I afsnit 8.3 og 8.4, vil vi se nærmere på hver planets atmosfære, begyndende med Jorden. Jordens atmosfære, giver en introduktion til den atmosfæriske struktur og vejrfænomener, der vil blive anvendt ved beskrivelserne af Venus’ og Mars’ atmosfærer, såvel som ved beskrivelserne af kæmpeplaneternes atmosfære, og Saturns måne Titans atmosfære, som vi vil kigge på i senere kapitler.
I de enkleste termer, er Jordens atmosfære et tæppe af gas, der er flere hundrede kilometer dyb og har en samlet masse på kg. Så enormt som dette kan synes, repræsenterer den mindre end en milliontedel af Jordens samlede masse. Alligevel, skaber vægten af Jordens atmosfære en kraft på cirka 100.000 newton (N), som virker på hver kvadratmeter af Jordens overflade. En enhed kaldet en bar (af det græske baros, der betyder ”vægt” eller ”tung”), bruges til at udtrykke mængden af tryk. Jordens gennemsnitlige atmosfæriske tryk ved havniveau, er cirka 1 bar (meteorologer citerer ofte atmosfæriske tryk i millibar, eller mb, der er en tusindedel bar). En bar er svarende til det, du ville opleve under vand på en dybde af 10 meter. Grunden til, at du i vid udstrækning er uvidende om Jordens atmosfæriske tryk er, at det samme tryk findes både indenfor og uden for din krop. De to balancerer præcis hinanden ud – et andet eksempel på hydrostatisk ligevægt, som vi introducerede i det foregående kapitel.
Hvis du husker fra kapitel 7, skal trykket på en planet, på et hvilket som helst tidspunkt, være nok til at afbalancere vægten af de overliggende lag. Det samme princip gælder i en planetarisk atmosfære. Det atmosfæriske tryk på en planets overflade, skal være stort nok til at understøtte vægten af den overliggende atmosfære. Forskellige former for stof, udgør trykket i en planets indre og i dens atmosfære. I det indre af en fast planet udøver faste stoffer trykket, da de undgår at blive komprimeret. I en planetarisk atmosfære, udøver gasmolekylernes bevægelse et tilstrækkeligt tryk til at understøtte atmosfæren (I Grundlæggende viden 8.1 kan du se, hvordan gassens tæthed, temperatur og tryk er relateret).
Livet kontrollerer sammensætningen af Jordens atmosfære
To hovedgasser, udgør Jordens atmosfære; omkring fire femtedele er nitrogen og en femtedel er oxygen. Der er også mange vigtige mindre bestanddele, som for eksempel vanddamp og kuldioxid. Mængden af atmosfærisk vanddamp og kuldioxid, er noget variabel afhængig af global beliggenhed og årstid. Sammensætningen af Jordens atmosfære er forholdsvis ensartet på verdensplan, men temperaturerne kan variere meget. Den atmosfæriske temperatur nær overfladen, kan variere fra så højt som 60 ºC i ørkenen til så lavt som -90 ºC i polarområderne. Den gennemsnitlige globale temperatur er 15 ºC.
Vulkanisme, er en vigtig kilde til kuldioxid, så denne gas forekommer helt naturligt i Jordens atmosfære. Oxygen er imidlertid en meget reaktiv gas; det kombineres kemisk, eller ”oxiderer” næsten ethvert stof, det kommer i kontakt med. Oxygen ville være et uventet stof i en planets atmosfære, men tabel 8.1 viser, at Jordens atmosfære indeholder rigelige mængder oxygen, men de andre planeters atmosfærer ikke gør. Mars’ rødlige overflade, er belagt med oxiderede jernholdige mineraler, og det er en af grundene til, at Mars’ atmosfære er næsten fri for oxygen. På Jorden, kan rust (jernoxid) ses dannet på stål. En planet, som har betydelige mængder oxygen i dens atmosfære, kræver et middel til erstatning af det, der går tabt gennem oxidation. På Jorden udfylder planter denne rolle.

