1. Les farevarselet. Varselet gjelder vindkast på over 15–30 m/s i Sør-Norge, sterkest i fjordene og fjellene på Vestlandet (Sauda, Nordheimsund, Geiranger) og ved Kristiansand. Vindpilene i kartet peker mot vest, så vinden kommer fra øst. Østavind som faller ned fjellsidene på vestsiden av fjellene, gir kraftige fallvindkast i fjordene.
2. Hva slags trykkfordeling som gir østavind. Vinden blåser omtrent langs isobarene, med lavt trykk til venstre for vindretningen på den nordlige halvkule. Østavind over Sør-Norge krever høytrykk i nord og lavtrykk i sør, og tett med isobarer som går øst–vest over Sør-Norge.
3. Sammenlign kartene. I kart A ligger et høytrykk over Skandinavia og et dypt lavtrykk over De britiske øyer. Isobarene går omtrent øst–vest over Sør-Norge og Skagerrak, og det gir østlig vind. I kart B ligger lavtrykkssenteret over Sør-Norge, og der er vinden svak og skifter retning. I kart C ligger lavtrykket vest for Norge, og isobarene over Sør-Norge gir ikke østavind.
1 (sant): På sørlige halvkule avbøyes strømmer til venstre. 2 (usant): På nordlige halvkule avbøyes de til høyre, ikke venstre. 3 (usant): På sørlige halvkule avbøyes de til venstre, ikke høyre. 4 (usant): Corioliseffekten er svakest ved ekvator (null på ekvator). 5 (sant): Corioliseffekten øker med breddegraden og er sterkest ved polene.
1. Finn skyspiralen. Rundt et lavtrykk på den nordlige halvkule strømmer lufta inn mot senteret mot klokken, og skyene danner en spiral. Senteret er det innerste punktet i spiralen.
2. Les bildet. Den tydelige spiralen ligger sørvest for Island og sørøst for sørspissen av Grønland. Skybåndene vrir seg inn mot ett punkt midt i spiralen.
Under termoklinen (ca. 500–1000 m) er temperaturen lav og relativt stabil. Saliniteten er også relativt konstant i dypvannet. Begge faktorene som bestemmer tetthet (temperatur og salinitet) varierer lite, så tettheten er også stabil.
ITCZ (den intertropiske konvergenssonen) er et av verdens mest nedbørsrike områder, med intens konvektiv nedbør. Polarfronten gir også nedbør, men langt mindre intenst. Figuren bekrefter dette mønsteret.
1. Rotasjon på den sørlige halvkule. Corioliseffekten bøyer av luft til venstre på den sørlige halvkule. Rundt et lavtrykk strømmer lufta da med klokken og inn mot senteret. Rundt et høytrykk strømmer den mot klokken og ut fra senteret.
2. Les videoen. I midten av videoen er det et nesten vindstille senter med en spiralarm med sterk vind rundt. Partiklene beveger seg rundt senteret med klokken.
3. Sett sammen. Rotasjon med klokken på den sørlige halvkule, med sterk vind tett rundt et stille senter, er et lavtrykk.
1. Hvilken luftmasse boksene ligger i. Satellittbildet viser et lavtrykk sør for Island med et langt skybånd (kaldfronten) som går fra Norskekysten over Nordsjøen og De britiske øyer og videre sørvestover. Boksen lengst vest ligger vest for skybåndet, i kald luft bak kaldfronten med byge- og celleskyer. Boksen i midten ligger i selve frontskybåndet over Nord-Irland og Sør-Skottland. Boksen lengst øst ligger over Tyskland, foran fronten i den varmere luftmassen.
2. Skydekke og breddegrad. Boksen lengst øst er skyfri, så solinnstrålingen når bakken. Den ligger også lengst sør av de tre. Under skydekket i de to andre boksene når mindre solstråling ned.
Tidevann er fullstendig forutsigbart (styrt av astronomiske krefter) – ikke ustabilt. Teknologien er fortsatt i utvikling og relativt dyr. Tidevannsanlegg påvirker marine økosystemer gjennom endring av strømforhold og fysiske barrierer.
