اگاهی از هواشناسي برای یک پرواز خوب

devil-man · 27-12-2010, 05:20 PM

هواشناسي

هوا

هوامخلوطي از گازها ميباشد و بالطبع مشخصات مخصوص يك گاز همانند فشار ، حرارت ، تراكم و غيره را داراست . گازهاي اصلي هوا نيتروژن(78%) و اكسيژن(21%) هستند . 1% باقيمانده را گازهايي مثل ارگون ، بخارآب ، ئيدروژن ، اوزون و گازهاي ديگر با مقادير متفاوت تشكيل ميدهند . در مطالعات هواشناسي از تمامي گازهايي كه هوا را تشكيل ميدهند ، بخار آب از اهميت بيشتري برخوردار است . ذرات معلق در هوا نيز نقش مهمي در حركات اتمسفر بازي ميكنند .

اتمسفر

هوايي كه زمين را احاطه كرده است اتمسفر ناميده ميشود . اتمسفر نسبت به حرارتش به چندين لايه تقسيم ميشود . ضخامت كلي اتمسفر حدود پانصد كيلومتر است ، هرچند تا ارتفاع دو هزار كيلومتري از سطح زمين نيز ميتوانيم مولوكولهايي از هوا را بيابيم . نخستين لايه اتمسفر از پائين تروپوسفر نام دارد . ضخامت آن بين پنج تا بيست و پنج كيلومتر است كه اين ميزان نسبت به فصل و عرض جغرافيايي متغير است . نكته مهم در مورد تروپوسفر نگهداري 75% از هواي اتمسفر در خود و تنظيم حرارت روز وشب است . تمام مسائل هواشناسي كه براي پرواز ما مهم است در تروپوسفر رخ ميدهد . لذا از ذكر ديگر لايه ها خوداري ميكنيم .

جريان كلي

خورشيد زمين را گرم ميكند . ولي اشعه آن با زواياي مختلفي به هر كدام از نقاط جغرافيايي ميتابد . همين امر باعث اختلاف دما ميگردد . براي مثال ميتوان به منطقه استوايي اشاره كرد . هوايي كه در تماس با زمين گرم شده ، شروع به مخلوط شدن با هواي مجاورش ميكند . البته نه مثل آب و شكر بلكه همانند آب و روغن و تا وقتيكه درجه حرارت و فشار يكنواخت نشده اين اختلاط پايان نمي پذيرد . اين هوا با بالا رفتن و مخلوط شدن با هوايي كه آنرا احاطه كرده سرد ميشود (حركت عمودي) . ولي هنگاميكه در محدوده تروپوسفر هواي اضافي وجود دارد ، بطرف قطبها حركت كرده و بطرف عرضهاي بالاتر ميرود (حركت افقي) .

ADVECTION حركت افقي
CONVECTION حركت عمودي

قبل از رسيدن به قطبها ، هوا به حدي سرد شده كه باعث افزايش وزن آن ميشود و بطرف سطح زمين نزول ميكند . قسمتي از اين هوا از سطح بطرف كمربند استوايي برميگردد كه اين باد اليسيو ناميده ميشود . قسمت ديگري از سطح درياها به راه خود بطرف قطب ادامه ميدهد . در حقيقت اين سلول بزرگ جريان عمومي است . اين سلول بزرگ در هر دو نيمكره بطور متقارن تكرار ميشود . محور اين تقارن در زير مدار استوا قرار دارد كه وضعيت اين محور در فصول مختلف تغيير ميكند . هوايي كه بطرف قطب ميرود بعلت عبور از سطح درياها از رطوبت انباشته ميشود . هوايي كه در قطبها وجود دارد سرد و خشك است و بعلت سنگيني بيش از حد شروع به نزول بطرف قسمتهاي معتدل ميكند .

در اين مسير با هوايي كه از عرضهاي مياني بالا ميرود روبرو ميشود . اين دو هوا با ماهيت كاملاً متفاوت : هواي قطبي (سرد وخشك) و هواي معتدل (گرم و مرطوب) ، يك سيستم پيچيده "رودررويي" يا تقابل را بوجود مياورند . اين تقابل جبهه قطبي ناميده ميشود . اين جبهه باعث شكل گرفتن كمربندي بدور مدار 30 درجه در هر دو نيمكره ميگردد . موقعيت اين كمربند در هر فصل سال متغير و نماي آن هميشه نامنظم و موجدار است .

