آب موجود در جو

آب در سه حالت بخار ، ( بخار آب ) مایع ( قطرات آب ) وجامد ( بلورهی یخ ) در جو وجود دارد از این سه حالت ، تنها حالت بخار آن نامرئی است آب تحت شرایط خاصی از یک حالت به حالت دیگر تغییر پیدا می کند که برای هر کدام نام ویژه ای به کار گرفته می شود .

این تغییر حالتها ونامهای مربوط ، به شرح زیرند :
تبخیر : تغییر حالت از مایع به بخار
انجماد : تغییر حالت از مایع به جامد
تصعید : تغییر حالت از جامد به بخار

ذوب : تغییر حالت از جامد به مایع
میعان : تغییر حالت از بخار به مایع
نهشت : تغییر حالت از بخار به جامد
تغییر از حالت به مایع به بخار نیازمند نهان تبخیر است و برای تغییر از ح الت جامد به منایع به گرمای نهان ذوب نیاز داریم .هنگامی که تغییر حالت در جهت عکس صورت

گیرد ، گرمای نهان و ذوب آزاد می شوند وهمچنین برای تغییر حالت از جامد به بخار به گرمای نهان تصعی نیاز داریم که این گ رما در موقع نهشت آزاد می شود .
۴-۱ بخار آب
مقدار بخار آب موجود درجو بر حسب زمان و مکان متغیر است . مقدار واقعی بخار آب موجود دریک نمونه هوا ممکن است با عبارت مختلفی تعریف شود که از این قرارند .
۴-۱-۱ نسبت آمیزه رطوبت
به نسبت جرم بخار به جرم هوای خشک ( هوای بدون بخار آب ) اطلاق می شود وواحد آن گرم بر کیلوگرم است
۴-۱-۲ رطوبت مطلق
عبارت است از : نسبت جرم بخار آب به حجمی که توسط مخلوط بخار آب و هوا اشغال شده است واحد رطوبت مطلق گرم بر متر مکعب است .
۴-۱-۳ فشار بخار آب
عبارت است از فشار جزئی بخار آب موجود در جو این قسمتی از فشار کلی جو است و با واحد هکتو پاسکال اندازه گیری میشود .
ظرفیت پذیرش بخار آب در هوا ، با ازدیاد دما افزایش می یابد . در شکل ۴-۱ منحنی بیشترین اشباع ، پذیرش بخار آب در یک نمونه هوا را بر حسب دما نشان می دهد در این شکل فرض بر این است که نمونه اشباع شده در مجاورت سطح مسطحی از آب در تعادل قرار دارد . در شکل ۴-۱ محور قائم را می توان بر حسب آمیزه رطوبت رطوبت مطلق و یا فشار بخار آب مدرج کرد .

عبارت اشباع را هنگامی برای نمونه ای از هوا به کار می بریم که آن نمونه بیشترین مقدار بخار آب را در یک دمای خاصی در خود جای داده باشد ./ در شکل ۴-۱ توده هوای a با دمای ۲۵ و نسبت آمیزه رطوبت ۲۵/۲۱ اشباع است در این حالت نسبت آمیزه رطوبت را نسبت آمیزه رطوبت اشباع می نامند .
در هوای غیر اشباع C, b میزان کمتری بخار آب در مقایسه با حالت اشباع ان در یک دمای خاص وجود دارد . هر گا ه مقداربخار اب در نمونه هوا از حد اشباع آن در دمای مورد نظر بیشتر شده باشد و هوا را ابر اشباع d می نامند .

۴-۱-۴ رطوبت نسبی
چهارمین عبارتی که غالبا برای توضیح بخار آب موجود در هوا به کار گر فته می شود ، رطوبت نسبی RH است این کمیت عبارت است از : نسبت جرم بخار آب موجود در نمونه هوا در یک دمای خاص به مقدار بخار آب موجود در همین دما و درحالت اشباع این نسبت بر حسب درصد بیان می شود .
اندازه RH برای یک نمونه غیر اشباع همواره کمتر از ۱۰۰% است برای نمونه B در دمای ۲۰ نسبت ۱۰ به ۱۵ می باشد که RH آن ۷/۶۶% است برای نمونه c با نسبت ۵۷/۱ به ۲ RH مساوی با ۵/۸۷ % می شود . دراین جا باید یاد آوری شد که : اگر چه نمونه B دارای بخار آب بیشتری در مقایسه با نمونه C است ولی رطوبت نسبی آن کمتر از رطوبت نسبی نمونه C است .این نشان دهنده این مطلب است که رطوبت نسبی توسط دمای نمونه هوای کنترل می شود میزان بخار آب موجود در آن پارامتر کنترل کننده عمده نمی باشد .

با تغییر دمای نمونه هوا انازه RH تغییر می کند .اگر میزان بخار آب موجود در نمونه همچنین فشار ثابت نگه داشته شوند ودمای نمونه B به ۳۰ B2 افزایش داده شود آن گاه PH به ۳۷% کاهش می یابد بر عکس اگر دما به ۱۷۰ کاهش یابد RH (B3) به ۹۰ % افزایش می یابد
اندازه RH برای هوای اشباع A همواره ۱۰۰% است و برای هوای ابر اشباع D که ممکن است تحت شرایط خاصی در جو و جود داشته باشد همواره بیشتر از ۱۰۰% خواهد بود

تغییردر رطوبت نسبی تنها با تغییر دمای هوا صورت نمی پذیرد . می توان با افزایش موجودی بخار آب و کاهش دما به طور همزمان B- K به حالت اشباع دست یافت .

