Vind

Vinder kvasi-horisontale luftbevegelser iatmosfæren,som kommer av ujevn oppvarming av Jordens overflate. Vind i form avvindkrafter blitt brukt tiltransportogenergikrevendevirksomhet i århundrer. Kraftig vind i form avstormerellerorkanerkan derimot føre til død og ødeleggelser. Vind oppstår på alle skalaer. En varm sommerdag kan det oppstå lokal kortvarig vind i et lite område som blir varmet opp av solen, mens ujevn soloppvarming av jordoverflaten skaperglobale vindmønstre.De to største kreftene som skaper den atmosfæriske sirkulasjonen er ujevn oppvarming mellomekvatorog polene, i tillegg til jordrotasjonen (corioliseffekten).

Forskjellig temperatur i to luftmasser fører til forskjellig lufttrykk i de to luftmassene. Vind oppstår når luft strømmer fra området medhøyt trykktil området medlavt trykkfor å jevne ut denne trykkforskjellen. Corioliseffekten fører derimot til at luften ikke strømmer i rette linjer mellom de totrykksystemene,men følger sirkulære baner inn mot lavtrykkssenteret.

Vind kan klassifiseres ut fravindstyrke,årstid eller geografisk område de oppstår i. Det fins global vind som eksisterer mellom de atmosfæriske sirkulasjonscellene. Eksempel på slik vind erjetstrømmenogpassatvinden.Det fins vind påsynoptisk skalasom kommer av trykkforskjeller mellom to luftmasser på midlere bredder, og det fins vind som oppstår av topografiske forhold. Mesoskala vind er vind som oppstår på lokal skala, for eksempel i forbindelse med kraftigeregnbyger.På den minste skalaen har vi mikroskala vind som kan blåse fra ti til hundrevis av meter og være svært uforutsigbare, som for eksempel støvvirvler.

Vind kan også endre landskap ved forskjelligeeoliske prosesser.

Vind på forskjellig skala

Storskala vind — atmosfærisk sirkulasjon

Storskala vind er vind som oppstår som følge avglobale sirkulasjonsmønstre.Disse er blant andrepassatvinden,vestavindsbeltet,den polare østavindenogjetstrømmen.

Fordi Jorden blir ujevnt oppvarmet og fordi varm luft stiger mens kald luft synker, oppstår det sirkulasjoner som på en planet som ikke roterer ville ha ført til en luftstrøm fra ekvator til polene i den øvretroposfæren,og en luftstrøm fra polene til ekvator ved overflaten. Men på grunn av jordens rotasjon blir denne enkle situasjonen mye mer kompleks i den virkelige atmosfæren. I nesten alle tilfeller er den horisontale vindkomponenten mye større enn den vertikale. Unntaket er i kraftigkonveksjon.

Passatvindener kanskje den mest kjente og vedvarende vind på Jorden. Bare denkatabatiske vindenfra isen i Antarktis og Grønland er mer vedvarende. Det var passaten de tidlige sjøfarerne som reiste fra Europa til Nord- og Sør-Amerika stolte på for å komme seg fram.

Passatvinden oppstår underHadleycellen,og er en del av returstrømmen i denne sirkulasjonscellen. Hadleycellen fører luft fra ekvator oppover i troposfæren og transporterer den mot polene. Ved rundt 30°N/S blir luften avkjølt og synker ned mot bakken, før den strømmer tilbake mot ekvator. Corioliseffekten gjør derimot at vinden avbøyes mot vest.

Langs kysten av Nord-Amerika fører friksjon til at passatvinden snur enda mer med klokken, og resultatet er at passatvinden går inn i vestavindsbeltet og danner et kontinuerlig vindbelte for skip som reiser mellom Europa og Amerika.

