مفاهیم هواشناسی

[mohamad-tehran]

در این تاپیک به بیان اصطلاحات و مفاهیم هواشناسی میپردازیم .

 

[arashzam]

ساختار جو

زیر لایه ها ی اصلی :

تروپوسفر (به انگلیسی: Troposphere): دارای ضخامتی حدود 9 كيلومتر و در قطب‌ ها 16 تا 18 كيلومتر است. در مناطق استوايی از ویژگی عمده آن كاهش دما در جهت قائم حدود °6 سانتی‌گراد (°18 فارنهایت یا 279 کلوین)، در هر 1000 متر افزايش سرعتِ بادها با افزایش رطوبت (H2O) نسبت به سطوح پايين ‌تر قابل ملاحظه است، و به طور كلی مجموعه پديده‌های اتمسفری كه هوا ناميده ميشود در اين لايه قابل بررسی هستند. تروپوپوز (به انگلیسی: Tropopause) مرز میان تروپوسفر و لایهِ فوقانیِ آن یعنی استراتوسفر که مرز انتقال ویژگی های اتمسفری را در مقياس بزرگی از تلاطم و اختلاط را تشكيل میدهد. اين لايه كم‌ژرفا[۵] در ناحیهِ استوا نسبتاً مشخص شده است، اين مرز فوقانی تروپوسفر نسبت به فصول سال تغيير ‌میکند.




استراتوسفر (به انگلیسی: Stratosphere): دومين لايه ی بزرگ اتمسفر كه بالای تروپوسفر و پايين مزوسفر قرار دارد، استراتوسفر ناميده ميشود. افزايش تدريجی دما از ويژگی آن است، يكی ديگر از ويژگی ‌های استراتوسفر ميزان نسبتاً زياد گاز اوزون (O3) به ویژه در اطراف لايه ی استراتوپوز است كه ضخامتی حدود 16 تا 30 كيلومتر دارد و لایه ی ازن (به انگلیسی: Ozone Layer) نیز در اين لايه را تشكيل ميشود، دما در بعضی نواحیِ این لایه به °60- سانتی‌گراد (°76- فارنهایت یا 213 کلوین) میرسد. اين لايه از نظر جلوگيری از اثرات مرگبارِ تابش‌های شديد ماوراء بنفش با وجود اوزون موجود در آن بسيار موثر است. از طرف ديگر گاز ازن (O3) توأم با کربن دی اکسید (CO2) اثر بسزای در پراكندگی عمودی دما دارد. استراتوپوز (به انگلیسی: Stratopause) مرز میان این لایه و لایهِ فوقانیِ آن یعنی مزوسفر، از ارتفاع حدود 51 كيلومتری شروع شده و ناحیه انتقالی بين استراتوسفر و مزوسفر را تشكيل میدهد.




مزوسفر (به انگلیسی: Mesosphere): دارای ضخامتی حدود 30 تا 35 كيلومتر و در اين لايه درجه حرارت به سرعت كاهش می یابد به حالتی كه در ارتفاع 80 كيلومتری ميزان آن به حدود °85- سانتی‌گراد (°97- فارنهایت یا 188 کلوین) میرسد که سردترین مکان زمین است . فشار هوا در مزوسفر بسيار پايين است و ميزان آن از يک ميلی‌ بار در ارتفاع 50 كيلومتری به 1٪ در 90 كيلومتری كاهش می یابد. مزوپوز (به انگلیسی: Mesopause) مرز میان این لایه و لایهِ فوقانیِ آن یعنی ترموسفر است. مزوپوز در ارتفاع 80 تا 85 كيلومتری به وسيله حداقل دما °100- سانتی‌گراد (°112- فارنهایت یا 173 کلوین) و وارونگی پس از آن مشخص میشود. مزوپوز ناحیه انتقالی بين مزوسفر و ترموسفر را تشكيل میدهد.




ترموسفر (به انگلیسی: Thermosphere): فاقد مرز فوقانی معين است. اصطلاح ترموسفر به سبب دمای بسیار زياد ترموديناميک (به انگلیسی: Thermodynamics) به اين لايه داده شده است كه اين ميزان ممكن است به °1227 سانتی‌گراد (°1239 فارنهایت یا 1500 كلوين) برسد، جلوه سرخی شفق يكی از پديده‌ های ترموسفر پايينی است قسمت پايينی ترموسفر به طور عمده ترکیبی از ازت (N2) و اكسيژن (O2) به صورت مولكولی یا اتمی است در حالی كه در كيلومترهای بالا اكسيژن (O2) به ازت (N2) غلبه میکند. دمای زياد در اين لايه به دلیل جذب تشعشع ماوراء بنفش بوسيله اكسيژن اتمی است، تربوپوز (به انگلیسی: Turbopause) ناحیه انتقالی بين ترموسفر و اگزوسفر را تشكيل میدهد.

اگزوسفر از زیر لایه ی دیگری به نام يونسفر نیز تشکیل شده است.

يونسفر (به انگلیسی: Magnetosphere): بخشی از اتمسفر زمين است كه از حدود بالا ی 60 كيلومتر به سبب يونيزاسيون، به صورت ناحیهِ (تمركز يون ‌ها و الكترون‌ های) آزادی در می ‌آيد كه سبب بازتاب امواج راديويی میشود. از طرف ديگر فجرهای قطبی شمالی و جنوبی نيز بوسيله نفوذ ذرات يونيزه، در درون اتمسفر از 30 تا 80 كيلومتری به ويژه در مناطق حدود °20 تا °25 از قطب ‌های مغناطيسی مشاهده میشوند. اين لايه فاقد گازهای سنگينی نظير بخارآب (H2O) ‌، اكسيژن‌ (O2) و ازت (N2) حالت مولكولی است. در اين لايه ناوه‌های كم‌ژرفا به صورت لايه‌های يونسفری E و F1 و F2 جداسازی میشوند. كه به ترتيب در حدود 110 ، 160 و 300 كيلومتری قرار دارند. بازتاب های راديويی گاهی در سطوحی به ارتفاع 65 تا 80 كيلومتری رخ میدهند كه به نام لايه D ناميده میشوند. اين لايه با حداكثر تمركز يونيزاسيون مشخص میشود.


لايه‌های E و F1 تقريباً منظم و در ميزان ‌های حداكثر خود از نظر يون و چگالی، الكترون ‌ها دارای تغييرات منظم روزانه ‌یا فصلی و چرخه لک های خورشيدی میباشند. لايهِ F2 در ارتباط با كشنده ‌های خورشيدی ‌، قمری و اثر ميدانِ مغناطيسیِ زمين واکنش های غیر طبیعی بسياری را نشان میدهند. جابجایی های كوتاه مدت از پراكندگی و تمركز در اين لايه دقيقاً وابسته به طوفان‌ های مغناطيسی ای است كه به نام طوفان ‌های يونسفری ناميده میشوند.

