Hvordan dannes dynamiske lav- og højtryk?
Hej Spørg om Fysik
Kære fysikere (meteorologer). Jeg har søgt på en relativ simpel forklaring, som kan bruges i min undervisning i geovidenskab og naturgeografi. Svaret er jo nok, at der ikke findes en relativ simpel forklaring, men kan I hjælpe og gøre et forsøg?
Hvordan dannes:
1) dynamiske lavtryk og højtryk i forbindelse med polarfronten?
2) dynamiske subtropiske højtryk?
Hvis I kan henvise til nogle gode illustrationer, vil det være af stor værdi.
Med venlig hilsen
C B S
Jeg skal her prøve at udrede/forklare de anførte vejrfænomener. Men jeg er bange for, at det kan blive svært at lande denne opgave ordentligt. En dækkende forklaring kræver en del mere plads end formen tillader.
Kort 1. Vejrkort fra d. 3/2 2013 kl 00UTC. Kortet viser med sorte linier højden i dekametere af trykfladen 500 hPa og med hvide linier overfladetrykket i hPa, reduceret til middelhavniveau samt med farver middeltemperaturen fra overfladen og op til 500 hPa. Man ser et bølgesystem syd for Island over mod Europa, langs en breddegrad skifter temperaturen og højden af en trykflade værdier med længdegraden. Varm luft ligger over det central Atlanterhav, mens kold luft ligger over Europa. I forhold til kortet fra d. 4/2 samme, altså et døgn senere, år er systemet her mere åbent og kan til en vis udstrækning kaldes en sinusbølge.
Jeg vil fremhæve, at det er af stor interesse for os at udbrede kendskabet til vores fag, især til gymnasieelever og -lærere. I den forbindelse kan jeg fortælle, at jeg to gange har været lærer på et Geo A-kursus, hvor jeg har truffet adskillige lærere i fysik-geografi, også fra Rosborg Gymnasium.
Vejrkort fra d. 4/2 2013 kl 00UTC. Kortet viser med sorte linier højden i dekametere af trykfladen 500 hPa og med hvide linier overfladetrykket i hPa, reduceret til middelhavniveau samt med farver middeltemperaturen fra overfladen og op til 500 hPa. Man ser en bølge syd for Island over mod Europa, langs en breddegrad skifter temperaturen og højden af en trykflade værdier med længdegraden. Varm luft trækkes op som en tunge mod nord sydøst for selve lavtrykscenteret. Øst herfor er kold luft søgt ned over Europa. I forhold til kortet fra d. 3/2 samme år er systemet blevet mere klemt sammen omkring de Britiske Øer og ligner ikke mere en sinusbølge. Processen er gået ind i sin ikke-lineære fase.
I Kort 2. meteorologi bruger vi ikke begreber som dynamiske høj- og lavtryk, selv om vi siger, at de udvikler sig pga. dynamikken i strømningen. Vi ser udviklingen af høj- og lavtryk som resultatet af nogle særlige forhold i vestenvindsbæltet. Her er der såkaldte bølger, som vi kalder de fluktuationer, der er langs en breddegrad.
Faktisk vil vi sige, at alle vejrfænomener skyldes dynamikken i atmosfæren. Området dynamisk meteorologi tager sig netop af dette. Herudover har vi fysisk meteorologi, som går ned i substansen mht. sammensætningen, vanddampens rolle (kondensation/fordampning, nedbør), strålingsforholdene samt ofte også simpel betragtninger over atmosfærens statiske stabilitet.
Bølger kan udvikle sig pga. den dynamiske instabilitet, der findes i vestenvindsbæltet. Instabiliteten hænger på to sammenkoblede fænomener i vestenvindsbæltet: en horisontal temperaturkontrast nord/syd og det tilhørende vertikale shear i vestenvinden (i tropopauseniveau er der en såkaldt jetstrøm, hvor den temperaturkontrasten er mest skarp). Derfor siger vi også, at ETC’erne skyldes shear-instabilitet. Vi siger også, at området er domineret af baroklin instabilitet, idet en atmosfære med horisontale temperaturvariationer (for fast tryk) siges at være baroklin.
Den horisontale temperaturgradient på mellembreddegrader (i 5km’s højde skal temperaturen om vinteren falde fra ca. 0 C ved Ækvator til ca. -35 C ved polerne, og faldet pr længdeenhed er størst omkring 45N +/- 10 grader) giver altså en baroklin zone, domineret af bevægende bølger, typisk fra vest mod øst pga. den fremherskende vestenvind.
De dannede lavtryk omtales i litteraturen som ETC'ere, ekstratropiske cykloner. De har et veldefineret centrum.
Derimod vil der ikke nødvendigvis være et distinkt og veldefineret højtryk i form af lukkede isobarer. En bølge vil have et trykmaksimum (højtrykket) og et trykminimum (lavtrykket). Ofte er området med det høje tryk i bølgesystemet koblet til de subtropiske højtryksområder i form af højtryksrygge. Man skal se det i et 3D-perspektiv for helt at forstå forskellen.
Man kan få stor glæde af at kigge på de kort, man i vore dage kan finde på diverse meteorologi-hjemmesider. Jeg bruger meget www.wetter3.de, www.ecmwf.int kan også bruges.
