Studie av klimatets variation på breddgraden 59 grader nord

Transkript

1 Examensarbete vid Institutionen för geovetenskaper ISSN Nr 196 Studie av klimatets variation på breddgraden 59 grader nord Lisette Edvinsson

2 Copyright Lisette Edvinsson och institutionen för geovetenskaper, Luft, vatten och landskapslära, Uppsala universitet. Tryckt hos Institutionen för geovetenskaper Geotryckeriet, Uppsala Universitet, Uppsala,

3 Referat Studie av klimatets variation på breddgraden 59 grader nord Lisette Edvinsson Med klimat avses statistiska väderförhållanden såsom temperatur, nederbörd, vind, et cetera. Dessa statistiska förhållanden skiljer sig mycket på olika platser på jorden. I detta arbete har klimatet för en viss breddgrad runt hela jorden studerats och hur klimatet beror av geografiska förhållanden såsom berg och hav. Breddgraden är vald till 59±2 grader nord. På denna breddgrad förekommer både stora kontinenter och världshav med stora skillnader i till exempel topografi och avstånd till hav/sjöar. För att kunna studera detta har data över månadsmedeltemperaturen och månadsmedelnederbörden samlats in från en klimatdatabas ( Dessa data har bearbetats i MATLAB och sedan plottats upp som grafer. Med hjälp av figurer över medellufttrycket i januari och juli har den dominerande vindriktningen kunnat bestämmas. Även hur cyklonerna rör sig längs frontzonerna och hur havsströmmarna rör sig har studerats. Genom att lägga ihop information om dominerande vindriktning, cyklonernas rörelse, havsströmmar och geografiska förhållanden har graferna över månadsmedeltemperaturen och månadsmedelnederbörden förklarats. Resultatet visar att klimatet skiljer sig mycket beroende på olika geografiska förhållanden. Eftersom det studerade området ingår i västvindsbältet kommer det att vara stor skillnad på kontinenters västra och östra delar. På kontinenternas västra delar är det både rikligare med nederbörd och mildare vintrar än vad det är på kontinenternas östa delar. I Nordamerika gör den stora bergskedjan att det uppstår en skarp gräns mellan det maritima klimatet väster om bergskedjan och det kontinentala klimatet öster om bergskedjan. I Eurasien däremot som inte har någon större bergskedja i nord sydlig riktning övergår klimatet gradvis från maritimt till kontinentalt. Nyckelord: klimat, medeltemperatur, medelnederbörd, regionalklimat Institutionen för Geovetenskaper, Uppsala universitet, villavägen16, Uppsala 3

4 Abstract Study of climate variation at latitude 59 degrees north Lisette Edvinsson With climate we consider statistical weather conditions such as temperature, precipitation, wind, et cetera. These statistical relationships are very different at different locations on earth. In this work, the climate at a specific latitude around the world has been studied and how the climate is effected by geographical factors such as mountains and oceans. The latitude is selected to be 59±2 degrees north. At this latitude both great continents and oceans are found, with major differences in both topography and distance to the ocean. Data on average monthly temperatures and average monthly precipitation have been collected from a climatic database ( These data have been processed in MATLAB and then plotted up as graphs. Using the figures of the mean atmospheric pressure in January and July the dominant wind direction could be determined. Also, the pattern of the ocean circulation has been studied and how the cyclones are moving along frontal zones. By adding information about the dominant wind direction, the cyclone paths, ocean currents and geographical conditions the average monthly temperature and average monthly precipitation have been discussed. The results show that the climate is very different depending on geographical location. The studied area is located in the westerlies, therefore there will be a big difference between the western and eastern parts of the continents. The western parts will have both higher precipitations and milder winters than the eastern parts of the continents. In North America, the great mountain range makes a sharp boarder between the maritime climate to the west of the mountain range and the continental climate to the east. Eurasia, on the other hand, has no such mountain range in northsouth direction, hence the climate is gradually changing from maritime to continental. Keywords: climate, average temperature, average precipitation, regional climate Institutionen för Geovetenskaper, Uppsala universitet, villavägen16, Uppsala 4

5 Innehållsförteckning 1 Inledning Teori Atmosfären Atmosfärens sammansättning Olika skikt Nederbörd Kondensation Konvektiv nederbörd Frontnederbörd Orografisk nederbörd Avdunstning Temperatur Medelvärde Temperaturvariationer Maritimt och kontinentalt temperaturklimat Havsströmmar Tryck Medelluftstryckfördelning Monsunvindar Luftmassor och fronter Luftmassor Maritima och kontinentala luftmassor Vertikal stabilitet Fronter Cykloner Jordens klimat Klimat Klimatsystem Jordens klimatregioner Generellt om klimat längs den studerade breddgraden Breddgraden Platser Geografi

6 3.2 Medeltemperatur i januari Medeltemperatur i juli Medelnederbörd i januari Medelnederbörd i juli Vind och tryck Vintertid Sommartid Cykloner och frontzoner Vintertid Sommartid Havsströmmar Strålning Maritimt och kontinentala temperaturklimatet Höjd över havet Årsmedeltemperatur Nederbörd Vintertid Sommartid Orografisk nederbörd Total årsnederbörd Växtlighet Regional klimat Nordamerika Alaskas sydkust Kanada Kanadas östkust och Davissundet (norra Atlanten mellan Grönland och Kanada) Atlanten Grönlands sydspets Atlanten Europa Norges västkust Europa Asien Asien, bortsett från de östra delarna

7 4.4.2 Östra delarna av Asien Beringshav Mätosäkerhet Medelnederbörd Medeltemperatur Slutsats Källförteckning Appendix

