هواشناسی دینامیکی

مقدمه

جو
هرگز آرام نبوده بلکه در هر لحظه حرکت با دامنه وسیع در مقیاسات مختلف
انجام می‌گیرد. حرکات جو از نظر مکان و زمان بطور پیوسته درجه بندی
می‌شوند. کوچکترین و سریعترین این حرکت در مقیاس مولکولی نظیر پخش مولکولی
است. از این مقیاس به بعد دامنه تا حرکات پیچکی تربولانس ، طوفانهای رعد و برق
و حرکت در مقیاس کم فشارها افزایش می‌یابد. بالاخره بعد از این حرکات
می‌توان عظیمترین حرکات را که در مقیاس کره‌ای اتفاق می‌افتد نام برد.

باد سینوپتیکی

یکی از خصوصیات مشخصه‌های حرکت سینوپتیکی تعادل تقریبی است که بین مؤلفه‌های افقی نیروی گرادیان فشار و نیروی کوریولیس در نواحی برون حاره‌ای بوجود می‌آید. تغییر فشار نسبت به فاصله بین خطوط هم فشار در روی نقشه سینوپتیکی
سطح ثابت را گرادیان افقی فشار گویند. یک نقشه سینوپتیکی سطح متوسط دریا
(MSL) از نوع نقشه‌های سطح ثابت بوده و در روی آن جهت گرادیان فشار از پر
فشار به طرف کم فشار است. نیروی کورولیس در خط استوا برابر صفر است، ولی در قطبین زمین حداکثر می‌باشد.
ممکن است نیروی کوریولیست با نیروی گرادیان فشار برابری کرده ، چنانچه
حرکت افقی و به دور اصطکاک با سرعت ثابت از تعادل دو نیروی گرادیان فشار و
کوریولیس بوجود آید، در اینصورت آن را حرکت ژئوستروفیک گویند. در روی
نقشه‌های سطح متوسط دریا چنین حرکتی در امتداد ایزوبارهای مستقیم است. جهت
حرکت در هر نیمکره مختلف بوده، اگر پشت به باد ایستاده باشید در اینصورت کم فشار در نیمکره شمالی در سمت چپ واقع می شود (در نیمکره جنوبی کم فشار در سمت راست قرار می‌گیرد.)

باد گرادیان

در بسیاری از حالات حرکت هوا در امتداد همفشار مستقیم اتفاق نمی‌افتد.
چنانچه حرکت هوا بدون اصطکاک واقعی با سرعت ثابت باشد، در اینصورت آن را
جریان گرادیان گویند. در واقع جریان گرادیان در هر نقطه بر خط همفشار مماس
است. سرعت این جریان در عرض جغرافیایی معین و گرادیان فشار مشخص را سرعت
باد گرادیان می نامند. در واقع ممکن است فقط در یک نقطه منفرد بر روی خط
همفشار یا در طول یک مسیر طولانی جریان گرادیان وجود داشته باشد. در حالت
اول جهت جریان گرادیان بر خط همفشار فقط در همان نقطه مماس است. در حالت
دوم که جریان گرادیان در طول یک مسیر وجود دارد بایستی خطوط همفشار با زمان
تغییر نکنند و در اینصورت گرادیان در امتداد خط همفشار جهتی دارد که
همواره و در هر نقطه بر آن مماس است.

تأثیر نیروی اصطکاک سطح زمین

لایه‌ای که تحت تأثیر اصطکاک سطح زمین قرار می‌گیرد به لایه اصطکاک
مشهور است. ضخامت این لایه متغیر است و به سرعت باد ، لابستریت دما و
ناهمواریهای سطح زمین بستگی دارد. چنانچه باد اندازه گیری شده سطح زمین با
مقدار ژئوستروفیک مقایسه شود دو تفاوت مهم زیر مشخص می‌شود:

1. سرعت باد حقیقی کمتر از سرعت باد ژئوستروفیک است.
2. باد حقیقی حطوط همفشار را از طرف پرفشار به طرف کم فشار قطع می‌کند.

در داخل لایه اصطکاک سرعت باد تقلیل می‌یابد و در نتیجه نیروی
کوریولیس دیگر قادر نیست با نیروی گرادیان فشار تعادل حاصل کند. در اینصورت
جریان باد خطوط همفشار را قطع می‌کند. تأثیر اصطکاک با ارتفاع کاهش
می‌یابد و در ارتفاع حدود یک کیلومتری از سطح زمین بیشتر و در حدود 150
متری از سطح دریا قابل اغماض می‌شود. تأثیر اصطکاک در روی دریا نیز کمتر از
تأثیر آن بر روی خشکی است. بطور کلی در روی دریا سرعت باد حقیقی در حدود
3/2 سرعت باد ژئوستروفیک بوده و زاویه‌ای که جریان باد با خطوط همفشار درست
می‌کند در حدود 15 درجه است. در روی خشکی سرعت باد حقیقی بین 3/1 تا 3/2
سرعت باد ژئوستروفیک است و زاویه‌ای که جریان باد خطوط همفشار درست می‌کند
در حدود 25 درجه است.

