Høytrykk og lavtrykk

Interaktive modeller, quizer og 3D-diagrammer ligger i kapittelet /tema/hoytrykk-lavtrykk. Her kan du redigere hele fagteksten.

Hva er egentlig lufttrykk?

Selv om vi sjelden tenker over det i hverdagen, lever vi på bunnen av et hav av luft. Luft er en blanding av gasser – hovedsakelig nitrogen (78 %) og oksygen (21 %) – og hvert eneste gassmolekyl har masse. Jordens gravitasjonsfelt trekker disse molekylene mot overflaten, og lufttrykket i et hvilket som helst punkt er nøyaktig lik vekten av den overliggende luftsøylen som strekker seg helt opp til verdensrommet (NOAA, u.å.-a).

Ved havnivå utøver atmosfæren et gjennomsnittlig trykk på 1013,25 hektopascal (hPa), også kalt standardatmosfæren (NOAA, u.å.-a). Én hektopascal tilsvarer 100 pascal (1 hPa = 100 N/m²), som betyr at vekten av luften over én enkelt kvadratmeter på bakken er om lag 100 000 newton. Dette tilsvarer en masse på hele 10 000 kilo – altså 10 tonn luft over hodet på deg! Grunnen til at vi ikke knuses under denne kolossale vekten, er at væsketrykket i kroppens celler og vev utøver et nøyaktig like stort mottrykk innenfra.

Lufttrykk: Vekten av den overliggende luftsøylen per arealenhet. Måles meteorologisk i hektopascal (hPa) eller millibar (mbar).

Fordi luft er en gass, kan den presses sammen. Tyngden fra de øvre luftlagene komprimerer de nederste lagene mot bakken. Derfor er lufttettheten størst ved havnivå (ca. 1,2 kg/m³) og avtar raskt oppover. Dette fører til at lufttrykket faller eksponensielt med høyden:

• Nær bakken faller trykket med om lag 1 hPa for hver 8. meter du beveger deg oppover.

• Ved 5 500 meters høyde er trykket halvert til ca. 500 hPa. Det betyr at 50 % av hele atmosfærens masse ligger under denne høyden.

• På toppen av Mount Everest (8 848 moh.) er trykket falt til rundt 330 hPa – bare en tredjedel av trykket ved havnivå.

• Ved tropopausen (ca. 11 km) er trykket nede i om lag 250 hPa, og mer enn 75 % av atmosfæremassen befinner seg under flyenes marsjhøyde (NOAA, u.å.-b).

Trykk er relativt: Hvorfor 1015 hPa kan bety både storm og sol

En av de vanligste misforståelsene blant geofagelever er troen på at det finnes et fast tall som skiller høytrykk fra lavtrykk – for eksempel at verdier over 1013 hPa alltid er høytrykk, og verdier under 1013 hPa alltid er lavtrykk. Slik fungerer ikke atmosfæren.

Høytrykk og lavtrykk er alltid relative begreper (Store norske leksikon, u.å.-a; Store norske leksikon, u.å.-b):

• Et lavtrykk (L) er et område der lufttrykket er lavere enn i de omkringliggende luftmassene.

• Et høytrykk (H) er et område der lufttrykket er høyere enn i de omkringliggende luftmassene.

Tenk deg et område med et sentralt lufttrykk på 1015 hPa. Hvis dette området er omgitt av kraftige høytrykksrygger på 1025 hPa, vil luftmassene strømme inn mot 1015 hPa-senteret. Området fungerer da som et lavtrykk med stigende luft og skydannelse. Befinner nøyaktig samme trykkverdi (1015 hPa) seg derimot midt mellom dype atlantiske lavtrykk på 995 hPa, er 1015 hPa et markant høytrykk som sender luft utover til sidene og gir tørt klarvær.

Relativt lufttrykk: Det avgjørende for været er trykkgradienten (forskjellen over avstand mot naboområdene), aldri det absolutte hPa-tallet alene.

På værkart tegnes linjer som kalles isobarer (av gresk isos = lik, og baros = tyngde). En isobar binder sammen steder som har samme lufttrykk, regnet om til havnivå. Avstanden mellom isobarene viser trykkgradienten: Ligger isobarene tett sammen, endrer trykket seg raskt over kort avstand, noe som setter luften i voldsom bevegelse og gir sterk kuling eller storm. Ligger isobarene langt fra hverandre, er gradienten slak og vinden laber.

