Denne artikel beskriver de grundlæggende begreber omkring vind og strømningernes oprindelse. En del af begreberne vil du sikkert genkende fra geografi, men det er vigtigt at forstå de grundlæggende fysiske fænomener for at forstå hvordan vindressourcerne varierer.
Vind
Vind kaldes også blæst og er defineret ved at luft bevæger sig med en hastighed på over 0,2 m/s. Luften bevæger sig fordi der hele tiden opstår områder med mere eller mindre luft. Da der ikke findes noget til at holde på luften, vil den strømme fra områder med meget luft til områder med mindre. Områder med mere luft end de omkringliggende områder kaldes højtryk, og omvendt kaldes områder med mindre luft lavtryk. Jo større trykforskel, og jo tættere områderne ligger, jo større vindhastighed.
Vind kan opdeles i tre elementer efter hvilken frekvens den varierer med: middelvind, bølger/stød og endelig turbulens.
Figur 1.1.1 De tre elementer som vinden normalt opdeles i
Inden for strømningsteori betegnes hastighedkomposanterne (Hastighedsvektorerne) u, v og w for henholdsvis x-, y- og z-retningerne.
Middelvinden u (x-retningen) er vigtig for horisontal transport af fugt, varme, momentum og forurening og er kendetegnet ved at hastigheden falder imod nul når man nærmer sig jordoverfladen på grund af friktionen med overfladen. Bølger optræder mest om natten og ved stabile grænselag og er ikke så effektiv til transport af fugt og varme, men derimod til transport af momentum. Turbulens er karakteriseret ved irregulære hvirvler af varierende størrelse. Turbulens kan opstå ved termik, friktion og kraftig afbøjning af strømningen.
Oprindelse
Ud fra dette skulle man tro at en slags balance skulle opstå, og alle vinde forsvinde på et givet tidspunkt. Men trykforskelle opstår hele tiden af to grunde. Den første er at solen opvarmer jordens overflade og de nederste luftlag forskelligt. Når luften opvarmes, bevæger molekylerne/atomerne sig hurtigere og kan derfor være færre pr. volumenenhed. Derfor vejer varm luft mindre end kold luft. Det betyder at når luften opvarmes af solen eller stråling fra jorden, falder trykket. Omvendt bliver luften kold når den taber energi til rummet, og derved opstår et højtryk.
En anden grund er at luftmassernes bevægelse medfører at luft henholdsvis fjernes og ophobes i forskellige områder. Disse bevægelser er med til at skabe nye trykforskelle og dermed nye strømme.
Vindstyrke
De trykforskelle som skaber vindene, er meget forskellige, og derfor bliver vindhastighederne også meget forskellige. Tidligere benyttede man Beaufortskalaen [3] til at benævne vindstyrken. Skalaen havde 13 niveauer; fra 0 (vindstille) til 12 (orkan). Skalaen blev senere udvidet til Beaufort 17 for at kunne rumme tropiske orkaner. Inddelingen i de 13 trin foregik ved beskrivelse af havets udseende ved forskellige vindhastigheder. Skalaen er i dag afløst af vindens hastighed i m/s.
Vindretning
Den mest almindelige vindretning i Danmark er vest. Det skulle ifølge afsnittet "Oprindelse" betyde at der er højtryk i vest og lavtryk i øst. Det er ikke tilfældet. Lavtrykkene ligger mest nord for Danmark, og højtrykkene mod syd. Når denne placering giver vestenvind og ikke nordenvind, er det fordi luften ikke strømmer i lige linjer fra høj- til lavtryk. Strømmene afbøjes og følger flade kurver rundt om høj- og lavtryk. Afbøjningen skyldes at strømningen påvirkes af corioliskraften der kommer af jordens rotation. Ser man nærmere på strømningslinjerne, vil man opdage at afbøjningerne ikke er helt så store som man kunne forvente. Dette skyldes friktionen med jordoverfladen, træer, huse, bakker m.m. Corioliskraften vil på den nordlige halvkugle betyde at vinden afbøjes med uret om trykcenteret og omvendt for lavtryk. Se forklaringsboksen eller evt. fysikbogens forklaring af corioliskraft.
Overordnet atmosfærisk cirkulation
Atmosfæren er det ca. 100 km tykke lag af forskellige luftarter der omgiver jorden. Atmosfæren er delt op i forskellige lag med forskellig sammensætning og egenskaber. De nederste 10 km kaldes for troposfæren, 10-50 km kaldes for stratosfæren, 50-85 km mesosfæren, og 85-500 km termosfæren.
Figur 1.1.2 Atmosfærens opbygning og de overordnede cirkulationer (Rettighederne til dette billede tilhøre NASA og er anvendt efter deres regler).
Atmosfæren indeholder kuldioxid og vanddamp som tillader solens kortbølgede indstråling at passere, men forhindrer at den langbølgede infrarøde stråling forsvinder ud i rummet. Dette kaldes for drivhuseffekten. Vand findes i forskellige former og har en afgørende indflydelse på vejret, især har faseovergangene stor betydning. Mængden af vand i luften er også vigtig for jordens forskellige klimazoner.
På grund af jordens runde form aftager mængden af kortbølget stråling fra ækvator og mod de to poler. Derfor er der et overskud af energi i området omkring ækvator og et underskud ved polerne. Denne ubalance er grundlaget for de overordnede atmosfæriske strømninger.
