Jetstrømmer

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

Hva er en jetstrøm? Atmosfærens høyhastighetselver

Mens de store vindbeltene ved bakken (som passatene og vestavindsbeltet) strekker seg over flere tusen kilometer i bredden, er en jetstrøm et konsentrert, relativt smalt og flattrykt bånd av ekstrem vestavind like under tropopausen (NOAA, u.å.-a).

Tenk deg en brusende elv i luften: Tverrsnittet er typisk 200 til 500 kilometer bredt og bare 2 til 4 kilometer tykt, men elven kan strekke seg sammenhengende over mange tusen kilometer rundt hele kloden. Vindhastigheten er aller størst i en trang kjerne i midten, og avtar raskt ut mot sidene og i vertikal retning:

• Typisk marsjhastighet: Vinden i kjernen ligger vanligvis mellom 150 og 250 km/t (40–70 m/s).

• Ekstreme vinterkjerner: Når temperaturkontrasten mellom polisen og tropene er på sitt skarpeste midtvinters, kan vindfarten over Japan og Nord-Atlanteren passere 400–450 km/t (>120 m/s) – raskere enn et japansk Shinkansen-lyntog!

• Vestavindsretning: På begge halvkuler blåser jetstrømmene nesten alltid fra vest mot øst. Dette skyldes at trykkgradienten i høyden peker mot polene, mens Corioliskraften avbøyer luftstrømmen mot øst.

Jetstrøm: Et smalt, rørformet belte med ekstrem vestavind i øvre troposfære (typisk 8–16 km høyde). Dannes over kollisjonssoner mellom luftmasser med ulik temperatur.

Oppdagelsen og moderne luftfart

Jetstrømmene ble først systematisk kartlagt på 1920-tallet av den japanske meteorologen Wasaburo Oishi, som slapp opp pilotballonger nær Fuji-fjellet. Men fenomenet ble verdenskjent under andre verdenskrig: Da amerikanske B-29 bombefly skulle fly vestover mot Japan i 10 kilometers høyde, opplevde pilotene at flyene nærmest sto stille i forhold til bakken. De hadde fløyet rett inn i en motvind på over 250 km/t som ingen inntil da visste eksisterte.

I dag er internasjonal luftfart helt avhengig av å navigere etter jetstrømmen:

• Flytid og drivstoff: Et rutefly fra New York til Oslo flyr med polarfrontjeten i ryggen. Medvinden kan kutte flytiden med over én time sammenlignet med turen vestover mot New York, og flyselskapene sparer tusenvis av liter flybensin. Ruteplanleggere oppdaterer flyrutene daglig for å legge kursen midt i jetkjernen østover, og svinge utenom den vestover.

• Klarværsturbulens (CAT): I randsonene til jetstrømmen endrer vindhastigheten seg voldsomt over bare noen få meters avstand (kraftig vindskjæring). Dette skaper kaotiske, usynlige virvler i luften. Siden luften her oppe er knusktørr, finnes det ingen skyer som advarer pilotene. Dette kalles klarværsturbulens (Clear Air Turbulence) og er den vanligste årsaken til uventede risting og skader på passasjerer i marsjhøyde.

• Cirrusstriper – jetens fingeravtrykk på himmelen: Selv om luften i jetstrømmen er usynlig, kan du ofte observere den fra bakken. Når fuktighet kastes opp i jeten, trekkes iskrystallene i fjærsyene (Cirrus) ut i lange, snorrette parallelle striper over himmelen. Ser du slike striper fare over himmelen mens det er vindstille nede på bakken, ser du jetstrømmen i aksjon 10 kilometer over deg.

Klarværsturbulens (CAT): Plutselig, kraftig turbulens i skyfri luft forårsaket av ekstrem horisontal eller vertikal vindskjæring i randsonen til en jetstrøm.

Klodens to jetbelter: Polarfrontjeten og Den subtropiske jetstrømmen

I dagligtale snakker vi ofte om «jetstrømmen» i entall, men på hver halvkule finnes det to permanente jetbelter i troposfæren. De oppstår i helt ulike soner og drives av forskjellige mekanismer:

🌊 1. Polarfrontjeten (PFJ)

• Posisjon: Ca. 50°–65°N, rett over polarfronten.

• Høyde: Typisk 9–11 km (polar tropopause).