Lavtrykk: Konvergens, heving og skydannelse

Hva setter i gang et lavtrykk? I atmosfæren skiller vi mellom to hovedtyper lavtrykk:

1. Termiske lavtrykk: Dannes ved ulik oppvarming av jordoverflaten. Når solen steker på tørt land om sommeren, varmes bakken opp og avgir varme til det nederste luftlaget. Varm luft utvider seg, blir lettere (får lavere tetthet) enn den kjøligere luften omkring, og stiger til værs som følge av oppdrift. Dette kalles konveksjon .

2. Dynamiske lavtrykk: Dannes langs polarfronten i Nord-Atlanteren, der kald polarluft fra nord kolliderer med mild subtropisk luft fra sør. Her er det storskala bølger i polarjetstrømmen i øvre troposfære som suger luft oppover og skaper de vandrende lavtrykkene som styrer det meste av norsk ruskevær.

Uansett hvordan lavtrykket fødes, er den indre fysikken den samme: Når luften i sentrum stiger, oppstår det et masseunderskudd nær bakken. Trykket faller, og luft fra omgivelsene trekkes inn mot lavtrykkssenteret. Dette kalles konvergens ved bakken. Fordi den faste jordoverflaten hindrer luften i å bevege seg nedover, er det bare én vei luften kan ta: oppover.

Konvergens: Horisontal sammentrømning av luftmasser. Nær bakken tvinger konvergens luften til å stige vertikalt.

Når luftpakken tvinges oppover, skjer det en avgjørende termodynamisk prosess:

• Adiabatisk ekspansjonsavkjøling: Omgivelsestrykket avtar med høyden. Når luftpakken stiger inn i tynnere lag, utvider den seg. For å utvide seg må luftmolekylene skyve på luften rundt, noe som krever mekanisk arbeid. Dette arbeidet henter molekylene fra sin egen indre varmeenergi. Temperaturen i luftpakken faller dermed uten at det utveksles varme med omgivelsene. Før luften når metning, avkjøles den med tørradiabatisk temperaturendring (DALR) på 1,0 °C per 100 meter.

• Kondensasjonsnivået (LCL): Kaldere luft har lavere metningstrykk for vanndamp. Når luftpakken er avkjølt til sitt duggpunkt, når den 100 % relativ fuktighet. Høyden der dette inntreffer, kalles løftet kondensasjonsnivå (LCL). Her begynner vanndampen å kondensere til synlige skydråper – skybasen er dannet.

• Latent varme frigjøres som atmosfærisk drivstoff: Når gassformig vann kondenserer til flytende dråper, frigjøres den energien som opprinnelig ble brukt til å fordampe vannet: om lag 2,5 millioner joule per kilo vann (latent varme). Denne varmen overføres direkte til luften i skyen. Nå avkjøles luften vesentlig saktere – typisk med fuktadiabatisk temperaturendring (SALR) på ca. 0,6 °C per 100 meter. Siden skyen hele tiden forblir varmere og lettere enn den tørre luften utenfor, virker den latente varmen som en etterbrenner som forsterker oppdriften og bygger tårnhøye bygeskyer (Cumulonimbus).

Hvor stopper stigningen? Nesten alt vær utspiller seg i troposfæren. Ved overgangen til stratosfæren (tropopausen, ca. 8–11 km over Norge) snur temperaturprofilen: Ozonlaget absorberer ultrafiolett stråling fra solen og varmer opp stratosfæren ovenfra. Stratosfæren har en stabil temperaturinversjon. Idet den stigende luften når tropopausen, blir den plutselig kaldere og tyngre enn luften over. Oppdriften stanser kontant, og luften tvinges til å spre seg horisontalt ut til sidene i den karakteristiske amboltformen (divergens i høyden).

Latent varme: Varmeenergi som bindes ved fordamping og frigjøres ved kondensasjon. Frigjøringen i skyer holder luften varm og driver vertikal oppdrift i lavtrykk og orkaner.

Høytrykk: Subsidens, oppvarming og oppløsning av skyer

Et høytrykk er lavtrykkets fysiske speilbilde. I et høytrykk strømmer luftmasser sammen i den øvre troposfæren (konvergens i høyden). Dette skaper et overskudd av luft oppe i atmosfæren, og massen presses langsomt nedover mot jordoverflaten i en prosess som kalles subsidens (nedsynking).

