Coriolis -kraften:
Jorden roterer som bekendt en omgang om sin egen akse i løbet af 24 timer. Befinder man sig på ækvator - f.eks. i Nairobi - vil man på 24 timer tilbagelægge en strækning på 40.176 km, svarende til jordens omkreds ved ækvator. Rotationshastigheden er altså her ca. 1.670 km i timen. På de højere bredde-grader, bliver jordens omkreds mindre, og rotationshastigheden ligeså. Ved 60 ° bredde er jordens omkreds ca. 20.000 km, og rotati-onshastigheden således 835 km / t. ( se fig. 7)
Dette betyder at en vind som blæser fra nord mod syd, vil bevæge sig mod områder med stadig større rotationshastighed. Vinden vil derfor ikke bevæge sig i den direkte nord - sydgående retning, men vil afbøjes mod højre (vest). Omvendt vil nordgående vinde fra f.eks. ækvator, bevæge sig fra et område med stor - mod områder med mindre rotati-onshastighed. Vinden vil således på sin vej nordover, have en større hastighed mod øst end jorden under den. Vinden vil derfor afbø-jes mod højre, idet den blæser mod et områ-de øst for dens udgangspunkt.
Endelig skal det fastslås at:
• Vindenes afbøjning vokser med afstanden fra ækvator, fordi forskellen i jordens ro-tationshastighed mellem de forskellige breddegrader bliver større og større med voksende afstand fra ækvator.
• Ved jordoverfladen vil afbøjningen af vin-dene være mindre pga. gnidningsmodstan-den fra jorden. Omvendt vil vinde i høje luftlag (over 1500 m), hvor jordens gnid-ningsmodstand ikke gør sig gældende, kun-ne opnå en maksimal afbøjning (90 ° ).
• Afbøjningen vokser ved stigende vindha-stigheder.
Fig 7. Jordens rotationshastigheder
Vi skal nu se hvad dette betyder for luftcirku-lationen mellem ækvator og Nordpolen.
Ved ækvator stiger enorme luftmasser til vejrs - op til 10-15 km højde. På den nordlige halv- kugle vil denne luft (antipassat) strøm-me mod nordøst pga. af Coriolis-kraften, og omkring 30 ° N. bredde vil afbøjningen være så kraftig, at vinden nu blæser langs med breddegraderne. Der sker herved en ophob-ning af luft i ca. 10-12 km højde omkring 30 ° N bredde. Da lufttemperaturen er lav i høj-den, vil luftmassens rumfang mindskes og dermed stiger luftens massefylde (vægt pr. rumfangsenhed). Luften bliver tungere og vil derfor synke ned. Hermed skabes et såkaldt dynamisk højtryk ved jordoverfladen (se fig. 8).
12 KLIMATOLOGI
Grænseområdet mellem den kolde og den varme luft kaldes for polarfronten. Langs po-larfronten vil varm luft - pga. den mindre massefylde - blive hævet op over den kolde luft, herved opstår en varmefront.
Disse højtryk ligger bl.a. over oceanerne, ved Azorerne, Hybriderne, Hawaii - og kendes og-så fra middelhavsområdet. Højtryksdannelsen over oceanerne skyldes også den kraftige for-dampning fra havet. Ved fordampningen bru-ges varme, hvilket medfører en vis afkøling af luften ved havoverfladen, som dermed også fremmer den nedadgående luftbevægelse.
Andre steder langs polarfronten vil det være den kolde polarvind som skubber sig ind under den varme luft - herved dannes en koldfront. Langs denne polarfront dannes der hele tiden såkaldte "dynamiske vandrende lavtryk”, - også kaldet cykloner - som bevæger sig fra vest mod øst. Lavtrykkene dannes over havet og bevæger sig herfra indover Vesteuropa.
Fra disse dynamiske højtryksceller vil luften nu strømme mod syd / ækvator som nordøst-lige passatvinde. Denne luftcirkulation mel-lem ækvator og de subtropiske områder kal-des også for en "Hadley" -celle. Fra de subtro-piske højtryk vil der mod nordøst strømme en varm luft: Vestenvinden. Vestenvindens var-me subtropiske luft vil omkring 50-60 gr. bredde støde sammen med den kolde Polar-vind som blæser fra højtrykket ved Nordpo-len, og mod sydvest.
Årsagerne til dannelsen af disse lavtryk er meget kompliceret, idet de opstår som en kombination af flere faktorer. Dels afbøjnin-gen af vindene som følge af jordrotationen, dels at de vinde som mødes langs polarfron-ten er h.h.v. kolde og varme, og endelig som følge af luftstrømninger - de såkaldte "jet-strømme", i højere liggende dele af atmosfæ-ren.