هوا شناسی

اتمسفر
هوایی كه زمین را احاطه كرده است اتمسفر نامیده میشود . اتمسفر نسبت به حرارتش به چندین لایه تقسیم میشود . ضخامت كلی اتمسفر حدود پانصد كیلومتر است ، هرچند تا ارتفاع دو هزار كیلومتری از سطح زمین نیز میتوانیم مولوكولهایی از هوا را بیابیم . نخستین لایه اتمسفر از پائین تروپوسفر نام دارد . ضخامت آن بین پنج تا بیست و پنج كیلومتر است كه این میزان نسبت به فصل و عرض جغرافیایی متغیر است . نكته مهم در مورد تروپوسفر نگهداری 75% از هوای اتمسفر در خود و تنظیم حرارت روز وشب است . تمام مسائل هواشناسی كه برای پرواز ما مهم است در تروپوسفر رخ میدهد . لذا از ذكر دیگر لایه ها خوداری میكنیم .

جریان كلی
خورشید زمین را گرم میكند . ولی اشعه آن با زوایای مختلفی به هر كدام از نقاط جغرافیایی میتابد . همین امر باعث اختلاف دما میگردد . برای مثال میتوان به منطقه استوایی اشاره كرد . هوایی كه در تماس با زمین گرم شده ، شروع به مخلوط شدن با هوای مجاورش میكند . البته نه مثل آب و شكر بلكه همانند آب و روغن و تا وقتیكه درجه حرارت و فشار یكنواخت نشده این اختلاط پایان نمی پذیرد . این هوا با بالا رفتن و مخلوط شدن با هوایی كه آنرا احاطه كرده سرد میشود (حركت عمودی) . ولی هنگامیكه در محدوده تروپوسفر هوای اضافی وجود دارد ، بطرف قطبها حركت كرده و بطرف عرضهای بالاتر میرود (حركت افقی) .
ADVECTION حركت افقی
CONVECTION حركت عمودی
قبل از رسیدن به قطبها ، هوا به حدی سرد شده كه باعث افزایش وزن آن میشود و بطرف سطح زمین نزول میكند . قسمتی از این هوا از سطح بطرف كمربند استوایی برمیگردد كه این باد الیسیو نامیده میشود . قسمت دیگری از سطح دریاها به راه خود بطرف قطب ادامه میدهد . در حقیقت این سلول بزرگ جریان عمومی است . این سلول بزرگ در هر دو نیمكره بطور متقارن تكرار میشود . محور این تقارن در زیر مدار استوا قرار دارد كه وضعیت این محور در فصول مختلف تغییر میكند . هوایی كه بطرف قطب میرود بعلت عبور از سطح دریاها از رطوبت انباشته میشود . هوایی كه در قطبها وجود دارد سرد و خشك است و بعلت سنگینی بیش از حد شروع به نزول بطرف قسمتهای معتدل میكند . در این مسیر با هوایی كه از عرضهای میانی بالا میرود روبرو میشود . این دو هوا با ماهیت كاملاً متفاوت : هوای قطبی (سرد وخشك) و هوای معتدل (گرم و مرطوب) ، یك سیستم پیچیده "رودررویی" یا تقابل را بوجود میاورند . این تقابل جبهه قطبی نامیده میشود . این جبهه باعث شكل گرفتن كمربندی بدور مدار 30 درجه در هر دو نیمكره میگردد . موقعیت این كمربند در هر فصل سال متغیر و نمای آن همیشه نامنظم و موجدار است .
هوای گرم استوایی كه صعود میكند ، یك خلاء نسبی كوچك بوجود میاورد . در این هنگام هوای جنبی مدار 45 درجه سعی در پر كردن سریع آن می نماید . هنگامیكه در این عرض جغرافیایی با انباشته شدن بیش از حد هوا فشار زیادی پدید میاید ، این جریان هوا بطرف مناطقی با فشار كمتر رانده میشود . در جریان عمومی در هر دو نیمكره ، سه سلول بزرگ كنوكتیو (حركت عمودی ) بسیار متفاوت وجود دارد . درون آنها نیز سلولهای كوچكتری وجود دارد . اگر از میزان این حركات بكاهیم ، میتوانیم به سلول كنوكتیوی برسیم كه درون یك اطاق بوجود میاید . اگر در گوشه ایی از اطاق یك بخاری ( استوا ) و گوشه دیگری را در تاریكی ( قطب ) قرار دهیم ، هوا از روی بخاری بالا رفته و از گوشه تاریك پائین میاید و دوباره بطرف بخاری مكیده میشود .
این جریان بسیار ساده میشد اگر زمین نمیچرخید . ولی زمین میچرخد و بهمین دلیل هوایی كه از قطب بطرف استوا میرود ، بخاطر چرخش از غرب به شرق كره زمین ، از پتانسیل سرعتش كاسته میشود . ولی چون انرژی از بین نمیرود نتیجه آن انحراف مسیر بطرف راست در نیمكره شمالی است . این حالت شبیه پیاده شدن از یك اتوبوس در حال حركت است و به آن كوریولیس میگویند .