اگزوسفر (به انگلیسی: Exosphere): در ارتفاع بيش از 300 كيلومتری از زمين و در ورای يونسفر، ناحیه‌ايی كه جاذبه زمين نيروی چندانی ندارد. در اينجا اتم های اكسيژن (O2) و هليوم (He) اتمسفر رقيقی را تشكيل میدهند. هليوم (He) خنثی و اتم های هيدروژن (H2) كه دارای جرمِ اتمی پايينی هستند میتوانند فرار كنند. هيدروژن با تجزيه بخار آب (H2O) و متان (CH4) از نزديكی مزوپوز جايگزين میشود. در حالی كه هليوم به روش عمل پرتو های كيهانی در ازت و از تجزیه ی آخشیج [۱۲] های پرتوزا در پوسته ی سطحی زمين به طور آرام ولی مداوم توليد میشوند.

 

[mahdifazl]

سلام من داغ داغم! همین الان عضو شدم. یه سوال اساسی دارم که از کلاس چهارم دبستان تو ذهنمه، وقتی میگیم 1 میلیمتر بارش یعنی تو هر متر مربع 1 میلی متر بنابر این یعنی یک کیلو آب در متر مربع؟ بعد یه سوال فنی که بارونی که تو جنگل میاد چقدرش برگاب حساب میشه چقدرش رواناب؟

 

[behnam666]

فریزینگ لول چیه؟و چه کاربردی داره؟

 

[mohamad-tehran]

فریزینگ لول چیه؟و چه کاربردی داره؟

فریزینگ لول یعنی از چه ارتفاعی به بالا دما صفر و کمتر میشه یا به عبارتی در صورت بارش از چه ارتفاعی به بالا برف میاد .

 

[behnam666]

فریزینگ لول یعنی از چه ارتفاعی به بالا دما صفر و کمتر میشه یا به عبارتی در صورت بارش از چه ارتفاعی به بالا برف میاد .

ممنون مثلا برای مازندران یه میزان خاصی باید داشته باشه؟مثلا سال 86 برف اومد چقدر بود؟
با تشکر

 

[marvinsport]

محمد چرا ورامین انقدر کمشانسه دور تا دورش برف میاد انوقت خود ورامین هیچ

 

[ماهان1]

ممنون مثلا برای مازندران یه میزان خاصی باید داشته باشه؟مثلا سال 86 برف اومد چقدر بود؟
با تشکر

سال 86 فریزینگ لول تا نیمی از ایران به 0 رسید. روزهای گذشته جز مناطق کوچکی از شمال شرق جایی فریزینگ لول 0 نداشتیم. برای سوحل شمالی که همتراز سطح دریا هستند فریزینگ لول برای بارش برف باید به 0 برسه. البته از فریزینگ لول 500 بارش برف شروع میشه ولی بصورت برف آبکی یا رگبار برفه.

 

[ماهان1]

این مقالات هم بد نیستند. کمک می کنه به یادگیری

تعیین الگوهای سینوپتیک یخبندان های زمستانه ایران:
پرشین گیگ - دانلود - 1.pdf

تحلیل سینوپتیکی بارندگی 21 تا 26 تیر 87 در ایران:
پرشین گیگ - دانلود - 2.pdf

مکانیزم تکوین و تقویت کمفشار سودان:
پرشین گیگ - دانلود - 3.pdf

گرمباد (باد فون) و آتش سوزي جنگل در استان هاي مازندران و گیلان:
پرشین گیگ - دانلود - 4.pdf

 

[persiannews]

۲۰ پدیده ی غیرعادی و جالب آب و هوایی !

هواشناسی علم جالبی است؛ اما جالب تر از آن، پدیده های آب و هوایی نامتعارف و شگفت آوری هستند که در جهان اتفاق می افتند. در اینجا ۲۰ نمونه از این استثنائات جالب توجه آورده شده اند.

۲۰- رنگین کمان ماه (Moon Bows)

​

رنگین کمان اغلب پس از بارش باران، و به دلیل تابش نور آفتاب بر روی قطرات آب ظاهر می شود. رنگین کمان ماه که نادرتر است، تنها در شب هایی دیده می شود که ماه پایین آمده و به صورت کامل یا تقریباً کامل باشد. تصویر بالا، رنگین کمان ماه بر فراز آبشار کامبرلند در کنتاکی را نشان می دهد.

۱۹- سراب (Mirages)

​

سراب هنگامی به وجود می آید که شکست نور، تصاویری غیر حقیقی از اشیا یا آسمان را به بیننده القا کند. سراب معمولاً در سطوح داغ همچون کف خیابان یا بیابان دیده می شود.

۱۸- هاله (Haloes)

​

هاله، همچون رنگین کمان، به دلیل تابش آفتاب شکست نور حاصل از رطوبت ( در این مورد، کریستال های یخ ) جو بالا ایجاد می شود. گاهی دو یا چند دایره یا هلال پیرامون خورشید، روشن تر شده، خورشید های کاذب ( Sun Dogs ) را به وجود می آورند. هاله ممکن است پیرامون ماه و گاهی پیرامون ستاره های پرنور یا سیاراتی مانند ناهید ظاهر شود.

۱۷- کمربند ناهید (Belt of Venus)

​

کمربند ناهید پدیده ای است که در عصرهای غبارآلود به وجود می آید. در این هنگام نواری صورتی یا قهوه ای رنگ، میان آسمان و افق، ظاهر می شود.

۱۶- ابرهای شب تاب (Noctilucent Clouds)

​

ابرهای شب تاب، ابرهایی در جو بالا هستند که در گرگ و میش غروب، هنگامی که خورشید از دیدگان ما پنهان شده است، نور را منکسر می کنند و این طور به نظر ما می رسد که آسمان را بی هیچ منبع نوری، روشن کرده اند.

۱۵- شفق قطبی (Aurora Borealis)

​

شفق قطبی که در نیمکره ی جنوبی، به آن سپیده ی جنوبی (Aurora Australis ) نیز می گویند، ذرات باردار حاصل از آفتاب است که به جو بالایی زمین رسیده، ملتهب شده اند. شفق قطبی را بیشتر می توان در نزدیکی دو قطب و هنگام اعتدالین هر سال مشاهده کرد. تصویری که می بینید توسط هوانورد ارشد، جاشوا استرانگ گرفته شده است.

۱۴- ماههای رنگی (Colored Moons)

​

ماه می تواند در اثر تغییر در ذرات جو، سایه رنگ هایی همچون آبی، نارنجی، یا قرمز به خود بگیرد. دود بیش از اندازه، غبار، و گرفتگی ماه و خورشید، رنگ ماه را دگرگون می کند.

۱۳- ابرهای ماماتوس (Mammatus Clouds)

​

این ابرهای عجیب، به خصوص طوفان همراه با آذرخش. کاملا مشخص نیست که چگونه شکل می گیرند.

