye lettere å beregne prosessen ved å anta adiabatiske forhold.

Det som skjer når det pumpes luft inn i et sykkeldekk, er et godt eksempel på en adiabatisk prosess. Lufta presses inn i dekket med høyt trykk og denne sammenpressingen øker temperaturen. Når lufta pumpes inn utføres et arbeid, som øker molekylenes kinetiske energi, og temperaturen øker. Motsatt, hvis man slipper ut lufta, vil volumet av lufta økes, og temperaturen avtar.

Typer

I værvarslingen

I meteorologien særlig brukt i forbindelse med vurdering av stabilitetsforhold, se instabilitet, fuktigadiabaten og tørradiabaten.

Dybdestoff

I atmosfæren har vi en tilnærmet lik prosess. Atmosfærens trykk avtar med høyden. Luft som heves kommer under lavere trykk, og vil utvide seg om temperaturen avtar. Under forutsetning av at luften ikke er mettet, vil temperaturen avta med 1°/100 m.

Luft som senker seg vil komme under høyere trykk og bli sammentrykt. Hvis luften fortsatt ikke er mettet, vil temperaturen øke med 1°/100m. Mettet luft vil avta med mindre enn 1°/100m, på grunn av frigjort latent varme.

Den fuktigadiabatiske metningskurven er avhengig av hvor mye latent varme som blir frigjort. Vi kan dermed ikke snakke om bare en fuktigadiabatisk metningskurve. Den er i utgangspunktet avhengig av trykk og temperatur. Jo varmere luften er, dess mer fuktighet kan den inneholde. Som et gjennomsnitt og av praktiske grunner setter vi verdien 0.5°/100m for den fuktigadiabatiske metningskurven. Vi får da to adiabatiske temperaturkurver: fuktigadiabaten og tørradiabaten.

Se også

Adveksjon

Adveksjon er horisontal forflytning av luft.

Beskrivelse

Adveksjon av luftmasser forklarer de fleste værfenomener og er grunnleggende i læren om fronter.

Typer

Se også

Adveksjonståke

Adveksjonståke er varm og fuktig luft som beveger seg (advekteres) over kaldere underlag slik at tåke inntreffer.

Beskrivelse

Havtåke i norske farvann er som regel av denne typen, særlig der havstrømmer møtes, for eksempel Barentshavet og Øst-Finnmark om sommeren. Ellers langs kysten vanligst om våren og forsommeren når havet er relativt kaldt.

Eksempel

Bildeserien er fra i Salangen i Sør-Troms 3. august 2004 og viser at:

Et høytrykksområde i nordområdene ga en varm, østlig luftstrøm over Skandinavia og havområdene vest for Norge. Lufta tar til seg fuktighet fra havet samtidig som lufttemperaturen nærmest havet avkjøles til havtemperatur. Tåken inntreffer når lufta avkjøles til duggpunkttemperatur.

Ved fralandsvind i godværssituasjoner dannes vanligvis tåka et stykke ut fra kysten og kommer eventuelt inn mot kysten med solgangsbris. Når forskjellen mellom temperaturen over land og hav er "ekstrem" og fralandsvinden samtidig er svak kan det dannes tåke direkte i fjordene, slik tilfellet var i Salangen.

  • Havtåke, som i dette tilfellet er grunn, det vil si at den når ikke opp i fjellene. Foto: Knut Bjørheim/met.no

  • Synoptisk situasjon som viser høytrykket. Det blåser med urviseren rundt et høytrykk. Synop-koden til observasjonene er også med på figuren. Illustrasjon: met.no

  • Observasjoner i regionen. På Andøya (stasjon 01010) meldes det om tåke (tre vannrette streker). Illustrasjon: met.no

Se også

Aerodrome Warning

Aerodrome Warning er et varsel om signifikante værforhold angående håndtering av luftfartøy på bakken og drift av lufthavnen.

Beskrivelse

Varselet omfatter underkjølt nedbør, underkjølt tåke, sterk bakkevind/crossvind, sterkt snøfall, tordenfare og grunne inversjoner.

I værvarslingen

Blir utstedt for Gardermoen og Sola.

Se også

Aerologi

Aerologi er læren om luft og oftest brukt om studier av de nederste lagene i atmosfæren.

Målemetode

Aerologiske målinger kommer fra værballonger, radiosonde, fly og satellitter som måler lufttemperatur, trykk, fuktighet og vind. Aerologi inkluderer forskning på for eksempel ozon, radioaktivitet og langbølget stråling i atmosfæren.

Se også

Aeronautical Fixed Telecommunication Network

Aeronautical Fixed Telecommunication Network (AFTN) er et verdensomspennende kommunikasjonsnettverk for utveksling av informasjon vedrørende luftfarten, deriblant meteorologisk informasjon.

Beskrivelse

Den norske delen av AFTN heter NAIS.

Aerosol

Aerosoler er ørsmå, finforstøvede dråper eller partikler av enten fast stoff eller væske i en gass.

Beskrivelse

Størrelsen på partiklene varierer fra mindre enn 10 nanometer til over 100 mikrometer i diameter. Aerosoler spiller en vesentlig rolle i dannelsen av skyer. Kort forklart er dette er fordi aerosoler gir vanndamp noe å "feste seg på" slik at det dannes skydråper.

Dessuten reflekterer og absorberer aerosoler solstråling. Vannløselige partikler påvirker skydråpenes antall og størrelse, som igjen bestemmer skyenes refleksjon av solstråling og den globale skydekningen.

Se også

Aerosoler

Aerosoler er ørsmå, finforstøvede dråper eller partikler av enten fast stoff eller væske i en gass.

Beskrivelse

Størrelsen på partiklene varierer fra mindre enn 10 nanometer til over 100 mikrometer i diameter. Aerosoler spiller en vesentlig rolle i dannelsen av skyer. Kort forklart er dette er fordi aerosoler gir vanndamp noe å "feste seg på" slik at det dannes skydråper.

Dessuten reflekterer og absorberer aerosoler solstråling. Vannløselige partikler påvirker skydråpenes antall og størrelse, som igjen bestemmer skyenes refleksjon av solstråling og den globale skydekningen.

Se også

Aerososolpartikler

Aerosoler er ørsmå, finforstøvede dråper eller partikler av enten fast stoff eller væske i en gass.

Beskrivelse

Størrelsen på partiklene varierer fra mindre enn 10 nanometer til over 100 mikrometer i diameter. Aerosoler spiller en vesentlig rolle i dannelsen av skyer. Kort forklart er dette er fordi aerosoler gir vanndamp noe å "feste seg på" slik at det dannes skydråper.

Dessuten reflekterer og absorberer aerosoler solstråling. Vannløselige partikler påvirker skydråpenes antall og størrelse, som igjen bestemmer skyenes refleksjon av solstråling og den globale skydekningen.

Se også

Aftenrøde gjør en god natt. Men morgenrøde drypper i hatt.
"Aftenrøde gjør en god natt." Foto: met.no

Beskrivelse

Mange varianter av dette værtegnet også. Egenlig er det samme tegn som Østa glette gir våt hette. Vesta klare vil lenge vare., men det er knyttet til soloppgang og solnedgang. En lav sol nær eller under horisonten farger skyene høyere opp på himmelen røde. Er det en sprekk i skydekket i vest om kvelden, slik at sola kan skinne og farge skyene røde, er det et tegn på at skydekket og nedbøren på sin ferd østover har kommet så langt at godværet er rett rundt hjørnet. "Morgenen blir søt". "Godt veir i morgo".

Det motsatte, en rød soloppgang, kan tyde på at himmelen er i ferd med å skye over. Det er bare en sprekk i skydekket i øst som sola kan lyse gjennom og gi skyene farge, og denne sprekken forsvinner snart. Et nedbørområde er på vei østover og snart kommer regnet:

"Morgon rø pissar i hø". "Mårå rø` gjør eftassnø".

Kilde

Meteorologisk institutt har kommentert værtegnene i Cappelens bok Folkelige værvarsler - 1900 værtegn fra hele landet av Ørnulf Hodne. Takk til Cappelen for at vi får bruke denne delen av boka på våre nettsider.

Se også

Air Report

Aircraft Report (AIREP) er en rapport fra et in-flight luftfartøy til en bakkestasjon om blant annet værforhold fartøyet har møtt på.

Beskrivelse

De meteorologiske forholdene som vanligvis rapporteres er ising, turbulens og vindskjær.

Aircraft Meteorological Data Relay

Aircraft Meteorological Data Relay (AMDAR) er et system for å samle inn og formidle meteorologiske data fra rutefly.

Beskrivelse

Dataene er innsamlet ved hjelp av de instrumentene som allerede er montert i flyet, så som statisk luftinntak og utvendige termometere, og fra flyets navigasjonssystemer. Disse dataene blir behandlet før de blir sendt til en bakkestasjon ved hjelp av radio, eventuelt via en satelitt.

Ikke alle rutefly har systemet installert.

I værvarslingen

AMDAR blir noe brukt i flyværvarslingen, men mest i varslingsmodeller som supplement til radiosondeoppstigninger.

Se også

Aircraft Report

Aircraft Report (AIREP) er en rapport fra et in-flight luftfartøy til en bakkestasjon om blant annet værforhold fartøyet har møtt på.

Beskrivelse

De meteorologiske forholdene som vanligvis rapporteres er ising, turbulens og vindskjær.

Alpint klima

Høyfjellsklima eller alpint klima beskriver klimaet i høytliggende landområder.

Beskrivelse

Høyfjellsklima inngår imidlertid ikke i den generelle klimaklassifikasjonen, men kjennetegnes ved at temperaturen som regel er lavere, og dette er mest markert om sommeren. Forskjellen mellom dag- og nattemperatur er også forholdsvis stor. På dagtid er sterkere, med betydelig mer ultrafiolett stråling sammenliknet med lavlandet. Om natta er også utstrålingen fra bakken sterkere. I tillegg er luften renere og dens absolutte luktighet lavere.

På en måte kan det være enklere å beskrive klimaet i fjellet enn i lavlandet. I lavlandet er det store kontraster mellom kystklimaet på Vestlandet og innlandsklimaet i dalførene på Østlandet. Fjellene som er i mellom stenger for utvekslingen av luft. I høyfjellet er det mindre som stenger, og lufta fra havet i vest kan gå mer uhindret over store avstander, for eksempel på tvers over Sør-Norge til de svenske fjellene.

Dybdestoff

Store høyder resulterer i lavere lufttrykk og dermed redusert oksygeninnhold per volumenhet. I et gitt volum med luft vil det med andre ord ved økende høyde være mindre oksygenmolekyler til stede. På 2000 m o.h. er det bare i underkant av 80 % av oksygenet som er tilgjengelig sammenliknet med forholdene ved havnivå. På 3000 m o.h. er det sunket til 70 %.

Se også

Altimeter

Altimeter eller trykkhøydemåler er et fellesbegrep for instrumenter som måler høyde, særlig høydemålere i fly.

Innhold

Målemetode

Det vanligste er å bruke et aneroidbarometer til å måle trykkforskjellen mellom to nivåer. Lufttrykket avtar med høyden, noe avhengig av temperatur og andre atmosfæriske forhold. Basert på trykkforskjellen regner et altimeter ut omtrentlig høydeforskjell.

Det er også mulig å måle høyden til et fly, en radiosonde og lignende ved hjelp av satellittposisjonering (GPS). En helt annen metode er å måle høyde ved hjelp av laser. Noen satellitter har altimetre som måler topografi på denne måten.

Bruksområde

Alle flyplasser beregner QNH som flyene må bruke i lav høyde. Ved langdistanseflyvning er høyden i forhold til andre fly mest relevant, det vil si at flyene må holde seg i en FL gitt av flyvelederne, og da må altimeteret være innstilt etter ISA. Se også transition altitude og transition level.

Dybdestoff

Alitmetre baseres på Dh=Dp/(rg).

Hvis luftas tetthet (r) og gravitasjonsakselrasjonen (g) settes konstant, finnes høydeforskjellen (Dh) direkte av trykkforskjellen (Dp). Høydemålere i fly bruker dette prinsippet. Ved landing og avgang er det høyden i forhold til flyplassen (og terrenget rundt) som er mest relevant (height).

  • Altitude : høyde over havet
  • Height: høyde over bakken
  • FL (Flight Level): Trykkflater i standardatmosfæren (med 500ft mellomrom)
  • Dp = rgDh = Vekten (mg) av lufta i høydeintervallet mellom målingene.
  • r er gjennomsnittstetthet i luftsøylen.

For å slippe å regne ut dette hver gang har man ferdige tabeller på hver stasjon der det måles trykk. Man bruker da ulike tabeller for QFF og QNH.

Se også

Altimetere

Altimeter eller trykkhøydemåler er et fellesbegrep for instrumenter som måler høyde, særlig høydemålere i fly.

Innhold

Målemetode

Det vanligste er å bruke et aneroidbarometer til å måle trykkforskjellen mellom to nivåer. Lufttrykket avtar med høyden, noe avhengig av temperatur og andre atmosfæriske forhold. Basert på trykkforskjellen regner et altimeter ut omtrentlig høydeforskjell.

Det er også mulig å måle høyden til et fly, en radiosonde og lignende ved hjelp av satellittposisjonering (GPS). En helt annen metode er å måle høyde ved hjelp av laser. Noen satellitter har altimetre som måler topografi på denne måten.

Bruksområde

Alle flyplasser beregner QNH som flyene må bruke i lav høyde. Ved langdistanseflyvning er høyden i forhold til andre fly mest relevant, det vil si at flyene må holde seg i en FL gitt av flyvelederne, og da må altimeteret være innstilt etter ISA. Se også transition altitude og transition level.

Dybdestoff

Alitmetre baseres på Dh=Dp/(rg).

Hvis luftas tetthet (r) og gravitasjonsakselrasjonen (g) settes konstant, finnes høydeforskjellen (Dh) direkte av trykkforskjellen (Dp). Høydemålere i fly bruker dette prinsippet. Ved landing og avgang er det høyden i forhold til flyplassen (og terrenget rundt) som er mest relevant (height).

  • Altitude : høyde over havet
  • Height: høyde over bakken
  • FL (Flight Level): Trykkflater i standardatmosfæren (med 500ft mellomrom)
  • Dp = rgDh = Vekten (mg) av lufta i høydeintervallet mellom målingene.
  • r er gjennomsnittstetthet i luftsøylen.

For å slippe å regne ut dette hver gang har man ferdige tabeller på hver stasjon der det måles trykk. Man bruker da ulike tabeller for QFF og QNH.

Se også

Altimetre

Altimeter eller trykkhøydemåler er et fellesbegrep for instrumenter som måler høyde, særlig høydemålere i fly.

Innhold

Målemetode

Det vanligste er å bruke et aneroidbarometer til å måle trykkforskjellen mellom to nivåer. Lufttrykket avtar med høyden, noe avhengig av temperatur og andre atmosfæriske forhold. Basert på trykkforskjellen regner et altimeter ut omtrentlig høydeforskjell.

Det er også mulig å måle høyden til et fly, en radiosonde og lignende ved hjelp av satellittposisjonering (GPS). En helt annen metode er å måle høyde ved hjelp av laser. Noen satellitter har altimetre som måler topografi på denne måten.

Bruksområde

Alle flyplasser beregner QNH som flyene må bruke i lav høyde. Ved langdistanseflyvning er høyden i forhold til andre fly mest relevant, det vil si at flyene må holde seg i en FL gitt av flyvelederne, og da må altimeteret være innstilt etter ISA. Se også transition altitude og transition level.

Dybdestoff

Alitmetre baseres på Dh=Dp/(rg).

Hvis luftas tetthet (r) og gravitasjonsakselrasjonen (g) settes konstant, finnes høydeforskjellen (Dh) direkte av trykkforskjellen (Dp). Høydemålere i fly bruker dette prinsippet. Ved landing og avgang er det høyden i forhold til flyplassen (og terrenget rundt) som er mest relevant (height).

  • Altitude : høyde over havet
  • Height: høyde over bakken
  • FL (Flight Level): Trykkflater i standardatmosfæren (med 500ft mellomrom)
  • Dp = rgDh = Vekten (mg) av lufta i høydeintervallet mellom målingene.
  • r er gjennomsnittstetthet i luftsøylen.

For å slippe å regne ut dette hver gang har man ferdige tabeller på hver stasjon der det måles trykk. Man bruker da ulike tabeller for QFF og QNH.

Se også

Altitude

Altitude er en betegnelse for høyde som brukes i luftfarten om et luftbåret objekts høyde over et referansedatum, som regel MSL.

Se også

Altocumulus
Flak av altocumulus. Foto: Hans Waagen/met.no

Altocumulus (Ac), også kalt rukleskyer eller lammeskyer, er hvite eller gråaktige skyer som ligner skiver, baller eller helleliknende smådeler.

Beskrivelse

Skyene består for det meste av underkjølte små vanndråper, men ved meget lave temperaturer vil de også inneholde iskrystaller. Altocumulus, altostratus og nimbostratus kalles midlere skyer. Slike har skybase ca 2-5 km over bakkenivå.

Sett fra satellitt

Den røde pila på bildet over peker på et område som er dekket av altocumulus. Foto: met.no

I et satellittbilde er det forholdsvis lett å kjenne igjen skyer. Midlere og lave skyer ligger lavere enn syv kilometer og er varmere enn høye skyer og reflekterer mindre sollys enn høye skyer. Sammensetningen av kanalene i et RGB (124)-bilde gjør at de får et preg av gul farge. Temperaturen i toppen av skyene er viktig for hvilken farge de får i et RGB-bilde.

Altocumulus og stratocumulus ser ganske like ut og kan lett forveksles. Både altocumulus og stratocumulus kan se ut som en klumpete masse av små haugskyer. En måte å skille dem fra hverandre er at stratocumulus har høyere skytopptemperatur og vil være litt gulere. Dersom det ikke er klaring mellom de enkelte skyene eller at skyene har for liten horisontal utstrekning, kan de bli sett på som et sammenhengende lag av skyer. Det er da vanskelig å avgjøre hva slags skyer det er.

Se også

Altocumulus over Bodø. Foto: Hans Waagen/met.no
Altocumulus lenticularis
Altocumulus lenticularis. Foto: met.no

Altocumulus lenticularis, mandelsky eller linsesky på norsk, er en linseformet skytype og en av de mest karakteristiske skyene blant de midlere skyene.

Beskrivelse

Altocumulus lenticularis. Foto: Hans Waagen

Altocumulus lenticularis dannes ofte over eller på lesiden av fjell eller høydedrag når det blåser kraftig på tvers av fjellet. Luftstrømmen settes i en bølgebevegelse, og luftstrømmen som blir presset oppover av fjellbølgen blir avkjølt, og dermed fortetter fuktigheten seg til skydråper på bølgetoppene. Det ser ut som skyene ligger stille, samtidig som det blåser kraftig i den høyden skyene befinner seg i.

Lenticularis over Vega. Foto: Hans Erik Lindbom.

Skyene er et tegn på at det kan finnes fjellbølger. Siden fjellbølgene generer mye turbulens er dette en fare for luftfarten, spesielt småflytrafikk.

Se også

Eksterne lenker

Altostratus
Altostratus. Foto: Australian Severe Weather.

Altostratus (As) kalles også lagskyer og har et trevlet, stripet eller sløret skylag med blålig eller gråaktig fargetone.

Beskrivelse

Altostratus. Foto: Australian Severe Weather.

Lagskyene kan i øvre delen av skyen bestå av iskrystaller, men skyene vil i hovedsak bestå av underkjølte vanndråper. Altostratus gir ikke halo.

Altostratus finner man vanligvis i midlere nivå, men kan strekke seg opp i høyere nivå.

Se også

Ambolt
Cumulonimbus incus med en tydelig ambolt. Foto: Sigmund Tvemyr.

Ambolt brukes om den øverste delen av en velutviklet cumulonimbus.

Se også

Amplitude
Amplituden er merket med a. Illustrasjon: WMO.

Amplituden til en bølge er det maksimale vertikale utslaget fra nullnivå.

Beskrivelse

Amplituden er halve bøgehøyden til en enkeltbølge, og måles vanligvis i meter.

Se også

Bølgehøyde

Anabatisk vind

Anabatiske vinder er lokale vinder som blåser oppover en skråning eller dalside som følge av ulik soloppvarming på dalens sol- og skyggeside.

Beskrivelse

Mer vanlig er det motsatte fenomenet fallvind.

Se også

Anabatiske vinder

Anabatiske vinder er lokale vinder som blåser oppover en skråning eller dalside som følge av ulik soloppvarming på dalens sol- og skyggeside.

Beskrivelse

Mer vanlig er det motsatte fenomenet fallvind.

Se også

Anafront

En anafront er en front der lufta heves langs frontflaten.

Beskrivelse

Når varmlufta heves langs frontflaten samtidig som lufta på kaldluftssiden har en tendens til å stige, da snakker vi om en anafront. Skybeltene vil da være bredere enn i en katafront.

Temperaturen endres raskt ved frontpassasjen, duggpunkttemperaturen viser en mer gradvis endring. Det er mer nedbør i fronten og et bredere nedbørområde enn ved katafronter. Kraftig vindskjær konsentrert i frontpassasjen, etterfulgt av avtagende styrke.

Dybdestoff

Anafronter er som regel stasjonære fronter. Det kan ofte virke som disse frontene er lite aktive, men de er ofte arnested for lavtrykksdannelser (syklogenese).

Anafront (og katafront) blir i litteraturen ofte brukt i forbindelse med tilbringerbelter (conveyor belts) og isentropisk analyse, særlig etter at satellittbilder fikk en viktig plass i værvarslingen. Dette gir en bedre forståelse av luftens bevegelse relativt til frontflaten.

Se også

Anafronter

En anafront er en front der lufta heves langs frontflaten.

Beskrivelse

Når varmlufta heves langs frontflaten samtidig som lufta på kaldluftssiden har en tendens til å stige, da snakker vi om en anafront. Skybeltene vil da være bredere enn i en katafront.

Temperaturen endres raskt ved frontpassasjen, duggpunkttemperaturen viser en mer gradvis endring. Det er mer nedbør i fronten og et bredere nedbørområde enn ved katafronter. Kraftig vindskjær konsentrert i frontpassasjen, etterfulgt av avtagende styrke.

Dybdestoff

Anafronter er som regel stasjonære fronter. Det kan ofte virke som disse frontene er lite aktive, men de er ofte arnested for lavtrykksdannelser (syklogenese).

Anafront (og katafront) blir i litteraturen ofte brukt i forbindelse med tilbringerbelter (conveyor belts) og isentropisk analyse, særlig etter at satellittbilder fikk en viktig plass i værvarslingen. Dette gir en bedre forståelse av luftens bevegelse relativt til frontflaten.

Se også

Analyse

Væranalyser er en oppsummering av værsituasjonen på et bestemt tidspunkt.

Innhold

Beskrivelse

En analyse er oftest et kart der lavtrykk/høytrykk, trykklinjer (isobarer) og fronter er tegnet inn. En lignende tolkning som ligger frem i tid kalles prognose.

Bruksområde

I værvarsling brukt om tolkningen av et sett med værobservasjoner som er tatt på samme tid (synoptisk), f.eks. kl 12 utc.

Se også

Eksterne nettsteder

Anemometer

En vindmåler eller et anemometer måler vindhastighet og vindretning i forhold til kompasset.

Innhold

Beskrivelse

Vindhastighet oppgis i meter per sekund (m/s) og retning i grader (180 er fra sør, 360 fra nord, 90 fra øst osv.). Tidligere ble vind målt, eller egentlig observert, i form av påvirkning på omgivelsene (bøyning av greiner, skumtopper på bølgetopper, rasering av skog osv.) og kodet i Beaufortskalaen. Det vi i dag kaller vindhastighet ble tidligere referert til som vindstyrke.

Målemetoder

Hovedregelen er at vind måles i 10 meters høyde i åpent landskap. Eksponering er viktig å tenke på når vind skal måles for meteorologisk anvendelse. Derfor er det viktig å ta hensyn til terreng og bygningsmasse i nærheten. Her finnes internasjonale retningslinjer.

Typer

Det er to hovedtyper av vindmålere: Den "tradisjonelle" hvor vi bruker to instrumenter der det ene måler vindhastighet og det andre måler retning. Og den mest moderne, hvor vindhastighet blir målt ved hjelp av ultralyd:

Bruksområde

Vindmålinger er viktig for blant annet værvarsling, flytrafikk og båttrafikk. De blir også brukt til å kartlegge områder som kan være egnet til produksjon av vindkraft.

Gjør det selv

Det finnes noen instrumenter beregnet på privatpersoner, men disse er kostbare og gjør at få kjøper slikt utstyr.

For å få så god eksponering som mulig, vil mønet på et hus eller uthus være best egnet. Dette er ikke godt nok for meteorologisk anvendelse da et skråtak vil forsterke vinden, og vegger vil skape løftevinder. Derfor er det ikke særlig egnet å ha slikt utstyr på verandaen eller ut vinduet hvis man bor i blokk. Det anbefales derfor å vurdere behovet og nytten nøye før innkjøp av instrumenter.

Se også

Ekstern lenke

Anemometre

En vindmåler eller et anemometer måler vindhastighet og vindretning i forhold til kompasset.

Innhold

Beskrivelse

Vindhastighet oppgis i meter per sekund (m/s) og retning i grader (180 er fra sør, 360 fra nord, 90 fra øst osv.). Tidligere ble vind målt, eller egentlig observert, i form av påvirkning på omgivelsene (bøyning av greiner, skumtopper på bølgetopper, rasering av skog osv.) og kodet i Beaufortskalaen. Det vi i dag kaller vindhastighet ble tidligere referert til som vindstyrke.

Målemetoder

Hovedregelen er at vind måles i 10 meters høyde i åpent landskap. Eksponering er viktig å tenke på når vind skal måles for meteorologisk anvendelse. Derfor er det viktig å ta hensyn til terreng og bygningsmasse i nærheten. Her finnes internasjonale retningslinjer.

Typer

Det er to hovedtyper av vindmålere: Den "tradisjonelle" hvor vi bruker to instrumenter der det ene måler vindhastighet og det andre måler retning. Og den mest moderne, hvor vindhastighet blir målt ved hjelp av ultralyd:

Bruksområde

Vindmålinger er viktig for blant annet værvarsling, flytrafikk og båttrafikk. De blir også brukt til å kartlegge områder som kan være egnet til produksjon av vindkraft.

Gjør det selv

Det finnes noen instrumenter beregnet på privatpersoner, men disse er kostbare og gjør at få kjøper slikt utstyr.

For å få så god eksponering som mulig, vil mønet på et hus eller uthus være best egnet. Dette er ikke godt nok for meteorologisk anvendelse da et skråtak vil forsterke vinden, og vegger vil skape løftevinder. Derfor er det ikke særlig egnet å ha slikt utstyr på verandaen eller ut vinduet hvis man bor i blokk. Det anbefales derfor å vurdere behovet og nytten nøye før innkjøp av instrumenter.

Se også

Ekstern lenke

Aneroidbarometer

Aneroidbarometre ("uten væske") er et barometer som måler lufttrykk ved hjelp av en trekkspillformet metallboks.

Målemetode

Prinsippet er at boksen utvider seg når lufttrykket utenfor minker. Tilsvarende presses boksen sammen når lufttrykket utenfor øker. Mennesket har noe lignende innebygget i øret. Når lufttrykket endres raskt trykker det på trommehinna ("dotter i øret").

De fleste andre barometre er basert på at tyngden av lufta over målepunktet presser på en væskesøyle, se for eksempel kvikksølvbarometer.

Historikk

Det første aneroidbarometeret ble lansert av franskmannen Lucien Vidie i 1843.

Se også

Aneroidbarometre

Aneroidbarometre ("uten væske") er et barometer som måler lufttrykk ved hjelp av en trekkspillformet metallboks.

Målemetode

Prinsippet er at boksen utvider seg når lufttrykket utenfor minker. Tilsvarende presses boksen sammen når lufttrykket utenfor øker. Mennesket har noe lignende innebygget i øret. Når lufttrykket endres raskt trykker det på trommehinna ("dotter i øret").

De fleste andre barometre er basert på at tyngden av lufta over målepunktet presser på en væskesøyle, se for eksempel kvikksølvbarometer.

Historikk

Det første aneroidbarometeret ble lansert av franskmannen Lucien Vidie i 1843.

Se også

Antisyklon

Høytrykk (el. antisyklon) er et område hvor lufttrykket på en flate (f.eks bakken) er høyere enn omgivelsene.

Innhold

Beskrivelse

Høytrykk kjennetegnes med nedsynking av tørr kald luft over et stort område. Lufta virker skyoppløsende og fører til stabilt vær og opphold. Om vinteren kan et høytrykk også medføre kaldt vær. Dersom lufta føres ned over en varm fuktig flate kan det dannes tåke eller lave lagskyer.

Lufta strømmer med klokka rundt et høytrykk (motsatt på sørlige halvkule), men med en komponent mot lavere trykk i friksjonssjiktet nær bakken. Ettersom luft stadig forsvinner fra høytrykksområdet, må den erstattes av luft fra høyere luftlag. Derfor oppstår det nedadgående luftstrømmer (subsidens) og stabile forhold (lite skyer, ingen nedbør) i et høytrykk. Isobarene ligger vanligvis langt fra hverandre, noe som også fører til svake vinder. Vær imidlertid oppmerksom på at stabile forhold med svake vinder begunstiger tåkedannelse.

Varme høytrykk

Man tenker helst på de store (horisontalt og vertikalt) H-områdene i subtropiske strøk ca 30gr. N/S (f.eks. nær Azorene). De ligger ofte nærmest i ro og pumper varm luft nordover mot polarfronten (på N-hemisfære). Om sommeren er de typiske for havområdene, om vinteren strekker de seg oftere inn over land. Av og til beveger de seg nordover og blokkerer for lavtrykk vestfra. Værforholdene i selve høytrykksområdene preges av pent vær. Men når de varme fuktige luftmassene avkjøles i polare strøk blir det disig og tåke/yr (maritim varmluft).

Kalde høytrykk

Her mener man de typiske vinterhøytrykkene som dannes mest p.g.a. snødekt land i polare strøk. Vanlig f.eks. i Sibir, Canada og Nord-Skandinavia. Avkjølingen fra bakken fører til lavt trykk i høyere luftlag og høyt trykk i lavt nivå (<10.000ft). Disse høytrykkene blokkerer ikke særlig godt for lavtrykk vestfra, men de bidrar likevel ofte til at lavtrykkene presses rundt Nord-Skandinavia om vinteren.

Dybdestoff

polarfronten dannes lavtrykk i grenseflaten mellom polar luft og subtropisk luft. Lavtrykkene representerer bølgetoppene. Mellom to bølgetopper må det være en bølgedal, denne kan vi kalle høytrykksrygg. I ryggen vil det være antisyklonal strømning (lufta beveger seg med klokka). Lufta i en slik bølgedal/høytrykksrygg er forholdsvis kald, fordi den kalde polare luftmassen har trengt langt sør.

Se også

Area of Responsibility

Area of Responsibility (AOR) er en underinndeling av Flight Information Region (FIR) for luftrommet.

Beskrivelse

Norway Flight Information Region (FIR) en delt opp i følgende Area of Responsibility (AOR):

  • Bodø AOR
  • Stavanger AOR
  • Oslo AOR.

Grovt sett kan man si at ansvarsfordelingen er slik:

  • MWO Tromsø tar seg av Bodø AOR nord for 65°N og Bodø Oceanic FIR.
  • MWO Bergen tar seg av Bodø AOR sør for 65°N og Stavanger AOR.
  • MWO Oslo tar seg av Oslo AOR.

Se også

Arid

Tørt klima også kalt arid klima, er et område som har temperatur- og nedbørforhold i henhold til et sett kriterier.

Beskrivelse

Disse kriteriene er:

  • R < 2T hvis minst 70% av nedbøren kommer i vinterhalvåret
  • R < 2T + 14 hvis nedbøren er jevnt fordelt mellom sommer og vinter
  • R < 2T + 28 hvis minst 70% av R kommer i sommerhalvåret

R er årsnedbør i cm og T er årsmiddeltemperaturmperatur in °C.

Dette er klimasone B i Köppens klimaklassifikasjon.

Se også

Arid klima

Tørt klima også kalt arid klima, er et område som har temperatur- og nedbørforhold i henhold til et sett kriterier.

Beskrivelse

Disse kriteriene er:

  • R < 2T hvis minst 70% av nedbøren kommer i vinterhalvåret
  • R < 2T + 14 hvis nedbøren er jevnt fordelt mellom sommer og vinter
  • R < 2T + 28 hvis minst 70% av R kommer i sommerhalvåret

R er årsnedbør i cm og T er årsmiddeltemperaturmperatur in °C.

Dette er klimasone B i Köppens klimaklassifikasjon.

Se også

Arktisk front

En arktisk front er skillet mellom polar luft i sør og arktisk (kaldere) luft i nord.

Se også

Arktisk klima
Norge inndelt i Köppens klimasoner. Figur: met.no

Polarklima eller arktisk klima kjennetegnes ved at gjennomsnittstemperaturen er under +10°C i årets varmeste måned.

Beskrivelse

Ifølge Köppens klimaklassifikasjon defineres polarklima som områder der det ikke naturlig vokser trær på grunn av lave temperaturer.

Dette er klimasone E i Köppens klimaklassifikasjon. Deles videre inn i:

  • ET, tundraklima, der varmeste måned har en gjennomsnittstemperatur på mer enn 0°C.
  • EF, glasialt klima, der temperaturen i varmeste måned er under 0°C.

Utbredelse

På fastlands-Norge finner vi polarklima på deler av Varangerhalvøya. I Vardø har juli, som den varmeste måneden, en gjennomsnittstemperatur på + 9,2°C, og har med dette et polarklima. Store deler av våre fjellområder (ovenfor tregrensen) har høyfjellsklima, som tilsvarer polarklima. Se kart til høyre.

Se også

Arktiske fronter

En arktisk front er skillet mellom polar luft i sør og arktisk (kaldere) luft i nord.

Se også

Atmosfære

Atmosfæren er luftlaget som omgir Jorden.

Innhold

Beskrivelse

Atmosfæren ligger som et beskyttende teppe rundt jorda. Dermed får vi en temperatur som er så jevn at det går an å leve her. I korthet sørger atmosfæren for at det er balanse mellom mengden solstråling inn mot jorda, og jordstråling ut i verdensrommet. Solstrålene kan være synlige eller usynlige; de usynlige kalles ultrafiolett stråling (UV-stråling). Strålene fra jorda ut i verdensrommet er også usynlige, og kalles infrarød stråling.

Uten atmosfæren (drivhuseffekten) ville vi hatt langt varmere dager og svært mye kaldere netter. I dag er snittemperaturen for jorda ca. 15 ˚C. Uten atmosfæren ville denne snittemperatruren ha sunket med rundt 30 ˚C.

Inndeling

Atmosfæren har i prinsippet ingen ytre grense. Over noen hundre kilometers høyde er det Jordas magnetfelt, mer enn gravitasjonsfeltet, som holder på partiklene.

Atmosfæren er delt inn i flere lag:

Overgangen fra et lag til et annet omtales som pause:

Andre vanlige begreper i atmosfæren er:

Dybdestoff

Hvis en deler inn atmosfæren etter gassinnhold brukes gjerne begrepene:

Tabellene under viser gassblandingen i luftsjiktet nær bakken (i en tørr atmosfære). I homosfæren opp til ca 100 km endres blandingen i liten grad.

Gasser som utgjør ca 99,96 % av atmosfæren og har en relativt fast mengde over tid:

Gasstype Kjemisk formel Prosentdel
Nitrogen N2 78,08 %
Oksygen O2 20,95 %
Argon Ar 0,93 %
Neon Ne 0,0018 %
Helium He 0,0005 %
Krypton Kr 0,0001 %
Hydrogen H2 0,00006 %
Xenon Xe 0,000009 %

Det finnes også flere gasser som utgjør en forholdsvis liten del av atmosfæren, men som likevel har stor betydning siden de er drivhusgasser. Eksempler på viktige gasser i atmosfæren som har en mer varierende mengde over tid:

Gasstype Kjemisk formel Prosentdel
Karbondioksid CO2 0,038 %
Metan CH4 0,00017 %
Lystgass N2O 0,00003 %
Ozon O3 0,000007 %
Klorfluorkarboner KFK-gasser 0,00000001 %

(På grunn av avrunding av tallene vil ikke summen av gassmengdene bli nøyaktig 100 %.)

Totalt innhold av vanndamp i atmosfæren er ca 0,5 %. Nær bakken er konsentrasjonen av vanndamp høyere, men varierer sterkt med temperaturen; i tropene opp mot 4 % mens det i polarstrøkene og høyere luftlag bare er noen tiendels prosent eller mindre.

Flere av gassene i atmosfæren, de såkalte drivhusgassene (for eksempel CO2), er i endring. Oppdaterte tall på mengeden av CO2 i atmosfæren fra målinger på Mauna Loa, Hawaii, finnes hos Earth System Research Laboratory.

Se også

Eksterne lenker

Atmosfæren

Atmosfæren er luftlaget som omgir Jorden.

Innhold

Beskrivelse

Atmosfæren ligger som et beskyttende teppe rundt jorda. Dermed får vi en temperatur som er så jevn at det går an å leve her. I korthet sørger atmosfæren for at det er balanse mellom mengden solstråling inn mot jorda, og jordstråling ut i verdensrommet. Solstrålene kan være synlige eller usynlige; de usynlige kalles ultrafiolett stråling (UV-stråling). Strålene fra jorda ut i verdensrommet er også usynlige, og kalles infrarød stråling.

Uten atmosfæren (drivhuseffekten) ville vi hatt langt varmere dager og svært mye kaldere netter. I dag er snittemperaturen for jorda ca. 15 ˚C. Uten atmosfæren ville denne snittemperatruren ha sunket med rundt 30 ˚C.

Inndeling

Atmosfæren har i prinsippet ingen ytre grense. Over noen hundre kilometers høyde er det Jordas magnetfelt, mer enn gravitasjonsfeltet, som holder på partiklene.

Atmosfæren er delt inn i flere lag:

Overgangen fra et lag til et annet omtales som pause:

Andre vanlige begreper i atmosfæren er:

Dybdestoff

Hvis en deler inn atmosfæren etter gassinnhold brukes gjerne begrepene:

Tabellene under viser gassblandingen i luftsjiktet nær bakken (i en tørr atmosfære). I homosfæren opp til ca 100 km endres blandingen i liten grad.

Gasser som utgjør ca 99,96 % av atmosfæren og har en relativt fast mengde over tid:

Gasstype Kjemisk formel Prosentdel
Nitrogen N2 78,08 %
Oksygen O2 20,95 %
Argon Ar 0,93 %
Neon Ne 0,0018 %
Helium He 0,0005 %
Krypton Kr 0,0001 %
Hydrogen H2 0,00006 %
Xenon Xe 0,000009 %

Det finnes også flere gasser som utgjør en forholdsvis liten del av atmosfæren, men som likevel har stor betydning siden de er drivhusgasser. Eksempler på viktige gasser i atmosfæren som har en mer varierende mengde over tid:

Gasstype Kjemisk formel Prosentdel
Karbondioksid CO2 0,038 %
Metan CH4 0,00017 %
Lystgass N2O 0,00003 %
Ozon O3 0,000007 %
Klorfluorkarboner KFK-gasser 0,00000001 %

(På grunn av avrunding av tallene vil ikke summen av gassmengdene bli nøyaktig 100 %.)

Totalt innhold av vanndamp i atmosfæren er ca 0,5 %. Nær bakken er konsentrasjonen av vanndamp høyere, men varierer sterkt med temperaturen; i tropene opp mot 4 % mens det i polarstrøkene og høyere luftlag bare er noen tiendels prosent eller mindre.

Flere av gassene i atmosfæren, de såkalte drivhusgassene (for eksempel CO2), er i endring. Oppdaterte tall på mengeden av CO2 i atmosfæren fra målinger på Mauna Loa, Hawaii, finnes hos Earth System Research Laboratory.

Se også

Eksterne lenker

Atmospheric Boundary Layer

Grensesjiktet (eng. Atmospheric Boundary Layer) er vanligvis brukt om det nederste sjiktet av troposfæren, der luftstrømmene påvirkes av friksjon mot bakken.

Beskrivelse

Vertikal utstrekning på grensesjiktet varierer fra ca 50-100 m (i stabile forhold med lite vind) til ca 2km (i ustabile forhold med mye vind over ulendt terreng).

Se også

Aurora borealis
Nordlys i Honningsvåg. Foto: Odd G. Pettersen.

Nordlys (aurora borealis) er et fargerikt lys på nattehimmelen på de høye breddegrader langt nord på jordkloden.

Innhold

Beskrivelse

Nordlys over Skittentinden. Foto: Bjørnar G. Hansen/Visit Tromsø-region AS.

Nord- og sørlyset oppstår når elektroner, protoner og heliumkjerner fra Solas utstråling møter gassmolekyler i de ytre delene av jordatmosfæren, mellom 80 og 500 kilometer over bakken. Med en fart av 1600 km/t treffer partiklene oksygen- og nitrogenmolekylene, og det skapes et "flash" av lys; en såkalt "kvante". Hvor synlig dette "flashet" er, kommer an på hvilket molekyl som blir truffet av elektronet, og på trykket der kollisjonen skjer:

  • Er det et oksygenmolekyl som treffes, og kollisjonen skjer i lavtrykksdeler av atmosfæren, får vi en gul-grønn aurora.
  • Er trykket enda lavere blir lyset rødt. Kollisjoner med nitrogen danner blå farge.

Forekomst

Nordlys over Troms. Foto: Geir Bye/Visit Tromsø-region AS.

Nordlyset er ikke bare for oss nordboere: Dette er et fenomen som er vanlig på Jordas høye breddegrader, uavhengig av om du befinner deg langt nord eller langt sør på kloden. På den sørlige halvkule, heter det sørlys (aurora australis).

Reiser du for eksempel til New Zealand kan du være vitne til det samme skuespillet der, men da heter fenomenet "sørlys". Det spiller heller egentlig ingen rolle hvilken tid det er på året, men fenomenet er vanligst omkring jevndøgn (ca. 23. mars og 23. september), og natten må by på klart vær. På lyse sommernetter, eventuelt med midnattsol er det heller ikke mulig å se nordlyset, men det er der.

Når nord- og sørlys først og fremst opptrer ved polene er det fordi elektronene fra Sola er negativt ladet, og at Jordas magnetfelt derfor først og fremst styrer dem mot den magnetiske nord- og sydpol. Men i og med at auroraene henger sammen med solas utstråling, varierer utstrekningen på lyset med aktiviteten hos solflekkene. Aktiviteten hos solflekkene går i sykluser, og i perioder med topp aktivitet har folk så langt sør som Mexico City kunnet se nordlyset, mens folk i Brisbane, Australia, har kunnet studere sørlyset.

Historikk

Nordlys over Troms. Foto: Bjørnar G. Hansen/Visit Tromsø-region AS.

Fellesbetegnelsen for nord- og sørlyset er "auroraer". Navnet skriver seg fra den romerske gudinnen for morgenrøden, Aurora. Urbefolkningsgrupper både nord og sør på jordkloden har vært oppmerksomme på auroraene til alle tider, og de har spilt en rolle i religion og folketro for så vel inuittene i nord som maoriene i sør. Auroraene er omtalt i Bibelen, og "varslet ulykke" i middelalderens Europa.

Det var den norske vitenskapsmannen Kristian Birkeland (1867-1917) som først var i stand til å forklare nordlyset.

Eksterne lenker

Aust-tampen
Automatic Terminal Information Service

Automatic Terminal Information Service (ATIS) er en kontinuerlig og automatisk radiosending fra enkelte lufthavner.

Beskrivelse

Inneholder landingsinformasjon til innkommende luftfartøyer. METAR med trendvarsel er en del av denne sendingen.

Automatisk nedbørmåler
Geonor er en type helårs automatisk nedbørmåler som blir brukt ved Meteorologisk institutt. Det er montert en vindskjerm rundt måleren for å bremse vindfeltet og dermed bedre oppsamlingen av nedbøren. Foto: met.no

Automatiske nedbørmålere er instrumenter som leser av nedbør automatisk.

Målemetode

Den moderne måten å måle nedbør på er ved hjelp av vektprinsippet. Den vanligste måten er å måle vekta av oppsamlet nedbør og regne om til millimeter nedbør.

I automatiske nedbørmålere blir nedbøren samlet i ei bøtte som blir veid kontinuerlig, for eksempel ved hjelp av en vibrerende streng eller en vektcelle. Når det faller nedbør i bøtta, øker vekta. Da kan man beregne ut fra vektøkningen hvor mye nedbør som har falt, for eksempel den siste timen. Om vinteren bruker man frostvæske i bøtta for å smelte snøen. Når bøtta er full må den tømmes.

En annen måte er å måle antall ganger en fast mengde faller ned i måleren pr. minutt (se pluviometre). Dette summeres så til større tidsrom som timer og døgn. Slike målere er spesielt egnet til å måle nedbørintensitet.

Se også

Automatiske målere
Geonor er en type helårs automatisk nedbørmåler som blir brukt ved Meteorologisk institutt. Det er montert en vindskjerm rundt måleren for å bremse vindfeltet og dermed bedre oppsamlingen av nedbøren. Foto: met.no

Automatiske nedbørmålere er instrumenter som leser av nedbør automatisk.

Målemetode

Den moderne måten å måle nedbør på er ved hjelp av vektprinsippet. Den vanligste måten er å måle vekta av oppsamlet nedbør og regne om til millimeter nedbør.

I automatiske nedbørmålere blir nedbøren samlet i ei bøtte som blir veid kontinuerlig, for eksempel ved hjelp av en vibrerende streng eller en vektcelle. Når det faller nedbør i bøtta, øker vekta. Da kan man beregne ut fra vektøkningen hvor mye nedbør som har falt, for eksempel den siste timen. Om vinteren bruker man frostvæske i bøtta for å smelte snøen. Når bøtta er full må den tømmes.

En annen måte er å måle antall ganger en fast mengde faller ned i måleren pr. minutt (se pluviometre). Dette summeres så til større tidsrom som timer og døgn. Slike målere er spesielt egnet til å måle nedbørintensitet.

Se også

Automatiske nedbørmålere
Geonor er en type helårs automatisk nedbørmåler som blir brukt ved Meteorologisk institutt. Det er montert en vindskjerm rundt måleren for å bremse vindfeltet og dermed bedre oppsamlingen av nedbøren. Foto: met.no

Automatiske nedbørmålere er instrumenter som leser av nedbør automatisk.

Målemetode

Den moderne måten å måle nedbør på er ved hjelp av vektprinsippet. Den vanligste måten er å måle vekta av oppsamlet nedbør og regne om til millimeter nedbør.

I automatiske nedbørmålere blir nedbøren samlet i ei bøtte som blir veid kontinuerlig, for eksempel ved hjelp av en vibrerende streng eller en vektcelle. Når det faller nedbør i bøtta, øker vekta. Da kan man beregne ut fra vektøkningen hvor mye nedbør som har falt, for eksempel den siste timen. Om vinteren bruker man frostvæske i bøtta for å smelte snøen. Når bøtta er full må den tømmes.

En annen måte er å måle antall ganger en fast mengde faller ned i måleren pr. minutt (se pluviometre). Dette summeres så til større tidsrom som timer og døgn. Slike målere er spesielt egnet til å måle nedbørintensitet.

Se også

Autometar

Autometar er en automatisk værobservasjon fra en lufthavn, uten medvirkning fra en observatør.

Beskrivelse

En autometar inneholder korrekte verdier for vind, temperatur, luftfuktighet og QNH, men er mindre god på sikt, skymengde, skyhøyde, nedbørintensitet og nedbørtype.

En autometar er i formen lik en ordinær METAR, men teksten "AUTO" er oppgitt mellom dato-tids-gruppen og vinden. Systemet henter informasjon fra de meteorologiske instrumentene på lufthavnen, og blir laget av en datamaskin og distribuert gjennom NAIS.

Bruksområde

En autometar blir utstedt utenfor lufthavnens åpningstider, når plassen ikke er bemannet. Ikke alle lufthavner har systemet installert, og operasjonell drift er avhengig av Luftfartstilsynets godkjenning.

Se også

Avkjølingsindeks
Vindtette klær er viktig når det blåser på fjellet. Foto: Heidi Lippestad/met.no

Vindavkjølingsindeks (eng. wind chill) eller avkjølingsindeks viser den temperatur vi måtte hatt i «vindstille» forhold for å oppleve samme kulde som ved de eksisterende vind- og temperaturforhold.

Innhold

Beskrivelse

Vindavkjølingsindeksen regner om de aktuelle temperatur- og vindforhold til en følt eller effektiv temperatur. Se også kalkulatoren for beregning av vindavkjøling.

Tabell

Tabellen nedenfor viser hvordan indeksen varierer med den observerte temperaturen (i 2 meters høyde over bakken) og den observerte vindstyrken (i 10 meters høyde over bakken). Fargene sier noe om når forfrysninger kan forekomme:

  • allerede ved en indeks på -25 (lyseblått)
  • etter 10 minutter ved en indeks på -35 (mørkeblått): Varm hud som plutselig blir eksponert for kulden (kortere tid dersom huden er kald fra starten).
  • mindre enn to minutter ved -60 (rødt): Varm hud som plutselig blir eksponert for kulden. (Kortere tid dersom huden er kald fra starten).

Historikk

I 1939, under en ekspedisjon til Antarktis, ble det utført eksperimenter som ledet til en "vindavkjølingsindeks". Denne indeksen, med noen modifikasjoner, var i bruk i over 60 år.

I 2000 tok Environment Canada, som har ansvar for værvarsling, i tillegg til flere andre nasjonale miljøoppgaver, initiativ til å få utviklet en ny internasjonal standard, en indeks for vindavkjøling, basert på nyere relevant forskning. Teoretiske beregninger og uttesting førte til at Canada (og USA) i 2001 tok i bruk denne nye indeksen.

Dybdestoff

Formelen for beregning av vindavkjølingsindeksen W ser slik ut:

W = 13,12 + 0,6215*T - 11,37*V0,16 + 0,3965*T*V0,16

  • T = temperaturen i oC, målt i 2 meters høyde.
  • V= vindhastigheten i km/time, målt i 10 meters høyde.

Disse to verdiene inngår i en standard meteorologisk observasjon.

Se også

Avsetning

Avsetning (også kalt deposisjon) er en faseovergang direkte fra gass til fast form. Det motsatte kalles for sublimasjon.

Beskrivelse

En slik faseovergang kan være at vanndamp fryser til rim eller iskrystaller uten å gå veien om væske.

I kalde skyer, altså skyer med både iskrystaller og underkjølte skydråper, vil noen av de underkjølte dråpene til en viss grad gå over til vanndamp, som etter hvert vil avsettes direkte til små iskrystaller. Dette, sammen med underkjølte vannråper, gjør at iskrystallene vil vokse raskt og falle ut av skyen som snø, som vil nå bakken som det hvis temperaturen holder seg lav. Er temperaturen imidlertid høy nok i et bakkenært sjikt, vil snøflakene smelte og vi får regn.

Se også

Azor-høytrykket

Subtropiske høytrykksområder er betegnelsen på høytrykksbeltene som ligger på ca 30 grader nordlig og sørlig breddegrad.

Se også

B
Bakkeinversjon
Nederst i lia er skogen hvitrimet og lengre opp er den svart. Foto: Jonn Haga

En inversjon (av invers som betyr omvendt) er når temperaturen stiger med høyden.

Beskrivelse

Luftforurensing over Oslo i forbindelse med inversjon. Foto: Michael Gauss/met.no

Vanligvis vil temperaturen avta oppover i atmosfæren. Beveger vi oss oppover, til fjells eller opp i lufta med et fly, blir det som regel kaldere jo høyere vi kommer.

5. januar 2002 kl 8 registrerte man i Oslo -13,1°C på Blindern (snaut 100 moh), mens lufta ved Tryvann (500 m.o.h.) hadde en temperatur på +2,3°C. Dvs en forskjell på 15,4 grader. Dette var en temperaturendring som er motsatt av det vanlige.

Den viktigste årsaken til dette er at atmosfæren varmes opp nedenfra. Mesteparten av solstrålene (kort bølgelengde) går tvers gjennom atmosfæren uten å varme den opp nevneverdig. Til slutt treffer strålene Jordas overflate og denne tilføres varme og temperaturen på bakken eller havoverflaten stiger. Lufta som er i kontakt med underlaget varmes opp og konveksjon blander lufta oppover i atmosfæren. Resultatet er en likevektstilstand i atmosfærens nederste lag, troposfæren, med høyest temperatur nærmest bakken og fallende temperatur og lufttrykk oppover. Dette fører til at atmosfæren holder seg stabil, med den tyngste lufta nederst og lettere luft lenger oppe. Hadde lufttrykket vært konstant med høyden, ville temperaturen alltid ha økt med høyden og ikke avtatt.

Dybdestoff

Men ved samme lufttrykk er kald luft tyngre enn varm luft. Hvis temperaturen i lufta nær bakken av en eller annen grunn faller, vil den kaldeste (tyngste) lufta synke ned i de laveste områdene i terrenget på grunn av tyngdekraften. På en klar vinternatt med snø på bakken vil underlaget/snøen sende langbølget stråling ut i verdensrommet. Bakken mister varme og temperaturen i snøen faller. Lufta nær bakken avkjøles på grunn av kontakten med underlaget. Den avkjølte "tunge" lufta synker ned i de laveste områdene i terrenget; forsenkninger, daler, fjorder osv. I slike værsituasjoner vil vi da få en temperaturendring som er motsatt av det vanlige.

Når den tunge kalde lufta har lagt seg ned i de laveste områdene i terrenget, er den vanskelig å flytte på. Kommer varmere luft strømmende inn over et område som har hatt kaldt vintervær en stund, vil høyereliggende strøk kunne merke temperaturstigningen, uten at lufta kommer seg ned til de lavereliggende områdene. Her holder det seg kaldt. Det må kraftig vind til for å blande lufta slik at varmlufta også kommer seg ned til de mest skjermete lavereliggende områdene.

Se også

Ball lightning

Kulelyn (eng. ball lightning) er et lyn-fenomen av små eller store lysende kuler som enten kommer og forsvinner lydløst, eller dukker opp og forsvinner med et brak.

Beskrivelse

De fleste kulelyn er på størrelse med en grapefrukt og har en levetid på noen få sekunder. Diameteren kan komme opp i flere meter og levetiden sies å kunne komme opp i timer. De beveger seg gjerne horisontalt med rask "gangfart", det vil si få meter i sekundet. De kan også "stå" stille, sprette litt mot bakken eller andre faste legemer eller falle fra en sky mot bakken.

De kan dannes i forbindelse med cumulonimbus-skyer eller under vann i forbindelse med vulkansk aktivitet. De kan dø stille eller med et brak. Noen gjør ingen skade, mens andre kan ødelegge ganske mye. De kan oppstå innendørs, eventuelt komme inn gjennom skorstein eller ved å knuse seg gjennom vinduer.

Felles for denne typen lyn er at vitenskapen ennå ikke har funnet entydige svar på årsaken til fenomenet, men det finnes en rekke teorier.

Se også

Eksterne lenker

Barentz, Willem

Willem Barentz var en nederlandsk sjømann og opphavet til navnet Barentshavet.

Bakgrunn

Barentz er kjent for sine tre ekspedisjoner på 1590-tallet, der han lette etter nordøstpassasjen til Asia. På de 2 første kom han til Novaja Zemlja. På den 3. "oppdaget" han tilfeldigvis Spitsbergen i 1596, og rundet deretter nordsiden av Novaja Zemlja før ekspedisjonen ble sittende fast i isen. Han døde under et forsøk på å nå land i 1597.

Barograf

En barograf er et instrument som overfører måling av lufttrykk fra et barometer (vanligvis aneroidbarometer) til en papirremse.

Se også

Barografer

En barograf er et instrument som overfører måling av lufttrykk fra et barometer (vanligvis aneroidbarometer) til en papirremse.

Se også

Baroklin instabilitet

Baroklin instabilitet er dynamisk instabilitet som er den drivende mekanismen i dannelsen av frontlavtrykk

Beskrivelse

Horisontale temperaturforskjeller, vindøkning med høyden og statisk stabilitet er viktige faktorer som avgjør om baroklin instabilitet kommer til å oppstå eller ikke.

Se også

Barometer

Et barometer er et instrument som måler lufttrykk.

Innhold

Målemetode

Lufttrykket avtar med høyden. Et barometer måler vekten av en luftsøyle fra det stedet barometeret befinner seg og til "toppen" av atmosfæren. Selv om dette varierer med værsituasjonen kan vi si at lufttrykket avtar med 1 hekto Pascal (hPa) på 8m. Om du bor 80 m over havet, vil lufttrykket være 10 hPa lavere enn ved havets overflate.

Typer

Det finnes mange typer barometre, de mest brukt er:

Dybdestoff

Et barometer bør innstilles på hva lufttrykket ville være ved havets overflate (se Mean Sea Level Pressure og isobar). Når du skal justere skalaen på ditt hjemmebarometer anbefales at du også bruker trykket i havets nivå. Om du ikke bor i havets nivå vil lufttrykket som vises på barometeret ditt være for lavt, men endringene i trykket vil være reelle.

De lufttrykkverdiene (hver 6. time) som er oppgitt i tabellene på met.no er redusert til havets nivå. Det samme er de isobarer du kan se på værkartene på yr.no, på TV eller i aviser.

I værvarslingen

I meteorologien reduseres trykket til havets overflate. Da får vi et bilde av hvordan lufttrykket varierer i et bestemt nivå og ikke minst plasseringen av lavtrykk og høytrykk.

Bruken av trykkmålinger i profesjonell værvarsling er komplisert: Trykkmålinger blir her satt sammen med vindmålinger, satellittbilder og radarbilder på et kart. Dette gir et godt verktøy for analyse av værsituasjonen i et større område.

Bruksområde

Når et fly skal lande eller ta av fra en flyplass blir høydemåleren vanligvis justert til trykket på flyplassen redusert til havets nivå (QNH). Når flyet står på bakken vil høydemåleren vise flyplassens høyde over havet.

Noen har et barometer på armbåndsuret, men her vil lufttrykket endre seg straks man forandrer sin høydeposisjon i terrenget. Et slikt barometer kan bedre benyttes som høydemåler (altimeter) på fjellturer. En millibar (mb) eller hektoPascal (hPa) endring i lufttrykket betyr da en høydeendring på ca. 8 m.