Subsidensen er en storskala, rolig bevegelse – luften synker med bare noen få centimeter i sekundet, men den skjer samtidig over områder på størrelse med hele kontinenter. På vei ned presses luften inn i lag med stadig høyere lufttrykk:

• Adiabatisk kompresjon og oppvarming: Det økende omgivelsestrykket klemmer luftpakken sammen. Det utføres et kompresjonsarbeid på luftpakken, slik at molekylene presses tettere sammen og beveger seg raskere. Temperaturen stiger tørradiabatisk med 1,0 °C for hver 100 meter luften synker.

• Hvorfor blir himmelen skyfri? En sky består av milliarder av ørsmå, svevende vanndråper. Hvorvidt dråpene fordamper eller overlever, styres av relativ luftfuktighet. Varm luft kan inneholde vesentlig mer vanndamp enn kald luft før metning inntreffer (ved 20 °C kan luften holde tre ganger så mye damp som ved 5 °C). Når luften synker og varmes opp uten at det tilføres ny fuktighet, faller den relative fuktigheten drastisk – ofte ned mot 20–30 %.

Skydråpene fordamper umiddelbart til usynlig vanndamp. Skyene i et høytrykk blåser ikke bort – de oppløses og forsvinner i den varme, tørre nedsynkende luften!

Subsidens: Langsom nedsynking av luftmasser over store områder i et høytrykk. Luften komprimeres og varmes adiabatisk, slik at skyer fordamper og himmelen blir klar.

Når den synkende luften treffer bakken, hoper det seg opp et overskudd av luftmolekyler. Barometeret stiger, og luften presses utover til alle sider langs bakken. Dette kalles divergens ved bakken.

Sommerhøytrykk vs. vinterhøytrykk i Norge

I Norge gir et høytrykk vidt forskjellige værtyper avhengig av årstiden:

☀️ Sommerhøytrykk: Varmebølger og tørke

Om sommeren står solen høyt på himmelen opptil 18–24 timer i døgnet. Den skyfrie himmelen slipper solstrålingen uhindret ned til overflaten. Sammen med den adiabatiske nedsynkingsvarmen gir dette høye temperaturer, tørke og stor skogbrannfare. Et stabilt, blokkerende høytrykk over Skandinavia kan bli liggende i ukevis og splitte jetstrømmen.

❄️ Vinterhøytrykk: Bitende kulde og inversjon

Om vinteren er nettene lange og solen står lavt. Den skyfrie himmelen i et høytrykk gjør at bakken taper enorme mengder varme gjennom langbølget stråling ut mot det kalde verdensrommet. Bakken og det nederste luftlaget bunnfryser (-20 til -40 °C i innlandet som Røros og Finnmarksvidda). Det oppstår en skarp bakkeinversjon: Luften i dalbunnen blir iskald og tung, mens det er mildere lenger opp i fjellet. Forurensning og vedrøyk stenges inne i dalbunnene.

Vindens fysikk: De tre kreftene som styrer retningen

Vind er i bunn og grunn luft i bevegelse for å utjevne trykkforskjeller i atmosfæren. Men hvorfor blåser ikke vinden bare i rett linje fra det høyeste trykket til det laveste trykket på et værkart?

Svaret ligger i samspillet mellom tre fundamentale krefter:

1. Trykkgradientkraften (F_pg): Dette er motoren som setter luften i bevegelse. Den peker alltid vinkelrett på isobarene fra høyt mot lavt trykk. Jo brattere gradienten er (tettere isobarer), desto kraftigere akselererer luften.

2. Corioliskraften (F_c): Idet luften begynner å bevege seg, virker jordens rotasjon inn på den. Sett fra vår roterende jordklode avbøyes all horisontal bevegelse mot høyre på nordlig halvkule (og mot venstre på sørlig halvkule). Corioliskraften virker alltid 90° til høyre for vindretningen, og styrken øker med økende vindhastighet og økende breddegrad.

3. Friksjonskraften (F_f): Nær bakken gnisser luften mot trær, bygninger, fjell og havbølger. Friksjonen virker i det atmosfæriske grenselaget (opp til ca. 1000 moh.) og peker alltid motsatt vei av bevegelsesretningen for å bremse farten.

I den frie atmosfæren – over 1000 meters høyde der friksjonen er tilnærmet lik null – oppstår det en ren balanse mellom trykkgradientkraften og Corioliskraften (F_pg = F_c). Når luften avbøyes 90° til høyre, ender vinden med å blåse nøyaktig parallelt med isobarene! Dette kalles geostrofisk vind.