هواي گرم استوايي كه صعود ميكند ، يك خلاء نسبي كوچك بوجود مياورد . در اين هنگام هواي جنبي مدار 45 درجه سعي در پر كردن سريع آن مي نمايد . هنگاميكه در اين عرض جغرافيايي با انباشته شدن بيش از حد هوا فشار زيادي پديد ميايد ، اين جريان هوا بطرف مناطقي با فشار كمتر رانده ميشود . در جريان عمومي در هر دو نيمكره ، سه سلول بزرگ كنوكتيو (حركت عمودي ) بسيار متفاوت وجود دارد . درون آنها نيز سلولهاي كوچكتري وجود دارد . اگر از ميزان اين حركات بكاهيم ، ميتوانيم به سلول كنوكتيوي برسيم كه درون يك اطاق بوجود ميايد . اگر در گوشه ايي از اطاق يك بخاري ( استوا ) و گوشه ديگري را در تاريكي ( قطب ) قرار دهيم ، هوا از روي بخاري بالا رفته و از گوشه تاريك پائين ميايد و دوباره بطرف بخاري مكيده ميشود .

اين جريان بسيار ساده ميشد اگر زمين نميچرخيد . ولي زمين ميچرخد و بهمين دليل هوايي كه از قطب بطرف استوا ميرود ، بخاطر چرخش از غرب به شرق كره زمين ، از پتانسيل سرعتش كاسته ميشود . ولي چون انرژي از بين نميرود نتيجه آن انحراف مسير بطرف راست در نيمكره شمالي است . اين حالت شبيه پياده شدن از يك اتوبوس در حال حركت است و به آن كوريوليس ميگويند .

جريان واقعي

اگر به تمامي حركات هوا (بادها) بدون در نظر گرفتن بالا و يا پائين رفتن آن در عرضها نيروي كوريوليس را اضافه كنيم ، بادي خواهيم داشت كه به دور مراكز فشار ميچرخد (كم فشار و پر فشار) . بطوريكه از مراكز پر فشار دور شده و به مراكز كم فشار نزديك ميشود . اگر زمين نميچرخيد بادها در يك خط مستقيم حركت ميكردند . ولي دايره هايي را همانند گردبادها تشكيل ميدهند كه با ابرهايي كه اين حركات هوا را همراهي ميكنند از يك ماهواره يا كره ماه بخوبي قابل رويت است .

مراكز فشار

درون يك مركز پر فشار ، توده هوا سنگينتر است و به همين جهت به سختي حركت ميكند . با دور شدن از آن فشار كاهش و باد كه بدور محور مركز پر فشار ميچرخد و هميشه در حال دور شدن از آن و رفتن به طرف مراكز كم فشار است ظاهر ميشود .

ريشه مراكز پر فشار را بايد در نزول هوا از لايه هاي بالاتر بخاطر سنگيني و تراكم آن و يا سرماي شديد در سطح همانند سيبري جستجو كرد . مراكز كم فشار ميتوانند ريشه هاي متفاوتي داشته باشند . تشكيل آنها در جبهه قطبي به جهت اصطكاك و موجدار شدن جبهه از آن جمله اند ( مدار 45 درجه ) . در تابستان و در طول روزهايي با تابش شديد ، ميتواند يك منطقه كم فشار يا ترمال پائين با ريشه محلي به جهت صعود كلي يك توده هوا روي يك منطقه قاره ايي بوجود آيد .

مراكز كم فشار پائيزي مديترانه نيز ريشه ايي مشابه ترمال پائين دارند ، هرچند كه عامل گرم شدن توده هوا اينبار آب درياست كه بر عكس سطح قاره كه بسيار سرد شده در پائيز هنوز گرم است .

آخرين نوع مركز كم فشار كه قابل توجه است ، طوفانها و گردبادهاي استوايي ميباشد . اين مراكز كم فشار عميق در حواشي استوا متولد ، بزرگ و نابود ميشوند . اهميت آنها به لحاظ شدت و نيروي بادها و همچنين بارانهاي سيل آسايي است كه آنها را همراهي ميكند .

براي ارزيابي اندازه و اهميت مراكز فشار بايد چندين عامل را در نظر گرفت . فشار هوا اولين آنهاست . بديهي است هر چه فشار كمتري در مركز وجود داشته باشد آنرا فعالتر و عميق تر ميشمارند .