Oxygenkoncentrationen i Jordens atmosfære, er ændret henover planetens historie (se figur 8.6). Da Jordens sekundære atmosfære først blev dannet for 4 milliarder år siden, var den næsten fuldstændig fri for oxygen. For omkring 2,4 milliarder år siden, begyndte oxygen at blive ophobet i Jordens atmosfære. En forfader til cyanobakterierne (encellede organismer der indeholder klorofyl, der gør det muligt for dem at få energi fra sollys), frigjorde oxygen som et affaldsprodukt fra deres stofskifte. I første omgang, reagerede dette biologisk genererede oxygen med fritlagte metaller og mineraler på overfladeklipper og i jorden, og blev fjernet fra atmosfæren lige så hurtigt som det blev dannet. I sidste ende accelererede væksten af cyanobakterier eksplosivt, og derefter accelererede planter yderligere produktionen af oxygen, og atmosfæriske koncentrationer af oxygen begyndte at blive opbygget, indtil den nåede nutidens niveau, for omkring 250 millioner år siden.
Alle ægte planter, fra små grønne alger til de gigantiske redwoods, bruger Solens energi til at opbygge carbonforbindelser uf af kuldioxid, og danner oxygen som metabolisk affaldsprodukt, i en proces kaldet fotosyntese. På dem måde, ændrede det nye liv dramatisk selve sammensætningen og udseendet af Jordens overflade – den første af mange sådanne udbredte ændringer pålagt Jorden af levende organismer. Jordens atmosfæriske oxygenindhold, holdes i en delikat balance primært af planter. Hvis plantelivet på Jorden skulle forsvinde, ville næsten at den atmosfæriske ilt og alt liv på Jorden også forsvinde.
Ud over den tidligere omtalte kuldioxid og oxygen, påvirker flere andre gasser i Jordens atmosfære, det daglige liv. Over det nuværende spænd af terrestriske temperaturer, varierer atmosfærens mængde af vand fra tid til anden og fra sted til sted. I varme, fugtige klimaer, kan vanddamp udgøre så meget som 3 procent af den samlede atmosfæriske sammensætning. I kolde, tørre klimaer, kan indholdet være mindre end 0,1 procent. Den kontinuerlige proces med kondensering og fordampning af vand, involverer udveksling af termisk og andre former for energi, hvilket gør vanddamp til en stor bidragsyder til Jordens vejr.
Kuldioxid, er en anden variabel bestanddel af Jordens atmosfære. Et komplekst mønster af kuldioxidkilder (steder hvorfra det stammer) og –dræn (steder hvor det forsvinder hen) bestemmer, hvor meget karbondioxid der vil være til stede på en gang. Planter forbruger kuldioxid i store mængder, som en del af deres metaboliske proces. Koralrev er kolonier af små oceanorganismer, der bygger deres beskyttende skaller med karbonaterm fremstillet af opløst kuldioxid. Brande, vegetation der nedbrydes og menneskelig forbrænding af fossile brændstoffer, frigør alle kuldioxid tilbage til atmosfæren. Denne balance mellem kuldioxidkilder og -dræn, ændrer sig med tiden. Som vi vil se senere, har mængden af kuldioxid varieret historisk, men har været hurtigt stigende de seneste to århundreder – siden den industrielle revolution. Denne nylige stigning i kuldioxid, har igen haft en direkte virkning på den globale temperatur, fordi kuldioxid er en kraftig drivhusgas.
En anden mindre bestanddel af Jordens atmosfære er ozon (O3). Dette vigtige molekyle dannes, når UV-lys fra Solen, nedbryder molekylært oxygen (O2) i dets individuelle atomer (O), i en proces kaldet fotodissociation. Disse oxygenatomer, kan derefter kombineres med andre oxygenmolekyler for at danne ozon ( ). Det meste af Jordens naturlige ozon, er koncentreret i den øverste atmosfære, i højder mellem 20 og 50 km. Der absorberer det meget stærkt, UV-sollys. Uden ozonlaget, ville den stråling nå helt ned til Jordens overflade, hvor den ville være dødelig for næsten alle former for liv.
I midten af 1980’erne, begyndte forskerne at bemærke, at den målte mængde ozon i Jordens øvre atmosfære, var faldet årstidsmæssigt siden 1970’erne, primært over polarbreddegraderne i løbet af foråret, både over den nordlige og sydlige halvkugle. De henviste til disse udarmede regioner, som ”ozonhuller”, selv om de er mere som fortyndede områder end reelle huller i ozonlaget. Ozonnedbrydningen, synes at være forårsaget af en årstidsbestemt opbygning af atmosfæriske halogener – for det meste chlor, fluor og brom – som dem der findes i industrielle kølemidler, især chlorfluorcarboner (CFC gasser). Halogener diffunderer opad i stratosfæren, hvor de ødelægger ozon, uden at de selv forbruges. Sådanne midler kaldes katalysatorer – materialer der deltager i og fremskynder kemiske reaktioner, men ikke selv bliver modificeret i processen. Fordi de ikke ændres eller opbruges, kan halogener forblive i Jordens øvre atmosfære i årtier eller endog århundreder. Nedbrydningen af ozon, er større på den sydlige halvkugle, selvom det meste af kemikalierne stammer fra den nordlige halvkugle, fordi de koldere temperaturer i syd producerer en lags sky, hvor de ozonødelæggende kemiske reaktioner kan finde sted.
