هوا و اقلیم شناسی

مشخصات هوا ، ساختار اتمسفر(جو)

هوا و اقلیم شناسی

  1. بی رنگ  ۲. بی بو  ٣. بی مزه  ۴. غیر قابل احساس ( در مواقعی که بی حرکت است )
  1. جرم آن در حدود ۱۰۱۴ × ۵.۶ تن است
  2. بسیار مقاوم است ( شهاب سنگ در هنگام بر خورد با جو زمین آتش می گیرد)
  3. جو قابل ارتعاش است مولکول های موجود در آن براحتی حرکت می کنند .
  4. روان و سیال است

جو تعیین کننده ی حیات بر روی کره ی زمین است :

  • داراری اکسیژن است (گاز حیات)
  • لایه ی اوزون موجود در جو از نفوذ تابش های فرابنفش که بسیار مضر ند جلوگیری می کند
  • تعدیل کننده ی دما است ( به علت وجود بخار آب موجود درآن )
  • جلو گیری از نفوذ سنگ های آسمانی می کند

یونوسفر به علت وجود یون ها ، امواج رادیویی را باز می گرداند .

مبدا جو :

مبدا جو به مبدا کائنات بر می گردد

فرضیه                   :

جهان از گار های داغ پلاسما تشکیل شده است که به تدریج اتم های هیدروژن و … (سبک و سنگین ) . در خورشید دو اتم سبک با هم تشکیل شده و یک هلیم را تشکیل می دهند که مازاد جرم آن به انرژی تابش تبدیل می شود ç جوش هسته ای در حرارت بالا انجام می گیرد ç ç تشکیل تدریجی سیارات

فاصله ی بین زمین تا خورشید ۸ دقیقه ی نوری است . ابعاد کهکشان راه شیری نزدیک ۱۰ سال نوری است . فاصله ی ما با کهکشان کناری که با چشم غیر مسلح گاهی در شب های تاریک دیده می شود ، ۱۰۰ میلیون سال نوری است . تا ٣ دهه گذشته گفته می شد که کهکشان ها ، منظومه اند اما بعداً مشخص شد که هر منظومه دارای چند کهکشان می باشد که حول محوری که از مرکز جرم آن می گذرد ، حرکت می کنند .

حدود ۵۰۰ میلیون سال از شکل کنونی زمین می گذرد . اتمسفر فعلی دارای ترکیب زیر است :

ازت با در صد حجمی ۷۸.۰۸۴% و درصد جرمی ۷۵.۵۱%

اکسیژن                   ۲۰.۹۴۶ % و                       ۲۳.۱۵%

آرگون                     ۰.۹۳۴ %     و                      ۱.۲۸%

دی اکسید کربن           ۰.۰۳۳%    و                   ۰.۰۴۶ %

غلظت جو تا ارتفاع ۵.۵ کیلومتری است و به همین دلیل در ارتفاعات بالا تر مشکلات تنفسی بوجود می آید .

ارتفاع جو بی نهایت است و در یک ارتفاع خاص به پایان نمی رسد .

در هیچ نقطه ای از کیهان خلا وجود ندارد . آنچه که ما از جهان شناخته ایم تنها ۲۰% از کل موجودی آن است .

جو زمین ارتفاع یکنواختی ندارد و ارتفاع آن در قطبین کمترین و در استوا بیشترین است . کره ی زمین کره ی کامل نیست و زمین وار است ( ژنوئید )

کره ی زمین در حال چرخش است و نیروی جانب به مرکز ذرات را به سوی مرکز نگه می دارد که همان نیروی جاذبه ی زمین است . اختلاف نیرو در بخش های مختلف زمین است که باعث تغییر شکل زمین می شود . جو در زمین به صورت لایه لایه است هم از نظر ترکیب گاز ها و هم از نظر تغییرات دما ( می توان جو را از جهات مختلف لایه بندی کرد )

 

تا ارتفاع ۱۰۰ کیلو متری (۱۱۰) ترکیب جو به این صورت باقی می ماند بعد از آن گازها به ترتیب جرم شان به صورت لایه لایه روی هم قرار می گیرند .

به این صورت که :

از ارتفاع ۱۰۰ تا ۱۰۰۰ کیلومتری از سطح زمین اکسیژن

۱۰۰۰ تا ۲۴۰۰ کیلومتری هلیوم

۲۴۰۰ تا ۹۰۰۰ کیلو متری هیدروژن

و از ۹۰۰۰ کیلومتری به بعد هم که گاز های بین سیاره ای قرار می گیرند  شامل یون ، الکترون ، پروتون و …( ذرات بنیادی)

 

 

لایه بندی جو بر اساس تغییرات دمایی در ارتفاعات مختلف :

برای اندازه گیری دما در ارتفاعات مختلف از دستگاه رادیو سوند استفاده می کنند

تروپوسفر:

لایه اولین جو – در مجاورت سطح زمین – میانگین دما جو ۲۰درجه – با افزایش ارتفاع در آن دما کاهش می یابد( البته کاهش دما تدریجی است و با سرعت کمی صورت می گیرد)- اکثر پدیده های جوی در این لایه رخ می دهند مثلاً کومولو نیمبوس و استراتوس که مرتفع ترین ابر ها هستند در ارتفاع ۷ تا ۸ کیلو متری تشکیل می شوند . این لایه در بر گیرنده ی بیشترین مقدار جرم جو است .۱۲-۱۱کیلومتر ضخامت دارد ( به طور متوسط). در قطب حداقل و در استوا  حداکثر مقدار خود است . مرز بین این لایه و لایه  ی بعدی ( استراتوسفر) را تروپوپاز می نامند.

استراتوسفر :

(۵۰-۱۲) کیلو متری از سطح زمین – دمای هوا در این لایه به علت تغییر در غلظت اوزون متغیر است (اوزونوسفر در این لایه قرار دارد ) – در ٣ کیلو متری اول آن دمای هوا ثابت است . در قسمت های بالا تر با افزایش ارتفاع افزایش دما را خواهیم داشت . مرز جدا کننده ی استراتوسفر با مزوسفر را استراتوپاز می نامند

مزوسفر :

(۸۰-۵۰) کیلو متری از سطح زمین . افزایش ارتفاع در این لایه سبب کاهش دما می شود که سرعت این کاهش دما بسیار زیاد است . مرز جدا کننده ی این لایه و لایه ی بعدی مزوپاز نام دارد که سرد ترین دما را دارد

ترموسفر:

ویژگی این لایه دمای بسیار زیاد آن است.غلظت این لایه بسیار کم است و خیلی رقیق است . گاز غالب در این لایه اکسیژن است . با افزایش ارتفاع دما به شدت افزایش می یابد از ۸۰ کیلومتری تا ۱۹۰ کیلو متری ادامه دارد . البته برای ترموسفر حد و مرزی وجود ندارد اما به طور معمول تا ۱۹۰ کیلومتری در نظر گرفته می شود در واقع ترموسفر آن قدر ادامه می یابد که با جو خورشید مخلوط می شود و …

در حدود ارتفاع ۶۰ کیلومتری ( در پایین ترموسفر ) یونوسفر وجود دارد حاوی ذرات بار دار اتمی است . ارتباط رادیویی راه دور از طریق انعکاس های یک یا چند گانه تابش های موج کوتاه از لایه های یونیزه ی مذکور امکان پذیر می گردد.

ترکیب لایه های هوا تا ارتفاع ۱۰۰ کیلو متری همگن است ( غالب ازت و اکسیژن ) و بعد از آن ذرات به ترتیب جرم خود دسته بندی می گردند :

  • ازت و اکسیژن
  • اکسیژن
  • هلیوم
  • هیدروژن

( این ها گاز های غالبی هستند که در این لایه ها وجود دارند )

همان طور که گفته شد در استراتوسفر یک لایه ی غنی از اوزون داریم( اوزونوسفر)

ضخامت این لایه از ۱۶ تا ۳۰ کیلو متری است

اوزون در برابر اشعه های فرابنفش مثل جسم سیاه عمل می کند و با جذب آنها مانع از رسیدن شان به سطح زمین می شود .

 

 

 

 

 

 

 

۱-در هر چرخه ی طبیعی در واکنش های بالا ۲ فوتون از ماوراء بنفش حذف شده ç ماوراء بنفش به زمین کم می رسد . اما در چرخه ی متاثر از CFC 2 مولکول اوزون به ٣ مولکول اکسیژن تبدیل می شود بدون دریافت ماوراء بنفش

۲- در چرخه ی اولی اوزون دوباره ساخته می شد اما در چرخه ی دوم اوزون دوباره تشکیل نمی شود .