۱۲- آتش سنت المو (St Elmo’s Fire)

​

این پدیده ی آب و هوایی، پلاسما ( گاز یونیزه شده ) ی درخشانی است که در هنگام طوفان تندی، در جاهایی که دارای بار الکتریکی هستند، بر روی اجسامی همچون دکل کشتی ها و میله های برق گیر، همچون آتش به نظر می رسد. نام این پدیده، از سنت المو، حامی معنوی ملوانان گرفته شده است.

۱۱- آتش چرخنده (Fire Whirls)

​

آتش چرخنده، طوفانی است چرخان در فاصله ای بسیار نزدیک به یک آتش سوزی جنگلی، یا گردبادی است که در اثر گرمای شدید محیط به وجود آمده است.

۱۰- ابرهای کپه آتشین (Pyrocumulus Clouds)

​

ابرهای کپه آتشین یا پیروکومولوس، پدیده ی گرمایی دیگری است که در اثر گرم شدن سریع و شدید یک ناحیه و تبدیل آن به رسانای گرما ایجاد می شود و در نهایت به ابر کومولوس تبدیل می گردد. آتش فشان ها، آتش سوزی های جنگلی، و انفجارهای هسته ای (به شکل ابر قارچی شکل) همگی از دلایل اصلی تشکیل ابرهای پیروکومولوس محسوب می شوند.

۹- ستون های خورشید (Sun Pillars)

​

ستون های خورشید وقتی به وجود می آیند که آفتاب، ابرهای بالایی یخین را در لایه های مختلف، بازتاب می دهد. به این ترتیب ستون های نور در بلندی های آسمان قد می افرازند. بازتاب نور ماه نیز می تواند در آسمان ستون بسازد.

۸- غبار الماس (Diamond Dust)

​

غبار الماس که شباهت نزدیکی به هاله دارد، از مه با قطرات یخ زده تشکیل شده است.

۷- باران غیرآبی (Non-aqueous Rain)

​

اگرچه این مورد بسیار نادر می باشد، اما حقیقت این است که در مواردی مشاهده شده که به جای قطرات باران، از آسمان، حیوان باریده است. بارش باران های غیرآبی، در طول تاریخ، از دیرباز تا زمان معاصر وجود داشته است. متخصصین علم هواشناسی تئوری هایی همچون انتقال ماهی و قورباغه توسط گردباد در مسافت طولانی و رهاسازی آن در هوا برای توجیه این پدیده ارائه داده اند اما هنوز کسی نتوانسته با اطمینان در مورد دلیل وقوع این پدیده، سخنی بگوید. آنچه که در این تصویر می بینید، مربوط است به بارش ماهی ها در شمال استرالیا.

۶- شاخه های آسمان (Virga)

​

این پدیده زمانی رخ می دهد که بلورهای یخ از ابرها فرو بیفتند، اما پیش از آن که به زمین برسند، بخار شوند. شاخه های آسمان همچون دنباله هایی از ابرها به نظر می رسند که به سوی زمین دست گشوده اند. این پدیده، گاهی باعث می شود ابرها، همچون عروسان دریایی به نظر برسند.

۵- بادهای پایین آینده (Katabatic Winds)

​

این بادها هوای متراکم را تحت تأثیر جاذبه از بلندی به پایین می آورند. نام محلی این بادها، سانتا آنا ( کالیفرنیای جنوبی )، میسترال ( مدیترانه )، بورا ( دریای آدریاتیک )، اوروشی ( ژاپن )، پیتاراک ( گرینلند )، و ویلیواو ( تیرا دل فوئگو ) می باشد. ویلیواو و بادهایی که بر فراز قطب جنوب می وزند، بسیار خطرناک اند.

۴- رنگین کمان شعله ور (Fire Rainbow)

​

رنگین کمان شعله ور، پدیده ی بسیار نادری است و علت آن، عبور نور آفتاب، از میان ابرهای سیروس با حجم زیادی از بلورهای یخی در ارتفاع زیاد است.

۳- پرتو سبز (Green Ray)

​

این پدیده به درخش سبز نیز شهرت دارد. پرتو سبز، کمی پیش از غروب کامل آفتاب، و یا پس از طلوع آن دیده می شود. این پرتو، برای تنها چند لحظه، به شکل تابشی سبزرنگ بر بالای خورشید ظاهر می شود. علت پدیده ی پرتو سبز، شکست نور در اتمسفر می باشد.

۲- گوی آذرخش (Ball Lighning)

​

در این پدیده ی بسیار نادر، یک آذرخش گلوله ای شکل با سرعتی بسیار کمتر از آذرخش حقیقی، مشاهده می شود. گفته می شود قطر آن ممکن است به ۸ فوت ( بیش از دو متر و چهل سانتی متر ) برسد و می تواند خرابی های فراوانی به بار آورد. در مواردی گزارش شده که یک گوی آذرخش، ساختمانی را به کل ویران کرده است.

۱- ارواح، موشک، جن (Sprites, Jets, and Elves)

​

تمام این واژگان به پدیده ای منسوب است که در جو بالاتر در نواحی پیرامون توفان های تندری اتفاق می افتد و به شکل مخروط، تابش، و یا تخلیه ی الکتریکی به نظر می آید. به دلیل کوتاه مدت بودن این پدیده ( کمتر از یک ثانیه ) و مکان وقوع آن، کارشناسان تنها در دهه ی اخیر موفق به کشف این اتفاق عجیب هواشناسی شدند.

Reference
http://www.shegeftiha.com
20 Amazing And Unusual Weather Phenomena​

​

 

[ماهان1]

The primary characteristic of a trough is that it is a region with relatively lower heights. Height is a primary function of the average temperature of the air below that height surface. For example, if it is 500 mb heights then the 500 mb height is based on the average temperature between the surface and 500 millibars. The density of air changes with temperature. As the temperature of air cools in becomes more dense and thus more compacted (takes up less volume). Thus, as air cools the height lowers since the air is becoming more dense. Air will cool when it rises, thus a trough can be found where there is a lifting of air. A trough can also be found in a region dominated by a very cold air mass. This troughing will be most pronounced in the upper levels. A trough can bring in cloudy conditions and precipitation or they can bring in a cold air mass.

A ridge is a region with relatively higher heights. A broad region of sinking air or a deep warm air mass will both lead to ridging. Since air is often sinking within a ridge they tend to bring warmer and drier weather.

Troughs and ridges are analyzed on pressure surfaces aloft such as 850, 700, 500 and 300 mb. Troughs tend to bring in cooler and cloudier weather as they approach while ridges tend to bring in warmer and drier weather as they approach.