Tropiske orkaner er roterende lavtrykk som trenger Corioliseffekten for å opprettholde sin rotasjon. Ved ekvator er Corioliseffekten null, og den er svært svak i en smal sone rundt ekvator. Uten tilstrekkelig Corioliskraft kan ikke orkanen opprettholde sin struktur.
1 (riktig): Ekvator har positivt strålingsbudsjett – mottar mer enn den sender ut. 2 (riktig): Polområdene har negativt strålingsbudsjett – sender ut mer enn de mottar. Denne ubalansen er drivkraften bak atmosfærisk og oseanisk sirkulasjon som transporterer varme fra lave til høye breddegrader.
Rett eller feil?
1 (usann). Figuren viser juni, da det er polarnatt i Antarktis. Figur 2a viser nesten ingen reflektert solstråling der, fordi det ikke kommer inn sollys å reflektere. Det sendes riktignok ut lite langbølget stråling fra Antarktis (figur 1a, ca. 85–150 W/m²), men det skyldes at det er svært kaldt i polarnatten, ikke refleksjon.
2 (usann). Det er en tydelig sammenheng. Der det er mye reflektert solstråling fra høye, tykke skyer, for eksempel langs ITCZ og over Sør- og Sørøst-Asia i monsuntiden, er den utgående langbølgede strålingen lav, fordi de kalde skytoppene stråler lite. Over Sahara er det lite skyer og høy utgående langbølget stråling.
3 (sann). Den langbølgede strålingen som slipper ut i verdensrommet, sendes ut fra de øverste delene av atmosfæren og fra skytoppene. Jo kaldere det er der, desto mindre stråling. Derfor er den lav over kalde, høye skytopper og over Antarktis. Over skyfrie ørkener slipper mye stråling fra den varme bakken rett ut.
4 (sann). Reflektert solstråling krever innkommende sollys. Den er størst på den nordlige halvkule i juni og nesten null i Antarktis. Høye, tykke skyer reflekterer mye, og det ser vi langs ITCZ og over Asia.
Oppgaven krever kortvarige (få år) avkjølende årsaker. Årsak 1 (vulkanutbrudd): Svoveldioksid og aerosoler i stratosfæren reflekterer sollys og gir avkjøling i 1–3 år. Årsak 4 (færre solflekker): Redusert solinnstråling gir kortsiktig avkjøling. Årsak 7 (industriaerosoler): Reflekterer sollys og gir avkjølende effekt. Milankovič-syklusene (årsak 2) virker over titusener av år og passer ikke en treårsperiode. Platekollisjon (6) og evolusjon av nye planter (5) er altfor langsomme prosesser. Flere solflekker (3) ville gitt oppvarming, ikke avkjøling.
Havets enorme varmekapasitet betyr at det tar lang tid å varme opp og utvide seg termisk. Smelting av landis (isbreer, Grønland, Antarktis) er også en treg prosess som strekker seg over århundrer. Atmosfæren har mye lavere varmekapasitet og responderer raskere på strålingspådriv. De andre alternativene er faktisk feil: hele vannsøylen (ikke bare øverste 25 m) tar opp energi; den ekstra energien påvirker havnivået gjennom termisk ekspansjon; og fordelingen mellom ekspansjon og issmelting i observert havnivåstigning er ikke 7/93 %.
Tining av permafrost svekker fjellets stabilitet da is i sprekker fungerer som «lim». Varmere temperaturer smelter hengebreer nedenfra, og økt nedbør som snø gir ekstra belastning. Kombinasjonen gir økt risiko for steinsprang, fjellskred og isras.
Arktis varmes opp raskere enn midlere breddegrader (arktisk forsterkning). Dette reduserer temperaturforskjellen mellom polene og tropene, som er drivkraften bak jetstrømmen. En svakere jetstrøm meandrerer mer, noe som gir større buktninger (Rossby-bølger). Større buktninger kan føre til langvarige værblokkeringer med ekstremvær.
Rett eller feil?
1 (usann). Hele figuren, ned til 100 m, er blå, altså under 0 °C, i alle år. Permafrosten går derfor dypere enn 100 m, og figuren viser ikke bunnen av den. Grensen ved ca. 30 m i 1999 er grensen for et kaldere temperaturintervall, ikke for permafrosten.