M = جسم سوم برای تضمین اصل بقای اندازه حرکت خطی

Cloo ماده ای بسیار ناپایدار است

تغییرات CO2 :

این گاز یک گاز گلخانه ای است و در واقع باعث گرم شدن کره ی زمین می شود از طرفی نقش حیاتی در کره زمین دارد ( اگر نبود زمین ممکن بود یخ بزند ) کیلینگ نمودار را رسم کرده و مقدار CO2 را برای زمان حال پیش بینی کرده بود …

کمربند های مغناطیسی زمین : کمربند ون آلن

در دو طرف کره زمین قرار دارند و اولین  بار ون آلن آنها را کشف کرد ( بر اساس داده های ماهواره های هوا شناسی)

اولین کمربند : ۱.۵ برابر شعاع کره ی زمین

دومین کمر بند : ۴-٣ برابر شعاع کره ی زمین

قانون دست راست فلمینگ : اگر جهت میدان انگشت اشاره و جهت حرکت را انگشت میانی فرض کنیم ، انگشت شصت نشان دهنده ی جهت نیرو است .

خاصیت این کمربند : ذرات پر شتاب باردار و طوفان های خورشیدی ، وارد میدان مغناطیسی می شوند و از قانون دست راست فلمینگ پیروی می کنند ç از جهت اصلی منحرف می شوند و در کمر بند ها گرفتار می شوند و به زمین نمی رسند . شفق قطبی به دلیل وجود همین کمربند ها است .

انرژی گرمایی جو :

گرما صورتی از انرژی است و دما معیاری برای اندازه گیری آن است . تعریف دما مشکل است : دما شاخصی است برای تعیین این که آیا جسمی با جسمی دیگر در حال تبادل گرمایی هست یا نه ؟ç کاملاً نسبی است واحد های سنجش دما :

سلسیوس- کلوین – فارنهایت

سلسیوس: ۰ و ۱۰۰ را در نظر می گیریم و بقیه ی دما ها را با آن ها می سنجیم .

کلوین : شاخص مطلق است و نسبی نیست . صفر مطلق = عدم وجود ماده = زمانی که انرژی جنبشی جسم صفر باشد

فارنهایت : C=(F-32).100/8 ( دمای ذوب یخ در فارنهایت ۳۲ است اما در سلسیوس صفر است )

انتقال گرما :

به سه روش صورت می گیرد : تابش – رسانش – همرفت

انرژی جو زمین از طریق خورشید تامین می شود البته به مقدار خیلی کمتری از انرژی درونی زمین . بین زمین و خورشید ماده وجود ندارد پس تنها راه انتقال تابش است .

مقدار انرژی تولید شده در خورشید خیلی زیاد است در هر ثانیه ۵ میلیون تن جرم به انرژی تبدیل می شود . در تابش ۱ میلیارد ساله خورشید فقط ۱% از جرم خود را از دست داده است و در این مدت ۱۷ برابر جرم زمین را تبدیل به انرژی کرده است .

مقدار انرژی تابشی در هر جسم : S=

 

 

 

ثابت خورشیدی :

مقدار انرژی دریافتی از واحد  سطح در واحد زمان عمود بر مسیر تابش در فاصله ی میانگین زمین تا خورشید

دمای سطح خورشید : ۵۷۹۳ کلوین = ۶۰۰۰ درجه سانتی گراد

انرژی دریافتی بوسیله ی کل کره ی زمین = ثابت خورشیدی × مساحت دایره ی عظیمه کره زمین

دایره ی عظیمه بخشی از کره ی فرضی است که انرژی به آن عمود می تابد

سهم انرژی هر سانتی متر از رویه ی کره زمین در هر دقیقه ۰.۵ کالری است .

قانون دین :

شدت تابش در تمام طول موج ها یکسان نیست . بین دمای یک جسم و طول موجی که آن جسم با حداکثر شدت آن را از خود گسیل می کند رابطه ی زیر بر قرار است :

 

 

توزیع انرژی روی کره ی زمین یکنواخت نیست

  • تغییر زاویه ی تابش نسبت به سطح افق در هر نقطه ç کروی بودن زمین
  • تغییر زاویه میل خورشیدی ( در فصل های مختلف تغییر میکند)
  • جنس زمین و پستی و بلندی آن

پدیده ی تغییر فصول :

بر اساس تغییر فاصله  زمین تا خورشید ، مقدار انرژی دریافتی بیشتر یا کمتر است . اگر دوری و نزدیکی زمین به خورشید تعیین فصل می کرد ، باید در استوا تغییر فصل می داشتیم که نداریم ç محور زمین نسبت به خورشید که مایل است ایجاد فصول می کند .

توزیع زمانی و مکانی انرژی خورشیدی در کره ی زمین :

توزیع زمانی : تغییر فصول ( حرکت انتقالی و وضعی زمین حول محور دوران با انحراف ۲۳.۵ درجه از حالت عمود)

توزیع مکانی :

در مناطق حاره ای ( ۲۳.۵ شمالی و جنوبی ) تابش بیشتر است

پوشش سطح زمین ç آب ، جنگل ، شن ، ماسه و …

دایره البروج : صفحه ی هندسی فرضی که  مدار چرخش کره ی زمین بر روی آن قرار دارد .

حرکات دیگر موثر بر اقلیم زمین :

۱- تنش مداری :

مدار بیضی شکل حرکت انتقالی زمین به دور خورشید همواره ثابت نیست ( a/b) و با یک پریود ۹۵ هزار ساله به حداکثر و حداقل خود می رسد ç در دو سال متناوب زمین از یک مسیر عبور نمیکند

۲- تغییر زاویه = انحراف محور

کج شدگی محوری بین ۲۴.۴ و ۲۱.۸ درجه نسبت به دایره البروج با یک پریود ۴۱ هزار ساله

زمین به دور خود از محور فرضی که از قطب شمال به جنوب وصل شده می چرخد . محور دوران با دایره البروج زاویه می سازد (  عمود نیست) که این زاویه ثابت نمی ماند و …

٣- رقص محوری: رقص فرفره

حرکت ارتعاشی محور چرخش زمین که موجب تغییر فصل ها و معکوس شدن وضعیت فعلی می شود ( در این مدت ۲ بار جای تابستان و زمستان عوض می شود ) با پریودی ۲۱ هزار ساله

تغییر فصل :

  • تابستان در نیمکره شمالی وقتی است که زمین در نقطه ی اوج است و بیشترین فاصله را با خورشید دارد .

ç تابستان قطب جنوب از تابستان قطب شمال گرمتر است همین طور زمستان  قطب جنوب از زمستان قطب شمال سردتر است ( باز هم به علت MAX و MIN فاصله ی زمین از خورشید در دو قطب) برای تعدیل زمین مناسب است زیرا :  نیمکره جنوبی بیشتر از آب و نیمکره ی شمالی بیشتر از خشکی ها پوشیده شده است .

در روز اول بهار راس ساعت ۶ صبح در قطب شمال خورشید در لبه ی افق ظاهر شده در ظهر هم پس از چرخش ، خورشید در لبه ی افق است ولی در جنوب و در ۶ عصر خورشید روی لبه حرکت کرده و به مغرب می رسد و در شب به زیر لبه می رود

در شب اول پایی خورشید در زیر لبه قرار گرفته

۱۲ ساعت در قطب جنوب غروب طول می کشد و ۲۴ ساعت در قطب شمال طلوع طول می کشد .

اگر محور فرضی زمین عمود بود و زمین حول آن می چرخید ، تغییر فصول و تغییر ساعت شبانه روزی و تغییر طول روز نداشتیم

بیشترین تابش را در روز اول تیر ماه داریم اما روز اول تیر ماه گرم ترین روز سال نیست بلکه ۱۵ تا ۴۵ روز بعد از آن گرم ترین روز سال است ç در عرض ۶۰ درجه در مناطق قاره ای ۲۵ روز بعد از آن و در نواحی پایین تر تا ۴۵ روز بعد از آن

توزیع زمانی دما :

تغییرات زمانی دما ی هوا به صورت سالانه یا روزانه بررسی می شود ( در کل پریودیکال بررسی می شود )

ماه و هفته پریودیکال نیستند.

 

توزیع مکانی دما : ç خطوط هم دما یا هم مقدار Isoline

۲ فرض برای رسم خطوط هم مقدار ( در این جا هم دما در نظر می گیریم)

۱- تغییرات به صورت خطی است

۲- تغییرات به صورت پیوسته است

بیشترین مقدار خطوط هم دما ç استوا و کمترین مقدار ç قطب

 

انرژی در جو :

۱- توزیع مکانی و زمانی تابش      ۲- توازن انرژی

توزیع زمانی دریافت انرژی:

به وجود آمدن فصل ها از تغییرات سالانه تابش و نیز حرکت های سه گانه ی زمین

تغییرات روزانه تابش

 

 

 

 

 

 

تغییرات زمانی ( حرکات سه گانه زمین )

انرژی تابشی با افزایش ارتفاع خورشیدی افزایش می یابد

( زاویه بین شعاع تابش خورشید و سطح افق ارتفاع خورشیدی نام دارد )

فقط در عرض  ۲۳.۵ درجه امکان عمود تابیدن خورشید در ظهر وجود دارد

هر سال ۳۶۵.۲۴۸ روز است . سال کبیره ۳۶۶ روزه است . تحویل سال در ایران دقیقاً در لحظه ی تعادلی قرار گرفته است .

