Varme- eller kuldetransport horisontalt. Når en varmfront fra sydvest har passeret et område, taler vi efterfølgende om advektion af varmluft fra sydvest.

Tåge som dannes når varm, fugtig luft, bevæger sig ind over en kold overflade, hvorved luften bliver afkølet til dugpunktstemperaturen (mættet).

Er det modsatte af "katabatisk vind". Kaldes også for dalvind og hører til det, vi kalder "lokale vindsystemer". Dannes når solen opvarmer en bjergside. De bedste forhold vil være, hvis der ikke hersker generelle større vindsystemer i området. Luften på bjergiden vil i løbet af dagen blive varmet op, blive lettere og stige til vejrs, op langs bergsiden. Herved kan der dannes cu-skyer på solsiden af bjerget (måske byger). De fremkomne opvinde, TERMIK, bruges i udbredt grad af svæveflyvere og paraglidere i f.eks. Alperne i sommerperioden.

Atmosfæren er det luftlag, som omkranser jordoverfladen. Af de nederste 3 lag i atmosfæren hedder det underste troposfæren. Oven på dette ligger stratosfæren og derover mesosfæren. Skillefladen mellem troposfæren og stratosfæren kaldes tropopausen.

Som sagt heder det nederste lag troposfæren eller ”vejrlaget”, idet det er i dette lag, at alt ”vejr” udvikles og optræder. Toppen af laget er ca. 9km over polerne og op til 18km over ækvator. Tykkelsen svarer til, at man tager et menneskehår og lægger oven på en fodbold. Fantastisk at tænke sig at alt vejr inkl. tropiske cykloner, store tordenvejr, orkaner m.m. optræder i dette tynde lag. Temperaturen vil i store træk aftage op gennem troposfæren.
I luftfartens standartatmosfære er højden af troposfæren 36.089ft (ca. 11km), og man har fastsat, at temperaturen ved overfladen er plus 15 grader og i toppen (tropopausen) minus 56,5 grader.
I den aktuelle atmosfære vil temperaturen i toppen af troposfæren variere en del, med koldeste temperaturer over ækvator og varmeste over polerne. Modsat oplever vi jo, at det ved overfladen er varmest nær ækvator og koldt på polerne.
Luften i troposfæren består primært af ilt (21%) og kvælstof (78%). Den eneste variable ingrediens er vanddamp.

Næste lag hedder stratosfæren, og området mellem troposfæren og stratosfæren hedder, som før omtalt, tropopausen. Tropopausen er ikke en ubrudt flade rundt om jorden, men vil ved luftmasseskellene overlappe hinanden med den højeste tropopause over ækvator og den laveste over polerne. Det er i disse tropopause-brud, at vi finder jetstrålerne.
Stratosfæren rækker op til 50km, og i de laveste 20km hersker isotermi, dvs. uændret temperatur med højde. Heroppe er meget tørt, og der findes ikke noget ”vejr”.

Over stratosfæren møder vi mesosfæren, som strækker sig fra 50km op til ca 80km´s højde.

Hvis en luftmasse passerer hen over en bjergkæde, kan vi i nogle tilfælde, ved en stabil atmosfære til et stykke op over bjergkæden , få dannet bjergbølger. De optræder normalt i 2000m-4000m's højde, og vi kan på læsiden af bjerget, hvis luften er fugtig nok, få dannnet altocumulus (ac) lenticularis også kaldet "linse-skyer". De er stationære og kan over Danmark opleves ved føhn-effekt fra Sydnorge. Bjergbølger (standing waves) kan udnyttes af svæveflyvere.

Katabatisk faldvind ved Dalmatien-kysten i Kroatien. Se under katabatiske vinde.

Kaldes også kuldeindex.
Mange mennesker har oplevet, at de, med en vejrudsigt som lover 5-8 graders varme, har følt det som om, det var frostvejr. Følelsen opstår, når det begynder at blæse.
Menneskets indbyggede termometer er huden, idet det er varmeafgivelsen fra huden, der bestemmer hvor varm eller hvor koldt, vi føler det. Ved udækket hud (f.eks. bar overkrop) vil vi i vindstille vejr føle en bestemt temperatur, men hvis vi har vind, der passerer kroppen, vil vi få en øget afgivelse af varme fra kroppen (afkøling), og vores indbyggede termometer fortæller os så, at det er blevet koldere, selv om den officielt målte temperatur er den samme.
Hvis den målte temperatur er 10 grader, vil kroppen ved en vind på 20 knob føle det som om, temperaturen kun er 2 grader. Denne temperatur kaldes chill-factor.
Luftfugtigheden har også indflydelse på chill-factoren, men indgår normalt ikke i tabellerne. Ved høj fugtighed har huden svært ved at afgive varme. Det kender vi til, når der er høj temperatur og fugtighed, og hvor man kan blive utilpas af den "trykkende" varme. Ved lav fugtighed får vi en større "fordampning" og mere behagelige forhold. Fugtigheden betyder ikke meget i forhold til vinden, men ved lav fugtighed vil vi have lavere chill-factor.
For udregning af chill-factor kan du gå til www.dmi.dk og gå til den meteorologiske lommeregner eller til www.optisejler.dk/optisejler/sikkerhed/chillfactor.htm

Kommer

Vejrfænomen som skyldes nedsat sigtbarhed pga. andre ting end fugtighed. Det er forårsaget af ophobning af meget små partikler, som kan være f.eks. forureningspartikler (industrielt forårsaget), pollen eller støvpartikler. Når vi har tørdis, vil den relative fugtighed normalt være mindre end 80%.

Vejrfænomen som skyldes stor fugtighed i luften, forårsaget af mange små vandpartikler, og som nedsætter sigtbarheden til mellem 1000m og 5km. Ved tågedis er den relative fugtighed normalt 80% eller mere.

Forskellen mellem temperatur og dugpunktstemperatur udtrykt i grader. F.eks. 4 grader. Jo større dugpunktsspredning, jo mere tør er luften, og omvendt er luften fugtigere jo mindre spredning. Når vi har en dugpunktsspredning på 0 grader, er luften mættet, dvs. den relative fugtighed er 100%. Dugpunktsspredningen kan bruges ved udregning af skybasen (bunden) af cu-skyer (cumulus), som er konvektive skyer. De kaldes også populært "blomkåls-skyer". Ved at gange dugpunktsspredningen med 400 får man cu-basen i ft. Eks: Temperaturen er (eller bliver) 15 grader og dugpunktstemperaturen er 8 grader. Dugpunktsspredningen er 7 grader ganget med 400, dvs. højden til undersiden af cu-skyerne (basen) er 2800ft .

Dugpunktstemperaturen er den temperatur, luften skal afkøles til for at være mættet med vanddamp (ved samme tryk). Dvs. at hvis vi har en lufttemperatur på 10 grader og en dugpunktstemperatur på 6 grader, og vi afkøler luften til en temperatur på 6 grader, vil vi være indhyllet i tåge, da luften vil være mættet, hvilket er lig med en relativ fugtighed på 100%.

Sigtbarheden fremefter fra førerpladsen i et luftfartøj under flyvning.

En front er defineret som skillefladen mellem to luftmasser. Der er på vore breddegrader normalt tale om de to luftmasser polarluft (koldluft) og tropikluft (varmluft). En luftmasse er en stor horisontal udbredt mængde luft med ensartede egenskaber mht. temperatur og fugtighed. Polarluften vil normalt ligge mod nord og tropikluften mod syd. Hvor disse luftmasser "læner" sig op ad hinanden med den kolde, tunge luft nederst og den varme, lette luft øverst, vil vi have en ret markant (stationær) frontzone vest-øst, som kaldes Polarfronten. Om vinteren optræder der over det nordlige Skandinavien til tider endnu en front, Artikfronten, som skiller artikluft og polarluft, hvor artikluften ligger nord for polarluften.
Når fronten bliver påvirket/skubbet af et eller andet, f.eks. en lavtryksudvikling på fronten, vil den sættes i bevægelse. Når fronten bevæger sig mod nord vil den, fra en stationær front, blive varmfront, og når den bevæger sig mod syd, vil den blive en koldfront.
Læs videre under koldfront, varmfront, okklusion og luftmasser.

Se Cyklonfamilie.
(se tegning)

kommer

Skyldes at vi ved fronter har varm luft over et koldt nedre lag. Vi vil derfor i et eller andet niveau oppe i atmosfæren opleve et lag, hvor temperaturen tiltager med højden, og dette kaldes en frontinversion.
Fugtigheden vil være stor i inversionen, da den varme luft er blevet skubbet op over den kolde luft (se fronter). Derved fortættes den, og vi vil derfor have skyer i frontinversionen og disse vil oftest give nedbør.

(se tegning) Betegnelse for et frontlavtryk med tilhørende varmfront og koldfront, og hvis frontsystemet er okkluderet tillige en okklusion. På tegningen forekommer en del sky-forkortelser (se hvad det betyder under Skyer). Se endvidere under Lavtryk, Varmfront, Koldfront, Okklusion og Frontbølge.

kommer

Kommer. Se endvidere under Tåge.