2 (sann). De mørkeste blåfargene, altså de laveste temperaturene, finnes i de øverste metrene om vinteren. Nær overflaten følger temperaturen lufta, som om vinteren er mye kaldere enn bakken dypere ned.
3 (sann). Temperaturer over 0 °C (gule og røde farger) finnes bare i en tynn stripe helt øverst om sommeren. Det aktive laget er bare noen få meter tykt, ca. 1,5–2 m, og altså godt under 10 m.
4 (sann). Fargegrensene i bakken flytter seg oppover gjennom hele perioden. Grensen ved ca. 67 m i 1999 ligger ved ca. 52 m i 2023, og også den nederste grensen, ved ca. 95 m, er flyttet opp til ca. 92 m. Varmere temperaturintervaller når altså stadig høyere opp, og oppvarmingen er målbar ned til over 90 m.
E = k·v³. Forholdet: E(10)/E(5) = (10)³/(5)³ = 1000/125 = 8. En dobling av vindfarten gir åtte ganger så mye energi, fordi energien er proporsjonal med kubikken av vindfarten.
1. Hva som skjer i glassene. Smeltevannet er kaldt ferskvann. I glasset til venstre synker det fargede smeltevannet i striper ned til bunnen. I glasset til høyre blir det liggende som et farget lag i overflaten.
2. Ferskvannsglasset. Kaldt ferskvann har litt større tetthet enn romtemperert ferskvann, så smeltevannet synker. Glasset til venstre er ferskvannsglasset. Påstand 1 er sann.
3. Saltvannsglasset. Saltet øker tettheten mer enn nedkjølingen gjør. Romtemperert saltvann er derfor tyngre enn det kalde, ferske smeltevannet, som blir liggende oppå. Påstand 2 er usann.
4. Hvilken væske som har høyest tetthet. Det romtempererte saltvannet har høyest tetthet av de tre væskene. Påstand 4 er sann. Det kalde smeltevannet er tyngre enn ferskvannet, men lettere enn saltvannet, så påstand 3 er usann. Det romtempererte ferskvannet er lettest, så påstand 5 er usann.
Påstand 1 (usann): Kraftig negativ NAO gir svakere vestavind og dermed kaldere/tørrere vintre i Nord-Europa – ikke varme og fuktige vinder. Varme og fuktige vestavinder er knyttet til positiv NAO.
Påstand 2 (sann): Ved negativ NAO flyttes lavtrykksbanene sørover, slik at Sør-Europa får mer nedbør og mildere vær – mens Nord-Europa får kaldere og tørrere vær.
Påstand 3 (sann): Figuren viser lavere trykk enn normalt over Azorene og høyere trykk enn normalt nord i Atlanteren – altså mindre trykkforskjell mellom Island og Azorene enn normalt. Dette definerer en negativ NAO vinteren 2022–2023.
Påstand 4 (usann): Høytrykksanomali over Grønland er ikke det samme som uvanlig høy temperatur; negativ NAO gir typisk kaldere vær i Nord-Europa, men kan gi mildere forhold over Grønland. Ut fra en trykkanomalifigur alene kan vi ikke konkludere om temperaturen.
I denne oppgaven skal du jobbe med en sedimentkjerne fra grensen mellom Norskehavet og Barentshavet. Sedimentkjernen har fått navnet GS14-190-01PC.
Figur 1 viser kart i ulik målestokk der plasseringen av kjerneprøven er markert. Figur 1a viser dagens havbunnstopografi fra Norskekysten til nord for Svalbard, med stasjoner for havbunnsprøver markert som grønne stjerner og en beige linje for maksimal utbredelse av innlandsisen under Weichsel-istiden (LGM). GS14-190-01PC ligger på kontinentalskråningen utenfor munningen av Bjørnøyrenna, nord for Finnmark og rett utenfor den beige linjen. Figur 1b zoomer inn på stedet og viser havdybden: kjernen er tatt på skråningen mellom 500-metersdybdekurven (der den beige LGM-linjen går) og 1000-metersdybdekurven.