8 8

9 1 Inledning Runt om i världen utförs dagligen meteorologiska observationer vid olika mätstationer. Informationen från mätstationerna arkiveras för att sedan kunna användas för att göra klimatologiska undersökningar. För att kunna göra en klimatologisk undersökning bör information från observeringar för trettio år användas. Medelvärdet för till exempel ett år eller de olika månaderna beräknas och utifrån detta bestäms klimatet. På breddgraden 59 grader nord varierar geografin stort. Klimatet på platser vid kustområden, mitt i kontinenter, vid stora sjöar, mitt ute i havet, men även extrema platser som Alaskas östra sydkust har studerats. Beroende på platsernas geografiska förhållanden får varje plats sitt unika klimatförhållande. Klimatet över hav och kontinenter är olika på flera sätt. Dels med avseende på temperatur och nederbörd men även andra faktorer som vind, tryck med mera. Området som studeras i detta arbete innehåller två kontinenter med olika egenskaper och två världshav. De två största skillnaderna mellan de två kontinenterna är att bergskedjor är placerade på olika sätt och att de båda kontinenternas utsträckning är olika. Dessa två faktorer gör att klimatförhållanden kommer att vara olika. För att kunna studera klimatet längs denna breddgrad runt hela jorden behövdes information om meteorologiska medelförhållanden. Under sommaren och vintern är de meteorologiska situationerna olika och därför undersöks båda årstiderna. Anledningen till att de meteorologiska situationerna är annorlunda på sommaren och på vintern är att effekten från solen är större på sommaren än på vintern. För att kunna bestämma klimatet är det också viktigt att känna till årsvariationen för de olika platserna. Till exempel platser med samma årsmedeltemperatur kanske inte alls har samma klimat, beroende på att temperaturens årsamplitud kanske är liten på den ena platsen och stor på den andra platsen. Eftersom klimat är den statistiska beskrivningen av vädret är det viktigt att förstå den grundläggande meteorologin för att förstå klimatologin. Det är även viktigt att ha en översiktlig kontroll över kontinenternas geografi och hur förhållandena i atmosfären och i haven ser ut. Därför kommer först en kort teoridel om atmosfären, nederbörd, temperatur, tryck, luftmassor och fronter. Senare i arbetet beskrivs även kontinenternas geografi och förhållandena i atmosfären och i havet. Även det generella klimatet och regionala klimatet längs den studerade breddgraden kommer att beskrivas. 9

10 2 Teori 2.1 Atmosfären Atmosfären består av en, relativt jordradien, mycket tunn gashinna som omger jorden. Gashinnans tjocklek kan variera men i medeltal är den ungefär 1000 km. Inom de 5 6 km närmast jordytan finns ungefär hälften av atmosfärens massa och inom 40 km finns 99 procent av atmosfärens massa. (Bogren mfl. 2006) Atmosfärens sammansättning Atmosfären består av: permanenta gaser, variabla gaser och ickegaser. De permanenta gaserna består av kvävgas (N 2 ), syrgas (O 2 ) och argon (Ar). Dessa gaser utgör 99 procent av atmosfärens torra volym. Koncentrationen av de permanenta gaserna ändras mycket långsamt och är passiva vid meteorologiska processer. Däremot varierar halten av de variabla gaserna. Tre viktiga variabla gaser i meteorologiska processer är vattenånga (H 2 O), koldioxid (CO 2 ) och ozon (O 3 ). Halten vattenånga kan varierar stort i tid och rum, variationen kan vara en till fyra volymprocent. Koldioxidhalten i atmosfären har ökat de senaste två hundra åren och uppmäts nu till 0,38 promille. Ozon förekommer både som stratosfärisktozon och marknäraozon. Stratosfärisktozon befinner sig i ett skikt km över jordytan och har stor betydelse för livet på jorden då det absorberar ultraviolettstrålning från solen. Marknäraozon är en luftförorening som bland annat skadar vegetationen. Andra variabla gaser är metan (CH 4 ), dikväveoxid (N 2 0), halogenerade kolväten och kvävedioxid (NO 2 ). Damrök och saltpartiklar är exempel på ickegaser. Koncentrationen av ickegaser varierar beroende på vilken miljö som råder. Atmosfäriska aerosoler (vätskedroppar och partiklar) i troposfären påverkar klimatet på två sätt. Antigen direkt genom att aerosolerna sprider och absorberar strålning eller indirekt genom förändring av molns optiska egenskaper och livscykel. De gaser som har stor betydelse för jordens klimat, utgör en liten del av gasblandningen i luften. Detta medför att vid relativt små utsläpp kan koncentrationen påverkas relativt stort och att små förändringar i den totala mängden av gaserna kan får betydelse. (Bogren mfl. 2006) Olika skikt Atmosfären delas in i olika skikt baserat på bland annat temperaturstrukturen. Närmast jordytan finns troposfären. Här finns 75 procent av atmosfärens massa. Det är i troposfären som allt väder äger rum och här finns även större delen av atmosfärens vattenånga, moln, föroreningar och partiklar. Generella egenskaper för troposfären är att vindhastigheten ökar med höjden samtidigt som temperaturen avtar med höjden med genomsnitt 6,3 grader per kilometer. Troposfären sträcker sig till tropopausen, som avgränsar troposfären från stratosfären. Höjden till tropopausen varierar beroende på årstid och breddgrad. Vid ekvatorn är höjden km och vid polerna 8 10 km, på sommaren är den högre än på vintern. Stratosfären sträcker sig till stratopausen på en höjd av cirka 50 km. Här är det torrt och inget väder förekommer. Vindarna minskar med höjden medan temperaturen ökar med höjden. Vid stratopausen är temperaturen ungefär samma som vid jordytan. I skiktet ovanför stratopausen ligger mesosfären. I mesosfären sjunker temperaturen med höjden. Mesosfären sträcker sig till en höjd av km höjd. Här sjunker temperaturen till ungefär minus 10

11 nittio grader. Mesopausen avgränsar till nästa skikt, termosfären. Här är det mycket låg densitet relativt jordytan och temperaturen stiger till mycket höga värden. (Bogren mfl. 2008) 2.2 Nederbörd Kondensation Vattenångan i luften kondenseras i samband med att luften avkyls. Avkylningen sker främst via hävning, men även i mindre omfattning vid utstrålning och blandning av varmluft och kalluft. Vid kondensation bildas moln och dimma bestående av vattendroppar, iskristaller eller båda delar. (Liljequist, 1970) För att en molndroppe ska bildas behövs kondensationskärnor. Molndroppar kan bildas utan kondensationskärnor, men då skulle det krävas en relativ fuktighet av flera hundra procent innan molndropparna skulle utvecklas. Molndropparna växer till sig och börjar falla på grund av tyngdkraften. De fallande molndropparna krockar och slås samman. De sammanslagna dropparna påverkas av uppvindar i molnet, vilka för dropparna uppåt i molnet igen och dropparna fortsätter att slå sig samman. När dropparna når den storleken att uppvindarna inte kan hålla dem svävande längre, faller de ur molnet som nederbörd. (Liljequist, 1970) Nederbörd uppkommer huvudsakligen vid vertikalrörelser i luften. Förhållandena är mer gynnsamma för nederbörd ju mindre stabil eller ju mer labil skiktningen är. Varmluft kan innehålla mer vattenånga än kall luft och på så sätt kan den ge ifrån sig mer nederbörd. Nederbörden avtar därför i stort sätt från tropikerna mot polerna, men på grund av jordens rotation och topografi uppstår det förändringar i nederbördsavtagandet. (Liljequist, 1970) Det finns tre huvudtyper av nederbörd: konvektiv nederbörd, frontnederbörd och orografisk nederbörd Konvektiv nederbörd Moln av typerna Cumulus och Cumulusnimbus bildas vid konvektion i samband med labil skiktning. Oftast ger Cumulusnimbusmoln stora mängder nederbörd, men nederbörden blir kortvarig eftersom molnets horisontella utbredning inte är så stor. Under eftermiddagarna, då uppvärmningen är maximal och labiliteten i lägre skikt störst, når konvektionen sin största utveckling över land. Detta märks tydligast under sommaren. Då har konvektionen stor intensitet och den varma luften kan innehålla mer vattenånga. På sommaren värms land upp mer än hav, vilket medför att det kan vara helt molnfritt över havet, medans det över land är en livlig cumulusbildning. Konvektion förekommer även när kall luft sveper fram över ett varmare hav. En kraftig konvektion bildas eftersom det sker en stor uppvärmning av det undre luftskiktet och labiliserar skiktningen. Konvektion över hav är som störst under natten. Temperaturen vid havsytan skiljer sig marginellt mellan dag och natt, men molnens översida avkyls på natten på grund av nettoutstrålningen. Detta medför att labiliteten i molnet ökar, det blir en förstärkning av konvektionen och ökad nederbörd jämfört med dagen. En mycket kraftig konvektion kan leda till åska. Fördelningen av åska på jorden visar i en viss mån hur stor intensiteten av konvektionen är i respektive område. (Liljequist, 1970) 11