​

 

[mehrdad_sh]

چرا طوفانهای برفی (کولاک) باعث ایجاد رعد و برق نمی شوند؟​

شكل گيري يك طوفان برفي در جبهه بند آمده​

طوفانهای برفی هم رعد و برق تولید می کنند، با این تفاوت که در مقایسه با طوفانهای تابستانی کمتر باعث ایجاد این پدیده می شوند. دانه های برف (با داشتن سطحی بزرگتر از سطح قطره های باران) صوت و نور رابهتر متفرق می کنند. به علاوه در هنگام طوفانهای برفی غالبا قدرت دید بسیار کم است و باعث میشود که نور را به سختی ببینیم. برقهایی که در آسمان می بینیم، در واقع جرقه های جوی غول آسایی هستند که بر اثر آزاد شدن ناگهانی انرژی میان بارهای الکتریکی تفکیک شده موجود در ابرها به وجود می آیند.

تغییرات محلی که در سرعت و جهت وزش بادها به وجود می آید، باعث انتقال بارهای الکتریکی به قسمتهای مختلف ابر و در واقع تفکیک بارها می شود و هنگامی که پتانسیل موجود در ابر به اندازه کافی زیاد شد، بار الکتریکی تخلیه می شود. از آنجا که در زمستان معمولا تغییرات شدیدی در سرعت و جهت وزش بادها به وجود نمی آید، تفکیک بارها نیز ضعیف و ناچیز است. با وجود این در نواحی مرزی که هوای سرد با هوای گرمتر برخورد می کند، رعد و برق پدید می آید. با اینکه رعد و برق در زمستان و هوای برفی کمتر به وجود می آید، اما می تواند بسیار خطرناک تر از برق هایی باشد که در فصلهای دیگر سال رخ می دهند. علت این است که در آن فصل مقدار بار الکتریکی و جریان برقی که در اثر اصابت ابرها تخلیه می شود، بسیار بیشتر از فصلهای دیگر است.

 

[هواشناس]

سیستمهای ایستگاههای باران سنجی

نظر به شناخت از میزان بارندگی و تغییرات زمانی و مکانی آن و تاثیر آن در حوضه های آبریز سطح آب رودخانه ها ومقاذیر دبی و جریانات و تجمع آب دارای اهمیت ویپه ای می باشد و از طرفی کوهستانی بودن استان آذربایجان شرقی و عدم وجود ایستگاههای خودکارو بارانم سنج در مناطق صعب العبور و دور افتاده و کم جمعیت و مشاهده سیستماتیک و جمع آوری اطلاعات پایه ای آب هواشناسی را دچار مشکل می نماید لذا جهت دستیابی به آمار و اطلاعات دقیق از میزان بارندگی و شدت و میزان بارندگی و میزان آبدهی و توزیع منطقه ای آن و همچنین شرایط بحرانی روند خشکسالی های اخیرو تعیین میزان ریزشهای جوی در حوضه های آبی و مطالعات هیدرولوژیکی و پتانسیل آبی استان نیاز به یک شبکه باران نگاری دقیق و منظم ولزوم اجرای طرح شبکه باران نگاری در سطح استان ایجاب می نماید.عناصر و پدیده های هواشناسی که تعیین کننده وضع هوا و اقلیم هستند بر پایه اندازه گیری ها و دیده با نی ها متکی می باشند دیده بانی های هواشناسی در تمام نقاط کره زمین با روش یکسان و یکنواخت و با وسایل و ادوات استاندارد انجام می گیرد.در ایران دیده بانی ها در شبکه ای از از ایستگاههای سینوپتیک و اقلیم شناسی و باران سنجی به طور منظم و استاندارد انجام می شود.این شبکه داده های لازم را برای رشته های مختلف علوم تهیه می نمایدکه بایستی یه وسیله ایستگاههای باران نگاری و خودکار تکمیل گردد.شبکه باران سنجی و باران نگاری دیده بانی های مربوط به میزان بارندگی و شدت بارندگی و ارتفاع برف را انجام می دهند.

به طور کلی عواملی که در توزیع مکانی شبکه باران نگاری موثر است عبارتند از :

- فاصله ایستگاهها از همدیگر

- اختلاف ارتفاع

- میزان بارندگی

- عوامل اجتماعی

سیستمهای استگاههای خودکار
سنسورهاي رطوبت، دما، فشار هوا، تشعشعات خورشيدي، سمت و سرعت باد و ودمای عمق خاک و غیره
سيستم ديتالاگر
Rs232 سيستم جهت ارتباط باPC
PC و برنامه لازم جهت دريافت و ارسال اطلاعات به سيستم سوئيچ اين ايستگاهها، اطلاعات جوي مورد نياز را پردازش و در صورت لزوم از هر نقطه كشور مي توان بااستفاده از خطوط Dial Up، اطلاعات جوي ايستگاه مورد نظر را مشاهده نمود.

سيستمهاي خودكار در شهرهاي تبريز، هريس، اسكو، هشترود، آذرشهر و بندر شرفخانه موجود مي باشد.

هواشناسی در خدمت ایمنی پروازهاو حمل و نقل زمینی و دریایی

سيستم جوبالا :
- يك دستگاه PC)pentium 3)
- دستگاه فرستنده و گيرنده MW15
- دستگاه گراند چك

-آنتن هاي ULF و UHF و GPS نصب شده در ديده باني که هدف از استفاده آن، بدست آوردن اطلاعات لايه هاي فوقاني جو براي امر هوانوردي مي باشد.

-اداره سینوپتیک فرودگاهی و جو بالای تبریز





ايستگاهای اقليم شناسی

ايستگاههاي اقليم شناسی شامل:
ايستگاههاي اقليم شناسي اصلي، ايستگاههاي كشاورزي،ايستگاههاي اقليم شناسی معمولي، ايستگاههاي تبخير سنجي، تشعشع سنجي و باران سنجي مي باشد.
اطلاعات اين ايستگاههاي سينوپتيك وجو بالا در مراكز خدمات ماشين پردازش داده شده و در كارهاي تحقيقاتي در زمينه علمي، صنعتي، كشاورزي، راهسازي، آب خيز داري، مراتع ، پزشكي و بهاشتي و … مورد استفاده قرار مي گيرد كه همه و همه دال بر اهميت تهيه امار صحيح اقليمي است كه ان متضمن ديده باني صحيح، بموقع و آگاهانه به امور تئوري، علميف قرائت صحيح ، محاسبه و نحوه استفاده از ادوات در آن موارد و چگونگي و دقت كار و نگهداري و نصب ادوات و رعايت استانداردهاي هواشناسي مي باشد كه همه آنها بسته به انتخاب زمين و محل مناسب سكوي ادوات با توجه بهتوپوگرافي و عوامل طبيعي و اقليمي محلي مي باشد كه شايلان دقت و توجه بزرسين فني (كارشناس و كاران) و ديده بانان بايستي قرار گيرد و همواره تعهد اخلاقي لفراد نقش تعيين كننده اي را ايفا می كند.
دستورالعمل نصب ايستگاههاي هواشناسی


انتخاب محل زمين ايستگاههاي هواشناسی

با عنايت به مراتب ذكر شده، اهميت استاندار در امور انتخاب زمين مناسب و طريقه نصب ادوات مشخص مي گردد. تدارك و تهيه محل مناسب براي جايگاه سكوي ادوات و نصب درست و نگهداري ، امري مهم است



چون پايه و اساس كليه پارامترهاي جوي اخذ شده مي باشد بنابراين محل يك ايستگاه بايستي در قطعه زميني نسبتا" مسطح و باز و فاقد هر نوع مانع بوده و به روي اي زمين ساختمان هواشناسي و سكوي ادوات احداث شود.