Figur 2 viser proxydata fra kjernen for perioden 31 000–15 500 år siden, med alder i tusen år langs den vannrette aksen. LGM er markert som et skyggelagt felt fra ca. 26 600 til ca. 19 700 år siden. Kurvene er, nedenfra: (a) δ18O i en planktonisk kaldtvannsforaminifer (‰, aksen er snudd slik at lave verdier står øverst), (b) sedimentasjonsrate (cm per tusen år), (c) IP25-konsentrasjon (ng/g sediment; IP25 dannes av mikroalger som lever i sjøis) og (d) dinosterolkonsentrasjon (ng/g sediment; et mål på hvor mye planteplankton det har vært i vannmassene).
Figur 3 viser hvordan fem typer sjøisdekke gir ulike blandinger av IP25 og planktonmarkører i havbunnssedimentene: permanent isdekke (flerårsis): IP25 –, plankton –; varig isdekke (vår/sommer): IP25 ++, plankton +–; stabil iskant/polynya (vår/sommer): IP25 +++, plankton +++; sesongmessig isdekke (vinter/vår): IP25 +–, plankton ++; for det meste isfritt (hele året): IP25 –, plankton +++.
Du ser i figur 1a og b at kjerneprøven er tatt like utenfor der det var maksimal isutbredelse under siste istid (LGM).
1. Hvorfor akkurat denne posisjonen. Kjernen er tatt på kontinentalskråningen, ca. 500–1000 m dypt, rett utenfor grensen for innlandsisen under LGM. Innenfor grensen lå isen på havbunnen og skrapte bort eller blandet om eldre sedimenter. Utenfor grensen ble havbunnen aldri dekket av bunnfast is, så lagene ligger uforstyrret i riktig rekkefølge. Samtidig lå stedet så nær iskanten at det registrerte hver framrykning og tilbaketrekning av isen. Kjernen gir altså en sammenhengende serie gjennom hele istidsmaksimumet.
2. Alder og tidsoppløsning. Skall av foraminiferer kan dateres med radiokarbon (14C), som rekker ca. 50 000 år tilbake. Da vet vi alderen til hvert lag. Sedimentasjonsraten her er høy (ca. 20–100 cm per tusen år, figur 2b), så noen få centimeter tilsvarer noen tiår til et par hundre år. Endringer som skjedde i løpet av noen hundre år blir derfor synlige.
3. Isdekket på land og sokkel. Mengden sediment og kornstørrelsen viser hvor nær brefronten var. Når isen ligger ute ved sokkelkanten, frakter den og smeltevannet mye materiale ut på skråningen, og sedimentasjonsraten stiger. Pilen «glacial growth» i figur 2b viser nettopp dette. Grove korn og stein (isdroppet materiale) viser at isfjell kalvet og smeltet over stedet.
4. Sjøisen. Biomarkøren IP25 dannes bare av alger som lever i sjøis. Planktonmarkører som dinosterol viser algeoppblomstring i åpent vann. Når vi leser dem sammen (figur 3), kan vi skille mellom permanent isdekke, iskant/polynya, sesongis og isfritt hav.
5. Havtemperatur, saltholdighet og havstrømmer. δ18O i foraminiferskall avhenger av vanntemperaturen, av hvor mye is som er bundet på land globalt, og av hvor mye smeltevann som er tilført lokalt. Hvilke arter av foraminiferer som finnes, viser om det var varmt atlantisk vann eller kaldt polarvann på stedet, altså hvor langt nord Den nordatlantiske strømmen nådde. Bunnlevende (bentiske) foraminiferer sier det samme om bunnvannet.
6. Hvorfor det er nyttig. Isen i Barentshavet var en marin innlandsis som lå på havbunnen, slik deler av Vest-Antarktis gjør i dag. Når vi vet hvor fort den brøt sammen, og hvordan sjøis og havstrømmer endret seg samtidig, kan vi teste klimamodeller og bedre forstå hvordan isen i dag kan reagere på oppvarming.