Den fugtadiabatiske temperaturgradient udtrykkes ved en temperaturkurve hvor temperaturen aftager 1½ grad pr 1000ft (300meter), og som viser ændringen af en luftpartikels temperatur ved hævning op gennem atmosfæren. Luft betragtes som fugtig når den relative fugtighed er 100 procent. (se Stabil/Instabil atmosfære)

Føhn er en varm og tør faldvind (vind som falder ned langs en bjergside), som forekommer på læsiden af et bjergområde.
I Danmark kender vi især føhnen fra Sydnorge, hvor den giver varmt og solrigt vejr over Skagerrak og Nordjylland og ofte længere ned over Danmark. Den bliver her dannet, når fugtig luft blæser fra nordnordvest ind på Sydvestnorge (området mellem Bergen og Stavanger). Herved tvinges luften op over Sydnorge for derpå at "falde ned" i Skagerrak-området som føhn.
Ved hævningen op over Sydvestnorge kondenserer (fortættes) luften og afgiver normalt en del nedbør. Der er tale om store årlige nedbørmængder i området fra Bergen til Stavanger. Til gengæld oplever vi på læsiden (ved Kristianssand og over Skagerrak) tilsvarende små nedbørsmængder.

Lad os lave et regneforsøg: Vi går ud fra, at Sydnorge er omkring 5000ft (ca. 1600m) høj. Når luften hæves op på vindsiden, vil temperaturen, mens den er tør, aftage 3 grader pr. 1000ft/300m. Dette kaldes den tøradiabatiske temperaturgradient. Når luften i f.eks. 1000ft er blevet mættet pga. hævningen, aftager temperaturen nu 1,5 grader pr. 1000ft (fugtadiabatisk temperaturgradient). Grunden til, at temperaturen aftager mindre i fugtig end i tør luft, er, at der ved kondensationen frigøres varme, som tilføres luften.
Når vinden "falder ned" på læsiden, vil den øjeblikkelig blive udtørret (pga. opvarmning) og vil derfor hele vejen ned opvarmes med 3 grader pr. 1000ft.
Hvis vi siger, at temperaturen på vindsiden er 18 grader, vil den først aftage 3 grader (1000ft (tør)) og derefter 6 grader (4000ft (fugtig)). Dvs. at temperaturen på toppen vil være 9 grader. Da luften på læsiden hele vejen ned opvarmes 3 grader pr. 1000ft, vil den opvarmes 15 grader. Dvs. at lufttemperaturen ved overfladen er 24 grader til forskel fra 18 grader på vindsiden. Dette kaldes føhn-effekt: køligt, skyet og regnfuldt på vindsiden, men varmt og solrigt på læsiden.

Et andet sted i Europa hvor danskerne kan opleve føhnen er i Alperne. Hvis vi har nordvestenvind ned gennem Tyskland, vil luften blive presset op over Alperne og synke ned på den italienske side. Mange danske bilister på vej til Italien har ved passage af Alperne opdaget, at de i det sydlige Tyskland har kørt i overskyet og køligt vejr med regn, men når de kommer over Alperne og kører ned i det nordlige Italien, skinner solen fra en skyfri himmel, og det er varmt. Alperne er ca. 10.000ft (ca. 3,2km) høj, og vi får derfor en kraftigere føhn-effekt end ved Sydnorge, som kun er ca 1,6km høj.

Geostrofisk vind blæser langs rette og parallelle isobarer/isohypser over friktionslaget.
Ved trykforskelle vil luften sættes i bevægelse fra højtryk mod lavtryk (trykgradientkraft). Undervejs vil luften blive påvirket af corioliskraften, som på den nordlige halvkugle vil "vride" vinden mod højre, indtil vi som vind-resultant får en vind, der blæser med det lave tryk til venstre og højtrykket til højre. Så længe vi er over friktionslaget (friktionskraften), og isobarerne er rette og parallelle , taler vi om geostrofisk vind.

Den geostrofiske vind kan i virkeligheden ikke i længere perioder blæse langs rette isobarer. I virkeligheden vil vinden følge krumme isobarer omkring f.eks. lav- og højtryk. Herved vil den geostrofiske vind blive påvirket af centripitalaccelerationen, og vi taler nu om gradientvind.

kommer

Kommer. Se endvidere under Tåge.

Et højtryk er defineret som et område med højere tryk end omgivelserne. Grafisk kan højtrykket betragtes som en skål med bunden i vejret, og højtrykskernen er der, hvor bunden stikker højest op i luften. Luften vil i højtrykket fra højden synke ned i centret (og udtørre), og vinden vil fra bunden af højtrykket bevæge sig ud til omgivelserne (ligesom en væske fra toppen af skålens bund vil flyde ud til siderne).
Ligesom under "Lavtryk" er der her tale om to typer højtryk: Det Dynamiske Højtryk Og Det Termale Højtryk.
Det Dynamiske Højtryk finder vi i Det Suptropiske Højtryksbælte, som strækker sig hele vejen rundt om jorden. Det findes klassisk 30 grader nord og syd for ækvator (Azoer-højtrykket). Højtrykket er varmkernet og vil med højden forstærkes. Det kaldes derfor et "blokerende" højtryk. Da luften som sagt synker ned i højtryk, vil vi i Det Suptropiske Højtryksbælte opleve solrigt, tørt og varmt vejr. Fra højtryksbæltet vil vinden mod nord danne Vestenvindsbæltet og mod syd Nordøstpassaten.
Det Termale Højtryk findes på polerne, Nordpolen og Antarktis. Disse højtryk er koldkernede og vil med højden ændres til lavtryk. Også i disse højtryksområder er der generelt tørt og solrigt vejr, men meget koldt i vinterperioden. På sydsiden af de polare højtryksområder dannes De Polare Østenvindsbælter (Polar Easterlies) både på den sydlige og nordlige halvkugle.
Sammenholdt med "Lavtryk" ser vi, at trykket i højden over Polerne vil være eet stort lavtryksområde, mens vi over Ækvatorområdet har et stort højtryksbælte, altså en mere simpel trykfordeling end ved jorden. Dette afstedkommer, at vinden i højden, på både den nordlige og sydlige halvkugle, er vestenvindsbælter! (Se under: Vindsystem - Det Globale)

I en standard-atmosfære vil temperaturen aftage med stigende højde (luften vil være instabil (ustabil)), men i den aktuelle atmosfære oplever vi ofte situationer, hvor temperaturen tiltager med højden. Vi kan have 10 grader ved jordoverfladen, men i 1000 meters højde har vi f.eks. 20 grader. Vi har her en inversion mellem overfladen og 1000m. Da den "ligger" på overfladen kaldes den en bundinversion. Bundinversioner dannes ofte om natten i forbindelse med afkøling af jordoverfladen. I inversionslaget vil luften være stabil, hvilket betyder, at der ikke er vertikal omrøring. Ved bundinversion holdes luften således bundet ved overfladen, og vi oplever ofte tåge, dis og smog.
Inversioner findes også i forskellige højder oppe i atmosfæren (Se Frontinversion og Subsidensinversion).

Er linier gennem punkter med samme trykændring (normalt ændringer pr 3 timer). Indtegnes på Overfladeanalysen (vejrkortet), for at få et overblik over Lavtryk og Højtryks bevægelse.

Kaldes på engelsk for Icepellets og er frosne regndråber. Dannes om vinteren under varmfronten og falder fra Nimbustratursskyer (Ns). Optræder oftest sammen underkølede regndråber (se underkølet regn) og optræder som gennemskinnelige iskugler (må ikke forvekles med ishagl).
Iskorn indikerer for flyvemeteorologerne og piloterne at der er kraftig isning i området.

Islag dannes, når vi f.eks. i løbet af natten ved svag vind og klart vejr har fået afkølet overfladen til under 0 grader, men stadig med positiv lufttemperatur (lufttemperaturen måles i 2 meters højde over terræn). Hvis der efterfølgende falder regn eller finregn, vil det spontant fryse på overfladen, og der er derved dannet (et) islag.

Inden for Luftfarten defineres isningen som:

Let isning = Ingen ændring af kurs eller højde er nødvendig.
Moderat isning= Kurs eller højde er ønskelig.
Kraftig isning= Øjeblikkelig ændring af kurs og/eller højde anses for absolut nødvendig.

Isobarer er linier gennem punkter med samme tryk. Meteorologerne analyserer vejrkortene ved at tegne isobarer. På den måde kan man finde højtryk og lavtryk, og herved danner meteorologen sig et billede af den samlede vejrsituationen.

Isobarer er linier gennem punkter med samme tryk. Når vi taler om isobarflader, er der tale om hele flader, hvor trykket overalt på fladen er ens.
Hvis fladen "buler" op i atmosfæren, er der tale om højtryk, hvorimod vi har lavtryk, hvis fladen "dykker" ned i atmosfæren.
Vi kan ikke "se" disse isobarflader, men de svarer til det, vi ser i naturen ved bjerge og dale. Hvis jordoverfladen f.eks. er 1000hPa-fladen, vil bjergene være højtryk og dalene lavtryk.
Isobarfladehældningen (afstanden mellem isobarerne på et vejrkort) er propertional med vindhastighaden.

Isohypser er linier gennem punkter med samme aftand fra MSL (mean sea level) til en given isobarflade (højdekort). Ved "lille" horisontal afstand mellem isohypserne vil der være kraftig vind og ved stor afstand svag vind.
Isohypser bruges til at analysere højdekort med (i stedet for isobarer).
Flyvemeteorologerne bruger kort i 850hPa, 700hPa, 500hPa, (400hPa), 300hPa og 200hPa-højder.