۴-۲ دمای نقطه شبنم
دمای نقطه شبنم دمایی است که اگر نمونه ای از هوا را ۰ با ثابت نگه داشتن موجودی بخار آب و فشار ) تا آن دما را پایین آوریم به حالت اشباع برسد .البته این مساله که درمجاورت سطح همواری از آب ( در حالت مایع آن ) صحت دارد بنابراین با توجه به شکل ۴-۱ نقطه شبنم نمونه B برابر با ۱۴ (B4) است . برای دماهای زیر صفر درجه سانتی گراد حالت اشباع نسبت به سطح همواری از یخ بیان می شود دمایی را که این شرایط برای نمونه ای از هوا با موجودی بخار آب معینی در آن وجود داشته باشد نقطه یخبندان می نامند . شکل ۴-۲ برای نمونه غیر اشباع ( E ) اندازه دمای نقطه یخبندان ( E1 ) اندازه دمای نقطه یخبندان E1 بزرگتر از دمای نقطه شبنم E2 است

۴-۳ تراکم
تراکم بخار آب در جو اغلب درنتیجه کاهش دمای هوا به زیر نقطه شبنم اتفاق می افتد در شکل ۴-۱ دمای B4 با نقطه شبنم ۱۴ تا ۱۰ B5 کاهش یافته و ابر اشباع می شود .

این وضعیت به ندرت پایدار می ماند زیرا مقداری از بخار آب در ابتدا متراکم شده ( B6 – B7 ) و باعث ادامه تراکم می شود ( B7 – B8 )
عمل تراکم در جو نیاز به حضور هسته تراکم دارد که ذرات بسیار ریز موجود در ( هواویزها ) این نقش را ایفا می کند .این ذرات د رغلظتهای مختلف بر اثر جریانهای طبیعی جو از قبلی فعالیت آتش فشانها ف جبابهای کوچک جدا شده از سطح دریا و ناشی از فرایندهای شیمیایی انجام شده در جو از زمین به هوا وارد می شوند کلروسدیم ( نمک طعام ) و ذرات اسید سولفوریک نمونه هایی از هسته های تراکم بوده که جاذب رطوبت می باشد . این هسته ها قسمتی از قطره های آب را تشکیل داده و باعث ادامه حضور این قطره ها در هوای اشباع می شوند . قطره های آب شکلهای مختلفی رادر جود دارند که این امر بستگی به جریانی داردکه طی آن دما کاهش یافته است ( فصل پنجم ) به طور نظری وجود یک توده هوا در دمایی پایین تر از نقطه شبنم و به صورت ابر اشباع امکان پذیر است مشروط به این که هسته تراکم در هوا وجود نداشته باشد

از آمیزش دو نمونه هوا با دما و رطوبت نسبی متفاوت شاید بتوان تراکم ایجاد کرد در شکل ۴-۳ از مخلوط کردن نمونه Q با رطوبت نسبی ۱۰۰% و نمونه P با رطوبت نسبی کنتر از ۱۰۰% نمونه M موجود بخار آب و دمای آن بین نمونه های Q,P قرار دارد به دست می آید همان گونه که ملاحظه می شود نمونه M در حالت ابر اشباع قرار داشته و درصورت وجود هسته تراکم صورت خواهد گرفت .

 

۴-۴ تبخیر
موجودی بخار آب جو از طریق تبخیر از سطح زمین و یا تصعید از سطوح یخی تامین می شود منابع آبی که تبخیر در آنها صورت می گیرد نه تنها شامل سطوح ازاد آبها مانند اقیانوسها ، دریاچه ها و رودخانه ها ، بلکه شامل : سطوح خاکی و پوششهای گیاهی نیز می شوند .
تبخیر به صورت آهنگی که ضخامتی از آب در مدتی معینی به بخار تبدیل می شود ، بیان می شود ( برای مثال میلی متر بر روز ) عمل تبخیر بر روی خشکی را تبخیر وتعرق می نامند زیرا تبخیر از روی خاک و تعرق گیاهان را شامل می شود آهنگ تبخیر به عوامل زیر بستگی دارد :

الف ) انرژی گرمای نهان وتبخیر مودر نیاز در اصل از محل انرژی خورشیدی جذب شده توسط سطح تامین می شود .