Gjør det selv

Det finnes flere typer både analoge og digitale instrumenter på markedet. Det mest utbredte instrumentet i da er et aneroid barometer formet som en klokke. Et digitalt instrument med display av samme type som brukes på Meteorologisk institutt koster cirka kroner 25.000,-. Det er vanlig å plassere barometre innendørs både for temperaturstabiliteten og av praktiske hensyns skyld.

I alle tilfelle er det viktig å ta hensyn til instrumentets høyde over havet. Trykket avtar med høyden over havet. For å vite om en trykkverdi målt i for eksempel 300 meters høyde er høyere relativt enn en trykkverdi målt ved for eksempel 40 meter over havet, finnes en omregningsformel der verdiene regnes om til hva de ville ha vært hvis målingen var blitt utført ved havets nivå. Dette kalles reduksjon til havets nivå til tross for at trykkverdien er høyere etter reduksjonen. Disse reduserte verdiene kalles ofte QFF (brukt i værvarsling) eller QNH (brukt i luftfart).

Se også

Eksterne lenker

Barometre

Et barometer er et instrument som måler lufttrykk.

Innhold

Målemetode

Lufttrykket avtar med høyden. Et barometer måler vekten av en luftsøyle fra det stedet barometeret befinner seg og til "toppen" av atmosfæren. Selv om dette varierer med værsituasjonen kan vi si at lufttrykket avtar med 1 hekto Pascal (hPa) på 8m. Om du bor 80 m over havet, vil lufttrykket være 10 hPa lavere enn ved havets overflate.

Typer

Det finnes mange typer barometre, de mest brukt er:

Dybdestoff

Et barometer bør innstilles på hva lufttrykket ville være ved havets overflate (se Mean Sea Level Pressure og isobar). Når du skal justere skalaen på ditt hjemmebarometer anbefales at du også bruker trykket i havets nivå. Om du ikke bor i havets nivå vil lufttrykket som vises på barometeret ditt være for lavt, men endringene i trykket vil være reelle.

De lufttrykkverdiene (hver 6. time) som er oppgitt i tabellene på met.no er redusert til havets nivå. Det samme er de isobarer du kan se på værkartene på yr.no, på TV eller i aviser.

I værvarslingen

I meteorologien reduseres trykket til havets overflate. Da får vi et bilde av hvordan lufttrykket varierer i et bestemt nivå og ikke minst plasseringen av lavtrykk og høytrykk.

Bruken av trykkmålinger i profesjonell værvarsling er komplisert: Trykkmålinger blir her satt sammen med vindmålinger, satellittbilder og radarbilder på et kart. Dette gir et godt verktøy for analyse av værsituasjonen i et større område.

Bruksområde

Når et fly skal lande eller ta av fra en flyplass blir høydemåleren vanligvis justert til trykket på flyplassen redusert til havets nivå (QNH). Når flyet står på bakken vil høydemåleren vise flyplassens høyde over havet.

Noen har et barometer på armbåndsuret, men her vil lufttrykket endre seg straks man forandrer sin høydeposisjon i terrenget. Et slikt barometer kan bedre benyttes som høydemåler (altimeter) på fjellturer. En millibar (mb) eller hektoPascal (hPa) endring i lufttrykket betyr da en høydeendring på ca. 8 m.

Gjør det selv

Det finnes flere typer både analoge og digitale instrumenter på markedet. Det mest utbredte instrumentet i da er et aneroid barometer formet som en klokke. Et digitalt instrument med display av samme type som brukes på Meteorologisk institutt koster cirka kroner 25.000,-. Det er vanlig å plassere barometre innendørs både for temperaturstabiliteten og av praktiske hensyns skyld.

I alle tilfelle er det viktig å ta hensyn til instrumentets høyde over havet. Trykket avtar med høyden over havet. For å vite om en trykkverdi målt i for eksempel 300 meters høyde er høyere relativt enn en trykkverdi målt ved for eksempel 40 meter over havet, finnes en omregningsformel der verdiene regnes om til hva de ville ha vært hvis målingen var blitt utført ved havets nivå. Dette kalles reduksjon til havets nivå til tross for at trykkverdien er høyere etter reduksjonen. Disse reduserte verdiene kalles ofte QFF (brukt i værvarsling) eller QNH (brukt i luftfart).

Se også

Eksterne lenker

Baropausen

Eksobasen (også kalt baropausen eller termopausen) er overgangen mellom termosfæren og eksosfæren, ca 400-500 km over Jordas overflate.

Se også

Barosfæren

Heterosfæren (også kalt barosfæren) er sjiktet i Jordas atmosfære fra ca 100 km til eksobasen i ca 400-500 km høyde.

Dybdestoff

I heterosfæren spaltes gassmolekylene til enkeltatomer, og sammensetningen i ulike høydenivåer blir heterogent, i motsetning til i homosfære (under 100 km) der luftens gassblanding er tilnærmet konstant.

Se også

Bathymetri

Bathymetri er studiet av havdyp eller bunnivå (bunntopografi) i sjø og hav.

Beskrivelse

Navnet kommer fra gresk: βαθυς, dyp, og μετρον, måle. En bathymetrisk beskrivelse er som regel i form av kart som viser havdyp, disse kan benyttes til navigasjon. Man benytter også bathymetriske data til numeriske modeller når man modellerer vannnstrømninger.

Eksterne lenker

Wikipedia: Bathymetry

Beaufort

Beaufortskalaen er en skala som brukes til å bestemme vindstyrken. Skalaen er oppkalt etter Sir Francis Beaufort.

Beaufort Benevnelse m/s Knop
0 Stille 0,0-0,2 0-1
1 Flau vind 0,3-1,5 1-3
2 Svak vind 1,6-3,3 4-6
3 Lett bris 3,4-5,4 7-10
4 Laber bris 5,5-7,9 11-16
5 Frisk bris 8,0-10,7 17-21
6 Liten Kuling 10,8-13,8 22-27
7 Stiv kuling 13,9-17,1 28-33
8 Sterk kuling 17,2-20,7 34-40
9 Liten storm 20,8-24,4 41-47
10 Full storm 24,5-28,4 48-55
11 Sterk storm 28,5-32,6 56-63
12 Orkan 32,7- 64-

Se også

Beaufort, Francis

Sir Francis Beaufort var en britisk admiral (1774-1857) som utviklet en skala for hvordan forskjellige vindhastigheter virket på havoverflaten og seilføringen på seilskutene. Skalaen ble satt opp i 1806 og ble senere overført til forhold på landjorden og på fjellet.

Se også

Eksterne lenker

Beaufortskalaen

Beaufortskalaen er en skala som brukes til å bestemme vindstyrken. Skalaen er oppkalt etter Sir Francis Beaufort.

Beaufort Benevnelse m/s Knop
0 Stille 0,0-0,2 0-1
1 Flau vind 0,3-1,5 1-3
2 Svak vind 1,6-3,3 4-6
3 Lett bris 3,4-5,4 7-10
4 Laber bris 5,5-7,9 11-16
5 Frisk bris 8,0-10,7 17-21
6 Liten Kuling 10,8-13,8 22-27
7 Stiv kuling 13,9-17,1 28-33
8 Sterk kuling 17,2-20,7 34-40
9 Liten storm 20,8-24,4 41-47
10 Full storm 24,5-28,4 48-55
11 Sterk storm 28,5-32,6 56-63
12 Orkan 32,7- 64-

Se også

Beregning av fuktighet

Sett inn temperatur (°C) og duggpunktstemperatur (°C) for å beregne relativ fuktighet. Bruk punktum og ikke komma hvis du bruker desimaler.

Se også

Beregning av relativ fuktighet

Sett inn temperatur (°C) og duggpunktstemperatur (°C) for å beregne relativ fuktighet. Bruk punktum og ikke komma hvis du bruker desimaler.

Se også

Beregning av vindavkjøling

Sett inn temperatur (°C) og vind (m/s) for å beregne vindavkjølingseffekten. Bruk punktum og ikke komma hvis du bruker desimaler.

Se også

Bergensskolen

Bergensskolen er benevnelsen på fagmiljøet rundt Vilhelm Bjerknes etter at han i 1917 ble ansatt som styrer av den meteorologiske virksomheten ved det nyopprettede Geofysiske instituttet i Bergen, fra 1946 en del av Universitet i Bergen.

Beskrivelse

Bergensskolen er særlig knyttet til polarfrontsyklon-modellen, en modell som beskriver lavtrykksutvikling og frontdannelse. Mange profiler innen meteorologien startet sin vitenskapelige karriere her, f.eks. J. Bjerknes, H. Solberg, C.A. Rossby og T. Bergeron.

Se også

Bernoulli-effekten

Bernoulli-effekten viser seg når hastigheten i en luftstrøm påvirkes av terrenget luftstrømmen beveger seg i.

Beskrivelse

Lokalt vil vindhastigheten øke når lufta tvinges over eller rundt hindringer. Når meteorologene snakker om sterk vind "på utsatte steder", er som regel bernoulli-effekten en del av årsaken.

Bernoullis likning sier at trykket i en strøm (av væske eller gass) er omvendt proporsjonal med hastigheten. Lokalt vil vindhastigheten øke når lufta tvinges over eller rundt hindringer som fjell eller hus. Lokale trykkforskjeller (lavt trykk) vil oppstå. Bernoulli-effekten kan dermed bidra til skader av typen tak som rives av og tunge gjenstander som letter og flyttes.

Men det er ikke bare Bernoulli-effekten som medfører skader på faste og løse gjenstander. Er det sterk vind, er det også ofte kraftige vindkast eller turbulens. Denne effekten vil også kunne gjøre stor skade, for ekesmpel rive løs tak eller deler av tak.

Se også

Beufort

Beaufortskalaen er en skala som brukes til å bestemme vindstyrken. Skalaen er oppkalt etter Sir Francis Beaufort.

Beaufort Benevnelse m/s Knop
0 Stille 0,0-0,2 0-1
1 Flau vind 0,3-1,5 1-3
2 Svak vind 1,6-3,3 4-6
3 Lett bris 3,4-5,4 7-10
4 Laber bris 5,5-7,9 11-16
5 Frisk bris 8,0-10,7 17-21
6 Liten Kuling 10,8-13,8 22-27
7 Stiv kuling 13,9-17,1 28-33
8 Sterk kuling 17,2-20,7 34-40
9 Liten storm 20,8-24,4 41-47
10 Full storm 24,5-28,4 48-55
11 Sterk storm 28,5-32,6 56-63
12 Orkan 32,7- 64-

Se også

Biosfæren

Biosfæren er det nederste sjiktet av atmosfæren og den delen av jordskorpa med vannområder hvor det eksisterer naturlig liv.

Bisol
Bisol og Parry-bue i Porsgrunn. Foto: Morten Kleiva.

Bisol eller parhelion (eng. sun dog, mock sun eller subsun) er et optisk fenomen som skyldes sollysets brytning og refleksjon i iskrystaller i øvre troposfæren, oftest i forbindelse med cirrus-skyer og halo.

Innhold

Beskrivelse

Det spesielle med bisol er at iskrystallene er heksagonalformede med vertikal akse som lyset brytes i gjennom eller reflekteres mot. Bisolene er fokuspunkter på den "parheliske sirkelen" som vises som en horisontal linje (se bildet øverst). Bisol over sola og "solstolper" (vertikale lyslinjer) kan forklares på lignende måte.

Når sola er nær horisonten får haloen og den parheliske sirkelen samme vinkelavstand fra sola, slik at bisolene ligger på haloen. Hvis sola står høyere på himmelen vil eventuelle bisoler ligge utenfor haloen.

Eksempler

Fotografens kommentar til bildene: "Solen var i ferd med å gå ned og til tider kunne man se "fire soler", det endret seg hele tiden og da jeg tok bildene var det tre, enten som i et triangel eller tre ved siden av hverandre. Det var et fantastisk skue."

  • Parry-bue over, bisol til venstre. Foto: Raymond Myrland.

  • Bisol til høyre. Foto: Raymond Myrland.

  • Bisol til venstre. Foto: Raymond Myrland

Se også

Eksterne lenker

Bisoler
Bisol og Parry-bue i Porsgrunn. Foto: Morten Kleiva.

Bisol eller parhelion (eng. sun dog, mock sun eller subsun) er et optisk fenomen som skyldes sollysets brytning og refleksjon i iskrystaller i øvre troposfæren, oftest i forbindelse med cirrus-skyer og halo.

Innhold

Beskrivelse

Det spesielle med bisol er at iskrystallene er heksagonalformede med vertikal akse som lyset brytes i gjennom eller reflekteres mot. Bisolene er fokuspunkter på den "parheliske sirkelen" som vises som en horisontal linje (se bildet øverst). Bisol over sola og "solstolper" (vertikale lyslinjer) kan forklares på lignende måte.

Når sola er nær horisonten får haloen og den parheliske sirkelen samme vinkelavstand fra sola, slik at bisolene ligger på haloen. Hvis sola står høyere på himmelen vil eventuelle bisoler ligge utenfor haloen.

Eksempler

Fotografens kommentar til bildene: "Solen var i ferd med å gå ned og til tider kunne man se "fire soler", det endret seg hele tiden og da jeg tok bildene var det tre, enten som i et triangel eller tre ved siden av hverandre. Det var et fantastisk skue."

  • Parry-bue over, bisol til venstre. Foto: Raymond Myrland.

  • Bisol til høyre. Foto: Raymond Myrland.

  • Bisol til venstre. Foto: Raymond Myrland

Se også

Eksterne lenker

Bjerknes, Vilhelm
Vilhelm Bjerknes sa: "Gjennom 50 år har meteorologer i hele verden sett på værkart uten å oppdage de viktigste mønstrene på dem. Jeg ga bare den rette type kart til de rette unge menn, og de oppdaget fort rynkene i værets ansikt."

Vilhelm Bjerknes (1862-1951) eller Vilhelm Frimann Koren Bjerknes, var professor i mekanikk og matematisk fysikk.

Beskrivelse

Vilhelm Bjerknes' vitenskapelige arbeider er grunnleggende for all moderne værvarsling. Men også hans evne til å skape fruktbare forskningsmiljøer bidro sterkt til å heve nivået innen meteorologien. Bjerknes jobbetførst med matematisk teori for resonansfenomener og trådløs telegrafi. Fra omkring århundreskiftet ble han mer interessert i hydrodynamikk. Resultatet av dette arbeidet kjenner vi i dag som "Bjerknes' sirkulasjonssatser". Hans virkelige gjennombrudd kom da han startet arbeidet med å anvende hydrodynamisk teori til praktisk værvarsling.

Bakgrunn

  • I perioden 1888-91 tok Vilhelm Bjerknes lærereksamen, og studerte siden ved euroepsiek læresteder i Paris, i Genève, og i Bonn.
  • I 1891 ble Bjerknes amanuensis på Fysisk Institutt i Oslo.
  • I 1892 tok han sin doktorgrad, "Om elektricitetens bevægelse i Hertz' primære leder".
  • I 1893 ble Bjerknes professor i mekanikk og matematisk fysikk ved Stockholms Høgskola, en stilling han innehar til 1907.
  • I 1897 gjorde Bjerknes en oppdagelse som skulle føre ham over i geofysikken. Han fant da sine berømte sirkulasjonssatser, som gir forklaringen på hvordan sirkulerende bevegelser i en væske eller gass blir dannet.
  • I 1904 publiserte Vilhelm Bjerknes en artikkel, som sa at dårlig vær da værprognoser ble vitenskap kunne løses ved hjelp av likninger. Prinsipielt gjør likningene det mulig å beregne fordelingen av atmosfærens tilstand for ethvert tidspunkt framover i tid, dersom man kjenner temperatur, trykk, fuktighet og vindens retning og styrke i øyeblikket. Men allerede i en tale,"En rasjonell metode for værvarsling", som han holdt i Fysikersamfundet den 24. oktober 1903,la Bjerknes fram sine teorier offentlig.
  • I 1905 holdt han en tilsvarende forelesning ved The Carnegie Institution of Washington. Direktøren ved dette instituttet, dr. Woodward, ble smittet av den glød og begeistring Bjerknes la for dagen. Resultatet ble at fra 1906 og 35 år framover fikk Bjerknes et årlig bidrag fra Carnegie Institution for å anvende teoriene sine på problemer i meteorologi og oseanografi.
  • I 1907 var Vilhelm Bjerknes tilbake på på Fysisk Institutt i Oslo, som professor i mekanikk og teoretisk fysikk.
  • I 1912 ble han kalt til Leipzig for å lede det nye Gophysikaliches Institut ved Universitetet. Her konsentrerte han seg om prognoseoppgaven: Å arbeide med det teoretiske grunnlaget for beregning av morgendagens vær.
  • I 1917 ble Vilhelm Bjerknes ansatt som styrer av den meteorologiske virksomheten ved det nyopprettede Geofysiske instituttet i Bergen (fra 1946 en del av Universitet i Bergen). Bergensskolen er benevnelsen på fagmiljøet som ble dannet rundt Bjerknes på "Geofysen".
  • I 1926 gikk ferden tilbake til Oslo, hvor han var professor i mekanikk og teoretisk fysikk inntil han gikk av for aldersgrensen.

Se også

Bjerknessenteret

Bjerknessenteret er et forskningssenter som i hovedsak arbeider med de naturvitenskaplige aspektene ved klimaendringer, både i fortid og framtid.

Beskrivelse

Senteret har navnet sitt etter fysikeren og meteorologen Vilhelm Bjerknes og sønnen hans, Jacob Bjerknes. Begge var med på å etablere og utvikle Bergensskolen innen meteorologifaget, ideer som brakte meteorologien et langt skritt videre rett etter 1. verdenskrig.

Bjerknessenteret utgjør et sterkt fagmiljø innenfor meteorologi, oseanigrafi, geologi og matematikk og er utpekt som et "senter for fremragende forskning".

Samarbeid

Senteret ligger i Bergen og er et samarbeidsprosjekt mellom Havforskningsinstituttet, Nansensenteret og Universitetet i Bergen.

Eksterne lenker

Bora

Bora er en type fallvind fra Alperegionen mot Adriaterhavet.

Breddegrad

En breddegrad er et mål på et punkts posisjon nord eller syd for Ekvator.

Beskrivelse

Et sted som ligger på Ekvator-linjen har 0 gr. bredde. Polpunktene har 90 grader N/S bredde. Både lengde- og breddegrader angis i grader, minutter og sekunder.

Se også

Breddegrader

En breddegrad er et mål på et punkts posisjon nord eller syd for Ekvator.

Beskrivelse

Et sted som ligger på Ekvator-linjen har 0 gr. bredde. Polpunktene har 90 grader N/S bredde. Både lengde- og breddegrader angis i grader, minutter og sekunder.

Se også

Bris

Beaufortskalaen er en skala som brukes til å bestemme vindstyrken. Skalaen er oppkalt etter Sir Francis Beaufort.

Beaufort Benevnelse m/s Knop
0 Stille 0,0-0,2 0-1
1 Flau vind 0,3-1,5 1-3
2 Svak vind 1,6-3,3 4-6
3 Lett bris 3,4-5,4 7-10
4 Laber bris 5,5-7,9 11-16
5 Frisk bris 8,0-10,7 17-21
6 Liten Kuling 10,8-13,8 22-27
7 Stiv kuling 13,9-17,1 28-33
8 Sterk kuling 17,2-20,7 34-40
9 Liten storm 20,8-24,4 41-47
10 Full storm 24,5-28,4 48-55
11 Sterk storm 28,5-32,6 56-63
12 Orkan 32,7- 64-

Se også

Bryggjardøgri

Kakelinne, også kalt lefsetøværet, lefsetøyra eller bryggjardøgri, ble brukt som navn på en mildværperiode som ofte kom i desember.

Innhold

Beskrivelse

Tidligere trodde man at mildværet kom av all fyringen i forbindelse med julebaksten og det ble naturlig nok varmest helt i slutten av julestria, ved Tomasmesse.

Årsaken til en eller flere mildværsperioder er naturlig, noe statistikken gir belegg for: Temperaturen stiger forbigående en eller flere ganger i løpet av den siste måneden frem til Jul. Grafen viser flere mildværsperioder fra slutten av november og utover mot Jul. Spesielt interessant er det at temperaturen Julaften er ca. 1 grad høyere enn både Lille Julaften og 1. Juledag:


Dybdestoff

Det er slik at november, desember og noen ganger litt av januar innebærer en overgangsperiode der atmosfæren forsøker å stille seg om fra høst- til vintermodus. Dette innebærer en del kamper mellom mild luft fra sørvest og kald luft som dannes over kontinentene og Arktis.

Den kalde lufta skal på sikt, slik klimaet i det minste har vært til nå, dominere utover vinteren. Men i en overgangsperiode vil mild luft, hjulpet av kraftige lavtrykk, kunne drive vekk den kalde luften for en periode. Og det er disse periodene som utgjør kakelinna eller kakelinnene.

En annen myte vi får bekreftet er at det alltid er så kaldt på Nyttårsaften. Og det stemmer jo i hvert fall i Oslo, for Nyttårsaften er kaldeste dagen i desember, og omkring 2,5 grader kaldere enn Julaften. Etter nyttår flater temperaturen ut, og i løpet av 2. uka i januar kommer det gjerne mildere vær igjen.

Se også

Eksterne lenker

Brytende bølger
Vertikalt tverrsnitt gjennom og over Varangerhalvøya. Blå linjer er konstant potensiell temperatur (isentroper) og og grønne piler er vind. Luftstrømmen går fra høyre mot venstre og følger omtrent isentropene. Vi ser her vindforsterkning på lesiden av fjellet fordi fjellbølgene bryter over fjellet. Illustrasjon: met.no

Brytende fjellbølger er fjellbølger som blir brutt når de forplanter seg vertikalt over fjell eller fjellrygger.

Beskrivelse

Når fjellbølger forplanter seg vertikalt brytes de, hvis de treffer på et nivå med lav vindhastighet i forhold til vindhastigheten i nivåene lenger nede. Fjellbølger kan også brytes når de når tropopausen, siden tettheten der er så liten.

Når fjellbølger bryter i et lavt nivå, kan det oppstå sterk vind på lesiden av fjellet. Dette fenomenet vil på bakken oppleves som sterk fallvind.

Dybdestoff

Et nivå med lav vindhastighet i forhold til vinden lenger nede kalles et kritisk nivå (U(z) = 0), siden bølgeenergien her blir absorbert og reflektert til nivåene lenger nede.

Se også

Brytende fjellbølger
Vertikalt tverrsnitt gjennom og over Varangerhalvøya. Blå linjer er konstant potensiell temperatur (isentroper) og og grønne piler er vind. Luftstrømmen går fra høyre mot venstre og følger omtrent isentropene. Vi ser her vindforsterkning på lesiden av fjellet fordi fjellbølgene bryter over fjellet. Illustrasjon: met.no

Brytende fjellbølger er fjellbølger som blir brutt når de forplanter seg vertikalt over fjell eller fjellrygger.

Beskrivelse

Når fjellbølger forplanter seg vertikalt brytes de, hvis de treffer på et nivå med lav vindhastighet i forhold til vindhastigheten i nivåene lenger nede. Fjellbølger kan også brytes når de når tropopausen, siden tettheten der er så liten.

Når fjellbølger bryter i et lavt nivå, kan det oppstå sterk vind på lesiden av fjellet. Dette fenomenet vil på bakken oppleves som sterk fallvind.

Dybdestoff

Et nivå med lav vindhastighet i forhold til vinden lenger nede kalles et kritisk nivå (U(z) = 0), siden bølgeenergien her blir absorbert og reflektert til nivåene lenger nede.

Se også

Brånet skodda, fikk en høyvær.
Kan dette bli en god dag? Foto: met.no

En annen variant av dette værtegnet er ”Når skodda la seg i dalbunnen, ble det en god dag”.

Beskrivelse

Tåke dannes og forsvinner av forskjellige årsaker. Om høsten, på klare netter, avkjøles lufta mest i høyereliggende strøk, for eksempel i fjellet. Den kalde lufta renner ned i dalførene. Blir avkjølingen kraftig nok, dannes det tåke i dalbunnen der fuktighetskilden, elva, også befinner seg.

Når morgen kommer og sola igjen begynner å varme opp bakke og luft, vil denne tåka vanligvis løse seg opp, ”bråne”, og det blir en fin dag. Tidlig på høsten går denne prosessen greit, men jo kortere dager og jo lavere sol, desto vanskeligere blir det å få nok varme fra sola. Seinhøstes kan det nok tenkes at skodda blir liggende hele dagen.

Kilde

Meteorologisk institutt har kommentert værtegnene i Cappelens bok Folkelige værvarsler - 1900 værtegn fra hele landet av Ørnulf Hodne. Takk til Cappelen for at vi får bruke denne delen av boka på våre nettsider.

Se også

Bue om aften en vandrer vil glede. Bue om morgen gir varsel om væde.
Regnbue over Stavernodden i Vestfold. Foto: Gerd Røed.

Beskrivelse

Siste setning her viser en observasjon av regnvær vest for oss. Sjansen er stor for at dette regnet er på vei østover, mot oss. ”Varsel om væde”.

Regnbue ser vi også ofte når vi har regnbyger, altså en himmel med sprekker i skyene der sola slipper gjennom. Ses regnbuen om morgenen, kan dette tyde på at vi får en hel dag med mange regnbyger. Regnbuen om ettermiddagen kan komme i regnet fra den siste bygen denne dagen.

Kilde

Meteorologisk institutt har kommentert værtegnene i Cappelens bok Folkelige værvarsler - 1900 værtegn fra hele landet av Ørnulf Hodne. Takk til Cappelen for at vi får bruke denne delen av boka på våre nettsider.

Se også

Bukleskyer

Stratocumulus (Sc), også kalt bukleskyer, er hvitaktige eller gråblåe lag eller flak sammensatt av baller eller valker.

Beskrivelse

Stratocumulus et eksempel på lave skyer og er overveiende vannskyer. Ved lave temperaturer kan de inneholde iskrystaller og kornsnø. Av og til kan man se bølgeskyer i forbindelse med inversjonslag med kraftig vindskjær (Kelvin-Helmholtz-bølger). Disse skyene er i utgangspunktet stratocumulus.

Stratocumulusskyer er vanlig i inversjoner, men det er ikke ofte det dannes flotte Kelvin-Helmholtz-bølger.

Se også

Bulandet
Byge
Snøbyge over Tromsø. Foto: Gunnar Mellem.

En byge er betegnelsen på nedbør som kan være intens, men som har kort varighet og berører et begrenset geografisk område.

Innhold

Beskrivelse

Dette skjer fordi nedbøren kommer fra en enkelt bygesky (cumulonimbus-sky), som har en geografisk utstrekning på bare noen få kilometer. En byge er på sett og vis et lavtrykk på veldig liten skala (se instabilitetslavtrykk).

Kraftige byger gir gjerne fall i lufttrykket på et par hPa og det kan bli kraftige vindkast ved bakken.

Dannelse

Damatisk bygevær i nærheten av Namsos 2007. Foto: Terje O. Nordvik.

En typisk bygesky dannes og oppløses i løpet av ca 1 t, men avløses ofte av neste byge slik at nedbøren i lengre perioder kan fortone seg nesten sammenhengende. Bygenedbør er ofte intens på grunn av kraftige vertikale luftstrømmer og iskrystalleffekten.

Dybdestoff

Squall er et engelsk begrep for "kraftig byge" og kraftig bygenedbør og tordenvær er ikke uvanlig. Dersom squallene er organisert i en linje, beskrives de som en bygelinje (squall line).

I tropiske strøk (særlig i stillebeltet nær ekvator) er squalls et hyppig fenomen uten at det der er koblet til særskilte lavtrykk. Det er fordi på ekvator kan det ikke utvikles lavtrykk i vanlig fortand ettersom corioliskrafta er 0.

På Meteorologisk institutt brukes ofte "squall" til brukergrupper med engelsk som arbeidsspråk, f.eks. flygere. I henhold til internasjonal standard kreves det en plutselig vindøkning på minst 8 m/s før man kan kalle det "squall". I tillegg må vindstyrken nå opp i 11 m/s (liten kuling) og vare i minst 1 minutt (altså mer enn et vindkast).

Se også

Bygelinje
Symbolet for bygelinjer slik det vises på prognose- og analysekartene. Illustrasjon: met.no

I en bygelinje (eng. squall line) er bygene organisert langs en linje som godt kan bli flere hundre kilometer lang.

Beskrivelse

Bygelinjer dannes over for eksempel fjellkjeder, der oppvarming gjennom dagen gir næring til bygedannelse, men dannes også i ustabil luft foran en front.

Bygelinjer i varmsektoren foran en kaldfront er vanligvis en splittet kaldfront. Splittet eller dobbel kaldfront skyldes at kald luft i høyden beveger seg foran bakkefronten. Dette fjerner mye av nedbørspotensialet fra bakkefronten.

Bruksområde

Når du seiler eller flyr kan du styre unna en enkelt kraftig byge, men det er verre å komme rundt en bygelinje. Flyene vil fortrinnsvis gå over.

Se også

Bygelinjer
Symbolet for bygelinjer slik det vises på prognose- og analysekartene. Illustrasjon: met.no

I en bygelinje (eng. squall line) er bygene organisert langs en linje som godt kan bli flere hundre kilometer lang.

Beskrivelse

Bygelinjer dannes over for eksempel fjellkjeder, der oppvarming gjennom dagen gir næring til bygedannelse, men dannes også i ustabil luft foran en front.

Bygelinjer i varmsektoren foran en kaldfront er vanligvis en splittet kaldfront. Splittet eller dobbel kaldfront skyldes at kald luft i høyden beveger seg foran bakkefronten. Dette fjerner mye av nedbørspotensialet fra bakkefronten.

Bruksområde

Når du seiler eller flyr kan du styre unna en enkelt kraftig byge, men det er verre å komme rundt en bygelinje. Flyene vil fortrinnsvis gå over.

Se også

Byger
Snøbyge over Tromsø. Foto: Gunnar Mellem.

En byge er betegnelsen på nedbør som kan være intens, men som har kort varighet og berører et begrenset geografisk område.

Innhold

Beskrivelse

Dette skjer fordi nedbøren kommer fra en enkelt bygesky (cumulonimbus-sky), som har en geografisk utstrekning på bare noen få kilometer. En byge er på sett og vis et lavtrykk på veldig liten skala (se instabilitetslavtrykk).

Kraftige byger gir gjerne fall i lufttrykket på et par hPa og det kan bli kraftige vindkast ved bakken.

Dannelse

Damatisk bygevær i nærheten av Namsos 2007. Foto: Terje O. Nordvik.

En typisk bygesky dannes og oppløses i løpet av ca 1 t, men avløses ofte av neste byge slik at nedbøren i lengre perioder kan fortone seg nesten sammenhengende. Bygenedbør er ofte intens på grunn av kraftige vertikale luftstrømmer og iskrystalleffekten.

Dybdestoff

Squall er et engelsk begrep for "kraftig byge" og kraftig bygenedbør og tordenvær er ikke uvanlig. Dersom squallene er organisert i en linje, beskrives de som en bygelinje (squall line).

I tropiske strøk (særlig i stillebeltet nær ekvator) er squalls et hyppig fenomen uten at det der er koblet til særskilte lavtrykk. Det er fordi på ekvator kan det ikke utvikles lavtrykk i vanlig fortand ettersom corioliskrafta er 0.

På Meteorologisk institutt brukes ofte "squall" til brukergrupper med engelsk som arbeidsspråk, f.eks. flygere. I henhold til internasjonal standard kreves det en plutselig vindøkning på minst 8 m/s før man kan kalle det "squall". I tillegg må vindstyrken nå opp i 11 m/s (liten kuling) og vare i minst 1 minutt (altså mer enn et vindkast).

Se også

Bygesky
Cumulonimbus-skyer i Skien. Skyene lå nord og øst for byen og ga kraftig regn i Porsgrunnstraktene en halvtimes tid etter at bildet ble tatt. Foto: Sigmund Tvermyr.

Cumulonimbus (Cb) eller bygeskyer er ofte store og tette, opptårnede skymasser med stor vertikal utstrekning som er mer eller mindre stripet eller trevlet i toppen. Toppen brer seg ofte utover og får form av en ambolt.

Innhold

Beskrivelse

Oppblomstring av en calvus fra et større haugskyområde. Foto: Australian Severe Weather.

Bygeskyene er ofte ledsaget av sundrevne styggeværsskyer i lavere nivå. Bygeskyene består som oftest av vanndråper i den nederste delen og av iskrystaller i den øverste delen.

Cumulonimbus er en del av "skyfamilien" cumulus og har skybase i lavere nivå. På grunn av sin store vertikale utstrekning kan kan ha skytopp både i midlere og høyere nivå.

Livsløpet til en Cb er i størrelsesorden 1 time.

Typer

Kjølig og ustabilt vær skapte mange flotte skyformasjoner når cumulusskyene tårnet seg opp utover dagen. På bildet ser man en tydelig ambolt. Bildet er tatt 30. mai i Skien. Foto: Sigmund Tvermyr.

Det er vanlig å skille mellom to typer cumulonimbus:

  • Cumulonimbus calvus, som er uten tydelig amboltform (uten hår/skalle)
  • Cumulonimbus incus, med en tydelig amboltform. (Cumulonimbus capillatus (eg. hårete) er en incus.)

Forekomst

I Norge er Cb vanlig i alle bygesituasjoner. De er lettest å få øye på som ettermiddagsbyger i innlandet om sommeren. Torden- og haglbyger er som regel en Cb, men oftest blir det bare en ordinær regn- eller snøbyge.

Bruksområde

Cumulonimbus er av signifikant betydning for lufttrafikken.

Se også

Bygeskyer
Cumulonimbus-skyer i Skien. Skyene lå nord og øst for byen og ga kraftig regn i Porsgrunnstraktene en halvtimes tid etter at bildet ble tatt. Foto: Sigmund Tvermyr.

Cumulonimbus (Cb) eller bygeskyer er ofte store og tette, opptårnede skymasser med stor vertikal utstrekning som er mer eller mindre stripet eller trevlet i toppen. Toppen brer seg ofte utover og får form av en ambolt.

Innhold

Beskrivelse

Oppblomstring av en calvus fra et større haugskyområde. Foto: Australian Severe Weather.

Bygeskyene er ofte ledsaget av sundrevne styggeværsskyer i lavere nivå. Bygeskyene består som oftest av vanndråper i den nederste delen og av iskrystaller i den øverste delen.

Cumulonimbus er en del av "skyfamilien" cumulus og har skybase i lavere nivå. På grunn av sin store vertikale utstrekning kan kan ha skytopp både i midlere og høyere nivå.

Livsløpet til en Cb er i størrelsesorden 1 time.

Typer

Kjølig og ustabilt vær skapte mange flotte skyformasjoner når cumulusskyene tårnet seg opp utover dagen. På bildet ser man en tydelig ambolt. Bildet er tatt 30. mai i Skien. Foto: Sigmund Tvermyr.

Det er vanlig å skille mellom to typer cumulonimbus:

  • Cumulonimbus calvus, som er uten tydelig amboltform (uten hår/skalle)
  • Cumulonimbus incus, med en tydelig amboltform. (Cumulonimbus capillatus (eg. hårete) er en incus.)

Forekomst

I Norge er Cb vanlig i alle bygesituasjoner. De er lettest å få øye på som ettermiddagsbyger i innlandet om sommeren. Torden- og haglbyger er som regel en Cb, men oftest blir det bare en ordinær regn- eller snøbyge.

Bruksområde

Cumulonimbus er av signifikant betydning for lufttrafikken.

Se også

Bølgebunn
Bølgedal er merket som trough. Illustrasjon: WMO.

Bølgedal (eng. trough) eller bølgebunn er det laveste punktet på en bølge. Etterfølgende bølgedaler er vanligvis av ulik dybde i et komplekst bølgefelt.

Se også

Bølgedal
Bølgedal er merket som trough. Illustrasjon: WMO.

Bølgedal (eng. trough) eller bølgebunn er det laveste punktet på en bølge. Etterfølgende bølgedaler er vanligvis av ulik dybde i et komplekst bølgefelt.

Se også

Bølgedaler
Bølgedal er merket som trough. Illustrasjon: WMO.

Bølgedal (eng. trough) eller bølgebunn er det laveste punktet på en bølge. Etterfølgende bølgedaler er vanligvis av ulik dybde i et komplekst bølgefelt.

Se også

Bølgehøyde
Dønning i sterk fralandsvind på Jæren. Foto: Einar Egeland.

Bølgehøyde er den vertikale avstanden mellom bølgetopp og etterfølgende bølgedal.

Beskrivelse

Bølgehøyden er markert med H, det doble av amplituden (a). Illustrasjon: WMO.

Bølgehøyden måles vanligvis i meter. For et komplekst bølgefelt regnes den signifikante bølgehøyden ut fra målinger eller fra et modellert eller observert bølgespektrum.

Bruksområde

I varslene for havområdene inngår som regel et varsel om bølgehøyde. Forventet signifikant bølgehøyde blir da oppgitt i meter. For eksempel "Bankene utenfor Nordland ca 2m".

Typer

Bølgelengde
Bølgelengde er avstanden mellom bølgetoppene. Illustrasjon: WMO.

Bølgelengde er avstanden fra en bølgetopp til den neste, vanligvis målt i meter.

Beskrivelse

For et komplekst bølgefelt tolkes bølgelengden som den dominerende (mest energirike) bølgelengden til bølgespekteret, "peak wave length".

Se også

Bølgemodell
Stormbølger utenfor Jæren. Foto: Einar Egeland.

Bølgemodeller beregner fordelingen av signifikant bølgehøyde, bølgeretning og bølgeperiode i et havområde.

Innhold

Beskrivelse

Et utsnitt av et typisk modellgitter (WAM 10 km). Rutenettet indikerer oppløsningen (10 km). Illustrasjon: met.no

En bølgemodell estimerer vekst og forplantning av vindgenererte overflatebølger i frekvensområdet 0,04-0,5 Hz. Det ideelle ville være å modellere individuelle bølger men slike beregninger er ytterst. For bølgemodeller som brukes til operasjonell varsling er det derfor i stedet vanlig å regne på hvordan energifordelingen per retning og per frekvens, det vil si bølgelengde, endrer seg med tid og sted.

Energifordelingen per retning og frekvens kalles et todimensjonalt bølgespektrum. Havflaten representeres spektralt som summen av sinusoidale enkeltbølger med bestemt retning, frekvens og amplitude. Modellområdet er løst opp med et vanligvis regulært todimensjonalt gitter. Vinden er den ytre kraften som bestemmer sjøtilstanden sammen med horisontal forplantning av bølgeenergi, dissipasjon og ikke-lineær energiforplantning i frekvensrommet. Fra bølgespektret kan man avlede vanlige bølgeparametere som signifikant bølgehøyde, dominerende bølgeretning og bølgeperiode.

Typer

Disse bølgemodellene anvendes ved Meteorologisk institutt:

Dybdestoff

I utgangspunktet vil en stasjonær bølgemodell ikke være egnet til varsling, siden den ikke kan ta hensyn til skiftende vind- og bølgeforhold. For å kunne bruke en modell som ST-WAVE til varsling, er modellen forhåndskjørt for alle kombinasjoner av tre parametere: Signifikant bølgehøyde, dominerende bølgeperiode samt dominerende bølgeretning og resultatene er arkivert. Basert på varsler av de tre parametrene i havområdet utenfor kysten, hentes den situasjon frem fra arkivet som ligger nærmest den aktuelle situasjonen. Denne løsning er brukt på spesialvarsel for Stad, Sletta og Boknafjord.

Se også

Bølgemodeller
Stormbølger utenfor Jæren. Foto: Einar Egeland.

Bølgemodeller beregner fordelingen av signifikant bølgehøyde, bølgeretning og bølgeperiode i et havområde.

Innhold

Beskrivelse

Et utsnitt av et typisk modellgitter (WAM 10 km). Rutenettet indikerer oppløsningen (10 km). Illustrasjon: met.no

En bølgemodell estimerer vekst og forplantning av vindgenererte overflatebølger i frekvensområdet 0,04-0,5 Hz. Det ideelle ville være å modellere individuelle bølger men slike beregninger er ytterst. For bølgemodeller som brukes til operasjonell varsling er det derfor i stedet vanlig å regne på hvordan energifordelingen per retning og per frekvens, det vil si bølgelengde, endrer seg med tid og sted.

Energifordelingen per retning og frekvens kalles et todimensjonalt bølgespektrum. Havflaten representeres spektralt som summen av sinusoidale enkeltbølger med bestemt retning, frekvens og amplitude. Modellområdet er løst opp med et vanligvis regulært todimensjonalt gitter. Vinden er den ytre kraften som bestemmer sjøtilstanden sammen med horisontal forplantning av bølgeenergi, dissipasjon og ikke-lineær energiforplantning i frekvensrommet. Fra bølgespektret kan man avlede vanlige bølgeparametere som signifikant bølgehøyde, dominerende bølgeretning og bølgeperiode.

Typer

Disse bølgemodellene anvendes ved Meteorologisk institutt:

Dybdestoff

I utgangspunktet vil en stasjonær bølgemodell ikke være egnet til varsling, siden den ikke kan ta hensyn til skiftende vind- og bølgeforhold. For å kunne bruke en modell som ST-WAVE til varsling, er modellen forhåndskjørt for alle kombinasjoner av tre parametere: Signifikant bølgehøyde, dominerende bølgeperiode samt dominerende bølgeretning og resultatene er arkivert. Basert på varsler av de tre parametrene i havområdet utenfor kysten, hentes den situasjon frem fra arkivet som ligger nærmest den aktuelle situasjonen. Denne løsning er brukt på spesialvarsel for Stad, Sletta og Boknafjord.

Se også

Bølgeperiode
Eksempler på skipsobservasjoner. Illustrasjon: met.no

Bølgeperioder er tiden i sekunder fra en bølgetopp til neste bølgetopp "passerer" på samme sted.

Bruksområde

I værobservasjoner fra skip blir også bølgeperiode og dønningperiode rapportert.

Se også

Bølgeperioder
Eksempler på skipsobservasjoner. Illustrasjon: met.no

Bølgeperioder er tiden i sekunder fra en bølgetopp til neste bølgetopp "passerer" på samme sted.

Bruksområde

I værobservasjoner fra skip blir også bølgeperiode og dønningperiode rapportert.

Se også

Bølger
Bølger. Foto: Einar Egeland.

Bølger er periodiske svingninger som opptrer på overflaten av et medium.

Beskrivelse

Bølgelengden er gjengitt som lambda og bølgeperioden som T. Amplituden er gjengitt som a og bølgehøyden H. Illustrasjon: WMO.

I oseanografi tenker man først og fremst på bølger som vindgenererte overflatebølger eller vindsjø. Bølger på vannflaten oppstår som følge av vindens virkning på havet. Bølger i atmosfæren oppstår gjerne når stabil luft presses over fjell. Slike bølger kalles ofte lebølger fordi de opptrer i le av fjell.

Vindsjø oppstår på grunn av overføring (friksjon) av bevegelsesenergi (vind) fra luft til hav. Når vinden løyer får vi en periode med dønninger før havet gradvis flater ut. Dønning også komme fra gamle stormsentra langt unna, og det kan gjerne være flere dønningfelt av ulikt opphav på ett og samme sted. Hvis det blåser opp igjen vil som regel de nye bølgene få en annen retning enn de gamle. Sjøgangen er derfor summen av vindens virkning på havet lokalt pluss tidligere værsystemer langt borte.

Se også

Bølgeretning
Dønningretningen gitt som blå piler under tidsserien. Illustrasjon: met.no

Bølgeretning er retningen til et bølgefelt, vanligvis målt som retningen bølgene kommer fra.

Beskrivelse

For eksempel vil bølger med retning 270 grader komme fra vest. Bølgeretningen er gjerne oppgitt som "peak direction" (DDP), det vil si retningen til den dominerende (mest energirike delen) av c bølgespekteret. Andre mål på bølgeretning er "mean wave direction" (DDM), gjennomsnittsretningen til det todimensjonale bølgespekteret.

Retningen til dønningen er interessant siden denne er uavhengig av den lokale vindretningen og vises derfor ofte i prognoser av sjøtilstanden.

Se også

Bølgespektrum

Et bølgespektrum beskriver havoverflaten som summen av sinusoidale bølgekomponenter som hver har en unik bølgelengde, bølgeretning og amplitude.

Beskrivelse

Et todimensjonalt bølgespektrum fra den operasjonelle bølgemodellen ved Meteorologisk institutt. Illustrasjon: met.no

Forutsetningen for å benytte et bølgespektrum til å representere havflaten er at sjøtilstanden er tilnærmet statistisk stasjonær over et større geografisk område (minst noen hundre meter) og at bølgene er langryggede, dvs at bølgeenergien ikke brer seg som ringer fra et lokalt utspring.

Et endimensjonalt spektrum er avledet av det todimensjonale spekteret ved integrasjon rundt enhetssirkelen (over alle retninger). Et endimensjonalt bølgespektrum er dermed kun en funksjon av frekvens eller bølgetall. Bølgekomponentene fremstilles da som energitetthet pr frekvens eller bølgetall. Ut fra bølgespekteret kan man beregne vanlige bølgeparametre som signifikant bølgehøyde, dominerende bølgeretning og bølgeperiode.

Eksempel

Figuren viser et todimensjonalt bølgespektrum fra den operasjonelle bølgemodellen ved Meteorologisk institutt. Fargene angir hvor mye energi det er på en gitt frekvens og retning i spektret. Lange bølger (lav frekvens) ligger nær origo på figuren, mens kortere bølger (høyere frekvens) opptrer lenger ute. I dette tilfellet er det sørlig vind 20 knop som gir en del vindsjø i nordlig retning. Dessuten ses litt dønning som går i øst-nordøstlig retning. Den samme bølgeenergien er også fremstilt som et endimensjonalt spektrum (i rødt), hvor bølgeenergien er representert på andreaksen som energi pr Hz.

Se også

Bølgetopp
Figuren viser en sinusoidalt bølgeprofil hvor toppene er markert med crest. Illustrasjon: WMO.

Bølgetoppen (eng. crest) eller bølgekammen er det høyeste punktet på en bølge.

Beskrivelse

Etterfølgende bølgetopper er vanligvis av ulik høyde i et komplekst bølgefelt.

Se også

Bølgetopper
Figuren viser en sinusoidalt bølgeprofil hvor toppene er markert med crest. Illustrasjon: WMO.

Bølgetoppen (eng. crest) eller bølgekammen er det høyeste punktet på en bølge.

Beskrivelse

Etterfølgende bølgetopper er vanligvis av ulik høyde i et komplekst bølgefelt.

Se også

C
C

Celsius (C) er temperaturskalen som setter vannets fryse- og kokepunkt lik henholdsvis 0 og 100 grader.

Historikk

Anders Celsius (1701-44) var en svensk fysiker og kjemiker som i hovedsak er kjent for i 1742 å ha fastsett Celsius-temperaturskalaen (°C) etter smeltepunktet og kokepunktet til vann under normalt trykk ved havflaten. Han satte kokepunktet til 0 grader og smeltepunktet til 100 grader. Carl von Linne snudde senere skalaen slik vi kjenner den i dag.

I værvarslingen

Celsius skal alltid brukes i offisielle meteorologiske meldinger.

Se også

CAT

Klarluftsturbulens eller Clear Air Turbulence (CAT) er turbulens som oppstår i skyfrie områder i atmosfæren.

Beskrivelse

Klarluftsturbulens er et fenomen som forekommer i høyere lag av atmosfæren, og er knyttet til kraftige vindskjær, spesielt mellom kjernen av en jetstrøm og den omkringliggende luften, og er mest vanlig nær tropopausen og høydefronter.

Bruksområde

Klarluftsturbulens er en fare for lufttrafikken, både fordi den vanskelig lar seg oppdage før man er midt oppi den, men også fordi den kan være så kraftig at den forårsaker skade på skrog, passasjerer og besetning.

Se også

CAVOK

CAVOK står for Ceiling and visibility OK (skyhøyde og sikt OK), og er et element i en METAR.

Beskrivelse

CAVOK erstatter sikt, skymengde, skyhøyde og skytype, under forutsetning av at sikten er 10 km eller mer, at det ikke finnes skyer under lufthavnens laveste minimum sektorhøyde (minimum sector altitude), heller ingen CB-skyer, og at det ikke forkommer noe signifikant vær. CAVOK uttales "kav-okei".

Se også

CICERO

CICERO er det norske senteret for klimaforskning.

Eksterne lenker

CO2

CO2 eller karbondioksid er en drivhusgass og er ved vanlig trykk og temperatur en fargeløs gass med svak syrlig smak og lukt.

Innhold

Beskrivelse

CO2 består av 1 karbonatom og 2 oksygenatom. CO2 er en vesentlig del av livssyklusen på jorden i form av at pust, forbrenning og forråtnelse skaper CO2. Planter bruker CO2 som et viktig element i fotosyntesen.

CO2 sin funksjon som drivhusgass er vesentlig i klimasammenheng. Kort forklart slipper CO2 kortbølget sollys ned til bakken, mens langbølget varmestråling absorberes på vei ut fra jorden.

Tiltak for å begrense CO2-utslipp

Når en skal se på mulighetene for å begrense utslipp av CO2 må en være bevist at utslippene av CO2 i dag er sterkt koblet til mengden energi vi bruker. Skal vi kutte i utslippene er det to strategier som kan benyttes:

  • Kutte i mengden forbrukt energi.
  • Løsne koblingen mellom CO2 og energibruk.

Når det gjelder å kutte i mengden forbrukt engeri, finnes det mange gode tiltak en kan gjøre i dag og som man faktisk kan tjene penger på. På det personlige plan kan eksempler som etterisolering av hus og kjøre mindre bil nevnes. Her finnes det mange gode kilder på nettet som hos Klimaløftet.

Skal vi løsne koblingen mellom energibruk og CO2 utslipp, kommer vi inn i teknologi og teknologiutvikling og tiltak som karbonfangst, utbygging av fornybar energi og kvotehandel. Ideen bak kvotehandel er å gjøre utslipp til atmosfæren dyrere enn å utvikle alternative teknologiske løsninger.

I arbeidet med å kutte ned på CO2 utslippene og løsne koblingen mellom CO2 og energibruk er det svært viktig å være bevisst ulikheten i energibruk og CO2-utslipp i verden. For eksempel slipper Bangladesh ut ca. 0,5 tonn CO2 per innbygger i året, mens Norge slipper ut ca. 14 tonn CO2 per innbygger i året. Et forsvarlig nivå klimamessig ligger globalt på 2-4 tonn CO2 per innbygger i året. Skal utviklingsland komme opp på en levestandard som tilsvarer den norske, må de kunne øke energiforbruket. En vesentlig oppgave blir å hjelpe landene til en økt levestandard uten at det medfører store belastninger på miljøet eller store utslipp av drivhusgasser.

Det blir hevdet at vi ikke trenger å kutte i utslippene da de menneskelige utslippene bare utgjør 4-5% av de naturlige utslippene. Det stemmer at de menneskelige utslippene bare er 4-5 % av de naturlige utslippene. Det som blir en nøkkel her er at de naturlige utslippene er i et system i balanse, mens de menneskelige utslippene kommer som et tillegg til de naturlige. Faktisk så utgjør menneskeskapt CO2 nå ca. 30 % av CO2'en i atmosfæren. Dette kan virke ulogisk, men det har en ganske enkel forklaring. Paralellen til forretningsverdenen er veldig tydelig: Der snakker man om omsetning og netto overskudd. Et firma kan ha en omsetning på mange milliarder i året, men likevel gå med null i overskudd. Utgiftene er da like store som inntektene. For å gå i overskudd må inntektene være større enn utgiftene. Og hvis man setter dette overskuddet i banken så hoper det seg opp over tid. Slik er det også med CO2 i atmosfæren. Hvert år så går vi med et lite overskudd på grunn av de menneskeskapte CO2-utslippene. Og dette lille ekstra hvert år hoper seg altså opp i atmosfæren og i verdenshavene.

Dybdestoff

Jordas overflate absorberer solstråler, energien fra solstrålene sendes ut som varmestråling. Varmestråling, mer korrekt omtalt som infrarød stråling, er "langbølget stråling". Atmosfæren absorberer mye av den infrarøde strålingen. Drivhusgassene, som for eksempel vanndamp, ozon og CO2 fanger opp de infrarøde strålene, og reflekterer dem. Når mengden drivhusgasser øker i atmosfæren vil dette føre til en økt drivhuseffekt, noe som igjen medfører økte temperaturer på jorden. Enkelte hevder at havet vil ta opp det økte innholdet i CO2. Dette er dessverre ikke sant. Havet har kun begrenset mulighet for å ta opp CO2, og denne muligheten blir mindre jo varmere havet blir.

En økning i CO2 vil for enkelte områder gi økt plantevekst og matproduksjon, men dette gjelder ikke hele kloden. For eksempel Norge vil nyte et forbedret landbruk, i hvert fall under de mer moderate fremtidsscenariene. Men under de mer ekstreme scenariene (der den globale temperaturen øker med over fire grader) vil landbruket globalt kollapse, rett og slett fordi det ikke bare er CO2 som bestemmer planteveksten, men også tilgangen på vann, næring og temperatur. Tørke og flom vil som regel ha negativ innvirkning på plantevekst.

Se også

Eksterne lenker

Calima

Calima betegner en værsituasjon der tørr og varm luft fra øst blåser vestover og ut i Atlanterhavet og når blant annet Kanariøyene. Fenomenet kan vare fra noen timer og opp til en uke.

Beskrivelse

For å få til slik østavind må det subtropiske høytrykket ligge ganske langt nord, og det må være lavtrykk i områdene sør for Kanariøyene. Altså en litt annen værsituasjon enn det som fører til sirocco: Når lavtrykkene går inn over Middelhavet vil det blåse vestlige vinder over Kanariøyene.

Også calima fører med seg fint sandstøv fra Sahara, og den gir svært høy temperatur på Kanariøyene. Sikten blir nedsatt og fint sandstøv har en tendens til å legge seg på alle flater. Det interessante med Calima er at sandstøvet som hvirvles opp i temmelig høye luftlag over Sahara, kan drive med de østlige passatvindene helt over til det Nord-Amerikanske kontinentet; fra tid til annen i slikt omfang at det er tydelig synlig på satellittbilder.

Se også

Campbell-Stokes
En gammel Campbell-Stokes solregistrator. Foto: Morten Salomonsen/met.no
Campbell-Stokes solregistrator. Til høyre sees et mer moderne elektronisk instrument for avlesning av soltimer. Foto: Tor Skaslien/met.no

En Campbell-Stokes solregistrator er ei rund glasskule som måler soltimer.

Målemetode

I en halvmåne bak glasskula festes en papirstrimmel med påførte klokkeslett (se bilde under). Når sola skinner på kula virker kula som et forstørrelsesglass og det brennes et hull/en stripe i strimmelen, og dermed kan en lese av når det har vært sol (se nederste bilde under). I ettertid avleses strimmelen, og en noterer hvor lenge det totalt har vært solskinn den enkelte dag. Papiret byttes daglig og antall soltimer leses av.

Historikk

Allerede i 1646 ble et prisippet bak Campbell-Stokes solregistrator beskrevet av prof. Athanasius Kircher. I 1853 startet J.F. Campbell målinger basert på sin egen prototype som ligner mye på dagens instrument. Senere på 1800-tallet ble instrumentet modifisert av George Stokes (og R.H. Scott). De byttet ut Campbells "mahogny-pinne" med en papirstrimmel.

Se også

Campbell-Stokes solregistrator
En gammel Campbell-Stokes solregistrator. Foto: Morten Salomonsen/met.no
Campbell-Stokes solregistrator. Til høyre sees et mer moderne elektronisk instrument for avlesning av soltimer. Foto: Tor Skaslien/met.no

En Campbell-Stokes solregistrator er ei rund glasskule som måler soltimer.

Målemetode

I en halvmåne bak glasskula festes en papirstrimmel med påførte klokkeslett (se bilde under). Når sola skinner på kula virker kula som et forstørrelsesglass og det brennes et hull/en stripe i strimmelen, og dermed kan en lese av når det har vært sol (se nederste bilde under). I ettertid avleses strimmelen, og en noterer hvor lenge det totalt har vært solskinn den enkelte dag. Papiret byttes daglig og antall soltimer leses av.

Historikk

Allerede i 1646 ble et prisippet bak Campbell-Stokes solregistrator beskrevet av prof. Athanasius Kircher. I 1853 startet J.F. Campbell målinger basert på sin egen prototype som ligner mye på dagens instrument. Senere på 1800-tallet ble instrumentet modifisert av George Stokes (og R.H. Scott). De byttet ut Campbells "mahogny-pinne" med en papirstrimmel.

Se også

Campbell-Stokes solregistratorer
En gammel Campbell-Stokes solregistrator. Foto: Morten Salomonsen/met.no
Campbell-Stokes solregistrator. Til høyre sees et mer moderne elektronisk instrument for avlesning av soltimer. Foto: Tor Skaslien/met.no

En Campbell-Stokes solregistrator er ei rund glasskule som måler soltimer.

Målemetode

I en halvmåne bak glasskula festes en papirstrimmel med påførte klokkeslett (se bilde under). Når sola skinner på kula virker kula som et forstørrelsesglass og det brennes et hull/en stripe i strimmelen, og dermed kan en lese av når det har vært sol (se nederste bilde under). I ettertid avleses strimmelen, og en noterer hvor lenge det totalt har vært solskinn den enkelte dag. Papiret byttes daglig og antall soltimer leses av.

Historikk

Allerede i 1646 ble et prisippet bak Campbell-Stokes solregistrator beskrevet av prof. Athanasius Kircher. I 1853 startet J.F. Campbell målinger basert på sin egen prototype som ligner mye på dagens instrument. Senere på 1800-tallet ble instrumentet modifisert av George Stokes (og R.H. Scott). De byttet ut Campbells "mahogny-pinne" med en papirstrimmel.

Se også

Campell
En gammel Campbell-Stokes solregistrator. Foto: Morten Salomonsen/met.no
Campbell-Stokes solregistrator. Til høyre sees et mer moderne elektronisk instrument for avlesning av soltimer. Foto: Tor Skaslien/met.no

En Campbell-Stokes solregistrator er ei rund glasskule som måler soltimer.

Målemetode

I en halvmåne bak glasskula festes en papirstrimmel med påførte klokkeslett (se bilde under). Når sola skinner på kula virker kula som et forstørrelsesglass og det brennes et hull/en stripe i strimmelen, og dermed kan en lese av når det har vært sol (se nederste bilde under). I ettertid avleses strimmelen, og en noterer hvor lenge det totalt har vært solskinn den enkelte dag. Papiret byttes daglig og antall soltimer leses av.

