هواشناسی

آب و هواشناسی و سیر تحولی آن
با واژه اتمسفر کم و بیش همه آشنا هستیم. علوم اتمسفری در دو شاخه هواشناسی و آب و هوا شناسی به مطالعه ویژگیهای آن می‌پردازد. که این دو در مقیاس زمانی باهم فرق می‌کنند. هواشناسی شرایط جوی را در زمان معین و بطور عام با استفاده از اصول و قوانین و مدلهای ریاضی و فیزیکی و دینامیکی در کوتاه مدت بررسی ، پیش بینی می‌کند و به مطالعه تغییرات اتمسفر می‌پردازد. آب و هواشناسی هوای غالب در دراز مدت (اقلیم) را با توجه به ویژگیها و اصول و مفاهیم جغرافیایی ، عوامل بوجود آورنده و تأثیرات آن بر زندگی انسانی ، تفاوتهای آب و هوایی مکانها مورد بررسی قرار می‌دهد.
سیر تاریخی
آب و هواشناسی در آثار فیلسوفان یونان باستان با تعبیرهای آب و هوای سه گانه گرم ، معتدل و سرد دیده می‌شود. اولین کتاب در حدود چهار قرن پیش از میلاد مسیح به نام هواها ، آبها ، مکانها توسط هیپوکرات نوشته شد. در قرن دوم بعد از میلاد بطلمیوس بر اساس تفاوت حرارت سرزمینهای شناخته شده را به هفت اقلیم تقسیم بندی کرد.

هواشناسی علمی از قرن هفده و هیجده بر پایه جمع آوری دانسته‌ها درباره مناطق مختلف و جمع بندی و میانگین گیری شروع شد که جنبه توصیفی داشت و به دلیل کار با اعداد معرف واقعیت نبوده و به عملکردهای مشترک همه عناصر آب و هوایی توجه نمی‌شد. در قرن نوزده با کشف قوانین فیزیکی مانند جذب ، تابش ، هدایت ، تبخیر و … هواشناسی نیز علمی‌تر شد و از اصول هیدرودینامیکی استفاده کرد. بنابراین علمی در اواخر قرن نوزده و اوایل قرن بیستم با تهیه و بکارگیری نقشه‌های هواشناسی جامعه و بوجود آمدن مکتبهای هواشناسی اکثرا با نام شهرهای بزرگ به شکوفایی رسید.

هامبلولت عامل مهم تغییرات را خورشید مطرح کرده ، با استفاده از خطوط همدما نقشه پراکندگی دما را در نیم کره شمالی ترسیم کرد و به تأثیر دما در هواهای متفاوت پی برد. مکتب برگی نظریه جبهه قطبی ، تشکیل سیکلون و توده‌های هوا را مطرح کرد. مکتب فرانکفورت مقدمات مطالعات سه بعدی جو و تأثیرات طبقات میانی و بالایی را بر سیستمهای هوایی مطرح کرد.

مکتب شیکاگو مهمترین کشف آب و هواشناسی یعنی اصل ثابت بودن چرخندگی مطلق توده هوا در طول مسیر حرکت و مدل موجها در حرکت باد را مطرح کرد که به امواج رزبای معروف گشتند، وجود رود باد نیز در این مکتب کشف شد. مدل گردش عمومی اتمسفر ارائه شد و ثابت شد تغییرات آب و هوایی در زمین نتیجه تأثیر مستقیم انرژی خورشید نیست.
تغییرات فشار اتمسفر ، امواج طبقات میانی و بالایی حرکت و چرخش کره زمین و نیروهای کریولیسی نیز نقش دارند. با توجه به تفاوت نگرشها ، آب و هواشناسی توصیفی ، دینامیک ، فیزیکی ، سینوپتیک ، کاربردی بوجود آمدند که آب و هواشناسی سینوپتیک (همدیده بانی) با توجه به تمام جنبه‌های موثر و احتمالی در آب و هوا جامعیت بیشتری دارد.

آب و هواشناسی فیزیکی
در آب و هواشناسی فیزیکی منبع اصلی انرژی خورشید است. بنابراین سیر تغییرات و تبدیلات آب و هوایی ، مناطق گرم ، سرد ، باد و … برای یکنواخت کردن انرژی در سطح کره زمین در ارتباط با خورشید و با توجه به دریافت انرژی و خروج آن از طریق بازتاب و تابش سیاره‌ای با توجه به ویژگیهای منطقه‌ای مورد بررسی قرار می‌گیرد. هواشناسی فیزیکی اساس هواشناسی دینامیک است، زیرا لازمه یکنواخت شدن انرژی بین مناطق وزش باد و جابجایی بخار آب بین مناطق با دماهای متفاوت است که با استفاده از قوانین حرکت و دینامیک بیان می‌شوند.

در هواشناسی دینامیک نتایج حاصل از پراکندگی انرژی تابشی خورشید و فرآیندهای ترمودینامیکی با استفاده از روشهای ریاضی و اصول فیزیکی بررسی می‌شود. هواشناسی دینامیکی مبنای نظری هواشناسی سینوپتیک است.

