Jetstraum

Jetstraum over Canada.

Hovudjetstraumen er ein kraftig vestleg vind i den øvre troposfæren

Ein jetstraum er ein rask, relativt smal luftstraum som ein finn i atmosfæren til enkelte planetar. Hovudjetstraumen ligg i toppen av troposfæren, nær tropopausen. Dei blir danna på grensa mellom to luftmassar med forskjellig temperatur, slik som over polarfronten der varm tropisk luft møter kald polar luft. Denne polarjetten er den kraftigaste jetstraumen, rundt 7-12 km over havet. Lenger mot ekvator har ein subtropiske jettar rundt 10-16 km over havet. Det finst ein polarjet og subtropisk jet på både den nordlege og den sørlege halvkula. Polarjetten på den nordlege halvkula ligg over midlare til høge breidder over Nord-Amerika, Europa og Asia, medan den sørlege polarjetten hovudsakleg krinsar rundt Antarktis året rundt.

Hovudjetstraumen er ein vestleg vind (frå vest mot aust) på både nordlege og sørlege halvkule. Bana til jetstraumen har vanlegvis ei bølgjande form, og desse bølgjene forplantar seg austover med lågare fart enn sjølve vinden. Desse bølgjene vert kalla rossbybølgjer, og i forhold til sjølve luftstraumen forplantar desse bølgjene seg vestover. Jetstraumane kan både stoppe opp, dele seg Jetstraumar oppstår av ein kombinasjon av oppvarming av atmosfæren (ved solstråling, og på somme andre planetar enn jorda av indre varme) og rotasjonen til planeten rundt sin eigen akse. Dei oppstår nær grensene mellom to luftmassar med signifikant forskjellig temperatur.

Meteorologar nyttar plasseringa av jetstraumane i vêrvarsling. Jetstraumen er òg viktig for flyreiser, sidan flytida kan verte dramatisk påverka av å fly med eller imot jetstraumen. Klårluftsturbulens er ein potensiell fare for fly og dette finn ein ofte i nærleiken av jetstraumane.

Oppdaging

Jetstraumen blei først oppdaga av atmosfæreforskarar på 1800-talet ved å bruke flygande drakar, og seinare varmluftsballongar, men før flytrafikken auka var dei såkalla «høgdevindane» (eller «kraftige vestavindar») av liten interesse.

Dei første forskarane til å utforske jetstraumane var den japanske meteorologen Wasaburo Ooishi tidleg på 1920-talet ved å følgje vêrballongar nær Fujifjellet. Mellom 1923 og 1925 målte Ooishi at dei høge vestavindane over Japan hadde same styrke uansett årstid. Sjølv om Ooishi hadde kontakt med World Meteorological Organization (WMO, på den tida kalla Internationan Meteorlogical Organization, IMO), og reiste til Tyskland og USA, var det ikkje mange som la merke til arbeidet hans sidan han skreiv artiklane sine på det internasjonale språket esperanto. Det var ikkje mange i det vitskaplege miljøet som brukte dette språket. Dette fekk konsekvensar for USA under den andre verdskrigen då militæret i Japan festa bomber til store papirballongar, som så blei ført med jetstraumen frå Japan til USA. Enkelte av dei førte faktisk til tap av menneskeliv.

På 1930-talet, utan Ooishi sine data, byrja den internasjonale kunnskapen om desse «høgdevindane» sakte og vekse. Den amerikanske flygaren Wiley Post, som var interessert i området med lite luftmotstand under stratosfæren, arbeida i fleire år med å laga ei trykkdrakt av gummi. På ein flytur over Sibir seint på 1920-talet, fauk Post i stor høgde for å unngå fjell på grunn av dårlege kart. Her kom han over ei «kraftig elv av luft». På grunna av dette har Post blitt kjend for å ha oppdaga jetstraumen. I 1935 samarbeida medlemslanda i IMO i ein studie av den øvre troposfæren, som skulle hjelpe å forstå utviklinga av lågtrykk. Data frå desse studiane viser teikn på jetstraum, men blei ikkje oppdaga på den tida for det den var. Den tyske meteorologen H. Seilkopf var den første til å ta i bruk ordet jetstraum (Strahlströhmung) i ein artikkel frå 1939.

Jetstruamen byrja å bli ein viktig faktor for flytrafikk under den andre verdskrigen i samband med bombetokt frå store høgder. I 1943 hadde Royal Air Force eit tokt mot Gironde i Frankrike, og kraftig halevind fekk dei raskt fram til målet. Då dei skulle tilbake i den same kraftige vinden, som blei estimert til 380 km/t, fekk dette flyet til å ståle, og mannskapet måtte hoppe ut i fallskjerm over det okkuperte Frankrike kor dei blei tatt til fange. I 1944 kom ein bombeskvadron frå USA ut for jetstraumen då dei skulle bombe Kyoto og Tokyo, og fann ut at presisjonsbombing frå dei høgdene nesten var umogeleg. I 1946 forklarte Erik Palmén og andre meteorologar i Chicago teorien bak jetstraumen, og frå 1950 blei denne fullt ut akseptert.