Historikk

Allerede i 1646 ble et prisippet bak Campbell-Stokes solregistrator beskrevet av prof. Athanasius Kircher. I 1853 startet J.F. Campbell målinger basert på sin egen prototype som ligner mye på dagens instrument. Senere på 1800-tallet ble instrumentet modifisert av George Stokes (og R.H. Scott). De byttet ut Campbells "mahogny-pinne" med en papirstrimmel.

Se også

Campell-Stokes
En gammel Campbell-Stokes solregistrator. Foto: Morten Salomonsen/met.no
Campbell-Stokes solregistrator. Til høyre sees et mer moderne elektronisk instrument for avlesning av soltimer. Foto: Tor Skaslien/met.no

En Campbell-Stokes solregistrator er ei rund glasskule som måler soltimer.

Målemetode

I en halvmåne bak glasskula festes en papirstrimmel med påførte klokkeslett (se bilde under). Når sola skinner på kula virker kula som et forstørrelsesglass og det brennes et hull/en stripe i strimmelen, og dermed kan en lese av når det har vært sol (se nederste bilde under). I ettertid avleses strimmelen, og en noterer hvor lenge det totalt har vært solskinn den enkelte dag. Papiret byttes daglig og antall soltimer leses av.

Historikk

Allerede i 1646 ble et prisippet bak Campbell-Stokes solregistrator beskrevet av prof. Athanasius Kircher. I 1853 startet J.F. Campbell målinger basert på sin egen prototype som ligner mye på dagens instrument. Senere på 1800-tallet ble instrumentet modifisert av George Stokes (og R.H. Scott). De byttet ut Campbells "mahogny-pinne" med en papirstrimmel.

Se også

Cb
Cumulonimbus-skyer i Skien. Skyene lå nord og øst for byen og ga kraftig regn i Porsgrunnstraktene en halvtimes tid etter at bildet ble tatt. Foto: Sigmund Tvermyr.

Cumulonimbus (Cb) eller bygeskyer er ofte store og tette, opptårnede skymasser med stor vertikal utstrekning som er mer eller mindre stripet eller trevlet i toppen. Toppen brer seg ofte utover og får form av en ambolt.

Innhold

Beskrivelse

Oppblomstring av en calvus fra et større haugskyområde. Foto: Australian Severe Weather.

Bygeskyene er ofte ledsaget av sundrevne styggeværsskyer i lavere nivå. Bygeskyene består som oftest av vanndråper i den nederste delen og av iskrystaller i den øverste delen.

Cumulonimbus er en del av "skyfamilien" cumulus og har skybase i lavere nivå. På grunn av sin store vertikale utstrekning kan kan ha skytopp både i midlere og høyere nivå.

Livsløpet til en Cb er i størrelsesorden 1 time.

Typer

Kjølig og ustabilt vær skapte mange flotte skyformasjoner når cumulusskyene tårnet seg opp utover dagen. På bildet ser man en tydelig ambolt. Bildet er tatt 30. mai i Skien. Foto: Sigmund Tvermyr.

Det er vanlig å skille mellom to typer cumulonimbus:

  • Cumulonimbus calvus, som er uten tydelig amboltform (uten hår/skalle)
  • Cumulonimbus incus, med en tydelig amboltform. (Cumulonimbus capillatus (eg. hårete) er en incus.)

Forekomst

I Norge er Cb vanlig i alle bygesituasjoner. De er lettest å få øye på som ettermiddagsbyger i innlandet om sommeren. Torden- og haglbyger er som regel en Cb, men oftest blir det bare en ordinær regn- eller snøbyge.

Bruksområde

Cumulonimbus er av signifikant betydning for lufttrafikken.

Se også

Celsius

Celsius (C) er temperaturskalen som setter vannets fryse- og kokepunkt lik henholdsvis 0 og 100 grader.

Historikk

Anders Celsius (1701-44) var en svensk fysiker og kjemiker som i hovedsak er kjent for i 1742 å ha fastsett Celsius-temperaturskalaen (°C) etter smeltepunktet og kokepunktet til vann under normalt trykk ved havflaten. Han satte kokepunktet til 0 grader og smeltepunktet til 100 grader. Carl von Linne snudde senere skalaen slik vi kjenner den i dag.

I værvarslingen

Celsius skal alltid brukes i offisielle meteorologiske meldinger.

Se også

Chinook

Chinook er et lokalt navn på en fønvind som oppstår på østsiden av Rocky Mountains, USA.

Cirkumzenital bue
Her er den, den den cirkumzenitale buen. Selve buen er ikke så sjelden, men er spesiell fordi fargene er så klare og tydelige. Foto: Mike Mills

Cirkumzenital bue er et optisk fenomen som følge av sollys som bryter gjennom iskrystaller.

Beskrivelse

Den cirkumzenitale buen oppstår ved at sollyset brytes gjennom iskrystaller som har en spesiell form og som befinner seg høyt oppe i atmosfæren.

Se også

Eksterne lenker

Cirrocumulus
Cirrocumulus (makrellskyer). Foto: Thorbjørn Koch

Cirrocumulus (Cc), eller makrellskyer, opptrer som tynne, hvite flak eller lag.

Beskrivelse

De er klassifisert som høye skyer og kan være delt opp i små dotter eller baller uten å kaste skygge. Cirrocumulus består stort sett av iskrystaller.

Se også

Cirrostratus
Cirrostratus i forbindelse med en front. Foto: Hans Waagen/met.no

Cirrostratus (Cs), eller slørskyer, gir et hvitaktig skydekke som ikke visker ut randen av sol eller måne.

Beskrivelse

Cirrostratus klassifiseres som høye skyer og dannes når et luftlag med fuktig luft løftes oppover i atmosfæren.Det er vanlig at disse skyene danner halo. Slørskyene er hovedsakelig sammensatt av iskrystaller.

Sett fra satellitt

Satellittbilde av cirrostratus vest for Nord-Norge. Foto: met.no

I et satellittbilde er det forholdsvis lett å kjenne igjen skyer. Høye skyer blir lyse fordi de reflekterer mye sollys samtidig som de stråler ut lite varmestråling. Temperaturen i toppen av skyene er viktig for hvilken farge de får i et RGB-bilde.

Bildet nederst til høyre viser cirrostratus vest for Nord-Norge 12. april 2002:

  • Den røde pila på bildet viser cirrostratus i forbindelse med en varmfront.
  • De høye cirrostratus-skyene er lyse fordi de reflekterer mye solstråling samtidig som de har lav skytopptemperatur og stråler ut lite varmestråling.

Se også

Cirrus
Høy cirrus (fibratus) ved Florø. Foto: Asbjørn Aamot.

Cirrus (Ci), også kalt fjærskyer, opptrer i flak eller bånd med et stripet eller trevlet utseende, ofte helt hvite med silkeaktig glans.

Beskrivelse

Cirrus befinner seg i den øvre del av troposfæren. Skyer som er så høyt oppe i atmosfæren består nesten utelukkende av iskrystaller og kan være svært tynne. Skyene danner da et slør det er mulig å se igjennom dem.

  • Cirrusskyer med fallstriper. Et jetfly har nettopp passert over og etterlatt seg en kondensstripe. Foto: Sigmund Tvermyr.

  • Cumulus- og cirrusskyer (bakerst) over Grefsenkollen i Oslo. Foto: met.no

  • Høy cirrus (fibratus) over Florø. Foto: Asbjørn Aamot.

Sett fra satellitt

I et satellittbilde er det forholdsvis lett å kjenne igjen skyer. Høye skyer blir lyse fordi de reflekterer mye sollys samtidig som de stråler ut lite varmestråling. Temperaturen i toppen av skyene er viktig for hvilken farge de får i et RGB-bilde.

Se også

Cirrus-skyer
Høy cirrus (fibratus) ved Florø. Foto: Asbjørn Aamot.

Cirrus (Ci), også kalt fjærskyer, opptrer i flak eller bånd med et stripet eller trevlet utseende, ofte helt hvite med silkeaktig glans.

Beskrivelse

Cirrus befinner seg i den øvre del av troposfæren. Skyer som er så høyt oppe i atmosfæren består nesten utelukkende av iskrystaller og kan være svært tynne. Skyene danner da et slør det er mulig å se igjennom dem.

  • Cirrusskyer med fallstriper. Et jetfly har nettopp passert over og etterlatt seg en kondensstripe. Foto: Sigmund Tvermyr.

  • Cumulus- og cirrusskyer (bakerst) over Grefsenkollen i Oslo. Foto: met.no

  • Høy cirrus (fibratus) over Florø. Foto: Asbjørn Aamot.

Sett fra satellitt

I et satellittbilde er det forholdsvis lett å kjenne igjen skyer. Høye skyer blir lyse fordi de reflekterer mye sollys samtidig som de stråler ut lite varmestråling. Temperaturen i toppen av skyene er viktig for hvilken farge de får i et RGB-bilde.

Se også

Clear Air Turbulence

Klarluftsturbulens eller Clear Air Turbulence (CAT) er turbulens som oppstår i skyfrie områder i atmosfæren.

Beskrivelse

Klarluftsturbulens er et fenomen som forekommer i høyere lag av atmosfæren, og er knyttet til kraftige vindskjær, spesielt mellom kjernen av en jetstrøm og den omkringliggende luften, og er mest vanlig nær tropopausen og høydefronter.

Bruksområde

Klarluftsturbulens er en fare for lufttrafikken, både fordi den vanskelig lar seg oppdage før man er midt oppi den, men også fordi den kan være så kraftig at den forårsaker skade på skrog, passasjerer og besetning.

Se også

Cluster

Et cluster er i værvarslingen en gruppe med prognoser som ligner hverandre.

Beskrivelse

Ensembleprognoser (EPS) er et sett med prognoser for samme værsituasjon. Prognosene blir delt inn i "clusters" (grupper) med ulikt antall "medlemmer". Fordelingen brukes for å beregne sannsynligheten for at ulike værtyper skal inntreffe.

Co2

CO2 eller karbondioksid er en drivhusgass og er ved vanlig trykk og temperatur en fargeløs gass med svak syrlig smak og lukt.

Innhold

Beskrivelse

CO2 består av 1 karbonatom og 2 oksygenatom. CO2 er en vesentlig del av livssyklusen på jorden i form av at pust, forbrenning og forråtnelse skaper CO2. Planter bruker CO2 som et viktig element i fotosyntesen.

CO2 sin funksjon som drivhusgass er vesentlig i klimasammenheng. Kort forklart slipper CO2 kortbølget sollys ned til bakken, mens langbølget varmestråling absorberes på vei ut fra jorden.

Tiltak for å begrense CO2-utslipp

Når en skal se på mulighetene for å begrense utslipp av CO2 må en være bevist at utslippene av CO2 i dag er sterkt koblet til mengden energi vi bruker. Skal vi kutte i utslippene er det to strategier som kan benyttes:

  • Kutte i mengden forbrukt energi.
  • Løsne koblingen mellom CO2 og energibruk.

Når det gjelder å kutte i mengden forbrukt engeri, finnes det mange gode tiltak en kan gjøre i dag og som man faktisk kan tjene penger på. På det personlige plan kan eksempler som etterisolering av hus og kjøre mindre bil nevnes. Her finnes det mange gode kilder på nettet som hos Klimaløftet.

Skal vi løsne koblingen mellom energibruk og CO2 utslipp, kommer vi inn i teknologi og teknologiutvikling og tiltak som karbonfangst, utbygging av fornybar energi og kvotehandel. Ideen bak kvotehandel er å gjøre utslipp til atmosfæren dyrere enn å utvikle alternative teknologiske løsninger.

I arbeidet med å kutte ned på CO2 utslippene og løsne koblingen mellom CO2 og energibruk er det svært viktig å være bevisst ulikheten i energibruk og CO2-utslipp i verden. For eksempel slipper Bangladesh ut ca. 0,5 tonn CO2 per innbygger i året, mens Norge slipper ut ca. 14 tonn CO2 per innbygger i året. Et forsvarlig nivå klimamessig ligger globalt på 2-4 tonn CO2 per innbygger i året. Skal utviklingsland komme opp på en levestandard som tilsvarer den norske, må de kunne øke energiforbruket. En vesentlig oppgave blir å hjelpe landene til en økt levestandard uten at det medfører store belastninger på miljøet eller store utslipp av drivhusgasser.

Det blir hevdet at vi ikke trenger å kutte i utslippene da de menneskelige utslippene bare utgjør 4-5% av de naturlige utslippene. Det stemmer at de menneskelige utslippene bare er 4-5 % av de naturlige utslippene. Det som blir en nøkkel her er at de naturlige utslippene er i et system i balanse, mens de menneskelige utslippene kommer som et tillegg til de naturlige. Faktisk så utgjør menneskeskapt CO2 nå ca. 30 % av CO2'en i atmosfæren. Dette kan virke ulogisk, men det har en ganske enkel forklaring. Paralellen til forretningsverdenen er veldig tydelig: Der snakker man om omsetning og netto overskudd. Et firma kan ha en omsetning på mange milliarder i året, men likevel gå med null i overskudd. Utgiftene er da like store som inntektene. For å gå i overskudd må inntektene være større enn utgiftene. Og hvis man setter dette overskuddet i banken så hoper det seg opp over tid. Slik er det også med CO2 i atmosfæren. Hvert år så går vi med et lite overskudd på grunn av de menneskeskapte CO2-utslippene. Og dette lille ekstra hvert år hoper seg altså opp i atmosfæren og i verdenshavene.

Dybdestoff

Jordas overflate absorberer solstråler, energien fra solstrålene sendes ut som varmestråling. Varmestråling, mer korrekt omtalt som infrarød stråling, er "langbølget stråling". Atmosfæren absorberer mye av den infrarøde strålingen. Drivhusgassene, som for eksempel vanndamp, ozon og CO2 fanger opp de infrarøde strålene, og reflekterer dem. Når mengden drivhusgasser øker i atmosfæren vil dette føre til en økt drivhuseffekt, noe som igjen medfører økte temperaturer på jorden. Enkelte hevder at havet vil ta opp det økte innholdet i CO2. Dette er dessverre ikke sant. Havet har kun begrenset mulighet for å ta opp CO2, og denne muligheten blir mindre jo varmere havet blir.

En økning i CO2 vil for enkelte områder gi økt plantevekst og matproduksjon, men dette gjelder ikke hele kloden. For eksempel Norge vil nyte et forbedret landbruk, i hvert fall under de mer moderate fremtidsscenariene. Men under de mer ekstreme scenariene (der den globale temperaturen øker med over fire grader) vil landbruket globalt kollapse, rett og slett fordi det ikke bare er CO2 som bestemmer planteveksten, men også tilgangen på vann, næring og temperatur. Tørke og flom vil som regel ha negativ innvirkning på plantevekst.

Se også

Eksterne lenker

Comfort-index

Varmeindeks (eng. heat index eller humidex) er et mål på hvor komfortabel man føler seg når det er høy temperatur og høy luftfuktighet.

Innhold

Beskrivelse

Skal vi ha det forholdsvis behagelig når lufttemperaturen er høy, må kroppen ha mulighet til å kvitte seg med overskuddsvarme. Vi svetter og svetten fordamper. Denne prosessen fjerner varme fra kroppen. Når lufttemperaturen begynner å nærme seg kroppstemperaturen på 37 °C og det er høy relativ fuktighet, vil fordampingen av svette gå saktere. Dette får oss til å «føle» at temperaturen er høyere enn det termometeret viser. Når temperaturen er høyere enn kroppstemperaturen, vil i tillegg vanndamp i lufta kunne kondensere på kroppen vår, og ubehaget blir riktig stort og farlig. Jo større relativ fuktighet, desto mer kondensasjon.

Eksempler

Hvis lufttemperaturen er så høy som 35 °C og den relative fuktigheten er 40 %, vil det føles som om lufttemperaturen er 37 °C. Øker fuktigheten til 70 % , føles det som vi har en lufttemperatur på 50 °C!

En sommerdag i Norge ligger luftfuktigheten vanligvis på mellom 40 og 60 % når det er oppholdsvær. Det er sjelden at lufttemperaturen kommer over 30 °C. Da er det liten sjanse for at temperatur + luftfuktighet skal gi ubehagelige opplevelser. På sydlige breddegrader kan imidlertid denne kunnskapen være god å ta med seg.

Tabell


Se også

Eksterne lenker

Condensation trail
Kondensasjonsstriper (eksos) fra to fly i tillegg til cirrus-skyer. Foto: Australian Severe Weather

Kondensstriper, kondensasjonsstriper eller contrails (fra eng. condensation trail) er skystriper forårsaket av fly.

Beskrivelse

Kondensstripe med karakteristiske virvler, men bare på den ene siden. Foto: Tor Helge Skaslien/met.no

Kondensstriper har gjerne karakteristiske virvler som skyldes turbulens bak vingene eller flykroppen. Virvlene vises vanligvis bare på den ene siden. Turbulens er ikke relevant for at striper dannes, men viktig for hvordan de blir seende ut.

Kondensstriper som er gått i oppløsning kan forårsake cirrus-skyer.

Typer

Contrails i loop, sett fra satellitt. Klikk på bildet for større versjon. Foto: NOAA/met.no
  • Aerodynamiske striper skyldes avkjøling av lufta som passerer over flyvingen. Denne typen er av kort varighet og utydelig fra bakken. Fra flyet kan det observeres bedre, og kan av og til se ut som røykutvikling.
  • Eksosstriper skyldes utslipp av fuktighet og kondensasjonskjerner fra flyets drivstoff. Oppstår i høyere luftlag, vanligvis over 25000ft. Temperaturen er der så lav at metning lett inntreffer, selv om lufta i utgangspunktet er tørr.

Se også

Condensation trails
Kondensasjonsstriper (eksos) fra to fly i tillegg til cirrus-skyer. Foto: Australian Severe Weather

Kondensstriper, kondensasjonsstriper eller contrails (fra eng. condensation trail) er skystriper forårsaket av fly.

Beskrivelse

Kondensstripe med karakteristiske virvler, men bare på den ene siden. Foto: Tor Helge Skaslien/met.no

Kondensstriper har gjerne karakteristiske virvler som skyldes turbulens bak vingene eller flykroppen. Virvlene vises vanligvis bare på den ene siden. Turbulens er ikke relevant for at striper dannes, men viktig for hvordan de blir seende ut.

Kondensstriper som er gått i oppløsning kan forårsake cirrus-skyer.

Typer

Contrails i loop, sett fra satellitt. Klikk på bildet for større versjon. Foto: NOAA/met.no
  • Aerodynamiske striper skyldes avkjøling av lufta som passerer over flyvingen. Denne typen er av kort varighet og utydelig fra bakken. Fra flyet kan det observeres bedre, og kan av og til se ut som røykutvikling.
  • Eksosstriper skyldes utslipp av fuktighet og kondensasjonskjerner fra flyets drivstoff. Oppstår i høyere luftlag, vanligvis over 25000ft. Temperaturen er der så lav at metning lett inntreffer, selv om lufta i utgangspunktet er tørr.

Se også

Contrail
Kondensasjonsstriper (eksos) fra to fly i tillegg til cirrus-skyer. Foto: Australian Severe Weather

Kondensstriper, kondensasjonsstriper eller contrails (fra eng. condensation trail) er skystriper forårsaket av fly.

Beskrivelse

Kondensstripe med karakteristiske virvler, men bare på den ene siden. Foto: Tor Helge Skaslien/met.no

Kondensstriper har gjerne karakteristiske virvler som skyldes turbulens bak vingene eller flykroppen. Virvlene vises vanligvis bare på den ene siden. Turbulens er ikke relevant for at striper dannes, men viktig for hvordan de blir seende ut.

Kondensstriper som er gått i oppløsning kan forårsake cirrus-skyer.

Typer

Contrails i loop, sett fra satellitt. Klikk på bildet for større versjon. Foto: NOAA/met.no
  • Aerodynamiske striper skyldes avkjøling av lufta som passerer over flyvingen. Denne typen er av kort varighet og utydelig fra bakken. Fra flyet kan det observeres bedre, og kan av og til se ut som røykutvikling.
  • Eksosstriper skyldes utslipp av fuktighet og kondensasjonskjerner fra flyets drivstoff. Oppstår i høyere luftlag, vanligvis over 25000ft. Temperaturen er der så lav at metning lett inntreffer, selv om lufta i utgangspunktet er tørr.

Se også

Contrails
Kondensasjonsstriper (eksos) fra to fly i tillegg til cirrus-skyer. Foto: Australian Severe Weather

Kondensstriper, kondensasjonsstriper eller contrails (fra eng. condensation trail) er skystriper forårsaket av fly.

Beskrivelse

Kondensstripe med karakteristiske virvler, men bare på den ene siden. Foto: Tor Helge Skaslien/met.no

Kondensstriper har gjerne karakteristiske virvler som skyldes turbulens bak vingene eller flykroppen. Virvlene vises vanligvis bare på den ene siden. Turbulens er ikke relevant for at striper dannes, men viktig for hvordan de blir seende ut.

Kondensstriper som er gått i oppløsning kan forårsake cirrus-skyer.

Typer

Contrails i loop, sett fra satellitt. Klikk på bildet for større versjon. Foto: NOAA/met.no
  • Aerodynamiske striper skyldes avkjøling av lufta som passerer over flyvingen. Denne typen er av kort varighet og utydelig fra bakken. Fra flyet kan det observeres bedre, og kan av og til se ut som røykutvikling.
  • Eksosstriper skyldes utslipp av fuktighet og kondensasjonskjerner fra flyets drivstoff. Oppstår i høyere luftlag, vanligvis over 25000ft. Temperaturen er der så lav at metning lett inntreffer, selv om lufta i utgangspunktet er tørr.

Se også

Coordinated Universal Time

UTC er en kortform av Universal Time Coordinated og angir grunnlaget for sivile tidsangivelser i alle land.

Beskrivelse

UTC er ingen egentlig forkortelse, de to første bokstavene angir at det er snakk om en variant av universell tid (engelsk Universal Time) som forkortes UT, og den tredje bokstaven angir at det er koordinert tid (engelsk Coordinated).

Det forekommer ikke sommertid i UTC.

Bruksområde

I værvarsling er bruk av UTC nødvendig blant annet for å lage væranalyser.

Se også

Coriolis

Corioliskraften er jordrotasjonens avbøyende kraft som forklarer vindens og strømmen retning rundt høytrykk og lavtrykk i luft og hav.

Innhold

Opprinnelse

Corioliskraften henter sitt navn fra den franske matematikeren Gaspard Gustave Coriolis. Han var den første som utviklet de matematiske uttrykkene for de tilleggskreftene som oppstår når man studerer bevegelse ut fra et aksekors som roterer (Coriolis, G. G., 1835: Sur les équations du mouvement relatif des systèmes de corps. J. De l'Ecole royale polytechnique 15: 144–154)(*om likningene for relativ bevegelse i et system av legemer). Da Coriolis skrev artikkelen hadde han verken atmosfæren eller havet i tankene, faktisk heller ikke jordrotasjonen, men var mer opptatt av å studere tilleggskreftene i roterende systemer som for eksempel møllehjul. Det er den ene av disse tilleggskreftene (den andre er sentrifugalkraften) som idag bærer hans navn også innen meteorologi og oseanografi. Selv om tilleggskreftene grunnet jordrotasjonen var godt kjent innen meteorologi og oseanografi utover 1800 tallet var Coriolis sitt arbeid lite kjent. Navnet Corioliskraften ble derfor ikke tatt i bruk for alvor i meteorologisk og oseanografisk litteratur før tidlig på 1900 tallet.

Beskrivelse

Det er forskjellene i trykk som fører til bevegelser i luft og hav ( = vind i lufta, strøm i havet). Hadde jordkloden ikke rotert rundt sin egen akse, ville lufta og vannet beveget seg horisontalt fra der det er høyt trykk mot der det er lavt trykk i et forsøk på å utjevne trykkforskjellene. Men jorda roterer jo, og tilleggskreftene beskrevet av Coriolis kommer til anvendelse. Når partikler i luft og hav beveger seg i forhold til jordoverflaten på grunn av trykkforskjellene, samtidig som jorda roterer rundt sin egen akse, medfører Corioliskraften et mer komplisert bevegelsesmønster. Ved jordoverflaten vil derfor tre krefter i hovesak påvirke en partikkels bevegelse: • Trykk-kraften som virker fra høytrykk mot lavtrykk. • Corioliskraften som virker vinkelrett på bevegelsesretningen, til høyre på den nordlige halvkule og til venstre på den sørlige halvkule. • Friksjonskraften som virker i motsatt retning av bevegelsesretningen.

Se også

Eksterne lenker

Coriolis-effekten

Corioliskraften er jordrotasjonens avbøyende kraft som forklarer vindens og strømmen retning rundt høytrykk og lavtrykk i luft og hav.

Innhold

Opprinnelse

Corioliskraften henter sitt navn fra den franske matematikeren Gaspard Gustave Coriolis. Han var den første som utviklet de matematiske uttrykkene for de tilleggskreftene som oppstår når man studerer bevegelse ut fra et aksekors som roterer (Coriolis, G. G., 1835: Sur les équations du mouvement relatif des systèmes de corps. J. De l'Ecole royale polytechnique 15: 144–154)(*om likningene for relativ bevegelse i et system av legemer). Da Coriolis skrev artikkelen hadde han verken atmosfæren eller havet i tankene, faktisk heller ikke jordrotasjonen, men var mer opptatt av å studere tilleggskreftene i roterende systemer som for eksempel møllehjul. Det er den ene av disse tilleggskreftene (den andre er sentrifugalkraften) som idag bærer hans navn også innen meteorologi og oseanografi. Selv om tilleggskreftene grunnet jordrotasjonen var godt kjent innen meteorologi og oseanografi utover 1800 tallet var Coriolis sitt arbeid lite kjent. Navnet Corioliskraften ble derfor ikke tatt i bruk for alvor i meteorologisk og oseanografisk litteratur før tidlig på 1900 tallet.

Beskrivelse

Det er forskjellene i trykk som fører til bevegelser i luft og hav ( = vind i lufta, strøm i havet). Hadde jordkloden ikke rotert rundt sin egen akse, ville lufta og vannet beveget seg horisontalt fra der det er høyt trykk mot der det er lavt trykk i et forsøk på å utjevne trykkforskjellene. Men jorda roterer jo, og tilleggskreftene beskrevet av Coriolis kommer til anvendelse. Når partikler i luft og hav beveger seg i forhold til jordoverflaten på grunn av trykkforskjellene, samtidig som jorda roterer rundt sin egen akse, medfører Corioliskraften et mer komplisert bevegelsesmønster. Ved jordoverflaten vil derfor tre krefter i hovesak påvirke en partikkels bevegelse: • Trykk-kraften som virker fra høytrykk mot lavtrykk. • Corioliskraften som virker vinkelrett på bevegelsesretningen, til høyre på den nordlige halvkule og til venstre på den sørlige halvkule. • Friksjonskraften som virker i motsatt retning av bevegelsesretningen.

Se også

Eksterne lenker

Coriolis-kraften

Corioliskraften er jordrotasjonens avbøyende kraft som forklarer vindens og strømmen retning rundt høytrykk og lavtrykk i luft og hav.

Innhold

Opprinnelse

Corioliskraften henter sitt navn fra den franske matematikeren Gaspard Gustave Coriolis. Han var den første som utviklet de matematiske uttrykkene for de tilleggskreftene som oppstår når man studerer bevegelse ut fra et aksekors som roterer (Coriolis, G. G., 1835: Sur les équations du mouvement relatif des systèmes de corps. J. De l'Ecole royale polytechnique 15: 144–154)(*om likningene for relativ bevegelse i et system av legemer). Da Coriolis skrev artikkelen hadde han verken atmosfæren eller havet i tankene, faktisk heller ikke jordrotasjonen, men var mer opptatt av å studere tilleggskreftene i roterende systemer som for eksempel møllehjul. Det er den ene av disse tilleggskreftene (den andre er sentrifugalkraften) som idag bærer hans navn også innen meteorologi og oseanografi. Selv om tilleggskreftene grunnet jordrotasjonen var godt kjent innen meteorologi og oseanografi utover 1800 tallet var Coriolis sitt arbeid lite kjent. Navnet Corioliskraften ble derfor ikke tatt i bruk for alvor i meteorologisk og oseanografisk litteratur før tidlig på 1900 tallet.

Beskrivelse

Det er forskjellene i trykk som fører til bevegelser i luft og hav ( = vind i lufta, strøm i havet). Hadde jordkloden ikke rotert rundt sin egen akse, ville lufta og vannet beveget seg horisontalt fra der det er høyt trykk mot der det er lavt trykk i et forsøk på å utjevne trykkforskjellene. Men jorda roterer jo, og tilleggskreftene beskrevet av Coriolis kommer til anvendelse. Når partikler i luft og hav beveger seg i forhold til jordoverflaten på grunn av trykkforskjellene, samtidig som jorda roterer rundt sin egen akse, medfører Corioliskraften et mer komplisert bevegelsesmønster. Ved jordoverflaten vil derfor tre krefter i hovesak påvirke en partikkels bevegelse: • Trykk-kraften som virker fra høytrykk mot lavtrykk. • Corioliskraften som virker vinkelrett på bevegelsesretningen, til høyre på den nordlige halvkule og til venstre på den sørlige halvkule. • Friksjonskraften som virker i motsatt retning av bevegelsesretningen.

Se også

Eksterne lenker

Coriolisaksellerasjon

Corioliskraften er jordrotasjonens avbøyende kraft som forklarer vindens og strømmen retning rundt høytrykk og lavtrykk i luft og hav.

Innhold

Opprinnelse

Corioliskraften henter sitt navn fra den franske matematikeren Gaspard Gustave Coriolis. Han var den første som utviklet de matematiske uttrykkene for de tilleggskreftene som oppstår når man studerer bevegelse ut fra et aksekors som roterer (Coriolis, G. G., 1835: Sur les équations du mouvement relatif des systèmes de corps. J. De l'Ecole royale polytechnique 15: 144–154)(*om likningene for relativ bevegelse i et system av legemer). Da Coriolis skrev artikkelen hadde han verken atmosfæren eller havet i tankene, faktisk heller ikke jordrotasjonen, men var mer opptatt av å studere tilleggskreftene i roterende systemer som for eksempel møllehjul. Det er den ene av disse tilleggskreftene (den andre er sentrifugalkraften) som idag bærer hans navn også innen meteorologi og oseanografi. Selv om tilleggskreftene grunnet jordrotasjonen var godt kjent innen meteorologi og oseanografi utover 1800 tallet var Coriolis sitt arbeid lite kjent. Navnet Corioliskraften ble derfor ikke tatt i bruk for alvor i meteorologisk og oseanografisk litteratur før tidlig på 1900 tallet.

Beskrivelse

Det er forskjellene i trykk som fører til bevegelser i luft og hav ( = vind i lufta, strøm i havet). Hadde jordkloden ikke rotert rundt sin egen akse, ville lufta og vannet beveget seg horisontalt fra der det er høyt trykk mot der det er lavt trykk i et forsøk på å utjevne trykkforskjellene. Men jorda roterer jo, og tilleggskreftene beskrevet av Coriolis kommer til anvendelse. Når partikler i luft og hav beveger seg i forhold til jordoverflaten på grunn av trykkforskjellene, samtidig som jorda roterer rundt sin egen akse, medfører Corioliskraften et mer komplisert bevegelsesmønster. Ved jordoverflaten vil derfor tre krefter i hovesak påvirke en partikkels bevegelse: • Trykk-kraften som virker fra høytrykk mot lavtrykk. • Corioliskraften som virker vinkelrett på bevegelsesretningen, til høyre på den nordlige halvkule og til venstre på den sørlige halvkule. • Friksjonskraften som virker i motsatt retning av bevegelsesretningen.

Se også

Eksterne lenker

Corioliseffekten

Corioliskraften er jordrotasjonens avbøyende kraft som forklarer vindens og strømmen retning rundt høytrykk og lavtrykk i luft og hav.

Innhold

Opprinnelse

Corioliskraften henter sitt navn fra den franske matematikeren Gaspard Gustave Coriolis. Han var den første som utviklet de matematiske uttrykkene for de tilleggskreftene som oppstår når man studerer bevegelse ut fra et aksekors som roterer (Coriolis, G. G., 1835: Sur les équations du mouvement relatif des systèmes de corps. J. De l'Ecole royale polytechnique 15: 144–154)(*om likningene for relativ bevegelse i et system av legemer). Da Coriolis skrev artikkelen hadde han verken atmosfæren eller havet i tankene, faktisk heller ikke jordrotasjonen, men var mer opptatt av å studere tilleggskreftene i roterende systemer som for eksempel møllehjul. Det er den ene av disse tilleggskreftene (den andre er sentrifugalkraften) som idag bærer hans navn også innen meteorologi og oseanografi. Selv om tilleggskreftene grunnet jordrotasjonen var godt kjent innen meteorologi og oseanografi utover 1800 tallet var Coriolis sitt arbeid lite kjent. Navnet Corioliskraften ble derfor ikke tatt i bruk for alvor i meteorologisk og oseanografisk litteratur før tidlig på 1900 tallet.

Beskrivelse

Det er forskjellene i trykk som fører til bevegelser i luft og hav ( = vind i lufta, strøm i havet). Hadde jordkloden ikke rotert rundt sin egen akse, ville lufta og vannet beveget seg horisontalt fra der det er høyt trykk mot der det er lavt trykk i et forsøk på å utjevne trykkforskjellene. Men jorda roterer jo, og tilleggskreftene beskrevet av Coriolis kommer til anvendelse. Når partikler i luft og hav beveger seg i forhold til jordoverflaten på grunn av trykkforskjellene, samtidig som jorda roterer rundt sin egen akse, medfører Corioliskraften et mer komplisert bevegelsesmønster. Ved jordoverflaten vil derfor tre krefter i hovesak påvirke en partikkels bevegelse: • Trykk-kraften som virker fra høytrykk mot lavtrykk. • Corioliskraften som virker vinkelrett på bevegelsesretningen, til høyre på den nordlige halvkule og til venstre på den sørlige halvkule. • Friksjonskraften som virker i motsatt retning av bevegelsesretningen.

Se også

Eksterne lenker

Corioliskraften

Corioliskraften er jordrotasjonens avbøyende kraft som forklarer vindens og strømmen retning rundt høytrykk og lavtrykk i luft og hav.

Innhold

Opprinnelse

Corioliskraften henter sitt navn fra den franske matematikeren Gaspard Gustave Coriolis. Han var den første som utviklet de matematiske uttrykkene for de tilleggskreftene som oppstår når man studerer bevegelse ut fra et aksekors som roterer (Coriolis, G. G., 1835: Sur les équations du mouvement relatif des systèmes de corps. J. De l'Ecole royale polytechnique 15: 144–154)(*om likningene for relativ bevegelse i et system av legemer). Da Coriolis skrev artikkelen hadde han verken atmosfæren eller havet i tankene, faktisk heller ikke jordrotasjonen, men var mer opptatt av å studere tilleggskreftene i roterende systemer som for eksempel møllehjul. Det er den ene av disse tilleggskreftene (den andre er sentrifugalkraften) som idag bærer hans navn også innen meteorologi og oseanografi. Selv om tilleggskreftene grunnet jordrotasjonen var godt kjent innen meteorologi og oseanografi utover 1800 tallet var Coriolis sitt arbeid lite kjent. Navnet Corioliskraften ble derfor ikke tatt i bruk for alvor i meteorologisk og oseanografisk litteratur før tidlig på 1900 tallet.

Beskrivelse

Det er forskjellene i trykk som fører til bevegelser i luft og hav ( = vind i lufta, strøm i havet). Hadde jordkloden ikke rotert rundt sin egen akse, ville lufta og vannet beveget seg horisontalt fra der det er høyt trykk mot der det er lavt trykk i et forsøk på å utjevne trykkforskjellene. Men jorda roterer jo, og tilleggskreftene beskrevet av Coriolis kommer til anvendelse. Når partikler i luft og hav beveger seg i forhold til jordoverflaten på grunn av trykkforskjellene, samtidig som jorda roterer rundt sin egen akse, medfører Corioliskraften et mer komplisert bevegelsesmønster. Ved jordoverflaten vil derfor tre krefter i hovesak påvirke en partikkels bevegelse: • Trykk-kraften som virker fra høytrykk mot lavtrykk. • Corioliskraften som virker vinkelrett på bevegelsesretningen, til høyre på den nordlige halvkule og til venstre på den sørlige halvkule. • Friksjonskraften som virker i motsatt retning av bevegelsesretningen.

Se også

Eksterne lenker

Crest
Figuren viser en sinusoidalt bølgeprofil hvor toppene er markert med crest. Illustrasjon: WMO.

Bølgetoppen (eng. crest) eller bølgekammen er det høyeste punktet på en bølge.

Beskrivelse

Etterfølgende bølgetopper er vanligvis av ulik høyde i et komplekst bølgefelt.

Se også

Cu
Cumulus, med sine blomkålaktige utvekster, er kanskje den av skytypene som er lettest å dra kjensel på. Foto: Hans Waagen

Cumulus (Cu) også kalt haugskyer, er enkeltstående, tette skyer med skarpe konturer i form av kupler eller tårn.

Innhold

Beskrivelse

Cumulus har som regel en vannrett underside (skybase) og blomkål-lignende vertikale "oppblomstringer". Hele skyen har et hvitt utseende med en noe mørkere underside. Cumulus kan også forekomme i en noe mer opprevet form.

"Godværs-cumulus" som dannes om dagen over land om sommeren, har sin største utbredelse om ettermiddagen. Disse skyene faller imidlertid fort sammen mot kvelden når bakketemperaturen avtar. Cumulus består hovedsakelig av vanndråper.

Cumulus har skybasis i lavere nivå, men på grunn av sin store vertikale utstrekning kan cumulus ha skytopp også i midlere nivå.

Sett fra satellitt

Den røde pila på satellittbildet viser et område med flere store og små haugskyer. Foto: met.no

På et satellittbilde er det forholdsvis lett å kjenne igjen skyer. Midlere og lave skyer har skytopper lavere enn syv kilometer og har en høyere temperatur enn høye skyer og reflekterer mindre sollys enn høye skyer. Sammensetningen av kanalene i et RGB (124)-bilde gjør at de får et preg av gul farge. Temperaturen i toppen av skyene er viktig for hvilken farge de får i et RGB-bilde.

Haugskyene trer tydeligst frem over hav fordi vannet er mørkt. Store haugskyer vil være lyse på et satellittbilde fordi de strekker seg høyt opp i atmosfæren og får en lav skytopptemperatur. De fleste små og middels store haugskyene har en klar ytre grense. Dersom en cumulussky er i ferd med å vokse til en bygesky blir den "slørete" i toppen. Dette er et god tegn på at den kan gi tordenvær. Det du ser da er ambolten som hovedsaklig består av is og som strekker seg på utsiden av selve skyen.

Dybdestoff

Man kan bruke den såkalte cumulus-formelen til å anslå skyhøyden ved dannelse av cumulus. Formelen ser slik ut:

Differansen mellom bakketemperatur og duggpunktstemperatur x 400 = høyden i fot (T - Td)400=h. Eks.: T=20, Td=10 gir: (20-10)400=4000, skyhøyden blir 4000ft.

Det er én viktig forutsetning som må oppfylles for at dette skal være riktig: Skyene må dannes over avlesningsstedet for temperatur og duggpunkt.

Se også

Cumuliformede skyer
Foran til høyre ser man noen mindre cumulus-skyer. Sannsynligvis ligger det en cumulonimbus bak som gir nedbør. Den store skyen har nok vært en cumulonimbus som er i ferd med å ebbe ut. Foto: Sigmund Tvermyr.

Cumuliformede skyer (haugskyer) en samlebetegnelse for skyer med mindre horisontal ustrekning og stor vertikal utstrekning.

Beskrivelse

Disse skyer er dannet i raskt oppadgående luft og kan gi sterke regn-, sludd-, snø-, og haglbyger med torden.

Eksempler

Se også

Cumuloformede skyer
Foran til høyre ser man noen mindre cumulus-skyer. Sannsynligvis ligger det en cumulonimbus bak som gir nedbør. Den store skyen har nok vært en cumulonimbus som er i ferd med å ebbe ut. Foto: Sigmund Tvermyr.

Cumuliformede skyer (haugskyer) en samlebetegnelse for skyer med mindre horisontal ustrekning og stor vertikal utstrekning.

Beskrivelse

Disse skyer er dannet i raskt oppadgående luft og kan gi sterke regn-, sludd-, snø-, og haglbyger med torden.

Eksempler

Se også

Cumulonimbus
Cumulonimbus-skyer i Skien. Skyene lå nord og øst for byen og ga kraftig regn i Porsgrunnstraktene en halvtimes tid etter at bildet ble tatt. Foto: Sigmund Tvermyr.

Cumulonimbus (Cb) eller bygeskyer er ofte store og tette, opptårnede skymasser med stor vertikal utstrekning som er mer eller mindre stripet eller trevlet i toppen. Toppen brer seg ofte utover og får form av en ambolt.

Innhold

Beskrivelse

Oppblomstring av en calvus fra et større haugskyområde. Foto: Australian Severe Weather.

Bygeskyene er ofte ledsaget av sundrevne styggeværsskyer i lavere nivå. Bygeskyene består som oftest av vanndråper i den nederste delen og av iskrystaller i den øverste delen.

Cumulonimbus er en del av "skyfamilien" cumulus og har skybase i lavere nivå. På grunn av sin store vertikale utstrekning kan kan ha skytopp både i midlere og høyere nivå.

Livsløpet til en Cb er i størrelsesorden 1 time.

Typer

Kjølig og ustabilt vær skapte mange flotte skyformasjoner når cumulusskyene tårnet seg opp utover dagen. På bildet ser man en tydelig ambolt. Bildet er tatt 30. mai i Skien. Foto: Sigmund Tvermyr.

Det er vanlig å skille mellom to typer cumulonimbus:

  • Cumulonimbus calvus, som er uten tydelig amboltform (uten hår/skalle)
  • Cumulonimbus incus, med en tydelig amboltform. (Cumulonimbus capillatus (eg. hårete) er en incus.)

Forekomst

I Norge er Cb vanlig i alle bygesituasjoner. De er lettest å få øye på som ettermiddagsbyger i innlandet om sommeren. Torden- og haglbyger er som regel en Cb, men oftest blir det bare en ordinær regn- eller snøbyge.

Bruksområde

Cumulonimbus er av signifikant betydning for lufttrafikken.

Se også

Cumulunimbus
Cumulonimbus-skyer i Skien. Skyene lå nord og øst for byen og ga kraftig regn i Porsgrunnstraktene en halvtimes tid etter at bildet ble tatt. Foto: Sigmund Tvermyr.

Cumulonimbus (Cb) eller bygeskyer er ofte store og tette, opptårnede skymasser med stor vertikal utstrekning som er mer eller mindre stripet eller trevlet i toppen. Toppen brer seg ofte utover og får form av en ambolt.

Innhold

Beskrivelse

Oppblomstring av en calvus fra et større haugskyområde. Foto: Australian Severe Weather.

Bygeskyene er ofte ledsaget av sundrevne styggeværsskyer i lavere nivå. Bygeskyene består som oftest av vanndråper i den nederste delen og av iskrystaller i den øverste delen.

Cumulonimbus er en del av "skyfamilien" cumulus og har skybase i lavere nivå. På grunn av sin store vertikale utstrekning kan kan ha skytopp både i midlere og høyere nivå.

Livsløpet til en Cb er i størrelsesorden 1 time.

Typer

Kjølig og ustabilt vær skapte mange flotte skyformasjoner når cumulusskyene tårnet seg opp utover dagen. På bildet ser man en tydelig ambolt. Bildet er tatt 30. mai i Skien. Foto: Sigmund Tvermyr.

Det er vanlig å skille mellom to typer cumulonimbus:

  • Cumulonimbus calvus, som er uten tydelig amboltform (uten hår/skalle)
  • Cumulonimbus incus, med en tydelig amboltform. (Cumulonimbus capillatus (eg. hårete) er en incus.)

Forekomst

I Norge er Cb vanlig i alle bygesituasjoner. De er lettest å få øye på som ettermiddagsbyger i innlandet om sommeren. Torden- og haglbyger er som regel en Cb, men oftest blir det bare en ordinær regn- eller snøbyge.

Bruksområde

Cumulonimbus er av signifikant betydning for lufttrafikken.

Se også

Cumulus
Cumulus, med sine blomkålaktige utvekster, er kanskje den av skytypene som er lettest å dra kjensel på. Foto: Hans Waagen

Cumulus (Cu) også kalt haugskyer, er enkeltstående, tette skyer med skarpe konturer i form av kupler eller tårn.

Innhold

Beskrivelse

Cumulus har som regel en vannrett underside (skybase) og blomkål-lignende vertikale "oppblomstringer". Hele skyen har et hvitt utseende med en noe mørkere underside. Cumulus kan også forekomme i en noe mer opprevet form.

"Godværs-cumulus" som dannes om dagen over land om sommeren, har sin største utbredelse om ettermiddagen. Disse skyene faller imidlertid fort sammen mot kvelden når bakketemperaturen avtar. Cumulus består hovedsakelig av vanndråper.

Cumulus har skybasis i lavere nivå, men på grunn av sin store vertikale utstrekning kan cumulus ha skytopp også i midlere nivå.

Sett fra satellitt

Den røde pila på satellittbildet viser et område med flere store og små haugskyer. Foto: met.no

På et satellittbilde er det forholdsvis lett å kjenne igjen skyer. Midlere og lave skyer har skytopper lavere enn syv kilometer og har en høyere temperatur enn høye skyer og reflekterer mindre sollys enn høye skyer. Sammensetningen av kanalene i et RGB (124)-bilde gjør at de får et preg av gul farge. Temperaturen i toppen av skyene er viktig for hvilken farge de får i et RGB-bilde.

Haugskyene trer tydeligst frem over hav fordi vannet er mørkt. Store haugskyer vil være lyse på et satellittbilde fordi de strekker seg høyt opp i atmosfæren og får en lav skytopptemperatur. De fleste små og middels store haugskyene har en klar ytre grense. Dersom en cumulussky er i ferd med å vokse til en bygesky blir den "slørete" i toppen. Dette er et god tegn på at den kan gi tordenvær. Det du ser da er ambolten som hovedsaklig består av is og som strekker seg på utsiden av selve skyen.

Dybdestoff

Man kan bruke den såkalte cumulus-formelen til å anslå skyhøyden ved dannelse av cumulus. Formelen ser slik ut:

Differansen mellom bakketemperatur og duggpunktstemperatur x 400 = høyden i fot (T - Td)400=h. Eks.: T=20, Td=10 gir: (20-10)400=4000, skyhøyden blir 4000ft.

Det er én viktig forutsetning som må oppfylles for at dette skal være riktig: Skyene må dannes over avlesningsstedet for temperatur og duggpunkt.

Se også

D
DMI

DMI er det danske meteorologiske instituttet.

Eksterne lenker

DMO

Dependent Meteorological Office (DMO) er et meteorologisk kontor underlagt et MWO.

Beskrivelse

Flyværtjenestekontorene i Norge er DMOer. Værtjenestene på Svalbard, Bardufoss, Andøya og Bodø er underlagt MWO Tromsø, mens værtjenesten på Ørlandet er underlagt MWO Bergen.

Se også

DNMI

Meteorologisk institutt står for den offentlige meteorologiske tjeneste for sivile og militære formål i Norge.

Beskrivelse

Ved årsskiftet 2009/20010 hadde met.no 430 årsverk som jobber i den meteorologiske kjeden; fra observering av data via strømmen gjennom IT-systemet til meteorologisk personale som lager værvarlser og forskere som jobber med å forbedre varslene og utnytte data til økt forståelse for vær og klima. Egne meteorologer og forskere er dedikert til å bedre kvaliteten på varslene, enkelte av dem med spesielt fokus på yr.no.

Meteorologisk institutt har 230 meteorologiske observasjonsstasjoner på land. 38 stasjoner eies av samarbeidspartnere, (AVINOR ikke medregnet.) Av disse er:

  • 31 manuelle værstasjoner
  • 31 stasjoner har observatør
  • 207 automatiserte værstasjoner (AVS) hvorav 52 stasjoner har tilknyttet observatør

Av de automatiske værstasjonene ligger:

  • 54 stasjoner på flyplasser. 18 av disse stasjonene har tilknyttet observatør slik at de foretar visuelle observasjoner.
  • 10 værstasjoner er i Arktis/Antarktis. 9 av stasjonene ligger i Arktis. met.no har til sammen 18 ansatte på ishavet, for å fange opp farlige vær.

Historikk

Meteorologisk institutt ble opprettet 1. desember 1866 og er underlagt Kunnskapsdepartementet. Hovedadministrasjonen ligger på Blindern i Oslo og det er regionale værvarsligskontorer i Oslo, Bergen og Tromsø. I tillegg er det værtjenestekontorer på disse flyplassene: Ørlandet, Bodø, Bardufoss, Andøya og Svalbard.

Navnet var tidligere Det norske meteorologiske institutt (DNMI), navnet ble endret i 2002 og i 2012. Følg lenkene under og les mer om instituttets oppgaver og historie.

Eksterne lenker

DTG

Dato-tids-gruppe (DTG) er en sekssifret tidsangivelse, bestående av dato, timer, minutter.

Eksempel

021520Z betyr den andre dagen i måneden, klokken 15:20 UTC.

Bruksområde

Alle observasjoner og varsler i flyværvarslingen inneholder en DTG for å angi gyldighetstidspunkt eller -periode. En observasjon eller et varsel uten tidsangivelse (eller stedsangivelse) er ingenting verd.

Se også

Danmarks Meteorologiske Institut

DMI er det danske meteorologiske instituttet.

Eksterne lenker

Danmarks Meteorologiske Institutt

DMI er det danske meteorologiske instituttet.

Eksterne lenker

Dato-tids-gruppe

Dato-tids-gruppe (DTG) er en sekssifret tidsangivelse, bestående av dato, timer, minutter.

Eksempel

021520Z betyr den andre dagen i måneden, klokken 15:20 UTC.

Bruksområde

Alle observasjoner og varsler i flyværvarslingen inneholder en DTG for å angi gyldighetstidspunkt eller -periode. En observasjon eller et varsel uten tidsangivelse (eller stedsangivelse) er ingenting verd.

Se også

Datotidsgruppe

Dato-tids-gruppe (DTG) er en sekssifret tidsangivelse, bestående av dato, timer, minutter.

Eksempel

021520Z betyr den andre dagen i måneden, klokken 15:20 UTC.

Bruksområde

Alle observasjoner og varsler i flyværvarslingen inneholder en DTG for å angi gyldighetstidspunkt eller -periode. En observasjon eller et varsel uten tidsangivelse (eller stedsangivelse) er ingenting verd.

Se også

Delvis skyet
Lettskyet over Forskningsparken i Oslo. Foto: met.no

Skymengde er et mål for hvor stor del av himmelen som er dekket med skyer.

Innhold

Beskrivelse

Observert skymengde kan angis i antall åttendedeler av himmelen som er dekket av skyer eller som et prosent-tall. I SYNOP-meldingene er åttendedelene standard.

UttrykkSkymengde
Klart, evt. pent vær0-2 åttendedeler
Lettskyet1-3 åttendedeler
Delvis skyet3-5 åttendedeler
Skyet5-8 åttendedeler
Skiftende skydekkeVariasjon med minst 3/8, minst 2 ganger i perioden


I værvarslingen

Typiske uttrykk for forandringer i skydekke og nedbør:

  • Oppklarnende vær, oppklarning: Overgang til oppholdsvær med høyst 4/8 total skymengde.
  • Kortvarig (forbigående) oppklarning: Det begynner å skye til igjen i slutten av varslingsperioden eller litt senere.
  • Tiltykning til nedbør. Tiltyknende, tilskyende vær: Overgang fra oppholdsvær med klare partier på himmelen..
  • Lettere vær: Det ventes forsatt nedbør, men vesentlig mindre i denne perioden enn i foregående.

I flymeteorologien

Flyværtjenesten bruker andre uttrykk for skymengde. Disse er også internasjonal standard, men er regulert av ICAO gjennom METAR-koden.

ForkortelseUttrykkSkymengde
SKCSky Clear0 åttendedeler
FEWFew1-2 åttendedeler
SCTScattered3-4 åttendedeler
BKNBroken5-7 åttendedeler
OVCOvercast8 åttendedeler

Ekstern lenke

Den arktiske oscillasjon

Den arktiske oscillasjon (AO) (the Arctic Oscillation eller the Northern Annular Mode) er betegnelsen på et storstilt luftstrømsystem.

Beskrivelse

Luftmassene over Arktis svinger mellom Nordpolen og de omkringliggende områdene. Denne bevegelsen gjenspeiles i variasjonene i trykket ved havnivå, og er kjent som Den arktiske oscillasjonen (AO).

AO er nært beslektet med den nord-atlantiske oscillasjonen (NAO), men har en noe ulik teknisk deifinisjon: Nemlig den første empiriske ortogonale funksjonen (EOF) av trykket ved havnivå over den nordlige hemisfære, mens NAO er definert som trykkforskjellen (ved havnivå) mellom Island og Asorene (noen ganger brukes Lisboa eller Gibralter i stedenfor Asorene).

Se også

Den cirkumzenitale bue
Her er den, den den cirkumzenitale buen. Selve buen er ikke så sjelden, men er spesiell fordi fargene er så klare og tydelige. Foto: Mike Mills

Cirkumzenital bue er et optisk fenomen som følge av sollys som bryter gjennom iskrystaller.

Beskrivelse

Den cirkumzenitale buen oppstår ved at sollyset brytes gjennom iskrystaller som har en spesiell form og som befinner seg høyt oppe i atmosfæren.

Se også

Eksterne lenker

Den intertropiske konvergenssonen

Den intertropiske konvergenssonen eller Inter Tropical Convergence Zone (ITCZ) er der hvor nordøst-passat nord for Ekvator og sørøst-passat sør for Ekvator møtes.

Beskrivelse

Nær Ekvator finner vi ikke høytrykk og lavtrykk tilsvarende det vi har på høyere bredder. Det er andre fysiske forhold som skaper vind. Sola står høyt på himmelen året rundt i tropiske strøk, områdene på begge sider av Ekvator. Lufta ved bakken/havoverflaten varmes kraftig opp, blir lett og stiger til værs. Det er forholdsvis lavt lufttrykk i tropene (varm luft = lett luft = lavt lufttrykk), men det dannes ikke enkeltstående lavtrykksområder slik vi har på våre breddegrader.

Lufta som stiger til værs i tropene må erstattes av luft som kommer strømmende nord- og sørfra, fra de subtropiske høytrykkene omkring 30 o N og S. Disse luftbevegelsene, vinden, kalles passatvind, nordøst-passat nord for Ekvator, sørøst-passat sør for Ekvator. Der disse to passatene møtes (se også konvergens), har vi den intertropiske konvergenssonen. Denne sonen flytter seg med årstidene (solas posisjon), og er lengst nord når det er sommer på den nordlige halvkule.

Se også

Den nord-atlantiske oscillasjon

Den nord-atlantiske oscillasjon (NAO), på engelsk The North Atlantic Oscillation, er betegnelsen på et klimatisk fenomen som skyldes forskjellene i lufttrykk mellom Island og Asorene.

Innhold

Beskrivelse

Ordet oscillasjon betegner en type svingninger. Den nord-atlantiske oscillasjon kjennetegnes av at lufttrykket ved havnivå over Island svinger i motfase med tilsvarende trykk over Asorene. Det er stort sett på seinhøsten, om vinteren og tidlig på våren at NAO er framtredende.

NAO er nært forbundet med fenomenet Den arktiske oscillasjon som er et mer utbredt mønster av trykkvariasjon, mens NAO er av mer regional art.

Dybdestoff

Man bruker gjerne en indeks (NAO-indeksen) for å beskrive NAO-tilstanden:

  • Høy indeks gir vestavær: Trykket over Island lavere enn normalt. Dette medfører mer vestavind med mild og fuktig vestlig luftstrøm over Sør-Norge, slik at vi får milde vintre i sør.
  • Lav indeks gir østavær: Tilsier kaldere vintervær forbundet med luftmasser fra øst.

Indeksen er den standardiserte differansen mellom trykket over Asorene og Island (SLP står for Sea Level Pressure):

 (SLP[Asorene] - SLP[Island] - middelverdien)/standardavviket

Lufttrykket ved havnivå bestemmes av hvor mye luftmasse som ligger over havet og trykker. Når trykket endrer seg, er det en konsekvens av at luftmassene flytter på seg. Forskjell i trykket mellom ulike steder skaper også en kraft som gjør at vinder oppstår.

Et storstilt temperaturmønster med luft som er varmere enn normalt over Nord-Europa og kaldere enn normalt over det vestlige Grønland og Labrador, er forbundet med NAO. Likså er et nedbørmønster med mer nedbør enn normalt i det sørlige Skandinavia/Nord-Europa og mindre enn normalt over det sørlige Spania/Portugal et trekk som forbindes med positiv NAO-indeks.

Se også

Eksterne lenker

Dependent Meteorological Office

Dependent Meteorological Office (DMO) er et meteorologisk kontor underlagt et MWO.

Beskrivelse

Flyværtjenestekontorene i Norge er DMOer. Værtjenestene på Svalbard, Bardufoss, Andøya og Bodø er underlagt MWO Tromsø, mens værtjenesten på Ørlandet er underlagt MWO Bergen.

Se også

Deposisjon

Avsetning (også kalt deposisjon) er en faseovergang direkte fra gass til fast form. Det motsatte kalles for sublimasjon.

Beskrivelse

En slik faseovergang kan være at vanndamp fryser til rim eller iskrystaller uten å gå veien om væske.

I kalde skyer, altså skyer med både iskrystaller og underkjølte skydråper, vil noen av de underkjølte dråpene til en viss grad gå over til vanndamp, som etter hvert vil avsettes direkte til små iskrystaller. Dette, sammen med underkjølte vannråper, gjør at iskrystallene vil vokse raskt og falle ut av skyen som snø, som vil nå bakken som det hvis temperaturen holder seg lav. Er temperaturen imidlertid høy nok i et bakkenært sjikt, vil snøflakene smelte og vi får regn.

Se også

Det absolutte nullpunkt

Det absolutte nullpunkt er grensen for hvor kaldt det fysisk er mulig å bli.

Beskrivelse

Det absolutte nullpunkt er ved minus 273,15 oCelsius = 0 Kelvin.