باد
باد یک کمیت برداری است که دارای دو مشخصه می باشد یکی سمت و دیگری سرعت. سمت و سرعت یا از طریق مشاهده تخمین زده می شود و یا با استفاده از ابزارهای ویژه اندازه گیری می شود.
در هنگام نصب ادوات اندازه گیری باد، می بایست دقت شود تا این وسایل بدور از موانعی مانند ساختمان، دیوار و درخت باشد زیرا در غیر این صورت ممکن است داده های ثبت شده با واقعیت انطباق نداشته باشد.
دما
دمایکی از عناصر اساسی شناخت هوا می باشد با توجه به دریافت نامنظمانرژی خورشیدی توسط زمین، دمای هوا در سطح زمین دارای تغییرات زیادی اس ،ت که این تغییرات به نوبه خود سبب تغییرات دیگری در سایر عناصر هوا می گردد. دمای هوا را به وسیله دماسنج اندازه گیری می کنند.

رطوبت
در صورتی که در هوا، بخار آب وجود داشته باشد به آن رطوبت «Humidity) گفته می‌شود. رطوبت یکی از عناصر مهم هواشناسی است. مقدار رطوبت موجود در هوا با دما رابطه بسیار نزدیکی دارد؛ در واقع مقدار رطوبتی که هوا می‌تواند تحمل نماید تابعی از دما می‌باشد. حداکثر رطوبتی که می‌تواند در هوا وجود داشته باشد ظرفیت هوا برای پذیرش بخار آب نامیده می‌شود.
اندازه‌گیری رطوبت هوا را رطوبت سنجی هایگرومتری (Hygrometry)__ ، و ادواتی را که به این منظور به کار می روند نم سنج یا رطوبت سنج (Hygrometer)” می‌گویند.
فشار

معمولاً برای توصیف فشار از واحدهای طول استفاده می شود. دلیل این امر، سابقه دراز مدت اندازه گیری فشار جو بوسیله فشارسنج های جیوه ای می باشد که در آنها فقط ارتفاع ستون جیوه بر حسب واحد طول قرائت می شود. اما در هواشناسی به واحدهای دیگر فشار نیاز است. واحد رایج در هواشناسی- که در آن فشار هوا به جای طول بر حسب نیرو توصیف می شود- میلی بار است. فشاری از طرف جو بر سطح یک سانتی مترمربع وارد می شود معادل یک بار می باشد. چون فشار جو در مقایسه این معیار بسیار کوچک است در هواشناسی از واحد کوچکتری به نام میلی بار که یک هزارم بار می باشد استفاده می گردد تا از به کار گرفتن اعداد اعشاری اجتناب شود.

فشار جو از مکانی به مکان دیگر و در یک محل از زمانی به زمان دیگر تغییر می کند. برای تحلیل شرایط جوی، اطلاع از فشار هوا و تغییرات آن ضروری است. برای دستیابی به این هدف از وسایل استاندارد فشارسنجی استفاده می شود.

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

یکی از خصوصیات مشخصه‌های حرکت سینوپتیکی تعادل تقریبی است که بین مؤلفه‌های افقی نیروی گرادیان فشار و نیروی کوریولیس در نواحی برون حاره‌ای بوجود می‌آید. تغییر فشار نسبت به فاصله بین خطوط هم فشار در روی نقشه سینوپتیکی سطح ثابت را گرادیان افقی فشار گویند. یک نقشه سینوپتیکی سطح متوسط دریا (MSL) از نوع نقشه‌های سطح ثابت بوده و در روی آن جهت گرادیان فشار از پر فشار به طرف کم فشار است. نیروی کورولیس در خط استوا برابر صفر است، ولی در قطبین زمین حداکثر می‌باشد. ممکن است نیروی

کوریولیست با نیروی گرادیان فشار برابری کرده ، چنانچه حرکت افقی و به دور اصطکاک با سرعت ثابت از تعادل دو نیروی گرادیان فشار و کوریولیس بوجود آید، در اینصورت آن را حرکت ژئوستروفیک گویند. در روی نقشه‌های سطح متوسط دریا چنین حرکتی در امتداد ایزوبارهای مستقیم است. جهت حرکت در هر نیمکره مختلف بوده، اگر پشت به باد ایستاده باشید در اینصورت کم فشار در نیمکره شمالی در سمت چپ واقع می شود (در نیمکره جنوبی کم فشار در سمت راست قرار می‌گیرد.)
باد گرادیان

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

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

۲٫ باد حقیقی حطوط همفشار را از طرف پرفشار به طرف کم فشار قطع می‌کند.
در داخل لایه اصطکاک سرعت باد تقلیل می‌یابد و در نتیجه نیروی کوریولیس دیگر قادر نیست با نیروی گرادیان فشار تعادل حاصل کند. در اینصورت جریان باد خطوط همفشار را قطع می‌کند. تأثیر اصطکاک با ارتفاع کاهش می‌یابد و در ارتفاع حدود یک کیلومتری از سطح زمین بیشتر و در حدود ۱۵۰ متری از سطح دریا قابل اغماض می‌شود. تأثیر اصطکاک در روی دریا نیز کمتر از تأثیر آن بر روی خشکی است. بطور کلی در روی دریا سرعت باد حقیقی در حدود ۳/۲ سرعت باد ژئوستروفیک بوده و زاویه‌ای که جریان باد با خطوط همفشار درست می‌کند در حدود ۱۵ درجه است. در روی خشکی سرعت باد حقیقی بین ۳/۱ تا ۳/۲ سرعت باد ژئوستروفیک است و زاویه‌ای که جریان باد خطوط همفشار درست می‌کند در حدود ۲۵ درجه است.

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