Er linier gennem punkter med samme vindhastighed. (Se bl.a. Jetstråler)

Er linier gennem punkter med samme temperatur.

Der vil være tale om regn, som er dannet på normal måde (se f.eks. under varmfront), men som efterfølgende bevæger sig ned i et bundlag (oftest nær overfladen) med negative temperaturer. Regnen vil så være underkølet (flydende nedbør ved negative temperaturer), og hvis en genstand (bil, fly, æbletræ m.m.) bliver ramt, vil nedbøren fryse spontant som et "is-panser", og vi taler om isslag.
Inden for luftfarten er dette et meget alvorligt vejrfænomen, idet en flyvinge, som bliver ramt af underkølet regn, bliver delvis deformeret af isdannelser og kan mist opdriften. Herved er der fare for, at der kan opstå alvorlige ulykker. Derfor varsler flyvemeteorologerne piloter i god tid, hvis der er fare for underkølet nedbør i det område, der gennemflyves. Vi taler inden for luftfarten om "klaris".
For almenheden er det også farligt, idet det giver spejlglatte veje, cykelstier og gangstier også med risiko for ulykker til følge!
Se mere under underkølet regn og finregn.

Hvis du har været ude at flyve på ferie eller forretningsrejse, har du måske hørt kaptajnen over højttalersystemet bede dig om at spænde sikkerhedsbæltet i dit flysæde, da der er mulighed for turbulens. Der har højst tænkeligt været tale om, at flyet kom i nærheden af en jetstråle!

En jetstråle (også kaldet en jetstrøm) er defineret som en kraftig smal luftstrøm, horisontalt orienteret og nær tropopausen. For at det er en jetstråle skal vindhastigheden være 60 knob eller mere. (se tegning)
Jetstrålen kan være flere tusinde kilometer lang, flere hundrede kilometer bred og flere tusinde fod tyk. Der vil normalt altid herske store vertikale og/eller horisontale ændringer mht. vindhastigheden (windshear) omkring jetstrålen, og dette medfører ofte (meget) generende turbulens.
Jetstrålen dannes normalt hvor to forskellige luftmasser mødes, og jo større temperaturforskel der er mellem luftmasserne, jo kraftigere vindstyrker oplever vi i jetstrålen.
Normalt har vi ved overfladen varm luft mod syd og kold luft mod nord. Hvis vi forestiller os, at vi står i USA og kigger mod Europa, vil vi have varm luft til højre og kold luft til venstre. Hvis vi samtidig forestiller os, at isobarfladen ligger horisontalt ved overfladen (vindstille), vil den med højden hælde mere og mere. Den vil ligge højst til højre (varm luft og højtryk) og lavest til venstre (kold luft og lavtryk).
Vinden vil bevæge sig fra højtryk mod lavtryk, dvs. her fra højre mod venstre, men pga. corioliskraften, der på den nordlige halvkugle påvirker vinden mod højre, vil den endelige vind (geostrofisk vind/gradientvind) her bevæge sig fra USA mod Europa. Vi får altså dannet vestenvind.
Da vindhastigheden er proportional men isobarfladehældningen, vil vi opleve en øgende vindstyrke med højden. Dette vil fortsætte så længe der er varmt til højre og koldt til venstre. Da tropopausen til højre (i tropikluften) ligger højere og er koldere end tropopausen i polarluften (til venstre), vil vi i et bestemt niveau opleve, at der er horisontalt isotermi (ens temperatur), hvorpå det højere oppe er koldt mod højre og varmt mod venstre (temperaturen er "skiftet").
Isobarfladens hældning vil derfor nu aftage, og vi vil få aftagende vind med højden. Den maksimale vindhastighed vil vi have i netop det punkt, hvor der er isotermi, og det er også her, vi finder jetstråle-kernen. (se tegning)
Da vi af det forestående kan se, at vi ikke kan tale om varm og kold side af jetstrålen, definerer vi, at vi med vinden i ryggen vil kalde området til højre for jetstrålen for "højtrykssiden" og til venstre for "lavtrykssiden".
Da skyerne i polarjetstrålen befinder sig på højtrykssiden (sammen med polarfronten), vil vi på lavtrykssiden opleve skyfrit vejr. Da vi endvidere på lavtrykssiden oplever det kraftigste horisontale og vertikale windshear (markante ændringer i vindhastighed og -retning), oplever luftfarten ofte generende klarluftsturbulens (CAT = clear air turbulence). Som ordet siger kan piloten ikke ”se” turbulensen, og det kan derfor komme pludseligt og overraskende. I moderne fly prøver man med varslingssystemer af hurtige temperaturændringer at undgå disse generende turbulensområder.
Inde for luftfarten opererer vi med let, moderat og kraftig turbulens, hvoraf sidstnævnte betyder at flyet i perioder kan være ude af kontrol. Dette kan selvsagt være farligt for luftfarten, hvorfor flyvemeteorologerne konstant ”følger jetstrålerne” og om nødvendigt sender varsler (SIGMET) ud for luftfarten.

Vi opererer normalt med 3 forskellige jetstråler: den subtropiske jetstråle, den polare jetstråle og den arktiske jetstråle. Alle tre jetstråler blæser på den nordlige halvkugle fra vest mod øst, men den polare jet, som er ”hægtet” på polarfronten kan retningsmæssigt variere meget (dog mest mellem nordvest og sydvest) alt efter polarfrontens position.

På den nordlige halvkugle oplever vi:

Den subtropiske jet:
Befinder sig i ca. 40.000ft.
Vinteren: position 20-35° nord og hastighed ca. 100 knob.
Sommeren: position 40-50° nord og hastighed ca. 60 knob.

Den polare jet:
Befinder sig i 30.000-35.000ft. Dette er i tropopause-springet som markerer skellet mellem tropikluft og polarluft (polarfronten).
Den følger polarfronten og vil derfor normalt om vinteren befinde sig over Middelhavet. Meget varierende styrke, men kraftigst om vinteren (størst temperaturforskel nord-syd).
Om sommeren vil man normalt kunne finde den mellem Mellemeuropa og Mellemskandinavien. Varierer meget i retning lige som polarfrontspositionen.

Den arktiske jet:
Den optræder til tider, og kun i vinterhalvåret, i skillefladen mellem polarluft og artikluft (se luftmasser) i ca. 20.000-25.000ft og normalt over Mellemskandinavien.

Vi taler her om vinden i det laveste niveau over overfladen, friktionslaget. Laget er 2000-3000ft tykt, og den geostrofiske vind vil her være påvirket af friktionskraften. Det er en kraft, som virker modsat vindens bevægelsesretning. Hvis vi laver "kræfternes parallelogram" (se tegning) vil vi ved at sammenholde trykgradientkraft, corioliskraft og friktionskraft se, at den endelige vind vil blæse med lavtrykket til venstre og højtrykket til højre, men afbøjet skråt ind mod lavtrykket. Afbøjningens størrelse vil være afhængig af underlaget, jo større friktion, jo større afbøjning. Over vand oplever vi 5-10 graders afbøjning og en reduktion af hastigheden til omkring 80%, mens vi inde over land med meget kuperet terræn kan se 30-40 graders afbøjning og reduktion af styrken til omkring halvdelen.
Hvis vindretningen gennem en periode drejer mod højre, f.eks fra 170 grader til 250 grader, siger vi, at vinden "veerer". Hvis den derimod drejer mod venstre, altså fra 280 grader til 220 grader, taler vi om, at vinden "bakker".

Katabatisk vind er en relativ kold faldvind (vind som falder ned langs en bjergside), som bevæger sig fra et højere liggende bjerg-plateau ned gennem skrænter og dale til lavereliggende områder omkring bjerget.
Katabatisk vind dannes ved, at luften over bjerg-plateauet gennem en periode bliver afkølet - f.eks ved svag vind og klart vejr. Herved bliver luften kold og tung og vil ved udefrakommende påvirkning (f.eks. et frontlavtryk som nærmer sig) sætte sig i bevægelse nedad.
På Grønland oplever man mange steder disse kolde faldvinde, som her skyldes, at luften bliver kraftigt afkølet over is-kappen (indlandsisen).
I Grønnedal (en flådestation ved Ivigtut på Grønland) oplever man jævnligt en katabatisk vind, som her kaldes Sydost. Denne når ofte op på 110 knob (55 m/sek) og har extremt været oppe på 135 knob, hvilket svarer til 250 km/t. Ved disse høje vindstyrker er det ikke muligt for et menneske at stå oprejst (hvilket en del marinesoldater opdagede under mit ophold på basen i 1966/67 som værnepligtig meteorolog fra flyvevåbnet).
På Grønland har man også en anden "berømt" og meget kraftig katabatisk vind, Piterac, som optræder på østkysten af Grønland ved Tasiilaq (Angmagssalik). Meget kold luft på indlandisen bliver sat i bevægelse og strømmer gennem en dal ud over Danmarksstrædet, nær Tasiilaq.
I Europa er der en kendt katabatisk vind med navnet Bora. Den optræder ved Dalmatien-kysten ved Kroatien. Da jeg selv oplevede Boraen i 1973, vil jeg anslå vindhastigheden til 25-40 knob (det ruskede godt i bilen som svajede frem og tilbage!).
Som omtalt har jeg selv oplevet både Bora og Sydost, og begge står for mig som en stor naturoplevelse.
Læs endvidere artiklerne "Sydost".