1. Les av figuren. Aksen i figur 2a er snudd, så de laveste verdiene står øverst. Gjennom LGM ligger δ18O jevnt på ca. 4,8–5,2 ‰. De laveste verdiene, ca. 2,4–3,5 ‰, kommer for ca. 17 500–16 500 år siden, rett etter LGM. En mindre topp mot lave verdier (ca. 3,5 ‰) ligger rundt 29 500 år siden.
2. Hva δ18O måler. Når vann fordamper, går den lette isotopen 16O lettest over i vanndamp. Snøen som bygger opp en innlandsis, er derfor rik på 16O, og smeltevann fra isen får lav δ18O. Foraminiferen bygger skallet sitt av oksygen fra vannet rundt seg. Lav δ18O i skallet betyr altså enten varmere vann, mindre is bundet på land globalt, eller mye lokalt smeltevann i overflatelaget.
3. Hvilken forklaring passer her. Fallet er på ca. 2,5 ‰ i løpet av noen hundre år. Det er mer enn hele forskjellen mellom istid og mellomistid som skyldes globalt isvolum (ca. 1 ‰), så det kan ikke bare være global issmelting. Varmere vann passer heller ikke: IP25 og dinosterol er nesten null i samme periode (figur 2c og d), og det tyder på kalde forhold med mye is. Den beste forklaringen er at store mengder 16O-rikt smeltevann fra innlandsisen strømmet ut i overflatevannet der foraminiferene levde.
4. Hva som skjer med isen. Innlandsisen over Barentshavet og Skandinavia smelter og trekker seg tilbake fra sokkelkanten. Isutbredelsen på land og sokkel minker, og det kalver isfjell. Dette stemmer med figur 2b: sedimentasjonsraten er høy (ca. 60–100 cm per tusen år) mens isen ligger ved kanten ca. 20 000–18 000 år siden, og faller til ca. 20 cm per tusen år fra ca. 17 700 år siden, da fronten har trukket seg bort fra stedet.
5. Sjøisen øker samtidig. Smeltevannet er ferskt og lett og legger seg som et lokk over det saltere vannet under. Et slikt lagdelt, ferskt overflatelag fryser lett, og varmt atlantisk vann når ikke opp til overflaten. Derfor brer sjøisen seg ut mens innlandsisen smelter. IP25 og dinosterol nær null viser nesten permanent sjøisdekke (figur 3), så tykt at verken isalger eller planteplankton får nok lys.
1. Slik leser vi figurene sammen. IP25 (figur 2c) viser sjøis om våren, når isalgene blomstrer. Dinosterol (figur 2d) viser planteplankton i åpent vann. Kombinasjonen avgjør hvilken av de fem sjøistypene i figur 3 som passer.
| Periode (år siden) | IP25 (ng/g) | Dinosterol (ng/g) | Type i figur 3 |
|---|---|---|---|
| ca. 31 000–27 000 (før LGM) | lav–middels, ca. 0–3 | middels, ca. 20–70 | sesongmessig isdekke (vinter/vår) |
| ca. 26 600–19 700 (LGM) | høy, ca. 2–7,4 | høy, ca. 40–100 | stabil iskant / polynya (vår/sommer) |
| ca. 19 700–17 700 | middels, ca. 2–3,5 | faller fra ca. 90 til ca. 30 | varig isdekke (vår/sommer) |
| ca. 17 700–16 000 | nær null, ca. 0–1 | nær null, ca. 0–15 | permanent isdekke (flerårsis) |
2. Før LGM (ca. 31 000–27 000 år siden): sesongis. IP25 er lav til middels og varierer (ca. 0–3), og dinosterol ligger på middels nivå. Det passer med sesongmessig isdekke: sjøis om vinteren og våren som smelter bort om sommeren, slik at planteplanktonet får blomstre i åpent vann. Rundt 30 000 år siden er IP25 nede i null i korte perioder, så isen var da enda mindre.
3. LGM (ca. 26 600–19 700 år siden): stabil iskant og polynya. Både IP25 (topper på ca. 6,4 og 7,4) og dinosterol (topp på ca. 100) er høye samtidig. Ifølge figur 3 skjer det bare ved en stabil iskant eller en polynya, altså en råk med åpent vann omgitt av sjøis. Kaldt og rikt på is, men likevel med åpent vann og høy produksjon: fallvinder fra innlandsisen presset sjøisen bort fra brefronten, og innstrømmende atlantisk vann holdt området delvis isfritt. En kort dipp i dinosterol rundt 26 000–25 500 år siden viser en periode med tettere isdekke.