توازن انرژی در جو :

نور خورشید ç جذب ، انعکاس ، عبور

جو زمین یک محیط مادی است . انرژی به میزان ۲ cal/cm۲min وارد جو می شود و یکی از سه حالت های بالا برایش اتفاق می افتد

وقتی نور انعکاس می یابد ، بخشی از آن به صورت انعکاس کامل بوده و بخشی  از آن در محیط پخش می شود

انعکاس پراکنده ی نور در آسمان باعث رنگی دیدن آن می شود

قانون ریله ؟ :

اگر تابش به  ذرات بسیار ریز (که اندازه ی آن ها متناسب با طول موج تابش تابیده است ) صورت بگیرد ن.ر بوسیله ی آن ذرات پراکنده می شود با نسبت :

چون ذراتی که می توانند در ارتفاعات بالای جو معلق بمانند ریز و در حد نانو متر هستند ، طول موج های کوتاه مرئی ( آبی ، بنفش ، نیلی ) بیشتر پراکنده می شوند ç آسمان آبی دیده می شود .

انعکاس ç پخش ، انعکاس کلی

جذب ç بتا به قانون پلانک تمام اجسام بسته به دمای خود طول موج ها را تابش می کنند .

اثر جو اتمسفر بر تابش های دریافتی از خورشید بوسیله ی اکسیژن ، اوزون و آب ظهور پیدا می کند این ها موادی هستند که طول موج های بلند تابش شده از زمین را جذب می کنند .جو زمین در برابر تابش خورشید مقاومت ندارد ç انرژی به شکل تابش های خورشیدی با طول موج کوتاه وارد جو زمین می شود و جذب شده و زمین آن ها را به شکل تابش های با طول موج بلند از خود گسیل می کند که جو زمین مانع از عبور این تابش ها می شود ç باعث گرم شدن جو زمین و سطح زمین می شود . محدوده های ۱۲-۸ و حتی تا ۱۶ نانو می توانند از جو عبور کنند و قابل جذب نیستند . عبور برخی از طول موج ها ی تابش شده از زمین در محدوده های طول موجی خاصی امکان پذیر است ç به این محدوده های طیفی  پنجره های نوری جو گفته می شود .

Optical Windows                               پنجره های نوری

Green House Effect                            اثر گلخانه ای

 

 

 

اوزون ۲ باند جذبی دارد : ç ۱- ماوراء بنفش

ç  ۲- طول موج های بلند تابیده شده از زمین ç اثر گلخانه ای

اثر گلخانه ای اختلاف زیاد دمای روز و شب را تعدیل می کند

آلبیدو : تابش انعکاس یافته در طول موج کوتاه بر تابش دریافتی در طول موج کوتاه

 

آلبیدوی خاک و آب و .. با هم فرق دارد آلبیدو ی کره زمین = ۶/۵۶

 دمای هوا :

تغییرات مکانی و زمانی دما :

تغییرات زمانی دما ، تغییرات روزانه و سالانه را در نظر می گیریم که پریودیک هستند اما  فصل ها و ماه ها و هفته ها پریودیک نیستند چون عیناً تکرار نمی شوند .

تغییرات روزانه ی دما تفاوت زیادی دارند ، صبح سرد ، ظهر گرم و شب سرد است.

ظهر در هر نقطه ای برابر با بیشترین ارتفاع خورشیدی است اما بیشترین دما در ظهر نیست

min دما: در ثانیه های قبل از طلوع خورشید رخ می دهد.

MAX دما: همان طور که گفته شد همزمان با ماکزیمم ارتفاع خورشیدی ماکزیمم دمای روزانه رخ نمی دهد:

 

Ei-Eo                                                                                                                        = ΕΔ

انرژی خروجی در طول شب و روز وجود دارد و هیچ گاه صفر نمی شود چون مربوط به تابش زمین است

در ظهر تابش ورودی به حداکثر خود می رسد .

تابش ورودی با دو مشکل مواجه است :

  • انتقال انرژی یک فرایند زمان بر است ( جذب و انتشار انرژی گرمایی سطح زمین)
  • بیشتر بودن انرژی ورودی نسبت به انرژی خروجی پس از زمان وقوع حداکثر تابش روزانه

اختلاف ΕΔ   لحظه ی برابری Ei=Eo بیشترین دمای روزانه را داریم

مثالی برای این موضوع : با گذاشتن کتری روی شعله حداکثر ، آب کتری هنوز به جوش نیامده شروع به گرم شدن می کند اگر شعله گاز را کم کنیم کتری کماکان گرم می شود چون Ei >Eo و>0 Ε Δ تا زمانی که

Ei=Eo شود. از آن لحظه ΔΕ <0 می شود .

البته این شرایط همیشه گی نیست مثلاً وقتی باران بیاید این زمان حداکثر دما روزانه به تاخیر می افتد

تغییرات سالانه :

شبیه به تغییرات روزانه دما است .

MAX های سالانه: اواسط تابستان. البته بستگی به اقلیم منطقه دارد ( با استدلال ورودی – خروجی)

در روز اول تابستان بیشترین تابش روزانه ی دریافتی را داریم . در روز دوم تابش دریافتی از روز قبل کمتر است اما دمای هوا بیشتر از روز قبل است ( کماکان ΔΕ>0) تا زمانی که ۲ منحنی سالانه با هم بر خورد کنند که این حالت بستگی به شرایط محیطی دارد . در یک منطقه ی دریایی این مورد دیر تر رخ می دهد ( عرض ۶۰ درجه واقع در خشکی) ۲۵ روز دیر تر

در مناطق دیگر تا ۶۵روز .

 

توزیع مکانی دما :

در روز کره ی زمین دما از زیر صفر در قطب و بالای ۴۰ در استوا وجود دارد .

خطوط هم  مقدار Isoline ( در این جا هم دما )

رسم این خطوط بر اساس دو فرض صورت میگیرد :

  • تغییرات مکانی کمیت مورد نظر ( در این جا دما ) پیوسته است
  • تغییرات به صورت خطی است یعنی رابطه ی مستقیم دارد .

رسم :

  • یک بازه اختیاری را در نظر می گیریم و یک مبدا ( مثلاً کمترین مقدار)
  • متناسب با فاصله ی ایستگاه ها با در نظر گرفتن دو فرض فوق درون یابی و برون یابی می کنیم

مثلا درون یابی بین ۲۲ و ۲۶ ç اعداد بین آن ها

هرچه تعداد خطوط بیشتر باشد نشان دهنده ی مرکز گرم است

تفاوت بیشترین دما و کمترین دما نیز بر روی منحنی قابل مشاهده است

متوسط درجه ی حرارت در یک ماه : دمای هوا را در تمام روز های آن ماه جمع کرده و بر تعداد روز های آن ماه تقسیم می کنیم ç تا حداقل ۱۰ سال این عمل را انجام می دهیم که در صورت امکان تا ۳۰ سال هم این عمل انجام می شود .

خطوط هم دما در کره ی زمین :

الگوی خطوط هم دما تقریباً همگی خطوط شرقی – غربی اند چون تابش با عرض جغرافیایی فرق می کند و به طرف استوا زیاد و به طرف قطبین کم می شود

البته این خطوط مستقیم و  با مدار ها  موازی نیست ، زمانی این خطوط با هم می تواند موازی مدار ها باشد که جنش و پوشش زمین در همه جا  یکنواخت باشد . مثلاً یا تماماً آب یا تماماً خشکی

در مرز آب و خشکی منحنی ادامه نمی یابد و می شکند

دلیل انحناء خطوط هم دما در مرز جدا کننده ی خشکی ها از دریا ها :

  • تفاوت گرمای ویژه خشکی و دریا ( تغییرات خشکی بیشتر از دریا است ) – ظرفیت گرمایی ویژه ی آب بیشتر از هر ماده ای است . بنابراین در زمستان گرمتر از خشکی و در تابستان سرد تر از خشکی خواهد بود
  • آب شفاف است و خشکی کدر است ç گرمای تابشی در لایه ی نازک خارجی سطح زمین جذب می شود ولی درآب نفوذ می کند و در عمق بیشتری جذب می شود ( در جرم بیشتری توزیع می شود)ç چگالی انرژی جذب و تابشی خشکی و آب متفاوت است .

مقدار انرژی جذبی یا دفعی در واحد جرم خشکی > آب

٣-  آب سیال است و خشکی سیال نیست ç گرما در آب بیشتری جذب می شود .

توزیع انرژی دریافتی سطحی در دریا ها :

ال نینو : حرکت جریان های گرم اقیانوسی از غرب به شرق در اقیانوس اطلس

لانینا     : حرکت جریان های سرد اقیانوسی اقیانوس آرام شرقی به آرام غربی ( در سواحل پرو و استرالیا )

تلاطم های حاصل از امواج اقیانوس ها هم در توزیع انرژی دریافتی سطحی نقش دارد .