Når en koldfront passerer et område, vil varm luft bliver erstattet af kold luft. Koldfronten har en hældning på 1:50 og er altså noget stejlere end varmfronten. Den varme luft vil blive skubbet op foran og over koldfrontsfladen, hvorved der bliver dannet frontskyer. Nedbørsområdet vil være smallere end ved varmfronten, og nedbøren vil ofte være mere bygeagtig pga. konvektive skyer (cu/cb-skyer) i fronten. Dette vil ofte give større nedbørsmængder, og i forbindelse med koldfronten kan vi opleve tordenvejr.
Mht. nedbør, se "varmfront".
Vinden vil normalt dreje fra sydvest til nordvest ved koldfrontspassagen. Maritim Tropikluft (mT) vil bliver erstattet af maritim Polarluft (mP). Før passagen oplever vi dis/finregn og lave skyer, i fronten bygeagtig nedbør og efter fronten opklaring med god sigt, vekslende skydække (cu-skyer) og til tider byger (cb-skyer). Dette kaldes også "bagside-vejr".
Koldfronten vil bevæge sig hurtigere end varmfronten, da bevægelsesenergien alene skal bruges til at bevæge fronten. Når koldfronten indhenter varmfronten opstår en okklusion (okkluderet front). Se herom under "okklusion".
Koldfronten bevæger sig normalt med ca. 60% af vindhastigheden i 500Hpafladen (18000ft = ca 6km)

Konvektion er varmetransport vertikalt. Her taler vi om, at varme fra et niveau kan stige til vejrs. Hvis luften ved hævningen er fugtig nok, vil den ved afkølingen fortættes, og der vil blive dannet skyer. Ofte er der tale om varm luft fra overfladen, der stiger op gennem atmosfæren (instabil luft). Herved dannes cu-skyer og måske cb-skyer. Disse kaldes derfor konvektive skyer.

En konvergenszone opstår i et område, hvor to vindsystemer med forskellig vindretning mødes (støder sammen) langs en linie. Herved løftes luften op langs linien, og der dannes normalt cumulusskyer (cu) og cumulonimbusskyer (cb) og dermed bygevejr, som lokalt kan være ledsaget af torden. En konvergenszone betegnes også som en konvergenslinie, og i ekstreme tilfælde tales der om "squall-lines".
Den mest kendte konvergenszone er "Den Intertropiske Konvergenszone" (ITCZ), som strækker sig hele vejen rundt om jorden nær ækvator. Den dannes hvor nordøstpassaten møder sydøstpassaten, og ligger når vi har sommer ca. 5 grader nord for ækvator, og om vinteren ca. 5 grader syd for ækvator. Den kan ses og følges på vore satellitbilleder og består udbredt af cu- og cb-skyer med mange regn- og tordenbyger.
I Danmark optræder der i forårs- og sommermånederne til tider en mere fredelig konvergenszone, nemlig en søbrisefront, der klassisk ligger langs den jyske højderyg normalt uden nedbør, men med en udbredt linie af cu-skyer.

Kaldes på engelsk for Snowgrains og er frosne finregndråber. Dannes om vinteren i frostvejr, og falder fra Stratocumulusskyer (Sc). Skyerne dannes i en inversion, dvs. at der over os findes et varmere lag (ikke nødvendigvis med positive temperaturer). Pga. turbulens (omrøring) falder der finregn ud af skyerne. Finregnen fryser og rammer os som små uigennemsigtige hvid korn (kornsne), som nærmest "drysser" ud fra skyen.
Kornsne indikerer for flyvemeteorologerne og piloterne at der er stor risiko for generende isning i Sc-skyerne.

Kuling er en vindstyrke, og opdeles i:
Stiv kuling = 14-16 m/sek - 28-33 knob - 50-61 km/t.
Hård kuling = 17-20 m/sek - 34-40 knob - 62-74 km/t.
Stormende kuling = 21-24 m/sek - 41-47 knob - 75-88 km/t.

Dannes ved uens opvarmning af land/vand og vil i Danmark typisk optræde fra maj måned og ind i juli. Hvis landområder i løbet af formiddagen opvarmes og bliver varmere end det tilstødende vand, vil der i løbet af formiddagen dannes et (termal)lavtryk over land, og hermed et tilsvarende højtryksområde over vand. Herved vil luften fra vand (højtryk) bevæge sig ind over kysten og videre ind over landområdet (lavtryk) og dette kaldes Søbrise.
Ved geografisk set større Søbriser vil vinden følge mønstret for normale vindsystemer med afbøjning mod højre.
Om aftenen når solopvarmingen af jorden er endt, og jorden pga. udstråling bliver afkølet, vil temperaturen efterhånden være højere over vand end over land. Vandtemperaturen og dermed lufttemperaturen over hav kan i løbet af et døgn højst variere een grad, mens lufttemperaturen over land i forårsmånederne i løbet af et døgn kan variere ganske meget. Vi vil nu have lavtryk over vand og højtryk over land, da temperaturen over hav vil være højere end over land, og hermed starter Landbrisen, som er modsat rettet Søbrisen, altså fra land ud over vand, men noget svagere.
Sommer- og vintermonsunen over Indien er i realiteten store land- og søbriser som har en årsvariation i stedet for en døgnvariation. (se Monsun)
Jeg vil senere lægge en artikel ind på sitet om Søbriser i Øresund.

Lav jordtåge kaldes også "mosekonebryg". Den eneste forskel fra jordtåge er, at overkanten af tågen skal være under 2 meter. Sigtbarheden måles derfor over tågen og vil være 1000 meter eller mere. Lav jordtåge dannes ofte i klart (skyfrit) vejr og svag vind eller vindstille. Pga. stor udstråling i løbet af aftenen vil overfladen blive afkølet. Herefter vil den nederste del af luften blive afkølet og mættet, og derved opstår jordtågen nær overfladen (heraf ordet jordtåge). Efterhånden vil tågen i mange tilfælde vokse opad, og når den bliver 2 meter tyk eller mere, overgår den til regulær strålingståge.

Et lavtryk er defineret som et område, hvor trykket er lavere end omgivelserne. Grafisk kan lavtrykket betragtes som en skål, hvor det laveste tryk er i bunden af skålen.
Pga. trykgradientkraften vil luften fra omgivelserne bevæge sig ind mod lavtrykskernen, (ligesom en væske vil løbe ind mod bunden af skålen!), men på den nordlige halvkugle vil vinden pga. corioliskraften, og i lavt niveau fritionskraften, blive afbøjet til højre, hvorved resultatet vil blive en vind, som blæser skråt ind over isobarerne og ind i lavtrykscentret med det lave tryk til venstre og det høje tryk til højre (se under: Vindsystem - Det Globale). Jo tættere der er mellem isobarerne omkring lavtrykket, jo stejlere er isobarfladerne og desto kraftigere vind, vil der optræde. Luften vil i lavtryksområdet blive tvunget til vejrs. Herved afkøles luften, som fortættes til skyer, som sandsynligvis giver nedbør.
Der skelnes mellem to lavtryksformer, nemlig Det Dynamiske Lavtryk, som er et koldkernet lavtryk, som pga. den kolde kerne forstærkes med højden. Dette lavtryk dannes på Polarfronten, klassisk omkring 60 grader nord/syd, hvor de polare østenvinde møder de sydvestlige vinde i vestenvindsbæltet (Polarfronten).
Det Termiske Lavtryk dannes pga den kraftige opvarmning i ækvatorområdet, hvor Nordøstpassaten og Sydøstpassaten (Tradewinds) mødes i Den Intertropiske Konvergenszone (se Konvergenszone). Vi vil her få dannet et helt lavtryks-bånd rundt om ækvator. Det er i disse lavtryks-bånd at Tropiske cykloner dannes. Lavtrykket er varmkernet, hvorved det med højden ændres til et højtryk.
Ordet "Tradewinds" stammer fra sejlskibs-tiden, hvor handelsfolk (handel=trade) brugte Nordøstpassaten til at komme fra Europa til Amerika.

En luftmasse er en stor horisontal udbredt mængde luft med ensartede egenskaber mht. temperatur og fugtighed. Vi opererer med "tropikluft" i subtroperne, "polarluft" i de tempererede områder, og om vinteren "artikluft" længst mod nord. Alt efter oprindelsesstedet (hav eller land) kaldes luftmasserne maritime eller kontinentale. Maritim luft er fugtig, og kontinental luft er tør. Maritim polarluft kaldes mP og kontinental tropikluft for cT, osv. I Danmark vil vi ved vind mellem vest og nordvest normalt have advektion af mP (maritim polarluft), mens vi med vind fra f.eks. sydøst har advektion af cT (kontinental tropikluft).