جریان واقعی
اگر به تمامی حركات هوا (بادها) بدون در نظر گرفتن بالا و یا پائین رفتن آن در عرضها نیروی كوریولیس را اضافه كنیم ، بادی خواهیم داشت كه به دور مراكز فشار میچرخد (كم فشار و پر فشار) . بطوریكه از مراكز پر فشار دور شده و به مراكز كم فشار نزدیك میشود . اگر زمین نمیچرخید بادها در یك خط مستقیم حركت میكردند . ولی دایره هایی را همانند گردبادها تشكیل میدهند كه با ابرهایی كه این حركات هوا را همراهی میكنند از یك ماهواره یا كره ماه بخوبی قابل رویت است .

مراكز فشار
درون یك مركز پر فشار ، توده هوا سنگینتر است و به همین جهت به سختی حركت میكند . با دور شدن از آن فشار كاهش و باد كه بدور محور مركز پر فشار میچرخد و همیشه در حال دور شدن از آن و رفتن به طرف مراكز كم فشار است ظاهر میشود .
ریشه مراكز پر فشار را باید در نزول هوا از لایه های بالاتر بخاطر سنگینی و تراكم آن و یا سرمای شدید در سطح همانند سیبری جستجو كرد . مراكز كم فشار میتوانند ریشه های متفاوتی داشته باشند . تشكیل آنها در جبهه قطبی به جهت اصطكاك و موجدار شدن جبهه از آن جمله اند ( مدار 45 درجه ) . در تابستان و در طول روزهایی با تابش شدید ، میتواند یك منطقه كم فشار یا ترمال پائین با ریشه محلی به جهت صعود كلی یك توده هوا روی یك منطقه قاره ایی بوجود آید . مراكز كم فشار پائیزی مدیترانه نیز ریشه ایی مشابه ترمال پائین دارند ، هرچند كه عامل گرم شدن توده هوا اینبار آب دریاست كه بر عكس سطح قاره كه بسیار سرد شده در پائیز هنوز گرم است .
آخرین نوع مركز كم فشار كه قابل توجه است ، طوفانها و گردبادهای استوایی میباشد . این مراكز كم فشار عمیق در حواشی استوا متولد ، بزرگ و نابود میشوند . اهمیت آنها به لحاظ شدت و نیروی بادها و همچنین بارانهای سیل آسایی است كه آنها را همراهی میكند .
برای ارزیابی اندازه و اهمیت مراكز فشار باید چندین عامل را در نظر گرفت . فشار هوا اولین آنهاست . بدیهی است هر چه فشار كمتری در مركز وجود داشته باشد آنرا فعالتر و عمیق تر میشمارند .
فشار را با میلیمتر مركوری ، هكتوپاسكال یا میلی بار اندازه میگیرند . در سطح دریا میانگین فشار 760 میلیمتر مركوری ، 1013 میلی بار یا هكتوپاسكال است . 10 میلی بار كاهش نمایانگر یك منطقه كم فشار نسبی است . این اختلاف اندك فشار اجازه طبقه بندی آنرا بعنوان یك مركز كم فشار نمیدهد . با فشارهای كمتر از 1000 میلی بار دیگر میتوان در مورد مراكز كم فشار صحبت كرد . اگر فشار تا 950 میلی بار پائین بیاید با یك طوفان یا گردباد خیلی عمیق روبرو هستیم . چنانچه میبینید ، كاهش فشار میتواند كمتر یا بیشتر باشد ولی در چه مسافتی این میلی بارها كاهش میابند ؟
اگر تغییر فشار در یك منطقه و فضای كوچك انجام شود ، به آن " گرادینت فشار بزرگ " میگویند . اگر فشار طی مسافتی زیاد اندكی تغییر كند به آن " گرادینت فشار كوچك " میگویند .
باد از مراكز پر فشار بطرف مراكز كم فشار میرود . بعلت حالت كوریولیس چرخیده و سرعت آن بستگی مستقیم به شدت گرادینت فشار دارد . بدین ترتیب باید گفت : با گرادینت بیشتر باد بیشتر و بالعكس خواهیم داشت . در نقشه های هواشناسی ، تمامی نقاطی كه فشار یكسانی دارند را با خطهای " ایزوبار " بهم متصل میكنند . با نگاه كردن به موقعیت این ایزوبارها ، میتوان مراكز فشار را شناسائی و شدت و جهت بادها را تصور نمود . بادها بصورت موازی با خطهای ایزوبار حركت میكند . باد هنگام دور شدن از مركز پر فشار بسمت خارج خطها و هنگام نزدیك شدن به مركز كم فشار بطرف داخل خطهای ایزوبار كشیده میشود .
جهت وشدت باد را تركیبی از نیروهای گریز از مركز ، حالت كوریولیس و گرادینت فشار مشخص میكنند . یك روش عمومی و تخمینی برای ارزیابی سرعت باد وجود دارد : در نظر گرفتن فاصله خطهای ایزوبار ، هر چه این خطها بهم نزدیكتر باشند باد شدیدتر میوزد . در حقیقت این تخمینها تاثیرات جغرافیایی را همچون حضور موانع طبیعی و مسائل هواشناسی محلی مانند بادهای محلی ، برخورد آنها و غیره را در نظر نمیگیرند . عواملی كه میتوانند باعث افزایش یا قطع باد ژئوستروفیك (سیستم) شوند . اگر عوامل محلی را در نظر نگیریم ، یك روش برای دانستن موقعیت مراكز فشار بدون داشتن نقشه هواشناسی سطح وجود دارد . همانطور كه میدانید بعلت حالت كوریولیس ، باد در جهت عقربه های ساعت بدور مراكز پر فشار و بر خلاف جهت ساعت بدور مراكز كم فشار میچرخد . اگر رو به باد بایستیم پر فشارها در سمت چپ و كم فشارها در سمت راست قرار میگیرند . این یك روش ساده و كم دقت است ولی اغلب درست از آب در میاید .

