Vind

Vind er kvasi-horisontale luftbevegelser i atmosfæren, som kommer av ujevn oppvarming av Jordens overflate. Vind i form av vindkraft er blitt brukt til transport og energikrevende virksomhet i århundrer. Kraftig vind i form av stormer eller orkaner kan 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 skaper globale vindmønstre. De to største kreftene som skaper den atmosfæriske sirkulasjonen er ujevn oppvarming mellom ekvator og polene, i tillegg til jordrotasjonen (corioliseffekten).

Vind skaper bevegelse i en vannoverflate. *(Foto: Malene Thyssen)*

Forskjellig temperatur i to luftmasser fører til forskjellig lufttrykk i de to luftmassene. Vind oppstår når luft strømmer fra området med høyt trykk til området med lavt trykk for å jevne ut denne trykkforskjellen. Corioliseffekten fører derimot til at luften ikke strømmer i rette linjer mellom de to trykksystemene, men følger sirkulære baner inn mot lavtrykkssenteret.

Vind kan klassifiseres ut fra vindstyrke, årstid eller geografisk område de oppstår i. Det fins global vind som eksisterer mellom de atmosfæriske sirkulasjonscellene. Eksempel på slik vind er jetstrømmen og passatvinden. Det fins vind på synoptisk skala som 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 kraftige regnbyger. 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 forskjellige eoliske prosesser.

Vind på forskjellig skala

Storskala vind — atmosfærisk sirkulasjon

Storskala vind er vind som oppstår som følge av globale sirkulasjonsmønstre. Disse er blant andre passatvinden, vestavindsbeltet, den polare østavinden og jetstrømmen.

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 øvre troposfæren, 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 kraftig konveksjon.

Passatvinden er kanskje den mest kjente og vedvarende vind på Jorden. Bare den katabatiske vinden fra 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 under Hadleycellen, 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.

Vestavindsbeltet finner vi på midlere bredder under Ferrelcellen, som er en annen atmosfærisk sirkulasjonscelle. Luftstrømmen har en tendens til å gå mot polene nær bakken og mot ekvator i høyden, men trykksystemer i lave nivå (som for eksempel lavtrykk) 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.

Den polare østavinden kommer 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 fra Golfstrømmen og 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 i Edmonton, Canada som nådde styrke F4 på Fujitaskalaen og drepte 27 mennesker.

Jetstrømmen er en kraftig vind i et relativt smalt område i høyden. Disse går i hovedsak mot øst like under tropopausen. Den polare jetstrømmen oppstår på grensen mellom Ferrelcellen og Polarcellen, og ligger over polarfronten. 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 det Rossbybølger, 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 indiske monsunen er et eksempel på slik vind.

Synoptisk vind

Synoptisk vind er vind i forbindelse med storskala fenomener som varm- og kaldfronter, og er en del av vinden som utgjør det daglige været. Disse inkluderer geostrofisk vind, gradientvind og syklostrofisk vind.

Som et resultat av corioliskraften, vil vind på den nordlige halvkule alltid strømme med klokka rundt et høytrykk, og mot klokka rundt et lavtrykk. 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 med isobarene, og slik vind kalles geostrofisk vind. Vinden er bare helt geostrofisk når man kan se bort fra de andre kreftene (som friksjon) 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 vi syklostrofisk, og er kjennetegnet ved rask rotasjon over et lite område. Tropiske sykloner og tornadoer er 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. Disse mesoskala vindene kan 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. Turbulens i forbindelse med passerende fronter er dannet av mikroskala vind, og det er mikroskala vind som danner små konvektive fenomener som støvvirvler. Selv om de er små i utstrekning og tid, kan de spille en stor rolle i det daglige liv. I 1985 styrtet et fly i Dallas, USA av mikroskala vind som ga navn til fenomenet mikroutbrudd. 133 mennesker mistet livet, og hendelsen førte til at flyplasser og enkelte værstasjoner installerte dopplerradar.

Effekter av vind

Eolisk vind er 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 kalt eolisk aktivitet.

Utnyttelse av vinden

I alle år har folk utnyttet vinden, det mest kjente er seilskuter og vindmøller.

I det siste er utnyttelse av vinden som energikilde igjen blitt mer og mer aktuelt med tanke på økende bekymringer over energisikkerhet, global oppvarming og eventuell mangel på fossilt brensel. Forsking og utviklingen av vindturbiner har utviklet seg raskt de senere årene. Også innenfor skipsfart forskes 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 bak solgangsbrisen. 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 til konveksjon, 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 kalles dalbris. 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 kalt fjellbris.

Fjellbrisen er et eksempel på det som mer generelt blir kalt katabatisk vind. Dette er vind som er drevet av at kaldluft (som er tung) strømmer ned en skråning. Dette skjer på stor skala på Grønland og i Antarktis. 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 i Mongolia og i daler med isbreer.

Siden katabtisk refererer 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 kalt fønvind. Denne typen vind har derimot mange forskjellige navn rundt om i verden.

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

Et uformelt uttrykk som er mye brukt er orografisk vind. Dette refererer til vind i forbindelse med orografisk heving og 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 mellom corioliskraften og trykkgradientkraften. Denne strømmer parallelt med isobarer, noe den tilnærmet gjør over det atmosfæriske grenselaget på midlere bredder der friksjonskreftene er små.
Termalvind – dette er egentlig ikke en vind, men vindforskjellen mellom to nivå. Den eksisterer bare i en atmosfære med horisontal temperaturgradient, for eksempel baroklinitet.
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 også sentrifugalkraften.

Vindmåling

En vindpølse viser vindretningen.

Vindstyrken kan måles i knop, i m/s, km/t eller i beaufort. Dersom vi observerer luftbevegelsene ti meter over bakken og tar middelverdien over ti minutter, har vi målt det som i meteorologien heter vindstyrke, og vi kan bruke beaufortskalaen til å klassifisere måleresultatet.

Hvis vi bare leser av øyeblikksverdien av en vindmåling, har vi ikke målt vindstyrke, men vindkast. 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 – måler vindstyrke, enten direkte, for eksempel med roterende kopper, eller indrekte via trykkforskjeller eller forplantende bølger med ultralydsignaler.
Rawinsonde – GPS-basert vindinstrument.
Værballong – passivt instrument, ballongposisjonen blir registrert enten visuelt eller via radar eller GPS og 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 (nordlig fra Alpene; også generelt)
Sirocco (sønnavind fra Nord-Afrika mot Sør-Europa)
Tyfon (generelt)
Passat (nordøstlig og sørøstlig mot ekvator)
Monsun (årstidsbestemte vinder i Asia; også generelt)
Vestavindsbeltet (mellom 30 og 60° N og S)
Bora (nordøstlig fra Alpene over Italia)
Chinook (østlig fra Rocky Mountains)
Gregale (nordøstlig fra Hellas)
Khamsin (sørøstlig fra Nord-Afrika over det østlige Middelhavet)
Levanter (østavind gjennom Gibraltarstredet)
Vendavel (vestavind gjennom Gibraltarstredet)
Libeccio (sørvestlig over Italia)
Marin (sørøstlig fra Middelhavet over Frankrike)
Mistral (nordvestlig fra sentrale Frankrike mot Middelhavet)