جریان هوا در نزدیکی سطح زمین

معمولا جریان هوا در نزدیکی سطح زمین ، هر چند تغییرناپذیر ، ولی
بصورت توربولانس است. این انحرافات در باد بصورت افقی و هم بطور عمودی وجود
دارند. دو نوع توبولانس قابل تشخیص است:

1. توربولانس اصطکاکی
2. توربولانس حرارتی

توربولانس اصطکاکمی در بعضی مواقع توربولانس مکانیکی خوانده
می‌شود. زیرا سطح زمین ناهموار است و این توربولانس اصطکاکی در اثر
ساختمانها و درختان تشدید می‌شود. توربولانس حرارتی در اثر جریانات جابجایی
عمودی و در اثر گرم شدن سطح زمین ایجاد می‌شود. این گرم شدن ممکن است در
اثر تابش خورشید
برر روی خشکی بوجود آید. همچنین هوایی که بطور نسبی سرد است، در اثر عبور
از روی زمینهای گرمتر یا دریای گرمتر حرارت بدست آورده و گرم می‌شود. تبادل
گرمات در جهت عمودی بطور تقریب بصورت مستقیم یا غیر مستقیم توسط جریانات
عمودی انجام می‌شود. اغلب باد در نزدیکی سطح زمین با سایر عوامل تغییر
می‌کند. در حالت کلی هوا تمایل دارد در اطراف یک مانع جریان یابد و از روی
آن بالا نرود. لکن حرکت صعودی شدید در صورت وجود لابستریت درجه حرارت نسبتا
قوی اتفاق می‌افتد.

باد حرارتی

بردار باد ممکن است با ارتفاع تغییر کند. یعنی شیر عمودی باد ممکن است
بین پایین و بالای لایه‌ای از هوا بوجود آید. روشن است که علت وجود این
شیر عمودی باد در روی هر مکانی به توزیع نامساوی افت متوسط دمای مجازی در
لایه بستگی دارد. تفاضل برداری باد پایین از باد بالای هر لایه را “باد حرارتی” آن لایه گویند. داشتن اطلاعات بردارهای باد حرارتی در تهیه نقشه‌های ضخامت مفید است.

بادهای عمودی

برخی از مهمترین منابع حرکت عمودی هوا بصورت زیر است:

1. توپوگرافی (ناهمواری زمین)
2. جابجایی عمودی (کنوکشن)
3. کنورژانس
4. اعمال جبهه‌ای

جریانات عمودی دارای ماهیت محلی می‌باشند و هنگامی که هوا بر روی
کوهستانی جریان می‌یابد، کلا به طرف بالا جابجا می‌شود. در سطوحی که چندین
بار بیشتر از ارتفاع عمودی کوهستان است این حرکت عمودی هوا ممکن است قابل
ملاحظه باشد. جریانات جابجایی عمودی هوا در نتیجه گرم شدن هوا در نزدیکی
سطح زمین بوجود آید. این نوع جریانات ممکن است به شکل حرکات پیچکی کوچک
نامنظم که مشابه حرکات پیچکی اصطکاکی هستند ظاهر شوند و یا ممکن است این
نوع جریانات در داخل حرکات پیچیکی وسیع عمودی با جریانات مشخصی و بارز رو
به پایین و روبه بالا هستند بسط و توسعه یابند. کنورژانس افقی جرم هنگانی
به وقوع می‌پیوندد که جریان خالص افقی ورودی هوا به طرف داخل ناحیه‌ای وجود
داشته باشد. تداوم و پیوستگی کنورژانس باعث انباشته شدن هوا و در نتیجه
افزایش دانسیته آن می‌شود. دیوژانس افقی جرم تأثیری متقابل کنورژانس افقی
جرم دارد. در بعضی مناطق ممکن است تشکیل ابر و بارندگی در اثر حرکت صعودی ایجاد شود. برعکس در مناطقی که حرکت نزولی وجود دارد، وضعیت جوی اغلب بطور نسبی خوب است.

چشم انداز و نتیجه بحث

استفاده از اصول اولیه دینامیک هواشناسی شخص را قادر می‌سازد تا جریان هوایی را که با الگوهای فشار ثابت یا ارتفاع ثابت در روی نقشه‌های سینوپتیکی وجود دارند تفسیر نماید.

---

توده هوا چیست؟

یک توده هوا عبارت است از حجم عظیمی از هوا که
خصوصیات فیزیکی آن بویژه از نظر دما و رطوبت و آهنگ کاهش دما (Lapse rate)
در سطح افقی برای صدها کیلومتر تقریبا همسان باشد.