Skildring

Den generelle plasseringa til den polare og subtropiske jetstraumen

Tverrsnitt av den subtropiske og polare jetstraumen frå nord til sør

Det finst to hovudjetstraumar, ein på kvar halvkule på midlare breidder som blir kalla den polare jetstraumen, og to mindre subtropiske straumar som ligg nærare ekvator. På den nordlege halvkula finn ein vanlegvis den polare jetstraumen mellom 30°N og 70°N, og den subtropiske jetstraumen mellom 20°N og 50°N. Det finst òg andre straumar som blir kalla jetstraumar, til dømes den ekvatoriale austlege jetten som ein har på nordlege halvkule om sommaren mellom 10°N og 20°N, men desse tar ein vanlegvis ikkje med når ein omtalar jetstraumar.

Breidda til jetstraumen er vanlegvis nokre hundre kilometer og den vertikale tjukkleiken er ofte mindre enn 5 km.

Vindstyrken varierer i forhold til temperaturgradienten, og er i snitt 55 km/t om sommaren og 120 km/t om vinteren, men ein har registrert fart opp til 400 km/t. Teknisk sett må vindstyrken vere høgare enn 90 km/t for at det skal kallast ein jetstraum.

Bølgjer i polarjetten på den nordlege halvkula under utvikling (a), (b); før ei lomme med kaldluft vert avskoren (c). Oransje: varmare luftmassar; rosa: jetstraum.

Jetstraumane er typisk samanhengande over lange avstandar, men diskontinuitetar er òg vanlege. Banen til jetstraumen er vanlegvis bølgjande, og desse bølgjene forplantar seg austover, med lågare snøggleik enn sjølve vinden i straumen. Kvar store bølgjer i jetstraumen vert kalla ei rossbybølgje. Rossbybølgjer vert skapt av endringar i corioliskrafta med breiddegraden, og forplantar seg vestover med omsyn til straumen dei ligg i. Dette sakkar av den austlege forplantinga av ryggar og tråg i høgda over heile kloden, når ein samanliknar dei med dei kortbølgja tråga som finst i straumen. Kortbølgja tråg er mindre pakkar med energi i øvre nivå, med ein skala på 1000 til 4000 km, som flyttar seg gjennom det storskala straummønsteret, eller langbølgja ryggar og tråg i rossbygbølgjene.

Vindstyrken varierer med temperaturgradienten og vert over 92 km/t. Det er målt vinsdstyrke på 398 km/t i jetstraumen. Meteorologar veit i dag at banen til jetstraumane styrer banen til trykksystema i lågare nivå i atmosfæren, så kjennskapen til jetstraumane er viktige innan vêrvarsling.

Den polare og subtropiske jetten slår seg stundom saman, medan andre gonger har dei stor avstand mellom seg.

I samband med jetstraumar oppstår det ofte eit fenomen som blir kalla klårluftturbulens (CAT), årsaka av vertikale og horisontale vindskjer som ein har i samband med jetstraumar. Klarluftturbulensen er kraftigaste på den kalde sida av jetten.

Årsak

Særs forenkla bilete av den globale sirkulasjonen. Jettane i øvre nivå går frå vest mot aust langs grensene mellom cellene.

Generelt finn vi den kraftigast vinden like under tropopausen (bortsett frå i tornadoar, tropiske syklonar og enkelte andre unntak). Viss to luftmassar med forskjellig temperatur møter kvarandre, vil trykkskilnaden som oppstår skape vind. Denne vinden er kraftigaste i den øvre troposfæren. Visst den eine luftmassen ligg nord for den andre, vil ikkje vinden strøyme direkte frå det varme til det kalde området, men blir avbøygd av corioliskrafta og strøymer langs grenseflata av desse to luftmassane.

Alt dette kjem av termalvindforholdet. Balansen av dei vertikale kreftene som virkar på ein atmosfærisk luftpakke er i hovudsak mellom trykkgradientkrafta og tyngdekrafta, ein balanse ein kallar hydrostatisk likevekt. I det horisontale planet er dei dominerande kreftene utanfor tropane trykkgradientkrafta og corioliskrafta. Balansen mellom desse blir kalla geostrofisk balanse. Visst ein har både hydrostatisk og geostrofisk balanse, kan ein finne termalvindforholdet, som seier at den vertikalderiverte av den horisontale vinden er proporsjonal til den horisontale temperaturgradienten. Altså er forholdet slik at når temperaturen minkar mot polane vil vinden ha ein større austleg komponent når ein kjem nærmare polane. Derfor kjem den vestlege jetstraumen rett og slett som eit resultat av at ekvator er varmare enn polane.