• Drivkraft: Den voldsomme horisontale temperaturkontrasten mellom iskald arktisk polarluft og mild subtropisk luft.

• Karakter: Ekstremt meandrerende og dynamisk. Det er denne jetstrømmen som styrer lavtrykkene, stormene og ruskeværet inn mot Norge!

☀️ 2. Den subtropiske jetstrømmen (STJ)

• Posisjon: Ca. 30°N/S, ved polgrensen til Hadleycellen.

• Høyde: Typisk 13–16 km (tropisk tropopause).

• Drivkraft: Bevaring av vinkelmoment (spinn) fra luften som stiger ved ekvator og strømmer mot polene i høyden.

• Karakter: Betydelig mer stabil og rettlinjet. Ligger over jordens store ørkenbelter og hestebreddegrader; styrer monsuner og subtropisk vær.

Hvorfor ligger de i forskjellig høyde? Tropopausens trappetrinn! Dette er en klassisk geofaglig observasjon: Fordi luften i tropene er gjennomvarm, utvider den seg og løfter den tropiske tropopausen helt opp til 16–17 kilometers høyde. I Arktis er luften derimot iskald og sammentrykt, slik at den polare tropopausen bare ligger 8–9 kilometer over bakken.

I overgangssonene mellom sirkulasjonscellene oppstår det brå trappetrinn i tropopausen: Både polarfrontjeten og den subtropiske jeten sitter nøyaktig i disse «tropopausebruddene»!

Merk skillet til polar natt-jet: I stratosfæren over Arktis og Antarktis finnes det om vinteren en tredje jetstrøm, polar natt-jeten (Polar Night Jet). Den oppholder seg i 25–40 kilometers høyde over mørkelagte polare stratosfærelag og er koblet til polarvirvelen og ozonkjemi. Den må ikke forveksles med troposfærens jetstrømmer som styrer norsk vær.

Fysikken bak jetstrømmen: Termisk vind og trykkflaters helling

Hvordan kan en temperaturforskjell langs bakken forvandle seg til en vanvittig vestavind ti kilometer oppe i luften? Forklaringen er en av meteorologiens mest elegante fysiske lover: termisk vind.

La oss bygge mekanismen trinn for trinn fra termodynamiske prinsipper:

1. Hypsometrisk søyletykkelse: Luft er en gass som adlyder ideell gasslov. Varm luft har lavere tetthet og tar større plass; en varm luftsøyle er derfor høy og romslig. Kald luft trekker seg sammen og er tung; en kald luftsøyle er komprimert og lav.

2. Trykkfall med høyden: Tenk deg at lufttrykket ved bakken er helt likt (1013 hPa) både i subtropene og over Arktis. I den kalde, tette luften faller trykket ekstremt raskt med høyden. I den varme, tynne luften faller trykket adskillig saktere.

3. Trykkflatene heller brattere og brattere: Hvis vi tegner opp flaten der trykket er 500 hPa, ligger denne flaten rundt 5 700 meter over havet i subtropene, men bare 5 200 meter over havet i Arktis. Fortsetter vi opp til 250 hPa (tropopausen), er høydeforskjellen blitt over 1 200 meter! Trykkflatene heller altså kraftigere og kraftigere nedover mot polen for hvert trinn vi stiger.

4. Eksplosiv trykkgradientkraft i høyden: Hellingen på trykkflatene betyr at det oppstår et kolossalt overtrykk i høyden over tropene, og et tilsvarende undertrykk i høyden over Arktis. Trykkgradientkraften (F_pg) peker rett mot polen, og den blir sterkere jo høyere opp vi kommer.

5. Coriolis fullfører verket: Idet luften akselererer mot polen i 10 kilometers høyde, finnes det ingen bakkefriksjon som bremser farten. Corioliskraften avbøyer luftstrømmen 90° til høyre (på nordlig halvkule). Når trykkgradientkraften og Corioliskraften er i balanse (geostrofisk vind), blåser vinden nøyaktig parallelt med isobarene – rett fra vest mot øst som en jetstrøm!

Termisk vind: Den vertikale endringen i geostrofisk vindhastighet som skyldes en horisontal temperaturgradient. Sterkere temperaturforskjell mellom pol og ekvator gir raskere jetstrøm i høyden.