12 2.2.3 Frontnederbörd När en varm och en kall luftmassa möts glider varmluften upp över kalluften. Detta leder till att varmluften hävs under ordnad vertikal rörelse och under en längre tid (utom vid snabbt passerande kallfronter, vid vilka varmluften snabbt pressas in i kall luften). Denna typ av hävning förekommer alltid inom ett lågtrycksområde. Omfattande molnsystem bildas med stor utsträckning i höjdled och horisontellt led. I frontnederbörd kommer regnet huvudsakligen från Nimbostratusmoln, vilka ofta har jämnt fallande nederbörd under en längre tid, dagsregn. De vandrande cyklonerna på mellanbredderna och polarregionerna åtföljs vanligtvis av fronter. Detta medför att områden nära cyklonbanorna får en betydande del av sin nederbörd från cyklonernas fronter. (Liljequist, 1970) Orografisk nederbörd Jordytans topografi har stor inverkan på nederbörden. När luftmassan pressas uppför en bergskedjas lovartssida avkyls luften adiabatisk och moln kan bildas. Om luftfuktigheten är tillräkligt stor bildas det även nederbörd. Den maximala mängden av nederbörden förekommer inte vid eller omkring bergstopparna, utan på lovartssidans mellersta eller nedersta delar. När luften har passerat bergstoppen och sjunker på andra sidan, läsidan, bildas det adiabatisk uppvärmning vilket gör att molnen upplöses. Om nederbörd har förekommit på bergets lovartssida kommer den adiabatiska uppvärmningen medföra att luften kommer bli varmare och torrare på läsida av berget jämfört med lovartssidan. Detta kallas för nederbördsskugga. Dessa förhållanden gäller inte bara bergskedjor utan även ett höglandsområde. (Liljequist, 1970) Orografisk nederbördsförstärkning sker även när luftmassor över hav drar in över land. Detta beror främst på att friktionen över land är större än vad den är över hav. När luften strömmar in över kusten bromsas den samt tvingas till hävning. Under vinterhalvåret, då luften är kallare och kondensationsnivån är lägre än på sommaren, leder detta oftast till molnbildning och nederbörd strax innanför kusten. Om vinden är parallell med kusten och lufttrycket är högre över land än över hav förekommer det även en förstärkning av nederbörden, men om lufttrycket är lägre över land än över hav trycks nederbörden undan. För att kunna göra en bedömning av ett områdes nederbörd är det därför viktigt att veta dominerande vindriktning och topografi. (Liljequist, 1970) Avdunstning För att avgöra klimatets fuktighet är det inte bara nederbörden som är avgörande. Nettot av nederbörden och avdunstningen måste tas med i beräkningarna. Avdunstningen från en fri vattenyta bestäms huvudsakligen av temperaturen, fuktigheten och vinden i luftskiktet närmast vattenytan. Över land spelar tillgång på vatten även en viktig roll. Till exempel i torra områden är den faktiska avdunstningen mycket mindre än vad den skulle vara med samma meteorologiska förutsättningar och med obegränsat med vatten. Det är svårt att bestämma avdunstningen eftersom den varierar beroende på det geografiska området, till exempel skog, åkrar, sjöar, et cetera. Däremot kan den relativa avdunstningen bestämmas till exempel från en tank med vatten. (Liljequist, 1970) 2.3 Temperatur Inom klimatologi är temperaturen ett av de viktigaste elementen. Luftens temperatur bestäms som den genomsnittsliga molekylrörelsen i luften. 12

13 2.3.1 Medelvärde För att bestämma dygnsvariationen beräknar man medeltemperaturen inom vissa tidsintervall under dygnet. Temperaturkurvorna för dygnsvariationen för ett mulet dygn och ett klart dygn ser huvudsakligen lika ut. Minimum vid soluppgången och maximum klockan lokal tid. Det som skiljer temperaturkurvorna åt är amplituden, skillnaden mellan högsta och lägsta värde. (Liljequist, 1970) Medelvärdet av alla dygnsmedeltemperaturer under en viss månad ger månadstemperaturen. Med hjälp av flera månadstemperaturer i en viss månad under flera år kan månadsmedeltemperaturen beräknas. I sin tur kan den årliga variationen tas fram av månadsmedeltemperaturen under ett visst år och medelvärdet av alla månaders medeltemperatur ger årsmedeltemperaturen. (Liljequist, 1970) Temperaturvariationer Lufttemperaturen har dygns och årsvariationer, men det förekommer även tillfälliga variationer i samband med inkommande kalla och varma luftmassor, kallufts respektive varmluftsadvektion, vid uppklarnande eller mulnande, vid tilltagande eller avtagande vind, et cetera. Förutom detta förekommer det turbulenta fluktuationer som kan variera temperaturen på någon sekund. Dygns och årsvariationer framgår oftast klart med individuella mätningar. Ibland kan det dock förekomma tillfälliga avvikelser som ger en felaktig bild av variationen. För att undvika detta beräknas medelvärdet över flera dygn respektive år. (Liljequist, 1970) Fyra huvudsakliga faktorer som bestämmer variationen av temperaturen: Strålning Vind Införsel av luft som har andra termiska egenskaper än luften på plats Jordytans fysikaliska egenskaper Under dagen när solen är uppe absorberar jordytan en betydande del av inkommande solstrålning och under natten sker det en effektiv utstrålning. Under sommaren är instrålningen under dagen kraftigare än under vintern, medan den effektiva utstrålningen under natten är den samma sommar som vinter. Därför är dygnets temperaturvariation på mellanbredderna störst under sommaren och minst under vintern. När det är mulet är temperaturvariationen något svagare, detta gäller året om. (Liljequist, 1970) Vind och turbulens medför att det blir en förflyttning av varma och kalla luftmassor. Den varma luften som bildas vid ytan under dagen transporteras uppåt och ersätts av svalare höjdluft. På natten sker det omvända, den kallare luften vid ytan byts ut med den varmare höjdluften. Vid tilltagande vind ökar turbulensen, vilket medför att dygnsvariationen minskar. Vinden kan även påverka den genomsnittliga temperaturvariationen. Detta genom att på vissa tider på dygnet blåsa från samma håll, till exempel sjöbris. (Liljequist, 1970) Införsel av luft som har andra termiska egenskaper än luften på plats kan till exempel vara varmlufteller kalluftadvektion. Detta sker dock inte vid en speciell tidpunkt på dygnet, om man bortser från sjö och landbris. (Liljequist, 1970) Jordytans olika strålnings och värmeledningsegenskaper spelar en stor roll för temperaturens dygns och årsvariation. Den nettoenergi som ytan avger eller mottar i form av strålning kallas jordens 13