ب ) رطوبت نسبی درشکل ۴-۱ هنگامی که لایه هوا در تماس با سطح اشباع می شود A آهنگ تبخیر به صفر کاهش می یابد زیرا لایه هوای مذکور قدرت جذب رطوبت بیشتری را ندارد .
ج ) باد :هنگامی که هوای اشباع شده A توسط جریان هوا باد با هوای غیر اشباع B جایگزین می شود آهنگ تبخیر افزایش می یابد .همچنین هر گاه هوا در سطحی پس از رسیدن به حالت اشباع با هوای بالای آن بر اثر تلاطم جایگزین می شود عمل تبخیر ادامه می یابد .
د ) آب : ممکن است تمامی شرایط برای تبخیر مناسب باشد و به جز آب کافی در این صورت رسیدن به آهنگ تبخیر مورد نظر امکان پذیر نخواهد بود این گونه شرایط در بیابانها و یا در فصلهای خشک سال اتفاق می افتد .
در شکل ۴-۴ چگونگی توزیع میزان سالانه تبخیر در نواحی اقیانوسی نشان داده شده است . مناسب ترین شرایط برای تبخیر از نظر اب ، وجود انرژی و شرایط جوی در عرض این فرایند ۱۵ تا ۳۰ درجه ونامناسب ترین شرایط در نواحی قطبی یافت می شود نتیجه این فرایند انتقال انرژی از سطح زمین به جو می باشد .
۴-۵ تغییرات روزانه رطوبت نسبی
اندازه گیری ها نشان می دهد که رطوبت نسبی تغییراتی روزانه دارد به طوری که کمترین مقدار آن در بعد ازظهر و بیشترین در سپیده دم صبح اتفاق می افتد ( شکل ۴- ۵ ) این تغیرات روزانه به : طبیعت سطح ، فصل سال ، دمای هوا وموجودی بخار آب بستگی دارد .
اندازه این تغییرات عموما بر روی خشکی بزرگتر از اندازه آن بر روی دریاست .
اگر موجودی بخار آب در یک نمونه هوا ثابت بمانند ، رطوبت نسبی در طول روز با افزایش دما کاهش می یابد ( شکل ۴-۱ B – B2 ) در نتیجه رطوبت نسبی به کمترین حد می رسد که دمای هوا به بیشترین مقدار خود رسیده باشد ۰ فصل سوم در مقابل با کاهش دمای هوا رطوبت نسبی افزایش می یابد وممکن است تا میزان ۱۰۰% بالا رود و این صنعت تا یک ساعت بعد ازطلوع آفتاب باقی بماند .
با افزایش دمای هوا در طول روز هوا قادر به نگهداری بخار آب فزاینده خواهد بود در نتیجه در صورت وجود شرایط مساعد تبخیر صورت می گیرد به هر حال افزایش دمای هوا اثر بیشتری بر روی رطوبت نسبی دارد تا افزایش موجودی بخار آب هوا ، بنابراین در مجموع کاهش در میزان رطوبت نسبی در طول روز مشاهده خواهد شد .
اگر در طول دوره بعدی که کاهش دردمای هوا داریم به زیرنقطه شبنم برسیم ، رطوبت نسبی به مقدار ۱۰۰% باقی مانده وتراکم اتفاق می افتد ( شکل ۴-۱ موارد B5 B6 B7 B8 مثالهای بیان شده فقط در مورد سطوح وهوای بلافاصله بالای آن صدق می کنند . دراینجا یاد آور شد که برخی اوقات هوای منتقل شده از سایر نقاط به محل مورد نظر بی نظمیهایی را در تغییرات روزانه رطوبت نسبی ایجاد می کند شکل ۴-۶ تغییرات دما و رطوبت نسبی را برای یک روز بهاری نشان می دهد .

۴-۶ رطوبت سنجی
اندازه گیری رطوبت مطلق و نسبت آمیزه رطوبت به طور مستقیم بسیار مشکل و حتی در اغلب موارد غیر ممکن است ، اما با داشتن رطوبت نسبی می توان با استفاده از جدولها ومنحنیهای موجود آنها را محاسبه کرد .
وسایل گوناگونی جهت اندازه گیری رطوبت نسبی وجود دارد که از بین آنها به شرح رطوبت سنج سایکرومتر که اغلب از آن با نام دماسنج تر وخشک و یا رطوبت سنج میسن یاد می شود می پردازیم .

این دستگاه تشکیل شده است از دو دماسنج توسط یک غلاف پارچه ای از جنس نخ نازک همواره خیس نگه داشته می شود ( شکل ۷-۴ ) در نتیجه بر اثر عبور جریان هوا از روی مخزنهای این دو در صورتی که از بخار آب اشباع نشده باشد دماسنج تر دمای پایین تری را نسبت به دماسنج خشک نشان میدهد . یا به دست آوردن اختلاف این دو دما TD- TW که آن را تنزل دما می نامند و دمای محیط TD با استفاده از جدول ۴-۱ رطوبت نسبی را می تو.ان محاسبه نمود .
این رطوبت سنج با مشخصات ذکر شده دارای نوع دیگری نیز می باشد که رطوبت سنج چرخان موسوم است در این رطوبت سنج دماسنجهای تر وخشک درقابی جا سازی شده اند که می تواند حول یک محور گردش کند شکل ۴-۸ مخزن دماسنج در یک غلاف پارچه ای از جنس نخ نازک که توسط لوله ای به مزخنی از اب مقطر راه دارد قرار داده شده است .

اساس کار این دورطوبت سنج بدین شکل است که با عبور هوای اشباع شده از روی مخزن دماسنج تر آب از روی پارچه نخی تبخیر می شود به طوی که انرژی مورد نیاز خود ( گرمای نهان تبخیر ) را از هوای اطراف دریافت می کند با از دست دادن این انرژی دمای هوای اطراف کاهش یافته دما سنج تر دمای این هوا را نشان میدهد .

هر چه رطوبت نسب پایین تر باششد اختلاف دما زیادتر خواهد بود . برای حالتی که رطوبت نسبی ۱۰۰% است اختلاف دما صفر بوده و دو دماسنج تر وخشک عددی واحدی را می خوانند .

لازم به یاد آوری است که آهنگ تبخیر آب از دماسنج تر به سرعت جریان هوا بستگی دارد که حدود ۲ تا ۴ گروه ( حدود ۵/۰ متر بر ثانیه ) برای رطوبت سنج میسن و حداقل ۷ گروه برای رطوبت سنج چرخان می باشد بنابراین هر یک از این دو رطوبت سنج جدول جداگانه ای را لازم دارند .
باید یاد آور شد که اگر دماسنج تر عددی زیرصفر درجه سانتی گراد را بخواند باید پارچه دور مخزن آن را از یخ پوشیده شده باشد . در صورتیکه آب این پارچ ابر سرد یعنی به صورت مایع در دمای زیر صفر باشد لازم است که نخست آن را به یخ تبدیل کرد سپس جریان هوا روی آن عبور دارد .

اغلب برای محاسبه رطوبت نسبی نیاز به تعیین فشار جزئی بخار آب اشباع در محل می رود رابطه این فشار با افت دمای تر در فشار ۱۰۰۰ میلی بار در جدول ۴- ۲ داده شده است .