Hvorfor er vinden sterkest akkurat ved tropopausen? Så lenge vi befinner oss i troposfæren, er det varmest i sør og kaldest i nord. Dermed blir gradienten brattere og vinden sterkere for hver meter vi klatrer. Men over tropopausen – inne i stratosfæren – snur dette! Der absorberer ozonlaget solstråling, og den tropiske tropopausen er faktisk mye kaldere (-75 °C) enn den polare (-50 °C). Den horisontale temperaturgradienten snur, trykkflatenes helling flater ut, og vindhastigheten avtar igjen. Toppunktet for hastighet inntreffer dermed nøyaktig i overgangssonen: i jetkjernen.

Zonal og meridional form: Rossbybølger og virvling

Jetstrømmen flyter aldri i en snorrett linje rundt jorden. Den bukter og slynger seg i enorme, kontinentstore bølger kalt Rossby-bølger (oppkalt etter den svensk-amerikanske meteorologen Carl-Gustaf Rossby). Det er formen på disse bølgene som avgjør om du må pakke paraply, solkrem eller dunjakke den neste uken.

➡️ Zonal strøm: Raskt vestavær

Jetstrømmen blåser nesten snorrett fra vest mot øst, parallelt med breddegradene. Temperaturkontrasten er jevnt fordelt, og vestavindsbeltet er sterkt. Lavtrykkene langs polarfronten feier raskt over Atlanteren og inn mot Norge. Været er preget av hyppige skifter: regnvær etterfølges raskt av opphold, temperaturene er milde, og ingen værtype rekker å «låse seg fast».

〰️ Meridional strøm: Store bølger og værlås

Jetstrømmen meandrerer i dype svinger nord–sør. Vinden frakter enorme luftmasser på tvers av breddegradene: • Rygg (bølgetopp mot nord): Pumper varm subtropisk luft mot Arktis. Luften synker (subsidens), skyer fordamper og gir hetebølge og tørke. • Tråg (bølgedal mot sør): Dumper iskald polarluft langt sørover. Luften stiger, skaper bygeskyer og gir ukelange kuldebølger.

Hvorfor begynner jetstrømmen å svinge? Rossby-bølger drives av jordens krumning og rotasjon gjennom en fysisk lov som kalles bevaring av potensiell virvling (vorticity):

• Jordrotasjonens breddegradseffekt (Beta-effekten): Corioliskraften øker fra null ved ekvator til maksimum ved polene. Når en luftpakke beveger seg nordover, får den mer «spinn» fra jordkloden under seg. For å bevare sitt totale spinn må luften begynne å rotere motsatt vei (med klokken, antisyklonalt). Den tvinges derfor til å svinge mot høyre og sørover igjen – en rygg er født. Når den beveger seg sørover, skjer det motsatte: Den avbøyes mot venstre og nordover – et tråg dannes. Dette skaper en permanent bølgedynamikk!

• Fjellkjeder som bølgeutløsere: Når jetstrømmen treffer mektige fjellkjeder som Rocky Mountains i Nord-Amerika eller Andesfjellene i Sør-Amerika, presses luften opp og klemmes sammen. Dette tvinger frem et stående tråg på lesiden av fjellet, som forplanter seg som en bølgebevegelse hele veien over Atlanteren mot Norge.

Rossby-bølger: Gigantiske planetære meandrerende bølger på jetstrømmen med bølgelengder på 4000–8000 km. Skapes av variasjon i Corioliskraft med breddegrad og store fjellbarrierer.

Jetkjernen (Jet streak) og syklonenes fødsel: 4-kvadrant-modellen

I lærebøker heter det ofte at «jetstrømmen styrer lavtrykkene». Men jetstrømmen gjør mye mer enn å bare være en passiv reisevei: Jetstrømmen skaper og forsterker lavtrykkene aktivt!

Inne i jetstrømmen finnes det soner der vinden er lokalt mye sterkere enn i områdene rundt. En slik lomme med topphastighet kalles en jetkjerne (engelsk: jet streak). Når luftmolekylene strømmer gjennom denne kjernen, utsettes de for voldsom akselerasjon og bremsing:

1. Innløpet (Entrance region): Luften strømmer inn i kjernen og må akselerere fra f.eks. 150 km/t til 300 km/t. I akselerasjonsfasen henger Corioliskraften litt etter trykkgradientkraften. Luften tvinges på tvers av jeten mot lavt trykk (mot nord).

