تور پروازی آذر ۱۳۹۷
دسامبر 8, 2018
هواشناسی پرواز
هواشناسی پرواز
دسامبر 17, 2018
نمایش همه

توده هوایی

توده هوایی

توده هوایی (Air masses) چیست؟

اگر انبوه عظیمی از هوای یک دست به مسافت چند هزار کیلومتر، از نظر دما، رطوبت و فشار دارای شرایط یکسان باشد، این انبوه عظیم هوا را یک توده هوا گویند توده‌های هوا، خصوصیات اصلی خود را از سطحی که بر روی آن تشکیل می‌شوند، کسب می‌کنند. برای اینکه توده‌های هوا شکل بگیرند لازم است هوا به مدت طولانی در یک منطقه ثابت باقی بماند، در نهایت گردش معمولی هوا موجب به حرکت در آمدن آنها می‌شود.
1. قطبی (Polar)
توده هوایی قطبی –قاره ای (polar-continental): سرد و خشک، روی خشکی تشکیل می شود.
توده هوایی قطبی- دریایی(polar-maritime): سرد و مرطوب، روی دریا تشکیل می شود و آغاز حرکت آن نیز از دریاست.
2.حاره ای (tropical)
توده هوایی حاره ای-قاره ای(tropical-continental): گرم و خشک، روی خشکی تشکیل می شود.
توده هوایی حاره ای دریایی(tropical- maritime): گرم و مرطوب، روی دریا تشکیل می شود و آغاز حرکت آن از دریاست.
خواص و شکل‌گیری توده‌های هوایی
خصوصیات و خواص توده‌های هوایی از مناطق منشأ آنها کسب می‌گردد. بنابراین در حالی که توده‌های هوایی قاره‌ای معمولا حاوی رطوبت کمی بوده در حالی که توده‌های هوایی دریایی حداقل در سطوح زیرین آنها رطوبت بالایی دارند.

در حالی که توده‌های هوایی حاره‌ای و استوایی گرم بوده ، توده‌های قطبی و منجمده سرد هستند. توده‌های هوایی منجمده در واچرخندهای قطبی تشکیل می‌شوند. اگر چه رطوبت نسبی می‌تواند کاملا بالا باشد این توده‌ها با دما و رطوبت مطلق پایین مشخص می‌شوند. این توده‌ها نزدیک سطح زمین ثابت بوده و معمولا دارای وارونگی دمایی (Inversion) وسیعی در ارتفاع یک یا دو کیلومتری از سطح زمین می‌باشند. هر چند توده هواهای قطبی قاره‌ای از پدیده‌های نیمکره شمالی هستند. توده‌های قطبی دریایی در هر دو نیمکره بر روی اقیانوس‌های عرض‌های بالای جغرافیایی تشکیل می‌شوند. این توده‌ها هنگامی تشکیل می‌شوند که یک واچرخند در نواحی خشکی عرضهای بالا طولانی باقی بماند، نظیر آلاسکا، کانادای شمالی‌، قسمت‌هایی از روسیه یا سیبری.

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

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

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

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

مناطق منشأ توده‌های استوایی در منطقه همگرایی درون حاره‌ای قرار دارند. در این مناطق توده‌های هوای گرم و مرطوب که عموما در سطح فوقانی ناپایدار هستند، شکل می‌گیرند. در قسمت‌های شرقی اقیانوس‌ها به علت عمل فراچاهی (Up welling) آب از اعماق دریا، که از خصوصیات این قسمت از اقیانوس‌هاست، هوای سطحی سرد بوده و توده هوا بسیار پایدار می‌باشد.
تغییر خصوصیات توده‌های هوا
همچنان که توده‌های هوا از مناطق منشأ خود حرکت می‌کنند خصوصیات‌شان تعدیل و یا تغییر می‌کند. این تغییرات به طرق مختلفی صورت می‌گیرد. طریقه معمول آن وقتی است که جریان هوا، توده هوا را از ناحیه منشأ اصلی، به روی سطوحی با خصوصیات متفاوت می‌برد.

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

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

تغییراتی نظیر این از شرایط سطح زمین ناشی می‌شود. لیکن تغییرات می‌تواند از طریق اثر جریانهای سطوح فوقانی نیز بوجود آید، که می‌تواند از بالا بوسیله حرکات رو به پایین در قسمتهای شرقی سیستم‌های نیمه دائمی پرفشار در اقیانوس‌های مناطق حاره وجود دارد. در این منطقه حرکت به سمت استوا با جریان واچرخندی در پایین جو ترکیب شده و ناحیه‌ای را با هوای در حال حرکت بوجود می‌آورد که از طریق فشرده شده هوای فرونشینی گرم شده است. در هر حال این هوا نمی‌تواند به هیچ طریقی به سطح زمین نزول کند، زیرا اقیانوس گرم ایجاد یک لایه کم عمق ناپایدار همرفتی را تقویت می‌کند. بنابراین یک لایه وارونگی توسعه می‌یابد که سطح آن به شدت نسبی گرمایش از زیر و فرونشینی هوا از بالا، بستگی دارد.

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

دیدگاهتان را بنویسید

نشانی ایمیل شما منتشر نخواهد شد.