Den mest kendte monsun i verden er sommer- og vintermonsunen over Indien.
Monsunen svarer til en "forstørret" land- og søbrise (se under Land- og Søbriser).
Sommermonsun: Om sommeren vil Indien blive kraftigt opvarmet, og der vil dannes et termal-lavtryk over Indien (se under Lavtryk). Herved vil varm, fugtig luft fra Det Indiske Ocean blive ført ind over Indien fra syd og sydvest og her stige til vejrs. Herved dannes over store områder cumulonimbus-skyer (cb-skyer) med regn- og tordenbyger, så sommermunsunen i Indien er en meget våd men også uundværlig periode (risdyrkning).
Vintermonsun: Der er nu køligt over Indien og varmt over Det Indiske Ocean og vejret over Indien er nu styret af det enorme Sibiriske højtryk. Luften fra højtrykket vil blæse fra nordøst ned over Indien men skal først forcere Himalaya-bjergkomplekset. Her afgives fugtigheden (regnen) på nordsiden af bjergene (se under Føhn) og vil komme ned over Indien som en kølig men tør og klar luft fra nordøst, vintermonsun.

Når vi taler om dannelse af nedbør er der tale om to nedbørsprocesser, "Iskrystaleffekten" og "Sammenstødsefftekten".
Allerførst skal vi have dannet nogle skyer (se Skydannelse). På vore breddegrader hvor nulgraden ligger rimelig lavt vil den øverste del af skyerne normalt bestå af underkølede skydråber. Skydråberne i sig selv vil have svært ved at få dannet nedbør, men ved lave temperaturer (mindre end minus 15 grader) i den øvre del af skyen, vil der her dannes små iskrystaller. Da mætningstrykket over is er lavere end over vand ved samme temperatur, vil den øgede fugtighed, som forekommer ved en fortsat afkøling af luften, suplimere over på iskrystallerne som herved øges i vægt og volume. Dette kaldes "Iskrystaleffekten". Når vægten er stor nok vil iskrystallerne begynde at falde ned gennem skyen. Her vil den undevejs ramme flere skydråber (sammenstødseffekt), og måske "suge" skydråber til sig ved "kølvandseffekten", og herved vil volumen/vægt øges yderligere.
Hvis der er negativ temperatur hele vejen ned til overfladen (vi har frostvejr) vil nedbøren falde som Sne. Hvis nulgraden ligger omkring 500 meter oppe, vil sneen tildels være smeltet før den når overfladen og vil opleves som Slud, og hvis nulgraden ligger højere end 500 meter vil al sneen være smeltet, og nå os som Regn. Stort set al nedbør på vore breddegrader starter som sne, dvs. at når det regner er det smeltet sne!
Regndråber som falder som frontregn har en diameter på 0,25-2mm, mens dråbestørrelsen i regnbyger er op til 3mm. Faldhastigheden af regndråberne vil være op til 9 m/sek. Ved finregn er dråbestørrelsen 0,05-0,25mm og faldhastigheden 25-200 cm/sek. Ved snefald og i snebyger er størrelsen af sneen variabel og faldhastigheden 30-70 cm/sek. Ved ishagl er størrelsen op til 10cm (ved sjældne lejligheder mere) og faldhastigheden op til 30 m/sek.
I Troperne ligger nulgraden så højt oppe at vores Iskrystal-forklaring ikke kan bruges. Her er der tale om "Sammenstødseffekten". I Troperne foregår skydannelsen alene ved konvektion (kraftige op- og nedvinde) og her vil skydråberne (som har positiv temperatur), ved sammenstød inde i de store Cumulus congestus-skyer, vokse sig så store at de falder ud af skyerne som (kraftige) regnbyger og vi vil have fået dannet Cb-skyer.
På vore breddegrader oplever vi "Sammenstødseffekten" når vi får nedbør fra f.eks. Sc- og St-skyer. Pga. turblulens i skyerne rammer skydråberne hinanden og vokser i størrelse indtil de bliver tunge nok og falder ud af skyerne. En del af nedbøren vil fordampe på vej mod overfladen og vi vil normalt kun opleve nedbøren som let regn og/eller finregn.

En okklusion eller okkluderet front betyder, at koldfronten har indhentet varmfronten (se tegning). Der er to typer af okklusioner:
Varmfrontsokklusion vil sige, at da koldluften foran varmfronten er koldere (og tungere) end koldluften bag koldfronten, vil koldfronten bevæge sig op over varmfrontsfladen, og frontstrukturen ved overfladen vil ligne varmfronten. Da varmluften er ”tvunget” til vejrs, vil frontens energi (brændstof) være reduceret, og vi vil normalt opleve en svagere frontstuktur end ved varmfronten.
Koldfrontsokklusion vil sige, at vi har koldere luft bag koldfronten end foran varmfronten. Derfor presses varmfronten op over koldfronten, og fronten vil ved overfladen fungere som koldfront, dog svækket.

En orkan kan optræde over Danmark i efterårs- og vintermånederne ved meget kraftige lavtryk (relativt sjældent!). Middelvindstyrken skal være 64 knob eller mere (32 m/sek = 118 km/t). I Danmark oplever vi oftere, at det "kun" er vindstød med orkanstyrke.
Når vi har orkan over Danmark, oplever vi meget store ødelæggelser.
Læs endvidere under "storm".

Kommer. Se endvidere under Tåge.

Kommer

Er en computerbaseret temp som forudsiger hvordan en temp vil se ud på et givet tidspunkt på et givet sted på et forudsat tidpunkt i fremtiden (se Temp). Herved kan meteorologen sammenholdt med almidelige prognosekort få et godt tredimentionalt billede af atmosfærens opbygning på et givet tidpunkt.

Før i tiden brugte man inden for bl.a. luftfarten Q-forkortelser, fordi radioforbindelsen mellem fly og flyveleder til tider var forringet, og da man af sikkerhedsårsager skulle være helt sikker på, hvad man snakkede om, brugte man Q-forkortelser.
I dag bruges nogle få stadig inden for flyvemeteorologien.

QFE = Lufttrykket i lufthavnens referencepunkt. Dvs. at med højdemåleren indstillet på QFE skal den vise 0ft (nul) når du står på jorden i referencepunktet (pladsens officielle niveau) .
QNH = Lufttrykket reduceret til MSL (mean sea level) i Standardatmosfæren (se standardatmosfæren). Dvs at med højdemåleren, indstillet på QNH, vil den vise pladsens sande højde over MSL.
QFF = Lufttrykket reduceret til MSL i den aktuelle atmosfære (meteorologernes QNH). Ved reduktion til MSL tages bl.a højde for temperaturen. QFF bruges på vejrkortene til trykanalysering.
QNE = Hvad vil højden på min højdemåler vise, hvis jeg lander med højdemåleren indstillet på 1013,25 hPa?
QBB = Skyhøjden over lufthavnens officielle niveau (normalt i meter).
QAO = Vindretning (true) og -hastighed, over et sted eller over en zone (område) i forskellige højder (FL/altitudes), på et tidspunkt eller over et tidsinterval.

og til slut nogle mere historiske:

QMU = Temperatur og dugpunkt på lufthavnen.
QNT = Den maksimale vindhastighed på lufthavnen.

Mængden af fugt der er i luften i forhold til mængden af fugt, der maks. kan være i luften, udtrykt i %. Varm luft kan indeholde mere fugt end kold luft. Ved 20 grader kan luften indeholde 15 gram vanddamp pr. kubikmeter og ved minus 10 grader 1,5 gram. Hvis luft ved 20 grader indeholder 10 gram vanddamp, vil den relative fugtighed være 66%.

Rimtåge er tåge, hvor lufttemperaturen er negativ. De små vandpartikler (skydråber) i tågen er derfor underkølede og vil ved sammenstød med objekter spontant fryse til is (rim).

Også kaldet højtryksryg. Er en udløber fra et højtryk mellem to lavtryksområder (se Tryksystemer).

Et saddelpunkt benævnes også Col (se tegning) og er det punkt, hvor truget mellem to lavtryk skærer ryggen mellem de tilhørende højtryk.
Det kan sammenlignes med "passet" i en bjergkæde, hvor bjergtoppene på hver side af passet er højtrykkene, og dalen, du kommer fra, og dalen på den anden side af passet er lavtrykkene. I de franske Alper støder du på bl.a. Col de Sarenne og Col du Galibier.
Man kan også betragte punktet som sadlen på en hest, hvor hestens hoved og "bagdel" er de to højtryk, og stigbøjlerne på hver side af hesten er de to lavtryk.

tegning kommer

Meteorologisk sigtbarhed vil sige den maksimale afstand, en mørk genstand kan ses mod horisonten i dagslys. Det er derfor svært at måle meteorologisk sigtbarhed om natten, og man må derfor bruge en omregningstabel i forhold til lysende genstande.
Sigtbarheden foretages 2 meter over observationsstedets officielle niveau

Skybrud vil sige, at nedbørsmængden over en periode på 30min. overstiger 15mm. Forekommer normalt ved meget kraftige regn- og tordenbyger (kraftig konvektion). (Så er det frem med gummibådene!)