2. Utløpet (Exit region): Luften forlater kjernen og må bremse ned igjen. Nå er farten høyere enn den lokale trykkgradienten tilsier, og Corioliskraften «vinner» drakampen. Luften kastes på tvers av jeten mot høyre (mot sør).

Denne tverrgående bevegelsen deler jetkjernen inn i fire distinkte kvadranter:

🌀 Venstre utløp (Left exit): Lavtrykksmotoren!

I den venstre delen av utløpet sprer luften seg vifteformet fra hverandre. Her oppstår det maksimal divergens i høyden. Det fjernes bokstavelig talt luftmasse fra toppen av atmosfæren! Tyngden av luftsøylen minker, og barometeret på bakken stuper. For å tette masseunderskuddet suges luft opp fra bakken i en kraftig oppdrift. Luften avkjøles adiabatisk, danner tette skyer, og et dypgående lavtrykk (syklon) fødes med voldsomt regnvær og kuling!

☀️ Høyre utløp (Right exit): Nedsynking og høytrykk

I den høyre delen av utløpet hoper luftmassene seg opp. Her oppstår det konvergens i høyden. Vekten av luftsøylen øker, og overskuddsmassen presses nedover mot bakken i en storskala subsidens. Luften komprimeres og varmes adiabatisk, skydråpene fordamper, og på bakken dannes det et stabilt høytrykk med klar himmel og rolige vinder.

Divergens i høyden: Horisontal spredning av luftmasser i øvre troposfære (særlig i venstre utløp av en jetkjerne). Fjerner luftmasse fra søylen slik at bakketrykket faller og lavtrykk dypner.

I tillegg gir den horisontale temperaturkontrasten langs polarfronten næring til en prosess som kalles baroklin ustabilitet: Bølgen på bakken kan hente potensiell energi fra temperaturforskjellen og omdanne den til rotasjonsenergi i syklonen. Hvert nytt lavtrykk dannes, forsterkes og feier østover like under jetkjernene. Dette sporet kalles stormbanen.

Atmosfærisk blokkering: Omega-blokk og Rex-blokk

Noen ganger forsterkes en høytrykksrygg i en Rossby-bølge så kraftig at den stanser opp og nekter å vike. Dette kalles atmosfærisk blokkering (blocking high).

Det mest kjente blokkeringsmønsteret over Europa kalles en Omega-blokk, fordi jetstrømmen tvinges til å splitte seg og bøye seg rundt høytrykket i en bue som ligner på den greske bokstaven Omega (Ω):

• Sentralt høytrykk: En mektig, varm antisyklon etablerer seg over Skandinavia og Nordsjøen. Luften synker uavbrutt (subsidens), og skyene holdes unna.

• Splittet jetstrøm: Jetstrømmen deles i to adskilte grener: Én gren ledes langt nord over Svalbard og Barentshavet, mens den andre presses langt sør inn over Middelhavet.

• Avsnørte lavtrykk (Cut-off lows): På begge flanker av høytrykket blir lavtrykk avskåret fra hovedstrømmen. De blir liggende og spinne på samme sted i dagevis eller uker.

Konsekvensene for norsk vær er enorme:

• Sommerblokkering (Hetebølger og tørke): Den skyfrie himmelen slipper solstrålene uhindret ned i 18–24 timer i døgnet. Sammen med subsidensvarmen gir dette ekstreme hetebølger, tørke og skogbrannfare. Rekordsomrene i Sør-Norge i 2018 og 2021 var klassiske eksempler på en ukelang Omega-blokk!

• Vinterblokkering (Sprengkulde og inversjon): Om vinteren er nettene lange. Den skyfrie himmelen gir katastrofalt stort varmetap ved langbølget stråling. Iskald luft fra Sibir og Arktis samler seg i dalbunnene som dype temperaturinversjoner (-25 °C til -40 °C på Røros, Tynset og Finnmarksvidda), mens vedrøyk og svevestøv stenges inne.

• Flomkatastrofer i Sør-Europa: Mens Norge bader i sol under blokka, fanges de avsnørte lavtrykkene over Middelhavet eller Sentral-Europa og dumper hundrevis av millimeter regn med katastrofale flommer som følge (som flomkatastrofene i Tyskland og Spania).