فصل ششم
بارندگی و مه
۶-۱ بارندگی
بارندگی عبارت است از نزول آب به صورت مایع یا جامد و یا ترکیبی از این دو بر روی زمین شکلهای اصلی بارندگی بدین شرح است :
الف ) نرمه باران : به دو قطرات آبی که قطره آنها بین تا ۵۰۰ باشد گفته می شود
ب ) باران : به قطرات آبی گفته می شود که قطر آنها از ۵۰۰ بیشتر باشد

ج ) برف : به بلور کوچک یخی و یا مجموعه بلورهای یخ گفته می شود
د ) برفابه : به مخلوطی از برف و باران گفته می شود
ه ) تگرگ : گلولهخ های یخی با اندازه های متفاوت است

۶-۲ تشکیل باران برف و تگرگ
قطره های آب تشکیل دهنده ابر دارای قطری در حدود۲۰ می باشد که در مقایسه با قطر قطره های نرمه باران ، بسیار کوچکترند تحقیقات نشان می دهد که افزایش در اندازه قطره ها توسط تراکم در داخل ابر صورت نمی پذیرد .درداخل ابری مملو از قطره های آب و دمایی بیشتر از صفر درجه سانتی گراد فرایند همامیزی رخ می دهد بزرگی یک قطره در ابر به طور مستقیم به بزرگی هسته تراکمی که میعان بر روی آن صورت می گیرد بستگی دارد .
یک قطه بزرگ در مقایسه با یک قطره کوچک سرعت سقوط بیشتری را داراست و در نتیجه امکان برخورد بیشتری با قطره های کوچکتر در مسیرش را داشته باعث به هم پیوستن این قطره ها و رشد آنها می شود ۰ فرایند همامیزی )

با رشد اندازه قطره ها ، سرعت حرکت آنها بیشتر شده و برخورد همامیزی بیشتر رخ می دهد و د ر نهایت زمانی که اندازه قطره به حدی برسد که سرعت سقوط آن از سرعت رو به بالای جریان هوا در ابر بیشترمی شود از ابر خارج شده به طرف زمین حرکت می کند بسته به میزان رطوبت نسبی هوا در زیر ابرها ممکن است قبل از رسیدن قطره به زمین اندازه قطره در اثر تبخیر کوچکتر و یا به کلی تبخیر شو .

ابرهایی که در آنها مراحل فوق جهت تشکیل باران رخ می دهد ابرهای گرم می نامند نوع ابر تعیین کننده نوع بارندگی است .برای مثال ، ابر پوشن نرمه باران تولید می کند در حالی که باراپوشن وکومه ای سان باران زا هستند ( شکل ۶- ۱ ) قطره های بارانی که از ابرهای کومه ای بارا تشکیل می شوند به علت بالا بودن غلظت قطره های آب در این ابرها و افزایش تعداد دفعات برخورد بسیار بزرگند این بدان علت است که قطره های کوچتکر با نیروی بالا بر به سمت بالا حرکت می کنند.

در یک ابر سرد قطره های آب ابر سردند . تشکیل بلورهای یخ از این قطره ها بستگی به حضور هسته انجماد دارد این هسته خود دارای ساختمانی بلوری مشابه بلور یخ است تعداد زیادی از این هسته ها از سطح زمین به جو فرستاده می شوندو هر نوع از آنها دارای دمای استانه ویژه ای است که زیر آن دما قطره های آب ابر سرد با تماس با این هسته ها منجمد خواهد شد .

یکی از هسته های مهم گلهای معدنی کائولینیت است که دمای آستانه آن است بعضی هسته ها از جنس ذرات سلولوز گیاهی دمای آستانه بیشتری دارد با کاهش دمای هوا انواع مختلف هسته ها فعال می شوند به طور ی که درد مای ۲۲ درجه سانتی گراد و زیر آن یک ابر به طور کامل از بلورهای یخ تشکیل می شود یک بلور یخ تازه توسط هوایی محاصره شده است ( شکل ۶-۲-۱ ) که نسبت به سطح آب اشباع شده و نسبت به سطح یخ به صورت ابر اشباع در آمده است . در نتیجه بخا ر آب به طور مستقیم جامد گشته ( نهشت )بر بزرگی یخ می افزاید به دنبال این اتفاق هوا نسبت به سطح افقی آب غیر اشباع شده ( شکل ۶-۲-۲ واندازه قطره های ابر سرد موجود به علت تبخیر کوچکتر می شود با تکرار این فرایند بلورها رشد می کنند

جریان هوای موجود در ابر ممکن است باعث شکستن بلورها شود که در نتیجه هر تکه آن تشکیل یک هسته جدید را داده و این امر باعث افزایش تعداد بلورها در داخل ابر می شود برخورد و چسبیدن بلورها به یک دیگر به خصوص در فاصله دمایی صفر تا پنج درجه زیر صفر باعث تشکیل پولکهای برف می شوند
وقتی که پولکهای برف آن قدر بزرگ شوند که سرعت سقوط آن بتواند بر نیروی بالابر حرکت هوا غلبه کند از سطح زیرین ابر خارج می شوند بارش برف زمانی رخ می دهد که دمای اطراف سطح بلورها زیر صفر باشد اگر این دما بین صفر و ۳ درجه باشد قسمتی از پولکهای برف ذوب شده بر فابه تولید می شود شکل ۶-۱
هرگاه بلور یخ به قسمت تحتانی ابر که دمای آن بیشتر از صفر درجه است سقوط کنت ذوب شده و قطره های آب را تشکیل می د هد که این به نوبه خود پس از برخورد و همامیزی با قطره های دیگر به صورت باران به زمین می رسد .این فرایند در ابرهای کومه ای و کومه ای بار اتفاق می افتد ( شکل ۶-۱ )