4. Slutten av LGM (ca. 19 700–17 700 år siden): mer sjøis. IP25 holder seg på middels nivå, mens dinosterol faller kraftig. Sjøisen blir liggende lenger utover våren og sommeren, og det åpne vannet krymper. Det er varig isdekke (IP25 ++, plankton +–).
5. Ca. 17 700–16 000 år siden: nesten permanent is. Både IP25 og dinosterol er nær null. Isdekket var så tykt og varig at verken isalger eller planteplankton fikk nok lys (permanent isdekke i figur 3). Perioden faller sammen med de laveste δ18O-verdiene, altså et ferskt smeltevannslokk som fryste lett (se b). Helt på slutten av serien, ca. 16 000–15 500 år siden, stiger dinosterol brått mens IP25 fortsatt er lav. Det tyder på at havet ble mer isfritt.
Begge vindtypene blåser nedover fra fjell, men de har helt ulike årsaker og egenskaper:
Katabatisk vind:
Fønvind:
Hvordan skille dem: Mål temperaturen og fuktigheten i vinden. Er den kald → katabatisk. Er den uventet varm og tørr → fønvind. Sjekk også værsituasjonen: finnes det et lavtrykk på lesiden som driver luft over fjellet? Er det nedbør på vindsiden? Da er det fønvind. Er det rolig vær og klart → sannsynligvis katabatisk vind drevet av lokal avkjøling.
Figur 1b viser den klassiske fønvindprosessen: fuktig luft stiger på vindsiden av fjellet, kondenserer, avgir nedbør, og synker tørt på lesiden. Global oppvarming vil påvirke flere av disse prosessene:
Økt fuktighet i atmosfæren:
Clausius-Clapeyrons ligning forteller oss at varmere luft kan holde mer vanndamp (ca. 7 % mer per grad oppvarming). Dette betyr at luften som presses mot fjellene i Sør-Norge, vil inneholde mer fuktighet. Konsekvenser:
Endret nedbørtype:
Høyere temperaturer betyr at mer av vinternedbøren faller som regn i stedet for snø, spesielt i lavere høyder. Dette påvirker:
Endrede værmønstre:
Svakere jetstrøm med større buktninger (pga. arktisk forsterkning) kan føre til:
Konsekvenser for Sør-Norge:
1. Hvor lavtrykkene dannes og hvor de går. Lavtrykkene i våre områder dannes langs polarfronten, der kald polarluft møter mildere luft fra sør. De får energi fra temperaturforskjellen over fronten og fra varme som frigjøres når vanndamp kondenserer. De styres av polarfront-jetstrømmen i høyden. Lavtrykkene følger derfor sonen med størst temperaturforskjell og mest tilgjengelig fuktighet.
2. Iskanten flytter seg nordover. Sjøis isolerer havet fra lufta. Over isen blir lufta svært kald, og over åpent hav blir den mildere. Langs iskanten er det derfor en skarp temperaturforskjell, og den gir gode vilkår for at lavtrykk kan utvikle seg og forsterkes. Når det er lite is, ligger iskanten lenger nord, for eksempel langt inne i Barentshavet. Da flytter også denne sonen med sterk temperaturforskjell seg nordover.
3. Åpent hav gir varme og fuktighet lenger nord. Der isen har smeltet, avgir havet varme og vanndamp til lufta, særlig om høsten og vinteren når lufta er mye kaldere enn havet. Lavtrykk som kommer inn over disse områdene, får ny energi fra fordampingen og den frigjorte kondensasjonsvarmen. De svekkes derfor ikke så raskt og kan fortsette langt nordover og østover i stedet for å dø ut ved kysten av Nord-Norge.
4. Høytrykket over isen blir svakere. Kald luft over et stort isdekke gir ofte et stabilt høytrykk som stenger lavtrykkene ute. Med mindre is og varmere luft blir dette høytrykket svakere, og lavtrykkene får lettere vei nordover.