14 strålningsbalans. En del av strålningsenergin från solen absorberas vid ytan. Beroende på jordytans egenskaper har strålningen olika lätt för att tränga ned i ytskiktet. I vatten kan strålningen tränga igenom vilket leder till att absorption sker i ett stort skikt. Ett medium där absorption sker i ett tunt skikt har bättre uppvärmningsförmåga, till exempel en klippyta värms upp under en sommardag mer än en vattenyta. Klippmark och torr sand har dålig värmeledningsförmåga, detta medför att värme leds dåligt från den uppvärmda ytan ned till djupare skikt. En klippa eller en sanddyna kommer därför att värmas mycket under dagen och kylas mycket under natten jämfört med en jordyta. En yta täkt med vegetation kommer inte att värmas lika mycket eftersom det sker avdunstning från växterna. (Liljequist, 1970) Temperaturen i skiktet närmast marken är beroende av markytans höjd över havet. I medeltal avtar temperaturen med 0,63 grader Celsius vid en ökning av höjden med hundra meter (Bogren mfl. 2008). Avtagandet är större under sommaren än under vintern. För att kunna jämföra kontinentala och maritima temperaturförhållanden samt temperaturens breddgradsberoende reduceras temperaturdata från stationer på hög höjd till vad temperaturen skulle vara vid havsytan. (Liljequist, 1970) Maritimt och kontinentalt temperaturklimat Det tar lång tid för havet att anpassa sig efter varierande lufttemperatur och strålningsförhållanden. Detta eftersom det sker en stor omblandning i havet. Denna omblandning gör att värmekapaciteten för havet är mycket stor. Under sommaren lagrar havet värme som blir en värmekälla till vintern och på sommaren har havet en avkylande effekt. Den lagrade värmen i havet från sommaren gör att havs och kustområden får en mildare höst och på våren bidrar havet till en avkylande effekt. Detta utjämnande temperaturklimat kallas för maritimt temperaturklimat. Vid större insjöar kan det också råda maritimt temperaturklimat, men detta i mindre skala. I ett landområde har ytan lättare att anpassa sig efter rådande strålningsförhållanden. Här sker värmeöverföringen genom molekylär värmeöverföring, vilket gör att landytan har en låg värmekapacitet. Om ytan är torr har den en särskilt låg värmekapacitet. Detta mer extrema temperaturklimat kallas för kontinentalt temperaturklimat. Hur extrema temperaturförhållandena blir beror på det geografiska läget, topografin, strålningsförhållanden et cetera. Ju längre in från kusten desto mer övergår det maritima temperaturklimatet till det kontinentala. (Liljequist, 1970) 2.4 Havsströmmar Stora havsströmmar transporterar kallare eller varmare vatten mellan olika breddgrader. I Atlanten finns golfströmmen som transporterar varmare vatten från lägre breddgrader till nordvästra Europa, där de påverkar klimatet stort. I Stilla havet finns en stor havsström, Kuroshio, som även den för varmare vatten till högre breddgrader. Kuroshio når dock endast till cirka 40 grader nord, där den viker av åt öster på grund av det rådande västvindsbältet. När Kuroshio når västkusten av Nordamerika övergår den till Alaskaströmmen, som transporterar varma havsströmmar till Alaskas sydkust. På Nordamerikas östkust råder det liknande förhållanden som på Sibiriens östkust. Kallare havsströmmar från högre breddgrader strömmar i sydlig riktning längs kusterna. 14

15 2.5 Tryck Medelluftstryckfördelning Jordens medelluftstryckfördelning samt cirkulationen i de lägre skikten ser annorlunda ut på sommaren och på vintern. Skillnaden visas tydligast i en jämförelse mellan januari och juli. (Liljequist, 1970) I januari befinner sig ett stort högtryck som ligger i medeltal över Centralasien och har en utsträckning över så gott som hela kontinenten. Ett annat vinterhögtryck är placerat över Kanada. Över Atlanten dominerar Islandslågtrycket och över Stilla havet dominerar ett lågtryck vid Aleuterna. I juli däremot dominerar ett värmelågtryck över Asien. Islandlågtrycket och högtrycken över Atlanten och Stilla havet är betydligt mindre utvecklat på sommaren än på vintern. Lågtrycket vintertid vid Aleuterna syns inte alls på medellufttrycksfördelningen över sommaren. (Liljequist, 1970) Monsunvindar I kustzonerna kan det förekomma land och sjöbris när det råder en temperaturskillnad mellan hav och land. Då hela kontinenter och världshav värms upp eller kyls av förekommer det monsunvindar. Under vintertid då de stora kontinenterna på mellanbredderna är kalla jämfört med de varmare världshaven bildas cirkulation i luften, som drivs av temperaturskillnaden. Under vintertid täcks därför stora kontinenter på mellanbredderna av högtryck och världshaven av lågtryck. Detta leder till att en vind kommer skapas i det lägsta luftskiktet i riktning från högtrycket till lågtrycket. Under sommaren, då de stora kontinenterna blir mer uppvärmda än världshaven, blir det motsatt effekt. Över kontinenterna bildas det då lågtryck och över havet bildas det högtryck. Detta innebär att lufttrycksfördelningen har en årstidsbunden variation. (Liljequist, 1970) 2.6 Luftmassor och fronter Luftmassor Begreppet luftmassa anses enligt National Encyklopedin vara den luftvolym som i fysikaliskt hänseende är homogen och som är några km tjock och några tusental km i horisontell utsträckning. Luften inom detta vidsträckta område har i resp. nivåer ungefär samma temperatur, sikt och fuktighetsförhållanden. ( ) Vid klassificering av luftmassor utgår man från luftmassans geografiska ursprungsområde och vilka egenskaper luftmassan har skaffat sig under sin utbredning från sitt ursprungsområde. Oftast klassificeras luftmassor enligt fyra huvudslag: Ekvatorialluft Tropikluft Polarluft Arktikluft (på södra halvklotet antarktikluft) De ekvatoriella luftmassorna bildas vid ekvatorn, medans tropikluften bildas vid den subtropiska zonen nära vändkretsen, polarluften bildas på mellanbredderna och arktikluften respektive antarktikluften bildas i Arktis respektive Antarktis. (Liljequist, 1970) 15