تغییرات مکانی و سالانه ی دما در برخی از عرض ها ( نزدیک استوا) خیلی کم است . مثلاً جاکارتا ۱ درجه تغییرات سالانه ی دما دارد

استوای حرارتی :

خطی که نقاط دارای بیشترین دما در کره ی زمین را به هم وصل می کند ç این یک خط هم دما نیست

در تابستان ، استوای حرارتی به طور کامل در نیمکره ی شمالی قرار دارد . در زمستان ، استوای حرارتی به طور متوسط در نیمکره های شمالی و جنوبی قرار دارد ç میانگین استوای حرارتی در نیمکره ی شمالی قرار میگیرد

عواملی که موجب صعود هوا می شوند ک

  • صعود هوا روی ناهمواری ها
  • صعود هوای گرم بر روی هوای سرد
  • گرم شدن هوا
  • هم گرایی جریان های جوی

وارونگی   : Inversion در حالت های خاصی در لایه های پایین تروپوسفر اتفاق می افتد

در یک لایه ی محدود در تروپوسفر به جای کاهش دما همراه با افزایش ارتفاع ، همچنان که ارتفاع افزایش می یابد ، دما نیز افزایش می یابد

عوامل به وجود آورنده وارونگی :

  • وارونگی تابشی : در طول یک شب سرد و بدون ابر ( هوای صاف) ، میزان تابش خارج شده از سطح زمین خیلی بیشتر از حالت ابری است . وقتی هوا صاف است لایه ها ی مختلف جو با هم آمیخته نمی شوند ç لایه ی نزدیک سطح که سرد است در جای خود باقی می ماند و همهی لایه ها به ترتیب خود باقی می مانند و جابجایی لایه های گرم و سرد را نداریم
  • وارونگی جبهه ای
  • وارونگی دینامیکی

 

رطوبت و بخار آب هوا و اقلیم شناسی

دلایل امکان بروز کم آبی علی رغم چرخه ی طبیعی آب :

۱- افزایش جمعیت   ۲- آلودگی و شور شدگی آب   ٣- مدیریت نا صحیح منابع آب

آب به هر سه حالت خود در طبیعت وجود دارد . آب با وجود این که ساده تلقی می شود اما پیچیده ترین ماده ی موجود در طبیعت است . تمام خواص آن با عناصر و مواد دیگر موجود در طبیعت فرق می کند و ویژگی های آن منحصر به فرد است . نقطه ی جوش پایین ، نقطهی ذوب بالا ،، ضریب حرارتی بالا ، قدرت حلالیت زیاد ، گرمای ویژه بالا و …

آب عنصر اصلی در هوا شناسی است و در صورت عدم وجود آن زمین همانند مریخ می شد .

اگر کره ی زمین به صورت یک پرتقال در نظر گرفته شود ، آب های کل سطح آن مثل نسبت یک قطره ی شبنم روی پرتقال است . ۹۷% قطره ی شبنم به صورت آب های شور و ٣% آب شیرین است از این ٣% آب شیرین حدود ۹۰% در کلاهک های یخی، آبهای فسیلی و رطوبت موجود در خاک از دسترس خارج است . در حدود ۰.۰۳ آن شبنم ذکر شده ، آب رود خانه ها و چاه های عمیق و نیمه عمیق را شامل می شود .هوا و اقلیم شناسی

رطوبت هوا = بخار آب موجود در جو

  • ظرفیت هوا برای پذیرش بخار آب : حداکثر رطوبتی که هوا در یک دمای معین می تواند در خود نگه دارد
  • درجه ی اشباع = رسیدن هوا به حداکثر ظرفیت پذیرش بخار آب
  • کمبود اشباع ç اختلاف رطوبت هوا در حالت عادی نسبت به درجه ی اشباع
  • رطوبت مطلق = وزن آب موجود بخش بر حجم هوای شامل آن =AH
  • رطوبت ویژه = وزن آب بخش بر وزن هوای شامل آن SH=
  • نسبت اختلاط= وزن آب بخش بر وزن هوای خشکMR=
  • رطوبت نسبی = رطوبت هوای معمولی بخش بر رطوبت هوای اشباع RH=
  • فشار بخار = فشار جزئی بخار آب در جو را فشار بخار می گویند ç رطوبت نسبی = نسبت فشار جزئی بخار به فشار بخار اشباع
  • دمای نقطه ی شبنم = دمای هوا در شرایطی که به صورت اشباع در بیاید

تمایل ذرات برای فرار از سطح آب را فشار بخار می نامند .هوا و اقلیم شناسی

وقتی دمای تر و خشک با هم نزدیک باشند یعنی هوا کاملاً اشباع است .

دمای خشک : نباید با دمای هوای بدون رطوبت آن را اشتباه گرفت بلکه دمای هوای غیر اشباع است .  دمای تر همواره از خشک کمتر است یا حداکثر مساوی می باشند . معمولاً منظور از دمای هوا ، عددی است که دما سنج خشک به ما نشان می دهد .هوا و اقلیم شناسی

از دو طریق می توانیم مقدار رطوبت هوا را به اشباع برسانیم  :

  • تزریق رطوبت به محیط
  • کاهش دما

مفهوم دمای تر و نقطه شبنم با هم متفاوتند : در دمای تر رطوبت هوا الزاماً ۱۰۰ % نیست .

هرچه هوا خشک تر باشد مقدار تبخیر بیشتر خواهد بود .هوا و اقلیم شناسی

فشار بخار آب در شرایط اشباع فقط تابع پارامتر دما است دما افزایش یابد ، فشار بخار آب نیز زیاد می شود

تبخیر :

تبدیل حالت مایع به بخار که به ازای هر گرم آب در نقطه ی جوش ۵۴۰ کالری نیاز است و برای هر گرم آب صفر درجه ۶۰۰ کالری. به این مقدار انرژی برای تبخیر دمای نهان تبخیر گفته می شود که این گرما باعث افزایش دما نمی شودهوا و اقلیم شناسی

عوامل موثر بر تبخیر :

  • تابش خورشیدی یا مقدار انرژی در دسترس محیط برای تبخیر
  • دمای هوا : خود تابعی از تابش است در تبخیر، دمای محیط مهم است . از طرفی دمای بالا موجب می شود که فشار بخار اشباع بالا رود و ظرفیت پذیرش بخار آب جو بالا رود
  • رطوبت هوا : هر چه رطوبت بیشتر باشد مقدار تبخیر کمتر است .
  • سطح آب و ناخالصی های آن ç آب خالص بهتر تبخیر می شود ( سطح تبخیر کننده اگر ناخالصی داشته باشد ، تعداد مولکول های کمتری وارد جو می شود و سطح تبخیر کننده کاهش می یابد )
  • سرعت باد : وقتی مولکول های آب از سطح آب جدا و وارد جو می شوند رطوبت افزایش می یابد و باد بخارات را از سطح تبخیر کننده دور کرده و فضا برای تبخیر وجود دارد
  • سطح تبخیر کننده : هر چه محدود تر باشد تبخیر کمتر صورت می گیرد.هوا و اقلیم شناسی

بارندگی :

اولین نیاز برای بارش ç تراکم بخار آب جو

انواع بارش : باران – برف – تگرگ

بارندگی : رطوبت هوا باید به حد اشباع  برسد و هسته های تراکم باید در محیط وجود داشته باشند. هوا و اقلیم شناسی

هسته ی تراکم : موادی جاذب الرطوبه هستند

بعد از این مرحله اندازه ی قطرات باید به اندازه ی کافی رشد کند تا به نیروهای مقاومت هوا و ارشمیدسی غلبه کند

نیرو های ارشمیدسی :

مقدار نیرویی که باید به جسم سیال داده شود متناسب با حجم سیال جابجا شده

در ضمن دمای لایه ی هوای زیر ابر نباید آن قدر زیاد باشد تا قطره در هنگام سقوط تبخیر شود

باران سرد : اول ذرات به صورت منجمد بوده و در حین ریزش به مایع تبدیل شده

باران گرم : از ابری با دمای بالای صفر تشکیل شده و به زمین سقوط کرده

برف:

برای تشکیل برف : دمای داخل ابر باید در حدود نقطه ی انجماد باشد و سرعت کاهش دما در ابر باید کند باشد

هسته ی تراکم اگر نباشد تشکیل ذرات برف یا قطرات باران ممکن نیست

فشار بخار آب در یک سطح مسطح خیلی بیشتر است تا سطحی منحنی ç شعاع منحنی هر چه کمتر باشد ، فشار بخار آب بیشتر است ç تراکم در جایی که سطح تماس وجود ندارد به سختی صورت می گیردç ابر داریم اما بارندگی نداریم ß ابر های ابَر سرد ß خطری برای هواپیماهای کوچک دارای دمای زیر ۴۰-

نحوه ی تشکیل برف : ( انجماد به صورت سطحی)

هسته ی اولیه دچار انجماد شده ( تراکم ) اولین مولکول ها از خود گرمای نهان انجماد تولید می کنند و در نزدیکی نقطه ی انجماد دمای هوا به کندی کاهش می یابد و باعث ایجاد تاخیر در انجماد می شود و موجب می شود که مولکول های بعدی هم برسند و به صورت سطحی گسترش یافته کنار هم یخ می زنند . دانه ی برف ۶ گوشه است

تگرگ :

  • دمای هوا خیلی زیر نقطه ی انجماد است
  • کاهش دما در داخل ابر خیلی سریع است

هر چه قدر گرمای نهان زیاد باشد ،بی هیچ معطلی لایه لایه ( بخار آب ) روی هم یخ می زند

باران قرمز : هسته های تراکم به مقدار زیادی دارای رس قرمز هستند

باران سیاه : وجود دود در هوا باعث یک چنین اتفاقی می شود

بدون وجود هسته های تراکم هر چه قدر دما پایین باشد و فشار بخار و رطوبت بالا باشد ، بارش رخ نمی دهد

پایداری و نا پایداری جو :

ناپایدار : اگر شرایط موجود در نتیجه ی عوامل موثر تغییر کند و پس از تغییر به حالت اول بر نگردد …

منظور از این که به حالت اول بر نگردد یا برگردد ، شرایط ترمودینامیکی هوا است یعنی مجموعه ی رطوبت ، فشار و دمای هوا

پایدار : وقتی که سیستم شرایط موجود خود را حفظ میکند یعنی تغییرات بوسیله ی سیستم حذف شده و سیستم به حالت اولیه بر گردد.