Vestavindsbeltetfinner vi på midlere bredder underFerrelcellen,som er en annenatmosfærisk sirkulasjonscelle.Luftstrømmen har en tendens til å gå mot polene nær bakken og mot ekvator i høyden, men trykksystemer i lave nivå (som for eksempellavtrykk) gjør at vinden på midlere bredder varierer en god del i styrke og retning sammenlignet med vind på høyere og lavere breddegrader. Den polare jetstrømmen i høyden styrer derimot stort sett trykksystem østover, så i all hovedsak blir luftmassene ført mot øst.

Denpolare østavindenkommer av utstrømming fra det polare høytrykket som oppstår når kald luft synker ned over polene som en del av polarcellen. Selv om disse vindene er mer eller mindre vedvarende er de ikke særlig dype, men er kalde og sterke. I Nord-Amerika kan denne kalde luften blande seg med varm og fuktig luft fraGolfstrømmenog danne kraftig tordenvær og tornadoer så langt nord som til 60°N. Disse blir derimot sjelden observert på grunn av store områder uten folk, men i 1987 oppstod det en tornado iEdmonton,Canadasom nådde styrke F4 påFujitaskalaenog drepte 27 mennesker.

Jetstrømmener en kraftig vind i et relativt smalt område i høyden. Disse går i hovedsak mot øst like undertropopausen.Den polare jetstrømmen oppstår på grensen mellom Ferrelcellen og Polarcellen, og ligger overpolarfronten.Om vinteren oppstår det en annen jetstrøm rundt 30° N/S i grensen mellom Hadleycellen og Ferrelcellen, som et resultat av temperaturforskjeller mellom tropisk luft og kald kontinental polarluft. Jetstrømmene er ikke kontinuerlige, og kan endre både styrke og tildels retning. De flytter seg hovedsakelig østover, men kan svinge stort mot nord og sør. I forbindelse med den polare jetstrømmen oppstår detRossbybølger,som er langskala (bølgelengde på 4000–6000 km) harmoniske bølger som svinger seg rundt kloden.

Sesongbasert vind

Sesongbasert vind er vind som bare oppstår i spesielle sesonger eller årstider. Den indiskemonsunener et eksempel på slik vind.

Synoptisk vind

Synoptisk vind er vind i forbindelse med storskala fenomener somvarm-ogkaldfronter,og er en del av vinden som utgjør det daglige været. Disse inkluderergeostrofisk vind,gradientvindogsyklostrofisk vind.

Som et resultat avcorioliskraften,vil vind på den nordlige halvkule alltid strømme med klokka rundt ethøytrykk,og mot klokka rundt etlavtrykk.På den sørlige halvkule er det motsatt. Samtidig strømmer luften alltid fra høytrykk mot lavtrykk. Trykkgradientkraften og corioliskraften er motsatt rettet, men er vanligvis ikke like. Når disse kreftene er like store vil vinden gå parallelt medisobarene,og slik vind kalles geostrofisk vind. Vinden er bare helt geostrofisk når man kan se bort fra de andre kreftene (somfriksjon) som virker på luften. Dette er en god approksimasjon for storskala luftstrømmer bort fra tropene.

I visse tilfeller kan luftbevegelsene bli nesten eller helt dominert av sentripetalkrafta, mens corioliskraften får lite å si. Slik vind kaller visyklostrofisk,og er kjennetegnet ved rask rotasjon over et lite område.Tropiske syklonerogtornadoerer eksempler på slik vind.

Mesoskala vind

Synoptisk vind er vind som det til vanlig er umulig å varsle. Vind på mindre skala er som regel mer kortvarig og oppstår i små geografiske områder slik at de er svært vanskelig å varsle med mindre det er på kort sikt. Dissemesoskala vindenekan for eksempel oppstå i forbindelse med tordenvær. Flere av de «spesielle» vindene som er nevnt til slutt i denne artikkelen er mesoskala vind.