Se også

Det finske meteorologiske institutt

FMI er det finske meteorologiske instituttet.

Se også

Eksterne lenker

Dette er MetOp
EUMETSAT sin planlagte METOP polarbanesatellitt. Illustrasjon: EUMETSAT

MetOp (Europeisk meteorologisk polarbanesatellitt) er en værsatellitt som administrert av EUMETSAT.

Innhold

Beskrivelse

MetOp gjør 14 runder rundt Jorda i døgnet, og dekker dermed jordoverflaten to ganger pr. døgn. Norges plassering på den nordlige halvkule gjør at MetOp-satellitten vil gi ekstra god dekning av norske områder. MetOp A er den første i rekken av tre polarbanesatellitter som skal skytes opp de neste årene:

  • MetOp A ble skutt opp fra Baikonour Cosmodrome i Kazakhstan i oktober 2006.
  • MetOp B skytes opp i 2010.
  • MetOp C skytes opp i 2014.

Det er den russiskproduserte Soyuz ST-raketten som skal ta MetOp ut i verdensrommet og det er beregnet at de tre satellittene til sammen skal være i drift fram til år 2020.

  • MetOp er utviklet i regi av EUMETSAT og Det europeiske romsenteret (ESA) og utviklingen har pågått i åtte år og kostet 19,1 milliarder norske kroner.
  • MetOp er utstyrt med instrumenter fra EUMETSAT, ESA, det franske romsenteret (CNES) og amerikanske US National Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA).
  • Dataene fra MetOp skal leses ned i bakkestasjonen til Kongsberg Satellite Services (KSAT)Svalbard og derfra overføres de til EUMETSATs hovedkvarter i Darmstad, Tyskland.
  • MetOp-serien overtar for amerikanske NOAA-satellitter.

Tekniske fakta

  • MetOps egenvekt er 4085 kilo.
  • MetOp er 6,3 meter høy og 2,5 x 2,5 meter bred.
  • MetOp bringer med seg 12 hovedinstrumenter.
  • Et solcellepanel skal gi kraft til hovedinstrumentene.
  • Med solcellepanelet utfoldet vil satellitten være 17,6 x 6,6 x 5 meter.

Instrumenter

MetOp A bringer med seg 12 hovedinstrumenter, hvorav to har annen nytte enn meteorologisk. Et av dem; IASI, er det første instrumentet i sitt slag.

  • IASI (Infrared Atmospheric Sounding Interferometer)
  • ASCAT (Advanced Scatterometer)
  • GOME-2 (Global Ozone Monitoring Experiment-2)
  • MSH (Microwave Humidity Sounder)
  • GRAS (Global navigation satellite systems radio occulation GNSS Receiver for Atmospheric Sounding)
  • AMSU-A1/A2 (Advanced Microwave Sounding Units)
  • HIRS/4 (High Resolution Infrared Sounder)
  • AVHRR (Advanced Very High Resolution Radiometer)
  • A-DCS (Advanced Data Collection System)
  • SEM-2 (Space Environment Monitor)
  • HERITAGE
  • SARP-3 (Search And Rescue Processor)
  • SARR (Search And Rescue Repeater)

Se også

Diabatisk

Diabatiske prosesser er termodynamiske prosesser der det utveksles varmeenergi med omgivelsene, det motsatte av adiabatisk.

Eksempler

Typiske eksempler i meteorologien er stråling, fordampning og kondensasjon.

Se også

Diabatiske prosesser

Diabatiske prosesser er termodynamiske prosesser der det utveksles varmeenergi med omgivelsene, det motsatte av adiabatisk.

Eksempler

Typiske eksempler i meteorologien er stråling, fordampning og kondensasjon.

Se også

Diffluens

Diffluens er når luft strømmer i ulik retning ut fra et område, det "motsatte av" konfluens.

Se også

Dis

Dis er skydråper som sprer sollys slik at man får redusert sikt.

Beskrivelse

Dis kan også oppstå som følge av høy luftforurensning, gasser eller partikler som sprer sollyset slik at sikten blir mindre. Da kalles gjerne dette for ølrøyk eller smog. Når sikten i horisontal retning kommer under 1 km kalles det tåke.

Se også

Divergens

Divergens er hvor luft etter hvert spres utover i horiontalplanet, det motsatte av konvergens

Beskrivelse

I atmosfæren kan luftpartiklene bevege seg fritt i alle retninger. Ved å se på den gjennomsnittlige luftbevegelsen (vinden), framkommer et storstilt mønster: De stabile vindsystemene over verdenshavene, knyttet til høytrykk- og lavtrykksområder.

Eksempel

Et eksempel på divergens finner vi i de store høytrykkene omkring 30 grader nord og sør, der lufta synker ned til jordoverflaten for så å blåse ut i alle retninger fra høytrykkets sentrum.

Se også

Doldrums

Stillebelte (eng. doldrums) er områder på Jorden med svak vind.

Downburst

Microburst er betegnelsen på en lokal kraftig, men ofte kortvarig vind som dannes ved at forholdsvis kald luft strømmer ned til bakken under en bygesky.

Beskrivelse

I slike skyer er det kraftige vertikale bevegelser, opp og ned. Når det begynner å falle nedbør ut av en bygesky, kan dette medføre at de nedadgående luftstrømmene når helt ned til bakken og brer seg ut horisontalt. Kraftig vindskjær kan bli resultatet, noe som kan utgjøre en stor fare for flytrafikken, spesielt for fly i lav høyde, under landing og avgang.

Se også

Eksterne lenker

Drivhuseffekt

Drivhuseffekten er oppvarming av atmosfæren og jordens overflate som følge av at noen av gassene i atmosfæren absorberer en del av den infrarøde varmestrålingen fra jordoverflaten.

Beskrivelse

I et drivhus, med vegger og tak av glass, trenger mye av den kortbølgete strålingen gjennom glasset. Veldig lite av den langbølgete strålingen slipper ut igjen, gjennom vegger og tak. Denne "drivhuseffekten" ligner på den strålingsbalansen vi har mellom kortbølget og langbølget stråling i jordas atmosfære. Derav navnet.

Drivhuseffekten fører til at Jorden blir varmere enn om vi ikke hadde drivhuseffkten ved at deler av varmestrålingen fra Jorden blir stoppet i atmosfæren.

Dybdestoff

Mye av den kortbølgete solstrålingen passerer tvers gjennom atmosfæren og treffer jordoverflaten. En stor del av den langbølgete jordstrålingen stoppes imidlertid av noen gasser - drivhusgasser - i atmosfæren. I praksis betyr dette at ikke all varmen/energien fra Sola "slipper ut" i verdensrommet igjen. Dermed blir temperaturen i atmosfæren høyere enn hva den ville vært uten disse gassene; særlig nær jordoverflaten,. Vi får en gjennomsnittstemperatur i lufta ved jordoverflaten på ca. 15 °C , som gir grunnlag for liv på Jorda. Uten drivhuseffekten ville middeltemperaturen ligget på -18 °C. En økning av drivhusgassene i atmosfæren vil gjøre drivhuseffekten sterkere.

Se også

Drivhuseffekt

Drivhuseffekten er oppvarming av atmosfæren og jordens overflate som følge av at noen av gassene i atmosfæren absorberer en del av den infrarøde varmestrålingen fra jordoverflaten.

Beskrivelse

I et drivhus, med vegger og tak av glass, trenger mye av den kortbølgete strålingen gjennom glasset. Veldig lite av den langbølgete strålingen slipper ut igjen, gjennom vegger og tak. Denne "drivhuseffekten" ligner på den strålingsbalansen vi har mellom kortbølget og langbølget stråling i jordas atmosfære. Derav navnet.

Drivhuseffekten fører til at Jorden blir varmere enn om vi ikke hadde drivhuseffkten ved at deler av varmestrålingen fra Jorden blir stoppet i atmosfæren.

Dybdestoff

Mye av den kortbølgete solstrålingen passerer tvers gjennom atmosfæren og treffer jordoverflaten. En stor del av den langbølgete jordstrålingen stoppes imidlertid av noen gasser - drivhusgasser - i atmosfæren. I praksis betyr dette at ikke all varmen/energien fra Sola "slipper ut" i verdensrommet igjen. Dermed blir temperaturen i atmosfæren høyere enn hva den ville vært uten disse gassene; særlig nær jordoverflaten,. Vi får en gjennomsnittstemperatur i lufta ved jordoverflaten på ca. 15 °C , som gir grunnlag for liv på Jorda. Uten drivhuseffekten ville middeltemperaturen ligget på -18 °C. En økning av drivhusgassene i atmosfæren vil gjøre drivhuseffekten sterkere.

Se også

Drivhuseffekten

Drivhuseffekten er oppvarming av atmosfæren og jordens overflate som følge av at noen av gassene i atmosfæren absorberer en del av den infrarøde varmestrålingen fra jordoverflaten.

Beskrivelse

I et drivhus, med vegger og tak av glass, trenger mye av den kortbølgete strålingen gjennom glasset. Veldig lite av den langbølgete strålingen slipper ut igjen, gjennom vegger og tak. Denne "drivhuseffekten" ligner på den strålingsbalansen vi har mellom kortbølget og langbølget stråling i jordas atmosfære. Derav navnet.

Drivhuseffekten fører til at Jorden blir varmere enn om vi ikke hadde drivhuseffkten ved at deler av varmestrålingen fra Jorden blir stoppet i atmosfæren.

Dybdestoff

Mye av den kortbølgete solstrålingen passerer tvers gjennom atmosfæren og treffer jordoverflaten. En stor del av den langbølgete jordstrålingen stoppes imidlertid av noen gasser - drivhusgasser - i atmosfæren. I praksis betyr dette at ikke all varmen/energien fra Sola "slipper ut" i verdensrommet igjen. Dermed blir temperaturen i atmosfæren høyere enn hva den ville vært uten disse gassene; særlig nær jordoverflaten,. Vi får en gjennomsnittstemperatur i lufta ved jordoverflaten på ca. 15 °C , som gir grunnlag for liv på Jorda. Uten drivhuseffekten ville middeltemperaturen ligget på -18 °C. En økning av drivhusgassene i atmosfæren vil gjøre drivhuseffekten sterkere.

Se også

Drivhusgass

Drivhusgasser er gasser som påvirker strålingsbalansen i atmosfæren, og dermed temperaturen på Jorden.

Innhold

Beskrivelse

I utgangspunktet er drivhuseffekten en naturlig prosess. Menneskelig aktivitet påvirker imidlertid atmosfærens sammensetning av gasser, for eksempel ved utslipp i forbindelse med fyring (ved, kull, olje), bilkjøring eller industrivirksomhet.

Forurensning som bestråles av sterkt sollys kan danne en fotokjemisk tåke som blant annet består av ozon. Dermed stiger ozonnivået i atmosfærens nederste del, og den naturlige drivhuseffekten forsterkes. En økning av mengden klimagasser gjør at atmosfæren holder på mer varme enn den ellers ville gjort.

De fleste klimaforskere mener at gjennomsnittstemperaturen i atmosfæren har økt det siste hundreåret og at den viktigste årsaken er menneskelig aktivitet. Forskerne mener også at temperaturen vil fortsette å øke i lang tid, selv om utslippene av klimagasser holdes på dagens nivå.

Typer

Viktige drivhusgasser i Jordas atmosfære er:

Se også

Eksterne lenker

Drivhusgassene

Drivhusgasser er gasser som påvirker strålingsbalansen i atmosfæren, og dermed temperaturen på Jorden.

Innhold

Beskrivelse

I utgangspunktet er drivhuseffekten en naturlig prosess. Menneskelig aktivitet påvirker imidlertid atmosfærens sammensetning av gasser, for eksempel ved utslipp i forbindelse med fyring (ved, kull, olje), bilkjøring eller industrivirksomhet.

Forurensning som bestråles av sterkt sollys kan danne en fotokjemisk tåke som blant annet består av ozon. Dermed stiger ozonnivået i atmosfærens nederste del, og den naturlige drivhuseffekten forsterkes. En økning av mengden klimagasser gjør at atmosfæren holder på mer varme enn den ellers ville gjort.

De fleste klimaforskere mener at gjennomsnittstemperaturen i atmosfæren har økt det siste hundreåret og at den viktigste årsaken er menneskelig aktivitet. Forskerne mener også at temperaturen vil fortsette å øke i lang tid, selv om utslippene av klimagasser holdes på dagens nivå.

Typer

Viktige drivhusgasser i Jordas atmosfære er:

Se også

Eksterne lenker

Drivhusgasser

Drivhusgasser er gasser som påvirker strålingsbalansen i atmosfæren, og dermed temperaturen på Jorden.

Innhold

Beskrivelse

I utgangspunktet er drivhuseffekten en naturlig prosess. Menneskelig aktivitet påvirker imidlertid atmosfærens sammensetning av gasser, for eksempel ved utslipp i forbindelse med fyring (ved, kull, olje), bilkjøring eller industrivirksomhet.

Forurensning som bestråles av sterkt sollys kan danne en fotokjemisk tåke som blant annet består av ozon. Dermed stiger ozonnivået i atmosfærens nederste del, og den naturlige drivhuseffekten forsterkes. En økning av mengden klimagasser gjør at atmosfæren holder på mer varme enn den ellers ville gjort.

De fleste klimaforskere mener at gjennomsnittstemperaturen i atmosfæren har økt det siste hundreåret og at den viktigste årsaken er menneskelig aktivitet. Forskerne mener også at temperaturen vil fortsette å øke i lang tid, selv om utslippene av klimagasser holdes på dagens nivå.

Typer

Viktige drivhusgasser i Jordas atmosfære er:

Se også

Eksterne lenker

Drivis
Drivis utenfor Hopen værstasjon. Foto: Erik Bjørnstad/met.no

Drivis (eng. drift ice) kalles alle former for havis, bortsett fra fastis, uanhengig av hvilken form den har eller hvordan den er fordelt.

Se også

Drop-sonde

Drop-sonde er en radiosonde med en liten fallskjerm, som blir sluppet fra fly.

Beskrivelse

De fleste radiosondene blir festet til værballonger som slippes fra faste steder på jordoverflaten. Med drop-sonder kan man i større grad oppsøke værfenomener som man ønsker å studere nærmere.

Se også

Drop-sonder

Drop-sonde er en radiosonde med en liten fallskjerm, som blir sluppet fra fly.

Beskrivelse

De fleste radiosondene blir festet til værballonger som slippes fra faste steder på jordoverflaten. Med drop-sonder kan man i større grad oppsøke værfenomener som man ønsker å studere nærmere.

Se også

Dugg

Dugg er vanndamp som kondenserer mot bakken.

Beskrivelse

Dugg oppstår når temperaturen på bakken faller under luftas duggpunktstemperatur. Hvis bakketemperaturen samtidig er på minussiden avsettes vanndampen som rim.

Se også

Duggpunktstemperatur

Duggpunktstemperatur er den temperaturen lufta må avkjøles til før metning (duggdannelse) inntreffer.

Beskrivelse

Duggpunktstemperaturen er alltid lavere enn temperaturen, og gir i mye større grad et bilde av den absolutte fuktigheten i lufta, enn relativ fuktighet gjør.

Se også

Eksterne lenker

Duggpunkttemperatur

Duggpunktstemperatur er den temperaturen lufta må avkjøles til før metning (duggdannelse) inntreffer.

Beskrivelse

Duggpunktstemperaturen er alltid lavere enn temperaturen, og gir i mye større grad et bilde av den absolutte fuktigheten i lufta, enn relativ fuktighet gjør.

Se også

Eksterne lenker

Dust devil

Støvvirvler eller sandvirvler (eng. dust devil) tydelig definerte lokale virvelbevegelser i atmosfæren frakter sand og støv til værs.

Beskrivelse

Støvvirvlene skyldes sterk soloppvarming av bakken i et område med mye sand eller tørr jord. Lufta nær bakken stiger lokalt (konveksjon) og det settes i gang en "støvete" virvel når luft fra omgivelsene strømmer inn for å erstatte den oppstigende, varme lufta.

Forekomst

I Norge blir det ofte observert slike fenomener om våren over jordbruksområder med nypløyd tørr jord, før veksten har begynt. Virvlene er gjerne noen meter høye, med en diameter på noen få meter.

Se også

Dust devil

Støvvirvler eller sandvirvler (eng. dust devil) tydelig definerte lokale virvelbevegelser i atmosfæren frakter sand og støv til værs.

Beskrivelse

Støvvirvlene skyldes sterk soloppvarming av bakken i et område med mye sand eller tørr jord. Lufta nær bakken stiger lokalt (konveksjon) og det settes i gang en "støvete" virvel når luft fra omgivelsene strømmer inn for å erstatte den oppstigende, varme lufta.

Forekomst

I Norge blir det ofte observert slike fenomener om våren over jordbruksområder med nypløyd tørr jord, før veksten har begynt. Virvlene er gjerne noen meter høye, med en diameter på noen få meter.

Se også

Døgngjennomsnitt

Døgngjennomsnitt eller døgnmiddel er gjennomsnittet av en værparameter for et helt døgn.

Se også

Døgnmiddel

Døgngjennomsnitt eller døgnmiddel er gjennomsnittet av en værparameter for et helt døgn.

Se også

Døgnmiddeltemperatur

Døgnmiddeltemperatur er gjennomsnittstemperaturen gjennom et temperaturdøgn.

Dybdestoff

Døgnmiddeltemperaturen fra manuelle værstasjoner regnes ut med følgende formel:

t = N - k(N-min)

  • N = 1/3 (t06 + t12 + t18), dvs. gjennomsnittet av temperaturen kl 06, 12 og 18 UTC.
  • k er en faktor som varierer med sted og måned.
  • min er temperaturdøgnets minimumstemperatur.

En forenklet metode: t = 1/4 (t06 + t18 + min + max)

Se også

Døgnmiddeltemperaturen

Døgnmiddeltemperatur er gjennomsnittstemperaturen gjennom et temperaturdøgn.

Dybdestoff

Døgnmiddeltemperaturen fra manuelle værstasjoner regnes ut med følgende formel:

t = N - k(N-min)

  • N = 1/3 (t06 + t12 + t18), dvs. gjennomsnittet av temperaturen kl 06, 12 og 18 UTC.
  • k er en faktor som varierer med sted og måned.
  • min er temperaturdøgnets minimumstemperatur.

En forenklet metode: t = 1/4 (t06 + t18 + min + max)

Se også

Døgnmiddeltemperaturer

Døgnmiddeltemperatur er gjennomsnittstemperaturen gjennom et temperaturdøgn.

Dybdestoff

Døgnmiddeltemperaturen fra manuelle værstasjoner regnes ut med følgende formel:

t = N - k(N-min)

  • N = 1/3 (t06 + t12 + t18), dvs. gjennomsnittet av temperaturen kl 06, 12 og 18 UTC.
  • k er en faktor som varierer med sted og måned.
  • min er temperaturdøgnets minimumstemperatur.

En forenklet metode: t = 1/4 (t06 + t18 + min + max)

Se også

Døgnmiddelverdi

Døgngjennomsnitt eller døgnmiddel er gjennomsnittet av en værparameter for et helt døgn.

Se også

Døgnverdi

Døgnverdier er værobservasjoner som gjelder for et døgn.

Typer

Døgnverdier oppgis vanligvis i form av:

Se også

Døgnverdier

Døgnverdier er værobservasjoner som gjelder for et døgn.

Typer

Døgnverdier oppgis vanligvis i form av:

Se også

Dønning
Sommerdønninger. Foto: Einar Egeland.

Dønning (eng. swell) er lange bølger som er generert av et fjerntliggende værsystem og som derfor er uavhengig av den lokale vinden. Dønning kan vandre over store avstander.

Beskrivelse

Dønningperioden oppgitt som "swell period" og er markert med sjøgrønn stiplet linje. Illustrasjon: met.no

Siden bølger beveger seg med forskjellig hastighet (er dispersive) vil langperiodiske bølger forflytte seg raskere enn kortere, mer høyfrekvente bølger. Etter en tid "sorteres" derfor bølgene etter Bølgelengden og får en svært periodisk form. Bølgelengden til dønning kan være flere hundre meter. Typisk bølgeperiode er 8-20 sekund.

Se også

Dønninger
Sommerdønninger. Foto: Einar Egeland.

Dønning (eng. swell) er lange bølger som er generert av et fjerntliggende værsystem og som derfor er uavhengig av den lokale vinden. Dønning kan vandre over store avstander.

Beskrivelse

Dønningperioden oppgitt som "swell period" og er markert med sjøgrønn stiplet linje. Illustrasjon: met.no

Siden bølger beveger seg med forskjellig hastighet (er dispersive) vil langperiodiske bølger forflytte seg raskere enn kortere, mer høyfrekvente bølger. Etter en tid "sorteres" derfor bølgene etter Bølgelengden og får en svært periodisk form. Bølgelengden til dønning kan være flere hundre meter. Typisk bølgeperiode er 8-20 sekund.

Se også

Dønningperiode
Eksempler på skipsobservasjoner. Illustrasjon: met.no

Bølgeperioder er tiden i sekunder fra en bølgetopp til neste bølgetopp "passerer" på samme sted.

Bruksområde

I værobservasjoner fra skip blir også bølgeperiode og dønningperiode rapportert.

Se også

Dønningperioder
Eksempler på skipsobservasjoner. Illustrasjon: met.no

Bølgeperioder er tiden i sekunder fra en bølgetopp til neste bølgetopp "passerer" på samme sted.

Bruksområde

I værobservasjoner fra skip blir også bølgeperiode og dønningperiode rapportert.

Se også

E
EIS

European Ice Services (EIS) er en organisasjon som jobber for å forbedre den operasjonelle iskartleggingen og isvarslingen i Polhavet og Østersjøen.

Innhold

Beskrivelse

EIS ønsker også å bidra til å øke samfunnets oppmerksomhet omkring isproblematikk i de deler av Europas havområder som berøres av havis. Havisens rolle i klimaprosessene, ikke minst når det gjelder klimaendringer, skal også studeres.

Samarbeid

EIS ble stiftet i 2007 er en samarbeidsorganisasjon mellom Danmarks Meteorologiske Institutt, Finsk institutt for marin forskning og Meteorologisk institutt i Norge. EIS vil samarbeide med North American Ice Service, særlig når det gjelder bruk av satellitter til å kartlegge isforholdene i Arktis.

Eksterne lenker

Se også

ENSO

ENSO står for El Niño Southern Oscillation, som omfatter både El Niño og La Niña og endringene i Walkersirkulasjonen.

Se også

EPS

Ensembleprognoser eller Ensemble Prediction System (EPS), er et sett med prognoser for samme værsituasjon.

Innhold

Beskrivelse

Prognosene blir delt inn i grupper (clusters) med ulikt antall "medlemmer". Fordelingen brukes for å beregne sannsynligheten for at ulike værtyper skal inntreffe. Beregningene krever enorm regnekapasitet og de fleste europeiske landene deler på utgiftene gjennom medlemsorganisasjonen ECMWF.

Eksempel

Hvis f.eks. 20 av 50 simuleringer ligner hverandre, mens de øvrige 30 spriker i alle retninger, kan man si at de 20 gir den mest sannsynlige værutviklingen. Kanskje gir alle prognosene svak vind eller oppholdsvær, selv om alt annet spriker. Det gir verdifull informasjon for mange brukere.

Se også

Eksterne lenker

ESA

ESA står for European Space Agency eller på norsk; Den europeiske romfartsorganisajon.

Beskrivelse

Formålet til organisasjonen er å forme utviklingen av Europas romkompetanse og sikre at investeringer i rommet gavner innbyggerne i Europa. En av oppgavene ESA har påtatt seg, er å utvikle og utplassere meteorologiske satellitter i rommet.

Samarbeid

ESA består av 17 europeiske land.

Eksterne lenker

EUMETNET

EUMETNET er en samarbeidsorganisasjon som består av de nasjonale meteorologiske instituttene i Europa.

Beskrivelse

Været kjenner ingen grenser og det verdensomspennende meteorlogiske samarbeidet er godt utbygd gjennom FN-organet WMO.EUMETNET har som oppgave å utvide samarbeidet på meteorologiområdet i Europa. Dette arbeidet spenner vidt, og omhandler observasjonssystemer, datapolitikk (databaser, databehandling og dataformidling), meteorologiske produkter/varsler, forskning og utvikling, opplæring og hjelp/støtte til ikke-medlemmers nasjonale meteorologiske institutt på en ikke-kommersiell basis.

Spesielle program gjennomføres innenfor de forskjellige fagområdene, der hver nasjon bidrar forholdsvis når det gjelder innsats og ressurser. Et eksempel på et samarbeidsprosjekt er MeteoAlarm.

EUMETNET skal samordne sine aktiviteter med andre europeiske organisasjoner innenfor meteorologiområdet, se lenkene under.


Eksterne lenker

EUMETNET

ECMWF

EUMETSAT

EUMETSAT

EUMETSAT står for European Organisation for the eploitation of meteorological satellites og er en internasjonal organisasjon med formål å utnytte informasjon fra meteorologiske satellitter.

Innhold

Beskrivelse

EUMETSAT er ansvarlig for satellittene 6, 8 og 9 over Europa og Afrika, og Meteosat 5 og 7 over Det indiske hav. I oktober 2006 skjøt man opp den første euroepiske polarbanesatellitten fra Baikonour i Kasakstan. Satellitten er den første i en serie på tre, som skal forsyne meteorologer og forskere med data fram til år 2020.

MetOp-satellittene er utviklet via et samarbeid mellom EUMETSAT og ESA, med EADS Astrium som hovedkontraktør.

Samarbeid

Organisasjonen har 22 medlemsstater og 6 samarbeidsstater i Europa, hvor Norge er ett av medlemslandene.

Dybdestoff

I mer enn 25 år har organisasjonen forsynt Europa med en strøm av data til bruk i værvarsling og globale klimastudier. For tiden er det Meteosat 8 som sender oss data, mens Meteosat 9 ble skutt opp 21. desember 2005. Rekken av europeiske satellitter har bidratt til at værvarslene blir stadig bedre, og har gitt forskerne en stadig bedre kunnskap når det gjelder klimaspørsmål.

En stadig mer avansert teknologi har skapt ditto avanserte behov for meteorologiske data. I denne forbindelse har EUMETSAT og dens samarbeidspartnere utviklet en ny generasjon meteorologiske satellitter; Meteosat Second Generation.

Den nye generasjonen er designet for å kunne gi bedre bilder med høyere oppløsning, raskere enn tidligere. I dag overfører satellittene bilder av jordoverflaten, skyer og atmosfæriske fenomener, med en oppløsning på 1 km (3 km for infrarøde stråler), i 15 minutters sekvenser. Det er foreløpig planlagt oppskyting av ytterligere to Meteosat-satellitter; Meteosat 10 og 11. Dette vil gi Europa satellittdekning fram til 2018.

Se også

Eksterne lenker

Edward Lorenz

Edward Norton Lorenz (1917-2008) var en amerikansk meteorolog som innførte begrepet sommerfugleffekt innen kaosteorien.

Bakgrunn

Lorenz var opprinnelig matematiker. Han startet sin meteorologkarriere under 2. verdenskrig, da U.S. Army Air Corps tok ham inn som værvarsler. Etter krigen fortsatte han å studere meteorologi ved Massachusetts Institute of Technology (MIT), hvor han senere også tok en doktorgrad og ble utnevnt til professor. Lorenz pensjonerte seg i 1987, men fortsatt sine atmosfæriske studier også i tida etterpå.

Se også

Eksterne lenker

Edward Norton Lorenz

Edward Norton Lorenz (1917-2008) var en amerikansk meteorolog som innførte begrepet sommerfugleffekt innen kaosteorien.

Bakgrunn

Lorenz var opprinnelig matematiker. Han startet sin meteorologkarriere under 2. verdenskrig, da U.S. Army Air Corps tok ham inn som værvarsler. Etter krigen fortsatte han å studere meteorologi ved Massachusetts Institute of Technology (MIT), hvor han senere også tok en doktorgrad og ble utnevnt til professor. Lorenz pensjonerte seg i 1987, men fortsatt sine atmosfæriske studier også i tida etterpå.

Se også

Eksterne lenker

Effektiv temperatur
Vinden føles kaldere enn hva termometeret viser... Foto: Heidi Lippestad/met.no

Følt temperatur eller effektiv temperatur, sier noe om hvor mye (eller lite) varme menneskekroppen må avgi til lufta, når det er vind eller høy luftfuktighet.

Innhold

Beskrivelse

Følt temperatur er ikke en reell temperatur som kan måles med et termometer, men en måte å tallfeste den kombinerte effekten av vind eller høy luftfuktighet med temperatur slik at vi kan handle fornuftig.

Vind og luftfuktighet påvirker varmefølelsen til kroppen. Er det mye vind, føles det kaldere enn hva termometeret viser. Er det høy luftfuktighet og varmt, kjennes det varmere ut enn når lufta er tørr.

Vind

Kroppen avkjøles raskere når det blåser. Termometeret måler luftmolekylenes "energitilstand" og denne er den samme om det er vindstille eller om det blåser. Men hvordan huden vår reagerer, hvor stort varmetapet fra kroppen vår er, er blant annet avhengig av vinden.

En tykk ullgenser kan holde oss varm når det er vindstille og vi står stille. Begynner det å blåse eller kjører vi på ski ned en bratt bakke, vil den varme lufta som fins inne i genseren og som virker som isolasjon mot de kalde omgivelsene, bli fjernet. Det kommer kald luft inn mot huden og vi begynner å fryse. Kroppen taper varme til lufta. Er huden våt eller klærne fuktige, vil fordamping av denne fuktigheten også føre til varmetap. Vind vil føre til økt fordamping og dermed økt avkjøling.

For å gi en indikasjon på hvor stort varmetapet er når det blåser, kan en bruke en avkjølingsindeks som sammenligner varmetapet en får når det blåser ved ulike temperaturer, sammenlignet med tilsvarende varmetap i vindstille luft.

Luftfuktighet

Luftfuktigheten påvirker varmetransporten ut av kroppen. Når temperaturen er høy, vil kroppen prøve å kjøle seg ned gjennom svette. Kroppen holdes avkjølt fordi svetten fordamper og trekker varmeenergi ut av kroppen. Når det er høy relativ fuktighet, og lufta begynner å nærme seg metningspunktet, vil det gå tregere å fordampe bort svetten. Kroppen har vanskeligere for å holde seg avkjølt og vil prøve å produsere mer svette. Det fører til at ubehaget blir større. For å gi en indikasjon på hvor varmt kroppen føler at det er, når det er høy luftfuktighet, brukes ofte en varmeindeks.

Når temperaturen er lav, er vanndampmengden lufta kan inneholde mye lavere. Mange mener at fuktig, rå luft ved sjøen om vinteren kjennes like kald ut som tørr luft på innlandet, selv om lufttemperaturen i innlandet kan være betydelig lavere. Altså at kald luft ved en viss temperatur oppleves enda kjøligere hvis det er høy relativ fuktighet. Ved kuldegrader kan forskjellene i varmekapasitet og varmeledningsevne mellom tørr og fuktig luft maksimalt være i størrelsesorden noen promille. Disse egenskapene ved lufta kan derfor ikke forklare noen forskjell i følt kulde.

Er det ispartikler eller tåkedråper i lufta, vil disse kunne smelte eller fordampe ved kontakt med hud og klær og ta varme fra kroppen. Det er uklart om det kan finnes andre mekanismer som gjør at luftfuktigheten kan påvirke avkjølingen av kroppen ved lave temperaturer.

Se også

Eksobasen

Eksobasen (også kalt baropausen eller termopausen) er overgangen mellom termosfæren og eksosfæren, ca 400-500 km over Jordas overflate.

Se også

Eksosfaeren

Eksosfæren er sjiktet i Jordas atmosfære over termosfæren, dvs. over 400-500 km høyde (eksobasen).

Dybdestoff

Eksosfæren domineres av atomært hydrogen, helium og oksygen. Sammensetningen påvirkes av solaktiviteten. Massetettheten i høydenivåene til polarbanesatellitter (ca 800 km) varierer for eksempel så mye med solaktiviteten at det påvirker satellittbanene, på grunn av endret friksjon. Høyere friksjon trekker satellittene nedover til områder med enda høyere friksjon, slik at levetiden reduseres.

Se også

Eksosfæren

Eksosfæren er sjiktet i Jordas atmosfære over termosfæren, dvs. over 400-500 km høyde (eksobasen).

Dybdestoff

Eksosfæren domineres av atomært hydrogen, helium og oksygen. Sammensetningen påvirkes av solaktiviteten. Massetettheten i høydenivåene til polarbanesatellitter (ca 800 km) varierer for eksempel så mye med solaktiviteten at det påvirker satellittbanene, på grunn av endret friksjon. Høyere friksjon trekker satellittene nedover til områder med enda høyere friksjon, slik at levetiden reduseres.

Se også

Ekstreme verdier

Ekstremverdier er ytterpunktene av klimaet på ett sted.

Innhold

Beskrivelse

En viktig klimainformasjon er informasjon om ekstreme værbegivenheter. Dette gjelder både observerte og beregnede verdier. Observerte ekstremverdier er som oftest enkeltobservasjoner av for eksempel maksimums- og minimumstemperaturer og høyeste nedbørmengder. Størrelsen på disse er avhengige av hvor lenge en observasjonsstasjon har vært i drift.

Eksempler

I Norge har vi heldigvis sjelden virkelig ekstremt vær når vi ser det i verdensmålestokk, men likevel kan også norsk ekstremt vær på meget brutale måter vise hvilke enorme krefter som værsystemene har.

+15ºC i januar høres mye ut for de fleste steder i Norge, men har det vært varmere enn det? Hva er det kaldeste vi har målt i Norge? Svar på disse spørsmålene ligger i ekstremverdiene som er målt.

Bruksområde

Når observasjonsrekken er lang nok, kan man ved hjelp av statistiske metoder beregne hvilke verdier som for eksempel i gjennomsnitt overskrides hvert 100 år eller hvert 1000 år. Det vil si at man kan si hvor ofte en verdi forekommer, men ikke akkurat når den vil komme. Dette er en viktig forskjell mellom et værvarsel og en klimainformasjon.

Se også

Ekstremer

Ekstremverdier er ytterpunktene av klimaet på ett sted.

Innhold

Beskrivelse

En viktig klimainformasjon er informasjon om ekstreme værbegivenheter. Dette gjelder både observerte og beregnede verdier. Observerte ekstremverdier er som oftest enkeltobservasjoner av for eksempel maksimums- og minimumstemperaturer og høyeste nedbørmengder. Størrelsen på disse er avhengige av hvor lenge en observasjonsstasjon har vært i drift.

Eksempler

I Norge har vi heldigvis sjelden virkelig ekstremt vær når vi ser det i verdensmålestokk, men likevel kan også norsk ekstremt vær på meget brutale måter vise hvilke enorme krefter som værsystemene har.

+15ºC i januar høres mye ut for de fleste steder i Norge, men har det vært varmere enn det? Hva er det kaldeste vi har målt i Norge? Svar på disse spørsmålene ligger i ekstremverdiene som er målt.

Bruksområde

Når observasjonsrekken er lang nok, kan man ved hjelp av statistiske metoder beregne hvilke verdier som for eksempel i gjennomsnitt overskrides hvert 100 år eller hvert 1000 år. Det vil si at man kan si hvor ofte en verdi forekommer, men ikke akkurat når den vil komme. Dette er en viktig forskjell mellom et værvarsel og en klimainformasjon.

Se også

Ekstremvarsel
Ekstremværet Tuva observert fra Jæren. Foto: Einar Egeland.

Et ekstremvarsel er et spesielt værvarsel som omhandler farlig vær. I Norge er det Meteorologisk institutt som kan sende ut varsel om ekstremvær.

En sjelden gang kan været bli en fare for liv og verdier, dersom samfunnet ikke er forberedt. Sender Meteorologisk institutt ut et varsel om farlig vær i forkant, kan man sette i gang tiltak som reduserer ødeleggelsene. Varsel om "ekstremvær" utarbeides etter er en egen beredskapsplan.

Innhold

Navnsetting av ekstremvær

Det skal alltid være klart og tydelig hvilken værhendelse det snakkes om, derfor får ekstremværene navn. Ved å navngi ekstremværene letter det kommunikasjonen mellom meteorologer, myndigheter og allmennheten, både i forkant, under og etter et ekstremvær.

Meteorologisk institutt har sendt ut mellom ett og åtte ekstremvarsler i året. Se navneliste over norske ekstremvær.

Kriterier for å sende ut ekstremværvarsel

Værfenomener som kan forårsake et ekstremværvarsel er:

  • Sterk vind, som ekstremværet Dagmar
  • Store nedbørmengder, som ekstremværet Petra
  • Høy vannstand og bølger, som ekstremværet Berit

Det er ikke bare værtypen, men også området som rammes, som avgjør om det skal sendes ekstremværvarsel. Det sendes bare ut når det rammer et større område, som et fylke. Vinden må også være sterkere i Troms før det sendes ut ekstremvarsel, enn i fylker på Østlandet, fordi infrastrukturen tåler tøffere værforhold lang vestkysten og i Nord-Norge enn på Østlandet.

Bakgrunn

Nyttårsaften 1991 varslet Meteorologisk institutt vind av orkans styrke i Møre og Romsdal neste dag. Få registrerte dette værvarselet og ødeleggelsene ble store da uværet slo til. Både allmennheten og myndighetene var uforberedt, ingen beredskap og skadeforebyggende tiltak var satt i gang for raskt å kunne bøte på de store skadene på infrastruktur og bygninger. Utrolig nok gikk ingen menneskeliv tapt.

Denne hendelsen viste at gode værvarsler formidlet gjennom allmennkringkasting (radio og TV) ikke alltid er tilstrekkelig til å få samfunnet til å reagere når farlig vær er i vente. I etterkant av nyttårsorkanen 1. januar 1992 ble det derfor utarbeidet en varslingsplan for ekstreme værhendelser. Planen ble tatt i bruk i 1994 og har siden vist seg å være et godt hjelpemiddel for myndighetene når det gjelder å begrense materielle skader og redde liv.

Dybdestoff

I Norge har Meteorologisk institutt har ansvar for en beredskapsplan for varsling av ekstreme værhendelser. Planen sørger for at de riktige instansene er forberedt når været slår til, slik at samfunnets infrastruktur i størst mulig grad kan opprettholdes. I varslingsplanen inngår en liste over navn som brukes fortløpende for å identifisere de forskjellige ekstremværhendelsene. Hensikten med navnsettingen er å lette kommunikasjonen mellom myndigheter og meteorolog, slik at ikke misforståelser oppstår.

De to hovedredningssentralene og Flomvarslingstjenesten ved Norges vassdrags- og energidirektorat (NVE) er de første mottakere av et ekstremværvarsel (e-post og sms). Deretter spres varselet videre til:

  • Justisdepartementet - beredskap
  • Beredskapskontorene til Fylkesmennene i de fylkene som rammes av været - beredskap
  • Politimyndigheten i det aktuelle området – i tilfelle evakuering
  • Kommunale etater i det aktuelle området – for å sikre verdier
  • Etater som har nasjonalt ansvar for kommunikasjon (vei, jernbane) og el-forsyning
  • Media – for å varsle allmennheten

Andre lenker

Ekstremverdier

Ekstremverdier er ytterpunktene av klimaet på ett sted.

Innhold

Beskrivelse

En viktig klimainformasjon er informasjon om ekstreme værbegivenheter. Dette gjelder både observerte og beregnede verdier. Observerte ekstremverdier er som oftest enkeltobservasjoner av for eksempel maksimums- og minimumstemperaturer og høyeste nedbørmengder. Størrelsen på disse er avhengige av hvor lenge en observasjonsstasjon har vært i drift.

Eksempler

I Norge har vi heldigvis sjelden virkelig ekstremt vær når vi ser det i verdensmålestokk, men likevel kan også norsk ekstremt vær på meget brutale måter vise hvilke enorme krefter som værsystemene har.

+15ºC i januar høres mye ut for de fleste steder i Norge, men har det vært varmere enn det? Hva er det kaldeste vi har målt i Norge? Svar på disse spørsmålene ligger i ekstremverdiene som er målt.

Bruksområde

Når observasjonsrekken er lang nok, kan man ved hjelp av statistiske metoder beregne hvilke verdier som for eksempel i gjennomsnitt overskrides hvert 100 år eller hvert 1000 år. Det vil si at man kan si hvor ofte en verdi forekommer, men ikke akkurat når den vil komme. Dette er en viktig forskjell mellom et værvarsel og en klimainformasjon.

Se også

Ekstremvær
Ekstremværet Tuva observert fra Jæren. Foto: Einar Egeland.

Et ekstremvarsel er et spesielt værvarsel som omhandler farlig vær. I Norge er det Meteorologisk institutt som kan sende ut varsel om ekstremvær.

En sjelden gang kan været bli en fare for liv og verdier, dersom samfunnet ikke er forberedt. Sender Meteorologisk institutt ut et varsel om farlig vær i forkant, kan man sette i gang tiltak som reduserer ødeleggelsene. Varsel om "ekstremvær" utarbeides etter er en egen beredskapsplan.

Innhold

Navnsetting av ekstremvær

Det skal alltid være klart og tydelig hvilken værhendelse det snakkes om, derfor får ekstremværene navn. Ved å navngi ekstremværene letter det kommunikasjonen mellom meteorologer, myndigheter og allmennheten, både i forkant, under og etter et ekstremvær.

Meteorologisk institutt har sendt ut mellom ett og åtte ekstremvarsler i året. Se navneliste over norske ekstremvær.

Kriterier for å sende ut ekstremværvarsel

Værfenomener som kan forårsake et ekstremværvarsel er:

  • Sterk vind, som ekstremværet Dagmar
  • Store nedbørmengder, som ekstremværet Petra
  • Høy vannstand og bølger, som ekstremværet Berit

Det er ikke bare værtypen, men også området som rammes, som avgjør om det skal sendes ekstremværvarsel. Det sendes bare ut når det rammer et større område, som et fylke. Vinden må også være sterkere i Troms før det sendes ut ekstremvarsel, enn i fylker på Østlandet, fordi infrastrukturen tåler tøffere værforhold lang vestkysten og i Nord-Norge enn på Østlandet.

Bakgrunn

Nyttårsaften 1991 varslet Meteorologisk institutt vind av orkans styrke i Møre og Romsdal neste dag. Få registrerte dette værvarselet og ødeleggelsene ble store da uværet slo til. Både allmennheten og myndighetene var uforberedt, ingen beredskap og skadeforebyggende tiltak var satt i gang for raskt å kunne bøte på de store skadene på infrastruktur og bygninger. Utrolig nok gikk ingen menneskeliv tapt.

Denne hendelsen viste at gode værvarsler formidlet gjennom allmennkringkasting (radio og TV) ikke alltid er tilstrekkelig til å få samfunnet til å reagere når farlig vær er i vente. I etterkant av nyttårsorkanen 1. januar 1992 ble det derfor utarbeidet en varslingsplan for ekstreme værhendelser. Planen ble tatt i bruk i 1994 og har siden vist seg å være et godt hjelpemiddel for myndighetene når det gjelder å begrense materielle skader og redde liv.

Dybdestoff

I Norge har Meteorologisk institutt har ansvar for en beredskapsplan for varsling av ekstreme værhendelser. Planen sørger for at de riktige instansene er forberedt når været slår til, slik at samfunnets infrastruktur i størst mulig grad kan opprettholdes. I varslingsplanen inngår en liste over navn som brukes fortløpende for å identifisere de forskjellige ekstremværhendelsene. Hensikten med navnsettingen er å lette kommunikasjonen mellom myndigheter og meteorolog, slik at ikke misforståelser oppstår.

De to hovedredningssentralene og Flomvarslingstjenesten ved Norges vassdrags- og energidirektorat (NVE) er de første mottakere av et ekstremværvarsel (e-post og sms). Deretter spres varselet videre til:

  • Justisdepartementet - beredskap
  • Beredskapskontorene til Fylkesmennene i de fylkene som rammes av været - beredskap
  • Politimyndigheten i det aktuelle området – i tilfelle evakuering
  • Kommunale etater i det aktuelle området – for å sikre verdier
  • Etater som har nasjonalt ansvar for kommunikasjon (vei, jernbane) og el-forsyning
  • Media – for å varsle allmennheten

Andre lenker

Ekstremværvarsel
Ekstremværet Tuva observert fra Jæren. Foto: Einar Egeland.

Et ekstremvarsel er et spesielt værvarsel som omhandler farlig vær. I Norge er det Meteorologisk institutt som kan sende ut varsel om ekstremvær.

En sjelden gang kan været bli en fare for liv og verdier, dersom samfunnet ikke er forberedt. Sender Meteorologisk institutt ut et varsel om farlig vær i forkant, kan man sette i gang tiltak som reduserer ødeleggelsene. Varsel om "ekstremvær" utarbeides etter er en egen beredskapsplan.

Innhold

Navnsetting av ekstremvær

Det skal alltid være klart og tydelig hvilken værhendelse det snakkes om, derfor får ekstremværene navn. Ved å navngi ekstremværene letter det kommunikasjonen mellom meteorologer, myndigheter og allmennheten, både i forkant, under og etter et ekstremvær.

Meteorologisk institutt har sendt ut mellom ett og åtte ekstremvarsler i året. Se navneliste over norske ekstremvær.

Kriterier for å sende ut ekstremværvarsel

Værfenomener som kan forårsake et ekstremværvarsel er:

  • Sterk vind, som ekstremværet Dagmar
  • Store nedbørmengder, som ekstremværet Petra
  • Høy vannstand og bølger, som ekstremværet Berit

Det er ikke bare værtypen, men også området som rammes, som avgjør om det skal sendes ekstremværvarsel. Det sendes bare ut når det rammer et større område, som et fylke. Vinden må også være sterkere i Troms før det sendes ut ekstremvarsel, enn i fylker på Østlandet, fordi infrastrukturen tåler tøffere værforhold lang vestkysten og i Nord-Norge enn på Østlandet.

Bakgrunn

Nyttårsaften 1991 varslet Meteorologisk institutt vind av orkans styrke i Møre og Romsdal neste dag. Få registrerte dette værvarselet og ødeleggelsene ble store da uværet slo til. Både allmennheten og myndighetene var uforberedt, ingen beredskap og skadeforebyggende tiltak var satt i gang for raskt å kunne bøte på de store skadene på infrastruktur og bygninger. Utrolig nok gikk ingen menneskeliv tapt.

Denne hendelsen viste at gode værvarsler formidlet gjennom allmennkringkasting (radio og TV) ikke alltid er tilstrekkelig til å få samfunnet til å reagere når farlig vær er i vente. I etterkant av nyttårsorkanen 1. januar 1992 ble det derfor utarbeidet en varslingsplan for ekstreme værhendelser. Planen ble tatt i bruk i 1994 og har siden vist seg å være et godt hjelpemiddel for myndighetene når det gjelder å begrense materielle skader og redde liv.

Dybdestoff

I Norge har Meteorologisk institutt har ansvar for en beredskapsplan for varsling av ekstreme værhendelser. Planen sørger for at de riktige instansene er forberedt når været slår til, slik at samfunnets infrastruktur i størst mulig grad kan opprettholdes. I varslingsplanen inngår en liste over navn som brukes fortløpende for å identifisere de forskjellige ekstremværhendelsene. Hensikten med navnsettingen er å lette kommunikasjonen mellom myndigheter og meteorolog, slik at ikke misforståelser oppstår.

De to hovedredningssentralene og Flomvarslingstjenesten ved Norges vassdrags- og energidirektorat (NVE) er de første mottakere av et ekstremværvarsel (e-post og sms). Deretter spres varselet videre til:

  • Justisdepartementet - beredskap
  • Beredskapskontorene til Fylkesmennene i de fylkene som rammes av været - beredskap
  • Politimyndigheten i det aktuelle området – i tilfelle evakuering
  • Kommunale etater i det aktuelle området – for å sikre verdier
  • Etater som har nasjonalt ansvar for kommunikasjon (vei, jernbane) og el-forsyning
  • Media – for å varsle allmennheten

Andre lenker

Ekvator

Ekvator er en tenkt linje (sirkel) rundt Jorda midtveis mellom polene.

Legger vi et plan gjennom denne sirkelen, vil dette planet stå vinkelrett på Jordas rotasjonsakse. Ekvator deler Jordas overflate inn i den nordlige og sørlige halvkule. Breddegraden ved ekvator er 0° pr. definisjon.

Ekvatorialbeltet

Ekvatorialbeltet er beltet langs ekvator der passatvindbeltene møtes.

Ekvipotensiell temperatur

Ekvivalent potensiell temperatur er en tenkt temperatur som lufta et stykke over bakken ville fått, hvis den ble senket ned til havnivå samtidig som all fuktighet ble kondensert til vann.

Beskrivelse

Når vann fordamper til vanndamp, bruker en energi. Når vanndamp kondenserer til vann, frigjøres energi. Ekvivalent potensiell temperatur er derfor en størrelse som tar hensyn til den potensielle energien som ligger i selve vanndampen.

Siden luftas tetthet er avhengig av trykk, temperatur og fuktighet, er dette også en temperaturverdi som indikerer luftas tetthet. Når man kan se bort i fra trykket og luftfuktigheten ved å bruke ekvivalent potensiell temperatur, er det lettere å sammenligne tettheten til luftmassene. Ekvivalent potensiell temperatur brukes derfor hyppig av meteorologene til å finne fronter, siden frontene oppstår der det er tetthetsforskjeller.

Eksempel

Man må her tenke seg fuktig luft med en gitt temperatur et stykke over bakkenivå, f.eks. 5°C 1500 m.o.h. Hvis all fuktigheten kondenserer og faller ut som regn, vil det bli frigjort energi (se vannets kretsløp). Hvis denne energien i sin helhet brukes til å varme opp den gjenværende tørre lufta, får vi såkalt ekvivalent temperatur, f.eks. 7°C.

Ekvivalent potensiell temperatur får vi ved å regne oss langs tørr-adiabaten ned til havnivå (ca 1°C/100m), dvs. 15°C/1500m. Ekvivalent potensiell temperatur i dette tilfellet er altså 7°C + 15°C = 22°C. I et radiosondediagram vil dette være en ganske enkel oppgave. Energien som kan frigjøres gjennom kondensasjon/nedbør kalles for øvrig latent varme før den blir frigjort.

Se også

Ekvivalent potensiell temperatur

Ekvivalent potensiell temperatur er en tenkt temperatur som lufta et stykke over bakken ville fått, hvis den ble senket ned til havnivå samtidig som all fuktighet ble kondensert til vann.

Beskrivelse

Når vann fordamper til vanndamp, bruker en energi. Når vanndamp kondenserer til vann, frigjøres energi. Ekvivalent potensiell temperatur er derfor en størrelse som tar hensyn til den potensielle energien som ligger i selve vanndampen.

Siden luftas tetthet er avhengig av trykk, temperatur og fuktighet, er dette også en temperaturverdi som indikerer luftas tetthet. Når man kan se bort i fra trykket og luftfuktigheten ved å bruke ekvivalent potensiell temperatur, er det lettere å sammenligne tettheten til luftmassene. Ekvivalent potensiell temperatur brukes derfor hyppig av meteorologene til å finne fronter, siden frontene oppstår der det er tetthetsforskjeller.

Eksempel

Man må her tenke seg fuktig luft med en gitt temperatur et stykke over bakkenivå, f.eks. 5°C 1500 m.o.h. Hvis all fuktigheten kondenserer og faller ut som regn, vil det bli frigjort energi (se vannets kretsløp). Hvis denne energien i sin helhet brukes til å varme opp den gjenværende tørre lufta, får vi såkalt ekvivalent temperatur, f.eks. 7°C.

Ekvivalent potensiell temperatur får vi ved å regne oss langs tørr-adiabaten ned til havnivå (ca 1°C/100m), dvs. 15°C/1500m. Ekvivalent potensiell temperatur i dette tilfellet er altså 7°C + 15°C = 22°C. I et radiosondediagram vil dette være en ganske enkel oppgave. Energien som kan frigjøres gjennom kondensasjon/nedbør kalles for øvrig latent varme før den blir frigjort.

Se også

El Nino
Animasjonen viser avvik fra normal temperaturfordeling i Stillehavet. Illustrasjon: NOAA/met.no

El Niño er et havfenomen i Sør-Amerika som oppstår med 2-7 års mellomrom når havet utenfor Peru og Equador blir unormalt varmt.

Innhold

Beskrivelse

Vanligvis er dette området rikt på fisk fordi kalde vannmasser som stiger opp fra dypet bringer med seg næringsrikt vann. Under en El Niño-episode forsvinner det næringsrike vannet, vannmassene blir unormalt varme, og fisket slår feil. I disse periodene opplever man også uvanlig store nedbørmengder og flommer på Stillehavssiden av Andes.

Siden fenomenet oftest når sitt høydepunkt ved juletider kalte fiskerne det for "El Niño", som en hentydning til Jesusbarnet (el niño betyr "guttebarnet" på spansk).

Svært lenge ble El Niño betraktet som et lokalt værfenomen. Først i begynnelsen av det tjuende århundret forsto forskere at fenomenet utvikler seg på en mye større skala i og med at man fant en sammenheng mellom El Niño og uregelmessigheter i monsun-forholdene i Asia.

Typer

Sirkulasjonen i det ekvatorielle Stillehavet og i atmosfæren over kan skifte mellom ulike regimer:

Det ikke er noen skarpe skiller mellom regimene, men oppdelingen gjøres slik det har vist seg hensiktsmessig.

I havvarslingen

Enkelte varsler av El Niño strekker seg 10 måneder framover i tid, men er svært usikre når de går så langt fram i tid. Varslene som går to til tre måneder fram i tid er erfaringsmessig noenlunde pålitelige med tanke på hvilken retning utviklingen vil ta, men de er langt fra like sikre som "vanlige" værvarsler.

Det er mulig å sjekke de ukentlige oppdateringene om tilstanden i Stillehavet og varslene framover (Weekly ENSO Update) hos NOAA (se lenke under).

Dybdestoff

Under El Niño blir havet varmere i øst (utenfor det amerikanske kontinentet). Konveksjonen svekkes og konveksjonsområdet forskyves fra det vestlige Stillehavet (Indonesia, Australia) og mot det sentrale Stillehavet. Passatvindene, som normalt blåser fra øst mot vest, svekkes.

Endringene i konveksjonsområdet og passatvindene er to sider av hvordan atmosfæresirkulasjonen forandrer seg ved havoverflaten og høyere opp over ekvator. Tenk på dette som en celle med vestgående bevegelse over havet, oppstigning over konveksjonsområdet og østgående returvinder i høyden. Dette fenomenet kalles Walker-sirkulasjon. Walker-sirkulasjonen avtar i styrke under El Niño (og spinner opp farten under La Niña).

De ulike sirkulasjonsregimene avløser hverandre, men varigheten på episoder og pausene mellom dem er ikke konstant. Det er denne karakteren som gjør det vanskelig å varsle El Niño langt fram i tid. En sammenligning: På våre breddegrader domineres sirkulasjonen i lufta av høytrykk og lavtrykk, som kan sies å være en annen type sirkulasjonsregimer. Disse trykksystemene kommer og går, og veksler seg i mellom på en ganske kaotisk måte. (Derfor er det vanskelig å varsle været særlig mye lenger fram i tid enn en uke.) På en liknende måte veksler sirkulasjonen i lufta over det ekvatorielle Stillehavet også på en ganske kaotisk måte, mellom de tre regimene (se over). Den viktige forskjellen er at "kaoset" har en annen tidsskala der, det går mye tregere i og med at det går om lag ett år for at sirkulasjonen skal skifte fra et av regimene til et annet.

Se også

Eksterne lenker

El Niño
Animasjonen viser avvik fra normal temperaturfordeling i Stillehavet. Illustrasjon: NOAA/met.no

El Niño er et havfenomen i Sør-Amerika som oppstår med 2-7 års mellomrom når havet utenfor Peru og Equador blir unormalt varmt.

Innhold

Beskrivelse

Vanligvis er dette området rikt på fisk fordi kalde vannmasser som stiger opp fra dypet bringer med seg næringsrikt vann. Under en El Niño-episode forsvinner det næringsrike vannet, vannmassene blir unormalt varme, og fisket slår feil. I disse periodene opplever man også uvanlig store nedbørmengder og flommer på Stillehavssiden av Andes.

Siden fenomenet oftest når sitt høydepunkt ved juletider kalte fiskerne det for "El Niño", som en hentydning til Jesusbarnet (el niño betyr "guttebarnet" på spansk).

Svært lenge ble El Niño betraktet som et lokalt værfenomen. Først i begynnelsen av det tjuende århundret forsto forskere at fenomenet utvikler seg på en mye større skala i og med at man fant en sammenheng mellom El Niño og uregelmessigheter i monsun-forholdene i Asia.

Typer

Sirkulasjonen i det ekvatorielle Stillehavet og i atmosfæren over kan skifte mellom ulike regimer:

Det ikke er noen skarpe skiller mellom regimene, men oppdelingen gjøres slik det har vist seg hensiktsmessig.

I havvarslingen

Enkelte varsler av El Niño strekker seg 10 måneder framover i tid, men er svært usikre når de går så langt fram i tid. Varslene som går to til tre måneder fram i tid er erfaringsmessig noenlunde pålitelige med tanke på hvilken retning utviklingen vil ta, men de er langt fra like sikre som "vanlige" værvarsler.

Det er mulig å sjekke de ukentlige oppdateringene om tilstanden i Stillehavet og varslene framover (Weekly ENSO Update) hos NOAA (se lenke under).

Dybdestoff

Under El Niño blir havet varmere i øst (utenfor det amerikanske kontinentet). Konveksjonen svekkes og konveksjonsområdet forskyves fra det vestlige Stillehavet (Indonesia, Australia) og mot det sentrale Stillehavet. Passatvindene, som normalt blåser fra øst mot vest, svekkes.

Endringene i konveksjonsområdet og passatvindene er to sider av hvordan atmosfæresirkulasjonen forandrer seg ved havoverflaten og høyere opp over ekvator. Tenk på dette som en celle med vestgående bevegelse over havet, oppstigning over konveksjonsområdet og østgående returvinder i høyden. Dette fenomenet kalles Walker-sirkulasjon. Walker-sirkulasjonen avtar i styrke under El Niño (og spinner opp farten under La Niña).