16 2.6.2 Maritima och kontinentala luftmassor Egenskaperna hos luftmassor som bildas över hav skiljer sig mot egenskaperna hos de luftmassor som bildats över land. Luftmassor som befinner sig över hav kan till exempel tillföras rikligt med vattenånga vilket inte luftmassor över land kan göra. Däremot tillförs det stoftpartiklar till luftmassorna när den befinner sig över land, vilket det inte gör över hav. Detta gör att det uppkommer maritima och kontinentala luftmassor(liljequist, 1970) Vertikal stabilitet Under luftmassans utbredning kommer den att passera områden med bland annat olika strålningsoch temperaturförhållanden. Detta medför att luftmassans egenskaper kommer att ändras. En viktig faktor är underlagets temperatur. Beroende på om luftmassan utbreder sig över ett varmare eller kallare underlag kan denna förändring ske på två olika sätt. (Liljequist, 1970) Om en varm luftmassa drar in över ett kallare underlag kommer luften att kylas av närmast marken. Detta kan leda till inversion, det vill säga temperaturtilltagande med höjden. Detta gör att luftmassan är stabilt skiktad och vertikala rörelser motverkas. När den varmare luften avkyls medför den att även luftens relativa fuktighet kommer att öka. Då det råder stor temperaturskillnad mellan luftmassorna kan dis eller dimma bildas på grund av den ökade relativa luftigheten. En luftmassa som däremot drar in över ett varmare underlag kommer värmas upp i de nedersta skikten. Den stabila skiktningen avtar och övergår till labil skiktning. De vertikala vindarna tilltar och det bildas konvektiva moln som Cumulus och Cumulusnimbus. (Liljequist, 1970) Fronter På mellanbredderna är övergången från en luftmassa till en annan skarp. Denna övergång kallas front eller frontzon. Vid aktiva fronter skapas moln och oftast även nederbörd. De viktigaste fronterna på jorden är polarfronterna. Dessa är placerade på mellanbredderna mellan tropikluften och polarluften. Mellan polarluften och artikluften finns arktikfronten. I jämförelse mellan polarfronten och arktikfronten ger polarfronten mer växlande väder. Detta för att varmluften, tropikluften, i polarfronten är varmare än arktikfrontens varmluft, polarluften och kan innehålla större mängd vattenånga än den kallare luften. (Liljequist, 1970) Cykloner Cyklonerna är anknutna till fronterna. Mellanbreddernas och polarregionernas vandrande cykloner och deras nederbördsområden har en stor betydelse för områdets klimat. Från år till år kan cyklonverksamheten vara olika och följa olika cyklonbanor. Eftersom havet under vintern är varmt relativt markytan är cyklonverksamheten och konvektionen mer aktiv över havet än över markytan under denna period. Detta medför att den mesta nederbörden, vintertid, faller över haven och vid kusterna. Under sommaren, då havet är kallare relativt markytan, är konvektionen större över land än över hav. Detta gör att nederbörden över land kommer att nå ett maximum under sommaren. 2.7 Jordens klimat Klimat För att kunna bestämma ett klimat används statistiska värden från meteorologiska observationer. Detta kan till exempel vara över temperatur, nederbörd, vind med fler. Klimatet utgörs av genomsnittstillstånd och avvikelser från detta av de meteorologiska observationerna. 16

17 2.7.2 Klimatsystem Klimat är en genomsnittlig beskrivning av vädret i tid och rum. Denna beskrivning varierar i skala både geografisk och tidsmässigt. I den geografiska utbredningen skiljer man på mikroklimat, lokalklimat, regionalklimat och globalklimat. (Bogren mfl. 2006) Mikroklimatet har en utbredning på tiotal meter. Detta kan till exempel vara temperaturförhållande i en dunge eller tvärs över en väg. Skillnader i extremvärden för temperatur kan skilja sig upp till tio grader och ha en tidsmässig utsträckning upp till någon timme. Klimatet i till exempel en dalgång eller i en stad utgörs av lokalklimat, med en utbredning på någon kilometer. Klimatet påverkas starkt av topografi, vegetation och markanvändning. I extremfall kan temperaturen skilja sig fem till tio grader nere i dalen och höjderna intill. Regionala klimat, som till exempel klimatet i södra Sverige, styrs till stor del av vad de berörda luftmassorna har för egenskaper. Den geografiska utbredningen är tusentals kilometer. En månadsmedeltemperatur på två grader ses som en stor skillnad. Hela jordklotet utgör det globala klimatet. En höjning av hela jordens medeltemperatur någon grad skulle leda till omfattande effekter. (Bogren mfl. 2006) Jordens klimatregioner Jorden kan delas in i tre klimatregioner: den tropiska, den tempererade och den arktiska. I den tropiska regionen, i ett band över ekvatorn, är det hög temperatur och rikligt med nederbörd. Den stora mängden nederbörd beror främst på konvektion, men kan även förstärkas orografiskt. Nederbörden avtar med ökat avstånd från ekvatorn och kortare torrperioder förekommer. Med fortsatt ökat avstånd från ekvatorn blir regnperioderna kortare och torrperioderna längre. Vid vändkretsarna dominerar torrperioden stort och här återfinns de stora öknarna. Tropikerna, zonen mellan vändkretsarna kan således delas in i fukttropikerna och torrtropikerna. Vid ekvatorn råder det dominerande östvindar, de så kallade passadvindarna. (Bogren mfl. 2008) Tempererat klimat råder på mellanbredderna. Här domineras klimatet av övervägande västvindar samt cyklonverksamhet som skapas i samband med polarfronten. De suptropiska högtryckcellerna påverkar klimatet på de ekvatoriella sidorna av mellanbredderna med ett torrt klimat. Nederbörd förekommer under vintersäsong vid cykloner. Längre åt polerna blir klimatet allt mer fuktigare och svalare. Eftersom västvindar dominerar på dessa breddgrader blir klimatet fuktigare på kontinenternas västsidor och ju längre österut desto torrare klimat. Det arktiska klimatet är kallt och torrt. Nederbörd faller en stor del av året i frusen form i anslutning till cykloner. (Bogren mfl. 2008) 17