لازم به ذكر است كه ضرورتي ندارد كه محل سكو صد در صد تخت باشد بلكه بايستي با توجه به عوارض طبيعي زمين شيب احتمالي را تا حدود 40% الي 50% تعديل نموده و سكو را احداث كرد و بر طبق توصيه هاي سازمان هواشناسي جهاني WMO موقعيت قرار گرفتن و ارتفاع از سطح زمين كليه دستگاههاي هواشناسي بر روي سكو بايد در سراسر انواع ايستگاهاي شبكه مشابه و يكسان باشد و در هنگام احداث ايستگاه بايستي توجه كرد كه از حداقل سيمان و بتون سطحي استفاده شودو ارتفاع، اقطار و رنگ پايه (لوله يا نبشي) و تورهاي حصار ادوات هماهنگ و بطور يسكان بوده تا خطاهاي ناشي از گرماي ويژه اجسام جنبي ادوات در محيط سكو تا حد امكان به يكديگر نزديك بوده تا آمارهاي بدست آمده از ايستگاههاي مختلف قابل مقايسه و محاسبه گردد. براي اين منظور سكوهاي هواشناسي از نقطه نظر اندازه، محصور بودن، طرز قرار گرفتن، ارتفاع پايه ادوات و دستگاهها يكسان گردد و محل ايستگاه بايد طوري انتخاب شود كه ديده باني اوضاع جوي از آن محل معرف هوای منطقه وسيعي از آن محيط است كه فاصله سكوي ادوات بايد از موانع فاصله مناسب داشته باد تا پارامترهای جوي اندازه گيری واقعی و صحيح باشد.

فاصله سكوی ادوات بايستي به نسبت ارتفاع يك و فاصله ده از موانع مجزا مثل ساختمانهاي منفرد، كوچك يا درختان باغچه و خيابان حد وسعت كم و در يك يا چند نقطه محدود، با مساحت كم فاصله داشته باشند و از ساختمانهاي بلند و مساحت زياد كه بيش از نيمي از دو ضلع يك زاويه از پلاتفرم را تحت تاثير قرار مي دهند به نسبت يك ارتفاع و بيست فاصله از آن مانع دور شود و سكوي ادوات هواشناسي بايستي از تاسيساتي كه در زمين ايجاد لرزش مي كنند مثل محل عبور كاميونهاي سنگيني جاده هاي اتوبان و خطوط آهن و در فرودگاهها نزديك محل فرود هواپيما و امثال آن، همچنين كو هستانها و اطراف ايستگاه حالت كريدور هوائي را پيدا نكند و يا در عمق گوديها كه كوههاي اطراف مانند ديوار آنرا پوشانده باشد.

ابعاد ايستگاههای هواشناسی و چگونگی احداث سكوها
سكوی ايستگاههای بارانسنجی در انتخاب زمين بايستي به مراحل زير توجه نمود و نكات را رعايت كرد:
1. چون بارندگيها هنگام ريزش از هواي آرام تحت تاثير نيروي حركت وضعي زمين (كوريوليس) بصورت مايل ريزش مي نمايد بايستي طوري انتخاب شوند كه حتي در مواقع بادي و طوفاني هم ساختمانها، درمواقع بادي و طوفاني هم ساختمانها، درختان و موانع رسيدن بارندگي به دهانه بارانسنج و باران نگار نگردد.
2. از قراردادن سكوي بارانسنجي در محلهايي كه آبياري قطره اي مي گردد جدا" خودداري شود.
3. ايستگاههاي بارانسنجي بايستي با توجه به حوضچه هاي ابريز رودخانه ها در مناطق كوهستاني انتخاب شوند كه حداقل فاصله انها از يكديگر پنج كيلومتر و اختلاف ارتفاع يكصدمتر باشد.
4. محاسبه طول و عرض جغرافيايي جهت رسم خطوط همبازان ضروری می باشد.
5. محاسبه ارتفاع ايستگاههاي هواشناسي بسيار ضروري و مهم مي باشد. براي تعيين ارتفاع ايستگاههاي بارانسنجي بايستي در هواي پايدار با استفاده از يك دستگاه التيمتر چندين نوبت آمار برداری كردهو معدل را ارتفاع ايستگاه قرارداد (توضيح دستگاه آتيمتر و نحوه كاركرد در بخشهای بعدی داده خواهد شد.
6. توجه شود كه انتخاب محل ایستگاه با توجه به توپوگرافی و موقعیت محلی طوری انتخاب شود که در ارتفاع بلند تر از سطوح محیط اطراف مثل پشت بام طبقات دوم، سوم و غیر قابل دسترس نصب نگردد
7. ابعاد یک ایستگاه باران سنجی 2*2 متر می باشد که با تورهای بعرض 50 سانتی متر محصور می گردند.
8. ارتفاع دهانه انواع باران نگار از سطح زمین 200 سانتی متر می باشد.