De overordnede strømninger starter dels ved ækvator og ved Arktis/Antarktis. Ved ækvator opvarmes jordoverfladen konstant, og varmen påvirker lufttemperaturen. Den varme luft stiger op til tropopausen (overgangen imellem troposfæren og stratosfæren), som ikke kan gennembrydes. Derfor strømmer luften mod nord og syd. Strømningen påvirkes af corioliskraften, som på den nordlige halvkugle medfører at der skabes en kraftig vestenvind i stor højde omkring 30°N.
Læs: Corioliskraft
Strømningen mod vest hindrer at luften strømmer længere mod nord, og der sker derfor en ophobning af luft omkring 30°N, hvilket skaber det såkaldte subtropiske højtryksbælte. Efterhånden som luften presses ned imod jorden, strømmer den mod nord og syd. Den del der går mod syd, fortsætter ned til ækvator, og Hadleycellestrømningen er skabt, se Figur 1.1.2 til højre. Den del af strømningen der fortsatte mod nord, afbøjes yderligere mod øst og danner vestenvindsbæltet længere nede i atmosfæren. Den samme type strømning dannes når den kolde polarluft møder den varme vestenvind og danner Ferrelcellestrømningen (Mid-Latitude cell Figur 1.1.2). Samme princip er grundlaget for mange af de kendte vejrfænomener som passat og vestenvindene.
Vind og fronter
Fronten imellem den varme subtropiske luft og den kolde polarluft kaldes Polarfronten. Det er her frontsystemerne opstår. Syd for fronten er der vestenvind, og mod nord er der østenvind. Fronten og de deraf følgende strømninger medfører ofte at der dannes et lavtryk, og fronten vil ændre form. Polarfronten ligger hele vejen rundt om jorden omkring 60° N, men den bliver hele tiden påvirket både fra nord og syd. Skubbes den nordpå af varme vinde fra syd, opstår en varmfront, og modsat opstår en koldfront hvis den skubbes mod syd.
Figur 1.1.3 Vejrkort fra TV2-vejret 22/6 2008, som viser hvorden en front kan ændre form og dermed påvirke vejret i Danmark
En frontpassage som vist Figur 1.1.3 giver skiftende vindretninger som pilene illustrerer, og medfører ofte en del nedbør. Ved en varmfrontpassage drejer vinden typisk over i sydvestlig retning, som er den fremherskende i en varmsektor. Modsat skifter vinden om i nord ved en koldfrontpassage.
Vindstød
Vind er ikke altid en jævn strømning. Der kan opstå pludselige vindstød, særligt i forbindelse med byger. Vindstødene opstår på to måder i forbindelse med bygeskyer. Når den luftboble der senere bliver til en sky, løsriver sig og stiger, opstår der et undertryk som udlignes med luft fra omgivelserne. Denne strømning er så kraftig at det føles som et vindstød.
Når bygeskyen senere afgiver nedbør, trækker nedbøren kold luft ned fra skyens top. Den kolde luft fortsætter ned imod jordoverfladen og afbøjes så det føles som et koldt vindstød. Den "kanal" hvori nedbør og koldluft strømmer, kan i sjældne tilfælde være så snæver at der opstår meget høje hastigheder, kaldet microburst Figur 1.1.4.
Figur 1.1.4 Vejret omkring en bygesky. Den afkølede luft strømmer ned sammen med regnen og afbøjes af jordoverfladen, derved opstår vandrette vinde i området omkring bygen. På ydersiden suges varmt luft op i skyen og er med til at tilføre energi. Der er tales ofte om en omvendt tornado eller på engelsk "Microburst".
Isolerede strømninger
I kystnære områder opstår, særligt i foråret og forsommeren, lokale strømningssystemer der medfører pålands- og fralandsvind selvom den overordnede vindretning er en anden. Fænomenet kaldes søbrise og opstår når luften over land opvarmes, og trykket falder. Når havet er koldt, holdes luften over havet også kold. Derfor opstår en luftstrøm fra havet og ind over land.
Figur 1.1.5a viser strømningen i dagtimerne ved en søbrise. Figur 1.1.5b viser hvordan strømningen vil forløbe modsat om natten.
Landbrisen optræder om natten, hvor landområderne afgiver varmen til rummet og bliver koldere end havet. Ved en stabil vejrsituation uden for meget overordnet vind har denne type strømninger optimale betingelser.
Lignende systemer findes i bjergene hvor luften opvarmes og stiger op mod toppen og modsat om natten. Her kaldes fænomenet anabatisk hvis luften stiger, og katabatisk hvis den falder ned langs bjergsiden. Vinde ned langs bjergskråninger kan være ganske kraftige og kaldes ofte faldvinde. Der findes en række eksempler på sådanne vinde, men de mest kendte er Fønvindene i Alperne og Mistralvinden i Rhonedalen.
Ser vi nærmere på fønvinden,Figur 1.1.6, dannes den fordi luften tørrer ud under passage af et bjerg. På vindsiden tvinges luften op ad bjergsiden, og da luftmassen får mulighed for at udvide sig med det faldende tryk, falder temperaturen også. Der afgives ikke energi til omgivelserne, og processen forløber som en adiabatisk proces. Indtil luftmassen når dugpunktet, falder temperaturen ca. 1° pr. 100 m . Efter dugpunktet forløber processen efter en våd adiabatisk proces, og temperaturfaldet vil kun være 0,5° pr. 100 m idet fortætningen frigiver energi. Når luften passerer toppen og falder ned i dalen, stiger temperaturen med ca. 1° pr. 100 m, da fugtigheden nu er under 100 %. Er der blevet afgivet fugtighed på vejen op, vil luften på læsiden derfor være varm og tør.
Figur 1.1.6 Illustration af princippet ved fønvind.
[3] Francis Beaufort (1774-1856) publicerede sin skala i 1806.
|