De ulike sirkulasjonsregimene avløser hverandre, men varigheten på episoder og pausene mellom dem er ikke konstant. Det er denne karakteren som gjør det vanskelig å varsle El Niño langt fram i tid. En sammenligning: På våre breddegrader domineres sirkulasjonen i lufta av høytrykk og lavtrykk, som kan sies å være en annen type sirkulasjonsregimer. Disse trykksystemene kommer og går, og veksler seg i mellom på en ganske kaotisk måte. (Derfor er det vanskelig å varsle været særlig mye lenger fram i tid enn en uke.) På en liknende måte veksler sirkulasjonen i lufta over det ekvatorielle Stillehavet også på en ganske kaotisk måte, mellom de tre regimene (se over). Den viktige forskjellen er at "kaoset" har en annen tidsskala der, det går mye tregere i og med at det går om lag ett år for at sirkulasjonen skal skifte fra et av regimene til et annet.

Se også

Eksterne lenker

Elevation

Elevation er en betegnelse for høyde som brukes i luftfarten om toppen av et jordfast objekts, for eksempel en fjelltopp eller toppen av en mast, høyde over et referansedatum, som regel MSL.

Se også

Energigradtall

Energigradtall eller fyringsgraddager er et mål på oppvarmingsbehovet.

Beskrivelse

Tabellen viser energigradtallet ut fra døgnmiddeltemperaturen. Illustrasjon: met.no

Utgangspunktet for beregning av energigradtall er døgnmiddeltemperaturen. Man antar at det ikke foreligger noe fyringsbehov når døgnmiddeltemperaturen overstiger 17 ºC.

Ligger døgnmiddeltemperaturen på 17 ºC eller høyere, blir energigradtallet 0 (ikke noe fyringsbehov). Ligger døgnmiddeltemperaturen derimot under 17 ºC, legger man til det antall grader som skal til for å komme opp i 17.

Energigradtall for måneder og år får en ved å summere døgntallene.

Dybdestoff

Meteorologisk institutt har utgitt en rapport der en finner normalverdier for energigradtall for samtlige kommuner i landet: Rapport Klima 23, 2002: Energigradtall (pdf-fil).

Se også

Ensembleprognoser

Ensembleprognoser eller Ensemble Prediction System (EPS), er et sett med prognoser for samme værsituasjon.

Innhold

Beskrivelse

Prognosene blir delt inn i grupper (clusters) med ulikt antall "medlemmer". Fordelingen brukes for å beregne sannsynligheten for at ulike værtyper skal inntreffe. Beregningene krever enorm regnekapasitet og de fleste europeiske landene deler på utgiftene gjennom medlemsorganisasjonen ECMWF.

Eksempel

Hvis f.eks. 20 av 50 simuleringer ligner hverandre, mens de øvrige 30 spriker i alle retninger, kan man si at de 20 gir den mest sannsynlige værutviklingen. Kanskje gir alle prognosene svak vind eller oppholdsvær, selv om alt annet spriker. Det gir verdifull informasjon for mange brukere.

Se også

Eksterne lenker

Ettermiddagsbyger

Ettermiddagsbyger brukes mest om byger som dannes over innlandet om sommeren.

Beskrivelse

I instabil luft vil det ofte være skyfritt om natta. Etterhvert som sola kommer høyere på himmelen utover morgenen/formiddagen, vil bakken varmes opp. Det nederste luftlaget nær bakken vil så varmes opp og stige til værs. Det danner seg små cumulus-skyer.

Utover dagen vil disse skyene vokse seg større og kunne utvikle seg til cumulonimbus-skyer, som kan gi nedbør (regn, hagl, torden). De når ofte sitt maksimum i den delen av døgnet bakketemperaturen er høyest, det vil si om ettermiddagen.

Når temperaturmaksimum er nådd, ofte ved 14-15-tida, når sola har begynt å synke, vil bakken gradvis avkjøles. Den bakkenære lufta vil ikke lengre varmes opp, cumulusskyene vil ikke få ny tilførsel av fuktighet nedenfra og de tørker litt etter litt ut. Himmelen klarner opp.

Se også

EuroGOOS

EuroGOOS (GOOS står for The Global Ocean Observing System) er en oseanografisk samarbeidsorganisasjon i Europa.

Beskrivelse

Formålet med EuroGOOS er å utvikle operativ oseanografi i europeiske farvann og nærliggende havområder.

Samarbeid

35 organisasjoner i 18 europeiske land samarbeider om EuroGOOS.

Eksterne lenker

European Ice Services

European Ice Services (EIS) er en organisasjon som jobber for å forbedre den operasjonelle iskartleggingen og isvarslingen i Polhavet og Østersjøen.

Innhold

Beskrivelse

EIS ønsker også å bidra til å øke samfunnets oppmerksomhet omkring isproblematikk i de deler av Europas havområder som berøres av havis. Havisens rolle i klimaprosessene, ikke minst når det gjelder klimaendringer, skal også studeres.

Samarbeid

EIS ble stiftet i 2007 er en samarbeidsorganisasjon mellom Danmarks Meteorologiske Institutt, Finsk institutt for marin forskning og Meteorologisk institutt i Norge. EIS vil samarbeide med North American Ice Service, særlig når det gjelder bruk av satellitter til å kartlegge isforholdene i Arktis.

Eksterne lenker

Se også

Europeisk meteorologisk polarbanesatellitt
EUMETSAT sin planlagte METOP polarbanesatellitt. Illustrasjon: EUMETSAT

MetOp (Europeisk meteorologisk polarbanesatellitt) er en værsatellitt som administrert av EUMETSAT.

Innhold

Beskrivelse

MetOp gjør 14 runder rundt Jorda i døgnet, og dekker dermed jordoverflaten to ganger pr. døgn. Norges plassering på den nordlige halvkule gjør at MetOp-satellitten vil gi ekstra god dekning av norske områder. MetOp A er den første i rekken av tre polarbanesatellitter som skal skytes opp de neste årene:

  • MetOp A ble skutt opp fra Baikonour Cosmodrome i Kazakhstan i oktober 2006.
  • MetOp B skytes opp i 2010.
  • MetOp C skytes opp i 2014.

Det er den russiskproduserte Soyuz ST-raketten som skal ta MetOp ut i verdensrommet og det er beregnet at de tre satellittene til sammen skal være i drift fram til år 2020.

  • MetOp er utviklet i regi av EUMETSAT og Det europeiske romsenteret (ESA) og utviklingen har pågått i åtte år og kostet 19,1 milliarder norske kroner.
  • MetOp er utstyrt med instrumenter fra EUMETSAT, ESA, det franske romsenteret (CNES) og amerikanske US National Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA).
  • Dataene fra MetOp skal leses ned i bakkestasjonen til Kongsberg Satellite Services (KSAT)Svalbard og derfra overføres de til EUMETSATs hovedkvarter i Darmstad, Tyskland.
  • MetOp-serien overtar for amerikanske NOAA-satellitter.

Tekniske fakta

  • MetOps egenvekt er 4085 kilo.
  • MetOp er 6,3 meter høy og 2,5 x 2,5 meter bred.
  • MetOp bringer med seg 12 hovedinstrumenter.
  • Et solcellepanel skal gi kraft til hovedinstrumentene.
  • Med solcellepanelet utfoldet vil satellitten være 17,6 x 6,6 x 5 meter.

Instrumenter

MetOp A bringer med seg 12 hovedinstrumenter, hvorav to har annen nytte enn meteorologisk. Et av dem; IASI, er det første instrumentet i sitt slag.

  • IASI (Infrared Atmospheric Sounding Interferometer)
  • ASCAT (Advanced Scatterometer)
  • GOME-2 (Global Ozone Monitoring Experiment-2)
  • MSH (Microwave Humidity Sounder)
  • GRAS (Global navigation satellite systems radio occulation GNSS Receiver for Atmospheric Sounding)
  • AMSU-A1/A2 (Advanced Microwave Sounding Units)
  • HIRS/4 (High Resolution Infrared Sounder)
  • AVHRR (Advanced Very High Resolution Radiometer)
  • A-DCS (Advanced Data Collection System)
  • SEM-2 (Space Environment Monitor)
  • HERITAGE
  • SARP-3 (Search And Rescue Processor)
  • SARR (Search And Rescue Repeater)

Se også

F
F

Fahrenheit (F) er en enhet for temperatur.

Bruksområde

Fahrenheit brukes i noen engelsktalende land og i tidligere engelske kolonier. EU (herunder også UK og Irland) bruker nå Celsius.

Dybdestoff

Ved konvertering fra fahrenheit-grader til celsius-grader brukes formelen C = (5/9) x (F-32). Eks.: 32°F = (5/9) x 0 = 0°C.

Se også

FIR

Flight Information Region (FIR) er en inndeling av luftrommet.

Beskrivelse

Norsk luftrom er inndelt i:

  • Norway FIR
  • Bodø Oceanic FIR

Norway FIR er igjen delt opp i Area of Responsibility (AOR).

Se også

FL

Trykkflate eller flygenivå (Flight Level) (FL) er en tenkt flate i atmosfæren der lufttrykket er likt over hele flaten.

Bruksområde

Flygenivå brukes mye i luftfarten. Flyene måler høyden i trykk ved hjelp av altimetre. For at to fly i samme område skal unngå kollisjon passer flygelederne på at flyene beveger seg i ulike trykkflater (se standardatmosfæren).

Trykkflater brukes også mye i værvarsling for å få et bilde av luftstrømmene i øvre troposfære (se også isohypse).

Se også

FMI

FMI er det finske meteorologiske instituttet.

Se også

Eksterne lenker

FNs klimapanel

FNs klimapanel eller The Intergovernmental Panel of Climate Change (IPCC) består av forskere innen klima og tilgrensende fagområder fra hele verden som skal framskaffe informasjon om årsakene til klimaendringer.

Innhold

Beskrivelse

Klimapanelet ble nedsatt i 1988 av Den meteorologiske verdensorganisasjonen (WMO) og FNs miljøprogram (UNEP) og settes sammen med en ny gruppe forskere for hver rapport. Først utnevenes forskere fra hver av de ulike landene som er med. Deretter jobber forskerne sammen i grupper ut fra sine fagfelt.

Forskerne jobber sammen etter konsensusprinsippet, det vil si at alle medlemmer må være enige om innholdet i rapporten. De vurderer den nyeste vitenskapelige, tekniske og sosio-økonomiske litteratur som er relevant for å forstå risikoen for menneskeskapte klimaendringer og potensielle virkninger, samt mulige tiltak og tilpasninger. Vurderingene skal være objektive og omfatte all relevant litteratur som tilfredsstiller vanlige krav til dokumentasjon i vitenskapelig publisering.

Informasjonen Klimapanelet framskaffer skal være relevant for beslutningstakere, men politisk nøytral. Klimapanelet driver ikke egen forskning eller overvåking av klimarelevante parametere. Involverte fagfolk og institusjoner dekker et vidt spekter innen fagfelt som meteorologi, oseanografi, overvåking, geofysikk, geologi og atmosfærekjemi.

Kjernen i IPCC sitt arbeid er å sammenstille all forskning som er utgitt siden forrige hovedrapport i én rapport. FN har produsert 4 hovedrapporter (i 1990, 1995, 2001 og 2007), som hver består av delrapporter. Delrapport 1 om det vitenskapelige grunnlaget prøver å gi svar på hva som har skjedd og vil skje med klimaet og hva som påvirker denne utviklingen. Denne delrapporten danner hovedgrunnlaget for Klimapanelets konklusjoner omkring menneskeskapt global oppvarming.

Dybdestoff

Det påstås i enkelte fora at store grupper forskere er uenige i IPCC sitt arbeid. En mer korrekt formulering er nok: Noen forskere er uenige i noenav konklusjonene fra FNs Klimapanel. Forklaringen er som følger:

Klimapanelet konkluderer med at det er 90 % sannsynlighet for at det er en sammenheng mellom menneskeskapte klimagassutslipp og global oppvarming de siste 50 årene. 90 % sannsynlighet er en nesten uovertruffen sannsynlighet for en teori i naturvitenskapene. Det er veldig få teorier som finner støtte på et så høyt nivå. Derfor er konklusjonen angående den globale middeltemperaturen nærmest uangripelig.

Teorien om menneskeskapte klimaendringer har holdt seg siden før FNs Klimapanel begynte med sine rapporter på slutten av 1980-årene, og har blitt bekreftet, og tilskrevet stadig høyere sannsynlighet, i hver av de fire rapportene. Men FNs Klimapanel kommer jo med en rekke andre konklusjoner i tillegg, som alle er tillagt et eller annet sannsynlighetsnivå. Disse sannsynlighetsnivåene går for eksempel ned jo mer regional man blir i sine konklusjoner (vi kan ikke si at temperaturutviklingen i Oslo, heller ikke i Norge, er primært menneskeskapt selv om vi kan si det på global og faktisk også kontinental skala). Sannsynlighetsnivået går også typisk ned når man begynner å snakke om nedbør og vind, ikke bare temperatur. Vi er også mindre sikre på mange av effektene av klimaendringene. Med den rivende utviklingen som foregår på modellutvikling, regnekapasitet, prosessforståelse og datagrunnlag er det å forvente at hver ny klimarapport gir en bedre forståelse av klimasystemet og klimaendringer og effektene av dette på regional skala, i flere variable osv.

En skal også være klar over at kritikken mot konklusjonene til FNs klimapanel faktisk går begge veier: Noen hevder at menneskenes innvirkning på klimaet er overvurdert, mens andre mener at den er undervurdert. Konklusjonene fra FNs klimapanel er følgelig mer "midt på treet" enn det man ofte kan få inntrykk av.

Forskning foregår ved at ideer foreslås ("hypoteser formuleres") og testes. Hvis de ikke holder under test må de forkastes. Hypotesen om at de siste 40 til 50 års globale temperaturutvikling hovedsakelig er forårsaket av menneskeskapte klimagassutslipp har vært utsatt for testing ved hjelp av en rekke forskjellige vitenskapelige metoder og angrepsvinkler, av forskere på universiteter og forskningsinstitusjoner verden rundt. Den har alltid bestått testene. Kan den feile engang? Ja, den kan det. Det er ikke veldig sannsynlig, men den kan det.

Delrapport I, som tar for seg den klimavitenskapelige forståelsen av klimaendringene, baserer seg på et grunnlag som omfatter mer enn 5000 forskningsarbeider publisert i vitenskapelige tidsskrift. Selve rapporten er skrevet av 152 forskere. I tillegg deltok 450 forskere som bidragsytende forfattere. Med andre ord har omkring 600 personer med relevant bakgrunn vært involvert i skrivingen. 75 prosent av dem som skrev den fjerde rapporten i 2007 var nye, og deltok ikke ved skrivingen av den tredje hovedrapporten fra 2001. Ca. 600 personer har kommentert de to utkastene i to høringsrunder, og det er behandlet mer enn 30 000 kommentarer. Sammendraget for beslutningstakere er i tillegg godkjent enstemmig av alle av FNs medlemsland som er med i arbeidet, blant disse alle de store landene.

Se også

Eksterne lenker

Fahrenheit

Fahrenheit (F) er en enhet for temperatur.

Bruksområde

Fahrenheit brukes i noen engelsktalende land og i tidligere engelske kolonier. EU (herunder også UK og Irland) bruker nå Celsius.

Dybdestoff

Ved konvertering fra fahrenheit-grader til celsius-grader brukes formelen C = (5/9) x (F-32). Eks.: 32°F = (5/9) x 0 = 0°C.

Se også

Fallvind

Fallvind er en fellesbetegnelse for vind som slår ned fra høyere luftlag, ofte sterk og turbulent.

Beskrivelse

Fallvind kan oppstå på forskjellige måter. I forbindelse med fjellbølger kan luften bli presset ned på lesiden av et fjell og gir sterke og kraftige fallvinder. I forbindelse med kraftige bygeskyer, kan en få sterk og kald fallvind fra den sentrale delen av bygeskyen.

Dybdestoff

Tradisjonelt sett har en forklart fallvind med at tung og kald luft får fart ned fra høyere fjellområder på grunn av tyngdekraften. Denne forklaringen er både forenklet og misvisende, siden fallvind kan oppstå uavhengig av om lufta er tung eller lett. Tyngden i seg selv er derfor ikke den viktigste bidragsyteren til at lufta "faller" ned fra høyden.

Se også

Farenheit

Fahrenheit (F) er en enhet for temperatur.

Bruksområde

Fahrenheit brukes i noen engelsktalende land og i tidligere engelske kolonier. EU (herunder også UK og Irland) bruker nå Celsius.

Dybdestoff

Ved konvertering fra fahrenheit-grader til celsius-grader brukes formelen C = (5/9) x (F-32). Eks.: 32°F = (5/9) x 0 = 0°C.

Se også

Fasit

Fasit til oppgaven på solgangsbris:

  • Arendal: Sørvestlig
  • Bergen: Nordlig
  • Tromsø: Nordøstlig
  • Svenskekysten: Nordvestlig
  • Norkapp-Vardø: Østlig (med tåke!)
Fast is

Fastis (eng. fast ice) er sammenhengende havis som dannes og blir hengende fast til kysten.

Beskrivelse

Fastis kan dannes på stedet ved frysing av sjøvann, men den kan også dannes ved at drivis av en hvilken som helst tykkelse fryser sammen. Fastisens bredde kan være fra noen få meter til mange hundre kilometer ut fra kysten. Hvis fastisen rager mer enn 2 m opp over havflaten, kalles den isshelf. Fastisen kan bli mer enn et år gammel og da kan alderen angis ved at gammel-, toårs-, eller flerårs- settes foran.

Dybdestoff

Fastis er festet til en av disse:

  • Stranden.
  • En isvegg (bre på grunn).
  • En isbarriere (flytende isfront).
  • Grunne banker.
  • Grunnstøtte isfjell.

Vertikale bevegelser kan skje ved forandringer i vannstanden.

Se også

Fastis

Fastis (eng. fast ice) er sammenhengende havis som dannes og blir hengende fast til kysten.

Beskrivelse

Fastis kan dannes på stedet ved frysing av sjøvann, men den kan også dannes ved at drivis av en hvilken som helst tykkelse fryser sammen. Fastisens bredde kan være fra noen få meter til mange hundre kilometer ut fra kysten. Hvis fastisen rager mer enn 2 m opp over havflaten, kalles den isshelf. Fastisen kan bli mer enn et år gammel og da kan alderen angis ved at gammel-, toårs-, eller flerårs- settes foran.

Dybdestoff

Fastis er festet til en av disse:

  • Stranden.
  • En isvegg (bre på grunn).
  • En isbarriere (flytende isfront).
  • Grunne banker.
  • Grunnstøtte isfjell.

Vertikale bevegelser kan skje ved forandringer i vannstanden.

Se også

Fedje
Feet

Fot er et mål for avstand og en fot er lik 30,48 cm.

Bruksområde

I flyværtjenesten er alle vertikale avstander oppgitt i fot, og alle vertikale hastigheter oppgitt i fot per sekund (feet per second) som forkortes fps.

Se også

Fiskebank
Oversiktkart som viser alle fiskebankene Meteorologisk institutt utarbeider varsler for. Illustrasjon: met.no

En fiskebanke er et grunt havområde hvor det samler seg fisk.

Se også

Eksterne lenker

Fiskebanke
Oversiktkart som viser alle fiskebankene Meteorologisk institutt utarbeider varsler for. Illustrasjon: met.no

En fiskebanke er et grunt havområde hvor det samler seg fisk.

Se også

Eksterne lenker

Fiskebankene
Oversiktkart som viser alle fiskebankene Meteorologisk institutt utarbeider varsler for. Illustrasjon: met.no

En fiskebanke er et grunt havområde hvor det samler seg fisk.

Se også

Eksterne lenker

Fiskebanker
Oversiktkart som viser alle fiskebankene Meteorologisk institutt utarbeider varsler for. Illustrasjon: met.no

En fiskebanke er et grunt havområde hvor det samler seg fisk.

Se også

Eksterne lenker

Fiskebanker Vesterålen-Sogn og Fjordane
Fiskebanker i nord
Fiskebanker i sør
Fiskebanker mellom Vesterålen og Hordaland

Se også

Fiskebanker rundt Island og Grønland
Fiskebanker rundt Storbritannia
Fiskefelt

Et fiskefelt er et avgrenset havområde brukt til fiske.

I værvarslingen

Meteorologisk institutt utarbeider varsler for fiskefelt, i tillegg til fiskebanker.

Se også

Fiskefelter

Et fiskefelt er et avgrenset havområde brukt til fiske.

I værvarslingen

Meteorologisk institutt utarbeider varsler for fiskefelt, i tillegg til fiskebanker.

Se også

Fjellbølger
Altocumulus lenticularis som viser fjellbølgeaktivitet i Lofoten 14. september 2009. Foto: Marco Nescher.

Fjellbølger er luft som settes i bølgebevegelse når den strømmer over fjell.

Innhold

Beskrivelse

Vakre fjellbølger i Tromsø 17.12.2010. Foto: Eirik Mikal Samuelsen, met.no

Fjellbølger oppstår når sterk vind blåser over en fjelltopp eller fjellrygg samtidig som luftstrømmen rundt fjelltoppnivået er stabilt sjiktet. Fjellbølger kan forplante seg både horisontal og vertikalt i forhold til fjelltoppen eller fjellryggen. Fjellbølger kan skape mye turbulens fordi de gir opphav til store vindvariasjoner både i rom og tid, og kan derfor være til stor fare for flytrafikken.

Typer

Satellittbilde over Nord-Norge 14. september 2009. De bølgeformede skyene strekker seg fra Lofoten og opp til Finnmark. Illustrasjon: NOAA/met.no

Fjellbølger kan grovt sett klassifiseres inn i to typer og ofte kan virkeligheten være en kombinasjon av begge:

Eksempler

Hvis det er nok fuktighet i lufta, vil bølgebevegelsen kunne komme fram i form av skyer (se figur). Den vanligste skytypen som dannes på grunn av fjellbølger kalles for altocumulus lenticularis.

Se også

Fjære

Fjære eller lavvann er den laveste vannstanden i den daglige variasjonen av tidevann.

Beskrivelse

Tida mellom to lavvann er som for høyvann ca 12 timer og 25 minutter. Fjære opptrer i prinsippet midt mellom to påfølgende høyvann.

Se også

Eksterne lenker

Fjærskyer
Høy cirrus (fibratus) ved Florø. Foto: Asbjørn Aamot.

Cirrus (Ci), også kalt fjærskyer, opptrer i flak eller bånd med et stripet eller trevlet utseende, ofte helt hvite med silkeaktig glans.

Beskrivelse

Cirrus befinner seg i den øvre del av troposfæren. Skyer som er så høyt oppe i atmosfæren består nesten utelukkende av iskrystaller og kan være svært tynne. Skyene danner da et slør det er mulig å se igjennom dem.

  • Cirrusskyer med fallstriper. Et jetfly har nettopp passert over og etterlatt seg en kondensstripe. Foto: Sigmund Tvermyr.

  • Cumulus- og cirrusskyer (bakerst) over Grefsenkollen i Oslo. Foto: met.no

  • Høy cirrus (fibratus) over Florø. Foto: Asbjørn Aamot.

Sett fra satellitt

I et satellittbilde er det forholdsvis lett å kjenne igjen skyer. Høye skyer blir lyse fordi de reflekterer mye sollys samtidig som de stråler ut lite varmestråling. Temperaturen i toppen av skyene er viktig for hvilken farge de får i et RGB-bilde.

Se også

Flakskred
Bilde av flakskred. Foto: Ingvar Tøndel/Statens Vegvesen.

Flakskred er når snøen løsner langs én linje, og en hel fjellside kan løsne og falle ut.

Beskrivelse

Dette er den klart farligste typen snøskred, og i riktig store skred kan enorme snømasser skli ut. Slike skred kan oppnå en svært høy hastighet, og kan gjøre stor skade på terreng, bebyggelse og veg.

Se også

Flau vind
Røros rundt nyttår 2001. Vi kan så vidt se hvilken retning røyken har. Det betyr at det er flau vind. Foto: Arne Lindelien/met.no

Flau vind er betegnelsen på vindstyrke 1 (0,3-1,5 m/s) på Beaufortskalaen.

Se også

Flight Information Region

Flight Information Region (FIR) er en inndeling av luftrommet.

Beskrivelse

Norsk luftrom er inndelt i:

  • Norway FIR
  • Bodø Oceanic FIR

Norway FIR er igjen delt opp i Area of Responsibility (AOR).

Se også

Flight Level

Trykkflate eller flygenivå (Flight Level) (FL) er en tenkt flate i atmosfæren der lufttrykket er likt over hele flaten.

Bruksområde

Flygenivå brukes mye i luftfarten. Flyene måler høyden i trykk ved hjelp av altimetre. For at to fly i samme område skal unngå kollisjon passer flygelederne på at flyene beveger seg i ulike trykkflater (se standardatmosfæren).

Trykkflater brukes også mye i værvarsling for å få et bilde av luftstrømmene i øvre troposfære (se også isohypse).

Se også

Flo

Flo eller høyvann er den høyeste vannstanden i den daglige variasjonen av tidevann.

Beskrivelse

Tida mellom to påfølgende høyvann er ca. 12 timer og 25 minutter, det vil si et halvt månedøgn. Flo følger i prinsippet månens gang rundt jorda, og er sterkest på den sida av jorda der månen er. Det er også flo på motsatt side, men der er virkninga av månen litt svakere, og høyvannet blir derfor litt lavere.

Se også

Eksterne lenker

Flom
Flom i Espeland ved Bergen. Foto: Einar Egeland.

Flom er unormal vannføring eller vannstand i elver og bekker (vassdrag).

Beskrivelse

Flom oppstår særlig om våren ved (rask) snøsmelting i fjellet og/eller ved store nedbørmengder på kort tid. I Norge er det Norges vassdrags- og energidirektorat (NVE) som har ansvaret for å overvåke vannføring og melde/varsle om flomfare.

Meteorologisk institutt bistår NVE med værinformasjon, for eksempel beregning av nedbørmengde i forbindelse med flomfare.

Se også

Eksterne lenker

Flygenivå

Trykkflate eller flygenivå (Flight Level) (FL) er en tenkt flate i atmosfæren der lufttrykket er likt over hele flaten.

Bruksområde

Flygenivå brukes mye i luftfarten. Flyene måler høyden i trykk ved hjelp av altimetre. For at to fly i samme område skal unngå kollisjon passer flygelederne på at flyene beveger seg i ulike trykkflater (se standardatmosfæren).

Trykkflater brukes også mye i værvarsling for å få et bilde av luftstrømmene i øvre troposfære (se også isohypse).

Se også

Flymeteorologi

Flymeteorologi er værvarsler som gjelder luftfarten.

Organisering

I Norge er det Flyværtjenesten som utsteder disse varslene.

Flyværvarsling

Flymeteorologi er værvarsler som gjelder luftfarten.

Organisering

I Norge er det Flyværtjenesten som utsteder disse varslene.

Fokksnø

Fokksnø er snø som har blåst og lagt seg til ro på lesiden av fjell eller fjellrygger.

Se også

Foot

Fot er et mål for avstand og en fot er lik 30,48 cm.

Bruksområde

I flyværtjenesten er alle vertikale avstander oppgitt i fot, og alle vertikale hastigheter oppgitt i fot per sekund (feet per second) som forkortes fps.

Se også

Fordamping

Fordampning skjer når noen molekyler i en flytende væske beveger seg raskere enn andre, og unnslipper væsken til den overliggende luften.

Beskrivelse

Fordampning vil skje helt inntil luften over væsken er blitt mettet av vanndamp. Når vann fordamper, vil molekylene i vanndampen utøve et trykk på atmosfæren, og vil selv bli en del av det totale atmosfæretrykket. Jo større antall molekyler som unnslipper væsken, desto høyere vil vanndamptrykket være. Vanntemperaturen vil i stor grad bestemme muligheten til fordampning. Hvis vannet blir oppvarmet øker molekylenes kinetiske energi, og flere molekyler får mulighet til å unnslippe.

Lufttemperaturen påvirker også fordampningen. Varm luft er i stand til å inneholde mer vanndamp enn kald luft, så fordampningen skjer raskere hvis lufttemperaturen økes. Hvis tørr luft erstatter mettet luft, holdes fordampningsprosessen ved like. Vinden er altså i stand til å påvirke fordampningen. Det er en kjent sak at det er dårlig klestørk på stille dager med fuktig luft, mens en annen dag med like høy fuktighet og vind gir utmerket tørke.

Det er et "paradoks" at tørr luft i Syden, la oss si med lufttemperatur på 40 oC og relativ fuktighet på 11 %, inneholder like mye vann som fuktig luft hos oss med lufttempemperatur 5,5 oC og relativ fuktighet på 90 %.

Se også

Fordampning

Fordampning skjer når noen molekyler i en flytende væske beveger seg raskere enn andre, og unnslipper væsken til den overliggende luften.

Beskrivelse

Fordampning vil skje helt inntil luften over væsken er blitt mettet av vanndamp. Når vann fordamper, vil molekylene i vanndampen utøve et trykk på atmosfæren, og vil selv bli en del av det totale atmosfæretrykket. Jo større antall molekyler som unnslipper væsken, desto høyere vil vanndamptrykket være. Vanntemperaturen vil i stor grad bestemme muligheten til fordampning. Hvis vannet blir oppvarmet øker molekylenes kinetiske energi, og flere molekyler får mulighet til å unnslippe.

Lufttemperaturen påvirker også fordampningen. Varm luft er i stand til å inneholde mer vanndamp enn kald luft, så fordampningen skjer raskere hvis lufttemperaturen økes. Hvis tørr luft erstatter mettet luft, holdes fordampningsprosessen ved like. Vinden er altså i stand til å påvirke fordampningen. Det er en kjent sak at det er dårlig klestørk på stille dager med fuktig luft, mens en annen dag med like høy fuktighet og vind gir utmerket tørke.

Det er et "paradoks" at tørr luft i Syden, la oss si med lufttemperatur på 40 oC og relativ fuktighet på 11 %, inneholder like mye vann som fuktig luft hos oss med lufttempemperatur 5,5 oC og relativ fuktighet på 90 %.

Se også

Forfrysning
En pelskant beskytter godt mot forfrysning. Foto: Heidi Lippestad/met.no

Forfrysning er når hud og underliggende vev utsettes for meget lave temperaturer og fryser.

Innhold

Beskrivelse

Så lang tid tar det å forfryse i minutter (stjerne = usannsynlig med forfrysninger):

Tabell

Undersøk vindavkjølingsfaktoren før du går ut om vinteren! En titt bare på termometeret er ikke nok hvis det blåser. Vær sikker på at du er godt påkledd. Selv en høy indeks kan være farlig hvis utendørsoppholdet varer lenge. Husk at rask bevegelse f.eks. bruk av snøscooter eller utforkjøring på ski i stille luft har samme effekt som om du står stille og det blåser.

Følt temperatur jfr. Vindavkjølingsindeks Faregrad Virkning på kroppen Gode råd
0 til -10 Liten
  • Svakt ubehag.
  • Kle deg varmt med tanke på utendørstemperaturen.
-10 til -25 Moderat
  • Ubehagelig.
  • Bar hud føles kald.
  • Fare for unormal lav kroppstemperatur (hypotermi) ved lengre opphold uten passende beskyttelse.
  • Kle deg varmt.
  • Det er viktig med vindtette ytterplagg.
  • Husk hodeplagg, skjerf og votter.
  • Vær i bevegelse.
-25 til -45 Stor
  • Fare for forfrysninger.
  • Pass på fingre og tær, ansikt (spesielt nese og ører for følelsesløshet og hvitfarge).
  • Fare for unormal lav kroppstemperatur (hypotermi) ved lengre opphold uten passende beskyttelse.
  • Kle deg varmt, helst flere lag med vindtette ytterplagg.
  • Dekk all bar hud, særlig ansikt og hender.
  • Ha på hodeplagg, votter, skjerf. Finlandshette som dekker mye av ansiktet er en lur oppfinnelse.
  • Unngå bar hud mot vinden.
  • Vær i bevegelse.
-45 til -59 Ekstrem
  • Bar hud kan fryse i løpet av minutter.
  • Kontroller ofte ansikt og ekstremiteter for følelsesløshet og hvitfarge (forfrysning).
  • Stor fare for unormal lav kroppstemperatur (hypotermi) ved lengre opphold utendørs.
  • Vær forsiktig! Kle deg meget varmt, flere lag med vindtett plagg ytterst.
  • Dekk all bar hud med passende klesplagg, særlig ansikt og hender.
  • Begrens utendørs aktiviteter til korte perioder.
  • Vær forberedt på å begrense eller avlyse utendørs aktiviteter.
  • Vær i bevegelse hele tiden.
-60 og kaldere Ekstrem
  • Utendørsforholdene er livsfarlige.
  • Bar hud kan fryse på mindre enn to minutter.
  • Hold deg innendørs.

Se også

Eksterne sider

Fot

Fot er et mål for avstand og en fot er lik 30,48 cm.

Bruksområde

I flyværtjenesten er alle vertikale avstander oppgitt i fot, og alle vertikale hastigheter oppgitt i fot per sekund (feet per second) som forkortes fps.

Se også

Francis Beaufort

Sir Francis Beaufort var en britisk admiral (1774-1857) som utviklet en skala for hvordan forskjellige vindhastigheter virket på havoverflaten og seilføringen på seilskutene. Skalaen ble satt opp i 1806 og ble senere overført til forhold på landjorden og på fjellet.

Se også

Eksterne lenker

Frekvensfordeling

Frekvensfordeling gir en beskrivelse av hvor hyppig noe inntreffer.

Friksjonskraft

Friksjonskraft er en kraft som virker i motsatt retning av et legemes bevegelse og skyldes den "bremsende" effekten som kontakten med omgivelsene medfører.

Beskrivelse

Når luft beveger seg over et underlag, vil de nederste luftpartiklene kollidere med "ujevnhetene" til underlaget. Disse ujevnhetene varierer veldig i dimensjon, fra kornaksene i en åker til Himalayas fjellkjeder.

I større eller mindre grad vil underlaget bremse luftas bevegelse nær jordoverflaten, men oppbremsingen vil også forplante seg videre oppover et stykke, avhengig av vindhastighet, luftas stabilitet og underlagets ruhet. Dette kalles "friksjon" og friksjonskraften virker i motsatt retning av bevegelsen.

Friksjonskraften

Friksjonskraft er en kraft som virker i motsatt retning av et legemes bevegelse og skyldes den "bremsende" effekten som kontakten med omgivelsene medfører.

Beskrivelse

Når luft beveger seg over et underlag, vil de nederste luftpartiklene kollidere med "ujevnhetene" til underlaget. Disse ujevnhetene varierer veldig i dimensjon, fra kornaksene i en åker til Himalayas fjellkjeder.

I større eller mindre grad vil underlaget bremse luftas bevegelse nær jordoverflaten, men oppbremsingen vil også forplante seg videre oppover et stykke, avhengig av vindhastighet, luftas stabilitet og underlagets ruhet. Dette kalles "friksjon" og friksjonskraften virker i motsatt retning av bevegelsen.

Friksjonslaget

Grensesjiktet (eng. Atmospheric Boundary Layer) er vanligvis brukt om det nederste sjiktet av troposfæren, der luftstrømmene påvirkes av friksjon mot bakken.

Beskrivelse

Vertikal utstrekning på grensesjiktet varierer fra ca 50-100 m (i stabile forhold med lite vind) til ca 2km (i ustabile forhold med mye vind over ulendt terreng).

Se også

Frisk bris

Frisk bris er betegnelsen på vindstyrke 5 (8,0-10,7 m/s) på Beaufortskalaen.

Se også

Front

En front er skillet mellom en kald og en varm luftmasse.

Innhold

Beskrivelse

Det er aldri den varme lufta som presser bort den kalde, heller ikke i en varmfront. Den kalde lufta trekker seg unna og gir plass til den varme. Vanligvis vil kaldlufta trekke seg saktere unna enn vinden på varmluftsiden skulle tilsi. Det fører til at varmlufta glir over den kalde. Klassiske varmfronter er derfor anafronter. Det er alltid vindhastigheten og vindretningretningen i den kalde luftmassen som avgjør hvilken type front vi har.

Fronter representerer områder hvor luft stiger, og bidrar til å danne skyer og nedbør. Front brukes helst om luftmasseskillet nær bakkenivå, mens frontflate er hele luftmasseskillet mellom bakken og tropopausen. Temperaturskillet i de to luftmassene er mer eller mindre observerbart fra bakken opp til tropopausen (8-15 km over bakken).

Det dannes lett bølger på grenseflaten mellom ulike luftmasser, fordi varm og kald luft har ulik tetthet. En lavtrykkutvikling i en frontsone kan sammenliknes med en bølge på havet (som dannes på grenseflaten mellom hav og luft).

Typer

Dybdestoff: Hastighet

Figuren viser en kaldfronts vindkomponent. Illustrasjon: met.no
Figuren viser hvordan man kan regne seg fram i tid for å finne frontens framtidige hastiget. Illustrasjon: met.no

Hvis vinden er jevn og uten typiske kast, kan kaldfrontenes hastighet grovt estimeres ved å se på vindkomponenten som er vinkelrett på fronten. Hvis det er en varmfront må man se på hastigheten til kaldlufta som fortrenges.

Når vinden er med tydelige vindkast, som ofte er tilfelle etter en kaldfront, må man heller se på vinden i 850hPa (ca 1500 m.o.h.). Lufta bak en kaldfront blir gjerne ustabil, det vil si med luftstrømmer i vertikalretningen. Bevegelsesenergi overføres fra de relativt høye vindhastighetene i 850hPa-nivå til sjiktet nær bakken.

Meteorologene bruker ofte geostrofisk vind som referanse for fronthastigheten. Som tommelfingerregel vil varmfronter og varme okklusjoner bevege seg i 2/3-hastighet i forhold til den geostrofiske vindkomponenten som er vinkelrett på fronten. Kaldfronter og kalde okklusjoner beveger seg med tilnærmet geostrofisk hastighet. Den geostrofiske vinden vil som regel tilta med høyden, til gjengjeld vil vinden i øvre del av troposfæren ligge mer parallelt med frontflaten, slik at komponenten vinkelrett på frontflaten ikke endres så mye.

En annen metode for å anslå fronthastigheten er å se hvor raskt den har beveget seg de siste timene. Dermed kan man regne seg fremover i tid (ekstrapolere). Dette kan bli veldig feil i situasjoner der frontene raskt endrer hastighet.

På grunn av at frontene alltid ligger i et tråg vil det være et vindskjær i frontsonen, og dette vindskjæret gir konvergens nær bakken. Dette forsterker tendensen til stigende luft i den lavere del av troposfæren. Vertikalhastigheten er i størrelsesorden noen centimeter per sekund. Til sammenligning kan vertikalhastigheten i kraftige tordenbyger (cumulonimbus) komme opp i 25m/s.

Dybdestoff: Termalrygg

Figuren viser et typisk isobarmønster ifm. en front. (De røde linjene er isotermer). Illustrasjon: met.no

Når en kaldfront beveger seg østover vil det blåse sørlige (dvs. som regel milde) vinder foran den. Dermed stiger ofte temperaturen i områdene foran fronten (i tillegg til at varmsektoren naturlig hadde høyere temperaturer) og vi får en termalrygg i isotermmønsteret.

På grunn av termalryggen kan temperaturforskjellene før og etter frontpassasjen bli endel større enn den opprinnelige temperaturforskjellen mellom luftmassene skulle tyde på.

Dybdestoff: Skyer og nedbør

Når luftmassene er i bevegelse vil den varme lufta (lav tetthet dvs. lett) ha en tendens til å løftes over den kalde (høy tetthet dvs. tung). Fronten er en konvergenssone (lufta "hoper seg opp") p.g.a. vindskjæret, og det fører også til at lufta stiger. Dermed blir det dannelse av skyer og nedbør.

Se også

Front

En front er skillet mellom en kald og en varm luftmasse.

Innhold

Beskrivelse

Det er aldri den varme lufta som presser bort den kalde, heller ikke i en varmfront. Den kalde lufta trekker seg unna og gir plass til den varme. Vanligvis vil kaldlufta trekke seg saktere unna enn vinden på varmluftsiden skulle tilsi. Det fører til at varmlufta glir over den kalde. Klassiske varmfronter er derfor anafronter. Det er alltid vindhastigheten og vindretningretningen i den kalde luftmassen som avgjør hvilken type front vi har.

Fronter representerer områder hvor luft stiger, og bidrar til å danne skyer og nedbør. Front brukes helst om luftmasseskillet nær bakkenivå, mens frontflate er hele luftmasseskillet mellom bakken og tropopausen. Temperaturskillet i de to luftmassene er mer eller mindre observerbart fra bakken opp til tropopausen (8-15 km over bakken).

Det dannes lett bølger på grenseflaten mellom ulike luftmasser, fordi varm og kald luft har ulik tetthet. En lavtrykkutvikling i en frontsone kan sammenliknes med en bølge på havet (som dannes på grenseflaten mellom hav og luft).

Typer

Dybdestoff: Hastighet

Figuren viser en kaldfronts vindkomponent. Illustrasjon: met.no
Figuren viser hvordan man kan regne seg fram i tid for å finne frontens framtidige hastiget. Illustrasjon: met.no

Hvis vinden er jevn og uten typiske kast, kan kaldfrontenes hastighet grovt estimeres ved å se på vindkomponenten som er vinkelrett på fronten. Hvis det er en varmfront må man se på hastigheten til kaldlufta som fortrenges.

Når vinden er med tydelige vindkast, som ofte er tilfelle etter en kaldfront, må man heller se på vinden i 850hPa (ca 1500 m.o.h.). Lufta bak en kaldfront blir gjerne ustabil, det vil si med luftstrømmer i vertikalretningen. Bevegelsesenergi overføres fra de relativt høye vindhastighetene i 850hPa-nivå til sjiktet nær bakken.

Meteorologene bruker ofte geostrofisk vind som referanse for fronthastigheten. Som tommelfingerregel vil varmfronter og varme okklusjoner bevege seg i 2/3-hastighet i forhold til den geostrofiske vindkomponenten som er vinkelrett på fronten. Kaldfronter og kalde okklusjoner beveger seg med tilnærmet geostrofisk hastighet. Den geostrofiske vinden vil som regel tilta med høyden, til gjengjeld vil vinden i øvre del av troposfæren ligge mer parallelt med frontflaten, slik at komponenten vinkelrett på frontflaten ikke endres så mye.

En annen metode for å anslå fronthastigheten er å se hvor raskt den har beveget seg de siste timene. Dermed kan man regne seg fremover i tid (ekstrapolere). Dette kan bli veldig feil i situasjoner der frontene raskt endrer hastighet.

På grunn av at frontene alltid ligger i et tråg vil det være et vindskjær i frontsonen, og dette vindskjæret gir konvergens nær bakken. Dette forsterker tendensen til stigende luft i den lavere del av troposfæren. Vertikalhastigheten er i størrelsesorden noen centimeter per sekund. Til sammenligning kan vertikalhastigheten i kraftige tordenbyger (cumulonimbus) komme opp i 25m/s.

Dybdestoff: Termalrygg

Figuren viser et typisk isobarmønster ifm. en front. (De røde linjene er isotermer). Illustrasjon: met.no

Når en kaldfront beveger seg østover vil det blåse sørlige (dvs. som regel milde) vinder foran den. Dermed stiger ofte temperaturen i områdene foran fronten (i tillegg til at varmsektoren naturlig hadde høyere temperaturer) og vi får en termalrygg i isotermmønsteret.

På grunn av termalryggen kan temperaturforskjellene før og etter frontpassasjen bli endel større enn den opprinnelige temperaturforskjellen mellom luftmassene skulle tyde på.

Dybdestoff: Skyer og nedbør

Når luftmassene er i bevegelse vil den varme lufta (lav tetthet dvs. lett) ha en tendens til å løftes over den kalde (høy tetthet dvs. tung). Fronten er en konvergenssone (lufta "hoper seg opp") p.g.a. vindskjæret, og det fører også til at lufta stiger. Dermed blir det dannelse av skyer og nedbør.

Se også

Fronter

En front er skillet mellom en kald og en varm luftmasse.

Innhold

Beskrivelse

Det er aldri den varme lufta som presser bort den kalde, heller ikke i en varmfront. Den kalde lufta trekker seg unna og gir plass til den varme. Vanligvis vil kaldlufta trekke seg saktere unna enn vinden på varmluftsiden skulle tilsi. Det fører til at varmlufta glir over den kalde. Klassiske varmfronter er derfor anafronter. Det er alltid vindhastigheten og vindretningretningen i den kalde luftmassen som avgjør hvilken type front vi har.

Fronter representerer områder hvor luft stiger, og bidrar til å danne skyer og nedbør. Front brukes helst om luftmasseskillet nær bakkenivå, mens frontflate er hele luftmasseskillet mellom bakken og tropopausen. Temperaturskillet i de to luftmassene er mer eller mindre observerbart fra bakken opp til tropopausen (8-15 km over bakken).

Det dannes lett bølger på grenseflaten mellom ulike luftmasser, fordi varm og kald luft har ulik tetthet. En lavtrykkutvikling i en frontsone kan sammenliknes med en bølge på havet (som dannes på grenseflaten mellom hav og luft).

Typer

Dybdestoff: Hastighet

Figuren viser en kaldfronts vindkomponent. Illustrasjon: met.no
Figuren viser hvordan man kan regne seg fram i tid for å finne frontens framtidige hastiget. Illustrasjon: met.no

Hvis vinden er jevn og uten typiske kast, kan kaldfrontenes hastighet grovt estimeres ved å se på vindkomponenten som er vinkelrett på fronten. Hvis det er en varmfront må man se på hastigheten til kaldlufta som fortrenges.

Når vinden er med tydelige vindkast, som ofte er tilfelle etter en kaldfront, må man heller se på vinden i 850hPa (ca 1500 m.o.h.). Lufta bak en kaldfront blir gjerne ustabil, det vil si med luftstrømmer i vertikalretningen. Bevegelsesenergi overføres fra de relativt høye vindhastighetene i 850hPa-nivå til sjiktet nær bakken.

Meteorologene bruker ofte geostrofisk vind som referanse for fronthastigheten. Som tommelfingerregel vil varmfronter og varme okklusjoner bevege seg i 2/3-hastighet i forhold til den geostrofiske vindkomponenten som er vinkelrett på fronten. Kaldfronter og kalde okklusjoner beveger seg med tilnærmet geostrofisk hastighet. Den geostrofiske vinden vil som regel tilta med høyden, til gjengjeld vil vinden i øvre del av troposfæren ligge mer parallelt med frontflaten, slik at komponenten vinkelrett på frontflaten ikke endres så mye.

En annen metode for å anslå fronthastigheten er å se hvor raskt den har beveget seg de siste timene. Dermed kan man regne seg fremover i tid (ekstrapolere). Dette kan bli veldig feil i situasjoner der frontene raskt endrer hastighet.

På grunn av at frontene alltid ligger i et tråg vil det være et vindskjær i frontsonen, og dette vindskjæret gir konvergens nær bakken. Dette forsterker tendensen til stigende luft i den lavere del av troposfæren. Vertikalhastigheten er i størrelsesorden noen centimeter per sekund. Til sammenligning kan vertikalhastigheten i kraftige tordenbyger (cumulonimbus) komme opp i 25m/s.

Dybdestoff: Termalrygg

Figuren viser et typisk isobarmønster ifm. en front. (De røde linjene er isotermer). Illustrasjon: met.no

Når en kaldfront beveger seg østover vil det blåse sørlige (dvs. som regel milde) vinder foran den. Dermed stiger ofte temperaturen i områdene foran fronten (i tillegg til at varmsektoren naturlig hadde høyere temperaturer) og vi får en termalrygg i isotermmønsteret.

På grunn av termalryggen kan temperaturforskjellene før og etter frontpassasjen bli endel større enn den opprinnelige temperaturforskjellen mellom luftmassene skulle tyde på.

Dybdestoff: Skyer og nedbør

Når luftmassene er i bevegelse vil den varme lufta (lav tetthet dvs. lett) ha en tendens til å løftes over den kalde (høy tetthet dvs. tung). Fronten er en konvergenssone (lufta "hoper seg opp") p.g.a. vindskjæret, og det fører også til at lufta stiger. Dermed blir det dannelse av skyer og nedbør.

Se også

Frontflate

En frontflate er grenseflaten mellom to luftmasser.

Beskrivelse

Frontflaten er skrå i forhold til havoverflaten. Vanlig helningsvinkel er mellom 1/50 og 1/200. Når den kalde lufta fortrenger den varme har vi kaldfront. Hvis den kalde lufta trekker seg unna og gir plass til den varme er det varmfront. Den kaldeste lufta vil alltid ligge som en kile under den varmere.

Eksempler

For en kaldfront er frontflaten brattest i et sjikt noen hundre meter over bakken, ca 1:100, deretter flater den ut til ca 1:300.


For en varmfront har frontflaten en jevnere helning, oftest mellom 1:200 og 1:300 (dvs. f.eks. 300 kilometer i horisontal retning for hver kilometer i vertikal retning).

Se også

Frontflater

En frontflate er grenseflaten mellom to luftmasser.

Beskrivelse

Frontflaten er skrå i forhold til havoverflaten. Vanlig helningsvinkel er mellom 1/50 og 1/200. Når den kalde lufta fortrenger den varme har vi kaldfront. Hvis den kalde lufta trekker seg unna og gir plass til den varme er det varmfront. Den kaldeste lufta vil alltid ligge som en kile under den varmere.

Eksempler

For en kaldfront er frontflaten brattest i et sjikt noen hundre meter over bakken, ca 1:100, deretter flater den ut til ca 1:300.


For en varmfront har frontflaten en jevnere helning, oftest mellom 1:200 og 1:300 (dvs. f.eks. 300 kilometer i horisontal retning for hver kilometer i vertikal retning).

Se også

Frontlavtrykk

Et frontlavtrykk er et lavtrykk som dannes i en frontsone.

Dannelse

I en front oppstår det lett bølger fordi sonen skiller to fluider (væsker, gasser) med ulik tetthet, analogt med bølger på vann. Bølgene på f.eks. polarfronten utvikler seg ofte til lavtrykk med full sirkulasjon (bølgebrytning). Bølgelengden er gjerne ca. 2000 km.

Husk at det i en frontsone er mye tilgjengelig energi. Energikilden som har betydning for dannelsen er temperaturforskjellene mellom to luftmasser og latent varme.

Hvert frontlavtrykk får en tilhørende varmfront, kaldfront og senere en okklusjon. Frontlavtrykkene kommer ofte i familier/serier fordi det fortløpende oppstår bølger på frontsonen (særlig polarfronten). Bølgene/lavtrykkene forplanter seg langs jet-strømmen, oftest østover. Husk at bølger som oppstår kan forplante seg mye raskere rundt jorda enn hastigheten til det enkelte lavtrykk (analogt med å kaste en stein i vannet). En bølge/lavtrykk som dannes som en le-effekt bak Rocky Mountains kan altså gi flere bølger hvorav den ene f.eks. kan gi utløse lavtrykk over Norge.

Se også

Frontnedbør

Frontnedbør er nedbør som dannes i en front: varmfront, kaldfront eller okklusjon.

Innhold

Beskrivelse

Frontnedbør er en av tre hovedtyper nedbør. De andre er bygenedbør og orografisk nedbør.

Ved frontnedbør, særlig i forbindelse med varmfronter, er det som regel et jevnt grått skybilde med nedbør over en lengre periode og over et stort område. Til forskjell fra bygenedbør der skydekket er mer skiftende og nedbøren treffer mer lokalt og tilfeldig.

I frontsoner vil den varme lufta presses over den kalde. Luft som presses oppover vil alltid avkjøles. Avkjøling øker den relative fuktigheten i lufta. Ved 100 % relativ fuktighet får vi kondensasjon/metning, dvs. dannelse av vanndråper eller iskrystaller. Disse partiklene kan fortsette å vokse til nedbør (yr, regn, sludd, snø).

Typer

  • Varmfront: Nedbøren starter som regel 200-300 km før fronten passerer ved bakken. Økende nedbør inntil fronten passerer. Etter frontpassasjen stort sett opphold, evt. litt yr.
  • Kaldfront: Nedbøren er mer kortvarig og kommer mer plutselig enn ved varmfront. Nedbør fra nimbostratus eller Cumulonimbus, dvs. den kan ha bygete karakter. Oppklarning når fronten har passert, deretter instabil luft med byger.
  • Okklusjon: Kan ligne en varmfront eller en kaldfront. Mest nedbør nær okklusjonspunktet (når fronten ikke er ferdig okkludert).

Frontene er markert på analysekartene og prognosekartene på yr.no.

Se også

Eksterne lenker

Frontogenese

En frontogenese er dannelsen av en front.

Beskrivelse

Det vil si at to luftmasser med ulik tetthet (temperatur) presses mot hverandre. Frontogenese brukes også om situasjoner der en svak frontsone intensiveres.

Se også

Frontogeneser

En frontogenese er dannelsen av en front.

Beskrivelse

Det vil si at to luftmasser med ulik tetthet (temperatur) presses mot hverandre. Frontogenese brukes også om situasjoner der en svak frontsone intensiveres.

Se også

Frontskyer

Frontskyer er skyer som oppstår i forbindelse med fronter.

Beskrivelse

Frontene er i bevegelse fra venstre mot høyre. Varmfronten fortrenger kaldluften, kaldfronten den varme luften. Illustrasjon: met.no

Dannelsen av skyer er avhengig av forholdene både i varm- og kaldlufta, og utviklingen på polarfronten. Fronter kan ha ulike egenskaper, noe som gjør at det dannes forskjellige typer skyer. Et idealisert bilde av et frontsystem kan sees i illustrasjonen til høyre.

Fordi varmfrontens skråning er relativ svak (ca 1:200), får vi en langsom hevning av varmluften over kaldluften. Dette gir stratiformede skyer av typen cirrus, cirrostratus, altostratus og nimbostratus.

Aktive og raske kaldfronter er "bratte" (ca 1:100), og den varme luften blir hurtig presset oppover. Hvis luften i utgangspunktet er fuktig og instabil, får vi dannet store cumulus og cumulonimbus. Vi kan få sterke byger, kanskje med torden. Hvis kaldfrontens skråning er relativ svak, vil vi få skyer som er tilnærmet lik varmfrontens skyer.

Dette er i hovedtrekk de skyene en kan forvente å finne i forbindelse med fronter. Mange andre typer kan imidlertid forekomme, en er avhengig av forholdene både i varm- og kaldlufta og utviklingen på polarfronten.

Dybdestoff

Skykoder for frontskyer:

Se også

Fronttåke

Fronttåke er tåke som dannes i forbindelse med fronter.

Beskrivelse

Tåken dannes når lufta ved bakken mettes på grunn av fordampning av regndråper. Dette skjer som oftest i forbindelse med varmfronter der nedbørsskyene trekker inn i høyden over lufta ved bakken.

Nedbøren tilfører lufta fuktighet og det kan se ut som skyene senker seg helt ned til bakken. Hvis regnet er varmere enn den opprinnelige luften skjer en overmetning noe som fører til fordampning/blanding.

Se også

Frost
Frost. Foto: Frida Meyer.

Frost er temperatur lavere enn 0 ºC.

Se også

Frostblomst
Det ser ut som en kvist med pels, men det er en frostblomst i desember. Foto: Kjersti Iden

Frostblomster (eng. frostflower) er vekster som får "pels" av iskrystaller og er et sjeldent fenomen.

Beskrivelse

Når temperaturen synker og vannet fryser, presses vannet ut av porene i treet idet det fryser til. Islaget er svært tynt, og smelter ved berøring.

Frostdøgn

Frostdøgn er et temperaturdøgn med minimumstemperatur under 0 grader.

Se også

Frostflower
Det ser ut som en kvist med pels, men det er en frostblomst i desember. Foto: Kjersti Iden

Frostblomster (eng. frostflower) er vekster som får "pels" av iskrystaller og er et sjeldent fenomen.

Beskrivelse

Når temperaturen synker og vannet fryser, presses vannet ut av porene i treet idet det fryser til. Islaget er svært tynt, og smelter ved berøring.

Frostrøyk
En frostig liten holme i Kongssundet på Næra i Ringsaker den 24.10.2010. Det er -10ºC i gryet og frostrøyken er i ferd med å lette. Foto: Erik Aaseth.

Frostrøyk er en type tåke som dannes på kalde vinterdager over åpent vann.

Hurtigruta passerer Munkholmen i frostrøyk en kald januardag. Foto: Terje Nordvik.

Beskrivelse

Når svært kald luft strømmer over åpent (og relativt varmere) vann, vil det inntreffe hurtig fordampning til - og oppvarming av lufta nærmest vannoverflaten. Denne oppvarmede og fuktige lufta stiger raskt, samtidig kondenserer fuktigheten. Dette ser ut som røyk.

Frostrøyk ved "Smeltehytta" på Røros. 31. januar 2001 kom lufttemperaturen ned i ca. -36 grader. Foto: Heidi Lippestad/met.no

Hvis sjiktet med kaldest luft er tynt vil ikke "røyken" forsvinne i høyden, men fylle opp kaldluftssjiktet og det oppstår tåke (frosttåke).

Forekomst

I Norge er frostrøyk typisk over vann som ikke har frosset om vinteren. Særlig vanlig er det i fjordene lengst nord i landet, f.eks. når kaldlufta fra Finnmarksvidda siver ut over de åpne fjordene. Men også i Sør-Norge, f.eks. over Mjøsa og Oslofjorden er frostrøyk og frosttåke ganske vanlig.

Se også

Frosttåke

Frosttåke oppstår i en inversjon i forbindelse med frostrøyk.

Bruksområde

Frosttåke kan føre til kraftig ising på fartøy og lignende.

Se også

Frysekjerne

Frysekjerner er faste partikler saltpartikler som vannmolekylene kan feste seg til og gå over fra flytende til fast form.

Beskrivelse

En frysekjerne vil typisk være en saltpartikkel, et støvkorn eller en forurensningspartikkel fra industri eller en vulkan som gjør det lettere for underkjølt vanndamp/-dråper i en sky å fryse til is. Uten frysekjerner kan skyen bestå av underkjølt vanndamp/-dråper selv med temperaturer ned mot minus 40ºC.

Se også

Frysekjerner

Frysekjerner er faste partikler saltpartikler som vannmolekylene kan feste seg til og gå over fra flytende til fast form.

Beskrivelse

En frysekjerne vil typisk være en saltpartikkel, et støvkorn eller en forurensningspartikkel fra industri eller en vulkan som gjør det lettere for underkjølt vanndamp/-dråper i en sky å fryse til is. Uten frysekjerner kan skyen bestå av underkjølt vanndamp/-dråper selv med temperaturer ned mot minus 40ºC.