سکوی ایستگاه سینوپتیک

1. سکوی استاندارد ایستگاه های سینوپتیک در ابعاد 26*26 متر بوده که بایستی سطح آن کاملا هموار, فاقد هر نوع پستی و بلندی و در حالت طبیعی زمین و با توجه به عوارض طبیعی زمین با شیب ملایم باشد و اگر شیب زمین زیاد باشد بایستی بنابر اظهار فصل قبلی تا حدود مشخص شده تعدیل گردد
2. پایه های حصار از لوله نبشی نمره 4 یا 5 که ارتفاع آن از سطح زمین 5/1 متر و به فاصله دو متر از همدیگر نصب گردند
3. توری حصار بایستی از شبکه 4*4 یا 5*5 تدارک گردد
4. گذرگاه ها بایستی به صورت منفصل و نا پیوسته و بعرض حداکثر 50 سانتی متر احداث شود که فاصله هر قطعه حداقل 30سانتی متر باشد.
5. سطح پلتفرم بایستی از خاک طبیعی محل بوده و از شن ریزی و هر گونه تغییر اساسی خودداری گردد.
6. سطح پلتفرم باید از خار و خاشاک و علفهای هرز غیر طبیعی پاک سازی شود.
7. پوشش گیاهی داخل سکو های هواشناسی و پلتفرم در محیط هایی که در شرای کلی محیط سبز است مثل گیلان و مازندران بهمان صورت و بدون تغییر باشد و فقط نباید ارتفاع گیاهان از 10 سانتی متر بیشتر باشد .
8. در مناطق خشک و نیمه خشک باید پلتفرم پاکسازی و از خار و خاشاک و پوشش گیاهی غیر طبیعی پاکسازی گردد.
9. ردیف اول از سمت شمال از شرق به غرب باد نمای پاندولی باد نگار و بادنمای الکترونیکی بوده که در ارتفاع استاندارد 10 متر نصب می شود .
10. ردیف دوم ادوات مربوط به پناهگاه (جعبه اسکیرین) می باشد که ارتفاع پایه از سطح زمین 170 سانتی متر می باشد . بایستی یک پله دو طبقه که حداکثر ارتفاع آن 70 سانتی متر باشد جهت سهولت قرائت سایکرومتر در کنار آن نصب می گردد.
11.ردیف سوم ادوات در سمت شرق سکوی برف در ابعاد 100*100 سانتی متر احداث می شود ارتفاع سکو نباید از 15 سانتی متر بیشتر باشد .
12. روبروی سکوی اندازه گیری برف تازه بارانسنج قرار دارد که ارتفاع آن از سطح زمین 100 سانتی متر است
13. در سمت غرب ردیف سوم دستگاه باران نگار قرار دارد که ارتفاع سطح دهانه تا زمین 200 سانتی متر می باشد.
14. ردیف چهارم به ترتیب از شرق به غرب دستگاه تشعشع سنج الکتریکی ارتفاع کمی تا سطح زمین 135 سانتی متر
- دستگاه اکتینو گراف ارتفاع کفی تا سطح زمین 135 سانتی متر
- دستگاه آفتابنگار ارتفاع کفی تا سطح زمین 135 سانتی متر
- دستگاه بادنگار مکانیکی ارتفاع فنجان تا سطح زمین 200 سانتی متر
15. کرت دماسنج های خاک در جنوب شرقی در ابعاد 6*4 متر که توسط یک دیوار بتونی بعرض و ارتفاع 15 سانتی متر محصور می گردد داخل کرت بایستی از هر گونه سنگ پاک سازی شوند و ترمومترهای عمق خاک به ترتیب از غرب به شرق 100، 50 ،30 ، 20 ، 10 ، 5 سانتی متری و ترمومترهای حداقل و حداکثر خاک نصب و تعبیع می گردد.
16. محل طشت تبخیر در سمت جنوب غربی بوده که بایستی پایه زیرین طشت از حداقل بتون ریزی که ارتفاع حداکثر آن 15 سانتی متر که به صورت چهار مثلث کوچک احداث شود که به سادگی هوا از آن عبور کند و پایه چوبی طشت بر روی آن قرار می گیرد و همواره بایستی توجه شود که زیر طشت باز بوده و هوا جریان داشته باشد و همچنین از ارتفاع زیاد نیز پرهیز گردد.
17.شیر آب از طشت فاصله داشته و از قرار دادن شیر بر روی طشت پرهیز گردد و ضروریست در کلیه ایستگاه های تبخیر سنجی یک منبع ذخیره آب قرار داده شود که جهت تامین آبهای لازم از آب همدما استفاده گردد.
18. جهت روشنایی محوطه پلتفرم می توان با قرار دادن چهار چراغ روشنایی دو چراغ در روی ضلع شمالی دو چراغ در ضلع جنوبی با فواصل مساوی و یا چهار چراغ در چهار گوشه پلتفرم استفاده گردد.
19. کلیه پایه های حصار و ادوات بایستی به رنگ سفید رنگ آمیزی گردد.
20.بازرسی سالیانه از کلیه ایستگاه های سیونوپتیک توسط بازرسین فنی مناطق ضروری می باشند
21. پلتفرم ایستگاه های سینوپتیک اقلیم شناسی و غیره بایستی هر سال رنگ آمیزی ، پاکسازی و باز سازی گردد.

 

[ماهان1]

گرمای نهان

A complete understanding of latent heat will add greatly to your analysis and forecasting skills. Latent heat is nothing magical but can be very confusing to understand. Water molecules can move in three ways. They can move by vibration, rotation, and translation. Ice is not very free to move. Ice can vibrate but ice remains rigid. Liquid water moves freely but since the molecules are still very close together they do not move as freely as air.

Solid water (ice) is the most ordered state of H20 while gas is the least ordered. In order for ice to go from an ice to a liquid state, energy must be added to cause the ice to go from a higher state to a lower ordered state. When ice melts or water evaporates, energy must be taken from the environment in order for the ice or liquid to move to a less ordered state. Energy is needed to weaken the individual hydrogen bonds between H20 molecules. When water (in any of the three phrases) moves from a higher to a lower ordered state, the air surrounding the H20 will have heat subtracted from it. The three processes that subtract heat from the surrounding air are evaporation, melting and sublimation (solid to gas). When water (in any of the three phrases) moves from a lower to a higher ordered state, the air surrounding the H20 will have energy added to it. This is called a release of latent heat (e.g. when heat is subtracted from liquid water, the individual water molecules will slow down. They eventually slow down to the point at which the hydrogen bonds do not allow the liquid to rotate anymore. Ice now develops. The energy the water molecules once had to rotate has been given up to the surrounding air). The three processes that add heat to the surrounding air are condensation, freezing and deposition (gas to solid).

IMPORTANT: the processes of evaporation and condensation take 7.5 times as much energy as melting or freezing. This is why evaporational cooling will cool the air much more than the melting of snow. For example, let's say snow is falling and the outside temperature is 40 degrees Fahrenheit. As the snow falls into the warmer air it will begin to melt and some of it will be evaporating. The evaporation from the wet snow will cool the air 7.5 times as much as the melting of the snow. If the temperature drops from 40 to 32 degrees as the snow falls, about 7 of those 8 degrees of cooling is caused by the evaporation process. Melting cools the air also, just not near as much as evaporation does. When water undergoes a phase change (a change from solid, liquid or gas to another phase) the temperature of the H20 stays at the same temperature. Why? Energy is being used to either weaken the hydrogen bonds between H20 molecules or energy is being taken away from the H20 which tightens the hydrogen bonds. When ice melts, energy is being taken from the environment and absorbed into the ice to loosen the hydrogen bonds. The energy taken to loosen the hydrogen bonds causes the surrounding air to cool (energy is taken away from the environment: this is latent heat absorption). The temperature of the melting ice however stays the same until all the ice is melted. All hydrogen bonds must be broken from the solid state before energy can be used to increase the H20's temperature.
Energy always flows from a warmer object toward a colder object. An ice cube at 32 degrees F absorbs energy from air that has a temperature warmer than freezing. Energy flows from the room toward the ice cube. Throw enough ice cubes in your kitchen and you may notice the temperature of the air cooling slightly. Energy is taken from your warmer room and moved into the ice cubes to melt them; A subtraction of energy causes cooling. The same holds when comparing freezing to condensation. The condensation process will warm the surrounding air 7.5 times as much as when the freezing process occurs. When a thunderstorm develops, the release of latent heat by condensation is 7.5 times as much as the release of latent heat by freezing. Now let's do some application of this latent heat process with regard to forecasting.

