Vind deltar ikke bare i varmeoverføring ved konveksjon (varmestrømning, påtvunget konvensjon), og påvirker således strålingsbalansen for vegetasjon og dyr, men sprer pollen og frø, påvirker vegetasjonen ved kyst og fjell, og transporterer salt og sjø med påfølgende saltpåvirkning på vegetasjonen. Vind vil påvirke vekst og utbredelse av planter, og kan gi tigmomorfogenese. Vind er også med å spre luftforurensninger, insekter og sykdomsfremkallende organismer. Vinden varierer fra vindstille (<0.2 m s-1) til lett bris (3.4-5.4 m s-1, fra liten kuling (10.8-13.8 m s-1) til sterk storm (28.5-32.6 m s-1). Vindhastigheten er generelt høyest om dagen og retningen varierer. Vindhastigheten måles 10 m over bakken, men påvirkes sterkt av vegetasjon og terrengformasjoner. Vinden påvirker tykkelsen av grenselaget . Grenselaget er den grenselinjen hvor vindhastigheten er 99 % av den i de frie luftmasser. Vinden skaper turbulens over visse deler av bladet. Størrelsen på Reynoldstall kan gi informasjon om luftstrømmen er laminær eller turbulent.
Faktorer som påvirker tykkelsen av grenselaget er behåring, nedsenkete spalteåpninger og sammenrullete blad. Små blad har temperatur tilnærmet lik lufttemperaturen. Store blad ved lav vindhastighet gir den største temperaturgradient til lufta dvs. fri konveksjon dominerer over påtvunget konveksjon. Hvis det gjøres studier av varmestrøm i dette siste tilfellet brukes Grashof tall istedet for Reynolds tall.
Vanndampkonduktansen for grensesjikt er i størrelsesorden:
Tynt grenselag : 3000 mmol m-2s-1
Tykt grenselag: 300 “
Åpne stomata: 80-800 “
Kutikula: 2 - 8 “
Uniform luftstrøm som går over fra laminær til turbulent når vindhastigheten øker, og jo lenger vekk fra bladoverflaten man kommer. Vindhastigheten øker med høyden over vegetasjonen.
Flukser over vegetasjon i form av luftpakker ("eddies"). Eddykorrelasjon kan brukes til å bestemme vanndampfluks over vegetasjonen ved å måle vanndampkonsentrasjon og vindhastighet over vegetasjonen gjennom døgnet.
Vindhastigheten vz øker logaritmisk med høyden (z) over vegetasjonen og er gitt ved:
\(v_z= \frac {v^*}{k}ln\frac{z - d}{z_0}\)
vz- vindhastighet i m s-1
v*- friksjonshastighet
k - Karmankonstant (0.41)
z - høyde over vegetasjonen
zo - struktur på vegetasjonen, lengde av ruhetsplanet (ujevnhetene).
d - referansehøyde (nullplanet)
d og zo varierer med vindhastighet og strukturen på vegetasjonen.
Adiabatiske prosesser
Når lufta stiger synker lufttrykket. Lufta utvider seg og taper energi. En tørradiabatisk prosess betyr at avkjøling skjer uten kondensasjon og skydannelse (adiabatisk vil si at det ikke skjer noen varmeutveksling med omgivelsene, adiabatiske prosesser). Når denne lufta blir ført nedover blir arbeidet lufta utfører på omgivelsene negativt. Den indre energien i lufta øker og temperaturen stiger. Temperaturendringen er ca. 1oC for hver 100 m. Dersom lufta som stiger er mettet med fuktighet vil noe av vanndampen kondenseres og kondensasjonsvarmen avgis til lufta. Temperaturen synker derfor ikke så raskt i en fuktigadiabatisk prosess som i en tørr (ca. 0.5 oC per 100 m). Prosessen gir oppvarming av lufta i regnskyggen av fjell. Den varme luften på østsiden av Rocky Mountains kalles Chinooks. Nordøst for alpene kalles den Föhnvind. Luft som blåser over jordoverflaten tvinges opp av fjell og utvider seg som resultat av redusert trykk. Utvidelsen gir en adiabatisk avkjøling. Varme avgis fordi luftmolekylene kommer lenger fra hverandre. Jfr. kjøleskapet hvor freon utvider seg etter å ha passert kompressoren. Et system som isoleres fra omgivelsene slik at det ikke skjer noen utveksling med omgivelsene kalles adiabatisk isolasjon.