Omega-blokk (Ω): En kvasistasjonær blokkeringssituasjon der en høytrykksrygg deler jetstrømmen i to som bokstaven Ω. Låser været i ukesvis og gir tørke/hete om sommeren eller sprengkulde om vinteren.

Årstidsvariasjon: Vinterjet vs. Sommerjet

Bruk regelen om termisk vind: Jetstrømmens styrke er direkte proporsjonal med temperaturkontrasten mellom ekvator og pol. Fordi solinnstrålingen forskyver seg med årstidene, gjennomgår jetstrømmen en dramatisk årlig syklus:

❄️ Vinter: Maksimal temperaturkontrast

I vinterhalvåret er Arktis svøpt i mørke under polarnatten, og isen stråler ut varme til temperaturen faller under -40 °C. Samtidig mottar tropene rikelig med solvarme (+30 °C). Temperaturforskjellen er kolossal: ΔT ≈ 70 °C! Polarfrontjeten blir sylskarp, akselererer til over 350–400 km/t, og trekker sørover til ca. 45°–55°N. Stormbanen peker rett mot Norskehavet, og Norge bombarderes av voldsomme vinterorkaner.

☀️ Sommer: Minimal temperaturkontrast

Om sommeren skinner midnattssolen døgnet rundt i Arktis. Snø og sjøis smelter, og landmassene varmes opp til plussgrader (+5 til +15 °C). Temperaturforskjellen mot tropene krymper til under ΔT ≈ 30 °C. Jetstrømmen svekkes drastisk til 100–160 km/t og forskyver seg nordover til 65°–70°N. Lavtrykkene blir vesentlig svakere, stormbanene passerer nord for fastlandet mot Barentshavet, og Norge opplever roligere sommervær.

Klimasvingninger og stormbaner: NAO og arktisk forsterkning

Hvorfor er noen norske vintre milde, stormfulle og klissvåte, mens andre er knusktørre og iskalde fra desember til mars? Svaret ligger i hvordan storskala klimasvingninger flytter jetstrømmen over Nord-Atlanteren.

NAO: Sjefen for det norske vinterværet

Den viktigste klimaindeksen for Norge er Den nordatlantiske oscillasjon (NAO) (NOAA, u.å.-b). NAO måler trykkforskjellen mellom det subtropiske Azorhøytrykket og det subpolare Islandslavtrykket:

• Positiv NAO-fase (+NAO): Både Azorhøytrykket og Islandslavtrykket er uvanlig kraftige. Trykkgradienten over Nord-Atlanteren er bratt, og polarfrontjeten blir ekstremt sterk og rettlinjet (zonal). Stormbanen legges i en rett motorvei rett inn mot Vestlandet og Midt-Norge. Resultatet er en klassisk mild, våt og stormfull norsk vinter, mens Middelhavet opplever tørke.

• Negativ NAO-fase (-NAO): Både Azorhøytrykket og Islandslavtrykket er svake. Trykkgradienten flater ut, og polarfrontjeten svekkes og begynner å meandrere i store Rossby-bølger eller blokkeres fullstendig. Stormbanen forskyves sørover mot Storbritannia og Middelhavet. Norge og Skandinavia havner i le eller under et polart tråg, noe som gir en bitende kald, tørr og stabil vinter med lite snø i lavlandet.

Endrer jetstrømmen seg med global oppvarming?

Et av de heteste forskningstemaene i moderne meteorologi er koblingen mellom global oppvarming og jetstrømmens oppførsel. Her må du som geofagelev være faglig nyansert og skille mellom hypoteser og etablert vitenskap:

• Hypotesen om arktisk forsterkning (Francis & Vavrus): Arktis varmes opp tre til fire ganger raskere enn det globale gjennomsnittet (blant annet fordi hvit sjøis smelter og erstattes av mørkt hav med lavere albedo). Hypotesen sier at når Arktis varmes mest, krymper temperaturgradienten mot tropene nær bakken. Ifølge loven om termisk vind skal da polarfrontjeten svekkes. En slappere jetstrøm meandrerer lettere i dype Rossby-bølger, noe som skulle gi flere fastlåste blokkeringer, lengre tørkeperioder og flere arktiske kuldeutbrudd.