رادیو سوند : وسیله ای برای اندازه گیری پارامتر های جوی در عمق ( ارتفاعات ) مختلف جوی

 

پایداری و نا پایداری جو بر اساس شرایط ترمودینامیکی ( دما و رطوبت ) و تغییر ارتفاع هوا مطرح می شود

افتاهنگ دما : Laps Rate   میزان کاهش دما با افزایش ارتفاع

عواملی که موجب صعود هوا می شوند :

  • حرکت هوا بر روی نا همواری ها
  • حرکت هوای گرم بر رو ی هوای سرد
  • گرم شدن هوا
  • همگرا شدن جریان های جوی

ç در نتیجه ی صعود هوا ، فشار آن کم و دما آن افزایش می یابد .

اگر یک بسته هوا تحت یکی از شرایط بالا از ارتفاع پایین به بالا صعود کند ، دمایش کاهش می یابد ç افتاهنگ . البته این افتاهنگ با افتاهنگ محیط یا Laps Rate  تروپوسفر متفاوت است .

اگر هوا اشباع باشد و وادار به صعود شود ، دمای آن کاهش می یابد نسبت به هوایی که اشباع نیست و وادار به صعود شده به خاطر این که هوای اشباع ، گرمای نهان اش آزاد شده و مقدار ی از کاهش دما بر اثر افزایش ارتفاع جبران شده است  ولی هوای خشک گرمای نهانش آزاد نشده است

سیستم بی در رو : تبادل انرژی و گرمایی با محیط ندارد (۱- در شرایط غیر اشباع – ۲- در حالت اشباع)

وقتی هوا به صورت سریع صعود کند تغییرات انرژی گرمایی در داخل بسته هوا سریع است . هوا یک عایق بسیار خوب است و تغییرات دما در بخشی از آن که سریع اتفاق می افتد ، امکان تبادل دمای آن قسمت از هوا با محیط کم است ç تبادل انرژی با محیط در آن مدت انجام نمی شود

  • کاهش دما در نتیجه ی افزایش ارتفاع هوای اشباع در شرایط بی در رو : SALR

( ۱- هوا عایق گرمایی خوبی است ۲- حرکت هوا بسیار سریع ٣- کاهش دما با افزایش ارتفاع )

۶ درجه ی سانتی گراد بر کیلو متر در نظر گرفته می شود که البته ثابت نیست و مقدار آن بسته به دما و رطوبت فرق می کند که در نمودار ها آمده است

۲- کاهش دما در نتیجه ی افزایش ارتفاع در هوای غیر اشباع : DALR

۱۰ درجه ی سانتی گراد بر کیلو متر است و همواره ثابت است

نشان دهنده ی این است که هوای خشک به ازای هر یک کیلو متر صعود ۱۰ درجه کاهش دما خواهد داشت .

٣- کاهش دما با افزایش ارتفاع در شرایط استاتیک :ELR

ELR که افتاهنگ محیط است در شرایط مختلف متغیر است

رادیو سوند ، ELR را اندازه گیری می کند SALRو DALR ویژگی های مشخص ترمودینامیکی اند و در ایستگاه و با ابزار اندازه گیری نمی شوند .

وقتی هوای صعود کننده کاهش دما با ارتفاع بیشتری نسبت به محیط دارد یعنی در هر ارتفاعی در بالا از محیط سرد تر است و از محیط خود سنگین تر است اگر آن عامل نگه دارنده ی هوا را حذف کنیم ، هوا به ارتفاعات پایین تر بر می گردد .

هر گاه ELR کمتر از DALR باشد ، هوا پایدار است . اگر شرایط به گونه ای دیگر باشد :

ELR<SALR: هوا پایدار خواهد بود (همیشه) چه اشباع باشد و چه خشک ç پایداری مطلق

ELR>DALR: هوا همیشه نا پایدار خواهد بود چه اشباع و چه خشک ç نا پایداری مطلق

SALR<ELR<DALRç نا پایداری مشروط: هوای صعود کننده اشباع ç ناپایدار

هوای صعود کننده اشباع نباشد ç پایدار

اگر هوای صعود کننده در مسیر خود به اشباع برسد ناپایدار می شود .

ELR<DALR الزاماً ناپایدار نیست و بسته به اختلاف این دو با هم دارد

ELR<SALR حتماً از DALR هم کوچکتر است و هوا پایدار مطلق است.

نمودار Tephigram :

نمودار ساده ای است که برای پارامتر های دما ، زمان ، رطوبت و … رسم می شود

در این جا محور های مختصات بر هم عمود نیستند و با هم زاویه ی ۴۵ درجه می سازند . از آن به خاطر ساده سازی و ادغام معادلات پیچیده ی ترمودینامیکی استفاده می شود .

بر اعداد مشخص شده روی محور ها خطوط عمود رسم می کنیم با وجود خطوط هادی ، محور اصلی را پاک می کنیم .

مه و ابر و توفان های تندری:

مه و ابر یکی اند اما موقعیت و نحوه ی تشکیل و مکان آن ها متفاوت است ( از نظر جنس یکی اند)

روش ها و مکانیسم های متفاوتی سبب تولید مه در سطح زمین می شود که در سطوح فوقانی جو چنین مکانیسم هایی برای تشکیل ابر ها وجود ندارد . بر اساس مکانیسم مه آن ها را نام گذاری میکنیم :

مه تابشی :

مکانیسم آن شبیه Inversion  یا وارونگی تابشی است . به دنبال شبی صاف ، سرد و آرام وقتی سطح زمین تابش زیادی انجام می دهد و سرد تر می شود ، اگر به اندازه ی کافی سرد شود که به نقطه ی شبنم برسد ( اشباع شود ) مه تشکیل می شود . برای تشکیل  مه هسته ی تراکم لازم است که در سطح زمین فراوان است- به محض طلوع خورشید عامل سرد کننده ی سطح زمین از بین می رود ، تعادل حرارتی به هم می خورد و سطح زمین گرم می شود ß مه به بالا رفته و رقیق می شود .

مه جبهه ای : در جبهه هایی که هوای گرم بر روی هوای سرد در حال صعود است ( هوای سرد در  جلوی هوای گرم قرار گرفته) تشکیل می شود ۰ منطقه ی جدا کننده ی بین هوای گرم و سرد را جبهه می گویند)

به هنگام بارندگی در جبهه ی گرم به دلیل تزریق رطوبت در هوای سرد جبهه ی جلویی ، افزایش رطوبت و رسیدن به اشباع و مه جبهه ای را داریم

مهی که همراه با بارندگی است ( در اثر اشباع هوای سرد پایین جبه)

مه تپه ای : (فرا شیبی)

وقتی شیب تپه از دو طرف طولانی باشد ، صعود هوای گرم و مرطوب ß کاهش دما ß رسیدن به نقطه ی شبنم ß تشکیل مه

فشار هوا بر اثر صعود هوا کاهش می یابد ( به اندازه ی ΔH )ß  کاهش دما و کاهش فشار +  افزایش رطوبت تشکیل مه می دهد

مه فرا رفتی :  فرا رفتی = انتقال افقی حرارت و رطوبت

در نتیجه ی تزریق هوای مرطوب به یک منطقه ی سرد یا تزریق هوای سرد از ساحل به دریا ایجاد مه می کند

خشکی ( سرد) à دریا ( رطوبت)        = تشکیل مه در خشکی به علت افزایش رطوبت

خشکی ( سرد) ß دریا ( رطوبت)         = تشکیل مه در اقیانوس ( به علت کاهش دما)

 

ابر ها :

ابر ها را بر اساس شکل ظاهری و ارتفاعی که در آن تشکیل می شوند ، نام گذاری می کنیم .