Termalvindforholdet seier derimot ikkje noko om kvifor vinden er samla i smale jettar, og ikkje meir jamnt fordelt over heile halvkula. Det er to faktorar som skapar den smale jetten. Den ein er at syklonske forstyrringar på midlare breidder dannar frontar. Ein front er eit skarpt skilje mellom to luftmassar av ulik temperatur. Jetstraumen over polarfronten er delvis eit resultat av desse prosessane på midlare breidder, sidan lågtrykk fører til at den temperaturkontrasten mellom nord og sør blir konsentrert i eit relativt smalt område.

Polarjetten

Ein kan sjå på polarjetten som eit resultat av denne frontdanninga på midlare breidder.

Subtropisk jet

Den subtropiske jetten dannar seg på polsida av den tropiske hadleycella og sirkulasjonen er symmetrisk med omsyn til lengdegrad. Tropisk luft stig til tropopausen, hovudsakleg i torevêr i den intertropiske konvergenssona, og flyttar seg mot polane før ho søkk. Dette er hadleysirkulasjonen. Når lufta sirkulerer i denne cella har ho ein tendens til å bevare vinkelmoment, sidan friksjonen er liten i høgda. På den nordlege halvkyla vert rørsla avbøygd til høgre av corioliskrafta, som for luft som går nordover mot polane tyder at han bøyer av austover.. Rundt 30 grader frå ekvator vert vinden kraftig nok i jetten til at om han flytta seg meir mot polane, så ville han ha vorte ustabil. Dette avgrensar jetten.

Andre planetar

Planeten Jupiter sin atmosfære har fleire jetstraumar som dannar den kjende bandstrukturen på planeten. Desse vert skapt av indre varme. Faktorane som styrer talet på jetstraumar i ein planetær atmosfære er eit aktivt forskingsområde innan dynamisk meteorologi. Modellforsøk har vist at om ein aukar radiusen til ein planet og ikkje endrar andre parameterar, vil talet på jetstraumar auke.

Bruk

Plasseringa av jetstraumen er svært viktig for flytrafikken. Flytida kan kortast kraftig ned visst eit fly kan fly med jetstraumen, eller kraftig auka visst eit fly fyk imot den. På lange flygingar er et ofte billigare å fly med jetstraumen heile vegen enn å ta den kortaste ruta mellom to punkt.

Meteorologane veit i dag at lågtrykksbanane blir styrt av jetstraumen, så kjennskap til plasseringa av jetstraumen er svært viktig vêrvarsling. Jetstraumen spelar òg ei viktig rolle i danning av superceller, kraftige toresystem som kan danne tornadoar.

Effektar av ENSO

Påverknaden til El Niño og La Niña i Nord-Amerika

Ein får som regel ei endring av plasseringa til jetstraumane under El Niño-hendingar (ENSO), som påverkar nedbør og temperatur i Nord-Amerika. Dette råkar òg utviklinga av tropiske syklonar aust i Stillehavet og i Atlanterhavet. I lag med den tiårige svinginga i Stillehavet, kan ENSO òg påverke nedbørsmønsteret om vinteren i Europa. Endringar i ENSO kan òg endre jetstraumen over Sør-Amerika, som delvis påverkar nedbørsfordelinga over kontinentet.

Andre jetstraumar

Polarnattjetten

Polarnattjetten oppstår berre i vintermånadane rundt 60 ºN, men i større høgder enn polarjetten, rundt 25 000 meter over havet. I desse mørke månadane vert lufta over polane mykje kaldare enn over ekvator. Temperaturskilnaden fører til ekstreme lufttrykkskilnaderi stratosfæren, som kombinert med corioliseffekten, skapar polarnattjetten. Innanfor polarnattjetten til polarvirvelen. Den varmare lufta kan berre flytte seg langs kanten av polarvirvelen, men ikkje gå inn i han. Inne i virvelen vert den kalde polarlufta kaldare og kaldare, sidan varmluft frå ekvator ikkje kjem seg inn, og sola er fråverande.

Bakgrunnsstoff

Commons har multimedium som gjeld: Jetstraum

• Jetstraumanalysar Arkivert 2018-10-08 ved Wayback Machine.
• Ooishi's Observation: Viewed in the Context of Jet Stream Discovery, John M. Lewis, National Severe Storms Laboratory, 2001