توده‌های هوا، خصوصیات اصلی خود را از سطحی که بر روی آن تشکیل
می‌شوند، کسب می‌کنند. برای اینکه توده‌های هوا شکل بگیرند لازم است هوا به
مدت طولانی در یک منطقه ثابت باقی بماند، در نهایت گردش معمولی هوا موجب
به حرکت در آمدن آنها می‌شود.

توده‌های هوا معمولا در بعضی از نقاط دنیا بیشتر از سایر مکان‌ها تشکیل می‌شوند به این مناطق سرچشمه (Source region) گفته می‌شود.

توده‌های هوا را با توجه به منشاء تشکیل آنها، طبقه‌بندی و
نامگذاری می‌کنند و با توجه به منشاء، نشانه‌های معینی را برای آنها به
کار می‌برند.

طبقه بندی توده‌های هوا

نام و نشانه	مناطق منشا	خصوصیات
آرکتیک A	مناطق قطبی	سردترین توده هوای زمستان
قطبی بری cP	خشکی های جنب قطبی	سرد و خشک و بسیار پایدار
قطبی بحری mP	جنب قطبی و آرکتیک	سرد و مرطوب و ناپایدار
حاره‌ای بری cT	بیابانهای عرضهای پایین بویژه صحرا و استرالیا	بسیار گرم و خشک و پایدار
حاره ای بحری mT	اقیانوسهای منطقه جنب حاره	گرم و مرطوب ناپایداری شدید به جهت کناره غربی اقیانوسها
استوایی E	دریاهای استوایی وحاره	گرما و رطوبت زیاد

 

خواص و شکل‌گیری توده‌های هوا

خصوصیات و خواص توده‌های هوا از مناطق منشأ آنها کسب می‌گردد. بنابراین
در حالی که توده‌های هوای قاره‌ای معمولا حاوی رطوبت کمی بوده در حالی که
توده‌های هوای دریایی حداقل در سطوح زیرین آنها رطوبت بالایی دارند.

در حالی که توده‌های هوای حاره‌ای و استوایی گرم بوده ، توده‌های قطبی و
منجمده سرد هستند. توده‌های هوای منجمده در واچرخندهای قطبی تشکیل
می‌شوند. اگر چه رطوبت نسبی می‌تواند کاملا بالا باشد این توده‌ها با دما و
رطوبت مطلق پایین مشخص می‌شوند. این توده‌ها نزدیک سطح زمین ثابت بوده و
معمولا دارای وارونگی دمایی (Inversion) وسیعی در ارتفاع یک یا دو کیلومتری
از سطح زمین می‌باشند.

هر چند توده هواهای قطبی قاره‌ای از پدیده‌های نیمکره شمالی هستند.
توده‌های قطبی دریایی در هر دو نیمکره بر روی اقیانوس‌های عرض‌های بالای
جغرافیایی تشکیل می‌شوند. این توده‌ها هنگامی تشکیل می‌شوند که یک واچرخند
در نواحی خشکی عرضهای بالا طولانی باقی بماند، نظیر آلاسکا، کانادای شمالی‌، قسمت‌هایی از روسیه یا سیبری.

در زمستان‌ها این مناطق سرد و کاملا پایدار هستند. در تابستان هنوز
نسبتا سرد بوده و پایداری آنها نسبتا کم و رطوبت آنها بالاتر است. گر چه
تعداد کمی از واچرخندها برای مدت طولانی در عرض‌های بالای جغرافیایی در
مناطق منشأ توده‌های هوای قطبی دریایی، باقی نمی‌مانند، نواحی اقیانوسی
برای دادن خصوصیات مشخص به هوای متحرک به اندازه کافی وسیع هستند. در
زمستان دمای توده‌های هوا mP ، در مقایسه با هوای cP یا منجمده (A) نسبتا
ملایم بوده، ولی در تابستان سرد هستند. توده‌های هوای mP هم در زمستان و هم
در تابستان مرطوب بوده و به آسانی می‌توانند ناپایدار شوند.

توده‌های هوای حاره‌ای قاره‌ای بر روی خشکی‌های نواحی جنب حاره، بیشتر
در نیمکره شمالی، شکل می‌گیرند. بنابراین ، شمال آفریقا، جنوب غربی ایالات متحده و مکزیک و نواحی بیابانی آسیا، به ویژه در تابستان، نواحی مناسب برای تشکیل هوای cP هستند. فقط شمال غرب و مرکز استرالیا از
نواحی منشأ عمده در نیمکره جنوبی هستند. توده‌های هوای حاره‌ای قاره‌ای
گرم و خشک و ناپایدار هستند، ولی این ناپایداری به علت اینکه هوا رطوبت کمی
دارد، نشانه وجود ابرهای زیاد نیست.