در کل ۲۷ نوع ابر داریم

بر اساس ارتفاع تشکیل:

نوع۱ : ابر های بالا شامل ۹ ابر است

نوع۲ : ابر های متوسط شامل ۹ ابر

نوع ٣ : ابر های پایین شامل ۹ ابر

 

بر اساس شکل ظاهری :

کومولی فرمی ( کومولوسی )  ارتفاع متوسط و دارای چندین طبقه اند

استراتوسی  ارتفاع پایین ( گاهاً با مه اشتباه گرفته می شوند)

سیروسی :  ۱۰ کیلو متر به بالا تشکیل می شوند پر مانند ند

نوع ۳: عموماً کومولوس اند

نوع ۲: استراتوسی

نوع ۱: عموماً سیروسی اند

کومولونیمبوس :

ابر مهمی در هواشناسی کشاورزی و ناو بری هوایی است . مرتفع ترین ابر است . از ۱.۵ تا ۱۴ کیلو متری ضخامت دارد ß ضخیم ترین و مرتفع ترین ابر هاست . بارندگی این ابر پراکنده و رگباری است و هنگام وجود آن رعد و برق و باد شدید اتفاق می افتد .

نیمبو استراتوس :

این ابر ها در جلوی جبهه ی گرم قرار می گیرند . بسیار گسترده و وسیع اند از این ابر بارندگی ملایم و مداومی نزول می کند ß بارندگی ها ی چند ساعته  – نسبتاً ضخیم اند – گاه ممکن است خورشید دیده نشود و هوا  تاریک می شود

کومولوسی :

دارای شکل ظاهری گل کلمی اند در نتیجه ی حرکت قایم هوای حاصل از ن پایداری به وجود می آیند و Rang وسیعی داشته و تکه تکه اند –حاصل شرایط سریع صعود هوا است – تمام آسمان را نمی پوشاند و تکه تکه است عموماً بارندگی ندارد

استراتوسی:

ابر هایی پوششی و لایه لایه اند . بخش عظیمی از منطقه را به صورت یکنواخت می پوشانند و ارتفاع کمی دارند . معمولاً از قله ی کوه ها پایین تر می روند . یا بارندگی ندارند یا ریزه ریزه می بارند

سیروسی:

بسیار رقیق هستند . ارتفاع بسیار زیادی دارند . عموماً کریستال های ریز یخ تشکیل شده اند ß نور پس از عبور از این کریستال ها می شکند و تشکیل هاله می دهد . پر مانند ند . دور خورشید ، ستارگان ، ماه و … تشکیل هاله می دهند .

بعد از مشاهده ی این ابر قطعاً می توان گفت که جبهه ی هوای گرم در راه است . در این جبهه ی گرم بارندگی با ابر نیمبو استراتوس را داریم

برای پیش بینی غیر حرفه ای وضعیت هوا از کومولونیمبوس و سیروس استفاده میکنیم

 

آلتو : ابری که در ارتفاع بالا شکل گرفته

نیمبو : باران زا

توفان های تندری :

تشکیل و از بین رفتن توفان های تندری:

در فصل بهار ، عموماً بعد از ظهر ، ابری سیاه و بزرگ ظاهر می شود ، رعد و برق شدید و بسیار تند ایجاد می کند . نیم ساعت بعد هوا صاف می شود .

توفان تندری حاصل ایجاد یک سلول همرفتی بزرگ در  جو است

هوا که گرم شده و صعود می کند ممکن است به نا پایداری برسد که در این صورت به صعود خود ادامه می دهد تا زمانی که فرایند پایداری در ارتفاعات بالا رخ بدهد .

مرحله ی کومولوسی : (صعود هوای مرطوب در نتیجه ی دریافت انرژی گرمایی در یک قسمت معین و رسیدن هوای صعود کننده به تراکم و تشکیل ابر کومولوسی )

در فصل بهار پس از یک بارندگی جبهه ای رخ می دهد . یعنی در منطقه رطوبت به اندازه ی کافی داریم ، تابش خورشید هم زیاد است . تابش مستقیم به سطح مرطوب می تابد و هوای گرم صعود می کند ß در بسیاری از اوقات به نا پایداری رسیده و با سرعت بیشتری صعود می کند . هوای قائم صعود کننده تشکیل کومولوس می دهد . اگر این نا پایداری به حد کافی نباشد ، ابر رشد نمی کند .

مرحله ی تکامل : (مرحله ی شروع بارندگی)(شدت و حجم بارندگی زیاد است)

اگر هوا و شرایط رطوبتی دمایی مناسب باشند ، ابر توسعه ی عرضی و ارتفاعی یافته و در آخر کومولونیمبوس را تولید می کند

قطرات باران در زیر Freezing Level به اندازه ی کافی بزرگ شده و رشد می کنند این فریزینگ لِول هر چه بالا تر باشد بارش باران بیشتر است و هر چه پایین تر باشد تگرگ بیشتر است  . اندازه و تعداد قطرات افزایش می یابد .

با شروع بارندگی جریان جبرانی صعود هوا ایجاد می شود . ۱۵ تا ۲۰ کیلو متری محدود ه ی کو مو لو نیمبوس است .

مرحله ی نابودی :

جریان های پایین سویی که در نتیجه ی بارش تشکیل می شوند ( توضیح در پایین) عامل از بین رفتن ابر هستند . هوا از ارتفاعات بالا تر به پایین آمده و گرم می شود ß از حالت اشباع و تراکم دور می شود ß ابر تشکیل شده با شروع جریان نزولی افزایش دما و دور شدن از اشباع از بین می رود

صعود هوا در مرحله ی اول حاصل گرم شدن و در مرحله ی دوم حاصل نا پایداری است

نزول هوا = فرو ریختن قطرات و دانه های تگرگ که همراه با خود مولکول های هوا را هم به سمت پایین می آورند . قبل بارندگی گاهی باد شدیدی داریم که در نتیجه ی فرو ریزش هوا در نتیجه ی بارندگی است

در مرکز سلول ِ طوفان ، رعد و برق را داریم

رعد و برق:

حاصل تمرکز بار های الکتریسیته ساکن در قسمت های مختلف ابر که در نتیجه ی توربولانس شدید داخل ابر است . یعنی در نتیجه ی مالیده شدن مولکول های هوا ایجاد می شود . به صورت کاملاً تصادفی ممکن است کانون هایی از بار های مثبت در یک جا و منفی در جایی دیگر تشکیل شود . وقتی اختلاف پتانسیل بین این کانون ها زیاد می شود تخلیه ی الکتریکی صورت می گیرد . این تخلیه در محدوده ی کم ، گاز های منطقه را بسیار داغ می کند (برق) و تبدیل به پلاسما ( گاز های یونیزه ) می شوندß انبساط ناگهانی گاز ایجاد انفجار می کند . (رعد)

صاعقه : تخلیه ی الکتریکی بین پایه ی ابر و سطح زمین  اما برق بین بخش های مختلف ابر رخ می دهد

در ایجاد رعد و برق با افزایش لحظه ای دما ، حجم در لحظه ای زیاد و فشار کم می شود . ß انفجار

فشار :

اصلی ترین پارامتر برای مطالعات جوی و تحلیل های هوا شناسی است

فشار = نیروی وارد بر سطح

نیروی حاصل از وزن هوا وارد بر سطح

واحد فشار سنجی = نیوتن بر متر مربع = پاسکال= بار

میلی بار – سانتی متر ، میلی متر و اینچ جیوه

چون در جو زمین تغییرات کمی داریم از میلی متر جیوه استفاده میکنیم

جو  استاندارد : در سطح دریا ، عرض ۴۵ درجه ، دما ۲۵ درجه ؛ فشار ۷۶۰ میلی متر جیوه است یا ۱۰۱۳.۲۵ میلی بار

ارتفاع جو در تمامی نقاط زمین یکسان نیست مثلاً در استوا ۱۶ تا ۲۰ کیلو متر و در قطبین ۱۰ کیلو متر

سنجش فشار :

معمولاً از فشار سنج جیوه ای استفاده می کنیم . تغییرات حجمی جیوه در عرض ها زیاد است ، تغییر ارتفاع جیوه فقط در نتیجه فشار نیست بلکه مقداری هم در نتیجه ی دما است . تاثیر جاذبه زمین بر جیوه نیز باید در نظر گرفته شود :

۱-تصحیح نسبت به دما

۲-نسبت به عرض جغرافیایی : به سمت عرض های بالا عدد به آن اضافه می کنیم

٣-نسبت به ارتفاع از سطح ایستگاه (نه سطح دریا)

۴-تصحیحات سیستماتیک

تغییرات فشار هوا :

تغییرات افقی : ( مرکز کم فشار و پر فشار ، زبانه ی کم فشار و پر فشار )

مثل تغییرات افقی دما ، خطوط هم فشار رسم می کنیم( فشار در طول خط ثابت می ماند)(خطوط در سطح ارتفاع معینی رسم می شوند ) . فشار هایی که در ایستگاه ه های مختلف اندازه گیری می شوند استاندارد شده و خطوط هم فشار رسم می شوند .