18 3 Generellt om klimat längs den studerade breddgraden 3.1 Breddgraden Platser Platserna som är utvalda är de platser som har meteorologiska mätstationer och ligger på ca 59 grader nord, se appendix I tabell 1 och 2. Mätdata från de meteorologiska mätstationerna är sammanfattade som månadsmedelvärden på där data i detta arbete är hämtat. Alla mätstationer samlar inte data över både temperatur och nederbörd, därför skiljer sig mätstationerna för temperatur och nederbörd åt. Mätstationer över hav är få, de flesta över hav kommer från små öar. Mätstationerna över land befinner sig på olika höjder, detta beskrivs mer i detalj i avsnitt Geografi Europa och Asien bildar tillsammans världens största kontinent, Eurasien. De större bergskedjorna i Eurasien har väst östlig sträckning och kontinenten saknar i stort sett bergskedjor med nord sydlig sträckning. De få bergskedjor som finns med nord sydlig stäckning, till exempel Skandinaviska fjällkedjan och Uralbergen, är inte så stora och har mera lokala betydelser för klimatet. På breddgrader runt 59 grader nord består de västra delarna av Eurasien huvudsakligen av lågland (under meter över havet). De centrala delarna består av ett höglandsområde medan de östra delarna består av bergskedjor. Längre söder ut, från Atlanten i väst till Stilla havet i öst, sträcker sig nästan oavbrutet bergskedjor. Detta bildar en nästan oöverkomlig barriär för luftutbyte mellan låga och höga bredder i de lägre skikten. (Liljequist, 1970) På Kanadas västkust breder bergskedjorna ut sig parallellt med varandra i nord sydlig riktning. Längst öster ut av bergskedjorna ligger Klippiga bergen, som utgörs av huvudbergskedjan. Klippiga bergen utgör kontinentens viktigaste klimatgräns. I öster gränsar bergskedjorna med ett landområde som långsamt sluttar ner mot Hudson Bay. I norr finns det istäckta polarhavet, som har en avkylande effekt på luften. Eftersom det inte finns några bergskedjor med väst östlig utsträckning kan den kalla luften strömma söder ut ända till den Mexikanska golfen. (Liljequist, 1970) 18

19 3.2 Medeltemperatur i januari I stora drag är medeltemperaturen i januari högre över havet än över land, se figur 1. I Atlanten ligger till och med medeltemperaturen över noll grader Celsius. Medeltemperaturen över land är huvudsakligen högre på de västra delarna av kontinenter än på de östra. Detta syns tydligt över den stora Eurasienkontinenten. De lägsta medeltemperaturerna hittas i östra Ryssland. Platser på höga höjder avviker från trenden och visar kallare värden. Ett exempel på detta är Gaustatoppen i Norge (8,69 Ö). I Sibirien och de inre delarna av Kanada råder det kalla vintrar relativt Europa och västra Nordamerika. Figur 1. Övre bild: Medeltemperatur i januari. Nedre bild: Mätstationernas positioner. Bakgrundsbild från Wikipedia. 19

20 3.3 Medeltemperatur i juli Under sommaren råder det motsatta förhållanden angående medeltemperaturen i stora drag över hav och land jämfört med under vintern. Sommartid kommer det vara landområden som står för de högsta temperaturerna och havsområden för de mildare. Över den stora Eurasienkontinenten är temperaturen något lägre i de västra delarna jämfört med de centrala och de östra. Dock längst i öster på den ryska sydkusten sjunker medeltemperaturen. På Grönlands sydspets och Kanadas östkust hittas de lägsta medelvärdestemperaturerna (bortsett från den höga Gaustatoppen i Norge). I Kanadas inland råder det ungefär samma medeltemperatur som i de västra delarna av Eurasien. Alaskas sydkust och bergskedjan i östra Kanada visar lägre temperaturmedelvärden än de centrala delarna av Kanada. Figur 2. Övre bild: Medeltemperatur i juli. Nedre bild: Mätstationernas positioner. 20

21 3.4 Medelnederbörd i januari Storskaligt sticker medelnederbördsmängden ut på två platser. Den ena är på Alaskas sydkust och den andra är över Atlanten. Det maximala värdet för medelnederbörden i januari på denna breddgrad uppnås på Alaskas sydkust till cirka 500 mm. En finare granskning av medelnederbörden, förutom Alaskas sydkust och Atlanten, visar att över Eurasien avtar mängden medelnederbörden österut för att nå ett minimalt värde i östra Ryssland innanför kusten, se figur 4. Vid kusten visar medelnederbörd en tilltagande mängd. Även i Kanada hittas de lägsta medelnederbördsvärdena i de östra delarna. Medelnederbörden ökar sedan något västerut fram till Klippiga bergen. I västra Alaska återfås återigen mindre mängder av nederbörd. Figur 3. Övre bild: Medelnederbörd i januari. Nedre bild: Mätstationernas positioner. 21

22 Figur 4. Övre bild: Medelnederbörd i januari med fokusering på de platserna med medelnederbörd upp till femtio millimeter. Nedre bild: Mätstationernas positioner. 22

23 3.5 Medelnederbörd i juli Även i juli är det Alaskas sydkust som får den mesta mängden medelnederbörd, se figur 5. I allmänhet är mängden nederbörden mer på sommaren än på vintern. Detta gäller på alla platser förutom på de extrema platserna över Atlanten och på Alaskas sydkust, där medelnederbörden är mindre på sommaren än på vintern. I Europa ökar mängden medelnederbörd något från väster till öster, se figur 6. Vid gränsen mellan Europa och Ryssland börjar mängden medelnederbörd att avta österut. I stora bergskedjor, som Klippiga bergen och östra delarna av Asien, varierar mängden medelnederbörd kraftigt på de olika platserna. Mängden medelnederbörd över Atlanten är ungefär lika mycket som mängden medelnederbörd över Eurasien, medan mängden medelnederbörd i inre Kanada är något mindre. Figur 5. Övre bild: Medelnederbörd i juli. Nedre bild: Mätstationernas positioner. 23

24 Figur 6. Övre bild: Medelnederbörd i juli med fokusering på de platserna med medelnederbörd upp till hundra millimeter. Nedre bild: Mätstationernas positioner. 24