Forskerne var bekymrede over tabet af en mindre bestanddel, fra så højt i atmosfæren, fordi selv små mængder ozon filtrerer den skadelige UV-stråling, og forhindrer den i at nå Jordens overflade. De forudsagde, at den fortsatte ødelæggelse af ozon fra den høje del af atmosfæren, kunne forårsage problemer for Jordens liv, da mere og mere UV-stråling ville nå Jorden. Målte stigninger i niveauerne af UV-stråling, synes at være relateret til stigninger i hudkræft hos mennesker, og de muterende virkninger det kan have på andre livsformer, er endnu ikke forstået til bunds. I slutningen af 1980’erne, blev der indgået internationale aftaler om udfasning af CFC gasser og andre ozonnedbrydende kemikalier, og verdensforbruget faldt støt. De største ozonhul over den sydlige halvkugle, forekom over Antarktis i 2006; Det største hul over Arktis hidtil, forekom i 2011. Fuld genopretning af ozonlaget, forventes tidligst i det 21. århundrede.
Selvom ozon i Jordens øvre atmosfære beskytter livet, er det skadeligt når det findes andetsteds. Ozon i den nedre atmosfære, forekommer primært som biprodukt fra kraftværker, fabrikker og biler. Dette menneskeskabte forurenende stof er en sundhedsfare, der øger risikoen for åndedræts- og hjerteproblemer.
Jordens atmosfære er lagdelt som lagene i et løg
Jordens atmosfære består af flere forskellige lag. Det nederste lag, hvor mennesker lever og trækker vejeret, er troposfæren (se figur 9.7a). Den indeholder 90 procent af Jordens atmosfæriske masse, og er kilden til alt vejr på Jorden. På Jordens overflade, der normalt kaldes havniveau, har troposfæren en gennemsnitstemperatur på 15 ºC (288 K), og et gennemsnitstryl på 1.013 bar. Inden for troposfæren, falder det atmosfæriske tryk, densitet og temperatur alle sammen med stigende højde. For eksempel ligger det atmosfæriske tryk og densiteten i en højde på 5,5 km (hvilket er et par tusinde meter under toppen af Denali i Alaska), kun på 50 procent af havniveauet og gennemsnitstemperaturen er faldet til -20 ºC. Endnu højere, i en højde af på 12 km, der hvor kommercielle fly befinder sig, er der kolde -60 ºC og densiteten og trykket, er mindre end en femtedel af hvad de er ved havniveau. Bjergbestigere og astronomer, er meget opmærksomme på denne opførsel af Jordens troposfære. På Mauna Kea observatorierne på Hawaii er selv de mest dedikerede astronomer omgivet af tynd luft og temperaturer under frysepunktet, kendt for at stirre længselsfuldt mod de solrige strande omkring 4 kilometer nede, hvor der er en behagelig temperatur på 30 ºC varme.


Hvorfor bliver atmosfæren koldere, når vi kommer højere op? Atmosfæren er varmere nær Jordens overflade, fordi luften er i kontakt med sollysopvarmet jord, der opvarmer luften med sin infrarøde stråling. Atmosfæren er køligere i meget høje højder, fordi atmosfæren straks udstråler sin termiske energi til rummet. Faktisk ville det blive koldere med stigende højder, hvis ikke det var for konvektion. Figur 9.8 illustrerer, hvordan konvektion transporterer termisk energi opad gennem Jordens atmosfære. Ved et givent tryk, har kold luft højere densitet. Så når kold luft støder på varm luft, glider den tættere kolde luft ind under den mindre tætte varme luft og skubber dermed den varme luft opad. Denne konvektion laver en luftcirkulation mellem atmosfærens nedre og øvre niveauer, og har tendens til at mindske ekstremiteterne forårsaget af opvarmningen i bunden og afkølingen i toppen.