الگو های خطوط هم فشار بر روی نقشه ی فشاری برای ما نحوه ی توزیع فشار و روابط دینامیکی حاکم بر حرکت هوا بر روی کره ی زمین را نشان خواهد داد.

 

 ابزار

۱- بادسنج

بر حسب تعریف حرکت افقی هوا در سطح زمین و در سطوح فوقانی جو را باد می گویند.این حرکت یک کمیت برداری می باشد که با دو عامل جهت و سرعت مشخص می شود.سنجش واقعی باد در سطح زمین اکثرا در اثر تاثیر عوامل محلی با مشکلاتی مواجه می گردد.به علاوه سرعت باد با افزایش ارتفاع از سطح زمین زیاد شده و جهت ن نیز تغییر میکند.برای اینکه بتوان دیده بانی های مربوط به سمت و سرعت باد را در سرویس های هواشناسی مورد مقایسه قرارداد لذا ارتفاع ۱۰ متری از سطح زمین و در فضای باز به عنوان ارتفاع استاندارد برای اندازه گیری باد سطح زمین انتخاب شده است.اگر سمت و سرعت باد در فاصله زمانی کوتاه به طور قابل ملاحظه ای تغییر کند این نوع تغییرات قابل مقایسه را تند باد لحظه ای یا باد گاستی (GUSTY WIND) گویند.زمان تداوم باد گاستی و تداوم آن نامنظم بوده و تابع هیچ قاعده ای نمی باشد.چنانچه باد شدیدی به طور ناگاهی شروع به وزیدن نماید و برای چند دقیقه ادامه داشته باشد و سپس ثطع شود آن را تند باد موقتی یا اسکوال(SQUALL) گویند.باید توجه داشت که بادگاستی را نباید با تندباد اشتباه گرفت.زیرا موقعی از کلمه GUSTY استفاده می شود که میزان تغییرات سرعت باد از KNOTS 10 بیشتر باشد.در صورتی که تغییرات مذکور در SQUALL حداقلKNOTS16 بوده و به علاوه سرعت باد به KNOTS22 یا بیشتر برسد و حداقل برای مدت یک دقیقه ادامه داشته باشد. اندازه گیری جهت باد به وسیله دستگاهی به نام بادنما انجام می گیرد این دستگاه که معمولا به صورت فلش فلزی ساخته می شود به طور غیر متقارن حول محور عمودی نصب شده و آزادانه می تواند در اثر وزش باد در راستای باد قرار گیرد.برای ایجاد تعادل نسبت به محور جرخش در طرف دیگر بازوی فلش صفحه یا وزنه ای نصب می شود که سطح صفحه نسبت به سطح فلش که در معرض باد قرار می گیردبزرگ تر می باشد.بدین جهت فلش هیچ وقت حرکت دورانی پیدا نمی کند بلکه با تغییر حجهت وزس باد خود را در سمتی قرار می دهد که باد از آن سمت می وزد.سرعت باد به وسیله دستگاهی به نام باد سنج اندازه گیری می شود.از متداول ترین باد سنج ها می توان بادسنج چرخشی را نام برد که گاهی اوقات آن را آنمومترفنجانی(CUPANEMOMETER) نیز می نامند. این باد سنج از سه یا چهار فنجان نیم کره ای که صفحات اقطاری آن عمودی و در امتداد شعاع ها با زاویه های مساوی در حول محور عمودی قرار گرفته اند تشکیل شده است.پس از گذشت زمان و تحقیقات لازم بادسنج سه فنجانی نسبت به نوع چهار فنجانی برتری پیدا کرده و فنجانها به صورت مخروطی شکل در آمده اند.چون عملکرد نیروی باد در سطح داخلی بیشتر از سطح خارجی فنجان ها است لذا فنجان ها در اثر انرژی جنبشی باد به حرکت در آمده و در نتیجه سرعت دورانی بادسنج با سرعت خطی باد متعادل می گردد.چون سرعت دورانی بادسنج با سرعت خطی باد متناسب می باشد کافی است که سرعت دورانی بادسنج محاسبه شود تا سرعت باد حاصل شود.

۳- دماسنج

اندازه گیری میزان دمای هوای آزاد در مجاورت سطح زمین یا ارتفاعات بالای جو و تعیین دمای اعماق مختلف خاک و نیز سنجش دمای سطح خاک دریاچه ها و دریا ها و اقیانوس ها از نقطه نظر مطالعات هواشناسی و کشاورزی حایز اهمیت است. در هواشناسی منظور تز اندازه گیری دمای سطح زمین عبارت از اندازه گیری دمای هوای آزادی که در ارتفاع ۲۵/۱ الی ۲ متری سطح زمین جریان دارد می باشد.در ایستگاههای کشاورزی ممکن است دمای هوا را در سطوح مختلف اندازه گیری نمایند.بدین معنی که دیده بانی را از سطح زمین شروع کرده و در ارتفاعات مختلف تا سطح ۱۰ متری زمین ادامه می دهند.انتخاب ارتفاع ۱۰ متری بدان علت می باشد که اکثر گیاهان حداکثر تا این ارتفاع بالا می روند.این اندازه گیری یعنی تعیین درجه گرمی یا سردی هوا به وسیله دستگاهی به نام دماسنج TERMOMRTER انجام می گیرد.هرگز نباید دما یا درجه گرمی را با گرما اشتباه گرفت.زیرا دما یک کمیت نسبی و مقایسه ای است حال آن که گرما صورتی از انرژی می باشد.در ساختمان دماسنج ها از خواص فیزیکی اجسام مانند انبساط و انقباض و تغییر شکل و تغییر مقاومت الکتریکی که در اثر تغییرات دما حاصل می شود استفاده می نمایند.

انواع دماسنج ها

» دماسنج معمولی (استاندارد( Thermomete

این دماسنج یک لوله بسیار باریک شیشه ای مسدود است که در انتهای آن محفظه ای تعبیه و از جیوه یا الکل پر شده است. در داخل لوله دماسنج خلاء کامل وجود دارد. گرم و سرد شدن مخزن باعث گرم و سردشدن مایع درون مخزن شده و متعاقب آن باعث بالا و پایین رفتن مایع در داخل مخزن شیشه ای می شود، با مشاهده سطح مایع در داخل لوله دماسنج و قرائت عددی که روی بدنه شیشه نوشته شده است دمای هوا در آن لحظه مشخص می شود.

» دماسنج حداکثر (Max-Thermometer)

اغلب نیاز است علاوه بر دمای معمولی هوا حداکثر دمایی که در طول یک دوره معین مثلاً یک شبانه روز اتفاق افتاده است نیز اندازه گیری و تثبیت شود به این منظور از دماسنج حداکثر استفاده می کنند. این نوع دماسنج با یک تفاوت جزیی تقریبا مشابه دماسنج های معمولی است به این صورت که لوله مویین آن در محلی که به مخزن منتهی می شود بسیار باریک شده است. هنگامی که دما زیاد می شود جیوه داخل مخزن منبسط شده و نیروی حاصل می تواند باعث راندن جیوه از داخل مجرای باریک بالای مخزن به قسمت بالای لوله گردد به این ترتیب ارتفاع جیوه در داخل مخزن بالا می رود و با کاهش دما مایع داخل مخزن منقبض می شود ولی باریک بودن لوله از برگشت مایع به داخل مخزن جلوگیری می کند و سطح مایع در داخل لوله در محلی که بالاترین دمای قبلی اتفاق افتاده است باقی می ماند بنابراین سطح فوقانی جیوه نشان دهنده حداکثر دمای اتفاق افتاده است.

 

» دماسنج حداقل (Minimum Thermometer)

دماسنج های حداقل برای تثبیت پایین ترین دمای اتفاق افتاده در یک دوره معین به کار می رود دماسنج های حداقل مشابه دماسنج های معمولی است با این تفاوت که مایع داخل مخزن این نوع دماسنج به جای جیوه از مایعات رقیق تر مانند الکل استفاده می شود. به علاوه در داخل لوله مویین یک سوزن شیشه ای که دو سر آن گرد می باشد رها گردیده که به عنوان شاخص از آن استفاده می شود، وقتی دمای هوا کاهش می یابد با انقباض مایع سطح بالای الکل در داخل لوله مویین با اعمال نیروی کشش سطحی شاخص سوزنی را نیز به طرف پایین مخزن حرکت می دهد با افزایش دما مجدداً الکل در داخل لوله مویین از اطراف سوزن عبور کرده و به طرف بالا صعود می کند اما سوزن در پایین ترین محلی که قبلا در اثر کشش سطحی پایین آمده بود باقی می ماند.

بنابراین قسمت بالایی شاخص شیشه ای پایین ترین دمایی را که اتفاق افتاده است نشان می دهد در حالی که انتهای سطح الکل در بالای لوله دمای لحظه ای هوا را نشان می دهد.