فشار را با ميليمتر مركوري ، هكتوپاسكال يا ميلي بار اندازه ميگيرند . در سطح دريا ميانگين فشار 760 ميليمتر مركوري ، 1013 ميلي بار يا هكتوپاسكال است . 10 ميلي بار كاهش نمايانگر يك منطقه كم فشار نسبي است . اين اختلاف اندك فشار اجازه طبقه بندي آنرا بعنوان يك مركز كم فشار نميدهد . با فشارهاي كمتر از 1000 ميلي بار ديگر ميتوان در مورد مراكز كم فشار صحبت كرد .

اگر فشار تا 950 ميلي بار پائين بيايد با يك طوفان يا گردباد خيلي عميق روبرو هستيم . چنانچه ميبينيد ، كاهش فشار ميتواند كمتر يا بيشتر باشد ولي در چه مسافتي اين ميلي بارها كاهش ميابند ؟

اگر تغيير فشار در يك منطقه و فضاي كوچك انجام شود ، به آن " گرادينت فشار بزرگ " ميگويند . اگر فشار طي مسافتي زياد اندكي تغيير كند به آن " گرادينت فشار كوچك " ميگويند .

باد از مراكز پر فشار بطرف مراكز كم فشار ميرود . بعلت حالت كوريوليس چرخيده و سرعت آن بستگي مستقيم به شدت گرادينت فشار دارد . بدين ترتيب بايد گفت : با گرادينت بيشتر باد بيشتر و بالعكس خواهيم داشت . در نقشه هاي هواشناسي ، تمامي نقاطي كه فشار يكساني دارند را با خطهاي " ايزوبار " بهم متصل ميكنند . با نگاه كردن به موقعيت اين ايزوبارها ، ميتوان مراكز فشار را شناسائي و شدت و جهت بادها را تصور نمود . بادها بصورت موازي با خطهاي ايزوبار حركت ميكند . باد هنگام دور شدن از مركز پر فشار بسمت خارج خطها و هنگام نزديك شدن به مركز كم فشار بطرف داخل خطهاي ايزوبار كشيده ميشود .

جهت وشدت باد را تركيبي از نيروهاي گريز از مركز ، حالت كوريوليس و گرادينت فشار مشخص ميكنند . يك روش عمومي و تخميني براي ارزيابي سرعت باد وجود دارد : در نظر گرفتن فاصله خطهاي ايزوبار ، هر چه اين خطها بهم نزديكتر باشند باد شديدتر ميوزد . در حقيقت اين تخمينها تاثيرات جغرافيايي را همچون حضور موانع طبيعي و مسائل هواشناسي محلي مانند بادهاي محلي ، برخورد آنها و غيره را در نظر نميگيرند . عواملي كه ميتوانند باعث افزايش يا قطع باد ژئوستروفيك (سيستم) شوند . اگر عوامل محلي را در نظر نگيريم ، يك روش براي دانستن موقعيت مراكز فشار بدون داشتن نقشه هواشناسي سطح وجود دارد . همانطور كه ميدانيد بعلت حالت كوريوليس ، باد در جهت عقربه هاي ساعت بدور مراكز پر فشار و بر خلاف جهت ساعت بدور مراكز كم فشار ميچرخد . اگر رو به باد بايستيم پر فشارها در سمت چپ و كم فشارها در سمت راست قرار ميگيرند . اين يك روش ساده و كم دقت است ولي اغلب درست از آب در ميايد .

جبهه قطبي

قبلاً وجود جبهه ايي كه در آن توده هاي هواي قطبي و استوايي با هم برخورد ميكنند را ذكر كرديم . ولي بايد بدانيد كه بدليل حالت كوريوليس اين برخورد مستقيم نيست بلكه مورب است . بدين ترتيب حركت جريان معتدل و گرم بطرف شمالشرقي و سردو خشك بسمت جنوبغربي ميباشد .

بين اين دو جريان يك منطقه اصطكاك پديد ميايد كه با توجه به مطالب ذكر شده از فشار آن كاسته و مواج ميگردد . به دور اين مركز ، هوا شروع به چرخش بر خلاف جهت عقربه هاي ساعت ميكند و دو حالت كاملاً مشخص نمايان ميشود : يكي هواي معتدل و مرطوب (گرم) كه از جلوي مركز كم فشاري كه در حال تشكيل است جبهه را بطرف بالا ميراند . ديگري هواي سرد و خشكي كه از پشت مركز كم فشار آنرا بطرف پائين ميراند .