Når vi ser på atmosfærens sammensætning (ilt, kvælstof mm.) bemærker vi at der kun er een variabel "luftart", nemlig vanddamp. Vanddampen kan variere fra 0% 100 procent. Ved 0% er luften knastør og ved 100% er luften mættet (Den relative fugtighed er 100%).
For at få dannet skyer, hvilket sker når luften er mættet, skal der ske en afkøling af luften.
Dette kan ske ved advektion (afkøling af luften horisontalt), dvs. at luften bliver afkølet ved passage hen over en koldere overflade og vi kan herved få dannet advektionståge. Tåge er skyer på overfladen.
Den anden mulighed for afkøling er at luften hæves vertikalt. Dette forekommer når luften fra overfladen hæves op over en fronflade (Ns-skyer), når luften hæves over et bjergområde (Orografiske skyer) eller ved konvektion hvor vi får dannet Sc-, Cu- og Cb-skyer.
Når vanddampen fra "usynlig" tilstand skal overgå til skystadiet kræves der kondensationskerner som fugtigheden kan fæstne sig på. Disse kondensationskerner er der mange af i atmosfæren. De består af salt-, støv- og sodpartikler som til dels kan være menneskefremkaldte (forurening og afbrænding) men også partikler som er ført ind i atmosfæren ved Solvinde. Solvinden dannes ved kraftig Solpletaktivitet på soloverfladen og herved vil "materiale" fra soloverfladen blive spredt ud i verdensrummet. Noget af dette "materiale" vil blive fanget af jordens magnetfelt og ført ind i vores atmosfære fra polområderne. Det er dette som er årsagen til Polarlys (Nordlys). Dette "materiale vil ved fordeling i atmosfæren virke som kondensationskerner, og vi vil ved øget Solpletaktivitet opleve øget dannelse af skyer.
Skydråberne består altså af vandpartikler og er kun 0,01mm i diameter, og de kan derfor holde sig svævende i luften. Skydråberne optræder ved både positive og negative temperaturer. Ved negative temperaturer taler vi om underkølede skydråber, og disse vil ved sammenstød med et fly fryse spontant. Herved kan der opstå isningproblemer for flyet, idet flyets vinger kan blive deformeret, hvilket giver mindsket opdrift. Derfor varsler flyvemeteorologern konstant luftfarten om nulgradsniveauet og tilsvarende skyforekomster over større områder som beflyves af luftfarten.

Skyer kan opdeles i 4 kategorier:

--- Lave skyer: skybase (bund af skyer) fra overfladen til 5000ft (0-1,8km). Her finder vi:

St = Stratus.

Sc = Stratocumulus.
Skyerne befinder sig i ca 1 km’s højde og bliver dannet i en inversion (se ordbog - inversion). Starter stort set som cu-skyer, men bliver vertikalt ”blokeret” af inversionen. Derfor har de en stor horisontal, men normalt forholdsvis lille vertikal udbredelse. Da luften under inversionen er instabil vil bunden af stratocumulus-skyerne normalt femstå som et ”vaskebræt”.
Hvis Sc-skyerne er ”tykke” nok vil vi kunne opleve at der falder finregn (støvregn) fra dem (se ordbog – nedbørsdannelse).

Cu = Cumulus.
Kaldes også ”blomkålsskyer” og er meget lette at genkende på himlen. De dannes ved at varm luft (luftbobler) fra overfladen stiger til vejrs . Undervejs afkøles luften, og når luften kondenserer (fortættes) dannes undersiden af skyen (skybasen). Skyen kan vokse til stor højde og kaldes så cumulus congestus.
Cu-skyen består udelukkende af vandpartikler (skydråber), også ved negative temperaturer. Skydråberne vil så være underkølede.
Man kan populært sige at så længe Cu-skyen over en længere periode fortsat er bredere end den er høj, giver den ikke nedbør. Når den bliver højere end den er bred kaldes den cumulus congestus og vil ofte fortsætte til en bygesky (se cumulonimbus (Cb)).

--- Mellemhøje skyer: skybase (bund af skyer) fra 6000-12000ft (2-4km). Her finder vi:

As = Altostratus.
Vil normalt vise sig som ”optræk” af varmfronter. Skyerne er struktur-løse (gråt i gråt) og vil normal efterfølges af nedbør. Under As-skyerne vil der ofte være vekslende mængder af Sc-skyer, hvorfor det kan være svært at se As-skyerne. Skyerne vil have en skybase omkring 2km og toppen vil være op til 8km. Tættere inde i varmfronten går As over i nimbustratus-skyer (Ns), som er skyer men stor vertikal udstrækning, og som giver udbredt nedbør.

Ac = Altocumulus.
Skyerne befinder sig i ca 3 km’s højde og bliver ligesom sc-skyer normalt dannet i en inversion (se ordbog - inversion). Da luften er instabil lige under inversionen, danner altocumulus-skyerne en ”bølge-struktur” ellers som her på billedet en ”bobbel-struktur”. Der falder ingen nedbør fra ac-skyer.

--- Høje skyer: skybase (bund af skyer) fra 18000-30000ft (6-10km). Her finder vi:

Ci = Cirrus.
Cirrus kaldes også for ”fjerskyer”. De består af iskrystaller (derfor er de hvide) og befinder sig i ca. 10km’s højde. I visse situationer kan de være et varsel om at en varmfront er på vej, eller de kan markere en jetstråle..

Cs = Cirrostratus.

Cc = Cirrocumulus.

--- Skyer med stor vertikal udbredelse. Her finder vi:

Cb = Cumulonimbus.
Er en videreudvikling af cumulus congestus. Når cumulusskyen begynder at ”ise” i toppen (bliver ”trådet”) er det tegn på at de underkølede skydråber overgår til iskrystaller og at der er startet en nedbørsproces. Der vil herefter dannes en ambolt på toppen af skyen og skyen kaldes herefter cumulonimbus. Ambolten vil fremstå helt hvid, da den kun består af iskrystaller, til forskel fra cu-skyen, der kan virke grå, da den består af vandpartikler. Under cb-skyen vil der være byger af regn, slud eller sne. Det er også i disse skyer at der kan dannes tordenvejr og haglbyger. Stort set al nedbør på vore breddegrader starter som sne, og når vi oplever at det regner skyldes at sneen har nået at smelte inden den når overfladen. Nulgraden fortæller os hvor højt op i atmosfæren vi finder området med nul grader (frysepunktet). Hvis nulgraden ligger mindre end 500 meter oppe, når sneen ikke at smelte og vil da falde som sne, hvorimod vi med en nulgrad over 500 meter oplever regn. Hvis nulgraden ligger omkring 500 meter vil nedbøren falde som slud (delvist smeltet sne).
Toppen af Cb-skyer er afhængig at højden af tropopausen, idet tropopausen er ”låget” på troposfæren, og derfor forhindrer den enhver yderligere vertikal bevægelse. Den højeste tropopause finder vi ved ækvator i ITCZ (se i ordbog under konvergenszone), og Cb-toppene kan her være op til 60000ft (18km). Længere mod nord, omkring Middelhavsområdet, vil Cb-toppen klassisk ligge mellem 38000-45000ft (11,5-13km), højest om sommeren. På vores breddegrader vil Cb-toppe om vinteren typisk være 20000-28000ft (6-8,5km) og om sommeren 30000-38000ft (9-11,5km). Cb-toppene vil normalt være højest mod syd, men på vores breddegrader med en Polarfront, der laver mange ”krumspring”, vil Cb-toppenes højde variere meget efter vejrsituationen.


Ns = Nimbostratus.

I forbindelse med de forskellige skyarter findes mange underafdelinger som f.eks "Stratus fractus", "Cumulus congestus" m.m.

Afstanden fra overfladen op til underkanten af skyerne. Højden måles i fod (ft). 1000ft svarer til 300 meter.

Optræder når det sner eller har sneet, og vi har kraftig vind. Vi opererer med to typer: Lav snefygning og Høj snefygning. Ved Lav snefygning (drsn= low drifting snow) er fygningens overkant under 2 meters højde og sigtbarheden måles over fygningen. Der meldes ikke om intensitet. Ved Høj snefygning (blsn= Blowing snow) er overkanten af fygningen 2 meter eller mere og sigbarheden måles i fygningen, og intensiteten af fygningen meldes. Snefygning kan optræde både når det sner, eller hvis der ligger meget sne på overfladen, og vil ofte give anledning til drivedannelser som generer trafikken og snerydningen. Ved Høj snefygning kan sigtbarheden ofte være under 1000 meter.

Når vi taler om en stabil eller instabil atmosfære, må vi sammenholde, hvordan de aktuelle temperaturforhold, målt med radiosonder, fly eller satellitter, er op gennem atmosfæren, set i forhold til de temperaturer en luftpartikel vil antage ved at blive løftet fra overfladen og op gennem atmosfæren.
Ved at løfte en luftpartikel fra overfladen op gennem atmosfæren, vil den, hvis luften er tør, følge en temperaturkurve, som vi kalder den tøradiabatiske temperaturgradient. Her aftager temperaturen 3 grader pr. 1000ft. Hvis luften er fugtig, følges den fugtadiabatiske temperaturgradient, og luften afkøles nu kun 1½ grader pr. 1000ft. I mange tilfælde følger luftpartiklerne først tøradiabaten og derpå efter kondensation fugtadiabaten.
Det lyder ret indviklet, men jeg vil nu komme med nogle konkrete eksempler:
Hvis en luftpartikel er 15 grader ved overfladen, vil den i 2000ft være afkølet til 9 grader i tør luft, men kun 12 grader hvis luften er fugtig. Grunden til, at luften ikke afkøles så hurtigt med højden i fugtig luft, er, at der ved kondensation (fortætning) bliver frigivet varme, og denne varme tilføres luften.
Når vi f.eks. ser på bunden af Cu-skyer, ser vi en meget plan underkant som netop viser niveauet, hvor luften fra at være tør bliver fugtig og derved synlig som skydråber. Luftpartiklerne vil altså fra overfladen følge en tøradiabat opad, og fra Cu-bunden videre op følge en fugtadiabat.
Vi ser, at uanset om luften er tør eller fugtig, vil enhver løftning af luftpartikler op i atmosfæren resultere i, at de afkøles.
Hvis den aktuelle atmosfære har en stigende temperatur med højden (se inversion), vil vi opleve at ved en hævning af luftpartikler fra overfladen, vil de, da de er koldere end den omgivende luft blive tvunget tilbage til overfladen, og vi taler her om at atmosfæren er STABIL.
Hvis temperaturen i den aktuelle atmosfære aftager mere end 3 grader pr. 1000ft med højden, vil vore luftpartikler ved hævning være varmere end omgivelserne og vil derfor stige yderligere til vejrs, og vi taler her om en INSTABIL (ustabil/labil) atmosfære.