Konvektion, påvirker også den vertikale fordeling af atmosfærisk vanddamp. Luftens evne til at indeholde vand i form af damp, afhænger meget af lufttemperaturen: jo varmere luften er, desto mere vanddamp kan den indeholde. Mængden af vanddamp i luften i forhold til hvad luften kunne indeholde ved en given temperatur, kaldes den relative luftfugtighed. Luft, der er mættet med vanddamp, har en relativ luftfugtighed på 100 procent. Når luften stiger opad, afkøles den, hvilket sænker dens evne til at indeholde vanddamp. Når lufttemperaturen falder til det punkt, hvor luften ikke længere kan indeholde hele sin mængde af vanddamp, bliver den mættet. Vand begynder at kondensere ud, i form af små dråber, som i mage tilfælde bliver synlige som skyer. Når disse dråber samles og danner store dråber, kan den konvektive opdrift ikke længere understøtte dem, og de falder som regn. Af denne grund, forbliver det meste af vanddampen i Jordens atmosfære, inden for 2 km fra overfladen. På en højde af 4 km, er Mauna Kea observatorierne højere oppe, end cirka en tredjedel af Jordens atmosfære, med de ligger over ni tiendedele af den atmosfæriske vanddamp. Dette er vigtigt for astronomer der observerer i spektrummets infrarøde område, fordi vanddamp absorberer infrarødt lys (se figur 5.23).
Den øverste del af troposfæren, der kaldes tropopausen, er den højde hvor temperaturen ikke længere falder med stigende højde (se figur 8.7a). Denne ændring i den atmosfæriske adfærd, er forårsaget af opvarmningen fra absorberet sollys inden for de atmosfæriske lag, der ligger over tropopausen. Og fordi temperaturen ikke længere falder med højden over tropopausen, dør den atmosfæriske konvektion også ud. Tropopausen ligger mellem 10 og 15 km over havniveau, alt efter breddegrad og er højest ved ækvator.
Over tropopausen og strækkende sig ud opad til en højde på 50 km over havniveau, er stratosfæren. I denne region finder der lidt konvektion sted, fordi temperatur-/højdeforholdet er omvendt det ved tropopausen, og temperaturen begynder at stige med højden. Denne omvending skyldes ozon, der opvarmer stratosfæren ved at absorbere UV-stråling fra Solen. Regionen over stratosfæren er mesosfæren, der strækker sig udad fra en højde på 50 km til cirka 90 km. I mesosfæren er der ingen ozon til at absorbere sollys, så temperaturen falder igen med højden. Stratosfæren og mesosfærens øverste grænse er to af de koldeste niveauer i Jordens atmosfære (se figur 8.7a). På højder over 90 km, ioniserer Solens UV-stråling og højenergipartikler fra solvinden (river elektroner væk fra) atmosfæriske molekyler, hvilket igen forårsager at temperaturen øges med højden. Denne region, kaldet termosfæren, er den varmeste del af atmosfæren. Temperaturen kan nå 1.000 K nær toppen af termosfæren, i en højde af 600 km.
Atomerne i gassen inden for og ud over termosfæren, ioniseres af UV fotoner og højenergipartikler fra Solen, til dannelse af et plasma (et plasma er en hvilken som helst gas, der stort set kun består af elektrisk ladede partikler, i stedet for neutrale atomer og molekyler). Denne ioniserede del af atmosfæren, kaldes ionosfæren. Ionosfæren er vigtig for os, dels fordi den reflekterer bestemte frekvenser af radiobølger til bage mod Jorden. For eksempel springer radiofrekvenserne fra AM-radio, frem og tilbage mellem ionosfæren og overfladen, hvilket gør det muligt for radiomodtagere at modtage signaler i store afstande far senderne. Amatørradiooperatører, er i stand til at kommunikere med hinanden rundt om i verden, ved at lade deres radiosignaler springe ud fra ionosfæren.