از اين لحظه به بعد ، جبهه قطبي داراي دو شخصيت است : يكي جبهه قطبي گرم (جبهه گرم) جائيكه هواي گرم ليز خورده و هواي سرد را هل ميدهد و ديگري جبهه قطبي سرد (جبهه سرد) جائيكه هواي سرد سنگين بشدت هواي گرم را بلند كرده و هل ميدهد .

موقعيت در هر دو نيمكره متقارن است . در تمام طول جبهه قطبي ميتوان چندين مركز كم فشار و جبهه هاي پيوسته به آنرا در مراحل مختلف رشد بطور همزمان مشاهده كرد .

جبهه گرم

هواي گرم كه سبك است صعود كرده و روي هواي سرد پيشروي ميكند . اين حركت افقي در طول چند صد كيلومتر بوقوع مي پيوندد . نشانه جبهه گرم ابرهاي نوع استراتوس است . اين ابرها نسبت به ارتفاع و فاصله شان حضور جبهه در سطح را مشخص ميكنند . اين جبهه حضور زودرس خود را در حاليكه بطرف موقعيت بيننده پيش ميرود اعلام ميكند . اين جبهه شيب بسيار كمي دارد ، بدين ترتيب صعود هواي گرم بسيار آهسته و در طول مسافت زيادي صورت ميگيرد . اين مسئله باعث ايجاد مناطق بزرگ اصطكاك ميگردد .

ابرهاي بخصوصي كه از اين اصطكاك بين توده هواي گرم فوقاني و سرد زيرين بوجود ميايند بخوبي و از مسافتي دور قابل رويت است . اين ابرها عبارتند از : سيروس ، سيرواستراتوس ، التواستراتوس ، التوكومولوس و نيمبو استراتوس
قابل توجه اينكه سرعت پيشروي اين جبهه بسيار كم است و ميانگين سرعت آن حدود 30 كيلومتر در ساعت ميباشد .

جبهه سرد

قطب متضاد جبهه گرم است . يك قطع ناگهاني هواي سرد و خشك سنگين نزول كرده و هواي گرم و مرطوب معتدل قسمت گرم مركز كم فشار را بشدت به طرف بالا ميراند . اين صعود اجباري هواي گرم نيز ابرهاي مشخصي را بوجود مياورد . اين ابرها عبارتند از : كومولوس و كومولونيمبوس كه متشكل از توده هاي ابري بزرگي هستند كه تشكيل قلعه ها و برجهايي را ميدهند كه تا سطوح بسيار بالاي تروپوسفر صعود ميكنند .

اگر جبهه سرد منظم باشد ، ميتواند با يك خط از ابرهاي طوفاني درست روي محور پيشروي مشخص شود . جبهه سرد صدها كيلومتر قبل از رسيدنش اطلاع نميدهد و حضور آن ناگهاني و غيره منتظره است . سرعت پيشروي آن ميتواند به 50 كيلومتر در ساعت برسد و واضح است كه فعاليت و شدت حركاتش باعث تغير ناگهاني در شدت و جهت باد ميشود .

قبل از اينكه جبهه سرد بگذرد ، معمولاً باد از قسمت جنوبغربي ميوزد . در هنگام عبور جبهه ، باد شدت گرفته و بعلت حضور طوفانها جهت آن بسيار متغير است . بعد از عبور جبهه باد قوي شده و شروع به چرخش ميكند تا آنكه از قسمت شمالغربي بما ميرسد . سپس شاهد افزايش ناگهاني فشار و كاهش درجه حرارت خواهيم بود . نشانه واضح اينكه ، درون توده هواي بعد از جبهه سرد هستيم ، يعني پشت جبهه .

شيب اين جبهه بسيار زياد است . در صورت كاهش پيشروي ، جبهه سرد ميتواند خود را در محاصره هواي سردتري ببيند . سپس از روي آن گذشته و به روي توده گرم قبل از جبهه ميريزد . اين حالت بروز طوفانهاي شديد و ناپايداري عمومي و كلي را در منطقه بزرگي در جلوي جبهه باعث ميشود . ولي اگر بر عكس ، حركت قسمت عقب جبهه سرد بخاطر داشتن هوايي كه به سردي هواي جلوي جبهه نيست آهسته شود ، نزول هوا در پشت جبهه ظاهر ميشود . اين عامل باعث آرامتر شدن جبهه و محدود كردن فعاليت طوفاني آن ميشود .