Mikroskala vind

Mikroskala vind varer svært kort – sekunder til minutter – og over områder på ti til hundrevis av meter.Turbulensi forbindelse med passerende fronter er dannet av mikroskala vind, og det er mikroskala vind som danner små konvektive fenomener somstøvvirvler.Selv om de er små i utstrekning og tid, kan de spille en stor rolle i det daglige liv. I 1985 styrtet et fly iDallas,USAav mikroskala vind som ga navn til fenomenetmikroutbrudd.133 mennesker mistet livet, og hendelsen førte til at flyplasser og enkelte værstasjoner installertedopplerradar.

Effekter av vind

Eolisk vinder vind som skaper geologiske endringer. Tornadoer og tropiske sykloner er eksempler på vind som kan skape slike endringer. Storskala erosjon og dannelse av sanddyner og andre geologiske og topografiske effekter påvirket av vind blir kalteolisk aktivitet.

Utnyttelse av vinden

I alle år har folk utnyttet vinden, det mest kjente erseilskuterogvindmøller.

I det siste er utnyttelse av vinden som energikilde igjen blitt mer og mer aktuelt med tanke på økende bekymringer over energisikkerhet,global oppvarmingog eventuell mangel på fossilt brensel. Forsking og utviklingen avvindturbinerhar utviklet seg raskt de senere årene. Også innenforskipsfartforskes det mye på vind som en mulig kilde til fremdriften.

Lokal vind og temperaturfordeling

Noen lokale vinder blåser bare under visse vilkår, for eksempel at de krever visse temperaturfordelinger.

Forskjellig oppvarming er drivkraften baksolgangsbrisen.Land blir raskere varmet opp og avkjølt enn vann. I kyststrøk fører dette til at landområdene blir raskere varmet opp om dagen, og raskere avkjølt om natten, mens sjøtemperaturen endrer seg lite. Oppvarmingen over land fører tilkonveksjon,stigende luftbevegelser, som skaper et lite lavtrykk ved overflaten. Luft strømmer inn fra sjøen for å utjevne trykkforskjellen. Luften som stiger vil så strømme ut mot sjøen og så synke igjen. Dermed oppstår det en sirkulasjonscelle mellom land og sjø. Utover ettermiddagen vil corioliskraften ha begynt å påvirke systemet, og vinden langs en nord-sør-rettet kyststrekning med land mot øst (som på Vestlandet) vil etter hvert dreie på nord. Hvis hovedvindfeltet over et slikt kystområde allerede er nordlige, kan solgangsbrisen forsterke nordavinden om ettermiddagen, mens vinden kan bli svakere hvis hovedvindfeltet er sørlig. Om natten når landområdet blir raskere avkjølt enn sjøen, vil det motsatte skje, og luft strømmer fra land og utover sjøen. Som regel er denne vinden om natten svakere enn den om dagen.

Fjellbris og dalbris er en kombinasjon av ujevn oppvarming og topografi. Når solen stiger vil fjelltoppene få sollys først, og utover dagen vil fjellsiden som er rettet mot solen få mer oppvarming enn dalbunnen og den andre siden av dalen. Dette fører til stigende luftbevegelser på denne fjellsiden, og kjøligere luft fra dalen strømmer ut for å erstatte den stigende luften. Denne vinden opp fjellsiden kallesdalbris.Det motsatte skjer om ettermiddagen, når dalen blir mer oppvarmet og fjelltoppene avkjølte. Vinden som oppstår er delvis skapt av tyngdekraften og konveksjon i dalen og blir kaltfjellbris.

Fjellbrisen er et eksempel på det som mer generelt blir kaltkatabatisk vind.Dette er vind som er drevet av at kaldluft (som er tung) strømmer ned en skråning. Dette skjer på stor skala påGrønlandog iAntarktis.Det er ofte slik vind i områder der luften blir avkjølt på et høyt, kaldt platå, satt i bevegelse og strømmer ned skråinger på grunn av tyngdekraften. Slik vind er vanlig iMongoliaog i daler medisbreer.

Sidenkatabtiskrefererer til den vertikale bevegelsen av vind, hører også vind som blir dannet på lesiden av fjell og varmet opp som følge av kompresjon til denne kategorien. Luft i slik vind kan ha en temperaturstigning på 20 grader eller mer, og blir kaltfønvind.Denne typen vind har derimot mange forskjellige navn rundt om i verden.