Jorden og atmosfæren, er omgivet af en stor region fyldt med elektroner, protoner og andre ladede partikler fra Solen, der er blevet fanget i Jordens magnetfelt. Denne region, kaldet Jordens magnetosfære, har en radius der er cirka 10 gange større end Jordens, og fylder et volumen der er over 1.000 gange det af Jorden selv. For at værdsætte Jordens magnetosfære, begynder vi med at se omhyggeligt på magnetfelter og den kraft de udøver på ladede partikler. Magnetiske felter, har ingen effekt på ladede partikler, med mindre partiklerne bevæger sig. Ladede partikler er fri til at bevæge sig langs magnetfeltets retning, men hvis de forsøger at bevæge sig på tværs af magnetfeltets retning, oplever de en kraft, der er både vinkelret på deres bevægelse og i retningen af magnetfeltet. Denne kraft, får dem til at slå en løkke omkring retningen af det magnetiske felt (se figur 8.9a). Ladede partikler opfører sig ligesom perler på en snor, der er fri til at glide langs magnetfeltets retning, men ikke kan krydse det.

Hvis magnetfeltet sammenklemmes på et tidspunkt, mærker partikler der bevæger sig ind i det sammenklemte magnetfelt, en magnetisk kraft, der (hvis betingelserne er rigtige) skubber dem tilbage langs den retning, de kom fra. Hvis ladede partikler er placeret i et område, hvor feltet er klemt sammen i begge ender (figur 8.9b), kan de springe frem og tilbage mange gange. Denne magnetfeltskonfiguration, kaldes en magnetisk flaske. Jordens magnetfelt, klemmes sammen i de to magnetiske poler og spredes rundt om Jorden, ligesom mange magnetiske flasker der bliver bøjet og hæftet på Jorden i hver ende.

Jordens og dens magnetfelt, er neddyppet i solvinden. Når solvindens partikler først møder Jordens magnetfelt, afbrydes den glatte strømning, og dens hastighed sænkes pludselig fra supersonisk (overlyds) til subsonisk (underlyds) i et punkt der kaldes bueshock. Mens de strømmer forbi, omdirigeres disse partikler fra Solen af Jordens magnetfelt, som en flod omdirigeres omkring en sten. Nør de strømmer forbi, bliver nogle af disse partikler fanget af Jordens magnetfelt, hvor de springer frem og tilbage mellem Jordens magnetiske poler (se figur 8.9c).
En forståelse af Jordens magnetosfære, er af stor praktisk betydning. Regioner i magnetosfæren, som indeholder særligt stærke koncentrationer af energiladede partikler, kaldet strålingsbælter, kan være skadeligt for både elektronisk udstyr og for astronauter. Men det er ikke nødvendigt at forlade planetens overflade, for at se magnetosfærens dramatiske virkninger. Forstyrreler i Jordens magnetosfære, kan føre til forandringer i Jordens magnetfelt der er store nok, til at kunne rejse gennem elnettet og forårsage strømafbrydelser og ødelægge kommunikationen. Jordens magnetfelt, trækker også ladede partikler ned i ionosfæren i to ringe placeret omkring de magnetiske poler. Disse ladede partikler (for det meste elektroner), kolliderer med atomer som oxygen, nitrogen og hydrogen i den øvre atmosfære, hvilket får dem til at gløde som gassen i et neonskilt. Disse glødende ringe, kaldes auroraer, og de kan ses fra rummet (se figur 8.10a). Når det ses fra Jorden (se figur 8.10b), ligner auroraerne uhyggelige, skiftende gardiner af flerfarvet lys. Folk der lever langt fra ækvator, er ofte vidne til spektakulære forestillinger af Aurora Borealis (”nordlys) på den nordlige halvkugle, og Aurora Australis (”sydlys”) på den sydlige halvkugle. Når solvinden er særlig stærk, kan auroraerne ses på lavere breddegrader, langt fra hvor de sædvanligvis befinder sig. Auroraer, er også set på Venus, Mars, kæmpeplaneterne og nogle måner.
Selv om dette afsnit har koncentreret sig om Jordens atmosfære, er det vigtigt at vide, at den struktur vi har beskrevet her, ikke er begrænset til Jordens atmosfære. De vigtigste vertikale strukturelle komponenter – troposfæren, tropopausen, stratosfæren og ionosfæren – også findes i Venus’ og Mars’ atmosfære (se figur 8.7b), såvel som i Titans og kæmpeplaneternes atmosfærer. Som vi vil se i kapitel 9, er magnetosfærerne for kæmpeplaneterne, blandt de største strukturer i Solsystemet.