• Hva sier FNs klimapanel (IPCC AR6)? IPCCs sjette hovedrapport vurderer denne hypotesen med lav konfidens for Nord-Atlanteren om vinteren (IPCC, 2021). Hvorfor? Fordi atmosfæren har to motstridende krefter: Samtidig som Arktis varmes ved bakken, varmes den tropiske øvre troposfæren opp kraftig som følge av økt fuktkonveksjon. Dermed øker temperaturgradienten i høyden! Disse to effektene drar jetstrømmen hver sin vei.

• Mindre blocking over Grønland i modellene: Klimamodellene viser faktisk at atmosfærisk blokkering over Grønland og Nord-Stillehavet forventes å avta i frekvens i scenarier med høye utslipp (middels konfidens). Det er derfor faglig feilaktig å påstå skråsikkert at «klimaendringene gir mer blokkering overalt».

De 4 vanligste eksamensfellene i Geofag 2

• 1. Jetstrømmen regner ikke: En av de vanligste feilene er å tro at jetstrømmen selv er en regnsky fordi det «regner under den». Jetstrømmen befinner seg 9–11 km oppe i iskald, knusktørr luft. Nedbøren produseres ved bakken, i de dynamiske lavtrykkene som suges i gang av jetens øvre divergenssone (venstre utløp).

• 2. To jetbelter, ikke ett: Husk at det er to permanente jetbelter på hver halvkule. Polarfrontjeten (55°–65°N, 9–11 km) drives av temperaturgradienten over polarfronten. Den subtropiske jeten (30°N, 13–16 km) drives av bevaring av vinkelmoment i Hadleycellen. Polar natt-jeten er noe helt annet – den ligger i stratosfæren.

• 3. Termisk vind er ikke vind fra varm bakke: Ordet «termisk vind» betyr ikke at varm luft blåser bortover bakken. Det er et matematisk/fysisk begrep for den vertikale vindskjæringen (vindøkningen med høyden) som tvinges frem fordi en varm luftsøyle er tykkere enn en kald luftsøyle.

• 4. Venstre utløp dypner lavtrykk – ikke innløpet: Til eksamen må du presisere hvilken del av jetkjernen som skaper storm: Det er venstre utløp (left exit) og høyre innløp som har divergens i høyden og suger opp luft fra bakken. Høyre utløp gir konvergens, nedsynking og høytrykk.

Viktige begreper

Jetstrøm: Smalt, rørformet belte med ekstrem vestavind i øvre troposfære (150–400 km/t), dannet over store temperaturkontraster.

Polarfrontjeten (PFJ): Meandrerende jetstrøm over polarfronten (9–11 km høyde, 50°–65°N) som styrer lavtrykkene og stormbanene mot Norge.

Subtropisk jet (STJ): Stabil jetstrøm nær 30° bredde ved Hadleycellens polgrense (13–16 km høyde), drevet av vinkelmoment fra ekvator.

Termisk vind: Loven om at geostrofisk vind øker oppover så lenge det er en horisontal temperaturkontrast. Brattere trykkflater gir sterkere vind.

Rossby-bølger: Planetære bølger på jetstrømmen skapt av variasjon i Corioliskraft med breddegrad og topografiske barrierer.

Zonal strøm: Rettlinjet vest-øst-strøm langs breddegradene som gir raske lavtrykkspassasjer og mildt, skiftende atlantisk vestavær.

Meridional strøm: Kraftig bølgende jetstrøm nord-sør med dype tråg (polare kuldeutbrudd) og rygger (subtropiske hetebølger).

Jetkjerne (Jet streak): Lokalt segment inne i jetstrømmen med maksimal vindhastighet, der aldersofisk vind skaper divergens og konvergens.

Venstre utløp (Left exit): Kvadranten foran jetkjernen på nordsiden der divergens i høyden suger opp luft og dypner eksplosive lavtrykk ved bakken.

Omega-blokk (Ω): Atmosfærisk blokkering der et mektig høytrykk deler jetstrømmen i to som en Ω, og låser været i ukevis (tørke eller kulde).

Stormbane: Hovedsporet som vandrende lavtrykk følger over Nord-Atlanteren, styrt av polarfrontjetens posisjon.

NAO (Nordatlantisk oscillasjon): Trykksvingning mellom Azorene og Island som bestemmer jetstrømmens styrke og bane over Norge.

Test deg selv: Jetstrømmer og stormbaner