Det motsatte av katabatisk vind eranabatisk vind,eller vind som flytter seg oppover. Dalbrisen som er beskrevet over er anabatisk vind.

Et uformelt uttrykk som er mye brukt erorografisk vind.Dette refererer til vind i forbindelse medorografisk hevingog blir som regel brukt i forbindelse med vind som fønvind, siden disse blir hevet over fjellrekker før de synker ned på den andre siden.

Vind definert ut fra likevekt mellom fysiske krefter

Disse vindene er brukt i forbindelse med dekomponering og analyser av vindprofiler. De er nyttige til å forenkle atmosfæriske bevegelsesligninger og for å kunne vite noe kvalitativt om den horisontale og vertikale fordelingen av vind.

Geostrofisk vind– vind der luftbevegelsen er i balanse mellomcorioliskraftenogtrykkgradientkraften.Denne strømmer parallelt medisobarer,noe den tilnærmet gjør over detatmosfæriske grenselagetpå midlere bredder derfriksjonskrefteneer små.
Termalvind– dette er egentlig ikke en vind, men vindforskjellen mellom to nivå. Den eksisterer bare i en atmosfære med horisontaltemperaturgradient,for eksempelbaroklinitet.
Ageostrofisk vind– forskjellen mellom faktisk vind og geostrofisk vind. Vindkomponenten fører til at et lavtrykk blir «fylt opp» over tid.
Gradientvind– som geostrofisk vind, men inkluderer ogsåsentrifugalkraften.

Vindmåling

Vindstyrken kan måles iknop,im/s,km/t eller ibeaufort.Dersom vi observerer luftbevegelsene ti meter over bakken og tar middelverdien over timinutter,har vi målt det som imeteorologienhetervindstyrke,og vi kan bruke beaufortskalaen til å klassifisere måleresultatet.

Hvis vi bare leser av øyeblikksverdien av en vindmåling, har vi ikke målt vindstyrke, menvindkast.Vindkast kan ofte ha større fart enn vinden på samme tidspunkt. Hvis det for eksempel er målt frisk bris, er det ikke uvanlig med vindkast over 12 m/s.

Vind består både av vindstyrke og vindretning. Vindretningen er den retningen vinden kommer fra.

Instrumenter til å måle vinden med

Anemometer– målervindstyrke,enten direkte, for eksempel med roterende kopper, eller indrekte via trykkforskjeller eller forplantende bølger medultralydsignaler.
Rawinsonde–GPS-basert vindinstrument.
Værballong– passivt instrument, ballongposisjonen blir registrert enten visuelt eller viaradarellerGPSog vindprofilen blir regnet ut fra hvor langt ballongen har flyttet seg.
Værhane– brukt til å indikere vindretningen.
Vindpølse– hovedsakelig brukt til å indikere vindretningen, men kan også brukes til å estimere vindstyrken ut fra vinkelen til pølsen.

Spesielle vinder

Fønvind(nordligfraAlpene;også generelt)
Sirocco(sønnavindfraNord-AfrikamotSør-Europa)
Tyfon(generelt)
Passat(nordøstligogsørøstligmotekvator)
Monsun(årstidsbestemtevinder iAsia;også generelt)
Vestavindsbeltet(mellom 30 og 60° N og S)
Bora(nordøstlig fra Alpene overItalia)
Chinook (østligfraRocky Mountains)
Gregale(nordøstlig fraHellas)
Khamsin(sørøstlig fra Nord-Afrika over det østligeMiddelhavet)
Levanter(østavind gjennomGibraltarstredet)
Vendavel(vestavindgjennom Gibraltarstredet)
Libeccio(sørvestlig over Italia)
Marin(sørøstlig fra Middelhavet overFrankrike)
Mistral(nordvestligfra sentrale Frankrike mot Middelhavet)

Se også

Eksterne lenker