27-12-2010, 05:20 PM	#1
devil-man (کاربر باتجربه) تاریخ عضویت: Nov 2010 نوشته ها: 133	اگاهی از هواشناسي برای یک پرواز خوب هواشناسي هوا هوامخلوطي از گازها ميباشد و بالطبع مشخصات مخصوص يك گاز همانند فشار ، حرارت ، تراكم و غيره را داراست . گازهاي اصلي هوا نيتروژن(78%) و اكسيژن(21%) هستند . 1% باقيمانده را گازهايي مثل ارگون ، بخارآب ، ئيدروژن ، اوزون و گازهاي ديگر با مقادير متفاوت تشكيل ميدهند . در مطالعات هواشناسي از تمامي گازهايي كه هوا را تشكيل ميدهند ، بخار آب از اهميت بيشتري برخوردار است . ذرات معلق در هوا نيز نقش مهمي در حركات اتمسفر بازي ميكنند . اتمسفر هوايي كه زمين را احاطه كرده است اتمسفر ناميده ميشود . اتمسفر نسبت به حرارتش به چندين لايه تقسيم ميشود . ضخامت كلي اتمسفر حدود پانصد كيلومتر است ، هرچند تا ارتفاع دو هزار كيلومتري از سطح زمين نيز ميتوانيم مولوكولهايي از هوا را بيابيم . نخستين لايه اتمسفر از پائين تروپوسفر نام دارد . ضخامت آن بين پنج تا بيست و پنج كيلومتر است كه اين ميزان نسبت به فصل و عرض جغرافيايي متغير است . نكته مهم در مورد تروپوسفر نگهداري 75% از هواي اتمسفر در خود و تنظيم حرارت روز وشب است . تمام مسائل هواشناسي كه براي پرواز ما مهم است در تروپوسفر رخ ميدهد . لذا از ذكر ديگر لايه ها خوداري ميكنيم . جريان كلي خورشيد زمين را گرم ميكند . ولي اشعه آن با زواياي مختلفي به هر كدام از نقاط جغرافيايي ميتابد . همين امر باعث اختلاف دما ميگردد . براي مثال ميتوان به منطقه استوايي اشاره كرد . هوايي كه در تماس با زمين گرم شده ، شروع به مخلوط شدن با هواي مجاورش ميكند . البته نه مثل آب و شكر بلكه همانند آب و روغن و تا وقتيكه درجه حرارت و فشار يكنواخت نشده اين اختلاط پايان نمي پذيرد . اين هوا با بالا رفتن و مخلوط شدن با هوايي كه آنرا احاطه كرده سرد ميشود (حركت عمودي) . ولي هنگاميكه در محدوده تروپوسفر هواي اضافي وجود دارد ، بطرف قطبها حركت كرده و بطرف عرضهاي بالاتر ميرود (حركت افقي) . ADVECTION حركت افقي CONVECTION حركت عمودي قبل از رسيدن به قطبها ، هوا به حدي سرد شده كه باعث افزايش وزن آن ميشود و بطرف سطح زمين نزول ميكند . قسمتي از اين هوا از سطح بطرف كمربند استوايي برميگردد كه اين باد اليسيو ناميده ميشود . قسمت ديگري از سطح درياها به راه خود بطرف قطب ادامه ميدهد . در حقيقت اين سلول بزرگ جريان عمومي است . اين سلول بزرگ در هر دو نيمكره بطور متقارن تكرار ميشود . محور اين تقارن در زير مدار استوا قرار دارد كه وضعيت اين محور در فصول مختلف تغيير ميكند . هوايي كه بطرف قطب ميرود بعلت عبور از سطح درياها از رطوبت انباشته ميشود . هوايي كه در قطبها وجود دارد سرد و خشك است و بعلت سنگيني بيش از حد شروع به نزول بطرف قسمتهاي معتدل ميكند . در اين مسير با هوايي كه از عرضهاي مياني بالا ميرود روبرو ميشود . اين دو هوا با ماهيت كاملاً متفاوت : هواي قطبي (سرد وخشك) و هواي معتدل (گرم و مرطوب) ، يك سيستم پيچيده "رودررويي" يا تقابل را بوجود مياورند . اين تقابل جبهه قطبي ناميده ميشود . اين جبهه باعث شكل گرفتن كمربندي بدور مدار 30 درجه در هر دو نيمكره ميگردد . موقعيت اين كمربند در هر فصل سال متغير و نماي آن هميشه