Hvad skaber vejret på Jorden
Vejret, er atmosfærens lokale daglige tilstand. Lokalt vejr skyldes vind og konvektion. Vind er den naturlige bevægelse af luft, både lokalt og globalt, som følge af variationer i temperaturen fra sted til sted. Luften er normalt varmere om dagen end om natten, varmere om sommeren end om vinteren, og varmere ved ækvator end ved polarområderne. Store vandområder, som for eksempel oceanerne, påvirker også den atmosfæriske temperatur. Som vi forklarede i Grundlæggende viden 8.1, øger opvarmning af en gas dens tryk, hvilket for den til at støde ind i omgivelserne. Vindstyrken styres af størrelsen af temperaturforskellene fra sted til sted.
Som luft på Jordens ækvatoriale områder, opvarmes af den varme overflade, begynder den at stige på grund af konvektion. Den opvarmede overfladeluft, fortrænger luft over den, som ikke har andre steder at gå hen, end mod polerne. Denne luft bliver afkølet og tættere, som den bevæger sig mod polerne, og synker dermed tilbage ned gennem atmosfæren. Det fortrænger overfladens luft ved polerne, der dermed tvinges tilbage mod ækvator og fuldender cirkulationen. Som et resultat heraf, forbliver ækvatorialområderne køligere, og polarområderne varmere, end de ellers villet have været. Denne jordomspændende flydende luftstrøm mellem ækvator og polerne, kaldes Hadley–cirkulationen (se figur 8.11a). Global Hadley-cirkulation, forekommer sjældent i planetariske atmosfærer, fordi andre faktorer som for eksempel planetrotation, opbryder den planetomspændende strømning, i en række mindre Hadley–celler. De fleste planeter og deres atmosfærer, roterer hurtigt, og effekten af denne rotation påvirker Hadley-cirkulationen stærkt, ved at omdirigerer den vandrette strømning (se figur 8.11b). Denne virkning af Jordens rotation på et objekt i bevægelse – i dette tilfælde vind –, kaldes Coriolis–effekten. På grund af sin langsomme rotation, er Venus en undtagelse og udviser Hadley-cirkulation.

På en hurtigt roterende planet, er luften ikke fri, til at strømme i hvilken som helst retning. Når et volumen luft begynder at bevæge sig direkte mod eller væk fra polerne, omdirigerer Coriolis-effekten den til en relativ bevægelse, der er mere eller mindre parallel med planetens ækvator. Denne bevægelse skaber vind, der overvejende blæser i en øst-vest retning (se figur 8.11b). Meteorologer kalder disse for zonale vinde.
Hurtigere rotationer, giver en stærkere Coriolis-effekt og stærkere zonale vinde. De zonalevinde, er ofte begrænset til relativt smalle breddegradsbånd. Mellem ækvator og polerne i de fleste planetariske atmosfærer, veksler de zonale vinde mellem østgående (de blæser fra øst mod vest) og vestgående (de blæser fra vest mod øst). Denne uheldige terminologi, er et historisk levn fra den tidlige meteorologi på Jorden, hvor vindene er navngivet ikke efter den retning de blæser mod, men den retning de kommer fra. Meget stærke zonale vinde, vil blive beskrevet når vi kigger på atmosfærerne på kæmpeplaneterne i kapitel 9.

I Jordens atmosfære, ligger der flere bånd af vekslende zonale vinde, mellem ækvator og hver halvkugles pol. Dette zonale mønster, kaldes Jordens globale cirkulation, fordi dens omfang er planetomspændende. De mest kendte zonale strømme, er de subtropiske handelsvinde – de mere eller mindre østlige vinde, der engang førte sejlskibe fra Europa vestover til Afrika – og de mellemliggende fremherskende vestenvinde, der første dem hjem igen.
Indlejret i Jordens cirkulationsmønster, er vindsystemerne forbundet med store høj- og lavtryksregioner. En kombination af et lavtryksområde og Coriolis-effekten, frembringer et cirkulerende mønster kaldet cyklonisk bevægelse (se figur 8.12). Cyklonisk bevægelse, er forbundet med stormfuldt vejr, hvor lufttrykket er højere end gennemsnittet. Vi tænker på disse, som områder der har en højere koncentration af luft, end gennemsnittet, som en slags ”bjerge” af luft. På grund af Coriolis-effekten, drejer højtryksregionerne i en retning, der er modsat lavtryksregionerne. Disse cirkulerende højtrykssystemer oplever anticyklonisk bevægelse og er generelt forbundet med godt vejr. Grundlæggende viden 8.2 forklarer hvordan nogle bestemte typer vejr, kan skyldes atmosfæriske bevægelser.