Ifølge termodynamikkens første lov:
\(\Delta U = \Delta W \space hvis \space \Delta Q=0\)
Når arbeidet som utføres er positivt, det vil si at systemet sammenpresses så blir ΔW positiv. ΔU blir derved positiv og temperaturen øker. Når ΔW blir negativ vil det si at systemet ekspanderer og da minsker den indre energi og temperaturen faller. Dette skjer ved sterkt stigende luftstrømmer og hvis temperaturen faller under duggpunktet kommer det nedbør som regn. Jordoverflaten kan i noen tilfeller avgi varme så raskt at den avkjøles under temperaturen av den overliggende lufta. Luftlagene over vil avgi varme ved konduksjon (vermeledning) til jordoverflaten. Vi har nå en omvendt temperaturgradient, en temperatur inversjon. Kalde luftstrømmer vil samles i dalbunner og forsenkninger i terrenget. Klare netter med sterk utstråling vil gi rask avkjøling av jordoverflaten som forplanter seg til den nedre fuktige lufta. Dette kan gi dugg, tåke eller frost. Temperaturen i vann og sjø stabiliserer klimaet i kystnære strøk.
Jordens vindsystemer
Ved Solas sterke oppvarming ved ekvator stiger varm luft som utvider seg, får mindre tetthet og avkjøles. Dette gir redusert lufttrykk (lavtrykk) ved ekvator. Kaldere luft med større tetthet strømmer vestover inn mot ekvator fra nord og syd. Ved vårjevndøgn og høstjevndøgn står Solen rett over ekvator. Varmlufta fra ekvator synker ned ved ca. 30 o nord og syd og gir høytrykk mot høyre på den nordlige halvkule og mot venstre på den sørlige pga. Corioliseffekten fra den roterende jorda. Den varme luften som steg opp fra ekvator kommer ned ved de subtropiske høytrykksbeltene nord og syd for ekvator og lager vestavind og passatvinder nord og syd, atskilt av et vindstille ekvator. Vinden nordfra mot ekvator vendes mot vest og kalles Nordøst-passaten. Vinden i vestavindsbelte bøyes mot øst. I seilskutetiden når man skulle seile fra Europa til den Nye verden så seilte man syd til Kanariøyene og Azorene og tilbake igjen via vestavindsbelte. Passaten skyver overflatevann vestover ved ekvator. Vestavind gir østgående strømmer lenger nord.
Det er 3 Hadleykonveksjoner (e. George Hadley 1735) i jordas atmosfære (en ved ekvator og en ved polene) og en Ferrelcelle mellom disse. Mellom Hadleykonveksjonene i den øvre atmosfæren er det Jetstrømmer med høy vindhastighet som blåser parallelt med ekvator. I øvre del av troposfæren i overgangen til stratosfæren er det en polar jetstrøm fra vest mot øst, med store vindhastigheter spesielt vinteer og vår på den nordlige halvkule. Tilsvarende jetstrømm finnes på den sydlige halvkule. Det er også en subtropisk jetstrøm.
Calima er et vindsystem som blåser vestover spesielt om vinteren med høytrykk over Nord-Afrika, og som bringer med seg sandstøv fra Sahara ut i Atlanterhavet, også mot Kanariøyene hvor det er lavtrykk.
Sjirokko er en varm sørlig kraftig tørr vind i Middelhavsområdet som bringer med seg sandstøv.
Mistral er en kald sørvestlig vind over det sørlige Frankrike, hvor luften blir avkjølt (katadiabatisk) når den passerer Sentralmassivet (Massif Central) og Alpene.