1. Evaporational cooling from rain (in the absence of downdrafts) will cause the temperature to decrease but the dewpoint to increase. The dewpoint will always (in the range of normally observed temperatures) increase more than the temperature falls (e.g. suppose the temperature is 70 F with a dewpoint of 50 F, after a persistent rain the temperature will cool to about 63 and the dewpoint will rise to about 63).

2. Temperatures have a difficulty warming significantly on days when there is surface snow cover. The melting and evaporation from the snow continuously cools the air.

3. Condensation releases latent heat. This causes the temperature of a cloud to be warmer than it otherwise would have been if it did not release latent heat. Anytime a cloud is warmer than the surrounding environmental air, it will continue to rise and develop. The more moisture a cloud contains, the more potential it has to release latent heat.
potential it has to release latent heat.

4. The amount of cooling experienced during melting or evaporation is a function of the dewpoint depression. If the air is saturated, evaporation will be minimized. Evaporational cooling can not take place once dew forms on the ground but can start to take place when the sun begins to warm the surface (dewpoint depression becomes greater than 0).

5. Dry climates tend to have a larger diurnal range in temperature than moist climates. The primary reason is because of latent heat. In a dry climate, evaporational cooling is at a minimum and there is little water vapor to trap longwave radiation at night. Therefore, in a dry climate the highs will be higher and the lows lower as compared to a moist climate at the same altitude and latitude (all else being equal
​

 

[saman27]

مه چیست و چگونه تشکیل می شود؟

در واقع مه همان ابری است که در سطح زمین تشکیل شده باشد و از لحاظ شکل گیری نیز روشهای مختلفی برای تشکیل دارد . اما به طور کلی برای تشکیل مه در یک منطقه رطوبت بالا مورد نیاز است.سه حالت معمول و متداول تشکیل عبارت است از

1- مه تابشی: در این نوع از مه شما به یک توده هوای مرطوب نیاز دارید که در مجاورت یک بستر سرد قرار بگیرد. بستر سرد می تواند یک زمین پوشیده از برف و یخ باشد یا سطح یک اقیانوس سرد باشد یا صرفا سطح یک زمین بسیار سرد باشد . توده هوای مرطوب در مجاورت این بستر سرد به تدریج سرد شده و دمای آن تا حد دمای اشباع پایین می آید و باعث تشکیل مه می شود. اگر بستر شما سطح یک اقیانوس باشد و یا در مجاورت یک منبع رطوبت مانند دریاچه و یا رودخانه و یا حتی یک بستر برفی قرار داشته باشد تزریق رطوبت به این توده هوا به تشکیل مه کمک خواهد کرد. همچنین وجود ناخالصی های جاذب رطوبت در این توده هوا و در تمام انواع مه ها به تشکیل مه کمک قابل توجهی خواهد کرد.

در این نوع مه شما نباید وزش باد داشته باشید چرا که این توده هوا باید مدتی را در مجاورت این بستر سرد به سر ببرد تا دمای آن کاهش یافته و به دمای اشباع برسد و وزش باد مانع این کار خواهد شد. مجموع این عوامل بیشتر در شبهای سرد و آرام زمستانی فراهم می شود. درشبهای صاف و سرد زمستانی گرمای سطح زمین به صورت تابشی از دست رفته و سطح زمین سرد می شود و وجود یک توده هوای مرطوب در مجاورت سطح زمین باعث تشکیل شدن مه می شود به همین دلیل به آن مه تابشی می گویند.

2- مه وزشی یا انتقالی: در این نوع از مه شما یک توده هوای سرد دارید که از یک سطح مرطوب عبور می کند و رطوبت را به خود جذب کرده و اشباع می شود. این نوع از مه بیشتر روی دریاچه ها و دریاها و مناطق مجاور آنها تشکیل می شود. وقتی یک توده هوای سرد به کمک وزش باد از روی یک سطح مرطوب عبور می کند بخار آب حاصل از این بستر مرطوب جذب توده هوا می شود و از آنجایی که هوای سرد پذیرش رطوبت پایینی دارد به سرعت اشباع شده و مه ایجاد می شود. در این نوع از مه وزش باد ملایم یک عامل اساسی به شمار می آید و به همین دلیل آنرا مه وزشی نامیده اند. وزش باد شدید باعث اختلاط هوای اشباع و غیر اشباع شده و مانع از تشکیل مه خواهد شد.

3- مه کوهستانی : زمانی که یک توده هوای مرطوب به کمک باد و جریانات بالا سو در دامنه ارتفاعات به بالا رانده می شود به تدریج دمای آن کاهش یافته و به حالت اشباع می رسد و مه تشکیل می شود که این مه در ارتفاعات پایین تر به صورت ابرهایی که دامنه و قله کوه را پوشانده اند دیده می شود.

به طور کلی زمانی که سه شرط اصلی رطوبت ، سرما و هسته های جاذب رطوبت در مجاورت سطح زمین فراهم شود زمینه برای ایجاد مه فراهم است. اگرچه تابش آفتاب و گرم شدن هوا در طول روز مانع از تشکیل مه می شود و مه شبانگاهی را نیز پراکنده می کند اما وجود وارونگی دما در سطح زمین و یا آلودگی های ناشی از کارخانجات و فعالیتهای انسانی ممکن است باعث پایداری مه در طول روز نیز بشود. البته در سطح دریاها و دریاچه های بزرگ ذرات جاذب رطوبت و ناخالصی های هوا بسیار کم است اما به دلیل وجود منبع بزرگ رطوبت شرایط برای تشکیل مه مهیا تراست. البته وزش بادهای خشکی به دیا که ذرات معلق را به سمت دریا ببرد می تواند به تشکیل مه کمک نماید.

در دماهای بسیار سرد و زیر نقطه انجماد ممکن است شما مه یخی داشته باشید که از بلورهای ریز یخ تشکیل شده باشد. درخشش تند و خیره کننده بلورهای ریز یخ در برابر نور ( مانند چراغهای خودرو) می تواند به شما در تشخیص این نوع از مه کمک کند.

 

[ماهان1]

ضخامت در نقشه های ترازهای جو چیست؟

یک خط ضخامت، فاصله عمودی بین دو لول فشاری است بر حسب دکامتر که عمومن به عنوان ضخامت لایه 1000 تا 500 میلی بار استفاده می شود. بنابراین ضخامت مسافت عمودی بین لایه های 500 تا 1000 میلی بار در جو است.

ضخامت لایه 500 تا 1000 میلیبار تابعی است از دو خاصیبت:

1- میانگین دمای هوا بین لایه های 500 تا 1000 میلی بار
2- میانگین رطوبت مطلق موجود در جو بین لایه های 500 تا 1000 میلیبار

این دو خصوصیت در ترکیب با هم، "دمای مجازی" رو تشکیل می دهند.