نامنظم و موجدار است . هواي گرم استوايي كه صعود ميكند ، يك خلاء نسبي كوچك بوجود مياورد . در اين هنگام هواي جنبي مدار 45 درجه سعي در پر كردن سريع آن مي نمايد . هنگاميكه در اين عرض جغرافيايي با انباشته شدن بيش از حد هوا فشار زيادي پديد ميايد ، اين جريان هوا بطرف مناطقي با فشار كمتر رانده ميشود . در جريان عمومي در هر دو نيمكره ، سه سلول بزرگ كنوكتيو (حركت عمودي ) بسيار متفاوت وجود دارد . درون آنها نيز سلولهاي كوچكتري وجود دارد . اگر از ميزان اين حركات بكاهيم ، ميتوانيم به سلول كنوكتيوي برسيم كه درون يك اطاق بوجود ميايد . اگر در گوشه ايي از اطاق يك بخاري ( استوا ) و گوشه ديگري را در تاريكي ( قطب ) قرار دهيم ، هوا از روي بخاري بالا رفته و از گوشه تاريك پائين ميايد و دوباره بطرف بخاري مكيده ميشود . اين جريان بسيار ساده ميشد اگر زمين نميچرخيد . ولي زمين ميچرخد و بهمين دليل هوايي كه از قطب بطرف استوا ميرود ، بخاطر چرخش از غرب به شرق كره زمين ، از پتانسيل سرعتش كاسته ميشود . ولي چون انرژي از بين نميرود نتيجه آن انحراف مسير بطرف راست در نيمكره شمالي است . اين حالت شبيه پياده شدن از يك اتوبوس در حال حركت است و به آن كوريوليس ميگويند . جريان واقعي اگر به تمامي حركات هوا (بادها) بدون در نظر گرفتن بالا و يا پائين رفتن آن در عرضها نيروي كوريوليس را اضافه كنيم ، بادي خواهيم داشت كه به دور مراكز فشار ميچرخد (كم فشار و پر فشار) . بطوريكه از مراكز پر فشار دور شده و به مراكز كم فشار نزديك ميشود . اگر زمين نميچرخيد بادها در يك خط مستقيم حركت ميكردند . ولي دايره هايي را همانند گردبادها تشكيل ميدهند كه با ابرهايي كه اين حركات هوا را همراهي ميكنند از يك ماهواره يا كره ماه بخوبي قابل رويت است . مراكز فشار درون يك مركز پر فشار ، توده هوا سنگينتر است و به همين جهت به سختي حركت ميكند . با دور شدن از آن فشار كاهش و باد كه بدور محور مركز پر فشار ميچرخد و هميشه در حال دور شدن از آن و رفتن به طرف مراكز كم فشار است ظاهر ميشود . ريشه مراكز پر فشار را بايد در نزول هوا از لايه هاي بالاتر بخاطر سنگيني و تراكم آن و يا سرماي شديد در سطح همانند سيبري جستجو كرد . مراكز كم فشار ميتوانند ريشه هاي متفاوتي داشته باشند . تشكيل آنها در جبهه قطبي به جهت اصطكاك و موجدار شدن جبهه از آن جمله اند ( مدار 45 درجه ) . در تابستان و در طول روزهايي با تابش شديد ، ميتواند يك منطقه كم فشار يا ترمال پائين با ريشه محلي به جهت صعود كلي يك توده هوا روي يك منطقه قاره ايي بوجود آيد . مراكز كم فشار پائيزي مديترانه نيز ريشه ايي مشابه ترمال پائين دارند ، هرچند كه عامل گرم شدن توده هوا اينبار آب درياست كه بر عكس سطح قاره كه بسيار سرد شده در پائيز هنوز گرم است . آخرين نوع مركز كم فشار كه قابل توجه است ، طوفانها و گردبادهاي استوايي ميباشد . اين مراكز كم فشار عميق در حواشي استوا متولد ، بزرگ و نابود ميشوند . اهميت آنها به لحاظ شدت و نيروي بادها و همچنين بارانهاي سيل آسايي است كه آنها را همراهي ميكند . براي ارزيابي اندازه و اهميت مراكز فشار بايد چندين عامل را در نظر گرفت . فشار هوا اولين آنهاست . بديهي است هر چه فشار كمتري در مركز وجود داشته باشد آنرا فعالتر و عميق تر ميشمارند . فشار را با ميليمتر مركوري ، هكتوپاسكال يا ميلي بار اندازه ميگيرند . در سطح دريا ميانگين فشار 760 ميليمتر مركوري ، 1013 ميلي بار يا هكتوپاسكال است . 