جبهه قطبی
قبلاً وجود جبهه ایی كه در آن توده های هوای قطبی و استوایی با هم برخورد میكنند را ذكر كردیم . ولی باید بدانید كه بدلیل حالت كوریولیس این برخورد مستقیم نیست بلكه مورب است . بدین ترتیب حركت جریان معتدل و گرم بطرف شمالشرقی و سردو خشك بسمت جنوبغربی میباشد .
بین این دو جریان یك منطقه اصطكاك پدید میاید كه با توجه به مطالب ذكر شده از فشار آن كاسته و مواج میگردد . به دور این مركز ، هوا شروع به چرخش بر خلاف جهت عقربه های ساعت میكند و دو حالت كاملاً مشخص نمایان میشود : یكی هوای معتدل و مرطوب (گرم) كه از جلوی مركز كم فشاری كه در حال تشكیل است جبهه را بطرف بالا میراند . دیگری هوای سرد و خشكی كه از پشت مركز كم فشار آنرا بطرف پائین میراند .
از این لحظه به بعد ، جبهه قطبی دارای دو شخصیت است : یكی جبهه قطبی گرم (جبهه گرم) جائیكه هوای گرم لیز خورده و هوای سرد را هل میدهد و دیگری جبهه قطبی سرد (جبهه سرد) جائیكه هوای سرد سنگین بشدت هوای گرم را بلند كرده و هل میدهد .
موقعیت در هر دو نیمكره متقارن است . در تمام طول جبهه قطبی میتوان چندین مركز كم فشار و جبهه های پیوسته به آنرا در مراحل مختلف رشد بطور همزمان مشاهده كرد .