25 3.6 Vind och tryck Vintertid Karta över dominerande lufttryckcentra visar den huvudsakliga vindriktningen. I januari dominerar ett stort lågtryck som ligger över Island, ett högtryck över Asien, ett högtryck över Kanada och ett lågtryck vid Aleuterna. Eftersom vinden blåser moturs runt ett lågtryck kommer västra Europa domineras av varma sydvästvindar. Däremot väster om Islandslågtrycket, västra Atlanten och de östra delarna av Nordamerika, kommer en kall nordvästlig vind att dominerar. Runt det stora högtrycket i Asien kommer vinden att rotera medurs, vilket medför att västra Sibirien domineras av västliga och sydvästliga vindar medans östra Sibirien domineras av nordvästliga vindar. Eftersom högtrycket över Asien och lågtrycket över Aleuterna ligger relativt nära varandra uppstår det en kraftig tryckgradient mellan de båda trycken. Detta medför att den nordvästliga vinden i östra Sibirien är kraftig och för med sig mycket kall luft från inre norra Sibirien. Det är i detta område de lägsta medeltemperaturerna hittas i Sibirien. Lågtrycket över Aleuterna kommer att påverka vindriktningen längst öster ut på rysslands sydkust till nordliga vindar, ostliga vindar vid Beringshav och sydliga vindar vid Alaskas västkust. På Nordamerikas västkust råder det sydvästliga vindar beroende på högtrycket över Kanada och lågtrycket vid Aleuterna, se figur 7. (Liljequist, 1970) Figur 7. Dominerande lufttryckscentra i januari. H markerar högtryck och L markerar lågtryck. Pilarna visar dominerande vindriktningar. 25

26 3.6.2 Sommartid Under sommaren är medellufttrycksfördelningen annorlunda. Då dominerar ett stort lågtryck över Asien. Över Atlanten dominerar Azoriska högtrycket medans Islandslågtrycket har blivit försvagat. I Stilla havet ligger den nordpacifiska subtropiska högtryckcellen. Eftersom lågtrycket som vintertid låg vid Aleuterna inte finns med på sommarens medeltrycksbild domineras Stilla havet av ett högtryck. Detta medför att det kommer vara dominerande sydvästliga vindar vid Alaskas sydkust sommartid. Eftersom det dominerar ett lågtryck över Asien och att det är förflyttat längre söderut under sommaren kommer vindar och vindriktning över Asien skilja sig mycket mellan sommaren och vintern. Över hela Sibirien är det mycket svaga nordliga vindar bortsett från längst i öster på den ryska sydkusten där sydliga vindar dominerar. Ett svagt lågtryck som ligger mellan Grönland och Nordamerika gör så att nordliga svaga vindar dominerar i de östra delarna av Kanada. I Skandinavien förekommer det även sommartid sydvästliga vindar, se figur 8. (Liljequist, 1970) Figur 8. Dominerande lufttryckscentra i juli. H markerar högtryck och L markerar lågtryck. Pilarna visar dominerande vindriktningar. 26

27 3.7 Cykloner och frontzoner Vintertid Cyklonverksamheten är mest aktiv på vintern, då temperaturskillnaden mellan låga och höga breddgrader är större än på sommaren. Norra Europa berörs vintertid av frontzoner som kommer i medeltal antingen från Island eller Brittiska öarna, se figur 9. Cykloner som följer frontzoner från Island rör sig antingen över norra Skandinavien eller över havet norr om Skandinavien. De cykloner som når Norska havet fortsätter antingen öster ut mot Novaja Zemlja (ögrupp i norra ishavet) eller följer en cyklonbana mot ostsydost eller sydost och når in i västra Sibirien. Cykloner som följer frontzonen väster om Brittiska öarna når in över södra Skandinavien och kan ibland nå in över västra Sibirien. Från Europa och österut avtar cyklonverksamheten till dess att Stilla havets cyklonverksamhet tilltar. Frontzoner som når norra Kanada kommer från Aleuterna. Cykloner som följer dessa cyklonbanor är oftast ockluderade när de når Kanadas kust. Ibland klarar cyklonerna av att ta sig över Klippiga bergen och rör sig sedan öster ut över Kanada. (Liljequist, 1970) Sommartid I allmänhet är cyklonverksamheten förflyttad längre åt norr sommartid. Frontzoner som under vintern passerar Brittiska öarna passerar under sommaren istället söder om Island. I centrala Asien sträcker sig en frontzon i sydväst nordöstlig riktning. I östra Asien följer cyklonerna en frontzon från östra Asien över Beringshav och vidare in i Alaska och Kanada ända till Hudson Bay, se figur 9. (Liljequist, 1970) Figur 9. Frontzoner för sommar och vinter. 3.8 Havsströmmar Som figur 1 visade är medeltemperaturen i Atlanten och Berings hav över noll grader Celsius. Detta kan förklaras med hänsyn till de olika havsströmmarna som strömmar i haven. De varma havsströmmarna som följer golfströmmen bidrar till högre medeltemperatur i luften. Golfströmmen bidrar även till att medeltemperaturen i Europa och västra Sibirien är relativt hög för sin breddgrad. Även medeltemperaturen vintertid på Alaskas sydkust påverkas av havsströmmarna, där medeltemperaturen ligger strax under noll grader Celsius. Dock visar de inte en lika tydlig temperaturökning som i Atlanten. Detta troligen på grund av att havsströmmarna i Beringshav är kallare än havsströmmarna i Atlanten. 27

28 På de platser som det inte finns några större havsströmmar på denna breddgrad är havet oftast isbelagt under vintern. I havet utanför de östra sidorna av Grönland, Kanada och Ryssland råder det kalla havsströmmar från norr, se figur14. Figur 10. Havsströmmar. Pilarna visar strömmarnas riktning. 3.9 Strålning Anledningen till varför medeltemperaturen i allmänhet är kallare under vintern över land än över hav och det motsatta under sommaren bror på flera faktorer. En av de viktigaste faktorerna är jordens strålningsbalans. På grund av att instrålningen på norra halvklotet, under vintern, är mindre än över sommaren kommer inte landområden värmas lika mycket under vintern som under sommaren. Under natten är den effektiva utstrålningen lika mycket sommar som vinter. Detta leder till att landområden, som har dålig värmekapacitet, kommer att avkylas på vintern och värmas på sommaren. Däremot för havet, som har bra värmekapacitet, tar det lång tid att värma upp under sommaren men sedan lagras värme till vintern. (Liljequist, 1970) 3.10 Maritimt och kontinentala temperaturklimatet På grund av att det inte finns några större bergskedjor i nord sydlig riktning i de västra delarna av Eurasien och att det råder i huvudsakligen västvindar kan luftmassor som skapats över Atlanten strömma in över Eurasien. Frånvaron av större bergskedjor gör även att det inte finns någon skarp gräns mellan det maritima temperaturklimatet i väster och det kontinentala temperaturklimatet i öster. Den skandinaviska bergskedjan och Uralbergen påverkar visserligen övergången mellan de båda temperaturklimaten, men detta är marginellt. Istället övergår det maritima temperaturklimatet gradvis till det kontinentala temperaturklimatet. Detta medför att under vintern kommer temperaturen att avta från väst till öst. I de östra delarna kommer det kontinentala temperaturklimatet nå ett maximum innan det maritima temperaturklimatet från Stilla havet börjar påverka. I Kanada skiljer sig de maritima och de kontinentala temperaturklimaten av en skarp gräns som utgörs av Klippiga bergen. På den västra sidan av Klippiga bergen råder det maritimt 28