۶-۲-۱ تگرگ
بارش تگرگ همواره با ابر کومه ای بارا همواره بوده غالبا به شکل کروی با قطری بین ۵ تا ۵۰ میلی مرت و یا بیشتر می شود ساختار هر ذره از یک تعداد پوسته های همرکز که به صورت یک در میان شفاف و کدر میباشندتشکیل شده ( شکل ۶-۳ ) که این امر به دلیل غلظت هواتی به ترتیب کم و زیاد است
در یک ابر کومه ای بارا نیروی بالا بر قوی قطره های آب را تا قسمت بالای ابر که در آن این قطره ها منجمد می شود بالا می برد این ذرات هسته های تگرگ را تشکیل می دهند

هر یک از این ذرات در اثر برخورد و همامیزی با قطره های آب رشد می کند و بزرگ یم شوند .سپس این تگرگ رشد کرده سقوط می کند و اگر از ابر خارج نشود دوباره با نیروی بالا بر صعود می کند این رایند ممکن است برای چندین مرتبه تکرار شود تا زمانی که سرعت سقوط آن بتواند بر نیروی بالا بر غالب و از ابر خارج شود .

 

۶-۳ مشاهدات
عبارتی برای توضیح مشاهدات در رابطه با بارندگیها مورد استفاده قرار می گیرند که عبارتند از :
الف ) رگبار
این نوع بارش از ابرهای جابجا شونده و در مدت زمانی کوتاه صورت می
گیرد و به یکی از شکلهای باران ، برف – تگرگ – و یا برفا با شدتهای متفاوت دیده می وشد
ب ) بارش ناپیوسته : در ابرهای پوشن سان و در آخرین ساعت بارندگی به صورت ناپیوسته افتاق می افتد
ج ) بارش پیوسته : درابرهای پوشن سان برای حداقل یک ساعت و بصورت پیوسته رخ می دهد بارندگی خواه از ابر کومه ای سان وخواه از ابر پوشن سازن به سه دسته سبک ، متوسط ، و سنگین تقسیم بندی می شود هر یک از این سه نو ع در میزان بارندگی ای که در مدت یک ساعت اتفاق می افتد با یکدیگر تفاوت دارند میزان بارندگی بر حسب ضخامت ( میلی متر ) بیان می شود .

د ( رعد و برق : که نتیجه تخلیه الکتریکی بین دتو ابر و یا اب رو زمین می باشد و با نور صدای شدید همرا ه است /.همواره رگبار سنگین تگرگ و یا باران از ابر کومه ای بارا را پس از رعد و برق می توان دید هم زمان با این رخداد ، افزایش سرعت باد در سطح زمین افزایش فشار و کاهش دمای هوا را می توان انتظار داشت که این خود در اثر ایجاد یک نیروی پایین تر در نتیجه بارندگی است .

نرمه باران ممکن است در تماس با زمین و یا هر شی دیگری در الای آن منجمد شود که در این صورت به آن نرمه باران منجند و یا باران منجمت می گویند یخ تشکیل شده ، به این صورت بر روی سطح جاده ها را یخ شیشه ای و یا یخ سیاه می نامند این پدیده در دریا «یخش »و یا « رشد یخ » نامیده می شود .

۶-۴ قدرت دید
برای استفاده های هوا شناسی ، قدرت دید افقی ، برزگترین فاصله ای است ک از آن جزئیات یکی شی در رشونایی روز وبا چشم غیر مسلح به خوبی دیده می شود .در شب فرض بر این است که روشنایی شی به میزان روز افزایش داده می شود

در ایستگاه های اندازه گیری زمینی در روز از اشیاء در فاصله های معین و در شب از دید سنج استفاده می کنند در دریا به علت محدود بودن و جود اشیاء وعلائم تخمین قدیت دید اغلب مشکل است در نتیجه از تقریب بیشتری در مقیاس استفاده شده است ذرات جامد و یا مایع معلق در هوا قدرت دید را کاهش می دهند اگجر قدرت دید در حضور قطره های آب به کمتر از یک کیلومتر کاهش یابد وضعیت به وجود آمده را مه و اگر قدرت دید یک کیلومتر و یا بیشتر باشد به آن تنک مه می گویند .

اگر قدریت دید به علت حضور ذات جامد کاهش یابد وضعیت ایجاد شده را « غبار مه» می گویند در این وضعیت حد بالایی برای اندازه قدرت دید وجود ندارد هنگامی که گرد و غبار و خاک و شن به آسمان برخیرد ، باعث افت قدرت دید به کمتر از یک کیلومتر شده که به آن توفان گرد وغبار و یا توفان شن می گویند .