جبهه گرم
هوای گرم كه سبك است صعود كرده و روی هوای سرد پیشروی میكند . این حركت افقی در طول چند صد كیلومتر بوقوع می پیوندد . نشانه جبهه گرم ابرهای نوع استراتوس است . این ابرها نسبت به ارتفاع و فاصله شان حضور جبهه در سطح را مشخص میكنند . این جبهه حضور زودرس خود را در حالیكه بطرف موقعیت بیننده پیش میرود اعلام میكند . این جبهه شیب بسیار كمی دارد ، بدین ترتیب صعود هوای گرم بسیار آهسته و در طول مسافت زیادی صورت میگیرد . این مسئله باعث ایجاد مناطق بزرگ اصطكاك میگردد . ابرهای بخصوصی كه از این اصطكاك بین توده هوای گرم فوقانی و سرد زیرین بوجود میایند بخوبی و از مسافتی دور قابل رویت است . این ابرها عبارتند از : سیروس ، سیرواستراتوس ، التواستراتوس ، التوكومولوس و نیمبو استراتوس
قابل توجه اینكه سرعت پیشروی این جبهه بسیار كم است و میانگین سرعت آن حدود 30 كیلومتر در ساعت میباشد .

جبهه سرد
قطب متضاد جبهه گرم است . یك قطع ناگهانی هوای سرد و خشك سنگین نزول كرده و هوای گرم و مرطوب معتدل قسمت گرم مركز كم فشار را بشدت به طرف بالا میراند . این صعود اجباری هوای گرم نیز ابرهای مشخصی را بوجود میاورد . این ابرها عبارتند از : كومولوس و كومولونیمبوس كه متشكل از توده های ابری بزرگی هستند كه تشكیل قلعه ها و برجهایی را میدهند كه تا سطوح بسیار بالای تروپوسفر صعود میكنند .
اگر جبهه سرد منظم باشد ، میتواند با یك خط از ابرهای طوفانی درست روی محور پیشروی مشخص شود . جبهه سرد صدها كیلومتر قبل از رسیدنش اطلاع نمیدهد و حضور آن ناگهانی و غیره منتظره است . سرعت پیشروی آن میتواند به 50 كیلومتر در ساعت برسد و واضح است كه فعالیت و شدت حركاتش باعث تغیر ناگهانی در شدت و جهت باد میشود .
قبل از اینكه جبهه سرد بگذرد ، معمولاً باد از قسمت جنوبغربی میوزد . در هنگام عبور جبهه ، باد شدت گرفته و بعلت حضور طوفانها جهت آن بسیار متغیر است . بعد از عبور جبهه باد قوی شده و شروع به چرخش میكند تا آنكه از قسمت شمالغربی بما میرسد . سپس شاهد افزایش ناگهانی فشار و كاهش درجه حرارت خواهیم بود . نشانه واضح اینكه ، درون توده هوای بعد از جبهه سرد هستیم ، یعنی پشت جبهه .
شیب این جبهه بسیار زیاد است . در صورت كاهش پیشروی ، جبهه سرد میتواند خود را در محاصره هوای سردتری ببیند . سپس از روی آن گذشته و به روی توده گرم قبل از جبهه میریزد . این حالت بروز طوفانهای شدید و ناپایداری عمومی و كلی را در منطقه بزرگی در جلوی جبهه باعث میشود . ولی اگر بر عكس ، حركت قسمت عقب جبهه سرد بخاطر داشتن هوایی كه به سردی هوای جلوی جبهه نیست آهسته شود ، نزول هوا در پشت جبهه ظاهر میشود . این عامل باعث آرامتر شدن جبهه و محدود كردن فعالیت طوفانی آن میشود .

كلیه حقوق این اثر متعلق به اوج ایــر است

هوا شناسی

مطالب مشابه :

هوا شناسی

سایت هواشناسی مناسب برای خلبانان پاراگلایدر

تخمین سرعت باد به کمک نشانه های دیداری

عکس هایی از پرواز تعدادی از اعضای تیم پاراگلایدر زنجان در سایت طارم روز جمعه 27/01/89(پاراگلایدر خرم

پدیده های خاص حاصل از ابرها