10 ميلي بار كاهش نمايانگر يك منطقه كم فشار نسبي است . اين اختلاف اندك فشار اجازه طبقه بندي آنرا بعنوان يك مركز كم فشار نميدهد . با فشارهاي كمتر از 1000 ميلي بار ديگر ميتوان در مورد مراكز كم فشار صحبت كرد . اگر فشار تا 950 ميلي بار پائين بيايد با يك طوفان يا گردباد خيلي عميق روبرو هستيم . چنانچه ميبينيد ، كاهش فشار ميتواند كمتر يا بيشتر باشد ولي در چه مسافتي اين ميلي بارها كاهش ميابند ؟ اگر تغيير فشار در يك منطقه و فضاي كوچك انجام شود ، به آن " گرادينت فشار بزرگ " ميگويند . اگر فشار طي مسافتي زياد اندكي تغيير كند به آن " گرادينت فشار كوچك " ميگويند . باد از مراكز پر فشار بطرف مراكز كم فشار ميرود . بعلت حالت كوريوليس چرخيده و سرعت آن بستگي مستقيم به شدت گرادينت فشار دارد . بدين ترتيب بايد گفت : با گرادينت بيشتر باد بيشتر و بالعكس خواهيم داشت . در نقشه هاي هواشناسي ، تمامي نقاطي كه فشار يكساني دارند را با خطهاي " ايزوبار " بهم متصل ميكنند . با نگاه كردن به موقعيت اين ايزوبارها ، ميتوان مراكز فشار را شناسائي و شدت و جهت بادها را تصور نمود . بادها بصورت موازي با خطهاي ايزوبار حركت ميكند . باد هنگام دور شدن از مركز پر فشار بسمت خارج خطها و هنگام نزديك شدن به مركز كم فشار بطرف داخل خطهاي ايزوبار كشيده ميشود . جهت وشدت باد را تركيبي از نيروهاي گريز از مركز ، حالت كوريوليس و گرادينت فشار مشخص ميكنند . يك روش عمومي و تخميني براي ارزيابي سرعت باد وجود دارد : در نظر گرفتن فاصله خطهاي ايزوبار ، هر چه اين خطها بهم نزديكتر باشند باد شديدتر ميوزد . در حقيقت اين تخمينها تاثيرات جغرافيايي را همچون حضور موانع طبيعي و مسائل هواشناسي محلي مانند بادهاي محلي ، برخورد آنها و غيره را در نظر نميگيرند . عواملي كه ميتوانند باعث افزايش يا قطع باد ژئوستروفيك (سيستم) شوند . اگر عوامل محلي را در نظر نگيريم ، يك روش براي دانستن موقعيت مراكز فشار بدون داشتن نقشه هواشناسي سطح وجود دارد . همانطور كه ميدانيد بعلت حالت كوريوليس ، باد در جهت عقربه هاي ساعت بدور مراكز پر فشار و بر خلاف جهت ساعت بدور مراكز كم فشار ميچرخد . اگر رو به باد بايستيم پر فشارها در سمت چپ و كم فشارها در سمت راست قرار ميگيرند . اين يك روش ساده و كم دقت است ولي اغلب درست از آب در ميايد . جبهه قطبي قبلاً وجود جبهه ايي كه در آن توده هاي هواي قطبي و استوايي با هم برخورد ميكنند را ذكر كرديم . ولي بايد بدانيد كه بدليل حالت كوريوليس اين برخورد مستقيم نيست بلكه مورب است . بدين ترتيب حركت جريان معتدل و گرم بطرف شمالشرقي و سردو خشك بسمت جنوبغربي ميباشد . بين اين دو جريان يك منطقه اصطكاك پديد ميايد كه با توجه به مطالب ذكر شده از فشار آن كاسته و مواج ميگردد . به دور اين مركز ، هوا شروع به چرخش بر خلاف جهت عقربه هاي ساعت ميكند و دو حالت كاملاً مشخص نمايان ميشود : يكي هواي معتدل و مرطوب (گرم) كه از جلوي مركز كم فشاري كه در حال تشكيل است جبهه را بطرف بالا ميراند . ديگري هواي سرد و خشكي كه از پشت مركز كم فشار آنرا بطرف