Inden for luftfarten bruger man af praktiske årsager en standardatmosfære som har faste værdier for diverse meteorologiske parametre:

Temperaturen ved MSL er +15 grader celcius.
Trykket ved MSL er 1013,25 hPa.
Tropopausehøjden er 36,089ft (11km).
Temperaturen aftager opad med 2 grader pr. 1000ft.
Luften er tør.

Storm opstår normalt i forbindelse med kraftige lavtryk og er udtryk for middelvindhastigheder mellem 48-55 knob eller 25-28 m/sek, som svarer til 89-102 km/t. Ved stærk storm har vi 56-63 knob, ellers 29-32 m/sek = 103-117 km/t.
Her tages ikke hensyn til evt. vindstød, som kan være kraftigere. Vi kan derfor ved lavere vindstyrker opleve vindstød af stormstyrke.
Vindstød vil sige kortvarige øgninger af vindhastigheden til 10 knob eller mere i forhold til middelhastigheden.

Strålingståge er tåge, som dannes i klart (skyfrit) og stille (stort set vindstille) vejr. Tågens overkant skal ligge 2 meter eller højere over overfladen. Pga. udståling fra overfladen i løbet af aftenen (varmeindstrålingen fra solen i løbet af dagen er ophørt) afkøles luften efterhånden nedefra, og hvis temperaturen når dugpunktstemperaturen, bliver luften mættet, og der dannes strålingståge. Strålingståge starter oftest som lav jordtåge, hvis overside skal være under 2 meter. (se også "lav jordtåge").

Subsidensinversion kaldes også nedsynkningsinversion (se tegning). Den dannes i højtryksområder og skyldes luftens nedsynkning i højtryk. Ved nedsynkningen opvarmes luften og vil herved udtørre, og det er derfor normalt med tørt og solrigt vejr i højtryk. Luften kan ikke synke ned til overfladen, men må i det laveste lag bredes ud langs overfladen. Dette lag hedder friktionslaget og er 2000-3000ft (ca. 1000m) tykt. Den opvarmede luft stopper derfor oppe over os i subsidensinversionen, i toppen af friktionslaget. Vi vil derfor normalt opleve, at temperaturen fra overfladen aftager til bunden af subsidensinversionen, derpå stiger i et smalt område (inversionen er normalt 1000-2000ft tyk) for derpå atter at aftage op igennem atmosfæren.
Hvis dugpunktsspredningen i bunden af inversionen er 5 grader eller mindre, vil der være stor sandsynlighed for, at de cumulus-skyer (cu), der dannes under inversionen, vil bredes ud i inversionen som et udbredt (overskyet) lag af stratocumulus-skyer (sc). Hvis dugpunktspredningen er større end 5 grader, vil vi normalt kun have skyfrit eller letskyet af cu-skyer (smuktvejrs-cumulus).

Kommer. Se endvidere under Tåge.

En "temp" er meteorologerne betegnelse for et diagrampapir som er fortrykt med linier og kurver for højdeintervaller, isotermer, fugt- og tøradiabater og q-linier for konstant blandingsforhold. Det dækker oså udtrykket for det telegram som indeholder data fra en radiosondering.
Mange steder overalt i verdenen bliver der 2 gange i døgnet (nogle steder 4 gange) sendt en radiosonde til vejrs fra en radiosondestation. Dette sker kl 0000Utc og kl 1200Utc.
En radiosonde er en ballon hvorunder der er ophængst måleudstyr som måler temperatur og fugtighed op gennem atmosfæren. Da man kender ballonens stigehastighed, kan man ved hjælp af GPS udregne vindretning og -hastighed på vej op gennem atmosfæren, indtil ballonen sprænges pga det lave tryk. Dette foregår normalt et stykke oppe i Stratosfæren (15km). Alle data bliver samlet og sendt til meteorologen som herefter får dem indplottet på et tempdiagrampapir (se tegning - kommer).
Herefter analyserer meteorologen temperne på et kort og anfører skyart, skyhøjder og skyernes vertikale udstrækning samt diverse isningsforhold. Denne analyse giver et godt tredimentionalt billede af den aktuelle atmosfære over et område, og danner baggrunden for prognosekort for luftfarten, som herved bliver varslet om skyer, isning og turbulens over et givet område.
Over Europa bliver der fast sendt ca 80 radiosonder op 2 gange i døgnet.

Kulde opstår når luftens molekylehastighed aftager. Temperatur måles ved at se på molekylehastigheden og når molekylerne står stille har vi nået det absolutte nulpunkt. Det opnår vi ved minus 273,15 grader celcius eller som det også hedder nul grader kelvin (K). Denne temperatu findes IKKE naturligt i vores atmosfære. Herfra kan luften opvarmes pga. solindstråling og vulkansk aktivitet, afhængigt hvor på jorden vi befinder os.

Kulde opstår når luftens molekylehastighed aftager. Temperatur måles ved at se på molekylehastigheden og når molekylerne står stille har vi nået det absolutte nulpunkt. Det opnår vi ved minus 273,15 grader celcius eller som det også hedder nul grader kelvin (K). Denne temperatu findes IKKE naturligt i vores atmosfære. Herfra kan luften opvarmes pga. solindstråling og vulkansk aktivitet, afhængigt hvor på jorden vi befinder os.

Kulde opstår når luftens molekylehastighed aftager. Temperatur måles ved at se på molekylehastigheden og når molekylerne står stille har vi nået det absolutte nulpunkt. Det opnår vi ved minus 273,15 grader celcius eller som det også hedder nul grader kelvin (K). Denne temperatu findes IKKE naturligt i vores atmosfære. Herfra kan luften opvarmes pga. solindstråling og vulkansk aktivitet, afhængigt hvor på jorden vi befinder os.

Termik opstår, når overfladen via solindstråling opvarmes. Da luft i sig selv ikke kan opvarmes af solen, må vi vente på, at overfladen bliver opvarmet af solens kortbølgede indstråling. Først herefter opvarmer overfladen det ovenoverliggende luftlag ved langbølget varmeudstråling. Efter nogen tid vil varme "bobler" nær overfladen prøve at stige til vejrs (termik-bobler). Hvis temperaturen i boblerne under opstigningen holder sig over temperaturen i den omgivende luft, er luftmassen instabil, og boblerne kan fortsætte opad. I et bestemt niveau kan luften kondensere, og boblerne vil blive synlige som skyer (cumulus). Vi taler her om sky-termik eller cu-termik. Hvis luften er for tør til dannelse af skyer, er der tale om tør-termik.
Termik udvikles normalt over landområder, hvor vi kan opleve store temperaturstigninger i løbet af dagen, mens det er vanskeligt over hav med en maks. temperaturvariation på ca. 1 grad i løbet af et døgn.
Ud over at fugle i naturen bruger termikken til lange gratis flyveture, bruger også svæveflyvepiloterne termikken til at holde svæveflyet i luften. Han/hun skal bruge termikbobler med et "stig" (opadgående hastighed), som er højere end flyets "synk" (flyets synkehastighed). Ved et normal-stig taler vi om 1-2 m/sek, mens vi ved max-stig oplever ca. 5m/sek. Over markafbrændinger kan vi opnå stig på 9-10m/sek.
Svæveflyvepiloterne skal have "næse" for, hvor de kan finde boblerne, og hertil bruger de deres viden om orografien (skov, søer, byområder m.m.) samt observation af fuglene og begyndende cu-"totter".
Ved svag termik kan de normalt kun lave "plads-flyvninger" (ture i området omkring flyvepladsen), mens de ved kraftig termik kan lave "distance-flyvninger" over mange hundrede kilometers afstand.
Hvis piloten ikke når hjem til startpladsen, har han/hun et hold venner med bil/trailer og mobil parat til at blive hentet ude i terrænet.
Hvis der over et område udvikles megen termik, kan det ende med udbredt konvektion og deraf mange byger. Derved ødelægges forholdene for termik, idet opvarmningen af overfladen stopper. Man kan tale om en form for "termisk selvmord". Svæveflyverne vil helst have få (cu)skyer og helst med meget høj skybase.
Kraftig konvektion er altså ikke nødvendigvis det samme som kraftig termik.
Termikkens styrke kan udtrykkes som svag, moderat eller kraftig termik som beregnes som svæveflyets "stig" i m/sek.
Mange (vejr)faktorer spiller ind når flyvemeteorologerne skal give et bud på termikforholdene over et område, men med mulighed for termik i området bruger vi som fingerpeg følgende:
Ingen termik : Cu-basen ligger under 1000ft.
Svag termik : Cu-basen mellem 1000ft og 2400ft. Stig 1-2 m/sek.
Moderat termik : Cu-basen mellem 2500ft og 5000ft. Stig 2-3 m/sek.
Kraftig termik : Cu-basen over 5000ft. Stig mere end 3 m/sek.
Termikforholdene ud fra Cu-basen skal tages med det forbehold at andre vejrrelaterede forhold som f.eks vindforhold, højereliggende skyer (Cs og As), samt inversioner kan ændre termikstyrken.
Ved Tørtermik (luften er for tør til dannelse af skyer) taler vi om området op til toppen af termikken og der er tale om de samme højder.