5. Jetstrømmen endres. Arktis varmes raskere enn resten av jorden. Temperaturforskjellen mellom Arktis og lavere breddegrader blir mindre, og jetstrømmen kan bli svakere og mer bukt. Store bukter mot nord kan lede lavtrykk langt nordover. Denne sammenhengen er fortsatt omdiskutert i forskningen, så det er en mulig, ikke sikker, årsak.
1. Værsituasjonen. Ifølge artikkelen snudde vinden på Sunndalsøra fra nord til sør natt til 2. januar og økte på, og temperaturen steg brått fra 6–7 °C til 19 °C om morgenen, mens den relative luftfuktigheten falt til under 30 %. Lufta kom altså fra sør over høye fjell. Vi antar at vinden også kom fra sør rundt Jostedalsbreen.
2. Lo- og lesiden. Med vind fra sør er sør- og østsiden av breen (Jostedalen, Krundalen, Austerdalen) losiden, der lufta presses opp. Nord- og nordvestsiden mot Nordfjord (Oldedalen, Lodalen, Bødalen, Erdalen og Stryn) er lesiden, der lufta synker ned og varmes opp tørradiabatisk.
3. Lesiden: vindtransportert snø. Sterk sørlig vind over breplatået og fjellryggene flytter snø fra de vindutsatte flatene og legger den igjen i lesidene, altså i nord- og nordøstvendte fjellsider, i renner og under skavler. Der bygges det raskt opp fokksnø (flak) som ligger løst oppå det gamle snødekket. Det er den viktigste grunnen til at skredfaren øker.
4. Lesiden: rask oppvarming. Fønvinden gir en brå temperaturstigning langt over 0 °C i dalene og i de nedre fjellsidene på nordsiden. Snøen blir våt og mister fastheten, og bindingene mellom lagene svekkes. I bratte sider (over ca. 30°) i dalene ned mot Nordfjord kan det da gå våte løssnøskred og flakskred, og faren er størst mens temperaturen stiger.
5. Losiden. På sør- og østsiden gir den oppstigende lufta mye nedbør. Høyt oppe blir det nysnø som belaster snødekket. Lenger ned, der temperaturen er over 0 °C, faller det regn på snø, og det gjør snødekket tyngre og svakere. Skredfaren øker også her, men mindre av vindtransport.
6. Usikkerhet. Vi kjenner ikke snødekket før 2. januar, og vinden kan ha dreid lokalt i dalene. Vurderingen bygger på at vindretningen var den samme i hele området, slik oppgaven sier.
| 4 (god) | 6 (svært god) |
|---|---|
| Riktige svar i Kategori 1, men noe vakling | Konsekvent riktige Kategori 1-svar med rask gjennomføring |
| Beskriver figurer korrekt, men knytter sjeldent til teori | Figurtolkning med presis kobling til strålingsbalanse, AMOC, klimamodeller, etc. |
| Bruker 3–4 fagbegreper riktig | Bruker 8+ fagbegreper presist og forklarer dem i konteksten |
| Drøfter ensidig (kun positive ELLER negative konsekvenser) | Drøfter balansert — flere forskerperspektiver, vippepunkter, usikkerhet i modeller |
| Bruker vedlegg sporadisk | Integrerer vedlegg som dokumentasjon med direkte sitat og henvisning |
| Mangler kildehenvisninger | Korrekt oppsatte kilder (forfatter, tittel, URL, dato) |
Om oppgaveteksten: Oppgaveteksten i dette løsningsforslaget er gjengitt fra Utdanningsdirektoratets (UDIR) eksamen i Geofag 2 (høsten 2024). Vi gjengir oppgaveteksten bevisst, slik at du kan følge løsningen uten å veksle mellom dokumenter. Eksamensoppgaver fra offentlige myndigheter er uten opphavsrettsvern etter åndsverkloven § 14 og kan gjengis fritt. Selve løsningsforslaget, forklaringene og figurene er utarbeidet av Eksamenssett.no. Opphavsrettsbeskyttede bilder og illustrasjoner fra originaleksamen er fjernet.