۶-۵ مه
مه به دلایلی متفاوت شکل می گیرد که نحوه تشکیل و مشخصات انواع به شرح زیر است :
۶-۵-۱ مه فرارفتی
این مه زمانی که توده هوای گرم با رطوبت نسبتا زیاد که به طور افقی ۰ فرارتفی ) بر روی سطحی خنک تر که دمای آن زیر نقطه شبنم این توده هواست حرکت کند شکل می گیرد هنگامی که بر اثر هدایت توام با آشفتگی تلاطم هوا تا زیر نقطه شبنم خنک شود بخار آب متراکم شده قطره های آب شرایط مه و یا غیار مه را ایجاد می کند .این نوع مه تحت شرایطی متنوع از سرعت باد شکل گرفته و دوام می یابد درجه تلاطم بیشترین ارتفاعی را که هوا سرد می شود تعیین می کند این ارتفاع با از یاد سرعت باد افزایش می یابد بنابراین گرادیان دمایی بین هوا و سطح به همراه میزان تلاطم احتمال تشکیل مه فرا رفتی را معین می سازد .
سرعتهای کم باد شرایط بهتری را مهیا می سازد البته با گرادیان دمایی شدیتر مه فراررفتی می تواند در بادهای شدید نیز ایجاد شود . در هر صورت در سرعتهای زیاد باد به همراه گرادیانهای دمایی کوچکتر تشکیل ابر پوشن با ارتفاع کم از احتمال بیشتری برخوردار است ، به این دلیل که آهنگ سرد شدن هوا توسط سطح کوچکتر بوده وتا ارتفاع زیادتری گسترش می یابد در این شرایط به طور معمول جو پایدار است ، زیرا خنک شدن هوا باعث کاهش ELR می شود یک مه فرارفتی دریایی که مه دریایی نامیده می شود در مواقع خاصی از سال رخ می دهد . درعرضهای جغرافیایی شمالی در سواحل نیوفاندلند و همچنین در محدوده شمالی اقیانوس ارام این نوع مه بخصوص در ماه جولای از شدت بیشتر برخوردار است . این هنگامی است که هوای گرم که از جنوب غربی و جنوب می وزد به ترتیب از روی آبهای سرد لابرادور و اویوشیو و یا آلوتیان عبور کند .

مه دریای بر روی این مناطق می تواند تا مدتها باقی بماند و افزایش سرعت و یا تغییر جهت باد تنها باعث پخش شدن بیشتر آن می شود همچنین درطول تابستان و درعرضهای پایین تر در محدوده جریانهای سرد کالیفرنیا ،جزایر قناری، و پرومه دریایی رخ میدهد .

باید یادآور شد که تنها جریانهای سرد باعث ایجاد مه دریای نمی شوند بلکه در شرایط مناسبی از باد هوا و دمای سطح آب نیز مه دریای می تواند تشکیل شود به عنوان مثال در دریای شمال در فصل تابستان وهنگامی که باد از سمت شمال شرقی ، شرق و گاهی جنوب می وزد ، پس از عبور بر روی اروپا به آبهای سرد دریا رسیده و مه دریایی را تشکیل می دهد . این مه در ساحل شرقی جزایر بریتانیا با نام sea fret شناخته می شود .

تشکیل مه فرارفتی بر روی خشکی ،زمانی که هوا بر روی سطوح سرد جریان می یابد ممکن می شود تشکیل این مه را در نواحی سردسیر کشور هنگامی که تحت وزش بادهای گرم جنوب قرار می گیرند ، می توان مشاهده کرد مه دریایی برای دریانوردان و مشاغل در ارتباط با دریا یک تهدید جدی به حساب آمده ، پیش بینی آن ضروری است .

از آن جایی که دمای آب و نقطه شبنم هوا دو پارامتر اساسی برای تشکیل این مه می باشند ، اندازه گیری و پایش مدام آنها می توان پیش بینی زمان تشکیل این مه را ممکن سازد ( شکل ۶-۵ )

۶-۵-۲ مه دود دریایی
مه دود دریاتیی ، مه دود دریایی قطب جنوب و یخ دود یا بخار مه ، زمانی تشکیل می شوند که سطح دریا ظاهری بخار آلود و دود آولد داشته باشت . این نوع مه در ناحیه های محدود و تا ارتفاعی محدود شکل می گیرد . این نوع مه زمانی تشکیل می شود که هوای سرد بر روی سطح آب گرمتر که اختلاف دمایی در حدود ۱۰ درجه دارد بوزد ، بدین صورت که هوای بالای سطح با تبخیر آب اشباع می شود سپس این هوا صعود کرده و با هوای سد بالاتر می آمیزد . در این شرایط آب اشباع می شود سپس این هوا صعود کرده و با هوای سرد بالاتر می آمیزد . در این شرایط که مخلوط به حالت ابر اشباع است تراکم صورت پذیرفته و ذره های آب ایجاد شده تشکیل مه دود دریایی را می دهد از آن جایی که هوا توسط سطح زیرین آن گرم می شود ELR محیط از گونه ناپدیدار می باشد .

سرعت باد می تواند از کم تا حد توفان تغییر می کند .این مورد در سرعتهای زیادتر برای اختلافهای دمای کمتر بین آب وهواخواهد بود چرا که این امر باعث تامین هوای سرد در بالای سطح آب می شود .

در ساحل شرقی امریکای شمالی و قاره آسیا در طول زمستان هنگامی که هوای سرد پس از عبور از قاره ها بر روی رودخانه های و آبهای ساحلی می وزد ،مه دود دریایی تشکیل می شود .

۶-۵-۳ مه تابشی
این نوع مه بر روی خشکی شکل می گیرد آسمان صاف ،رطوبت نسبی بالا هوای نسبتا آرام ومدت زمان نسبتا طولانی برای سرد شدن هوا از جمله شرایطی است که باعث شکل گیری این نوع مه می شود .

در طول شب آسمان صاف باعث تابش قوی زمین در طول موج بلند می شود . این جریان باعث افت سریع دمای سطح شده ، در نتیجه باعث سرد شدن هوای بالای آن از طریق هدایت وتلاطم می شود . با سرد شدن هوا تا زیر نقطه شبنم تراکم صورت گرفته ، مه تابشی شکل می گیرد .
از آن جا که مدت زمان سرد شدن نقشی اساسی در تشکیل این نوع مه دارد ، این اتفاق اغلب در پاییز وزمستان و در عرضهای متوسط و بالا و همین طور مناطق کوهستانی رخ می دهد . سرد شدن هوا توسط سطح باعث کاش ELR محیط و در نتیجه پایداری جو می شود ایجاد وراونگی در سطح زمین نیز می تواند حاصل فرایند فوق باشد .