پائين ميراند . از اين لحظه به بعد ، جبهه قطبي داراي دو شخصيت است : يكي جبهه قطبي گرم (جبهه گرم) جائيكه هواي گرم ليز خورده و هواي سرد را هل ميدهد و ديگري جبهه قطبي سرد (جبهه سرد) جائيكه هواي سرد سنگين بشدت هواي گرم را بلند كرده و هل ميدهد . موقعيت در هر دو نيمكره متقارن است . در تمام طول جبهه قطبي ميتوان چندين مركز كم فشار و جبهه هاي پيوسته به آنرا در مراحل مختلف رشد بطور همزمان مشاهده كرد . جبهه گرم هواي گرم كه سبك است صعود كرده و روي هواي سرد پيشروي ميكند . اين حركت افقي در طول چند صد كيلومتر بوقوع مي پيوندد . نشانه جبهه گرم ابرهاي نوع استراتوس است . اين ابرها نسبت به ارتفاع و فاصله شان حضور جبهه در سطح را مشخص ميكنند . اين جبهه حضور زودرس خود را در حاليكه بطرف موقعيت بيننده پيش ميرود اعلام ميكند . اين جبهه شيب بسيار كمي دارد ، بدين ترتيب صعود هواي گرم بسيار آهسته و در طول مسافت زيادي صورت ميگيرد . اين مسئله باعث ايجاد مناطق بزرگ اصطكاك ميگردد . ابرهاي بخصوصي كه از اين اصطكاك بين توده هواي گرم فوقاني و سرد زيرين بوجود ميايند بخوبي و از مسافتي دور قابل رويت است . اين ابرها عبارتند از : سيروس ، سيرواستراتوس ، التواستراتوس ، التوكومولوس و نيمبو استراتوس قابل توجه اينكه سرعت پيشروي اين جبهه بسيار كم است و ميانگين سرعت آن حدود 30 كيلومتر در ساعت ميباشد . جبهه سرد قطب متضاد جبهه گرم است . يك قطع ناگهاني هواي سرد و خشك سنگين نزول كرده و هواي گرم و مرطوب معتدل قسمت گرم مركز كم فشار را بشدت به طرف بالا ميراند . اين صعود اجباري هواي گرم نيز ابرهاي مشخصي را بوجود مياورد . اين ابرها عبارتند از : كومولوس و كومولونيمبوس كه متشكل از توده هاي ابري بزرگي هستند كه تشكيل قلعه ها و برجهايي را ميدهند كه تا سطوح بسيار بالاي تروپوسفر صعود ميكنند . اگر جبهه سرد منظم باشد ، ميتواند با يك خط از ابرهاي طوفاني درست روي محور پيشروي مشخص شود . جبهه سرد صدها كيلومتر قبل از رسيدنش اطلاع نميدهد و حضور آن ناگهاني و غيره منتظره است . سرعت پيشروي آن ميتواند به 50 كيلومتر در ساعت برسد و واضح است كه فعاليت و شدت حركاتش باعث تغير ناگهاني در شدت و جهت باد ميشود . قبل از اينكه جبهه سرد بگذرد ، معمولاً باد از قسمت جنوبغربي ميوزد . در هنگام عبور جبهه ، باد شدت گرفته و بعلت حضور طوفانها جهت آن بسيار متغير است . بعد از عبور جبهه باد قوي شده و شروع به چرخش ميكند تا آنكه از قسمت شمالغربي بما ميرسد . سپس شاهد افزايش ناگهاني فشار و كاهش درجه حرارت خواهيم بود . نشانه واضح اينكه ، درون توده هواي بعد از جبهه سرد هستيم ، يعني پشت جبهه . شيب اين جبهه بسيار زياد است . در صورت كاهش پيشروي ، جبهه سرد ميتواند خود را در محاصره هواي سردتري ببيند . سپس از روي آن گذشته و به روي توده گرم قبل از جبهه ميريزد . اين حالت بروز طوفانهاي شديد و ناپايداري عمومي و كلي را در منطقه بزرگي در جلوي جبهه باعث ميشود . ولي اگر بر عكس ، حركت قسمت عقب جبهه سرد بخاطر داشتن هوايي كه به سردي هواي جلوي جبهه نيست آهسته شود ، نزول هوا در پشت جبهه ظاهر ميشود . اين عامل باعث آرامتر شدن جبهه و محدود كردن فعاليت طوفاني آن ميشود .

کاربران در حال دیدن موضوع: 1 نفر (0 عضو و 1 مهمان)