Geostrofisk vind: Teoretisk vind i fri atmosfære der trykkgradientkraften og Corioliskraften er i perfekt likevekt. Vinden blåser parallelt med isobarene.

Hva skjer når vi beveger oss ned mot bakken? Her bremser friksjonen vindhastigheten. Fordi vindhastigheten reduseres, blir også Corioliskraften svakere (Coriolis er avhengig av fart). Trykkgradientkraften påvirkes derimot ikke av friksjon, og dermed «vinner» trykkgradientkraften drakampen: Vinden trekkes innover på skrå over isobarene (typisk 20–30° vinkel over land, 10–15° over hav).

Dette gir de velkjente sirkulasjonsmønstrene på nordlig halvkule:

• Rundt et lavtrykk (L): Vinden blåser i en spiral mot klokken (syklonalt) og inn mot sentrum. Denne innstrømmingen tvinger luften oppover og skaper skyer og regn.

• Rundt et høytrykk (H): Vinden blåser i en spiral med klokken (antisyklonalt) og ut fra sentrum. Denne utstrømmingen trekker luft nedover fra høyden og opprettholder klarværet.

Lokale kystkretsløp: Solgangsbris (Sjøbris og landbris)

De samme fysiske prinsippene som styrer globale høytrykk og lavtrykk, utspiller seg i miniatyr langs norskekysten på varme sommerdager. Dette kalles solgangsbris , og det drives av at land og hav har fundamentalt ulik evne til å lagre varme:

• Ulik spesifikk varmekapasitet: Vann har en usedvanlig høy spesifikk varmekapasitet (c ≈ 4184 J/(kg·K)) sammenlignet med tørt fjell, sand og jord (c ≈ 800 J/(kg·K)). Det krever over fire ganger så mye solenergi å varme opp ett kilo vann med én grad som ett kilo granitt!

• Strålingspenetrering og omrøring: Solstrålene trenger flere meter ned i havet, og bølger blander overflatevannet nedover. På land absorberes solenergien utelukkende i det øverste millimetertynne jordlaget.

Dette skaper et karakteristisk døgnkretsløp:

☀️ Dag: Sjøbris (Pålandsvind)

Midt på dagen blir svabergene og innlandet glovarme (25–30 °C), mens havoverflaten holder kjølige 16–18 °C. Luften over land stiger (termisk lavtrykk ved bakken). Kjølig, tung luft over havet strømmer innover land som sjøbris. På Sørlandet merkes dette som en frisk pålandsvind som demper varmen på kystoddene utover ettermiddagen.

🌙 Natt: Landbris (Fralandsvind)

Om natten opphører solinnstrålingen, og landjorden avkjøles i et forrykende tempo ved varmeutstråling. Havet holder nesten uforandret temperatur. Nå blir luften over land kaldere og tettere enn over havet. Det oppstår et lokalt høytrykk over land, og en svak landbris blåser fra land og ut mot havet. Landbrisen er svakere enn sjøbrisen fordi temperaturforskjellen nattetid er mindre (NOAA, u.å.-c).

Hvorfor må kretsløpet ha en returstrøm i høyden? Hvis det bare blåste luft inn over land om dagen, ville milliarder av kubikkmeter luft hopet seg opp der. Trykket over land ville steget til det stoppet vinden fullstendig. For at kretsløpet skal bestå, danner den stigende luften et overtrykk i høyden (ca. 1000–1500 m) og strømmer motsatt vei tilbake ut over havet, der den synker ned og forsyner sjøbrisen med ny luft.

Returstrøm: Horisontal luftstrøm i høyden som går motsatt vei av bakkebeltet for å lukke kretsløpet og hindre opphopning av luftmasse.

Utover ettermiddagen sørger Corioliseffekten for at sjøbrisen gradvis dreier mot høyre. På Sørlandskysten starter brisen vinkelrett på kysten (sørlig), men dreier mot sørvest og vest utover kvelden. Dette kalles solgangsbris fordi vindretningen følger solens vandring på himmelen.

Fønvind: Orografisk regn og lesidevarme

Fønvind er en varm, tørr og ofte turbulent fallvind på lesiden av en fjellkjede. Det meteorologiske paradokset med fønvind er at luften som lander i dalen på lesiden er vesentlig varmere og tørrere enn den var da den startet på nøyaktig samme høyde på losiden . Fjellet har tilsynelatende varmet opp luften (Store norske leksikon, u.å.-c).