از آنجایی که اختلاف در دمای آب و هوا نمی تواند زیاد شود تشکیل این نوع مه بر روی دریا غیر ممکن است ولی دیده شده که این مه به صورت فرارفتی وارد آبهای ساحلی شده اما پس از گرفتن گرما از آب ذرات آب تبخیر و مه ناپدید شده است .
در محدوده مدارگان ، این نوع مه به ندرت درسطح دریا مشاهده می شود ولی در اوایل صبح بر روی رودخانه های امکان تشکیل آن وجود دارد .

۶-۵-۴ مه جبهه ای
این نوع مه به همراه جبهه های هوای سرد و گرم تحت شرایطی خاص شکل می گیرد ، که در فصل هشتم همین کتاب توضیح داده شده است .

گردش هوا
۸-۱ گردش عمومی جو
گردش عمومی جو ،جریان سه بعدی هوا در کل زمین است که با انتقال انرژی همراه است این گردش بسیار پیچیده بوده با زمان و مکان تغییر می کند .اگر فرض شود که سطح زمین وزمان اعتدالین ۰ بهار و پاییر ) یکنواخت باشند توزیع ایده ال فشار سطحی وجریان هوای وابسته به آن بصورت شکل ۸-۱ خواهد بود .
درعرض جغرافیایی ۶۰درجه شمال و جنوب ، همچنین در ناحیه مدارگانی ، جایی که فشار هوا پایین است همگرایی هوا درسطح رخ می دهد .این پدیده درعرضهای جغرافیایی ۳۰ درجه و ۴۰ درجه به ترتیب شمال وجنوب و در قطبها ، جایی که فشار هوا زیاد است ، به صورت واگرایی هوا در سطح مشاهده می شود وبه طور کلی جاییکه همگرایی در سطح مشاهده شود ، هوا بالا رفته ، درسطوح بالایی ورد سپهر و اگرایی رخ می دهد . بر عکس ، هنگامی که واگرایی در سطح رخ د هد ، باید در سطوح بالایی و رد سپهر همگرایی رخ دهد ، به طوری که هوا در فاصله بین این دو سطح نزول کرده باشد .

۸-۲ جبهه هوا
در ۶۰ درجه شمال و جنوب ، همگرایی بین دو توده هوا با دماهای متفاوت اتفاق می افتد .
مرز بین این توده ها ناحیه جبهه و یا سطح جبهه ، وجایی که این سطح زمین را قطع می کند ، جبهه نامیده می شود ۰ شکل ۸-۲ ناحیه جبهه به صورت مایل نسبت به سطح زمین قرار دارد . به طوری که هوای گرم در یک طرف نسبت به هوای سرد و در طرف دیگر آن تمایل به صعود دارد .
به بیان دیگر جبهه را یک سطح مرزی که توده های هوا با چگالیهای مختلف را از یکدیگر جدا می سازد می توان نامید .توده گرمتر غالبا دارای رطوبت بیشتری نسبت به توده دیگر است بنابراین با اطمیمنان می توان گفت : جبهه بین توده های متفاوت شکل می گیرد .

شکل ۸-۳ چگونگی توزیع دما در عرض یک جبهه نمونه را نشان می دهد .
میدان فشار در دو طرف یک جبهه عموما آن گونه است که هوا در یک طرف آن سریعتر در جهت عبور بر جبهه حرکت می کند بنابراین یک توده هوا به طور فعال به طرف توده دیگر پیش رفته با آن برخوردمی کند هنگامی که هوا شناسان نروژی این پدیده را مشاهده کردند آن را به یک جبهه جنگ تشبیه کرده آن را جبهه نامیدند .

با نفوذ یک توده در توده دیگر ، مقداری آمیزش در طول جبهه رخ می دهد ولی برای قسمت اعظم آن توده های هوا خصوصیات خود را حفظ می کند جدا از این که کدام یک از توده ها در دیگری پیشروی کند ، همواره هوای گرم و سبکتر به طرف بالا رانده می شود .
در حالی که هوای سردتر و سنگین تر به طرف سطح حرکت خواهد کرد و هوای گ رم بر روی آن صعود می کند .

۸-۲-۱ جبهه های گرم
وقتی که موقعیت سطح یک جبهه طوری حرکت کند که هوای گرم لحظه به لحظه جای هوای سرد را اشغال کند جبهه گرم نامیده می شود این جبهه بر روی نقشه ها بصورت خطی یا نیم دایره بر روی آن که به داخل هوای سرد کشیده شده است نمایش داده می شود . به عنوان مثال در شرق کوههای راکی د رآمریکا اغلب هوای گرم مدارگانی از خلیج مکزیک وارد ایالت متحده امریکا می شود . این هوا جای هوای سردی را که دور می شود گرفته تشکیل یک جبهه گرم را می دهد . با پسروی لبه سرد جبهه ، اصطکاک این پیشروی را کند می کند اثر اصطکاک بر لبه های فوقانی و تحتانی جبهه یکسان نبوده و باعث می شود که جبهه دارای شیبی در حدود ۲۰۰= ۱ شود بدین معنی که برای مثال اگر شما ۲۰۰ کیلومتر در جبهه گرم پیش برودی سطح جبهه را دریک کیلومتری بالای سرد خود خواهید داشت ۰ شکل ۸-۴ )

با صعود هوای گرم بر لبه هوای سرد ، این توده هوا به صوروت بی درو منبسط شده ، توده ابری ایجاد می کند که گاه بارندگی به دنبال دارد اولین نشانه نزدیک شدن یک جبهه گرم ظاهر شدن ابر پرساست ( شکل ۸-۴ ) این ابرها در محلی که در حدود ۱۰۰۰ کیلومتر جلوتر سطح جبهه جاییکه هوای گرم بالارونده به اندازه کافی بر روی لبه هوای سرد بالا رفته باشد تشکیل می شود بدیهی است که در این حالت ارتفاع ابر ۵ ، ۲۰۰= ۱۰۰۰ کیلومتر خواهد بود .