Se også

Frøyabanken
Ft

Fot er et mål for avstand og en fot er lik 30,48 cm.

Bruksområde

I flyværtjenesten er alle vertikale avstander oppgitt i fot, og alle vertikale hastigheter oppgitt i fot per sekund (feet per second) som forkortes fps.

Se også

Fujita-Pearson skalaen

Fujita-Pearsonskalaen anslår vindhastigheter knyttet til tornadoer.

Beskrivelse

Når meteorologer i USA skal anslå vindhastigheter knyttet til tornadoer, bruker de the Fujita-Pearson Tornado Intensity Scale. Skalaen fremkommer ved å vurdere flere typer skader, hvilke trykkrefter som skal til for å ødelegge ulike objekter og deretter vindhastigheter avledet fra trykkreftene. Skalaen er gjengitt under og de amerikanske uttrykkene for ødeleggelser er beholdt.

Klassifikasjon

Vindhastighet

Ødeleggelse

F 0

Opptil 32 m/s

Light

F 1

33 - 50 m/s

Moderate

F 2

51 - 70 m/s

Considerable

F 3 71 - 92 m/s

Severe

F 4

93 - 116 m/s

Devastating

F 5

117 - 142 m/s

Unbelievable

F 6

143 - 170 m/s

Out of this World!

Se også

Fujita-Pearsonskalaen

Fujita-Pearsonskalaen anslår vindhastigheter knyttet til tornadoer.

Beskrivelse

Når meteorologer i USA skal anslå vindhastigheter knyttet til tornadoer, bruker de the Fujita-Pearson Tornado Intensity Scale. Skalaen fremkommer ved å vurdere flere typer skader, hvilke trykkrefter som skal til for å ødelegge ulike objekter og deretter vindhastigheter avledet fra trykkreftene. Skalaen er gjengitt under og de amerikanske uttrykkene for ødeleggelser er beholdt.

Klassifikasjon

Vindhastighet

Ødeleggelse

F 0

Opptil 32 m/s

Light

F 1

33 - 50 m/s

Moderate

F 2

51 - 70 m/s

Considerable

F 3 71 - 92 m/s

Severe

F 4

93 - 116 m/s

Devastating

F 5

117 - 142 m/s

Unbelievable

F 6

143 - 170 m/s

Out of this World!

Se også

Fuktigadiabaten

Fuktigadiabaten er når temperaturen i fuktig (mettet) luft avtar med 0,5gr/100m.

Beskrivelse

Hvis temperaturen avtar mer eller mindre enn 0,5 gr/100 m, kalles lufta henholdsvis ustabil og stabil.

Se også

Full storm

Full storm er betegnelsen på vindstyrke 10 (24,5-28,4 m/s) på Beaufortskalaen.

Se også

Funnel

En trombe (eng. funnel) er en traktformet sky på undersiden av skybasen som ikke strekker seg ned til bakken.

Beskrivelse

Når en trombe slår ned til bakken kalles dette for en tornado.

Se også

Fyringsbehov

Energigradtall eller fyringsgraddager er et mål på oppvarmingsbehovet.

Beskrivelse

Tabellen viser energigradtallet ut fra døgnmiddeltemperaturen. Illustrasjon: met.no

Utgangspunktet for beregning av energigradtall er døgnmiddeltemperaturen. Man antar at det ikke foreligger noe fyringsbehov når døgnmiddeltemperaturen overstiger 17 ºC.

Ligger døgnmiddeltemperaturen på 17 ºC eller høyere, blir energigradtallet 0 (ikke noe fyringsbehov). Ligger døgnmiddeltemperaturen derimot under 17 ºC, legger man til det antall grader som skal til for å komme opp i 17.

Energigradtall for måneder og år får en ved å summere døgntallene.

Dybdestoff

Meteorologisk institutt har utgitt en rapport der en finner normalverdier for energigradtall for samtlige kommuner i landet: Rapport Klima 23, 2002: Energigradtall (pdf-fil).

Se også

Fyringsgraddager

Energigradtall eller fyringsgraddager er et mål på oppvarmingsbehovet.

Beskrivelse

Tabellen viser energigradtallet ut fra døgnmiddeltemperaturen. Illustrasjon: met.no

Utgangspunktet for beregning av energigradtall er døgnmiddeltemperaturen. Man antar at det ikke foreligger noe fyringsbehov når døgnmiddeltemperaturen overstiger 17 ºC.

Ligger døgnmiddeltemperaturen på 17 ºC eller høyere, blir energigradtallet 0 (ikke noe fyringsbehov). Ligger døgnmiddeltemperaturen derimot under 17 ºC, legger man til det antall grader som skal til for å komme opp i 17.

Energigradtall for måneder og år får en ved å summere døgntallene.

Dybdestoff

Meteorologisk institutt har utgitt en rapport der en finner normalverdier for energigradtall for samtlige kommuner i landet: Rapport Klima 23, 2002: Energigradtall (pdf-fil).

Se også

Fyringssesong
Tabellen viser fyringssesongen basert på normalverdier for noen steder i Norge. Illustrasjon: met.no

Fyringssesongen defineres gjerne som perioden fra døgnmiddeltemperaturen passerer under 11 ºC om høsten og til den igjen passerer 9 ºC om våren.

Se også

Færøybanken
Færøybankene
Føhn
Spektakulær skyvegg i Lofoten i forbindelse med lokal føneffekt. Foto: Axel Hennig.

Fønvind (fra tysk: Föhn) er en vind som fører til lokal temperaturstigning.

Innhold

Beskrivelse

Den er vanlig over hele kloden, men begrepet ble først brukt om luft som strømmet over de sveitsiske Alper. Enkelte steder bruker man fortsatt lokale navn: chinook i Rocky Mountains, puelche på vestsiden av Andesfjellene og zonda i Argentina på østsiden av Andesfjellene.

Tradisjonelt har det vært postulert at føneffekten kommer som følge av at lufta som ble presset opp og over et fjell, har kommet ned i samme nivå som der hevningen over fjellet startet, og fikk en høyere temperatur enn ved starten av prosessen på grunn av frigitt kondensasjonsvarme. (Se illustrasjon nedenfor.) Imidlertid har nyere forskning vist at denne effekten ofte er svært liten. Den kondensasjonen som skjer på lo-siden fører til fordampning når luften begynner sin tur ned le-siden av fjellet. Dette vil faktisk bidra til avkjøling av luften.

Det som antas å være sannheten om føneffekten skyldes forholdsvis varm luft i høyde omkring fjelltopp og som tvinges ned på le-siden. Oppvarmingen vil derfor skje som følge av tørr-adiabatisk nedsynkning med 1 oC pr 100m.

Forekomst

Den tradisjonelle definisjonen av fønvind for Østlandet. Illustrasjon: Tor Helge Skaslien/met.no

Fønvind er vanlig på Østlandet ved vestlig eller nordvestlig vind (se illustrasjon til høyre) og på Vestlandet når luft østfra presses over Langfjella. En del fjordstrøk på Nordvestlandet (f.eks. Tafjord og Sunndalsøra) slår stadig vekk til med temperaturrekorder i typiske føn-situasjoner (sørøstlig vind). Fønvind forekommer også i Trøndelag ved vind mellom sørvest og sørøst og i Nord-Norge ved vind over større fjellmassiv som Lyngsalpene eller grensefjellene mot Sverige og Finland.

Føneffekter kan også inntreffe i forbindelse med mer lokale høydedrag. Fra lesiden kan man av og til se dette som spektakulære "skyvegger" (Föhnmauer) mot toppen av høydedraget, se bildet øverst på siden.

Dybdestoff

Når luft stiger og synker i atmosfæren, kan vi vanligvis betrakte det som skjer i lufta som adiabatiske prosesser. Når en luftstrøm møter en fjellkjede og tvinges til å stige, faller temperaturen i lufta ca. 1 oC pr. 100 m, inntil lufta når metning. Ytterligere hevning og avkjøling medfører at noe av vanndampen i lufta kondenseres til vanndråper. Kondensasjon frigir varme som tilføres lufta, slik at fortsatt hevning av lufta bare vil gi et temperaturfall på ca. 0,5 grader celsius pr. 100 m.

Se også

Føhnvind
Spektakulær skyvegg i Lofoten i forbindelse med lokal føneffekt. Foto: Axel Hennig.

Fønvind (fra tysk: Föhn) er en vind som fører til lokal temperaturstigning.

Innhold

Beskrivelse

Den er vanlig over hele kloden, men begrepet ble først brukt om luft som strømmet over de sveitsiske Alper. Enkelte steder bruker man fortsatt lokale navn: chinook i Rocky Mountains, puelche på vestsiden av Andesfjellene og zonda i Argentina på østsiden av Andesfjellene.

Tradisjonelt har det vært postulert at føneffekten kommer som følge av at lufta som ble presset opp og over et fjell, har kommet ned i samme nivå som der hevningen over fjellet startet, og fikk en høyere temperatur enn ved starten av prosessen på grunn av frigitt kondensasjonsvarme. (Se illustrasjon nedenfor.) Imidlertid har nyere forskning vist at denne effekten ofte er svært liten. Den kondensasjonen som skjer på lo-siden fører til fordampning når luften begynner sin tur ned le-siden av fjellet. Dette vil faktisk bidra til avkjøling av luften.

Det som antas å være sannheten om føneffekten skyldes forholdsvis varm luft i høyde omkring fjelltopp og som tvinges ned på le-siden. Oppvarmingen vil derfor skje som følge av tørr-adiabatisk nedsynkning med 1 oC pr 100m.

Forekomst

Den tradisjonelle definisjonen av fønvind for Østlandet. Illustrasjon: Tor Helge Skaslien/met.no

Fønvind er vanlig på Østlandet ved vestlig eller nordvestlig vind (se illustrasjon til høyre) og på Vestlandet når luft østfra presses over Langfjella. En del fjordstrøk på Nordvestlandet (f.eks. Tafjord og Sunndalsøra) slår stadig vekk til med temperaturrekorder i typiske føn-situasjoner (sørøstlig vind). Fønvind forekommer også i Trøndelag ved vind mellom sørvest og sørøst og i Nord-Norge ved vind over større fjellmassiv som Lyngsalpene eller grensefjellene mot Sverige og Finland.

Føneffekter kan også inntreffe i forbindelse med mer lokale høydedrag. Fra lesiden kan man av og til se dette som spektakulære "skyvegger" (Föhnmauer) mot toppen av høydedraget, se bildet øverst på siden.

Dybdestoff

Når luft stiger og synker i atmosfæren, kan vi vanligvis betrakte det som skjer i lufta som adiabatiske prosesser. Når en luftstrøm møter en fjellkjede og tvinges til å stige, faller temperaturen i lufta ca. 1 oC pr. 100 m, inntil lufta når metning. Ytterligere hevning og avkjøling medfører at noe av vanndampen i lufta kondenseres til vanndråper. Kondensasjon frigir varme som tilføres lufta, slik at fortsatt hevning av lufta bare vil gi et temperaturfall på ca. 0,5 grader celsius pr. 100 m.

Se også

Følt temperatur
Vinden føles kaldere enn hva termometeret viser... Foto: Heidi Lippestad/met.no

Følt temperatur eller effektiv temperatur, sier noe om hvor mye (eller lite) varme menneskekroppen må avgi til lufta, når det er vind eller høy luftfuktighet.

Innhold

Beskrivelse

Følt temperatur er ikke en reell temperatur som kan måles med et termometer, men en måte å tallfeste den kombinerte effekten av vind eller høy luftfuktighet med temperatur slik at vi kan handle fornuftig.

Vind og luftfuktighet påvirker varmefølelsen til kroppen. Er det mye vind, føles det kaldere enn hva termometeret viser. Er det høy luftfuktighet og varmt, kjennes det varmere ut enn når lufta er tørr.

Vind

Kroppen avkjøles raskere når det blåser. Termometeret måler luftmolekylenes "energitilstand" og denne er den samme om det er vindstille eller om det blåser. Men hvordan huden vår reagerer, hvor stort varmetapet fra kroppen vår er, er blant annet avhengig av vinden.

En tykk ullgenser kan holde oss varm når det er vindstille og vi står stille. Begynner det å blåse eller kjører vi på ski ned en bratt bakke, vil den varme lufta som fins inne i genseren og som virker som isolasjon mot de kalde omgivelsene, bli fjernet. Det kommer kald luft inn mot huden og vi begynner å fryse. Kroppen taper varme til lufta. Er huden våt eller klærne fuktige, vil fordamping av denne fuktigheten også føre til varmetap. Vind vil føre til økt fordamping og dermed økt avkjøling.

For å gi en indikasjon på hvor stort varmetapet er når det blåser, kan en bruke en avkjølingsindeks som sammenligner varmetapet en får når det blåser ved ulike temperaturer, sammenlignet med tilsvarende varmetap i vindstille luft.

Luftfuktighet

Luftfuktigheten påvirker varmetransporten ut av kroppen. Når temperaturen er høy, vil kroppen prøve å kjøle seg ned gjennom svette. Kroppen holdes avkjølt fordi svetten fordamper og trekker varmeenergi ut av kroppen. Når det er høy relativ fuktighet, og lufta begynner å nærme seg metningspunktet, vil det gå tregere å fordampe bort svetten. Kroppen har vanskeligere for å holde seg avkjølt og vil prøve å produsere mer svette. Det fører til at ubehaget blir større. For å gi en indikasjon på hvor varmt kroppen føler at det er, når det er høy luftfuktighet, brukes ofte en varmeindeks.

Når temperaturen er lav, er vanndampmengden lufta kan inneholde mye lavere. Mange mener at fuktig, rå luft ved sjøen om vinteren kjennes like kald ut som tørr luft på innlandet, selv om lufttemperaturen i innlandet kan være betydelig lavere. Altså at kald luft ved en viss temperatur oppleves enda kjøligere hvis det er høy relativ fuktighet. Ved kuldegrader kan forskjellene i varmekapasitet og varmeledningsevne mellom tørr og fuktig luft maksimalt være i størrelsesorden noen promille. Disse egenskapene ved lufta kan derfor ikke forklare noen forskjell i følt kulde.

Er det ispartikler eller tåkedråper i lufta, vil disse kunne smelte eller fordampe ved kontakt med hud og klær og ta varme fra kroppen. Det er uklart om det kan finnes andre mekanismer som gjør at luftfuktigheten kan påvirke avkjølingen av kroppen ved lave temperaturer.

Se også

Føn
Spektakulær skyvegg i Lofoten i forbindelse med lokal føneffekt. Foto: Axel Hennig.

Fønvind (fra tysk: Föhn) er en vind som fører til lokal temperaturstigning.

Innhold

Beskrivelse

Den er vanlig over hele kloden, men begrepet ble først brukt om luft som strømmet over de sveitsiske Alper. Enkelte steder bruker man fortsatt lokale navn: chinook i Rocky Mountains, puelche på vestsiden av Andesfjellene og zonda i Argentina på østsiden av Andesfjellene.

Tradisjonelt har det vært postulert at føneffekten kommer som følge av at lufta som ble presset opp og over et fjell, har kommet ned i samme nivå som der hevningen over fjellet startet, og fikk en høyere temperatur enn ved starten av prosessen på grunn av frigitt kondensasjonsvarme. (Se illustrasjon nedenfor.) Imidlertid har nyere forskning vist at denne effekten ofte er svært liten. Den kondensasjonen som skjer på lo-siden fører til fordampning når luften begynner sin tur ned le-siden av fjellet. Dette vil faktisk bidra til avkjøling av luften.

Det som antas å være sannheten om føneffekten skyldes forholdsvis varm luft i høyde omkring fjelltopp og som tvinges ned på le-siden. Oppvarmingen vil derfor skje som følge av tørr-adiabatisk nedsynkning med 1 oC pr 100m.

Forekomst

Den tradisjonelle definisjonen av fønvind for Østlandet. Illustrasjon: Tor Helge Skaslien/met.no

Fønvind er vanlig på Østlandet ved vestlig eller nordvestlig vind (se illustrasjon til høyre) og på Vestlandet når luft østfra presses over Langfjella. En del fjordstrøk på Nordvestlandet (f.eks. Tafjord og Sunndalsøra) slår stadig vekk til med temperaturrekorder i typiske føn-situasjoner (sørøstlig vind). Fønvind forekommer også i Trøndelag ved vind mellom sørvest og sørøst og i Nord-Norge ved vind over større fjellmassiv som Lyngsalpene eller grensefjellene mot Sverige og Finland.

Føneffekter kan også inntreffe i forbindelse med mer lokale høydedrag. Fra lesiden kan man av og til se dette som spektakulære "skyvegger" (Föhnmauer) mot toppen av høydedraget, se bildet øverst på siden.

Dybdestoff

Når luft stiger og synker i atmosfæren, kan vi vanligvis betrakte det som skjer i lufta som adiabatiske prosesser. Når en luftstrøm møter en fjellkjede og tvinges til å stige, faller temperaturen i lufta ca. 1 oC pr. 100 m, inntil lufta når metning. Ytterligere hevning og avkjøling medfører at noe av vanndampen i lufta kondenseres til vanndråper. Kondensasjon frigir varme som tilføres lufta, slik at fortsatt hevning av lufta bare vil gi et temperaturfall på ca. 0,5 grader celsius pr. 100 m.

Se også

Fønvind
Spektakulær skyvegg i Lofoten i forbindelse med lokal føneffekt. Foto: Axel Hennig.

Fønvind (fra tysk: Föhn) er en vind som fører til lokal temperaturstigning.

Innhold

Beskrivelse

Den er vanlig over hele kloden, men begrepet ble først brukt om luft som strømmet over de sveitsiske Alper. Enkelte steder bruker man fortsatt lokale navn: chinook i Rocky Mountains, puelche på vestsiden av Andesfjellene og zonda i Argentina på østsiden av Andesfjellene.

Tradisjonelt har det vært postulert at føneffekten kommer som følge av at lufta som ble presset opp og over et fjell, har kommet ned i samme nivå som der hevningen over fjellet startet, og fikk en høyere temperatur enn ved starten av prosessen på grunn av frigitt kondensasjonsvarme. (Se illustrasjon nedenfor.) Imidlertid har nyere forskning vist at denne effekten ofte er svært liten. Den kondensasjonen som skjer på lo-siden fører til fordampning når luften begynner sin tur ned le-siden av fjellet. Dette vil faktisk bidra til avkjøling av luften.

Det som antas å være sannheten om føneffekten skyldes forholdsvis varm luft i høyde omkring fjelltopp og som tvinges ned på le-siden. Oppvarmingen vil derfor skje som følge av tørr-adiabatisk nedsynkning med 1 oC pr 100m.

Forekomst

Den tradisjonelle definisjonen av fønvind for Østlandet. Illustrasjon: Tor Helge Skaslien/met.no

Fønvind er vanlig på Østlandet ved vestlig eller nordvestlig vind (se illustrasjon til høyre) og på Vestlandet når luft østfra presses over Langfjella. En del fjordstrøk på Nordvestlandet (f.eks. Tafjord og Sunndalsøra) slår stadig vekk til med temperaturrekorder i typiske føn-situasjoner (sørøstlig vind). Fønvind forekommer også i Trøndelag ved vind mellom sørvest og sørøst og i Nord-Norge ved vind over større fjellmassiv som Lyngsalpene eller grensefjellene mot Sverige og Finland.

Føneffekter kan også inntreffe i forbindelse med mer lokale høydedrag. Fra lesiden kan man av og til se dette som spektakulære "skyvegger" (Föhnmauer) mot toppen av høydedraget, se bildet øverst på siden.

Dybdestoff

Når luft stiger og synker i atmosfæren, kan vi vanligvis betrakte det som skjer i lufta som adiabatiske prosesser. Når en luftstrøm møter en fjellkjede og tvinges til å stige, faller temperaturen i lufta ca. 1 oC pr. 100 m, inntil lufta når metning. Ytterligere hevning og avkjøling medfører at noe av vanndampen i lufta kondenseres til vanndråper. Kondensasjon frigir varme som tilføres lufta, slik at fortsatt hevning av lufta bare vil gi et temperaturfall på ca. 0,5 grader celsius pr. 100 m.

Se også

G
GMT
Hvert år lar tusenvis av turister seg fotografere med ett ben på hver side av 0-meridianen. 0-meridianen er imidlertid flyttet mange ganger i årenes løp - også etter at den ble markert med en rød stripe i bakken på observatoriet i Greenwich... Foto: met.no

Greenwich Mean Time forkortes GMT og er en tenkt linje som løper nord-syd på jordkloden, gjennom Greenwich i England. På norsk kalles den Greenwich-meridianen eller 0-meridianen.

Innhold

Bruksområde

Ved innføringen av 0-meridianen fikk verden en felles tidsoppfatning. Tidsangivelse, navigering og en rekke andre praktiske spørsmål som hvert enkelt land (eller by!) selv hadde sine egne ordninger for, ble dermed standardisert. Det skulle imidlertid en urmaker til for å ordne opp i skipsforlisene, men dette er en helt annen historie....

I dag brukes UTC som felles tidsreferanse.

Historikk

Observatoriet i Greenwich. Foto: met.no

Det er ingen tilfeldighet at 0-meridianen går nettopp gjennom England. England var en stor sjøfartsnasjon, med mange skip på alle hav. For ofte havarerte skipene fordi de ikke kjente sin lengdegrads-posisjon. For å finne breddegraden navigerte man etter himmellegemene; sola om dagen og stjernene om natten. Således visste man alltid hvor langt syd eller nord man befant seg på sjøkartet. Men det fantes ingen sikre måter for å avgjøre hvor langt øst eller vest man var kommet. Observatoriet i Greenwich ble opprettet for å løse problemene.

Den fikk navnet 0-meridianen på den internasjonale meridian-konferansen i 1884. Alle geografiske posisjoner på Jorden er definert ved sin lengdegrad og sin breddegrad.

Se også

Eksterne lenker

GRAS

GRAS (Global navigation satellite systems radio occulation GNSS Receiver for Atmospheric Sounding) er et system som styrer MetOps navigasjon langs dens bane.

Beskrivelse

Måler atmosfærens temperatur og luftfuktighet ved å utnytte jordas krumming, ved hjelp av GPS-satellitter. Dette gir en ny type målinger.

Se også

Gaspard Gustave Coriolis

Gaspard Gustave Coriolis var en fransk fysiker og ingeniør (1792-1843) som la det matematiske grunnlaget for å beskrive bevegelser i et roterende system.

Se også

Geopotensiell høyde

Geopotensiell høyde er høyden fra havnivå til en trykkflate.

I værvarslingen

Hyppig brukt i værvarsling for å identifisere luftstrømmene i øvre troposfære.

Se også

Geostasjonær værsatellitt

Geostasjonære værsatellitter er satellitter som ligger i faste posisjoner i forhold til jordoverflata, ca 36.000 km over ekvator.

Beskrivelse

En geostasjonær satellitt vil derfor bruke 24 timer på ett omløp rundt Jordens akse. Fra sin høyde 35 800 km over jordoverflaten, "ser" den rundt 42% av Jorden til enhver tid.

De meteorologiske geostasjonære satellittene måler strålingen fra Jorden og atmosfæren. En måling av hele jordskiven er ferdig etter 15, eller 30 minutter avhengig hvor ny satellitten er. Den hyppige tilgangen på data sammen med informasjon om atmosfærens vanndampinnhold, gjør de meteorologiske geostasjonære satellittene svært godt egnet til overvåking av storstilte værsystemer. I særlig grad kan de gi verdifull informasjon om kraftige lavtrykk som utvikler seg raskt.

Se også

Geostasjonære satellitter

Geostasjonære værsatellitter er satellitter som ligger i faste posisjoner i forhold til jordoverflata, ca 36.000 km over ekvator.

Beskrivelse

En geostasjonær satellitt vil derfor bruke 24 timer på ett omløp rundt Jordens akse. Fra sin høyde 35 800 km over jordoverflaten, "ser" den rundt 42% av Jorden til enhver tid.

De meteorologiske geostasjonære satellittene måler strålingen fra Jorden og atmosfæren. En måling av hele jordskiven er ferdig etter 15, eller 30 minutter avhengig hvor ny satellitten er. Den hyppige tilgangen på data sammen med informasjon om atmosfærens vanndampinnhold, gjør de meteorologiske geostasjonære satellittene svært godt egnet til overvåking av storstilte værsystemer. I særlig grad kan de gi verdifull informasjon om kraftige lavtrykk som utvikler seg raskt.

Se også

Geostasjonære værsatellitter

Geostasjonære værsatellitter er satellitter som ligger i faste posisjoner i forhold til jordoverflata, ca 36.000 km over ekvator.

Beskrivelse

En geostasjonær satellitt vil derfor bruke 24 timer på ett omløp rundt Jordens akse. Fra sin høyde 35 800 km over jordoverflaten, "ser" den rundt 42% av Jorden til enhver tid.

De meteorologiske geostasjonære satellittene måler strålingen fra Jorden og atmosfæren. En måling av hele jordskiven er ferdig etter 15, eller 30 minutter avhengig hvor ny satellitten er. Den hyppige tilgangen på data sammen med informasjon om atmosfærens vanndampinnhold, gjør de meteorologiske geostasjonære satellittene svært godt egnet til overvåking av storstilte værsystemer. I særlig grad kan de gi verdifull informasjon om kraftige lavtrykk som utvikler seg raskt.

Se også

Geostrofisk vind

Geostrofisk vind, også kalt likevektsvind, er vinden et stykke over bakken, i en høyde der luftens friksjon mot terrenget ikke påvirker vindstyrke og retning (se grensesjiktet).

Beskrivelse

Man antar da likevekt mellom trykk-kraft og Coriolis-kraft. I stabil luft med svak vind, kan geostrofisk vind inntreffe fra 50-100 m over bakkenivå. I ustabil luft (kraftig vertikal bevegelse i lufta) med sterk vind i ulendt terreng, vil geostrofiske forhold typisk inntreffe et par km over bakkenivå. Geostrofisk vind er en forenkling fordi man antar rettlinjede bevegelser. For presise utregninger bør gradientvind brukes.

Se også

Geostrofisk vind

Geostrofisk vind, også kalt likevektsvind, er vinden et stykke over bakken, i en høyde der luftens friksjon mot terrenget ikke påvirker vindstyrke og retning (se grensesjiktet).

Beskrivelse

Man antar da likevekt mellom trykk-kraft og Coriolis-kraft. I stabil luft med svak vind, kan geostrofisk vind inntreffe fra 50-100 m over bakkenivå. I ustabil luft (kraftig vertikal bevegelse i lufta) med sterk vind i ulendt terreng, vil geostrofiske forhold typisk inntreffe et par km over bakkenivå. Geostrofisk vind er en forenkling fordi man antar rettlinjede bevegelser. For presise utregninger bør gradientvind brukes.

Se også

Gjennomgangshøyde

Transition altitude eller gjennomgangshøyde er høyden over en flyplass der man på flyets høydemåler ved take-off bytter referanse fra flyplassens QNH til standardatmosfæren (ISA).

Se også

Gjennomgangsnivå

Transition level eller gjennomgangsnivå er høyden over en flyplass der man på flyets høydemåler ved innflyging bytter referanse fra standardatmosfæren (ISA) til flyplassens QNH.

Se også

Gjennomsnitt

Gjennomsnittsverdi eller middelverdi brukes i årsgjennomsnitt, månedsgjennomsnitt og døgngjennomsnitt.

Gjennomsnittstemperatur

Gjennomsnittstemperatur er gjennomsnittsverdien av temperaturen over en gitt tidsperiode eller over et gitt område horisontalt eller vertikalt.

Beskrivelse

I fagmiljøer bruker man gjerne eller middelltemperatur om gjennomsnittstemperatur.

Se også

Gjennomsnittstemperaturen

Gjennomsnittstemperatur er gjennomsnittsverdien av temperaturen over en gitt tidsperiode eller over et gitt område horisontalt eller vertikalt.

Beskrivelse

I fagmiljøer bruker man gjerne eller middelltemperatur om gjennomsnittstemperatur.

Se også

Gjennomsnittsverdi

Gjennomsnittsverdi eller middelverdi brukes i årsgjennomsnitt, månedsgjennomsnitt og døgngjennomsnitt.

Gjennomsnittsverdier

Gjennomsnittsverdi eller middelverdi brukes i årsgjennomsnitt, månedsgjennomsnitt og døgngjennomsnitt.

Glasialt

Glasialt klima er klima med lav temperatur og nedbør av snø som ikke smelter om sommeren.

Se også

Glasialt klima

Glasialt klima er klima med lav temperatur og nedbør av snø som ikke smelter om sommeren.

Se også

Global middeltemperatur

Global middeltemperatur er et estimat av jordens gjennomsnittlige overflatetemperatur over hele kloden.

Beskrivelse

Den globale middeltemperaturen kan ikke måles direkte, men må beregnes ut i fra et nettverk av målinger over hele kloden. Nettverket med målestasjoner (og typen termometere) er ikke jevnt fordelt, har endret seg over tid, og er derfor krevende å estimere nøyaktig.

Dybdestoff

Det finnes flere ulike estimater, for eksempel gjort ved Climate Research Unit (CRU) i England og NASA/GISS i USA. Videre finnes estimat basert på analyser - såkalt 're-analyser' - gjort med fysiske modeller av atmosfæren. Disse bruker alle tilgjengelige observasjoner (for eksempel trykk, temperatur fra målestasjoner, radiosonder, og satellittmålinger) for å gjengi et mest mulig nøyaktig bilde av atmosfærens tilstand. Re-analysene er gjort ved blant annet European Centre for Medium-range Weather Forecasts (ECMWF) i England og ved National Center of Environmental Prediction (NCEP) i USA.

Eksterne lenker

Glorie
Slik så en glorie ut i Åfjord. Foto: Terje O. Nordvik.

Glorie er ringer i hele fargespekteret som dannes på oversiden av et tåke- eller skylag.

Beskrivelse

Hvis du befinner deg på en fjelltopp og har et tåke- eller skylag under deg og sola i ryggen, vil du kunne se din egen skygge på toppen av skylaget og en glorie rundt skyggen: Ringer i forskjellige farger med sentrum i "anti-solpunktet".

Dannelsen av disse ringene er ikke helt forstått teoretisk, men det som skjer har en viss likhet med dannelsen av regnbuer. Det er sollyset som brytes, reflekteres og spres i bittesmå vanndråper med en radius ca. 0,05 mm. (Regndråper er mye større og kan ha en radius på ca. 5 mm.) Det som skjer med lyset når det treffer en stor regndråpe og en eller flere regnbuer dannes, er forskjellig fra det som skjer når vi har bittesmå sky- eller tåkedråper.

Når vi ser ned på et tåkelag under oss, eller vi sitter i et fly og flyr over skyene, vil noen av strålene fra sola treffe dråpene på overflaten av tåka eller skyen. Inne i dråpene vil lyset brytes, spres og reflekteres tilbake til øyet vårt og det dannes et ringformet mønster med mange farger på skyoverflaten.

Se også

Graddagstall

Energigradtall eller fyringsgraddager er et mål på oppvarmingsbehovet.

Beskrivelse

Tabellen viser energigradtallet ut fra døgnmiddeltemperaturen. Illustrasjon: met.no

Utgangspunktet for beregning av energigradtall er døgnmiddeltemperaturen. Man antar at det ikke foreligger noe fyringsbehov når døgnmiddeltemperaturen overstiger 17 ºC.

Ligger døgnmiddeltemperaturen på 17 ºC eller høyere, blir energigradtallet 0 (ikke noe fyringsbehov). Ligger døgnmiddeltemperaturen derimot under 17 ºC, legger man til det antall grader som skal til for å komme opp i 17.

Energigradtall for måneder og år får en ved å summere døgntallene.

Dybdestoff

Meteorologisk institutt har utgitt en rapport der en finner normalverdier for energigradtall for samtlige kommuner i landet: Rapport Klima 23, 2002: Energigradtall (pdf-fil).

Se også

Gradestokk
Klassisk termometer eller gradestokk. Foto: iStock.

Et termometer er et instrument til å måle temperaturen i et stoff (gasser, væsker, faste stoffer).

Innhold

Beskrivelse

Prinsippet bak de fleste termometre er at stoff utvider seg eller trekker seg sammen når temperaturen i stoffet endres.

Siden temperaturendringer i stoffer er basert på temperaturstråling, kan ikke termometre plasseres ukritisk rundt. Termometret beskyttes mot direkte varmestråling fra sola ved å plasseres inne i en hvit trehytte eller en hvit plasthytte med dobbel vegg. I tillegg vurderes stedene for slik plassering ut fra en rekke fysiske parametere. Termometret og skjermen/hytta plasseres slik at det blir målt cirka 2 meter over bakkenivå.

Termometre må kalibreres for å vise riktig temperatur, men siden så godt som alle termometre i dag masseproduseres, er det veldig små avvik. Disse avvikene er som regel knyttet til urenheter i materialet (sprit og platina) og små avvik i tykkelse og lengde på platinatråd. Slike avvik utgjør normalt inntil ca 0,1 °C. Dette regnes som tilstrekkelig nøyaktig til meteorologisk bruk.

For å påvise nøyaktigheten til et termometer sammenlignes det med en kalibrert referanse i et temperaturregulert væskebad. Dette regnes som en meget pålitelig måte å kalibrere termometre. En annen metode er å sammenligne termometret med en feltreferanse på aktuelt målested. Dette er en mye brukt metode for å dokumentere målesløyfer og langtidsstabilitet.

Typer

I et kvikksølvtermometer er det en søyle av kvikksølv inne i et glassrør som endrer volum, og denne endringen kan avleses på en skala. Kvikksølvsøylens lengde når termometeret plasseres i smeltende snø/is avmerkes (0 grader celsius). Tilsvarende settes termometeret i kokende vann. Kvikksølvsøylen utvider seg og et nytt merke avsettes (100 grader celsius). Avstanden mellom de to merkene inndeles i 100 delstreker med samme avstand. Skalaen forlenges videre forbi 100-streken og på den andre siden av 0-merket. Slik kalibreres et termometer som skal vise temperaturen i grader celsius ( oC ).

Andre typer termometre benytter egenskapene i andre væsker/gasser. Metallers følsomhet (volumendring) for temperaturendringer utnyttes også i enkelte termometre.

Måleenheter

I Europa bruker vi Celsius som måleenhet, men det finnes også andre enheter for å oppgi temperatur:

Målemetode

I tradisjonell meteorologisk observasjon brukes et "væske-i-glass"-termometer. I dette termometeret er det en søyle av væske (kvikksølv, sprit eller kvikksølv-thallium) inne i et glassrør. Søylen utvider seg med stigende temperatur og trekker seg sammen med synkende temperatur. Enden av søylen avleses på en skala.

I dag finnes det flere måleprinsipper for å måle temperatur elektronisk. Det måleprinsippet som Meteorologisk institutt har valgt, er å måle elektrisk motstand i en platinatråd. Ved 100 Ω (uttales: ohm) er temperaturen 0 °C. Ved lavere motstand er temperaturen lavere og ved høyere motstand er temperaturen høyere.

Gjør det selv

Hvis du bor i enebolig eller har leilighet med fasade mot nord er det greit å henge termometeret ut av vinduet og med litt avstand fra glasset. Glass er ikke så god isolator som mange tror. De som har fasade mot sør, må finne andre måter å skjerme instrumentet. Dette kan for eksempel være å utnytte overheng på verandaen. Slik tilpassing kan gå på bekostning av lengde på kabel. Her kan nevnes at det nå finnes flere trådløse termometre på markedet. For de fleste er ikke nøyaktighetskravet så veldig stort, slik at utstyret kan være relativt rimelig.

Se også

Eksterne lenker

Gradientvind

Gradientvind er vinden et stykke over bakken, i en høyde der luftens friksjon mot terrenget ikke påvirker vindstyrke og retning (se grensesjiktet).

Beskrivelse

Man antar likevekt, det vil si at summen av kreftene som virker på en luftpartikkel blir 0. Dette er samme utgangspunkt som geostrofisk vind. Men i den geostrofisk antakelsen ser man bort fra sentrifugalkreftene ved krumme luftbevegelser. I nærheten av lavtrykk på liten skala har sentrifugaleffekten betydning, for eksempel nær en tornado.

Se også

Graupel

Graupel er nedbør med en hard kjerne omgitt av vann, mykere enn hagl, men mer kompakt enn snøflak.

Beskrivelse

Nedbørtypen er hvite, runde eller koniske partikler med 2-5 mm dynamisk diameter. Partiklene går lett i stykker når de treffer bakken og opptrer med kort varighet.

Se også

Gravitasjonsbølger

Gravitasjonsbølger er bølger i atmosfæren eller havet som oppstår fordi gravitasjonen prøver å få lufta eller havet tilbake i likevektstilstand.

Innhold

Beskrivelse

Gravitasjonsbølgene oppstår når luft eller væske som er stabilit sjiktet kommer ut av hydrostatisk likevekt etter å ha blitt påvirket av en ytre kraft.

Typer

Bølger på havet er en type gravitasjonsbølge som oppstår på overflaten mellom land og hav. I tillegg finnes det en rekke bølgetyper som oppstår alene i atmosfæren:

Ulike typer bølger kan forplante seg horisontalt eller vertikalt.

Dybdestoff

Gravitasjonsbølgebegrepet som knytter seg til Albert Einsteins generelle relativitetsteori har ikke noe med det meteorologiske begrepet å gjøre.

Se også

Greenwich Mean Time
Hvert år lar tusenvis av turister seg fotografere med ett ben på hver side av 0-meridianen. 0-meridianen er imidlertid flyttet mange ganger i årenes løp - også etter at den ble markert med en rød stripe i bakken på observatoriet i Greenwich... Foto: met.no

Greenwich Mean Time forkortes GMT og er en tenkt linje som løper nord-syd på jordkloden, gjennom Greenwich i England. På norsk kalles den Greenwich-meridianen eller 0-meridianen.

Innhold

Bruksområde

Ved innføringen av 0-meridianen fikk verden en felles tidsoppfatning. Tidsangivelse, navigering og en rekke andre praktiske spørsmål som hvert enkelt land (eller by!) selv hadde sine egne ordninger for, ble dermed standardisert. Det skulle imidlertid en urmaker til for å ordne opp i skipsforlisene, men dette er en helt annen historie....

I dag brukes UTC som felles tidsreferanse.

Historikk

Observatoriet i Greenwich. Foto: met.no

Det er ingen tilfeldighet at 0-meridianen går nettopp gjennom England. England var en stor sjøfartsnasjon, med mange skip på alle hav. For ofte havarerte skipene fordi de ikke kjente sin lengdegrads-posisjon. For å finne breddegraden navigerte man etter himmellegemene; sola om dagen og stjernene om natten. Således visste man alltid hvor langt syd eller nord man befant seg på sjøkartet. Men det fantes ingen sikre måter for å avgjøre hvor langt øst eller vest man var kommet. Observatoriet i Greenwich ble opprettet for å løse problemene.

Den fikk navnet 0-meridianen på den internasjonale meridian-konferansen i 1884. Alle geografiske posisjoner på Jorden er definert ved sin lengdegrad og sin breddegrad.

Se også

Eksterne lenker

Greenwich Meantime
Hvert år lar tusenvis av turister seg fotografere med ett ben på hver side av 0-meridianen. 0-meridianen er imidlertid flyttet mange ganger i årenes løp - også etter at den ble markert med en rød stripe i bakken på observatoriet i Greenwich... Foto: met.no

Greenwich Mean Time forkortes GMT og er en tenkt linje som løper nord-syd på jordkloden, gjennom Greenwich i England. På norsk kalles den Greenwich-meridianen eller 0-meridianen.

Innhold

Bruksområde

Ved innføringen av 0-meridianen fikk verden en felles tidsoppfatning. Tidsangivelse, navigering og en rekke andre praktiske spørsmål som hvert enkelt land (eller by!) selv hadde sine egne ordninger for, ble dermed standardisert. Det skulle imidlertid en urmaker til for å ordne opp i skipsforlisene, men dette er en helt annen historie....

I dag brukes UTC som felles tidsreferanse.

Historikk

Observatoriet i Greenwich. Foto: met.no

Det er ingen tilfeldighet at 0-meridianen går nettopp gjennom England. England var en stor sjøfartsnasjon, med mange skip på alle hav. For ofte havarerte skipene fordi de ikke kjente sin lengdegrads-posisjon. For å finne breddegraden navigerte man etter himmellegemene; sola om dagen og stjernene om natten. Således visste man alltid hvor langt syd eller nord man befant seg på sjøkartet. Men det fantes ingen sikre måter for å avgjøre hvor langt øst eller vest man var kommet. Observatoriet i Greenwich ble opprettet for å løse problemene.

Den fikk navnet 0-meridianen på den internasjonale meridian-konferansen i 1884. Alle geografiske posisjoner på Jorden er definert ved sin lengdegrad og sin breddegrad.

Se også

Eksterne lenker

Greenwich-meridianen
Hvert år lar tusenvis av turister seg fotografere med ett ben på hver side av 0-meridianen. 0-meridianen er imidlertid flyttet mange ganger i årenes løp - også etter at den ble markert med en rød stripe i bakken på observatoriet i Greenwich... Foto: met.no

Greenwich Mean Time forkortes GMT og er en tenkt linje som løper nord-syd på jordkloden, gjennom Greenwich i England. På norsk kalles den Greenwich-meridianen eller 0-meridianen.

Innhold

Bruksområde

Ved innføringen av 0-meridianen fikk verden en felles tidsoppfatning. Tidsangivelse, navigering og en rekke andre praktiske spørsmål som hvert enkelt land (eller by!) selv hadde sine egne ordninger for, ble dermed standardisert. Det skulle imidlertid en urmaker til for å ordne opp i skipsforlisene, men dette er en helt annen historie....

I dag brukes UTC som felles tidsreferanse.

Historikk

Observatoriet i Greenwich. Foto: met.no

Det er ingen tilfeldighet at 0-meridianen går nettopp gjennom England. England var en stor sjøfartsnasjon, med mange skip på alle hav. For ofte havarerte skipene fordi de ikke kjente sin lengdegrads-posisjon. For å finne breddegraden navigerte man etter himmellegemene; sola om dagen og stjernene om natten. Således visste man alltid hvor langt syd eller nord man befant seg på sjøkartet. Men det fantes ingen sikre måter for å avgjøre hvor langt øst eller vest man var kommet. Observatoriet i Greenwich ble opprettet for å løse problemene.

Den fikk navnet 0-meridianen på den internasjonale meridian-konferansen i 1884. Alle geografiske posisjoner på Jorden er definert ved sin lengdegrad og sin breddegrad.

Se også

Eksterne lenker

Greenwichmeridianen
Hvert år lar tusenvis av turister seg fotografere med ett ben på hver side av 0-meridianen. 0-meridianen er imidlertid flyttet mange ganger i årenes løp - også etter at den ble markert med en rød stripe i bakken på observatoriet i Greenwich... Foto: met.no

Greenwich Mean Time forkortes GMT og er en tenkt linje som løper nord-syd på jordkloden, gjennom Greenwich i England. På norsk kalles den Greenwich-meridianen eller 0-meridianen.

Innhold

Bruksområde

Ved innføringen av 0-meridianen fikk verden en felles tidsoppfatning. Tidsangivelse, navigering og en rekke andre praktiske spørsmål som hvert enkelt land (eller by!) selv hadde sine egne ordninger for, ble dermed standardisert. Det skulle imidlertid en urmaker til for å ordne opp i skipsforlisene, men dette er en helt annen historie....

I dag brukes UTC som felles tidsreferanse.

Historikk

Observatoriet i Greenwich. Foto: met.no

Det er ingen tilfeldighet at 0-meridianen går nettopp gjennom England. England var en stor sjøfartsnasjon, med mange skip på alle hav. For ofte havarerte skipene fordi de ikke kjente sin lengdegrads-posisjon. For å finne breddegraden navigerte man etter himmellegemene; sola om dagen og stjernene om natten. Således visste man alltid hvor langt syd eller nord man befant seg på sjøkartet. Men det fantes ingen sikre måter for å avgjøre hvor langt øst eller vest man var kommet. Observatoriet i Greenwich ble opprettet for å løse problemene.

Den fikk navnet 0-meridianen på den internasjonale meridian-konferansen i 1884. Alle geografiske posisjoner på Jorden er definert ved sin lengdegrad og sin breddegrad.

Se også

Eksterne lenker

Grensesjiktet

Grensesjiktet (eng. Atmospheric Boundary Layer) er vanligvis brukt om det nederste sjiktet av troposfæren, der luftstrømmene påvirkes av friksjon mot bakken.

Beskrivelse

Vertikal utstrekning på grensesjiktet varierer fra ca 50-100 m (i stabile forhold med lite vind) til ca 2km (i ustabile forhold med mye vind over ulendt terreng).

Se også

Gust

Vindkast (eng. gust) er den største øyeblikkelige vindhastigheten en vindmåler registrerer i et tidsrom, vanligvis 10 minutter.

Beskrivelse

Vindhastigheten varierer mye i løpet av kort tid. Perioder, korte eller lange, med sterk vind avløses av perioder med roligere vindforhold. Vindretningen varierer også mye. For å kunne si noe meningsfylt om vinden, må vi operere med gjennomsnittsvinden (middelvind) for retning og styrke over et tidsrom, f.eks. 10 minutter. Dette gjøres når vinden observeres (måles) og når den varsles i værmeldingene.

De sterkeste vindkastene kan ha en hastighet på opptil 1,5 ganger middelvindhastigheten i et tidsrom. Det er disse vindkastene som kan gjøre stor skade, f. eks. på trær og bygninger. Når det i værmeldingen varsles om stiv kuling, middelvindhastighet på 15 m/s, kan det komme kortvarige vindkast med hastighet på over 20 m/s.

Det er viktig å merke seg at betegnelser som "liten kuling" og "full storm" knytter seg til middelvindhastigheten. Det er galt å si "stiv kuling, 15 m/s, med liten storm i kastene", selv om det ventes vindkast med en hastighet på 22 m/s. Vindkastenes maksimale hastighet kan oppgis i observasjoner og værvarsler, men da kun som hastighet (m/s) og ikke knyttet til Beauforts vindskala.

Dybdestoff

Verdensrekorden for vindkast, som ikke er relatert til tornadoer, er på 408 km/t. Rekorden ble registrert i forbindelse med den tropiske syklonen Olivia 10. april 1996 på Barrow Island i Australia. Den forrige rekorden var på 372 km/t og er fra april 1934 i Mount Washington i USA.

Se også

Går sola ned i sekk, så er den neste dag vekk.

En annen variant av dette værtegnet er "Når sola går ned i sekk, står ho opp i en bekk".

Beskrivelse

Etter en fin dag uten skyer forsvinner sola i et skylag nær horisonten i vest. Den går ned i en "sekk". Dette skylaget kan være ytterkanten av et stort nedbørområde på vei fra vest østover mot oss. I løpet av natta trekker skyene over himmelen. Neste morgen er det overskyet, "sola er vekk" og sjansene er store for at det faller nedbør: "Sola står opp i en bekk".

Kilde

Meteorologisk institutt har kommentert værtegnene i Cappelens bok Folkelige værvarsler - 1900 værtegn fra hele landet av Ørnulf Hodne. Takk til Cappelen for at vi får bruke denne delen av boka på våre nettsider.

Se også

H
H2o

Vanndamp (H2O) er vann i gassform.

Beskrivelse

Vanndamp opptrer som en usynlig gass i atmosfæren. Når vanndampen kondenserer til vann, blir den synlig og kan sees i form av skyer eller regndråper. Vanndamp er vår viktigste drivhusgass og står for en langt større del av drivhuseffekten enn for eksempel CO2.

I dagligtale snakker man om vanndamp som den synlige røyken som kommer fra en kokende kjele med vann. Dette er egentlig feil, siden røyken en ser, er skydannelse som oppstår fordi den varme vanndampen avkjøles av lufta utenfor kjelen og går over til synlige små vanndråper i væskeform.

Dybdestoff

Atmosfæren kan bare holde på en gitt mengde vanndamp i lufta. Dette er avhengig av luftas temperatur og trykk. Luft med mye vanndamp er lettere enn luft med lite vanndamp. Dette skyldes at H2O-molekylene er lettere enn nitrogen- og oksygenmolekylene som det finnes mest av i den tørre lufta.

Når det er mye vanndamp, vil H2O-molekylene oppta plassen som de tyngre molekylene ellers ville hatt, og lufta blir lettere. Luft med vann i væskeform i form av skyer eller regndråper, vil imidlertid være langt tyngre enn luft uten vann i væskeform. I meteorologien er det derfor viktig å skille mellom vann i gassform og vann i væskeform.

Se også

HERITAGE

HERITAGE er en instrumentpakke fra USA som sikrer at MetOp og amerikanske satellitter supplerer hverandre.

Se også

HIRLAM

HIRLAM er en forkortelse for High Resolution Limited Area Model.

HIRS/4

HIRS/4 (High Resolution Infrared Sounder) er et instrument som kalkulerer temperatur og lufttrykk fra jordoverflaten til omlag 40 kilometers høyde.

Beskrivelse

Måler også havtemperatur, ozonlaget, skyhøyde og bakkestråling.

Se også

HPa

HektoPascal (hPa) er en enhet for lufttrykk.

Beskrivelse

Gjennomsnittlig lufttrykk ved havets overflate er 1013,26 hPa. 1 hektoPascal (hPa) = 1 millibar (mb) = mmHg x 1.333224 = 100 Pascal. hektoPascal (hPa) er den riktige benevnelsen på lufttrykk i henhold til internasjonal standard. Millibar (mb) og millimeter kvikksølv (mmHg) er eldre begreper som etter hvert vil falle ut av språket.

Se også

Hadleycellen

Hadleycellen er et storstilt vindsystem, hvor varm luft over ekvator stiger og brer seg mot polene når den kommer til tropopausen.

Beskrivelse

Oppstigningen ved ekvator strekker seg høyt opp i atmosfæren, noe som gjerne medfører skydannelse og store nedbørsmengder. Hadleycellen skaper store omveltninger i luftmassene over ekvator, med oppstigning like ved ekvator (med nedbør) og nedsynkende tørr luft ved høyere breddegrader. Dette er igjen er med på å skape passatvindene og det inter-tropiske konvergensbeltet. Dette systemet sørger for at subtropene som for eksempel i Nord-Afrika og Middelhavsområdet, gjerne er tørre mens det er fuktige og frodige regnskoger nær ekvator som for eksempel i Amazonas, Indonesia og Kongo.

Hadleycellen skaper også et stillebelte som har vært besværlig for sjøfarten gjennom historien, i tillegg til passatvinder som har vært gunstige for krysning mot vest over verdenshavene.

Se også

Eksterne lenker

Hadleysirkulasjon

Hadleysirkulasjon er betegnelsen på den vertikale sirkulasjonen mellom ekvatorielle strøk og de subtropiske høytrykksområder ved ca 30 grader N/S.

Beskrivelse

Beskriver hvordan lufta stiger nær ekvator opp til tropopausen, beveger seg nordover/sørover mot polene, synker ned ved høytrykksområdene, for så å strømme mot ekvator nær havnivå (passatvindene).

Se også

Hagl
Eksempel på giganthagl. Foto: Jon.

Hagl er iskuler som dannes i bygeskyer som cumulonimbus, til forskjell fra kornsnø og iskorn.

Beskrivelse

I en bygesky vil det som regel være både ispartikler og underkjølte vanndråper. Vanndråpene fryser når de kommer i berøring med ispartiklene eller frysekjernene. Vertikale luftstrømmer i forbindelse med bygeskyen kaster hagl og/eller vanndråper opp og ned inntil tyngden blir stor nok til at de faller til bakken.

I kraftige byger (som regel tordenbyger) kan det oppstå ishagl med diameter fra 0,5 til 12-13 cm. Vekten er blitt observert til rundt 1 kg (!). Store hagl kan forårsake stor skade når de treffer bakken.

Forekomst

I Norge forekommer de kraftigste haglskurene i forbindelse med ettermiddagsbyger i innlandet om sommeren, men diameteren på haglpartiklene overstiger sjelden 1-2 cm. Om vinteren er det vanlig med sprøhagl i kyststrøkene ved bygevær fra vest-nordvest. Sprøhagl er sammensatt av mange enkeltstående små vanndråper eller iskrystaller og er mer porøse eller hvitere enn ishagl og har en diameter opp til 0,5 cm.

Se også

Halo
Halo i Trondheim. Foto: Terje O. Nordvik.

Halo er optiske fenomener, ringer, buer eller lysende punkter som har sin årsak i sollysets brytning i iskrystaller som svever i atmosfæren.

Beskrivelse

Kuppelen skjermer for sola slik at halo-ringen og bisolene på hver side vises tydelig. Fargene er på innsiden av den lysende ringen, noe som kjennetegner en ekte halo. Horisontalt mellom bisolene ser vi også deler av den parheliske sirkelen. Foto: Ukjent.

Haloen kjennetegnes ved at fargene vises på innsiden av den lysende ringen, med rødfargen innerst. Halo-fenomenene skyldes sollysets (eventuelt "månelysets") brytning gjennom iskrystaller, som regel i den øvre troposfæren men også i lavtliggende iståke. Mest vanlig opptrer haloen som en lysende ring med vinkelradius på ca 22°.

Iskrystaller forekommer i mange ulike fasonger, former og orientering, og dette forårsaker forskjellige lysfenomener. Sekskantede (heksagonale) prismer med tilfeldig retning på aksen gir den vanlige halo-ringen, men det kan også forekomme sekundære ringer med større radius.

Sollyset brytes i cirrus-skyer (iskrystaller) slik at det konsentreres til en lysende ring. Illustrasjon: met.no

Se også

Eksterne lenker

Haltenbanken
Harald Ulrik Sverdrup

Harald Ulrik Sverdrup (1888-1957) var professor i meteorologi og assistent for Vilhelm Bjerknes 1911-17.

Bakgrunn

Sverdrup ble født i Sogn og ble cand. real i 1914 og dr. philos i 1917. Sverdrup var professor i meteorologi ved Universitetet i Bergen fra 1926 med tre års permisjon for å fungere som direktør for Scripps Institution of Oceanography, California. Andre stillinger han hadde:

  • Vitenskapelig leder av Maud ekspedisjonen 1917-25.
  • Assistent ved Carnegieinstituttets avdeling for jordmagnetiske undersøkelser, Washington i 1922.
  • Assosiert forsker ved samme institutt i 1926 og perioden 1928-40.
  • Professor i oseanografi ved UCLA 1936-48.
  • Direktør ved Norsk Polarinstitutt fra 1948 og professor II i geofysikk ved UiO fra 1949.
  • Dekanus ved Det matematisk naturvitenskapelige fakultet 1954-57. Han var drivkraften bak den nye studieordningen som ble innført ved fakultetet i 1958.

I USA ble det i 1960 opprettet et fond til minne om Sverdrup "Sverdrup Memorial Foundation" som administreres av Det amerikanske meteorologiske selskap.

Haugskyer
Cumulus, med sine blomkålaktige utvekster, er kanskje den av skytypene som er lettest å dra kjensel på. Foto: Hans Waagen

Cumulus (Cu) også kalt haugskyer, er enkeltstående, tette skyer med skarpe konturer i form av kupler eller tårn.

Innhold

Beskrivelse

Cumulus har som regel en vannrett underside (skybase) og blomkål-lignende vertikale "oppblomstringer". Hele skyen har et hvitt utseende med en noe mørkere underside. Cumulus kan også forekomme i en noe mer opprevet form.

"Godværs-cumulus" som dannes om dagen over land om sommeren, har sin største utbredelse om ettermiddagen. Disse skyene faller imidlertid fort sammen mot kvelden når bakketemperaturen avtar. Cumulus består hovedsakelig av vanndråper.

Cumulus har skybasis i lavere nivå, men på grunn av sin store vertikale utstrekning kan cumulus ha skytopp også i midlere nivå.

Sett fra satellitt

Den røde pila på satellittbildet viser et område med flere store og små haugskyer. Foto: met.no

På et satellittbilde er det forholdsvis lett å kjenne igjen skyer. Midlere og lave skyer har skytopper lavere enn syv kilometer og har en høyere temperatur enn høye skyer og reflekterer mindre sollys enn høye skyer. Sammensetningen av kanalene i et RGB (124)-bilde gjør at de får et preg av gul farge. Temperaturen i toppen av skyene er viktig for hvilken farge de får i et RGB-bilde.

Haugskyene trer tydeligst frem over hav fordi vannet er mørkt. Store haugskyer vil være lyse på et satellittbilde fordi de strekker seg høyt opp i atmosfæren og får en lav skytopptemperatur. De fleste små og middels store haugskyene har en klar ytre grense. Dersom en cumulussky er i ferd med å vokse til en bygesky blir den "slørete" i toppen. Dette er et god tegn på at den kan gi tordenvær. Det du ser da er ambolten som hovedsaklig består av is og som strekker seg på utsiden av selve skyen.

Dybdestoff

Man kan bruke den såkalte cumulus-formelen til å anslå skyhøyden ved dannelse av cumulus. Formelen ser slik ut:

Differansen mellom bakketemperatur og duggpunktstemperatur x 400 = høyden i fot (T - Td)400=h. Eks.: T=20, Td=10 gir: (20-10)400=4000, skyhøyden blir 4000ft.

Det er én viktig forutsetning som må oppfylles for at dette skal være riktig: Skyene må dannes over avlesningsstedet for temperatur og duggpunkt.

Se også

Havbølge
Bølger. Foto: Einar Egeland.

Bølger er periodiske svingninger som opptrer på overflaten av et medium.

Beskrivelse

Bølgelengden er gjengitt som lambda og bølgeperioden som T. Amplituden er gjengitt som a og bølgehøyden H. Illustrasjon: WMO.

I oseanografi tenker man først og fremst på bølger som vindgenererte overflatebølger eller vindsjø. Bølger på vannflaten oppstår som følge av vindens virkning på havet. Bølger i atmosfæren oppstår gjerne når stabil luft presses over fjell. Slike bølger kalles ofte lebølger fordi de opptrer i le av fjell.

Vindsjø oppstår på grunn av overføring (friksjon) av bevegelsesenergi (vind) fra luft til hav. Når vinden løyer får vi en periode med dønninger før havet gradvis flater ut. Dønning også komme fra gamle stormsentra langt unna, og det kan gjerne være flere dønningfelt av ulikt opphav på ett og samme sted. Hvis det blåser opp igjen vil som regel de nye bølgene få en annen retning enn de gamle. Sjøgangen er derfor summen av vindens virkning på havet lokalt pluss tidligere værsystemer langt borte.