۴- دمانگار

دمانگار یک وسیله کاملاً مکانیکی است و با استفاده از یک عنصر فلزی که انحنای آن با دما تغییر می کند ساخته شده است یک طرف عنصر فلزی حساس به تغییرات دما که دارای انحنا می باشد به بازوی اهرم طویل و متحرکی بسته شده است که این بازو ممکن است مستقیماً دما را از روی یک مقیاس ساده درجه بندی شده نشان دهد و یا اینکه انتهای بازو به یک قلم ثبات متصل گردد. با تغییر دمای هوا انحنای فلز تغییر می کند و این امر با توجه به نحوه تغییرات دما باعث انحراف قلم در انتهای بازوی مکانیکی به طرف بالا و پایین در روی کاغذ گراف می گردد و دماها ثبت می شوند.

۵- رطوبت سنج

در جو زمین علاوه بر هوای خشک همیشه مقداری به صورت بخار آب و قطرات ریز ابرو باران و تگرگ و بلورهای یخ و برف وجود دارد که منبع اصلی آنها اقیانوس ها و دریاها و دریاچه ها و رودخانه ها و توده های غلتان یخ و تنفس گیاهان می باشد.مقدار بخار آب موجو در جو معمولا کمتر از اندازه ای است که برای اشباع شدن هوا از بخار آب لازم است و میتوان گفت که مقدار متوسط بخار آب موجو در جو حدود ۶/۲ درصد وزنی و یا ۴ درصد حجم کل جو پایین است و اندازه گیری آن با روش های معمولی تقریبا غیر ممکن است.گر چه ادواتی که برای سنجش رطوبت جو به کار میروند به اندازه سایر ادوات اندازه گیری پارامترهای جوی مانند دماسنج و فشار سنج حساس نمی باشند ولی با استفاده از روش های صحیح و طرق خاص می توان خطای اندازه گیری را به حداقل ممکن کاهش داد.

۶- رطوبت نگار

دستگاهی است که منحنی نمایش تغییرات رطوبت نسبی هوا را به طور مداوم رسم می کند.

۷- باران سنج

ریزش های جوی که به صورت باران و برف و تگرگ و یا مخلوطی از برف و باران (SLEET) و شبنم انجام می گیرد بارندگی نامیده می شود. میزان بارندگی و نیز مقدار تبخیر از سطح آب و یا آبهای سطحس در تعیین میزان ذخایر آب های سطحی و زیر زمینی اهمیت زیادی دارد اندازه گیری مقدار بارندگی در تمام سطح کره زمین به علت نداشتن یک شبکه کامل ایستگاههای باران سنجی به طور دقیق امکان پذیر نیست.در سرویس های هواشناسی منظور از تعیین میزان بارندگی عبارت از جمع مقادیر بارندگی مایع و معادل مایع هر بارندگی جامد از قبیل برف و تگرگ بر حسب ارتفاع می باشد.بنابراین تمام بارندگی ها بایستی به طور دقیق و روشن اندازه گیری شود.مقادیر مذکور ترجیحا بر حسب میلی متر اندازه گیری شده و دقت عمل در اندازه گیری های روزانه ۰/۱mm ئ در اندازه گیری های هفتگی و ماهیانه ۱mm می باشد.مقدار ریزش برف بر حسب سانتی متراندازه گیری می شود.با تقریب می توان گفت که ۱cm از برف تازه معادل ۱mm باران می باشد.مع الوصف نسبت مذکور به غمق و نوع برف بستگی دارد.در بعضی از کشورها مقدار بارندگی و عمق برف بر حسب اینچ و اجزل آن اندازه گیری می شود.برای تبدیل واحدهای مذکور به یکدیگر از رابطه زیر استفاده می شود:

۱ INCH = 2.54cm = 25.4mm

سا ده ترین و متداول ترین روش اندازه گیری ریزش باران استفاده از باران سنج(RAINGAUGE) می باشد .این دستگاه از قسمتهای مختلف تشکیل شده است .یک قسمت آن از یک قیف با طرح مخصوص ساخته شده که دارای لبه تیزی است.قسمت دیگر آن(لوله باران سنج) استوانه شکل بوده که آب باران به وسیله قیف مذکور به داخل آن هدایت می شود.استوانه فلزی و پایه نگهدارنده از اجزا تشکیل دهنده ای دستگاه می باشد.قطر دهانه قیف باران سنج ها مشخص بوده و بین ۱۰-۲۰cm انتخاب می شود.قطر دهانه قیف و لوله باران سنج ها طوری انتخاب می شود که سطح مقطع دهانع قیف نسبت مشخص با سطح مقطع لوله باران سنج داشته باشد.هر یک از کشورها قطر مشخصی برای دهانه باران سنج های شبکه هواسناسی خود انتخاب کرده اند.در ایران قطر دهانه باران سنج ها ۸ اینچ انتخاب گردیده است.

۸- باران نگار

دستگاهی است که علاوه بر ثبت دائم میزان ریزش باران ، زمان شروع و پایان بارندگی و نیز تغییرات شدت باران را نشان می دهد.

۹- تشعشع سنج

دستگاهی است که میزان تابش کلی خورشید ، تابش مستقیم و تابش زمینی را اندازه گیری می کند.

۱۰- تشعشع نگار

دستگاهی است که میزان تشعشع ورودی به زمین و تشعشع خروجی را به صورت نمودار رسم می کند.

۱۱-فشارسنج (بارومتر)

دستگاهی است که فشار هوا را بر حسب میلی بار اندازه گیری می کند.

۱۲- فشارنگار

دستگاهی است که مقدار تغییرات فشار جو را به طور مداوم ثبت می نماید.

۱۳-آفتاب نگار

خورشید یکی از منابع اصلی و بزرگ برای کره خاکی بوده و به طور مستقیم و یا غیر مستقیم روی فعل و انفعالات و پدیده های فیزیکی آن موثر می باشد.تابش خورشید در رشد نباتات و زندگی انسان و حیوانات رل بسیار مهمی داشته و در کشاورزی و صنعت به وجود نور بیش از پیش احتیاج پیدا می شود.در سازمان های مختلف هواشناسی جهان از جمله شبکه هواشناسی کشور ما معمولا از دو نوع وسیله برای اندازه گیری تابش خورشیدی استفاده می شود.دسته اول آن از سری دستگاههایی می باشند که فقط مدت تابش خورشید را ثبت می کنند و به نام آفتاب نگار (SUNSHINE RECORDER) معروفند.دسته دوم دستگاههایی هستند که مقدار شدت تشعشع خورشید را اندازه گیری و ثبت می کنند که به تشعشع سنج معروفند.

» فشار سنج

جو زمین به علت وزنش فشاری بر روی سطح زمین و سایر سطوحی که در آن غوطه ور هستند وارد میکند.گر چه جو زمین قابل رویت نیست با وجود این از ماده تشکیل شده است و به همین جهت دارای جرم (MASS) می باشد.عاملی که جو را در اطراف زمین نگه می دارد نیروی جادبه زمین است. وزن جو به علت نیروی جاذبه زمین بوده که اتمها و مولکوتهای تشکیل دهنده جو را به طرف خود می کشد.بنابراین می توان گفت که فشار جو برابر وزن ستون عمودی از هوا با سطح مقطع واحد می باشد که از سطح زمین تا بالاترین حد جو ادامه دارد و معادله ابعادی آن به صورت P=L^-1MT^-2 می باشد.

به طور کلی سه روش جهت اندازه گیری فشار جو وجود دارد دقیق ترین روش استفاده از فشارسنج های جیوه ای (MERCURY BAROMETERS) می باشد که از خاصیت صعود و نزول جیوه داخل لوله فشارسنج استفاده می شود.هنگامی که فشار جو تغییر می کند سطح جیوه داخل مخزن فشار سنج تحت تاثیر تغییرات فوق قرار گرفته و جیوه داخل لوله فشارسنج پس از تبدیل به شریاط استاندارد فشار جو را به دست می دهد.روش دیگر اندازه گیری فشار سنج استفاده از فشارسنج های الاستیک (ارتجاعی) (ELASTIC BAROMETERS) می باشد.عنصر حساس این نوع فشار سنج ها محفظه خالی از هوا (آنروِیید)بوده که تغییرات فشار جو سبب انبساط یا انقباض آنرویید می گردد.در نتیجه با ثابت شدن یک سر آنرویید به بدنه دستگاه تغییرات ایجاد شده به سردیگر آن که به عقربه ای متصل است منتقل گسته و عقربه بر روی صفحه ای که به واحد فشار درجه بندی شده است فشار جو را نشان می دهدو بالاخره سومین روش اندازه گیری فشار جو استفاده از نقطه جوش یک مایع مثل آب به کمک دستگاهی به نام هیپسومتر(HYPSOMETER) می باشد.از آنجاییکه نقطه جوش یک مایع تابع فشاری است که در تحت آن فشار می جوشد لذانقطه جوش مایع می تواند در تعیین فشار جوی به کار رود.مایعی که معمولا به کار می رود آب خالص می باشد و مقدار حقیقی که اندازه گیری می شود درجه حرارت بخاری است که بلافاصله در سطح آزاد مایع در حال جش قرار دارد.

 

 

 

پاسخ ترک