Forklaringen skyldes regnet som falt på veien over kammen, og forskjellen på tørradiabatisk og fuktadiabatisk temperaturendring:

1. Trinn 1 (Loside 0 m til 1000 m): Fuktig atlanterhavsluft med en temperatur på +12 °C og 75 % relativ fuktighet treffer kysten av Vestlandet og tvinges oppover fjellene (orografisk heving). Luften er umettet og avkjøles tørradiabatisk med 1,0 °C per 100 m (DALR). Ved 1000 meters høyde er luften avkjølt med 10 °C til +2 °C.

2. Trinn 2 (Loside 1000 m til 2500 m): Ved 1000 m når luften sitt kondensasjonsnivå (LCL, 100 % RF). Vanndampen kondenserer og danner orografiske skyer. Det bøtter ned med kraftig regn. Kondensasjonen frigjør enorme mengder latent varme, som motvirker ekspansjonsavkjølingen. Fra 1000 m til fjelltoppen på 2500 m avkjøles luften derfor kun fuktadiabatisk med ca. 0,6 °C per 100 m (SALR). Temperaturfallet på denne etappen blir bare 15 × 0,6 = 9 °C, slik at luften passerer toppen med en temperatur på -7 °C.

3. Byttehandelen på toppen: Vanndråpene har falt ut av skyen som regn på Vestlandet. Men kondensasjonsvarmen som ble frigjort, forblir værende i luften! Luftpakken har fått en ren termodynamisk varmegevinst.

4. Trinn 3 (Leside 2500 m til 0 m): På lesiden (mot Østlandet) synker luften ned i dalbunnen. Når luften synker, varmes den opp. Fordi regnet falt ut på losiden, finnes det ingen vanndråper igjen som kan fordampe og stjele varme. Luften varmes derfor tørradiabatisk med 1,0 °C per 100 m (DALR) hele veien ned. Temperaturstigningen fra toppen til dalbunnen blir 25 × 1,0 = +25 °C.

Sluttregnskapet: Luften treffer dalbunnen på lesiden med en temperatur på -7 + 25 = +18 °C! Luften er altså 6 °C varmere enn da den startet ved havnivå på losiden (+12 °C). I tillegg har den relative fuktigheten stupt til under 30 %, noe som gjør luften knusktørr.

Fønvind: Varm og knusktørr fallvind på lesiden av fjell. Skyldes at luften mistet fuktighet som regn på losiden (der latent varme ble frigjort), og varmes tørradiabatisk hele veien ned på lesiden.

Geofaglige konsekvenser i Norge:

• Vestavind mot Langfjella: Vestlandet er losiden og mottar Norges største nedbørmengder (Brekke i Gulen har over 3 500 mm i året). Østlandsdalene (Gudbrandsdalen, Østerdalen og Ottadalen) ligger i regnskyggen og opplever fønvind og tørke. Skjåk i Ottadalen har en årsnedbør på under 300 mm (Store norske leksikon, u.å.-d).

• Østavind (omvendt situasjon): Når et lavtrykk over Nordsjøen sender kraftig vind fra øst, blir Østlandet loside med gråvær og snø, mens Vestlandsfjorder (som Sunndalsøra og Tafjord) får kraftig fønvind. I januar har Sunndalsøra målt utrolige 19,0 °C midt på vinteren på grunn av føneffekten!

• Farer: Fønvind smelter snø i ekspresstempo om våren (flomfare), tørker ut vegetasjon og skaper akutt skogbrannfare. I tillegg opptrer fønvinden ofte i kraftige, uforutsigbare fallvindkast.

Katabatisk vind: Kaldluftsdrenasje og dannelse av temperaturinversjon

Både fønvind og katabatisk vind kalles ofte «fallvind» i dagligtale, men fysikken bak dem er fundamentalt motsatt. Ordet katabatisk kommer fra det greske ordet katabatikos, som betyr «gående nedover».

En katabatisk vind oppstår når et stort snø- eller isdekke (som en platåbre eller et innlandsisdekke) utsettes for sterk langbølget strålingsavkjøling under en stjerneklar nattehimmel. Snøflaten taper varme til verdensrommet, og luftlaget like over fryses ned til ekstreme temperaturer.