29 temperaturklimat. Fuktiga och milda maritima luftmassor strömmar in över Kanadas västkust och Alaskas sydkust, vilket gör att det förekommer milda vintra och svala somrar. Däremot på den östra sidan av Klippiga bergen råder det kontinentalt temperaturklimat med kalla vintrar och korta somrar i förhållande till breddgraden. Under vintern är Hudson Bay istäckt och har en kylande effekt på temperaturklimatet i närliggande områden. Istäcket på sjön ligger kvar ända tills sommaren (Danielson, 1971). De östra delarna av Kanada kommer, undre vintern, även att domineras av en nordvästlig kall vind från det inre av norra Kanada. Medeltemperaturen sommartid skiljer sig inte så mycket mellan maritima och kontinentala platser. De flest medeltemperaturerna har sitt maximum mellan tio och tjugo grader Celsius. Däremot vintertid är skillnaden stor mellan de olika platserna. Här varierar det mellan cirka fem till cirka minus fyrtio grader Celsius, se figur 11. I figur 12 syns det tydligt att medeltemperaturens årsamplitud, skillnad mellan högsta och lägsta medeltemperaturen, ökar gradvis längre österut i Eurasien, då det kontinentala temperaturklimatet tilltar. De lägsta medeltemperatursamplituderna hittas över Atlanten där det råder maritimt temperaturklimat. Figur 11. Temperaturens årsvariation. Alla tidigare nämnda mätstation representerar en kurva. 29

30 Figur 12. Övre bild: Medeltemperaturens årsamplitud. Nedre bild: Mätstationernas positioner. 30

31 3.11 Höjd över havet Temperaturen avtar med höjden över havet. Gaustatoppen i Norge är ett bra exempel på detta. Mätstationen på Gaustatoppen är placerad 1828 meter över havet, se figur 13. Eftersom temperaturen i medeltal sjunker med 0,63 grader per hundra meters höjdökning, måste ett tillägg på 9,14 grader Celsius göras för att få medeltemperaturen vid havsnivå. Platser där stora bergskedjor dominerar blir temperaturklimatet lokalt på grund av de stora temperaturskillnaderna mellan dalgångarna och bergstopparna. Figur 13. Övre bild: Mätstationernas höjd över havet. Nedre bild: Mätstationernas positioner. 31

32 3.12 Årsmedeltemperatur De högsta årsmedeltemperaturerna hittas över Atlanten. Årsmedeltemperaturen avtar i takt med att det maritima temperaturklimatet övergår till mer kontinentalt temperaturklimat, från Atlanten i väster till östra Asien. I Asiens östra delar där Stilla havet börjar påverka med ett mer maritimt temperaturklimat börjar årsmedeltemperaturen att stiga. På Alaskas sydkust hittas återigen en hög årsmedeltemperatur, eftersom det där råder maritimt temperaturklimat. I Kanada sjunker årsmedeltemperaturen till ett minimum vid Hudson Bay. När sedan Atlanten börjar påverka stiger årsmedeltemperaturen. För att se årsmedeltemperaturens variation utan påverkan av vilken höjd mätstationerna ligger på har en korrigering av årsmedeltemperaturerna gjorts. Till den observerade årsmedeltemperaturen har 0,63 grader per hundra meters höjd över havet, har lags till. Korrigerad årsmedeltemperatur visas i figur 14. Figur 14. Övre bild: Höjdredigerad årsmedeltemperatur. Nedre bild: Mätstationernas positioner. 32

33 3.13 Nederbörd Vintertid Under vinter faller den mesta av nederbörden från cykloner. Eftersom cyklonerna är som mest aktiva över havet kommer nederbörden över havet att vara rikligare än nederbörden över land. På grund av att den mesta av nederbörden faller från cykloner och cyklonerna följer frontzonerna, se figur 12, kommer de västra kusterna att få mer nederbörd än de östra. Mängden nederbörd avtar österut i Eurasien eftersom cyklonverksamheten minskar med ökande avstånd från kusten in över land, men på grund av närheten till havet på de östra kusterna kommer mängden nederbörd vara mer vid kusten än en bit in över land. Ett exempel på detta är den ökande mängden medelnederbörd på Rysslands östkust. Jämfört med Europas inland faller det mindre nederbörd i Kanadas inland. Nederbörden i Kanadas inland faller från de cykloner som följer frontzonen som drar in över Kanada norr om Klippiga bergen eller från de få cykloner som lyckats ta sig över Klippiga bergen. Nederbördsmängden minskar på samma sätt i Kanada som i Eurasien, avtar från väster till öster Sommartid Över landområden är mängden nederbörd rikligare på sommaren än på vintern, se figur 15. Eftersom landytan är varmare än havsytan leder detta till att mer konvektion sker över land än över hav. Den ökade konvektionen över land leder till att nederbördsmängden kommer att öka med ökat avstånd från kusten in över land. Det är därför som mängden nederbörd ökar i Europa från väst till öst. I de centrala delarna av Asien når mängden nederbörd ett maximum för att sedan börja avta. Detta beror troligen på att områdena är torrare och konvektionen minskar på grund av tillgång på vatten är mindre. I östra Ryssland råder det sydliga vindar från havet, varpå mer tillgång på vatten och mer nederbörd. Även sommartid är nederbörden mindre i Kanada än i Europa, men den är rikligare under sommaren än under vintern. Detta för att konvektionen över land hjälper till att skapa mer nederbörd Orografisk nederbörd Anledningen till de stora nederbördsmängderna på Alaskas sydkust och i Klippiga bergen är att nederbörden förstärks orografiskt. Nederbördsmätningarna visar nederbördsmängden på en lokal plats eftersom mängden nederbörd skiljer sig mycket mellan bergstoppar och dalgångar. Detta gör att nederbördsmätningarna i bergskedjorna visar mycket varierad nederbördsmängd. På Alaskas sydkust är mängden nederbörd riklig året om, men är som mest under hösten, se figur 15. Figur 15. Årstid med maximal nederbörd fördelat över olika platser. 33