Anemoier (gr. anemoi – vinder) var vindguder i gresk mytologi. Nordavinden Boreas, vestavinden Zephyros, østavinden Euros og sønnavinden Notos, samt nordvestvinden Skiron o.a.
Beauforts skala
Beauforts skala i 12 trinn eller kategorier, navn etter den irske admiralen Francis Beaufort (1774–1857) blir brukt til å måle vindstyrke ut fra en rekke fysiek kriterier og kjennetegn og vindfart målt i meter per sekund.
0: Stille 0.0-0.2 m s-1. Røyken stiger rett opp. Havblikk eller sjøblikk ( med speilblank vannoverflate.
1: Flau vind 0.3 - 1.5 m s-1. Vindretningen kan av retningen røyk driver. Krusninger på vannoverflaten.
2: Svak vind 1.6 - 3.3 m s-1. Vinden kan kan føles. Bladene på trærne rører seg, Vinden kan løfte små vimpler. Små korte bølger på vannoverflater.
3: Lett bris 3.4 - 5.4 m s-1. Blader på løvtrær og småkvister rører seg. Vinden strekker ut lette flagg og vimpler. Bølger topper seg og non noen kan ha skumskavl.
4: Laber bris 5.5 - 7.9 m s-1. Kvister og smågreiner rører på seg. Vinden løfter støv og løse papirer. Flere lange bølger med skumskavler. Strekker ut større flagg og vimpler.
5: Frisk bris 8.0 - 10.7 m s-1. Små løvtrær begynner å svaie. Langstrakte bølger med gopp, skumskavler og tidvis sjøsprøyt.
6: Liten Kuling10.8 - 13.8 m s-1. Store greiner og mindre trestammer Man merker luftmotstand når man går. Vrient med paraply. Store bølger med skumskavler og sjøsprlyt.
7: Stiv kuling 13.9 - 17.1 m s-1. Hele trær rører på seg. Tungt å gå mot vinden. Hvitt skum på alle bølgetopper som brekker.
8: Sterk kuling 17.2 - 20.7 1 m s-1. Vinden kan brekke småkvister av trær. er tungt å gå mot vinden. Lange bølger hvor bølgekammer danner sjørokk som driver i strimer med vinden.
9: Liten storm 20.8 - 24,4 m s-1. Store trær svaier og hiver på seg. Takstein kan blåse ned fra tak. Høye bølger som bryter med hvite skumtopper og skumstrimer og rullende sjø
10: Full storm 24.5 - 28.4 m s-1. Sjelden inne i innlandet. Trær kan velte. Takplater blåse av hus og uthus. Svært høye bølger med overhengende skumdekkete bølgekammer. Sterkt rullende og tung sjø.
11: Sterk storm 28,5 - 32.6 m s-1. Ødeleggende uvær. Tidligere sjelden men med klimaendringer mer vanlige. Svært høye bølger hvor båter forsvinner fra synsranden i bølgedaler. Høy lyd fra vinden
12: Orkan 32. 6 → m s-1. Store ødeleggelser. Sjelden, men har blitt mer vanlig. Svære bølger, rjørokk, drivende skum, drivende bølgebårer. Større skip forsvinner fra synsrandeni bølgedaler. Infralyd,
Vindkraft og vindturbiner
Bevegelsesenergien til vind kan bli omdannet til elektrisitet i en vindturbin (dynamo). Produsert elektrisitetsmengde øker med trede potens av vindhastigheten, men økende vindhastighet gir mer turbulens bak rotorbladene og mer slitasje og mer støy. Vindturbiner er dominerende i horisonten i åpent landskap, erstore, høye og arealkrevende konstruksjoner med behov forstore veianlegg og kraftoverfringsledninger, gir stroboskopeffekt i solskinn, lager infralyd og kan drepe fugler. Havvindturbiner har lignende effekter.
Litteratur:
Wikipedia