یکی دیگر از نشانه های یک جبهه گرم ابر سفیدی است که هواپیما در دنبال خود ایجاد می کند . اگر این ابر در یک آسمان صاف برای چند ساعت دوام بیاورد ، آن گاه می توان با اطمینان گفت که هوای گرم مرطوبی در حال صعود است . با نزدیک شدن جبهه گرم ابرهای پرسا پرساپوشن ، که با صفحات چگال فراز پوشن در هم می آمیزند تبدیل می شوند .

در فاصله ۳۰۰ کیلومتری جلو سطح جبهه ابرهای پوشن ضخمیر و همچنین ابرهای باراپوشن ظاهر شده ، بارندگی اتفاق می افتد اغلب جبهه های گرم ساعتها بارندگی آرام در سطحی وسیع را به همراه دارند . این جریانی است که با شیب آرام تباین دارد .گاه دیده می شود که این جبهه ها با ابرهای کومه ای بارا وتوفانهای تندری همراهند ( شکل ۸-۴ ب ) این وضعیت زمانی اتفاق می افتد که هوای بالا رونده ناپایدار بوده ، جبهه نسبتا تیز باشد . در این شرایط ، اغلب ابرهای پرسا ابرهای پرساکومه ای را دنبال داشته و آسمان معروف چلچله ای که به دریانوردان خطر وقع یک توفان را هشدار می دهد را به نمایش می گذارد .
همان طور که در شکل ۸-۴ دیده می شود ، بارندگی جبهه های گرم جلوتر از محل سطح جبهه اتفاق می افتد . قسمتی از باران که در ناحیه هوای سرد می ریزند تبخیر شده و درنتیجه آن هوای زیر ابر اشباع می شود . حاصل این فرایند تشکیل پیکره ابر پوشن است گهگاه این گونه ابرها با سرعت رو به پایین رشد کرده باعث کاهش دیده می شوند .

با عبور یک جبهه گرم افزایش نسبتا تدریجی در دما مشاهده می شود همان گونه که انتظار می رود ، این افزایش زمانی که اختلاف فشار بین توده های مجاور زیاد باشد بیشتر ظاهر می شود علاوه بر آن که یک جریان باد از مشرق به جنوب غربی و جود دارد که دلیل آن را در ادامه ذکر خواهیم کرد .
محتوای رطوبت و پایداری توده هوای گرم پیش رونده می تواند تا حدود زیادی زمان لازم برای صاف شدن آسمان را تعیین کند . درطول تابستان ابرهای کومه ای و گهگاه کومه ای بارا در داخل توده هوای گرم ناپایدار به دنبال جبهه حرکت می کنند این ابرها می توانند بارندگی به همراه داشته باشند .
۸-۲-۲ جبهه های سرد

هنگامی که هوای سرد به طور فعال در ناحیه ای که توسط هوای گرم اشغال شده است پیشروی کند ، منطقه برخورد این دو توده هوا را جبهه سرد می نامند همانند جبهه گرم ، اصطکاک باعث کندتر شدن حرکت هوای سرد سطح شده ، آن را شیب دار می کند .به علت موقعیت نسبی توده های مجاور ، با حرکت جبهه سرد شیب آن بیشتر می شود به طور متوسط شیب جبهه های سرد دو برابر شیب جبهه های گرم بوده و به حدود ۱۰۰=۱ می رسد علاوه بر این سرعت پیشروی جبهه های سرد بیشتر از جبهه های گرم است این دو اختلاف دلیل اصلی طبیعت ناآرام تر جبهه های هوای سرد در مقایسه با جبهه های گرم است

.این دو اختلاف دلیل اصلی طبیعت ناآرام تر جبهه های هوای سرد در مقایسه با جبهه های هوای گرم می باشند . از آن جا که جبهه های هوای سرد در مقایسه با جبهه های هوای گرم میزان مشخصی از صعود را در فاصله کمتری انجام می دهند شدت بارندگی آن زیادتر ولی مدت این بارندگی کوتاهتر است
برخی اوقات قبل از ورود یک جبهه سرد ابرهای فراز کومه ای پدیدار می شوند با نزدیک شدن جبهه ، که اغلب و یا شمال غربی است ابرهای برج مانند از فاصله دور قابل مشاهده اند و در نزدیک جبهه یک نوار سیاه رنگ دیده می شود .

به طور معمول نزول چشمگیری دما وتغییر جهت باد از جنوب به غرب و یا شمال غربی ، عبور جبهه را همراهی می کند . در نقشه های هوا شناسی ، خطی که مثلثهایی بر روی آن و د رجهت جبهه قرار دارند و به داخل توده های هوای گرمتر کشیده شده است نماینده جبهه سرد می باشند
هوای واقع در پشت یک جبهه سرد هوایی نسبتا سرد و پایین رونده است ، در نتیجه پس از عبور جبهه سرد آسمان آبی را خواهیم داشت گر چه نزول هوا در مجموع تحولی بی در و دست ولی اثر آن بر روی دمای سطح بسیار ناچیز است در زمستان هوای صافی که بدین طریق ایجاد می شود به دلیل تابشهای بیشتری سطح در طول شب ، افت دمای بیشتری را در سطح باعث خواهد شد .