توده‌های
هوای حاره‌ای دریایی در اقیانوس‌های عرض‌های پایین جغرافیایی در مجاورت
واچرخندهای جانب حاره به ویژه در کناره‌های شرقی اقیانوس‌ها توسعه
می‌یابند. هر چند به علت فرونشینی در داخل واچرخندها عموما یک وارونگی در
چند صد متری بالای دریا وجود دارد سطوح پایین‌تر گرم و مرطوب هستند.

در بالای این وارونگی، هوا گرم و خشک است. همچنانکه هوا به سمت غرب حرکت
می‌کند در بادهای تجارتی رطوبت عمیق و لایه‌های ناپایدار بوجود می‌آید،
بطوری که وارونگی فوقانی محو شده و در کناره‌های غربی اقیانوس‌ها خصوصیات
اصلی توده هوا بطور کلی از بین می‌رود.

مناطق منشأ توده‌های استوایی در منطقه همگرایی درون حاره‌ای قرار دارند.
در این مناطق توده‌های هوای گرم و مرطوب که عموما در سطح فوقانی ناپایدار
هستند، شکل می‌گیرند. در قسمت‌های شرقی اقیانوس‌ها به علت عمل فراچاهی
(Upwelling) آب از اعماق دریا، که از خصوصیات این قسمت از اقیانوس‌هاست،
هوای سطحی سرد بوده و توده هوا بسیار پایدار می‌باشد.

تغییر خصوصیات توده‌های هوا

همچنان که توده‌های هوا از مناطق منشأ خود حرکت می‌کنند خصوصیات‌شان
تعدیل و یا تغییر می‌کند. این تغییرات به طرق مختلفی صورت می‌گیرد. طریقه
معمول آن وقتی است که جریان هوا، توده هوا را از ناحیه منشأ اصلی، به روی
سطوحی با خصوصیات متفاوت می‌برد.

یک توده سرد ممکن است از روی یک سطح گرم عبور کرده و حداقل در لایه‌های
زیرین گرم و ناپایدار شود. یا عکس این حالت می‌تواند اتفاق بیفتد و
بنابراین باعث افزایش پایداری در لایه‌های زیرین هوا گردد. یک توده هوای
خشک با عبور از خشکی بر روی دریا می‌تواند مرطوب گردد و یا برعکس.

مشابها خصوصیت عمومی توده هوا می‌تواند با عبور از رشته‌های کوهستانی،
تغییر نماید. یک مثال مشخص وقتی است که هوای mP در شمال آمریکا، بر روی
کوهستان راکی صعود می‌کند. محتوای رطوبتی بالا در یک توده هوا منجر به
بارندگی سنگین در قسمت رو به باد کوهستان (Wind Ward) می‌گردد. در قسمت پشت
به باد (Lee Ward) همچنان که هوا به سمت پایین کوهستان می‌وزد به علت
فشرده شدن ، گرم و خشک شده و باد گرم و خشکی را بوجود می‌آورد که به ویژه
در زمستان می‌تواند در عرض چند دقیقه دما را چندین درجه بالا ببرد.

تغییراتی نظیر این از شرایط سطح زمین ناشی می‌شود. لیکن تغییرات
می‌تواند از طریق اثر جریانهای سطوح فوقانی نیز بوجود آید، که می‌تواند از
بالا بوسیله حرکات رو به پایین در قسمتهای شرقی سیستم‌های نیمه دائمی
پرفشار در اقیانوس‌های مناطق حاره وجود دارد. در این منطقه حرکت به سمت
استوا با جریان واچرخندی در پایین جو ترکیب شده و ناحیه‌ای را با هوای در
حال حرکت بوجود می‌آورد که از طریق فشرده شده هوای فرونشینی گرم شده است.

در هر حال این هوا نمی‌تواند به هیچ طریقی به سطح زمین نزول کند، زیرا
اقیانوس گرم ایجاد یک لایه کم عمق ناپایدار همرفتی را تقویت می‌کند.
بنابراین یک لایه وارونگی توسعه می‌یابد که سطح آن به شدت نسبی گرمایش از
زیر و فرونشینی هوا از بالا، بستگی دارد.

این مسئله هنگامی اتفاق می‌افتد که تماس مستقیم بین دو توده هواب متضاد و
نسبتا تعدیل نشده روی می‌دهد. این مورد مکررا در عرضهای میانه در مناطق
جبهه‌ای (Frontal Zone) همراه با چرخندهای عرض‌های میانه، اتفاق می‌افتد.
اما می‌تواند در نقاط دیگر هم بوجود آید. به ویژه یک مثال قابل توجه در
ناحیه تضادهای سریع در وضعیت جوی در غرب آفریقا وقتی است که هوای mT مرطوب
از اقیانوس اطلس یه هوای گرم و خشک cT از بیابان صحرا برخورد می‌کند.

---