Satellitbillede 1 Infrarødt satellitbillede fra d. 3/2 2013 kl 00 UTC. Nedtaget af EUMETSAT. Billedet viser med hvidt kolde skytoppe og med mørke farver mere eller mindre varme overflader. Man kan altså se igennem atmosfæren ved den anvendte bølgelængde. På den nordlige halvkugle ses bølgesystemet, som er omtalt i forbindelse med vejrkort nr 1.
Ved en nøjere granskning af kortene over længere tid vil man opdage, at udviklingen af lavtryk hænger sammen over et større område. Der er vel typisk mellem 5/6 og 10 isolerede lavtryk på den nordlige halvkugle, på et tilfældigt tidspunkt. Det giver en “influensradius” på ca. 3-5.000 km for hvert lavtryk. Så man kan ikke anskue et lavtryks udvikling alene ud fra helt lokale forhold.
Trykket i atmosfæren på stor skala er givet hydrostatisk. Så når trykket falder i lavtrykket, skyldes det, at masse fjernes oven over. Så selv om der er konvergens forbundet med et lavtryk ved overfladen, så er der netto fjernelse af masse i en vertikal søjle pga. udstrømningen (divergens) i toppen af luftsøjlen (lige under tropopausen).
Hvilken model bruger vi så til at forklare udviklingen i den barokline zone: det er den såkaldte kvasi-geostrofiske model. Ingen ligninger her.
Væsentlig for udviklingen er, at visse bølger i vestenvindsbæltet har optimale egenskaber for vækst: de hælder mod vest med højden. Derved kan dynamikken på én gang forårsage energitransport mod nord, energitransport opad og konvertering af potentiel energi til kinetisk energi (det umiddelbare tegn på udvikling er stærkere vind).
I starten af et lavtryks udvikling kan man bruge en lineær model, men systemet får jo med tiden en større amplitude, så i dets modne fase og til sidst, må man ty til en ikke-lineær beskrivelse. F.eks. for at forstå “dødsfasen” af et lavtryk.
Polarfronten skiller kold luft fra varmere luft, typisk mod syd. Fronten udvikler sig i forbindelse med den barokline udvikling af en bølge i vestenvindsbæltet. Frontdannelse skyldes kinematiske egenskaber i vindfeltet. Vi siger, at der sker frontogenese under udviklingen. Så man kan ikke sige, at der er en ubrudt polarfront rundt om Jorden, og at denne er udgangspunktet for trykudviklingen. Det fundamentale er altså eksistensen af en baroklin zone. Og at den er dynamisk ustabil over for forstyrrelser.
En gang imellem, f.eks. i januar og sikkert ca. midt i februar, så dannes der isolerede højtryk på højere breddegarder end normalt. De udgøres oftest af varm luft hentet fra sydligere breddegrader. Hvis de lægger sig fast i længere hedder de blokeringer. Deres dannelsesproces er ikke helt afklaret endnu. Men ligger ikke i simpel forlængelse af den barokline instabilitet. Forklaringen er sikker ikke-lineær.
Satellitbillede 2 Infrarødt satellitbillede fra d. 4/2 2013 kl 00 UTC. Nedtaget af EUMETSAT. Billedet viser med hvidt kolde skytoppe og med mørke farver mere eller mindre varme overflader. Man kan altså se igennem atmosfæren ved den anvendte bølgelængde. På den nordlige halvkugle ses bølgesystemet, som er omtalt i forbindelse med vejrkort nr 2. Man skal notere sig ændringerne i bølgesystemet. Systemet er 1 døgn længere henne i sin udvikling og vil forsvinde i løbet af det næste 1-2 døgn.
Mht. de subtropiske højtryksområder vil jeg sige, at vi knytter dem til den gennemsnitslige cirkulation i atmosfæren. Omkring Ækvator (flytter sig med årstiden og længdegraden) er der en systematisk opstigning i det såkaldte ITCZ bælte. Her mødes luft fra de to halvkuglers passatvinde. Den opstigende luft i ITCZ skal tilbage mod polerne igen, og der sker i form af en udstrømmende luft i stor højde, mod begge halvkugler. Denne luft er blevet godt opvarmet af frigivet latent varme i ITCZ, men bliver kølet af undervejs i bevægelsen mod højere breddegrader. Og samtidigt sker der en afbøjning mod øst pga. corioliskraften (og danner den subtropiske jetstrøm). Slutresultatet er, at der sker en kraftig subsidens (nedsynkning) omkring 30 N/S. Nedsynkning er associeret med divergente vinde i bunden, og divergente vinde i bunden er forbundet med højtryk = de subtropiske højtryk.
Da denne cirkulation er meget robust, ser man mere eller mindre konstante højtryksområder på disse breddegrader. Det er ikke et fast bælte, men mere en opdeling i ca. 3 områder langs en breddegrad. Dette skyldes, at udstrømningen fra ækvatorområdet heller ikke sker ensartet Jorden rundt. Udstrømningen følger styrken i opstigningen i ITCZ, som falder sammen med kontinenternes tilstedeværelse. Vi ser således kraftig opstigning over Amazonas, Afrika og Indonesien-Borneo-Nordaustralien. Dette reflekteres i flere overfladehøjtryk.
Hilsner
Aksel Walløe Hansen