Når luft blir iskald, trekker den seg kraftig sammen og får svært høy tetthet. Denne tunge, kompakte luftmassen oppfører seg omtrent som rennende vann: Tyngdekraften trekker den nedover brearmer, gjel og dalsider mot lavlandet.

Katabatisk vind: Kald og tung luft som dreneres nedover skråninger og dalsider av tyngdekraften fra snø- og isflater. Dannes uten orografisk nedbør.

Også katabatisk luft varmes litt adiabatisk når den synker (1,0 °C per 100 m). Men fordi den aldri har fått tilført latent varme fra kondensasjon, og fordi den startet med en så ekstremt lav temperatur over isen, er den fremdeles iskald når den treffer dalbunnen.

Nede i dalbunnen eller innerst i fjorden samler denne tunge kaldluften seg i et dypt kaldluftsbasseng (kaldluftssjø). Dette skaper en markert temperaturinversjon: Det er bitende kaldt nede i dalbunnen (-20 °C), mens det kan være adskillig mildere oppe i dalsiden (-4 °C). Røyk, eksos og forurensning fra bebyggelsen stenges inne under inversjonslokket.

• Folgefonna og Svartisen: På stille sommerkvelder kan man tydelig merke et iskaldt gufs, et såkalt «bresnøft», som raser nedover mot fjorden fra bretungen.

• Grønland og Antarktis: Her er de katabatiske vindene beryktede. Enorme masser med -50 °C kald luft raser ned fra innlandsisen mot kysten og kan nå orkan styrke (over 70 m/s / 250 km/t).

De 4 vanligste eksamensfellene i Geofag 2

• 1. Tall på værkartet er relative: 1013,25 hPa er det globale gjennomsnittstrykket, men det er ikke en fast grense for høytrykk eller lavtrykk. Et lavtrykk er alltid lavere enn naboen, og et høytrykk er alltid høyere enn naboen.

• 2. Skyene i et høytrykk blåser ikke bort: Skyene forsvinner fordi synkende luft varmes adiabatisk med 1,0 °C per 100 m. Varmere luft har høyere metningstrykk, relativ luftfuktighet faller, og skydråpene fordamper til usynlig vanndamp.

• 3. Fønvind er ikke luft fra et varmt sted: Fønvinden henter ikke varmen sin fra Syden. Varmen stammer fra den latente varmen som ble frigjort da vanndamp kondenserte til regn på losiden. Fordi vannet falt ut som regn, forblir varmeoverskuddet i luften når den synker tørradiabatisk ned på lesiden.

• 4. Føn bryter inversjoner – katabatisk vind bygger dem: Føn er varm, tørr og turbulent og river opp stillestående kuldelokk i dalbunner. Katabatisk vind er en drenasje av tung kaldluft som samles i dalbunner og skaper dype, kalde temperaturinversjoner.

Viktige begreper

Lufttrykk: Vekten av luftsøylen over et punkt. Standard havnivåtrykk er 1013,25 hPa.

Isobar: Linje på værkartet som binder sammen steder med samme lufttrykk redusert til havnivå.

Trykkgradient: Trykkforskjellen over en gitt avstand. Tette isobarer gir sterk vind.

Konvergens: Luftstrømmer som samler seg horisontalt. Nær bakken tvinges luften da til å stige.

Subsidens: Storskala, langsom nedsynking av luft i et høytrykk. Fører til adiabatisk oppvarming og skyoppløsning.

Corioliskraften: Fiktiv avbøyningskraft som følge av jordrotasjonen. Avbøyer vind mot høyre på nordlig halvkule.

Geostrofisk vind: Vind i fri atmosfære der trykkgradientkraft og Corioliskraft er i likevekt, parallelt med isobarene.

Latent varme: Varmeenergi frigjort under kondensasjon (~2,5 MJ/kg). Fungerer som drivstoff for oppdrift i skyer.

Solgangsbris: Døgnkretsløp langs kysten drevet av ulik varmekapasitet mellom hav og land, med returstrøm i høyden.

Fønvind: Varm, knusktørr fallvind i le av fjellkjeder etter orografisk nedbør på losiden.

Katabatisk vind: Kald, tung fallvind som renner nedover skråninger fra isbreer og snøplatåer drevet av tyngdekraften.

Temperaturinversjon: Atmosfærisk tilstand der temperaturen stiger med høyden, vanlig i dalbunner under vinterhøytrykk.

Test deg selv: Høytrykk og lavtrykk