Se artiklen "I virkeligheden slår lynet op". (kommer)

Se artiklen "Gøgeungen Gustav". (kommer)

Tropopausen er skillefladen mellem troposfæren og stratosfæren (se "atmosfæren").

Trug er en udløber fra et lavtryk med højtryksområder på begge sider (se under Tryksystemer).

(se tegning).

kommer

CAT står for Clear Air Turbulence og er en turbulensform, som luftfarten er specielt opmærksom på. Se under Jetstråler. (se tegning).

Turbulens defineres inden for luftfarten som:

Svag (Let) turbulens = Der sker mindre ændringer i flyets stilling og/eller højde. Ændringer på accelerometret er under 0,5g i flyets tyngdepunkt. Turbulensen er mærkbar.

Moderat turbulens = Der sker moderate ændringer i flyets stilling og/eller højde, men flyet forbliver UNDER FULD KONTROL hele tiden, sædvanligvis med små ændringer i flyvehastigheden. Ændringer på accelerometret mellem 0,5g og 1.0g i flyets tyngdepunkt. Passagerer føler sig presset mod sikkerhedsbælterne. Det er vanskeligt at gå i kabinen og løse genstande bevæger sig.

Kraftig turbulens = Der sker hurtige ændringer i flyets stilling og/eller højde. Flyet kan være UDE AF KONTROL i korte perioder. Der kan være store ændringer i flyvehastigheden. Ændringerne i accelerometret er over 1,0g i flyets tyngedepunkt. Passagerer kastes kraftigt mod sikkerhedsbælterne. Løse genstande kastes omkring i kabinen.

Den tøradiabatisk temperturgradient udtrykkes ved en temperaturkurve hvor temperaturen aftager med 3 grader pr 1000ft (300meter), og som viser ændringen af en luftpartikels temperatur op gennem atfosfæren. Luft betragtes som tør når den relative fugtighed er mindre end 100 procent. (Se Stabil/Instabil atmosfære)

Tåge er et vejrfænomen, som skyldes stor fugtighed i luften. Luften skal være mættet med vanddamp, normalt 100% relativ luftfugtighed (se "relativ fugtighed"). Tåge svarer til skyer på overfladen, og den meteorologiske sigtbarhed skal være mindre end 1000m (1km). Toppen af tågen skal være mere end 2m, over hav 10m. I Danmark optræder normalt to typer af tåge: "strålingståge" og "advektionståge".

Ved tåge taler man om et større areal, som er dækket af tåge. Ved tågebanker er der tale om mindre afgrænsede tågeområder, som dækker et større område. Man vil derfor normalt i forbindelse med tågebanker opleve meget svingende værdier for sigtbarhed.

I vinterhalvåret kan vi i specielle sitationer opleve underkølet finregn. Det optræder i forbindelse med "tykke" lag af stratocumulus-skyer (sc). Sc-skyerne vil om vinteren ofte bestå af underkølede skydråber, og hvis vi har meget turbulens i skyerne, vil skydråberne ved sammenstød vokse sig store nok til at "falde ud af skyen" som finregn. Ved finregn taler vi om meget små dråber med en diameter mindre end 0,5 mm. Hvis vi samtidig har negative temperaturer ved overfladen, vil de underkølede finregndråber fryse spontant ved sammenstød med faste genstande og danne et "nubret" frosset lag på genstandene.

Frontnedbør vil på vore breddegrader starte som sne, men vil på vej mod overfladen overgå til regn, hvis vi i det laveste lag nær overfladen, i en tykkelse på mere end 500m, har positive temperaturer (se Varmfront).
Nedbør fra varmfronter kan i vintermånederne dog i specielle tilfælde falde som underkølet regn. Denne opstår ved, at vi får en "varmetunge" skubbet op over varmfrontsfladen, men bibeholder et koldt bundlag inde under frontfladen (se tegning). Nedbøren vil som normalt dannes som sne, vil herefter smelte til regn i det varme lag over frontfladen for herefter at falde ned i det kolde lag under fronten. Regnen vil så befinde sig i et lag med negative temperaturer og vil fryse spontant ved berøring med faste genstande (flyvinger, vejbaner m.m.). Dette kan, især for luftfarten, være særdeles farligt pga. kraftige isdannelser, som viser sig som et glat, tykt islag på flyet og deraf følgende risiko for ulykker.
For landevejstrafikken giver isdannelserne meget glatte veje, og også her der der risiko for ulykker.

Ved passage af en varmfront over et område, bliver kold luft erstattet af varm luft (varmfrontspassage).
Varmfronten har en hældning på 1:150, hvilket betyder, at en varmfront, der ligger på jorden ved Odense, over København vil ligge i 1000m's højde. Varm luft vil glide op over den kolde luft ved overfladen, og efterhånden bliver luften mættet, og der dannes (front)skyer. Ved yderligere hævning vil skyerne begynde at afgive nedbør. Nedbøren vil normalt falde som let vedvarende nedbør (heldagsregn). Skyerne i varmfronten er ret "tykke" og dækker et stort geografisk område. Undersiden kan ligge i få 100m's højde, mens toppen normalt når op til 10km.
Nedbøren vil på vore breddegrader starte som sne, men med en nulgrad på over 500m, vil sneen nå at smelte til regn, inden den når overfladen. Ved en nulgrad på 500m eller lavere vil nedbøren falde som slud eller sne.
Vinden vil normalt dreje fra sydøst til sydvest ved en varmfrontpassage.
Varmfronten vil normalt bevæge sig langsommere end koldfronten, da den tilstedeværende bevægelsesenergi bliver brugt til både at "bevæge" fronten samt til at hæve luftmassen op over varmfrontsfladen.
Om vinteren oplever vi enkelte gange ved varmfronter, at der falder underkølet regn. Dette skyldes specielle temperaturforhold. Se "underkølet regn".

Vinden måles i 10 meters højde over overfladen for at komme lidt væk fra de værste forhindringer, som kan påvirke vinden.
Vindstyrken måles normalt med et cup-anemometer (et vandretliggende kors påsat små ”kopper”, som kan dreje rundt), men også andre målemetoder anvendes.
Vindretningen måles med en vindfane (vindfløj). Både styrke og retning overføres elektronisk til et instrument, som observatøren kan aflæse.
Til søs kan man anvende et håndholdt anemometer for at få en fornemmelse af vindstyrken. Kold luft vil påvirke et anemometer (sejl) kraftigere end varm luft, da kold luft har en større molekyletæthed (tæt og tung luft).
Vindstyrke og -retning midles over 10 minutter, og vindretningen er retvisende dvs. i forhold til geografisk nord. Ved flyvemeteorologiske meldinger fra Grønland kan man se 040MAG, hvor MAG betyder retning i forhold til magnetisk nord.
Ved instabil (ustabil) luft f.eks. bag en koldfront, oplever vi ofte meget varierende vindhastigheder. Dette skyldes, at luften med større vindhastighed, oppe over hovedet på os, i perioder kommer ned til overfladen. Herved opstår vindstød.
Vindstød er, når vinden i korte perioder (op til 1 min.) øger med 10 knob eller mere end middelvindhastigheden.
Vindbyger er kraftigere vindstød, som varer mere end 2 min. Optræder oftest ved kraftige cb-skyer.
Vindstyrken oplyses inden for luftfarten i knob, inden for sejlads i m/sek. og alment som svag, frisk eller hård vind m.m. 2 knob svarer til 1 m/sek.

Se endvidere "Geostrofisk vind" og "Gradientvind".

Til sammenligning nogle vindstyrker i forskellig måleenhed.

Knob............20 - 48 - 55
Meter/sek ....10 - 25 - 28
Km/time.......36 - 90 - 100

beaufort.....knob......m/sek.......km/t
0 ................0-1........0-0,2.........0-1...........stille
1 ................1-3........0,3-1,5......1-5...........næsten stille
2.................4-6........1,6-3,3......6-11.........svag vind
3.................7-10......3,4-5,4......7-10.........let vind
4...............11-16......5,5-7,9.....20-28.........jævn vind
5...............17-21......8,0-10,7...29-38.........frisk vind
6...............22-27....10,8-13,8...39-49.........hård vind
7...............28-33....13,9-17,1...50-61.........stiv kuling
8...............34-40....17,2-20,7...62-74.........hård kuling
9...............41-47....20,8-24,4...75-88.........stormende kuling
10.............48-55....24,5-28,4...89-102........storm
11.............56-63....28,5-32,6..103-117.......stærk storm
12.............>63.......>32,6.........>117..........orkan.


For yderligere beregninger gå til meteorologisk lommeregner på www.dmi.dk.
Her kan du også omregne temperatur, tryk og udregne chill-factor m.m.

Kommer