Se også

Havgula
Sjøbris (dag og kveld). Illustrasjon: met.no/Tor Helge Skaslien.
Vindretning utover dagen. Illustrasjon: met.no/Tor Helge Skaslien.

Sjøbris er når sjøluft blir dratt inn mot lavtrykket, det vil si inn mot land.

Beskrivelse

Effekten kan merkes fra tidlig formiddag, men er som regel sterkest et stykke ut på ettermiddagen. Langs det meste av Norskekysten kan vindstyrken komme opp i ca frisk bris 8-10m/s. I tillegg kan det være andre årsaker til at vindstyrken blir høyere eller lavere.

Sjøbrisen kan av og til merkes flere mil inn over land, men med mindre styrke enn på kysten. Vindretningen dreier etter hvert som sola passerer over horisonten, derav navnet solgangsbris. Først blåser det rett på kysten, senere parallelt med kysten. Retningen bestemmes i hovedsak av trykk-kraften (lavtrykksplasseringen) og Coriolis-effekten, og varierer langs kysten.

"Havgula" er et annet navn på sjøbris som særlig er brukt på Vestlandet.

Se også

Havis
Havis ved Hopen værstasjon. Foto: Ragnar Sønstebø/met.no

Havis (eng. sea ice) er frosset havvann som flyter på havoverflaten.

Innhold

Beskrivelse

Skip som tar seg fram mellom isflak. Foto: Detlef Froemming/Deutscher Wetterdienst.

Havis dekker store deler av Arktis og Antarktis og dannes og smeltes med de polare årstidene.I Arktis overlever noe is flere år, mens havisen rundt Antaktis er sesong is som i hovedsaksmelter bort i den varme årstiden. Selv om både Arktis og Antarktis er av avgjørende betydning for marine pattedyr og fugler, ser havisen i Arktis ut til å ha en viktigere rolle for regulering av klimaet.

Typer

Satellittbilde over nordvestlige deler av Spitsbergen og den arktiske iskanten i Norskehavet. Foto: met.no

Sett fra satellitt

Bildet til høyre viser nordvestlige deler av Spitsbergen og den arktiske iskanten i Norskehavet:

  • Spitsbergen er dekket av snø og trer fram nede til høyre i bildet.
  • Grensen mellom åpen sjø og havis er tegnet inn med en blå strek.
  • Den gule pila peker på et område med tett is.
  • Den røde pila peker på et område nær iskanten der isen blir brudt opp i mindre flak som etterhvert smelter.

Se også

Eksterne lenker

Havmodeller

Havmodeller beregner sjøtemperatur og strøm.

Innhold

Beskrivelse

Modellen for dette formål har betegnelsen MI-POM og med utgangspunkt i denne er det laget flere regionale modeller som brukes av Meteorologisk institutt.

I værvarslingen

Havvarsling forteller om havtemperatur, strømretning og -styrke, bølgehøyde og -retning i norske farvann, samt havis i Arktis. Varslene er basert på havvarslingsmodellene. Havvarsling har vært Meteorologisk institutts oppgave siden 1866.

Se også

Eksterne lenker

Havnivå

Havnivå er den trege komponenten av vannstand og framkommer ved å beregne havets middelnivå over en periode som er tilstrekkelig lang til at variasjoner, forårsaket av tidevannskrefter og vær, ikke påvirker resultatet.

Innhold

Beskrivelse

Havnivået måles i dag på to måter: Vannstandsmålinger på stasjoner langs kystene og fra satellitter. Beregning av havnivå fra måleserier på kyststasjoner vil være påvirket av landhevning.

Tidseriene fra noen få vannstandsstasjoner går om lag 100 år tilbake i tid, men på grunn av den svært begrenset dekningen, er det meste av analyse gjort på observasjoner etter 2. verdenskrig, da datadekningen ble bedre. Satellittmålingene dekker perioden etter 1990, men er av interesse til tross for den relativt korte perioden fordi dette er de eneste pålitelige dataene som foreligger for åpne havområder.

Bakgrunn

Figuren viser utviklingen av globalt havnivå (i mm) gjennom de siste hundre årene. Illustrasjon: IPCC

De viktigste årskaene til endringer i havnivået er oppvarming/nedkjøling av havet og endringer i fordeling av vann og is mellom hav og land. Ved oppvarming av havet vil havnivået stige på grunn av termisk ekspensjon. Endringer i fordelingen mellom hav og land av vann i ulike faser skjer først og fremst ved smelting eller tilfrysing av isbreer. Smelting av havis vil ikke gi noe bidrag, på grunn av Arkimedes' lov om fortrengning av væske.

Når havnivå stiger på grunn av smelting av isbreer, vil økningen av vannmassen over havbunnen og reduksjonen av vannets (isens) masse på land, føre til en kompensasjon ved at havbunnen synker og kontinentene stiger. Ved likevekt vil denne kompensasjonen utgjøre om lag 1/3 av endringen i vannets høyde over havbunnen. En slik kompensasjon vil ikke finne sted når havnivået endres ved termisk ekspensjon i og med at denne prosessen ikke påvirker havets masse.

Studiene av vannstandsdata viser at havnivået har steget med 1 til 3 mm/år i de senere tiår.

Dybdestoff

Problemene med vannstandsdmålinger fra kyststasjoner er flere:

Det største problemet er at jorden "lever" i den forstand at kontinentalplatene ikke ligger i ro. Vannstanden endres lokalt ved jordskjelv, men dette inntreffer så plutselig at det kan la seg korrigere, samt ved landhevning/senkning. Det siste skjer fortsatt i Skandinavia som en tilpassning til at isen fra forrige istid forsvant. Denne landhevningen er størst i Bottenviken (mellom Sverige og Finland), der den er om lag 8 mm/år. I sørlige deler av Danmark synker faktisk landet litt, men med mye mindre fart enn hevningen av Bottenviken.

Et annet og mye mindre problem med vannstandsmålinger langs kysten, er at det kan forekomme endringer i styrken av strømmene langs kysten, som faktisk er knyttet til vannstanden. På grunn av usikkerhetene velger en del forskere å holde seg til måleserier som strekker seg om lag 50 år eller mer tilbake i tid.

Satellittmålinger er ikke beheftet med de samme kildene til usikkerhet. Derimot er det andre mulige feilkilder, som at det er behov for en svært presis beskrivelse av satellittens bane.

Se også

Eksterne lenker

Havstrømmer

Havstrømmer er havets bevegelse i ulike dybdenivåer.

Beskrivelse

Siden havet har en horisontal utstrekning som er mange ganger større enn bunndypet er havets bevegelse nær horisontal unntatt på de aller minste skalaer. Nær overflaten er havstrømmene dominert av atmosfæren. Det øvre sjiktet (0-5m) reagerer raskt på endringer i vindretning og -styrke.

Tidevannet er derimot et barotropt fenomen, det vil si at tidevannsstrømmene er like sterke gjennom hele vannsøylen. Havets egenbevegelse er styrt av fordelingen av salt og temperatur. På samme måte som lavtrykk og høytrykk i atmosfæren oppstår mellom luftmasser av ulik tetthet vil virvler i havet oppstå mellom vannmasser med ulik tetthet. Langs kysten av kontinenter finner man kyststrømmer som i stor grad domineres av kontrasten mellom ferskt kystvann (fra elver) og saltere vannmasser lengre til havs.

Typer

  • Golfstrømmen
  • Kyststrømmen

Se også

Havvarslingsmodeller

Havmodeller beregner sjøtemperatur og strøm.

Innhold

Beskrivelse

Modellen for dette formål har betegnelsen MI-POM og med utgangspunkt i denne er det laget flere regionale modeller som brukes av Meteorologisk institutt.

I værvarslingen

Havvarsling forteller om havtemperatur, strømretning og -styrke, bølgehøyde og -retning i norske farvann, samt havis i Arktis. Varslene er basert på havvarslingsmodellene. Havvarsling har vært Meteorologisk institutts oppgave siden 1866.

Se også

Eksterne lenker

Height

Height er en betegnelse for høyde som brukes i luftfarten om et jordfast objekts høyde over bakken den står på , eller et luftbåret objekts høyde over bakken (AGL).

Se også

Hektopascal

HektoPascal (hPa) er en enhet for lufttrykk.

Beskrivelse

Gjennomsnittlig lufttrykk ved havets overflate er 1013,26 hPa. 1 hektoPascal (hPa) = 1 millibar (mb) = mmHg x 1.333224 = 100 Pascal. hektoPascal (hPa) er den riktige benevnelsen på lufttrykk i henhold til internasjonal standard. Millibar (mb) og millimeter kvikksølv (mmHg) er eldre begreper som etter hvert vil falle ut av språket.

Se også

Hestebreddene

Hestebreddene er områder på ca. 30 º nordlige og sørlige breddegrader i Atlanterhavet og Stillehavet.

Beskrivelse

Typisk for områdene er lite vind. Navnet kommer av at seilskip kunne bli liggende så lenge uten vind at hestene ombord på skutene døde.

Hetebølge

Hetebølge er når mer enn fem dager på rad ligger minst 5 °C over maksimumstemperaturnormalen fra normalperioden 1961-1990 (WMO-definisjon).

Heterosfære

Heterosfæren (også kalt barosfæren) er sjiktet i Jordas atmosfære fra ca 100 km til eksobasen i ca 400-500 km høyde.

Dybdestoff

I heterosfæren spaltes gassmolekylene til enkeltatomer, og sammensetningen i ulike høydenivåer blir heterogent, i motsetning til i homosfære (under 100 km) der luftens gassblanding er tilnærmet konstant.

Se også

Heterosfæren

Heterosfæren (også kalt barosfæren) er sjiktet i Jordas atmosfære fra ca 100 km til eksobasen i ca 400-500 km høyde.

Dybdestoff

I heterosfæren spaltes gassmolekylene til enkeltatomer, og sammensetningen i ulike høydenivåer blir heterogent, i motsetning til i homosfære (under 100 km) der luftens gassblanding er tilnærmet konstant.

Se også

Hmax

Maksimal bølgehøyde (Hmax) er den høyeste enkeltbølgen observert over en periode på 20 minutter.

Beskrivelse

Forholdet mellom maksimal bølgehøyde (Hmax) og signifikant bølgehøyde (Hs) varierer med antall bølgepassasjer og bølgespekterets form. I ekstreme tilfeller kan enkeltbølger bli mer enn dobbelt så store som den signifikante bølgehøyden, men forholdet er vanligvis 1,6-1,8.

Bruksområde

Maksimal bølgehøyde oppgis ikke alltid i varslene, men som en hovedregel kan man anta at den er 1,6-1,8 ganger signifikant bølgehøyde.

Se også

Holder myggen seg nede ved bakken, er det tegn på regn.

Dette er egentlig det samme værtegnet som Voksende skyer gir gjerne regn; minker de, kan en vente tørrvær.

Beskrivelse

Myggen merker økende fuktighet i høyere luftlag og trekker ned mot bakken, der lufta (foreløpig) er tørrere. Økende luftfuktighet kan være et tegn på at nedbør kan falle innen kort tid.

Kilde

Meteorologisk institutt har kommentert værtegnene i Cappelens bok Folkelige værvarsler - 1900 værtegn fra hele landet av Ørnulf Hodne. Takk til Cappelen for at vi får bruke denne delen av boka på våre nettsider.

Se også

Homosfære

Homosfæren (også kalt turbosfæren) er sjiktet av Jordas atmosfære opp til ca 100 km høyde, der lufta består av godt blandede molekylære gasser, slik at gassinnholdet i sjiktet blir relativt homogent.

Se også

Homosfæren

Homosfæren (også kalt turbosfæren) er sjiktet av Jordas atmosfære opp til ca 100 km høyde, der lufta består av godt blandede molekylære gasser, slik at gassinnholdet i sjiktet blir relativt homogent.

Se også

Horisontal temperaturgradient

En front er skillet mellom en kald og en varm luftmasse.

Innhold

Beskrivelse

Det er aldri den varme lufta som presser bort den kalde, heller ikke i en varmfront. Den kalde lufta trekker seg unna og gir plass til den varme. Vanligvis vil kaldlufta trekke seg saktere unna enn vinden på varmluftsiden skulle tilsi. Det fører til at varmlufta glir over den kalde. Klassiske varmfronter er derfor anafronter. Det er alltid vindhastigheten og vindretningretningen i den kalde luftmassen som avgjør hvilken type front vi har.

Fronter representerer områder hvor luft stiger, og bidrar til å danne skyer og nedbør. Front brukes helst om luftmasseskillet nær bakkenivå, mens frontflate er hele luftmasseskillet mellom bakken og tropopausen. Temperaturskillet i de to luftmassene er mer eller mindre observerbart fra bakken opp til tropopausen (8-15 km over bakken).

Det dannes lett bølger på grenseflaten mellom ulike luftmasser, fordi varm og kald luft har ulik tetthet. En lavtrykkutvikling i en frontsone kan sammenliknes med en bølge på havet (som dannes på grenseflaten mellom hav og luft).

Typer

Dybdestoff: Hastighet

Figuren viser en kaldfronts vindkomponent. Illustrasjon: met.no
Figuren viser hvordan man kan regne seg fram i tid for å finne frontens framtidige hastiget. Illustrasjon: met.no

Hvis vinden er jevn og uten typiske kast, kan kaldfrontenes hastighet grovt estimeres ved å se på vindkomponenten som er vinkelrett på fronten. Hvis det er en varmfront må man se på hastigheten til kaldlufta som fortrenges.

Når vinden er med tydelige vindkast, som ofte er tilfelle etter en kaldfront, må man heller se på vinden i 850hPa (ca 1500 m.o.h.). Lufta bak en kaldfront blir gjerne ustabil, det vil si med luftstrømmer i vertikalretningen. Bevegelsesenergi overføres fra de relativt høye vindhastighetene i 850hPa-nivå til sjiktet nær bakken.

Meteorologene bruker ofte geostrofisk vind som referanse for fronthastigheten. Som tommelfingerregel vil varmfronter og varme okklusjoner bevege seg i 2/3-hastighet i forhold til den geostrofiske vindkomponenten som er vinkelrett på fronten. Kaldfronter og kalde okklusjoner beveger seg med tilnærmet geostrofisk hastighet. Den geostrofiske vinden vil som regel tilta med høyden, til gjengjeld vil vinden i øvre del av troposfæren ligge mer parallelt med frontflaten, slik at komponenten vinkelrett på frontflaten ikke endres så mye.

En annen metode for å anslå fronthastigheten er å se hvor raskt den har beveget seg de siste timene. Dermed kan man regne seg fremover i tid (ekstrapolere). Dette kan bli veldig feil i situasjoner der frontene raskt endrer hastighet.

På grunn av at frontene alltid ligger i et tråg vil det være et vindskjær i frontsonen, og dette vindskjæret gir konvergens nær bakken. Dette forsterker tendensen til stigende luft i den lavere del av troposfæren. Vertikalhastigheten er i størrelsesorden noen centimeter per sekund. Til sammenligning kan vertikalhastigheten i kraftige tordenbyger (cumulonimbus) komme opp i 25m/s.

Dybdestoff: Termalrygg

Figuren viser et typisk isobarmønster ifm. en front. (De røde linjene er isotermer). Illustrasjon: met.no

Når en kaldfront beveger seg østover vil det blåse sørlige (dvs. som regel milde) vinder foran den. Dermed stiger ofte temperaturen i områdene foran fronten (i tillegg til at varmsektoren naturlig hadde høyere temperaturer) og vi får en termalrygg i isotermmønsteret.

På grunn av termalryggen kan temperaturforskjellene før og etter frontpassasjen bli endel større enn den opprinnelige temperaturforskjellen mellom luftmassene skulle tyde på.

Dybdestoff: Skyer og nedbør

Når luftmassene er i bevegelse vil den varme lufta (lav tetthet dvs. lett) ha en tendens til å løftes over den kalde (høy tetthet dvs. tung). Fronten er en konvergenssone (lufta "hoper seg opp") p.g.a. vindskjæret, og det fører også til at lufta stiger. Dermed blir det dannelse av skyer og nedbør.

Se også

Horisontale temperaturgradienter

En front er skillet mellom en kald og en varm luftmasse.

Innhold

Beskrivelse

Det er aldri den varme lufta som presser bort den kalde, heller ikke i en varmfront. Den kalde lufta trekker seg unna og gir plass til den varme. Vanligvis vil kaldlufta trekke seg saktere unna enn vinden på varmluftsiden skulle tilsi. Det fører til at varmlufta glir over den kalde. Klassiske varmfronter er derfor anafronter. Det er alltid vindhastigheten og vindretningretningen i den kalde luftmassen som avgjør hvilken type front vi har.

Fronter representerer områder hvor luft stiger, og bidrar til å danne skyer og nedbør. Front brukes helst om luftmasseskillet nær bakkenivå, mens frontflate er hele luftmasseskillet mellom bakken og tropopausen. Temperaturskillet i de to luftmassene er mer eller mindre observerbart fra bakken opp til tropopausen (8-15 km over bakken).

Det dannes lett bølger på grenseflaten mellom ulike luftmasser, fordi varm og kald luft har ulik tetthet. En lavtrykkutvikling i en frontsone kan sammenliknes med en bølge på havet (som dannes på grenseflaten mellom hav og luft).

Typer

Dybdestoff: Hastighet

Figuren viser en kaldfronts vindkomponent. Illustrasjon: met.no
Figuren viser hvordan man kan regne seg fram i tid for å finne frontens framtidige hastiget. Illustrasjon: met.no

Hvis vinden er jevn og uten typiske kast, kan kaldfrontenes hastighet grovt estimeres ved å se på vindkomponenten som er vinkelrett på fronten. Hvis det er en varmfront må man se på hastigheten til kaldlufta som fortrenges.

Når vinden er med tydelige vindkast, som ofte er tilfelle etter en kaldfront, må man heller se på vinden i 850hPa (ca 1500 m.o.h.). Lufta bak en kaldfront blir gjerne ustabil, det vil si med luftstrømmer i vertikalretningen. Bevegelsesenergi overføres fra de relativt høye vindhastighetene i 850hPa-nivå til sjiktet nær bakken.

Meteorologene bruker ofte geostrofisk vind som referanse for fronthastigheten. Som tommelfingerregel vil varmfronter og varme okklusjoner bevege seg i 2/3-hastighet i forhold til den geostrofiske vindkomponenten som er vinkelrett på fronten. Kaldfronter og kalde okklusjoner beveger seg med tilnærmet geostrofisk hastighet. Den geostrofiske vinden vil som regel tilta med høyden, til gjengjeld vil vinden i øvre del av troposfæren ligge mer parallelt med frontflaten, slik at komponenten vinkelrett på frontflaten ikke endres så mye.

En annen metode for å anslå fronthastigheten er å se hvor raskt den har beveget seg de siste timene. Dermed kan man regne seg fremover i tid (ekstrapolere). Dette kan bli veldig feil i situasjoner der frontene raskt endrer hastighet.

På grunn av at frontene alltid ligger i et tråg vil det være et vindskjær i frontsonen, og dette vindskjæret gir konvergens nær bakken. Dette forsterker tendensen til stigende luft i den lavere del av troposfæren. Vertikalhastigheten er i størrelsesorden noen centimeter per sekund. Til sammenligning kan vertikalhastigheten i kraftige tordenbyger (cumulonimbus) komme opp i 25m/s.

Dybdestoff: Termalrygg

Figuren viser et typisk isobarmønster ifm. en front. (De røde linjene er isotermer). Illustrasjon: met.no

Når en kaldfront beveger seg østover vil det blåse sørlige (dvs. som regel milde) vinder foran den. Dermed stiger ofte temperaturen i områdene foran fronten (i tillegg til at varmsektoren naturlig hadde høyere temperaturer) og vi får en termalrygg i isotermmønsteret.

På grunn av termalryggen kan temperaturforskjellene før og etter frontpassasjen bli endel større enn den opprinnelige temperaturforskjellen mellom luftmassene skulle tyde på.

Dybdestoff: Skyer og nedbør

Når luftmassene er i bevegelse vil den varme lufta (lav tetthet dvs. lett) ha en tendens til å løftes over den kalde (høy tetthet dvs. tung). Fronten er en konvergenssone (lufta "hoper seg opp") p.g.a. vindskjæret, og det fører også til at lufta stiger. Dermed blir det dannelse av skyer og nedbør.

Se også

Hovedside

MetLex - Meteorologisk Leksikon

MetLex er et norsk meteorologileksikon laget av fagfolk på Meteorologisk institutt.
Leksikonet ble relansert i desember 2009 og inneholder 706 sider.
All tekst kan kopieres og brukes fritt. Søk i tema og ta en titt på kategoriene eller lista over alle sider.

Aktuelt

  • [1]Skredovervåkning og nedbørverifisering i Lyngen.
  • [2]Forskning i høyfjellet..


Visste du at ...

Meteorologileksikon:Ukens bilde/2016/Uke 31

Hs
Den signifikante bølgehøyden er også omtrentlig lik Hm0, integralet av bølgespekteret. Illustrasjon: WMO.

Signifikant bølgehøyde (Hs) er gjennomsnittsverdien av den høyeste tredjedelen av individuelle bølgehøyder i en 20 minutters periode.

Innhold

Beskrivelse

Dette skal tilsvare den bølgehøyden som en trent observatør (for eksempel en sjømann) vil anslå bølgehøyden til. Den signifikante bølgehøyden er også omtrent proporsjonal med kvadratroten av den totale bølgeenergien, som er integralet av bølgespekteret. Enkeltbølger kan være opptil dobbelt så store som den signifikante bølgehøyden.

Monsterbølger

10. mars 2008 ble det målt en signifikant bølgehøyde på 17,8 meter utenfor Irland. Det er nær 100 års verdi for Nord Atlanterhavet. (Tallene angir antall meter.) Illustrasjon: met.no

I forbindelse med et kraftig lavtrykk som kom inn over Irland og England, ble det 10. mars 2008 målt en signifikant bølgehøyde på hele 17,8 meter, noe som er nær en 100-års verdi for Nord-Atlanterhavet. Målingen ble gjort av en britisk bøye.

Også varslingsmodellen som Meteorologisk institutt benytter, har varslet bølgehøyder opp mot 18 meter i området, men slike målinger er kontroversielle. En tilsvarende høyde ble målt under orkanen Katrina utenfor New Orleans. I januar 2006 målte en bøye på Norne feltet i Norskehavet en signifikant bølgehøyde på 17 meter. Begge målingene er satt i tvil.

11. november 2001 ble den signifikante bølgehøyden observert fra værskipet Polarfront i Norskehavet (posisjon 66 gr. nordlig bredde, 02 gr. østlig lengde) til 15,5 meter, men den maksimale bølgehøyden var på hele 27,2 meter!

Olje/gassinstallasjon Signifikant bølgehøyde Dato
Heidrun 16,5 m (usikker verdi) 11. november 2001
Værskipet Polarfront 15,5 m 11. november 2001
Draugen 15,2 m 11. november 2001
Frigg/Heimdal 14,0 m 12. desember 1990
Gullfaks C/Stattfjord 13,3 m 31. januar 1995
Ekofisk 13,0 m 12. desember 1990


Eksempel

Eksempel på en måleserie av vannstandsendringer i løpet av 90 sekunder. Illustrasjon: WMO.

Gitt 1000 bølger der 2/3 av bølgene er under 4m. De øvrige 333 (høyeste 1/3-del) fordeler seg slik: 1 på 8m, 10 på 7m, 50 på 6m, 100 på 5m og 172 på 4m. Signifikant bølgehøyde: (1x8 + 10x7 + 50x6 + 100x5 + 172x4) : 333 = 4,7m.

Se også

Hundedagene

Hundedagene er et gammelt værtegn som starter 23. juli og går ut på at man trodde at hvis perioden startet med godt vær vil dette fortsette den neste måneden.

Beskrivelse

I slutten av juli og begynnelsen av august er det ofte en vedvarenhetsperiode. Det vil si at når atmosfæren har bestemt seg for å holde på én type vær, så har den vansker med å ombestemme seg. Dette kan gjerne holde seg i tre til fire uker og gjentar seg såpass ofte at det har blitt et etablert værtegn, men det er også mange år det ikke stemmer.

Se også

Eksterne lenker

Hundedager

Hundedagene er et gammelt værtegn som starter 23. juli og går ut på at man trodde at hvis perioden startet med godt vær vil dette fortsette den neste måneden.

Beskrivelse

I slutten av juli og begynnelsen av august er det ofte en vedvarenhetsperiode. Det vil si at når atmosfæren har bestemt seg for å holde på én type vær, så har den vansker med å ombestemme seg. Dette kan gjerne holde seg i tre til fire uker og gjentar seg såpass ofte at det har blitt et etablert værtegn, men det er også mange år det ikke stemmer.

Se også

Eksterne lenker

Hurricane

En tropisk orkan (eng. hurricane) er en tropisk syklon med vindhastighet over 117 km/timen.

Innhold

Beskrivelse

Begrept orkan er først og fremst en betegnelse på en vindhastighet, mens en tropisk orkan er et lavtrykk med opprinnelse i tropene.

Sett fra satellitt

Den tropiske okanen ERIN 14. september 2001. Foto: Canada Centre for Remote Sensing /met.no

På et satellittbilde vil et ekstremt tropisk lavtrykk kjennetegnes som en stor bygesky. Bildet til høyre viser den tropiske okanen ERIN som nådde kysten av USA 14. september 2001:

  • Den røde pila viser at det midt inne i skymassivet er et skyfritt øye der det er kraftig nedsynking av luft.
  • De tykke røde pilene indikerer vindretning og vindstyrke nær bakken. Luft føres inn mot orkansenteret der det føres opp og kondenserer.
  • Den grønne pila viser at det er små bygeskyer som ligger i bånd parallellt med vindretningen nær bakken.
  • Luft føres ut i toppen av orkansenteret og danner et tynt slør av høye Cirruskyer vist ved den gule pila.

Se også

Eksterne lenker

Hydrodynamikk

Hydrodynamikk er transport av luft.

Hydrologer

Hydrologer studerer vannets fysiske og kjemiske egenskaper, forekomst, fordeling og kretsløp.

Se også

Hydrologi

Hydrologi er læren om vannet på og i jorda, og om elver, innsjøer, grunnvann, snø og is.

Se også

Eksterne lenker

Hydrostatisk instabilitet

Statisk instabilitet eller hydrostatisk instabilitet, er når temperaturen avtar oppover med mer enn 1° pr. 100m.

Innhold

Beskrivelse

Statisk instabilitet oppstår når den vertikale trykkkraften på lufta som virker oppover, er større en tyngdekraften på lufta. Når instabilitet først er oppstått, prøver naturen å komme tilbake til en stabil tilstand for å oppnå hydrostatisk likevekt. I instabil (ustabil) luft oppstår det vertikalbevegelser for å "utjevne" temperaturforskjellene som er oppstått mellom to høydenivå og dermed komme tilbake til likeveksttilstand.

Eksempler

Ustabil luft kalles ofte bygeluft fordi det lett dannes cumuliformede skyer og eventuelt byger når lufta stiger (se skyer). Ustabil luft er i Norge mest forbundet med været etter en kaldfront eller i andre situasjoner med typisk maritim kaldluft (se luftmasser)

Men det kan også være svært ustabil luft i en godværssituasjon, for eksempel ettermiddagsbyger om sommeren som dannes fordi lufta nær bakken stiger etter at den er varmet opp av solinnstrålingen.

Dybdestoff

Temperaturreduksjonen på mer enn 1° pr. 100m refereres til umettet luft. Når lufta er mettet, er tilsvarende forhold 0.5°/100m.

Se også

Hydrostatisk likevekt

Hydrostatisk likevekt er en likevekt mellom gravitasjonskraften og vertikal "trykk-kraft".

Beskrivelse

Hydrostatisk likevekt blir ofte benyttet i numeriske værmodeller for å forenkle bevegelsesligningene, men gjelder strengt tatt ikke når luftpartiklene er i vertikal akselerasjon. For å modellere kraftige konvektive systemer må konveksjonen parameteriseres eller en kan bruke ikke-hydrostatiske modeller.

Det vil for eksempel være perioder med vesentlig vertikal akselerasjon i ”livsløpet” til en tordenbyge, der vertikalhastigheten kan komme opp i 20 til 25m/s.

Dybdestoff

Skjematisk figur som beskriver hydrostatisk likevekt. Illustrasjon: met.no
  • Trykk (p) er definert som kraft (F) per flateenhet (A).
  • Masse (m) er definert som tetthet (r) multiplisert med volum (V).

Se også illustrasjonen til høyre.

Det barometriske lufttrykket på ethvert sted i atmosfæren tilsvarer vekten av lufta fra målepunktet opp til lufttomt rom. Trykket avtar med høyde over havet og forskjellen i lufttrykket mellom to høyder tilsvarer vekten av lufta mellom målepunktene.

Se også

Hygrograf

En hygrograf er et instrument som fortløpende overfører målingene fra et hygrometer til en grafisk fremstilling på papir.

Se også

Hygrografer

En hygrograf er et instrument som fortløpende overfører målingene fra et hygrometer til en grafisk fremstilling på papir.

Se også

Hygrometer

Et hygrometer er et instrument til å måle luftfuktighet.

Innhold

Målemetode

Den tradisjonelle måten å måle luftfuktighet på er ved hjelp av hårhygrometer. Hårene trekker seg sammen ved tørt vær og utvider seg ved vått vær. Hårene kobles sammen med en visermekanisme og en skala.

Moderne hygrometre består av et "porøst" stoff som inneholder en vannmengde proporsjonal med luftfuktigheten. Vannmengden i dette stoffet påvirker de elektroniske egenskapene til det. Dette omformes så til et elektronisk signal som er lineært proporsjonal med luftfuktigheten.

En tredje måte å få et mål på vannmengden i atmosfæren er ved hjelp av duggpunktspeil. Et speil med nøyaktig temperaturregulering avkjøles til det dannes dugg på speilet. Temperaturen dette skjer ved kalles duggpunktstemperatur.

Gjør det selv

Det enkleste er å kjøpe et kombinert trådløst inne/ute termometer/hygrometer. Disse koster rundt kroner 600,- og er lette å montere. Plassering og eksponering er som for et termometer.

Ekstern lenke

Se også

Hygrometre

Et hygrometer er et instrument til å måle luftfuktighet.

Innhold

Målemetode

Den tradisjonelle måten å måle luftfuktighet på er ved hjelp av hårhygrometer. Hårene trekker seg sammen ved tørt vær og utvider seg ved vått vær. Hårene kobles sammen med en visermekanisme og en skala.

Moderne hygrometre består av et "porøst" stoff som inneholder en vannmengde proporsjonal med luftfuktigheten. Vannmengden i dette stoffet påvirker de elektroniske egenskapene til det. Dette omformes så til et elektronisk signal som er lineært proporsjonal med luftfuktigheten.

En tredje måte å få et mål på vannmengden i atmosfæren er ved hjelp av duggpunktspeil. Et speil med nøyaktig temperaturregulering avkjøles til det dannes dugg på speilet. Temperaturen dette skjer ved kalles duggpunktstemperatur.

Gjør det selv

Det enkleste er å kjøpe et kombinert trådløst inne/ute termometer/hygrometer. Disse koster rundt kroner 600,- og er lette å montere. Plassering og eksponering er som for et termometer.

Ekstern lenke

Se også

Høst
Innhøsting i kveldssol. Foto: Heidi Lippestad/met.no
Høstfarger i Skjellbreia i Vestre Toten. Foto: Jørn Ole Steina.

Høst er overgangen fra sommer til vinter og den perioden av året normal døgnmiddeltemperatur er mellom 10 og 0ºC (disse inkludert) og temperaturtendensen samtidig er fallende gjennom perioden.

Beskrivelse

Dersom et sted ikke har klimatologisk sommer, begynner høsten første dag temperaturen synker fra årets normalmaksimum.

Se også

Høsten
Innhøsting i kveldssol. Foto: Heidi Lippestad/met.no
Høstfarger i Skjellbreia i Vestre Toten. Foto: Jørn Ole Steina.

Høst er overgangen fra sommer til vinter og den perioden av året normal døgnmiddeltemperatur er mellom 10 og 0ºC (disse inkludert) og temperaturtendensen samtidig er fallende gjennom perioden.

Beskrivelse

Dersom et sted ikke har klimatologisk sommer, begynner høsten første dag temperaturen synker fra årets normalmaksimum.

Se også

Høstjevndøgn

Høstjevndøgn er den ene av de to dagene i året da Sola står rett over Ekvator og natt og dag er like lange.

Beskrivelse

Høstjevndøgn er vanligvis 23. september. Vårjevndøgn er den tilsvarende dagen om våren.

Se også

Eksterne lenker

Høyde over havet

Above Mean Sea Level (AMSL) er høyde over middelvannstand, populært kalt høyde over havet.

Se også

Høydeinversjon
Nederst i lia er skogen hvitrimet og lengre opp er den svart. Foto: Jonn Haga

En inversjon (av invers som betyr omvendt) er når temperaturen stiger med høyden.

Beskrivelse

Luftforurensing over Oslo i forbindelse med inversjon. Foto: Michael Gauss/met.no

Vanligvis vil temperaturen avta oppover i atmosfæren. Beveger vi oss oppover, til fjells eller opp i lufta med et fly, blir det som regel kaldere jo høyere vi kommer.

5. januar 2002 kl 8 registrerte man i Oslo -13,1°C på Blindern (snaut 100 moh), mens lufta ved Tryvann (500 m.o.h.) hadde en temperatur på +2,3°C. Dvs en forskjell på 15,4 grader. Dette var en temperaturendring som er motsatt av det vanlige.

Den viktigste årsaken til dette er at atmosfæren varmes opp nedenfra. Mesteparten av solstrålene (kort bølgelengde) går tvers gjennom atmosfæren uten å varme den opp nevneverdig. Til slutt treffer strålene Jordas overflate og denne tilføres varme og temperaturen på bakken eller havoverflaten stiger. Lufta som er i kontakt med underlaget varmes opp og konveksjon blander lufta oppover i atmosfæren. Resultatet er en likevektstilstand i atmosfærens nederste lag, troposfæren, med høyest temperatur nærmest bakken og fallende temperatur og lufttrykk oppover. Dette fører til at atmosfæren holder seg stabil, med den tyngste lufta nederst og lettere luft lenger oppe. Hadde lufttrykket vært konstant med høyden, ville temperaturen alltid ha økt med høyden og ikke avtatt.

Dybdestoff

Men ved samme lufttrykk er kald luft tyngre enn varm luft. Hvis temperaturen i lufta nær bakken av en eller annen grunn faller, vil den kaldeste (tyngste) lufta synke ned i de laveste områdene i terrenget på grunn av tyngdekraften. På en klar vinternatt med snø på bakken vil underlaget/snøen sende langbølget stråling ut i verdensrommet. Bakken mister varme og temperaturen i snøen faller. Lufta nær bakken avkjøles på grunn av kontakten med underlaget. Den avkjølte "tunge" lufta synker ned i de laveste områdene i terrenget; forsenkninger, daler, fjorder osv. I slike værsituasjoner vil vi da få en temperaturendring som er motsatt av det vanlige.

Når den tunge kalde lufta har lagt seg ned i de laveste områdene i terrenget, er den vanskelig å flytte på. Kommer varmere luft strømmende inn over et område som har hatt kaldt vintervær en stund, vil høyereliggende strøk kunne merke temperaturstigningen, uten at lufta kommer seg ned til de lavereliggende områdene. Her holder det seg kaldt. Det må kraftig vind til for å blande lufta slik at varmlufta også kommer seg ned til de mest skjermete lavereliggende områdene.

Se også

Høydeinversjoner
Nederst i lia er skogen hvitrimet og lengre opp er den svart. Foto: Jonn Haga

En inversjon (av invers som betyr omvendt) er når temperaturen stiger med høyden.

Beskrivelse

Luftforurensing over Oslo i forbindelse med inversjon. Foto: Michael Gauss/met.no

Vanligvis vil temperaturen avta oppover i atmosfæren. Beveger vi oss oppover, til fjells eller opp i lufta med et fly, blir det som regel kaldere jo høyere vi kommer.

5. januar 2002 kl 8 registrerte man i Oslo -13,1°C på Blindern (snaut 100 moh), mens lufta ved Tryvann (500 m.o.h.) hadde en temperatur på +2,3°C. Dvs en forskjell på 15,4 grader. Dette var en temperaturendring som er motsatt av det vanlige.

Den viktigste årsaken til dette er at atmosfæren varmes opp nedenfra. Mesteparten av solstrålene (kort bølgelengde) går tvers gjennom atmosfæren uten å varme den opp nevneverdig. Til slutt treffer strålene Jordas overflate og denne tilføres varme og temperaturen på bakken eller havoverflaten stiger. Lufta som er i kontakt med underlaget varmes opp og konveksjon blander lufta oppover i atmosfæren. Resultatet er en likevektstilstand i atmosfærens nederste lag, troposfæren, med høyest temperatur nærmest bakken og fallende temperatur og lufttrykk oppover. Dette fører til at atmosfæren holder seg stabil, med den tyngste lufta nederst og lettere luft lenger oppe. Hadde lufttrykket vært konstant med høyden, ville temperaturen alltid ha økt med høyden og ikke avtatt.

Dybdestoff

Men ved samme lufttrykk er kald luft tyngre enn varm luft. Hvis temperaturen i lufta nær bakken av en eller annen grunn faller, vil den kaldeste (tyngste) lufta synke ned i de laveste områdene i terrenget på grunn av tyngdekraften. På en klar vinternatt med snø på bakken vil underlaget/snøen sende langbølget stråling ut i verdensrommet. Bakken mister varme og temperaturen i snøen faller. Lufta nær bakken avkjøles på grunn av kontakten med underlaget. Den avkjølte "tunge" lufta synker ned i de laveste områdene i terrenget; forsenkninger, daler, fjorder osv. I slike værsituasjoner vil vi da få en temperaturendring som er motsatt av det vanlige.

Når den tunge kalde lufta har lagt seg ned i de laveste områdene i terrenget, er den vanskelig å flytte på. Kommer varmere luft strømmende inn over et område som har hatt kaldt vintervær en stund, vil høyereliggende strøk kunne merke temperaturstigningen, uten at lufta kommer seg ned til de lavereliggende områdene. Her holder det seg kaldt. Det må kraftig vind til for å blande lufta slik at varmlufta også kommer seg ned til de mest skjermete lavereliggende områdene.

Se også

Høydemåler

Altimeter eller trykkhøydemåler er et fellesbegrep for instrumenter som måler høyde, særlig høydemålere i fly.

Innhold

Målemetode

Det vanligste er å bruke et aneroidbarometer til å måle trykkforskjellen mellom to nivåer. Lufttrykket avtar med høyden, noe avhengig av temperatur og andre atmosfæriske forhold. Basert på trykkforskjellen regner et altimeter ut omtrentlig høydeforskjell.

Det er også mulig å måle høyden til et fly, en radiosonde og lignende ved hjelp av satellittposisjonering (GPS). En helt annen metode er å måle høyde ved hjelp av laser. Noen satellitter har altimetre som måler topografi på denne måten.

Bruksområde

Alle flyplasser beregner QNH som flyene må bruke i lav høyde. Ved langdistanseflyvning er høyden i forhold til andre fly mest relevant, det vil si at flyene må holde seg i en FL gitt av flyvelederne, og da må altimeteret være innstilt etter ISA. Se også transition altitude og transition level.

Dybdestoff

Alitmetre baseres på Dh=Dp/(rg).

Hvis luftas tetthet (r) og gravitasjonsakselrasjonen (g) settes konstant, finnes høydeforskjellen (Dh) direkte av trykkforskjellen (Dp). Høydemålere i fly bruker dette prinsippet. Ved landing og avgang er det høyden i forhold til flyplassen (og terrenget rundt) som er mest relevant (height).

  • Altitude : høyde over havet
  • Height: høyde over bakken
  • FL (Flight Level): Trykkflater i standardatmosfæren (med 500ft mellomrom)
  • Dp = rgDh = Vekten (mg) av lufta i høydeintervallet mellom målingene.
  • r er gjennomsnittstetthet i luftsøylen.

For å slippe å regne ut dette hver gang har man ferdige tabeller på hver stasjon der det måles trykk. Man bruker da ulike tabeller for QFF og QNH.

Se også

Høye skyer
Cirrus-skyer: Eksempel på høy skytype. Foto: Hans Waagen.

Høye skyer er skyer som har skybase ca 3-10 km over bakkenivå.

Typer

Se også

Ekstern lenke

Høyfjellsklima

Høyfjellsklima eller alpint klima beskriver klimaet i høytliggende landområder.

Beskrivelse

Høyfjellsklima inngår imidlertid ikke i den generelle klimaklassifikasjonen, men kjennetegnes ved at temperaturen som regel er lavere, og dette er mest markert om sommeren. Forskjellen mellom dag- og nattemperatur er også forholdsvis stor. På dagtid er sterkere, med betydelig mer ultrafiolett stråling sammenliknet med lavlandet. Om natta er også utstrålingen fra bakken sterkere. I tillegg er luften renere og dens absolutte luktighet lavere.

På en måte kan det være enklere å beskrive klimaet i fjellet enn i lavlandet. I lavlandet er det store kontraster mellom kystklimaet på Vestlandet og innlandsklimaet i dalførene på Østlandet. Fjellene som er i mellom stenger for utvekslingen av luft. I høyfjellet er det mindre som stenger, og lufta fra havet i vest kan gå mer uhindret over store avstander, for eksempel på tvers over Sør-Norge til de svenske fjellene.

Dybdestoff

Store høyder resulterer i lavere lufttrykk og dermed redusert oksygeninnhold per volumenhet. I et gitt volum med luft vil det med andre ord ved økende høyde være mindre oksygenmolekyler til stede. På 2000 m o.h. er det bare i underkant av 80 % av oksygenet som er tilgjengelig sammenliknet med forholdene ved havnivå. På 3000 m o.h. er det sunket til 70 %.

Se også

Høylandsklima

Høyfjellsklima eller alpint klima beskriver klimaet i høytliggende landområder.

Beskrivelse

Høyfjellsklima inngår imidlertid ikke i den generelle klimaklassifikasjonen, men kjennetegnes ved at temperaturen som regel er lavere, og dette er mest markert om sommeren. Forskjellen mellom dag- og nattemperatur er også forholdsvis stor. På dagtid er sterkere, med betydelig mer ultrafiolett stråling sammenliknet med lavlandet. Om natta er også utstrålingen fra bakken sterkere. I tillegg er luften renere og dens absolutte luktighet lavere.

På en måte kan det være enklere å beskrive klimaet i fjellet enn i lavlandet. I lavlandet er det store kontraster mellom kystklimaet på Vestlandet og innlandsklimaet i dalførene på Østlandet. Fjellene som er i mellom stenger for utvekslingen av luft. I høyfjellet er det mindre som stenger, og lufta fra havet i vest kan gå mer uhindret over store avstander, for eksempel på tvers over Sør-Norge til de svenske fjellene.

Dybdestoff

Store høyder resulterer i lavere lufttrykk og dermed redusert oksygeninnhold per volumenhet. I et gitt volum med luft vil det med andre ord ved økende høyde være mindre oksygenmolekyler til stede. På 2000 m o.h. er det bare i underkant av 80 % av oksygenet som er tilgjengelig sammenliknet med forholdene ved havnivå. På 3000 m o.h. er det sunket til 70 %.

Se også

Høyt lufttrykk

Høytrykk (el. antisyklon) er et område hvor lufttrykket på en flate (f.eks bakken) er høyere enn omgivelsene.

Innhold

Beskrivelse

Høytrykk kjennetegnes med nedsynking av tørr kald luft over et stort område. Lufta virker skyoppløsende og fører til stabilt vær og opphold. Om vinteren kan et høytrykk også medføre kaldt vær. Dersom lufta føres ned over en varm fuktig flate kan det dannes tåke eller lave lagskyer.

Lufta strømmer med klokka rundt et høytrykk (motsatt på sørlige halvkule), men med en komponent mot lavere trykk i friksjonssjiktet nær bakken. Ettersom luft stadig forsvinner fra høytrykksområdet, må den erstattes av luft fra høyere luftlag. Derfor oppstår det nedadgående luftstrømmer (subsidens) og stabile forhold (lite skyer, ingen nedbør) i et høytrykk. Isobarene ligger vanligvis langt fra hverandre, noe som også fører til svake vinder. Vær imidlertid oppmerksom på at stabile forhold med svake vinder begunstiger tåkedannelse.

Varme høytrykk

Man tenker helst på de store (horisontalt og vertikalt) H-områdene i subtropiske strøk ca 30gr. N/S (f.eks. nær Azorene). De ligger ofte nærmest i ro og pumper varm luft nordover mot polarfronten (på N-hemisfære). Om sommeren er de typiske for havområdene, om vinteren strekker de seg oftere inn over land. Av og til beveger de seg nordover og blokkerer for lavtrykk vestfra. Værforholdene i selve høytrykksområdene preges av pent vær. Men når de varme fuktige luftmassene avkjøles i polare strøk blir det disig og tåke/yr (maritim varmluft).

Kalde høytrykk

Her mener man de typiske vinterhøytrykkene som dannes mest p.g.a. snødekt land i polare strøk. Vanlig f.eks. i Sibir, Canada og Nord-Skandinavia. Avkjølingen fra bakken fører til lavt trykk i høyere luftlag og høyt trykk i lavt nivå (<10.000ft). Disse høytrykkene blokkerer ikke særlig godt for lavtrykk vestfra, men de bidrar likevel ofte til at lavtrykkene presses rundt Nord-Skandinavia om vinteren.

Dybdestoff

polarfronten dannes lavtrykk i grenseflaten mellom polar luft og subtropisk luft. Lavtrykkene representerer bølgetoppene. Mellom to bølgetopper må det være en bølgedal, denne kan vi kalle høytrykksrygg. I ryggen vil det være antisyklonal strømning (lufta beveger seg med klokka). Lufta i en slik bølgedal/høytrykksrygg er forholdsvis kald, fordi den kalde polare luftmassen har trengt langt sør.

Se også

Høytrykk

Høytrykk (el. antisyklon) er et område hvor lufttrykket på en flate (f.eks bakken) er høyere enn omgivelsene.

Innhold

Beskrivelse

Høytrykk kjennetegnes med nedsynking av tørr kald luft over et stort område. Lufta virker skyoppløsende og fører til stabilt vær og opphold. Om vinteren kan et høytrykk også medføre kaldt vær. Dersom lufta føres ned over en varm fuktig flate kan det dannes tåke eller lave lagskyer.

Lufta strømmer med klokka rundt et høytrykk (motsatt på sørlige halvkule), men med en komponent mot lavere trykk i friksjonssjiktet nær bakken. Ettersom luft stadig forsvinner fra høytrykksområdet, må den erstattes av luft fra høyere luftlag. Derfor oppstår det nedadgående luftstrømmer (subsidens) og stabile forhold (lite skyer, ingen nedbør) i et høytrykk. Isobarene ligger vanligvis langt fra hverandre, noe som også fører til svake vinder. Vær imidlertid oppmerksom på at stabile forhold med svake vinder begunstiger tåkedannelse.

Varme høytrykk

Man tenker helst på de store (horisontalt og vertikalt) H-områdene i subtropiske strøk ca 30gr. N/S (f.eks. nær Azorene). De ligger ofte nærmest i ro og pumper varm luft nordover mot polarfronten (på N-hemisfære). Om sommeren er de typiske for havområdene, om vinteren strekker de seg oftere inn over land. Av og til beveger de seg nordover og blokkerer for lavtrykk vestfra. Værforholdene i selve høytrykksområdene preges av pent vær. Men når de varme fuktige luftmassene avkjøles i polare strøk blir det disig og tåke/yr (maritim varmluft).

Kalde høytrykk

Her mener man de typiske vinterhøytrykkene som dannes mest p.g.a. snødekt land i polare strøk. Vanlig f.eks. i Sibir, Canada og Nord-Skandinavia. Avkjølingen fra bakken fører til lavt trykk i høyere luftlag og høyt trykk i lavt nivå (<10.000ft). Disse høytrykkene blokkerer ikke særlig godt for lavtrykk vestfra, men de bidrar likevel ofte til at lavtrykkene presses rundt Nord-Skandinavia om vinteren.

Dybdestoff

polarfronten dannes lavtrykk i grenseflaten mellom polar luft og subtropisk luft. Lavtrykkene representerer bølgetoppene. Mellom to bølgetopper må det være en bølgedal, denne kan vi kalle høytrykksrygg. I ryggen vil det være antisyklonal strømning (lufta beveger seg med klokka). Lufta i en slik bølgedal/høytrykksrygg er forholdsvis kald, fordi den kalde polare luftmassen har trengt langt sør.

Se også

Høytrykksrygg
Det skraverte området viser en høytrykksrygg. Illustrasjon: met.no

Høytrykksrygger eller bare rygger, er v-formede isobarmønstre som bare oppstår i høytrykk. Tilsvarende for lavtrykk, kalles tråg.

Se også

Høytrykksrygger
Det skraverte området viser en høytrykksrygg. Illustrasjon: met.no

Høytrykksrygger eller bare rygger, er v-formede isobarmønstre som bare oppstår i høytrykk. Tilsvarende for lavtrykk, kalles tråg.

Se også

Høyvann

Flo eller høyvann er den høyeste vannstanden i den daglige variasjonen av tidevann.

Beskrivelse

Tida mellom to påfølgende høyvann er ca. 12 timer og 25 minutter, det vil si et halvt månedøgn. Flo følger i prinsippet månens gang rundt jorda, og er sterkest på den sida av jorda der månen er. Det er også flo på motsatt side, men der er virkninga av månen litt svakere, og høyvannet blir derfor litt lavere.

Se også

Eksterne lenker

I
I dag du om sola ser en stor ring. I morgen du av sola ser ingenting.
Eksempel på "ring rundt sola". Foto: Jan Mostrøm/met.no
Eksempel på bisol. Foto: Rasmus Benestad/met.no

En annen variant av dette værtegnet er "Ring rundt sola betyr væromslag og nedbør".

Beskrivelse

De store sammenhengende skysystemene som vanligvis beveger seg fra vest mot øst på våre breddegrader viser seg ofte først som et lag av tynne gjennomsiktige skyer. Disse skyene befinner seg høyt oppe i troposfæren og består av iskrystaller. Når sola skinner gjennom slike skyer, brytes lysstrålene.

Iskrystallene virker som små prismer. Lysbrytningen fører til forskjellige lysmønstre på himmelen, ofte i forskjellige farger. Det vanligste er en ring rundt sola, men også enkelte sterkt lysende "flekker" eller streker kan vises. Disse kalles blant annet bisol, værsol, solulv.

De forskjellige optiske fenomenene forteller at observatøren ser skyer i ytterkanten av et nedbørområde. Et varsel som ofte slår til er da at skyene vil tilta i mengde og tykkelse, sola forsvinner og nedbør vil falle om noen timer, kanskje neste dag. Det kommer regn eller snø, avhengig av årstida.

Kilde

Meteorologisk institutt har kommentert værtegnene i Cappelens bok Folkelige værvarsler - 1900 værtegn fra hele landet av Ørnulf Hodne. Takk til Cappelen for at vi får bruke denne delen av boka på våre nettsider.

Se også

IAVW

Vulkansk aske (eng. volcanic ash) finnes i atmosfæren og er en stor sikkerhetsrisiko for luftfarten.

Innhold

Beskrivelse

Vulkansk aske er vanskelig å oppdage fra et fly og den synes ikke på værradaren. Det eneste kjente motmiddelet er å legge om rutene, det vil si å fly rundt, over eller under askeskyen. Asken er farlig av flere grunner:

  • Det farligste fenomenet er at askepartiklenes smeltepunkt er lavere enn turbinmotorenes arbeidstemperatur. Dette fører til at asken smelter til en tyktflytende, lavalignende masse, som sakte flyter bakover i motoren og kveler den. Uten motorkraft blir jetfly forvandlet til glidefly, om enn dårlige sådan.
  • Langt oppe i atmosfæren, der de store passasjerflyene ferdes, er det svært tørt. Når et fly flyr gjennom en askesky, gnisser askepartiklene mot flykroppen og genererer statisk elektrisitet. Dette kan observeres som mange små elektriske utladninger, St. Elms ild. Disse utladningene fører til forstyrrelser i radiosambandet, slik at besetningen ikke får varslet noen eller bedt om assistanse.
  • Askepartiklene er veldig harde, og har skarpe kanter, noe som gjør at alle fremovervendte overflater effektivt blir sandblåst. Spesielt utsatt er frontvinduene, som blir matte, og flygerene mister sikten fremover.
  • Rørene til friskluftinntak og lignende kan bli så kraftig sandblåst at det fører til brudd.

Historikk

Kart over Volcanic Ash Advisory Centre (VAAC) ansvarsområder. Illustrasjon: ICAO

Luftfartsindustrien ble for alvor oppmerksom på vulkansk aske som en sikkerhetsrisiko 24. juni 1982, da British Airways flight 9, en Boeing 747, på vei fra London til Auckland fløy inn i en askesky fra den indonesiske vulkanen Mount Galunggung. Alle fire motorene stoppet, og flyet var nær ved å havarere med 263 personer om bord. Kaptein Eric Moody sin annonsering over høytaleranlegget til passasjerene har gått inn i luftfartshistorien som tidenes underdrivelse:

«Ladies and gentlemen, this is your captain speaking. We have a small problem. All four engines have stopped. We are doing our damnedest to get it under control. I trust you are not in too much distress.»

Samarbeid

Etter hendelsen i 1982 (som senere ble kalt «the Jakarta Incident») ble det opprettet flere Volcanic Ash Advisory Centre (VAAC), som har som oppgave å utstede varsler om vulkansk aske i atmosfæren: Volcanic ash advisory (VAA).

Volcanic Ash Advisory Centre er en del av International Airways Volcano Watch (IAVW). Dette er et internasjonalt system satt i gang av ICAO for å identifisere områder med vulkansk aske og å varsle bevegelsene til disse gjennom å utstede Notam og SIGMET. Observasjoner kommer fra satellitter, fly som er underveis, vulkanobservatorier og andre organisasjoner.

I Norge er det Flyværtjenesten som formidler observasjoner om askeskyer og varsler om spredningen av dem.

Eksterne lenker

ICAO

International Civil Aviation Organisation (ICAO), eller Den internasjonale organisasjonen for sivil luftfart, er en FN-organisasjon som har ansvaret for å vedlikeholde og utvikle regelverket for internasjonal sivil luftfart.

Beskrivelse

Organisasjonen stiller krav til organiseringen av flyværtjenester i hvert enkelt medlemsland. For militær flyvirksomhet følges omtrent de samme retningslinjene for flyværtjenester. Værtjenester for sivil flytrafikk reguleres gjennom ICAOs regelverk.

Eksterne lenker

ICAO Standard Atmosphere

Standardatmosfæren eller ISA (ICAO Standard Atmosphere), er en hypotetisk "gjennomsnittsatmosfære" der fysiske parametre er fastsatt en gang for alle.

Bruksområde

Standardatmosfæren brukes som referanse for høydemålere i fly ved distanseflyvning. Fordi høydemålerne til to fly som møtes begge er kalibrert etter standardatmosfæren, risikerer de ikke å kollidere. På den andre siden viser høydemålerne feil høyde i forhold til virkeligheten (sann høyde) og andre prosedyrer brukes derfor under avgang og landing.

Dybdestoff

Temperaturen i havets nivå til 15°C i Norge, Brasil og alle andre steder. Tilsvarende settes:

  • lufttrykket i havets nivå til 1013.25hPa
  • temperaturendringen med høyden (lapse rate) til -0.65°/100m
  • tropopausehøyde/-temp til 11000m/-57°

Se også

IGA

IGA-prognose (International General Aviation) er et meteorologisk varsel for et bestemt område.

Beskrivelse

Varselet er skrevet dels i kodeform, dels i forkortet engelsk klartekst. Varselet gjelder fra bakken og opp til og med 10.000 fot (FL100).

Det er laget spesielt med tanke på VFR-flyvning og inneholder informasjon om forventet:

Bruksområde

Det blir laget IGA-prognoser for fire områder:

  • Sørlige og sørøstlige deler av Oslo AOR
  • Kyst- og fjordstrøkene i Stavanger AOR
  • Kyst- og fjordstrøkene mellom 62°N og 65°N
  • Kyst- og fjordstrøkene i Nordland og Troms, dalene rundt Bardufoss, kyst- og fjordstrøkene i Finnmark, og Finnmarksvidda.
IGA-prognose

IGA-prognose (International General Aviation) er et meteorologisk varsel for et bestemt område.

Beskrivelse

Varselet er skrevet dels i kodeform, dels i forkortet engelsk klartekst. Varselet gjelder fra bakken og opp til og med 10.000 fot (FL100).

Det er laget spesielt med tanke på VFR-flyvning og inneholder informasjon om forventet:

Bruksområde

Det blir laget IGA-prognoser for fire områder:

  • Sørlige og sørøstlige deler av Oslo AOR
  • Kyst- og fjordstrøkene i Stavanger AOR
  • Kyst- og fjordstrøkene mellom 62°N og 65°N
  • Kyst- og fjordstrøkene i Nordland og Troms, dalene rundt Bardufoss, kyst- og fjordstrøkene i Finnmark, og Finnmarksvidda.
IMC

Instrument meteorological conditions (IMC) er værforhold som utelukker en pilot fra å fly etter visuelle flygeregler (VFR), i motsetning til visual meteorological conditions.

Se også

IPCC

FNs klimapanel eller The Intergovernmental Panel of Climate Change (IPCC) består av forskere innen klima og tilgrensende fagområder fra hele verden som skal framskaffe informasjon om årsakene til klimaendringer.

Innhold

Beskrivelse

Klimapanelet ble nedsatt i 1988 av Den meteorologiske verdensorganisasjonen (WMO) og FNs miljøprogram (UNEP) og settes sammen med en ny gruppe forskere for hver rapport. Først utnevenes forskere fra hver av de ulike landene som er med. Deretter jobber forskerne sammen i grupper ut fra sine fagfelt.

Forskerne jobber sammen etter konsensusprinsippet, det vil si at alle medlemmer må være enige om innholdet i rapporten. De vurderer den nyeste vitenskapelige, tekniske og sosio-økonomiske litteratur som er relevant for å forstå risikoen for menneskeskapte klimaendringer og potensielle virkninger, samt mulige tiltak og tilpasninger. Vurderingene skal være objektive og omfatte all relevant litteratur som tilfredsstiller vanlige krav til dokumentasjon i vitenskapelig publisering.

Informasjonen Klimapanelet framskaffer skal være relevant for beslutningstakere, men politisk nøytral. Klimapanelet driver ikke egen forskning eller overvåking av klimarelevante parametere. Involverte fagfolk og institusjoner dekker et vidt spekter innen fagfelt som meteorologi, oseanografi, overvåking, geofysikk, geologi og atmosfærekjemi.

Kjernen i IPCC sitt arbeid er å sammenstille all forskning som er utgitt siden forrige hovedrapport i én rapport. FN har produsert 4 hovedrapporter (i 1990, 1995, 2001 og 2007), som hver består av delrapporter. Delrapport 1 om det vitenskapelige grunnlaget prøver å gi svar på hva som har skjedd og vil skje med klimaet og hva som påvirker denne utviklingen. Denne delrapporten danner hovedgrunnlaget for Klimapanelets konklusjoner omkring menneskeskapt global oppvarming.

Dybdestoff

Det påstås i enkelte fora at store grupper forskere er uenige i IPCC sitt arbeid. En mer korrekt formulering er nok: Noen forskere er uenige i noenav konklusjonene fra FNs Klimapanel. Forklaringen er som følger:

Klimapanelet konkluderer med at det er 90 % sannsynlighet for at det er en sammenheng mellom menneskeskapte klimagassutslipp og global oppvarming de siste 50 årene. 90 % sannsynlighet er en nesten uovertruffen sannsynlighet for en teori i naturvitenskapene. Det er veldig få teorier som finner støtte på et så høyt nivå. Derfor er konklusjonen angående den globale middeltemperaturen nærmest uangripelig.

Teorien om menneskeskapte klimaendringer har holdt seg siden før FNs Klimapanel begynte med sine rapporter på slutten av 1980-årene, og har blitt bekreftet, og tilskrevet stadig høyere sannsynlighet, i hver av de fire rapportene. Men FNs Klimapanel kommer jo med en rekke andre konklusjoner i tillegg, som alle er tillagt et eller annet sannsynlighetsnivå. Disse sannsynlighetsnivåene går for eksempel ned jo mer regional man blir i sine konklusjoner (vi kan ikke si at temperaturutviklingen i Oslo, heller ikke i Norge, er primært menneskeskapt selv om vi kan si det på global og faktisk også kontinental skala). Sannsynlighetsnivået går også typisk ned når man begynner å snakke om nedbør og vind, ikke bare temperatur. Vi er også mindre sikre på mange av effektene av klimaendringene. Med den rivende utviklingen som foregår på modellutvikling, regnekapasitet, prosessforståelse og datagrunnlag er det å forvente at hver ny klimarapport gir en bedre forståelse av klimasystemet og klimaendringer og effektene av dette på regional skala, i flere variable osv.

En skal også være klar over at kritikken mot konklusjonene til FNs klimapanel faktisk går begge veier: Noen hevder at menneskenes innvirkning på klimaet er overvurdert, mens andre mener at den er undervurdert. Konklusjonene fra FNs klimapanel er følgelig mer "midt på treet" enn det man ofte kan få inntrykk av.

Forskning foregår ved at ideer foreslås ("hypoteser formuleres") og testes. Hvis de ikke holder under test må de forkastes. Hypotesen om at de siste 40 til 50 års globale temperaturutvikling hovedsakelig er forårsaket av menneskeskapte klimagassutslipp har vært utsatt for testing ved hjelp av en rekke forskjellige vitenskapelige metoder og angrepsvinkler, av forskere på universiteter og forskningsinstitusjoner verden rundt. Den har alltid bestått testene. Kan den feile engang? Ja, den kan det. Det er ikke veldig sannsynlig, men den kan det.

Delrapport I, som tar for seg den klimavitenskapelige forståelsen av klimaendringene, baserer seg på et grunnlag som omfatter mer enn 5000 forskningsarbeider publisert i vitenskapelige tidsskrift. Selve rapporten er skrevet av 152 forskere. I tillegg deltok 450 forskere som bidragsytende forfattere. Med andre ord har omkring 600 personer med relevant bakgrunn vært involvert i skrivingen. 75 prosent av dem som skrev den fjerde rapporten i 2007 var nye, og deltok ikke ved skrivingen av den tredje hovedrapporten fra 2001. Ca. 600 personer har kommentert de to utkastene i to høringsrunder, og det er behandlet mer enn 30 000 kommentarer. Sammendraget for beslutningstakere er i tillegg godkjent enstemmig av alle av FNs medlemsland som er med i arbeidet, blant disse alle de store landene.

Se også

Eksterne lenker

IPPC

Internet Pilot Planning Center (IPPC) er Avinor sin nettportal for piloters planlegging av flyging.

Se også

Eksterne lenker

  • IPPC (se menyvalget Briefings)
ISA

Standardatmosfæren eller ISA (ICAO Standard Atmosphere), er en hypotetisk "gjennomsnittsatmosfære" der fysiske parametre er fastsatt en gang for alle.

Bruksområde

Standardatmosfæren brukes som referanse for høydemålere i fly ved distanseflyvning. Fordi høydemålerne til to fly som møtes begge er kalibrert etter standardatmosfæren, risikerer de ikke å kollidere. På den andre siden viser høydemålerne feil høyde i forhold til virkeligheten (sann høyde) og andre prosedyrer brukes derfor under avgang og landing.

Dybdestoff

Temperaturen i havets nivå til 15°C i Norge, Brasil og alle andre steder. Tilsvarende settes:

  • lufttrykket i havets nivå til 1013.25hPa
  • temperaturendringen med høyden (lapse rate) til -0.65°/100m
  • tropopausehøyde/-temp til 11000m/-57°

Se også

ITCZ

Den intertropiske konvergenssonen eller Inter Tropical Convergence Zone (ITCZ) er der hvor nordøst-passat nord for Ekvator og sørøst-passat sør for Ekvator møtes.

Beskrivelse

Nær Ekvator finner vi ikke høytrykk og lavtrykk tilsvarende det vi har på høyere bredder. Det er andre fysiske forhold som skaper vind. Sola står høyt på himmelen året rundt i tropiske strøk, områdene på begge sider av Ekvator. Lufta ved bakken/havoverflaten varmes kraftig opp, blir lett og stiger til værs. Det er forholdsvis lavt lufttrykk i tropene (varm luft = lett luft = lavt lufttrykk), men det dannes ikke enkeltstående lavtrykksområder slik vi har på våre breddegrader.

Lufta som stiger til værs i tropene må erstattes av luft som kommer strømmende nord- og sørfra, fra de subtropiske høytrykkene omkring 30 o N og S. Disse luftbevegelsene, vinden, kalles passatvind, nordøst-passat nord for Ekvator, sørøst-passat sør for Ekvator. Der disse to passatene møtes (se også konvergens), har vi den intertropiske konvergenssonen. Denne sonen flytter seg med årstidene (solas posisjon), og er lengst nord når det er sommer på den nordlige halvkule.

Se også

Ice pellets

Iskorn (eng. ice pellets) er regndråper som fryser til is før de når bakken.

Beskrivelse

Harde og blanke kuler på opptil 0,5 cm, kan hende med vannkjerne. Iskorn tyder på bakkeinversjon, med underkjølte dråper over.

Se også

Indian summer

Indian Summer brukes vanligvis om en periode med rolig og ganske varmt vær utpå høsten – før vinteren setter inn.

Innhold

Beskrivelse

Været er preget av lite vind, lite skyer og gjerne litt disig med lokal morgentåke over landområdene. Perioden bør helst inntreffe etter den første frosten. Klimatisk betyr dette gjerne oktober eller november på det som tilsvarer norske breddegrader, i hvert fall etter høstjevndøgn. Tilsvarende april eller mai eller etter vårjevndøgn på den sørlige halvkule.

Den kan vare fra noen få dager til en uke eller mer. Når vi derfor av og til snakker om en Indian Summer allerede i september trekker vi nok definisjonen litt langt. En varm periode på disse tider må nok mer betegnes som en forlengelse av sommeren, og ikke en egen "atpåsommer" etter at det har vært ganske kjølig en periode.

Historikk

Begrepet Indian Summer har eksistert i over 200 år, men det finnes ingen internasjonal, samstemt definisjon. Noen har forsøkt seg med å definere den som en uvanlig varm periode med temperaturer over 20 grader, som inntreffer utpå høsten, etter en periode med kjøligere vær. Det er en grei definisjon, men følelsen av sommer kan nok også inntre selv om temperaturen ikke når opp i 20 grader. Andre mener at en Indian Summer minst må ha 21 grader i en syv dagers tid, etter at man har passert høstjevndøgn.

Indian Summer oppsto sannsynligvis en gang sent på 1700-tallet eller tidlig på 1800-tallet. Flere kilder angir to forskjellige forfattere som skal ha brukt betegnelsen på en værmessig rolig periode på det nordamerikanske kontinentet: Etter at sommerens varme med tordenbyger og tornadoer var forbi, men før de kalde og turbulente vinterstormene satte i gang. I denne overgangsperiode kan en ofte oppleve en periode med rolig og pent vær.

Perioden kan ha fått navnet fordi indianerne brukte den til jakt og fangst, og til å høste inn det siste av vinterforrådet.Andre mener at indianerne under perioden med indianerkriger benyttet denne perioden til å angripe hvite nybyggere. Derav navnet. Men samtidig hevdes at det føderale hæren benyttet den samme perioden til straffeekspedisjoner etter indianere som hadde angrepet nybyggerbosettinger. Altså flere mulige historiske forklaringer.

Det kan også være en forklaring at en slik rolig mellomperiode mellom høst og vinter var mye vanligere i indianerterritoriene enn langs den nordamerikanske østkysten.

Fra de nordamerikanske sørstatene skal Indian Summer ha blitt brukt som navn på den varmeste perioden av sommeren, fra slutten av juli til slutten av august, omtrent sammenfallende med Hundedagene. Den siste forklaringen til navnet stammer fra Asia. Det sies at skipene som krysset det indiske hav ble tyngre lastet og seilte med hyppigere frekvens i sommerperioden, da været vanligvis var ganske rolig. Mange skip skal ha hatt et lastemerke IS på skroget, på det nivå som ble ansett trygt gjennom den indiske sommer – Indian Summer.

Dybdestoff

Selv om begrepet Indian Summer bare har vært i bruk i et par hundre år, har selve værfenomenet eksistert i uminnelige tider. Derfor finnes fra gammelt av mange forskjellige slags navn på en slik rolig og ganske varm periode:

  • I tidligere tiders Europa hadde man for eksempel altweibersommer, allehelgensommer, St.Martins sommer og sankt Lukas sommer.
  • Sankt Lukas har sin katolske helgendag 18. oktober.
  • I Italia ventet man en varm periode i november, og feiret denne gjerne i forbindelse med Sankt Martins dag 11. november. (På norsk kalles denne dagen Mortensdagen, og da spiser man mortensgås. I brystbenet til gåsa spådde man så vinterværet. Hvite flekker betydde snø, brune flekker frost og kulde. Var beinet rødt etter steikingen skulle det bli en streng vinter med mye kulde og snø. Men var det hvitt ville vinteren bli mild med lite snø).
  • I Sverige henger bruker man gjerne betegnelsen Brittsommer i stedet for Indian Summer. Dette henger sammen med sammen med navnedagen til Britta og Birgitta, som er 7. oktober, akkurat passe tidspunkt for en liten Indian Summer etter det klima man har i det meste av Sverige. Det ble holdt et eget høstmarked på de tider, og ofte slo det til med en noe varmere periode omtrent da.
  • Husmannssommer eller fattigmannssommer er andre betegnelser, fordi husmennene gjerne benyttet fine høstdager til innhøsting for eget bruk, etter at slått og potetopptaking for storbonden var unnagjort.
  • Andre steder heter det f.eks.grevlingsommer, fordi grevlingen også benytter anledningen i rolig og varmt høstvær til å samle forråd av mat for vinteren.

Diverse poplåter og filmer bærer tittelen Indian Summer. Blant annet låta Indian Summer på The Doors album Morrison Hotel fra 1970.

Se også

Individuell bølgehøyde

Individuell bølgehøyde er høyden mellom en bølgedal og etterfølgende bølgetopp.

Beskrivelse

Maksimal individuell bølgehøyde i en periode på 20 minutter vil alltid være høyere enn signifikant bølgehøyde, normalt med en faktor på ca. 1,6. For eksempel vil en varslet bølgehøyde på 2,0 meter gi individuelle bølger (enkeltbølger) på ca. 3 meter.

Se også

Infrarød stråling

Infrarød stråling er varmen som stråles fra jorda ut i verdensrommet.

Beskrivelse

Det er ikke bare sola som utstråler energi (varme). Jordas overflate absorberer ultrafiolett (kortbølget) stråling fra Sola. Men jordoverflaten, atmosfæren og skyene sender også ut stråling. Infrarød stråling omtales i dagligtale som varmestråling. Infrarød stråling er "langbølget stråling".

Atmosfæren absorberer mye av den infrarøde strålingen. Drivhusgassene, som for ekeksempel vanndamp, ozon og karbondioksid fanger opp de infrarøde strålene, og reflekterer dem. Dermed beholder jorda såpass mye varme at det klimaet vi i dag kjenner, opprettholdes.

Se også

Innlandsklima

Innlandsklima er klimaet på innlandet og kjennetegnes ofte av store variasjoner mellom sommer og vinter, og kan ofte være relativt tørt.

Se også

Instabilitet

Instabilitet er at atmosfæren har kommet ut av sin likevektstilstand.

Typer

I atmosfæren har en flere typer instabilitet. De viktigste er:

Instabilitet

Instabilitet er at atmosfæren har kommet ut av sin likevektstilstand.

Typer

I atmosfæren har en flere typer instabilitet. De viktigste er:

Instabilitetslavtrykk

Instabilitetslavtrykk er lavtrykk som dannes over havet på vinteren, særlig når det er stor forskjell i havtemperatur og lufttemperatur (se instabilitet).

Beskrivelse

En kraftig byge er et slags instabilitetslavtrykk på svært liten skala. Tropiske sykloner og polare lavtrykk er eksempler på instabilitetslavtrykk på større skala. Instabilitetslavtrykk skyldes store temperaturforskjeller i vertikal retning og har ingen fronter, i motsetning til et frontlavtrykk.

Instabilitetslavtrykk er knyttet til områder med kraftig konveksjon. De forekommer normalt over hav der tilførsel av fuktighet og varme fra havoverflaten gir stor vertikal temperaturgradient (lapse rate) og gode vilkår for vekst av bygeskyer av typen Cumulus og Cumulonimbus. Diameteren er mindre enn for frontlavtrykk, oftest i intervallet 50-1000 km.

Siden instabilitetslavtrykk er knyttet til områder med sterk vertikalbevegelse i skyene, kan de produsere kraftige vinder knyttet til innstrømning under skybasen, og også fallvinder knyttet til nedbørsutløsning.

Se også

Instrument meteorological conditions

Instrument meteorological conditions (IMC) er værforhold som utelukker en pilot fra å fly etter visuelle flygeregler (VFR), i motsetning til visual meteorological conditions.

Se også

Inter Tropical Convergence Zone

Den intertropiske konvergenssonen eller Inter Tropical Convergence Zone (ITCZ) er der hvor nordøst-passat nord for Ekvator og sørøst-passat sør for Ekvator møtes.

Beskrivelse

Nær Ekvator finner vi ikke høytrykk og lavtrykk tilsvarende det vi har på høyere bredder. Det er andre fysiske forhold som skaper vind. Sola står høyt på himmelen året rundt i tropiske strøk, områdene på begge sider av Ekvator. Lufta ved bakken/havoverflaten varmes kraftig opp, blir lett og stiger til værs. Det er forholdsvis lavt lufttrykk i tropene (varm luft = lett luft = lavt lufttrykk), men det dannes ikke enkeltstående lavtrykksområder slik vi har på våre breddegrader.

Lufta som stiger til værs i tropene må erstattes av luft som kommer strømmende nord- og sørfra, fra de subtropiske høytrykkene omkring 30 o N og S. Disse luftbevegelsene, vinden, kalles passatvind, nordøst-passat nord for Ekvator, sørøst-passat sør for Ekvator. Der disse to passatene møtes (se også konvergens), har vi den intertropiske konvergenssonen. Denne sonen flytter seg med årstidene (solas posisjon), og er lengst nord når det er sommer på den nordlige halvkule.

Se også

International Airways Volcano Watch

Vulkansk aske (eng. volcanic ash) finnes i atmosfæren og er en stor sikkerhetsrisiko for luftfarten.

Innhold

Beskrivelse

Vulkansk aske er vanskelig å oppdage fra et fly og den synes ikke på værradaren. Det eneste kjente motmiddelet er å legge om rutene, det vil si å fly rundt, over eller under askeskyen. Asken er farlig av flere grunner:

  • Det farligste fenomenet er at askepartiklenes smeltepunkt er lavere enn turbinmotorenes arbeidstemperatur. Dette fører til at asken smelter til en tyktflytende, lavalignende masse, som sakte flyter bakover i motoren og kveler den. Uten motorkraft blir jetfly forvandlet til glidefly, om enn dårlige sådan.
  • Langt oppe i atmosfæren, der de store passasjerflyene ferdes, er det svært tørt. Når et fly flyr gjennom en askesky, gnisser askepartiklene mot flykroppen og genererer statisk elektrisitet. Dette kan observeres som mange små elektriske utladninger, St. Elms ild. Disse utladningene fører til forstyrrelser i radiosambandet, slik at besetningen ikke får varslet noen eller bedt om assistanse.
  • Askepartiklene er veldig harde, og har skarpe kanter, noe som gjør at alle fremovervendte overflater effektivt blir sandblåst. Spesielt utsatt er frontvinduene, som blir matte, og flygerene mister sikten fremover.
  • Rørene til friskluftinntak og lignende kan bli så kraftig sandblåst at det fører til brudd.

Historikk

Kart over Volcanic Ash Advisory Centre (VAAC) ansvarsområder. Illustrasjon: ICAO

Luftfartsindustrien ble for alvor oppmerksom på vulkansk aske som en sikkerhetsrisiko 24. juni 1982, da British Airways flight 9, en Boeing 747, på vei fra London til Auckland fløy inn i en askesky fra den indonesiske vulkanen Mount Galunggung. Alle fire motorene stoppet, og flyet var nær ved å havarere med 263 personer om bord. Kaptein Eric Moody sin annonsering over høytaleranlegget til passasjerene har gått inn i luftfartshistorien som tidenes underdrivelse:

«Ladies and gentlemen, this is your captain speaking. We have a small problem. All four engines have stopped. We are doing our damnedest to get it under control. I trust you are not in too much distress.»

Samarbeid

Etter hendelsen i 1982 (som senere ble kalt «the Jakarta Incident») ble det opprettet flere Volcanic Ash Advisory Centre (VAAC), som har som oppgave å utstede varsler om vulkansk aske i atmosfæren: Volcanic ash advisory (VAA).

Volcanic Ash Advisory Centre er en del av International Airways Volcano Watch (IAVW). Dette er et internasjonalt system satt i gang av ICAO for å identifisere områder med vulkansk aske og å varsle bevegelsene til disse gjennom å utstede Notam og SIGMET. Observasjoner kommer fra satellitter, fly som er underveis, vulkanobservatorier og andre organisasjoner.

I Norge er det Flyværtjenesten som formidler observasjoner om askeskyer og varsler om spredningen av dem.

Eksterne lenker

International Civil Aviation Organisation

International Civil Aviation Organisation (ICAO), eller Den internasjonale organisasjonen for sivil luftfart, er en FN-organisasjon som har ansvaret for å vedlikeholde og utvikle regelverket for internasjonal sivil luftfart.

Beskrivelse

Organisasjonen stiller krav til organiseringen av flyværtjenester i hvert enkelt medlemsland. For militær flyvirksomhet følges omtrent de samme retningslinjene for flyværtjenester. Værtjenester for sivil flytrafikk reguleres gjennom ICAOs regelverk.

Eksterne lenker

International General Aviation

IGA-prognose (International General Aviation) er et meteorologisk varsel for et bestemt område.

Beskrivelse

Varselet er skrevet dels i kodeform, dels i forkortet engelsk klartekst. Varselet gjelder fra bakken og opp til og med 10.000 fot (FL100).

Det er laget spesielt med tanke på VFR-flyvning og inneholder informasjon om forventet:

Bruksområde

Det blir laget IGA-prognoser for fire områder:

  • Sørlige og sørøstlige deler av Oslo AOR
  • Kyst- og fjordstrøkene i Stavanger AOR
  • Kyst- og fjordstrøkene mellom 62°N og 65°N
  • Kyst- og fjordstrøkene i Nordland og Troms, dalene rundt Bardufoss, kyst- og fjordstrøkene i Finnmark, og Finnmarksvidda.
International Standard Atmosphere

Standardatmosfæren eller ISA (ICAO Standard Atmosphere), er en hypotetisk "gjennomsnittsatmosfære" der fysiske parametre er fastsatt en gang for alle.

Bruksområde

Standardatmosfæren brukes som referanse for høydemålere i fly ved distanseflyvning. Fordi høydemålerne til to fly som møtes begge er kalibrert etter standardatmosfæren, risikerer de ikke å kollidere. På den andre siden viser høydemålerne feil høyde i forhold til virkeligheten (sann høyde) og andre prosedyrer brukes derfor under avgang og landing.

Dybdestoff

Temperaturen i havets nivå til 15°C i Norge, Brasil og alle andre steder. Tilsvarende settes:

  • lufttrykket i havets nivå til 1013.25hPa
  • temperaturendringen med høyden (lapse rate) til -0.65°/100m
  • tropopausehøyde/-temp til 11000m/-57°

Se også

Internet Pilot Planning Center

Internet Pilot Planning Center (IPPC) er Avinor sin nettportal for piloters planlegging av flyging.

Se også

Eksterne lenker

  • IPPC (se menyvalget Briefings)
Intertropiske konvergenssonen

Den intertropiske konvergenssonen eller Inter Tropical Convergence Zone (ITCZ) er der hvor nordøst-passat nord for Ekvator og sørøst-passat sør for Ekvator møtes.

Beskrivelse

Nær Ekvator finner vi ikke høytrykk og lavtrykk tilsvarende det vi har på høyere bredder. Det er andre fysiske forhold som skaper vind. Sola står høyt på himmelen året rundt i tropiske strøk, områdene på begge sider av Ekvator. Lufta ved bakken/havoverflaten varmes kraftig opp, blir lett og stiger til værs. Det er forholdsvis lavt lufttrykk i tropene (varm luft = lett luft = lavt lufttrykk), men det dannes ikke enkeltstående lavtrykksområder slik vi har på våre breddegrader.

Lufta som stiger til værs i tropene må erstattes av luft som kommer strømmende nord- og sørfra, fra de subtropiske høytrykkene omkring 30 o N og S. Disse luftbevegelsene, vinden, kalles passatvind, nordøst-passat nord for Ekvator, sørøst-passat sør for Ekvator. Der disse to passatene møtes (se også konvergens), har vi den intertropiske konvergenssonen. Denne sonen flytter seg med årstidene (solas posisjon), og er lengst nord når det er sommer på den nordlige halvkule.

Se også

Inversjon
Nederst i lia er skogen hvitrimet og lengre opp er den svart. Foto: Jonn Haga

En inversjon (av invers som betyr omvendt) er når temperaturen stiger med høyden.

Beskrivelse

Luftforurensing over Oslo i forbindelse med inversjon. Foto: Michael Gauss/met.no

Vanligvis vil temperaturen avta oppover i atmosfæren. Beveger vi oss oppover, til fjells eller opp i lufta med et fly, blir det som regel kaldere jo høyere vi kommer.

5. januar 2002 kl 8 registrerte man i Oslo -13,1°C på Blindern (snaut 100 moh), mens lufta ved Tryvann (500 m.o.h.) hadde en temperatur på +2,3°C. Dvs en forskjell på 15,4 grader. Dette var en temperaturendring som er motsatt av det vanlige.

Den viktigste årsaken til dette er at atmosfæren varmes opp nedenfra. Mesteparten av solstrålene (kort bølgelengde) går tvers gjennom atmosfæren uten å varme den opp nevneverdig. Til slutt treffer strålene Jordas overflate og denne tilføres varme og temperaturen på bakken eller havoverflaten stiger. Lufta som er i kontakt med underlaget varmes opp og konveksjon blander lufta oppover i atmosfæren. Resultatet er en likevektstilstand i atmosfærens nederste lag, troposfæren, med høyest temperatur nærmest bakken og fallende temperatur og lufttrykk oppover. Dette fører til at atmosfæren holder seg stabil, med den tyngste lufta nederst og lettere luft lenger oppe. Hadde lufttrykket vært konstant med høyden, ville temperaturen alltid ha økt med høyden og ikke avtatt.

Dybdestoff

Men ved samme lufttrykk er kald luft tyngre enn varm luft. Hvis temperaturen i lufta nær bakken av en eller annen grunn faller, vil den kaldeste (tyngste) lufta synke ned i de laveste områdene i terrenget på grunn av tyngdekraften. På en klar vinternatt med snø på bakken vil underlaget/snøen sende langbølget stråling ut i verdensrommet. Bakken mister varme og temperaturen i snøen faller. Lufta nær bakken avkjøles på grunn av kontakten med underlaget. Den avkjølte "tunge" lufta synker ned i de laveste områdene i terrenget; forsenkninger, daler, fjorder osv. I slike værsituasjoner vil vi da få en temperaturendring som er motsatt av det vanlige.

Når den tunge kalde lufta har lagt seg ned i de laveste områdene i terrenget, er den vanskelig å flytte på. Kommer varmere luft strømmende inn over et område som har hatt kaldt vintervær en stund, vil høyereliggende strøk kunne merke temperaturstigningen, uten at lufta kommer seg ned til de lavereliggende områdene. Her holder det seg kaldt. Det må kraftig vind til for å blande lufta slik at varmlufta også kommer seg ned til de mest skjermete lavereliggende områdene.

Se også

Inversjoner
Nederst i lia er skogen hvitrimet og lengre opp er den svart. Foto: Jonn Haga

En inversjon (av invers som betyr omvendt) er når temperaturen stiger med høyden.

Beskrivelse

Luftforurensing over Oslo i forbindelse med inversjon. Foto: Michael Gauss/met.no

Vanligvis vil temperaturen avta oppover i atmosfæren. Beveger vi oss oppover, til fjells eller opp i lufta med et fly, blir det som regel kaldere jo høyere vi kommer.

5. januar 2002 kl 8 registrerte man i Oslo -13,1°C på Blindern (snaut 100 moh), mens lufta ved Tryvann (500 m.o.h.) hadde en temperatur på +2,3°C. Dvs en forskjell på 15,4 grader. Dette var en temperaturendring som er motsatt av det vanlige.

Den viktigste årsaken til dette er at atmosfæren varmes opp nedenfra. Mesteparten av solstrålene (kort bølgelengde) går tvers gjennom atmosfæren uten å varme den opp nevneverdig. Til slutt treffer strålene Jordas overflate og denne tilføres varme og temperaturen på bakken eller havoverflaten stiger. Lufta som er i kontakt med underlaget varmes opp og konveksjon blander lufta oppover i atmosfæren. Resultatet er en likevektstilstand i atmosfærens nederste lag, troposfæren, med høyest temperatur nærmest bakken og fallende temperatur og lufttrykk oppover. Dette fører til at atmosfæren holder seg stabil, med den tyngste lufta nederst og lettere luft lenger oppe. Hadde lufttrykket vært konstant med høyden, ville temperaturen alltid ha økt med høyden og ikke avtatt.

Dybdestoff

Men ved samme lufttrykk er kald luft tyngre enn varm luft. Hvis temperaturen i lufta nær bakken av en eller annen grunn faller, vil den kaldeste (tyngste) lufta synke ned i de laveste områdene i terrenget på grunn av tyngdekraften. På en klar vinternatt med snø på bakken vil underlaget/snøen sende langbølget stråling ut i verdensrommet. Bakken mister varme og temperaturen i snøen faller. Lufta nær bakken avkjøles på grunn av kontakten med underlaget. Den avkjølte "tunge" lufta synker ned i de laveste områdene i terrenget; forsenkninger, daler, fjorder osv. I slike værsituasjoner vil vi da få en temperaturendring som er motsatt av det vanlige.

Når den tunge kalde lufta har lagt seg ned i de laveste områdene i terrenget, er den vanskelig å flytte på. Kommer varmere luft strømmende inn over et område som har hatt kaldt vintervær en stund, vil høyereliggende strøk kunne merke temperaturstigningen, uten at lufta kommer seg ned til de lavereliggende områdene. Her holder det seg kaldt. Det må kraftig vind til for å blande lufta slik at varmlufta også kommer seg ned til de mest skjermete lavereliggende områdene.

Se også

Ionosfæren

Ionosfæren er sjiktet i Jordas atmosfære mellom ca 60 og 300 km høyde.

Dybdestoff

Ionosfæren karakteriseres av luftlag (D,E, F1 og F2-lag) som ultrafiolett stråling og radioaktiv stråling har omdannet til ioner og frie elektroner. Disse lagene reflekterer radiobølger. D,E, F1 og F2-lagene ligger i hhv. 70, 110, 160 og 300 km høyde (omtrentlig).

Se også

Iridescent clouds
Fargespill i inversjonsskyer: Bølgebevegelsene i en temperaturinversjon et stykke opp i atmosfæren lager skyer i bølgetoppene. Foto: Geir Øye

Iriserende skyer (eng. iridescent clouds) er fargerike skyer, typisk perlemorskyer.

Beskrivelse

Lignende fargespill kan også dukke opp i for eksempel cirrus eller andre skytyper.

Se også

Eksterne lenker

Iridicent clouds
Fargespill i inversjonsskyer: Bølgebevegelsene i en temperaturinversjon et stykke opp i atmosfæren lager skyer i bølgetoppene. Foto: Geir Øye

Iriserende skyer (eng. iridescent clouds) er fargerike skyer, typisk perlemorskyer.

Beskrivelse

Lignende fargespill kan også dukke opp i for eksempel cirrus eller andre skytyper.

Se også

Eksterne lenker

Iriserende skyer
Fargespill i inversjonsskyer: Bølgebevegelsene i en temperaturinversjon et stykke opp i atmosfæren lager skyer i bølgetoppene. Foto: Geir Øye

Iriserende skyer (eng. iridescent clouds) er fargerike skyer, typisk perlemorskyer.

Beskrivelse

Lignende fargespill kan også dukke opp i for eksempel cirrus eller andre skytyper.

Se også

Eksterne lenker

Is
Drivis på Palmafossen i Voss, desember 2007. Foto: Frida Meyer.

Is er vann (H2O) i fast form.

Dybdestoff

Nyis på Lorttjern i Nordmarka, Oslo. Foto: Øyvind Nordli/met.no

At vann som fryser vil fremtre som blankt handler ikke om isen i seg selv, men om hvordan lys reflekteres. Hvilke deler av sollyset som slippes gjennom, reflekteres eller absorberes vil kunne variere en god del som en følge av hvordan forholdene var når vannet frøs til; fra mørk stålis til mer porøs is om har vært gjennom frysing og tining. Stålis vil slippe igjennom det meste av sollyset og fremtre omtrent som en vindusrute, mens mer porøs is med luftblærer vil reflektere en god del og fremtre mer gråaktig, mot hvitt.

Se også

Is-slag

Is-slag er når flytende nedbør over frysepunktet treffer et underlag med minusgrader.

Bruksområde

Både underkjølt regn og is-slag representerer en fare for luftfarten, idet de skaper til dels sterk ising.

Se også

Isallobar

Isallobar er en linje gjennom punkter som har hatt samme endring i lufttrykk i siste observasjonsperiode. Meteorologene tegner isallobarer for å få bedre oversikt over bevegelsen til trykksentra og fronter.

Isentroper
Vertikalt tverrsnitt gjennom og over Varangerhalvøya som viser blåe linjer med konstant potensiell temperatur (isentroper). Illustrasjon: met.no

Isentroper er linjer gjennom punkter med samme potensiell temperatur.

Beskrivelse

Isentrop betyr egentlig lik "entropi". Siden konstant entropi tilsvarer konstant potensiell temperatur, vil linjer med samme potensiell temperatur også være linjer med lik entropi.

Se også

Isfjell

Isfjell er et massivt stykke is av alle slags former, som flyter med toppen mer enn 5 m opp over sjøen.

Beskrivelse

Isfjellet har brukket av fra en bre som ligger på grunn eller flyter, eller fra en isshelf. Normalt ligger ca. 90% av isfjellet under havoverflaten.

Bruksområde

Isfjell kan drive langt og være til stor fare for skipstrafikken.

Se også

Ishagl

Ishagl er iskuler eller uformelige isklumper med diameter over 0,5 cm (øvre grense ca. 12 cm).

Beskrivelse

Ishalg dannes ved at et lite iskorn beveger seg opp og ned i en bygesky og vokser ved at lag på lag av underkjølt vann fryser på overflaten.

Ishagl med vekt opptil en kg er registrert!

Se også

Ising
Ising på lysstolpe på moloen i Djupvik havn, i ytre del av Lyngenfjorden. Foto: Karl-Idar Berg.

Ising er når vanndråper eller våt snø fryser fast som is på for eksempel på bakken, fly eller skip.

Innhold

Beskrivelse

Ising i atmosfæren er et resultat av ulike fysiske forhold. Årsakene variere fra sted til sted, men er sterkt forbundet med topografiske forhold. Ising kan også være et problem for fartøyer, og forårsakes i hovedsak av sjøsprøyt.

Typer

På fly

For luftfarten er ising et velkjent problem, og kan føre til alvorlige hendelser hvis ikke mottiltak blir truffet. Isingen fører til økt luftmotstand, dårligere motoreffekt (propellerising), økt vekt og at vingenes løfteevne forringes.

Ising på fly kan forhindres ved hjelp av fjerning av is som har festet seg før avgang (de-icing) eller ved å forhindre at is bygger seg opp under flyging (anti-icing systemer). Anti-icing kan være elektrisk oppvarming av overflater, ved å lede varm luft fra motorene til vingeforkantene eller å bruke oppblåsbare gummilister som ved å pumpes opp, brekker opp islaget som har festet seg.

Ising forekommer også i stempelmotorer med forgasser (forgasserising), noe som fører til dårligere motorytelse, eventuelt motorstopp. Kan forebygges ved å slå på forgasservarmen. Ising i pitot-røret fører til feilaktig avlesing av flyets fart gjennom luften, derfor finnes det pitot-rørsvarme.

Andre måter å unngå ising, er å unngå luftrom med varslet eller observert ising (fly rundt), eller å utsette avgangen til forholdene har forbedret seg.

Mange havarier har sin årsak i ising, den mest kjente i Skandinavia er kanskje SAS’ flight 751 som 27. desember 1991 styrtet i Gottröra i Norrtälje i Sverige. Årsaken ble fastslått å være forårsaket av klaris som løsnet fra oversiden av vingene og ble sugd inn i motorene og gjorde at de stoppet.

På skip

Ising i Djupvik havn vinteren 2010. Foto: Karl-Idar Berg.

For skipsfarten har ising ført til mange havari og tapte liv. Store mengder is fører til at skipets balansepunkt endres slik at stabiliteten reduseres. Problemet er spesielt farlig for små skip slik som fiskebåter.

Ising fra sjøsprøyt er et stort problem for skip, bøyer og plattformer som opererer på høye breddegrader. I hovedsak oppstår dette når kaldt sjøvann sprøytes over utsatte steder mens lufttemperaturen er under frysepunktet.

Ising på skip kan forekomme dersom man har mye vind, vanligvis over 9 m/s, lufttemperatur under -1.7 grader og lav hav temperatur, normalt under 7 grader. I tillegg vil skipets karakteristikk slik som hastighet, retning, lengde og fribord ha betydning for isningen.

På ledninger

Varierer temperaturen mellom 0 °C og 3 °C kan det ofte komme mye våt snø som klistrer seg til hindringer. Faller temperaturen kan dette fryse og danne is. Dette er den vanligste formen for ising på norske kraftlinjer i lavereliggende, skjermede områder. På deler av Sørlandet kan isbelastningen f eks bli opp mot 10 kilo pr. løpemeter med ledning.

Særlig er dette kjent fra Canada. Der førte en "isingstorm" til en serie havarier for lednings- og kraftlinjemaster i januar 1998.

Se også

Eksterne lenker

Iskant

Iskant er skillet mellom isfritt hav og områder dekket av mer eller mindre havis i en hvilket som helst form, men ved et bestemt tidspunkt.

Beskrivelse

Iskanten kan være tett eller åpen.

Se også

Iskart
Kartet viser isforholdene i Oslofjorden, rundt Danmark og i Bottenviken 29. januar 2010. Det er uvanlig at det forekommer såpass mye drivis i disse i våre farvann og langs kysten av Danmark. Gamle iskart viser at vinteren 1986-87 har vært den verste isvinteren så langt. Illustrasjon: met.no

Iskart er kart som viser hvor og hvor mye havis det er i vannet.

Kartforklaringer

  • Fast Ice (grått): Fastis.
  • Very Closed Drift Ice (rødt): 9/10-10/10 av vannet er dekket med drivis.
  • Close Drift Ice (oransje): 7/10-9/10 av vannet er dekket med drivis.
  • Open Drift Ice (gult): 4/10-7/10 av vannet er dekket med drivis.
  • Very Open Drift Ice (grønt): 1/10-4/10 av vannet er dekket med drivis.
  • Open Water (blått): 0/10-1/10 av vannet er dekket med drivis.

Se også

Eksterne lenker

Iskonsentrasjon

Iskonsentrasjon er forholdet mellom den delen av et havområde som er dekket av is og størrelsen på området.

Beskrivelse

Forholdet angis i tiendedeler og åttendedeler. Størrelsen på området må ikke være større enn at man fra observasjonsstedet kan se i hvilken grad havflaten er dekket av is, det vil si ved god sikt innen en radius på ca. 1 nautisk mil.

Se også

Iskorn

Iskorn (eng. ice pellets) er regndråper som fryser til is før de når bakken.

Beskrivelse

Harde og blanke kuler på opptil 0,5 cm, kan hende med vannkjerne. Iskorn tyder på bakkeinversjon, med underkjølte dråper over.

Se også

Iskrystalleffekten

Iskrystalleffekten består i at vanndampen i atmosfæren lettere kondenseres på et iskrystall enn på en skydråpe, noe som fører til at iskrystallene i en sky vokser raskere enn vanndråpene

Beskrivelse

Iskrystalleffekten inntreffer i større eller mindre grad i alle skyer med blanding av is og vann og kan føre til nedbør i alle varianter, men det beste eksempelet er bygeskyer:

Når cumulus-skyer vokser vertikalt avkjøles lufta. Etter hvert blir det en effektiv blanding av iskrystaller og underkjølte vanndråper. Vanndampmolekylene i lufta slår seg ned på overflaten til iskrystallene slik at krystallene vokser. Fra overflaten til de underkjølte skydråpene skjer det en fordamping. Vi kan si at denne prosessen fører til at iskrystallene vokser på skydråpenes bekostning.

Kraftige byger (cumulonimbus), kjennetegnes ved en slørete amboltform i øvre del som skyldes iskrystaller. Vertikale luftstrømmer hiver iskrystallene opp og ned, de kolliderer med underkjølte vannråper inntil de blir så tunge at de faller ned som hagl eller snø. Hagl blir det hvis de underkjølte vanndråpene er relativt store, vakre snøkrystaller hvis vanndampen sublimerer på iskrystallene. Haglkornene eller snøflakene smelter eventuelt til regndråper før de når bakken.

Nesten all nedbør i Norge skyldes iskrystalleffekten.

Dybdestoff

En sky som inneholder iskrystaller trenger mindre fuktighet for å avgi nedbør enn en sky med vanndråper. Årsaken er at vanndamp kondenserer lettere på en isflate (krystall) enn på en vannflate (dråpe), det vil si at metningskurven for is ligger litt under metningskurven for vann.

Se også

Iskrystalleffekten

Iskrystalleffekten består i at vanndampen i atmosfæren lettere kondenseres på et iskrystall enn på en skydråpe, noe som fører til at iskrystallene i en sky vokser raskere enn vanndråpene

Beskrivelse

Iskrystalleffekten inntreffer i større eller mindre grad i alle skyer med blanding av is og vann og kan føre til nedbør i alle varianter, men det beste eksempelet er bygeskyer:

Når cumulus-skyer vokser vertikalt avkjøles lufta. Etter hvert blir det en effektiv blanding av iskrystaller og underkjølte vanndråper. Vanndampmolekylene i lufta slår seg ned på overflaten til iskrystallene slik at krystallene vokser. Fra overflaten til de underkjølte skydråpene skjer det en fordamping. Vi kan si at denne prosessen fører til at iskrystallene vokser på skydråpenes bekostning.

Kraftige byger (cumulonimbus), kjennetegnes ved en slørete amboltform i øvre del som skyldes iskrystaller. Vertikale luftstrømmer hiver iskrystallene opp og ned, de kolliderer med underkjølte vannråper inntil de blir så tunge at de faller ned som hagl eller snø. Hagl blir det hvis de underkjølte vanndråpene er relativt store, vakre snøkrystaller hvis vanndampen sublimerer på iskrystallene. Haglkornene eller snøflakene smelter eventuelt til regndråper før de når bakken.

Nesten all nedbør i Norge skyldes iskrystalleffekten.

Dybdestoff

En sky som inneholder iskrystaller trenger mindre fuktighet for å avgi nedbør enn en sky med vanndråper. Årsaken er at vanndamp kondenserer lettere på en isflate (krystall) enn på en vannflate (dråpe), det vil si at metningskurven for is ligger litt under metningskurven for vann.

Se også

Iskrystallene
Vakre iskrystaller. Foto: Ingrid Simonson.

Iskrystaller oppstår når vanndampen i lufta går direkte over til is og de faste vannmolekylene danner fine mønstre.

Beskrivelse

Iskrystaller på sibirsk kornell. Foto: Britt Torun Lundby.

Mønstrene minner om snøkrystaller, men dannes "lokalt" på kvisten ved at vanndamp kondenseres til is. Det er altså ikke ikke nedbør eller "snøfall" som har lagt seg på kvistene.

Vanndampmolekylene slår seg lettest ned på spisse gjenstander, gresstrå, kvister etc. På jevne flater er det litt vanskeligere å få rimet til å dannes. Når først en liten iskrystall har dannet seg på en kvist, vil denne krystallen tiltrekke seg flere vanndampmolekyler og krystallen vokser, ofte i fine mønstre.

Vi kan se det når det dannes isroser på innsiden av vindusruter. Når det snør vil en snøpartikkel ofte være sammensatt av små sekskantete krystaller. Temperatur- og fuktighetsforholdene i atmosfæren har betydning for hvordan snøkrystallene dannes og hvordan de blir seende ut.

Er temperaturen i lufta nær bakken under 0 °C og den relative fuktigheten i lufta 100 %, vil noe av fuktigheten slå seg ned på bakken og det dannes rim.

Iskrystaller på sibirsk kornell. Foto: Britt Torun Lundby.

Se også

Iskrystaller
Vakre iskrystaller. Foto: Ingrid Simonson.

Iskrystaller oppstår når vanndampen i lufta går direkte over til is og de faste vannmolekylene danner fine mønstre.

Beskrivelse

Iskrystaller på sibirsk kornell. Foto: Britt Torun Lundby.

Mønstrene minner om snøkrystaller, men dannes "lokalt" på kvisten ved at vanndamp kondenseres til is. Det er altså ikke ikke nedbør eller "snøfall" som har lagt seg på kvistene.

Vanndampmolekylene slår seg lettest ned på spisse gjenstander, gresstrå, kvister etc. På jevne flater er det litt vanskeligere å få rimet til å dannes. Når først en liten iskrystall har dannet seg på en kvist, vil denne krystallen tiltrekke seg flere vanndampmolekyler og krystallen vokser, ofte i fine mønstre.

Vi kan se det når det dannes isroser på innsiden av vindusruter. Når det snør vil en snøpartikkel ofte være sammensatt av små sekskantete krystaller. Temperatur- og fuktighetsforholdene i atmosfæren har betydning for hvordan snøkrystallene dannes og hvordan de blir seende ut.

Er temperaturen i lufta nær bakken under 0 °C og den relative fuktigheten i lufta 100 %, vil noe av fuktigheten slå seg ned på bakken og det dannes rim.

Iskrystaller på sibirsk kornell. Foto: Britt Torun Lundby.

Se også

Ismodell
Isflak. Foto: Marcos Poircires/met.no

Ismodeller er datprogrammer som beregner isutbredelse, iskonsentrasjon, istykkelse og isdrift i Arktis og hvor det ellers måtte forekomme havis.

Innhold

Beskriveslse

Modellen for dette formål har betegnelsen MI-IM (Meteorologisk Institutts IsModell). MI-IM er koblet i tandem med MI-POM og har i ett hvert tilfelle samme avstand mellom beregningspunkter som sistnevnte. Modellen er utviklet av forskere ved Meteorologisk institutt. Den er imidlertid svært lik sjøis-modeller i bruk ved andre institutter.

I værvarslingen

Eksempler på isvarslingsprodukter fra ismodellen for Svalbard-området. (Denne modellen har en horisontal grid-oppløsning på 4 km.)

Iskonsentrasjon-varsel for områdene rundt Svalbard. Illustrasjon: met.no
Isdrift-varsel for områdene rundt Svalbard. Illustrasjon: met.no
Istykkelse-varsel for områdene rundt Svalbard. Illustrasjon: met.no

Se også

Eksterne lenker

Ismodeller
Isflak. Foto: Marcos Poircires/met.no

Ismodeller er datprogrammer som beregner isutbredelse, iskonsentrasjon, istykkelse og isdrift i Arktis og hvor det ellers måtte forekomme havis.

Innhold

Beskriveslse

Modellen for dette formål har betegnelsen MI-IM (Meteorologisk Institutts IsModell). MI-IM er koblet i tandem med MI-POM og har i ett hvert tilfelle samme avstand mellom beregningspunkter som sistnevnte. Modellen er utviklet av forskere ved Meteorologisk institutt. Den er imidlertid svært lik sjøis-modeller i bruk ved andre institutter.

I værvarslingen

Eksempler på isvarslingsprodukter fra ismodellen for Svalbard-området. (Denne modellen har en horisontal grid-oppløsning på 4 km.)

Iskonsentrasjon-varsel for områdene rundt Svalbard. Illustrasjon: met.no
Isdrift-varsel for områdene rundt Svalbard. Illustrasjon: met.no
Istykkelse-varsel for områdene rundt Svalbard. Illustrasjon: met.no

Se også

Eksterne lenker

Isnåler

Isnåler eller snøstjerner er bittesmå nåler eller stjerner som kan falle ut av lufta fra "klar himmel" når temperaturen er lav, men også fra iståke eller tåke.

Se også

Isobar

En isobar er en linje gjennom områder med samme lufttrykk.

Beskrivelse

"Iso" betyr lik og "bar" er en eldre enhet for trykk (jfr. millibar).

Isobarene er et must på enhver væranalyse. Ved hjelp av isobarer blir lavtrykk og høytrykk lokalisert og vinden blåser i grove trekk parallelt med isobarene.

Se også

Isobarer

En isobar er en linje gjennom områder med samme lufttrykk.

Beskrivelse

"Iso" betyr lik og "bar" er en eldre enhet for trykk (jfr. millibar).

Isobarene er et must på enhver væranalyse. Ved hjelp av isobarer blir lavtrykk og høytrykk lokalisert og vinden blåser i grove trekk parallelt med isobarene.

Se også

Isohyet

Isohyet er en linje på et kart, trukket gjennom punkter med samme nedbørmengde.

Isohypse

Isohypse er en linje gjennom punkter med samme geopotensielle høyde.

I værvarslingen

Mest vanlig i værvarsling er isohypsekart for trykkflaten 500hPa, som gir et godt bilde av luftstrømmen i øvre troposfære.

Se også

Isotach

Isotakk eller isotach er en linje gjennom punkter med samme vindhastighet.

Isotakk

Isotakk eller isotach er en linje gjennom punkter med samme vindhastighet.

Isoterm
Isotermer (de oransje linjene) i 500hPa over Grønland. Tallene tilsvarer temperaturen. Illustrasjon: met.no

En isoterm er en linje gjennom punkter med samme temperatur.

Se også

Isotermer
Isotermer (de oransje linjene) i 500hPa over Grønland. Tallene tilsvarer temperaturen. Illustrasjon: met.no

En isoterm er en linje gjennom punkter med samme temperatur.

Se også

Iståke

Iståke er små svevende iskrystaller som svever i lufta og sikten reduseres til under 1 km. Temperaturen er vanligvis veldig lav, under - 30 gr. C.

Se også

Isvarsling
Isflak. Foto: Marcos Poircires/met.no

Ismodeller er datprogrammer som beregner isutbredelse, iskonsentrasjon, istykkelse og isdrift i Arktis og hvor det ellers måtte forekomme havis.

Innhold

Beskriveslse

Modellen for dette formål har betegnelsen MI-IM (Meteorologisk Institutts IsModell). MI-IM er koblet i tandem med MI-POM og har i ett hvert tilfelle samme avstand mellom beregningspunkter som sistnevnte. Modellen er utviklet av forskere ved Meteorologisk institutt. Den er imidlertid svært lik sjøis-modeller i bruk ved andre institutter.

I værvarslingen

Eksempler på isvarslingsprodukter fra ismodellen for Svalbard-området. (Denne modellen har en horisontal grid-oppløsning på 4 km.)

Iskonsentrasjon-varsel for områdene rundt Svalbard. Illustrasjon: met.no
Isdrift-varsel for områdene rundt Svalbard. Illustrasjon: met.no
Istykkelse-varsel for områdene rundt Svalbard. Illustrasjon: met.no

Se også

Eksterne lenker

J
Jet
Jetstrøm over Norge (fra syd mot nord) som gjorde flyturen Oslo-Tromsø svært hurtig med medvind på 200-300 km/time. Illustrasjon: met.no

Jetstrømmer eller jet er en sterk luftstrøm, med hastighet større enn 30 m/s eller 108 km/time, i den øvre delen av troposfæren.

Innhold

Beskrivelse

Områdene med den sterkeste vinden slynger seg som en slange rundt jorden og er knyttet til utviklingen av lavtrykk ved bakken. De kraftigste jetstrømmene kan ha områder med vindhastighet opp mot 500 km/time. Det er som regel sterk turbulens i ytterkantene av jetstrømmene.

Disse sterke vindene dannes der det er store horisontale temperaturforskjeller i atmosfæren, dvs. der frontene befinner seg. Norge ligger i vestavindsbeltet der det ofte er stor temperaturforskjell mellom tropeluft fra sør og polarluft fra nord. Her dannes "polarfronten".

Langs denne oppstår de kraftige lavtrykkene som passerer Nord-Europa fra vest mot øst. I høyere luftlag nær polarfronten vil det derfor ofte være jetstrømmer med sterk vind.

Sett fra satellitt

Et sammensatt satellittbilde av en jetstrøm over deler av Nord-Atlanteren. Foto: NOAA/met.no

I et satellittbilde kan man finne jetstrømmen ved et bånd av høye tynne skyer som vist i bildet nederst til høyre. Bildet viser et sammensatt bilde over deler av Nord-Atlanteren 12. april 2002:

  • Den sterkeste vinden ligger sør for disse skyene og er vist ved de grå pilene.
  • Den røde pila viser at det rett under jetstrømmen kan være skyfritt.
  • Den gule pila viser et område der jetstrømmen bukter seg. Slike buktninger er tegn på at et lavtrykk kan være i ferd med å dannes. Det dannes da tykke skyer som strekker seg ned mot bakken. Vindretningen i forbindelse med jetstrømmen gir en indikasjon på hvilken vei et lavtrykk beveger seg.

Bruksområde

Langdistansefly benytter seg av disse luftstrømmene for å skaffe seg medvind og dermed redusere energiforbruk og flytid, men de unngår jetstrømmene hvis det blir motvind.

Se også

Jet Stream
Jetstrøm over Norge (fra syd mot nord) som gjorde flyturen Oslo-Tromsø svært hurtig med medvind på 200-300 km/time. Illustrasjon: met.no

Jetstrømmer eller jet er en sterk luftstrøm, med hastighet større enn 30 m/s eller 108 km/time, i den øvre delen av troposfæren.

Innhold

Beskrivelse

Områdene med den sterkeste vinden slynger seg som en slange rundt jorden og er knyttet til utviklingen av lavtrykk ved bakken. De kraftigste jetstrømmene kan ha områder med vindhastighet opp mot 500 km/time. Det er som regel sterk turbulens i ytterkantene av jetstrømmene.

Disse sterke vindene dannes der det er store horisontale temperaturforskjeller i atmosfæren, dvs. der frontene befinner seg. Norge ligger i vestavindsbeltet der det ofte er stor temperaturforskjell mellom tropeluft fra sør og polarluft fra nord. Her dannes "polarfronten".

Langs denne oppstår de kraftige lavtrykkene som passerer Nord-Europa fra vest mot øst. I høyere luftlag nær polarfronten vil det derfor ofte være jetstrømmer med sterk vind.

Sett fra satellitt

Et sammensatt satellittbilde av en jetstrøm over deler av Nord-Atlanteren. Foto: NOAA/met.no

I et satellittbilde kan man finne jetstrømmen ved et bånd av høye tynne skyer som vist i bildet nederst til høyre. Bildet viser et sammensatt bilde over deler av Nord-Atlanteren 12. april 2002:

  • Den sterkeste vinden ligger sør for disse skyene og er vist ved de grå pilene.
  • Den røde pila viser at det rett under jetstrømmen kan være skyfritt.
  • Den gule pila viser et område der jetstrømmen bukter seg. Slike buktninger er tegn på at et lavtrykk kan være i ferd med å dannes. Det dannes da tykke skyer som strekker seg ned mot bakken. Vindretningen i forbindelse med jetstrømmen gir en indikasjon på hvilken vei et lavtrykk beveger seg.

Bruksområde

Langdistansefly benytter seg av disse luftstrømmene for å skaffe seg medvind og dermed redusere energiforbruk og flytid, men de unngår jetstrømmene hvis det blir motvind.

Se også

Jetstrøm
Jetstrøm over Norge (fra syd mot nord) som gjorde flyturen Oslo-Tromsø svært hurtig med medvind på 200-300 km/time. Illustrasjon: met.no

Jetstrømmer eller jet er en sterk luftstrøm, med hastighet større enn 30 m/s eller 108 km/time, i den øvre delen av troposfæren.

Innhold

Beskrivelse

Områdene med den sterkeste vinden slynger seg som en slange rundt jorden og er knyttet til utviklingen av lavtrykk ved bakken. De kraftigste jetstrømmene kan ha områder med vindhastighet opp mot 500 km/time. Det er som regel sterk turbulens i ytterkantene av jetstrømmene.

Disse sterke vindene dannes der det er store horisontale temperaturforskjeller i atmosfæren, dvs. der frontene befinner seg. Norge ligger i vestavindsbeltet der det ofte er stor temperaturforskjell mellom tropeluft fra sør og polarluft fra nord. Her dannes "polarfronten".

Langs denne oppstår de kraftige lavtrykkene som passerer Nord-Europa fra vest mot øst. I høyere luftlag nær polarfronten vil det derfor ofte være jetstrømmer med sterk vind.

Sett fra satellitt

Et sammensatt satellittbilde av en jetstrøm over deler av Nord-Atlanteren. Foto: NOAA/met.no

I et satellittbilde kan man finne jetstrømmen ved et bånd av høye tynne skyer som vist i bildet nederst til høyre. Bildet viser et sammensatt bilde over deler av Nord-Atlanteren 12. april 2002:

  • Den sterkeste vinden ligger sør for disse skyene og er vist ved de grå pilene.
  • Den røde pila viser at det rett under jetstrømmen kan være skyfritt.
  • Den gule pila viser et område der jetstrømmen bukter seg. Slike buktninger er tegn på at et lavtrykk kan være i ferd med å dannes. Det dannes da tykke skyer som strekker seg ned mot bakken. Vindretningen i forbindelse med jetstrømmen gir en indikasjon på hvilken vei et lavtrykk beveger seg.

Bruksområde

Langdistansefly benytter seg av disse luftstrømmene for å skaffe seg medvind og dermed redusere energiforbruk og flytid, men de unngår jetstrømmene hvis det blir motvind.

Se også

Jetstrømmer
Jetstrøm over Norge (fra syd mot nord) som gjorde flyturen Oslo-Tromsø svært hurtig med medvind på 200-300 km/time. Illustrasjon: met.no

Jetstrømmer eller jet er en sterk luftstrøm, med hastighet større enn 30 m/s eller 108 km/time, i den øvre delen av troposfæren.

Innhold

Beskrivelse

Områdene med den sterkeste vinden slynger seg som en slange rundt jorden og er knyttet til utviklingen av lavtrykk ved bakken. De kraftigste jetstrømmene kan ha områder med vindhastighet opp mot 500 km/time. Det er som regel sterk turbulens i ytterkantene av jetstrømmene.

Disse sterke vindene dannes der det er store horisontale temperaturforskjeller i atmosfæren, dvs. der frontene befinner seg. Norge ligger i vestavindsbeltet der det ofte er stor temperaturforskjell mellom tropeluft fra sør og polarluft fra nord. Her dannes "polarfronten".

Langs denne oppstår de kraftige lavtrykkene som passerer Nord-Europa fra vest mot øst. I høyere luftlag nær polarfronten vil det derfor ofte være jetstrømmer med sterk vind.

Sett fra satellitt

Et sammensatt satellittbilde av en jetstrøm over deler av Nord-Atlanteren. Foto: NOAA/met.no

I et satellittbilde kan man finne jetstrømmen ved et bånd av høye tynne skyer som vist i bildet nederst til høyre. Bildet viser et sammensatt bilde over deler av Nord-Atlanteren 12. april 2002:

  • Den sterkeste vinden ligger sør for disse skyene og er vist ved de grå pilene.
  • Den røde pila viser at det rett under jetstrømmen kan være skyfritt.
  • Den gule pila viser et område der jetstrømmen bukter seg. Slike buktninger er tegn på at et lavtrykk kan være i ferd med å dannes. Det dannes da tykke skyer som strekker seg ned mot bakken. Vindretningen i forbindelse med jetstrømmen gir en indikasjon på hvilken vei et lavtrykk beveger seg.

Bruksområde

Langdistansefly benytter seg av disse luftstrømmene for å skaffe seg medvind og dermed redusere energiforbruk og flytid, men de unng