با افزایش "دمای مجازی" ضخامت لایه هم افزایش پیدا می کنه. (چه هر دو خصوصیت دما و رطوبت مطلق افزایش پیدا کنند و چه هر کدامشون به تنهایی)
همچنین ضخامت می تواند بوسیله عامل گرمایش دیاباتیک (گرم شدن هوا بوسیله خورشید) افزایش پیدا کنه. البته با سرمایش دیاباتیک (سرمایش تشعشعی یا تبخیری) هم ضخامت کم میشه

خطوط ضخامت در عرضهای پایین تر ضخیم تر و در عرضهای بالاتر کمتر است.

اگر هم گردیان دمایی شدیدی داشته باشیم، خطوط ضخامت به هم نزدیک می شوند

نقشه های gfs ترکیبی از ضخامت، بارش و فشار سطح زمین رو نشون میدن

ضخامت لایه، بوسیله خط چین زرد نشون داده میشه. این خطوط به شما با اعدادشون نشون می دن که در هر ناحیه چه خبره! ضخامت کمتر از 510 نشون دهنده هوای قطبیه، در حالی که ضخامت های بالای 576 هوای جنب حاره ای رو نشون می ده. خط 540 معمولن مرز بین هوای سرد قطبی و هوای عرضهای میانه ست. این خط مرز بین برف و بارون رو هم به نمایش می ذاره. توی این نقشه خطوط 510، 540 و 567 استثنائن به رنگ سبز نشون داده شده

فاصله بین هر دو کنتور، 6 دکامتره، پس لاین قبل از 540، میشه ضخامت 534 دکامتر. خط بعدی ضخیم تر از 540، 546 دکامتره.

وقتی که هوای سرد به سمت جنوب میاد، کاهش ضخامت خطوط مرتبط با این هوای سرد هستند

توی این عکس، هوای بسیار سرد کلاهک قطبی (خط 510) تا مغولستان، خط 540 بین اروپا، دریای خزر و چین و خط هوای جنب حاره ای از جنوب ایران، هند و آفریقا می گذره.

 

[ali_kermanshah]

آشنائی با جبهه های هوا


زمانی که دو توده هوای با دمای مختلف، در مسیر حرکتشان به هم میرسند، حالت انتقال شدیدی (از لحاظ دما، فشار، رطوبت، باد و غیره) در مرز بین آنها بوجود میآید. اگر یک نفر همراه با توده هوای گرم به سمت شمال حرکت کند، به تدریج و به طور یکنواخت با کاهش دما مواجه میشود؛ سپس با برخورد به یک توده هوای سرد، دما به طور ناگهانی و شدید افت میکند یعنی تغییرات آهسته و یکنواخت در محل برخورد با توده سرد، به تغییر ناگهانی و غیر مداوم تبدیل میشود. به این خاطر اصطلاح خط ناپیوستگی (Line Of Discontinuity) در مورد مرکز توده هوا به کاربرد، میشود. عبارت جبهه (Front) مترادف با خط ناپیوستگی است و امروزه به خوبی جانشین آن شده است. در واقع جبهه ها مرزهای بین تودههای هوا هستند. بر روی نقشههای هواشناسی جبهه ها را با یک خط نشان میدهند. سطحی که دو توده هوای مجاور را از هم جدا میکند سطح جبهه (Frontal Surface) نامیده می شود.


انواع جبهه ها


جبهه های گرم (warm fronts)
"یک جبهه گرم، جبهه ای است که در طول آن، هوای گرم جانشین هوای سرد می شود. "در صورتیکه که جهت حرکت توده های هوا به طریقی باشد که هوای گرم به تدریج از روی سطح زمینی عبور کند که قبلاً در آن جا هوای سرد وجود داشته است، جبهه تشکیل شده، جبهه گرم خواهد بود.
بر روی نقشه های هواشناسی، جبهه گرم معمولاً به صورت نیم دایره های سیاه رنگ و در سمتی که جبهه به آن طرف حرکت می کند رسم می شود. بر روی نقشه های چاپی، جبهه گرم با خط پر رنگ و قرمزمشخص شود.حاصل شکل گیری جبهه گرم ایجاد پوشش نسبتاً ضخیم ابر بر روی سطح جبهه و در نزدیکی دنباله آن و بارندگی یکنواخت است.


جبهه های سرد (Cold fronts)
"در جبهه های سرد، هوای سرد جانشین هوای گرم می شود." تیغه های سیاه رنگ بر روی خطی که جبهه را نشان می دهد علامت جبهه سرد هستند و همیشه بر روی جهتی قرار داده می شوند که جبهه در آن مسیر حرکت می کنند.

بر روی نقشه های هواشناسی جبهه سرد با خط پررنگ آبی مشخص می شود. حاصل تشکیل جبهه سرد بوجود آمدن ابرهای کومولوس و کومولونیمبوس، همراه با بارندگی های رگباری است.


جبهه های ساکن (Stationary fronts)
فرض کنید دو توده هوای گرم و سرد توسط یک جبهه از هم جدا شده اند. آیا این جبهه گرم است یا سرد؟ جواب این است که تشخیص جبهه، به رفتار آن بستگی دارد. اگر جبهه در جهت هوای گرم جابه جا شود، جبهه سرد است و اگر در جهت هوای سرد جابه جا شود، جبهه گرم است. اما اگر توده های هوا در حرکت نباشند، جبهه به حالت سکون در می آید پس در واقع جبهه ساکن، جبهه ای است که در جهت افقی دارای حرکات بسیار کمی بوده و تقریباً اصطلاحی است که به مرز توده های هوای ساکن گفته می شود و بر روی نقشه های هواشناسی با ترکیبی از جبهه گرم و سرد نشان داده میشود.


جبهه های بند آمده (Occluded fronts)
جبهه بند آمده از ادغام جبهه های سرد و گرم تشکیل می شوند. اگر یک جبهه سرد از یک جبهه گرم پیشی گیرد، نتیجه کار یک جبهه بندآمده است. با نزدیک شده به جبهه بندآمده، سیستم ابر یا بارندگی حاصل از آن بسیار شبیه یک جبهه گرم است، زیرا تشکیل دنباله توده هوای گرم قبل از جبهه تغییری نکرده است. با گذر جبهه، ابرها و بارندگی متعاقب آن از نوع جبهه سرد خواهد بود.
در تقسیم بندی ابرها جمعا ۲۷ نوع ابر موجود است که از بین این ۲۷ نوع ٬ دو نوع آنها ابرهای CB (charley Brown) می باشند که خطرناک ترین ٬ عظیم ترین و در عین حال زیبا ترین ابرهای جهان می باشند .


منبع:مرکز هوافضا و هوانوردی ایروسنتر - .:: مرکز هوافضا و هوانوردی ایروسنتر ::.

 

[amirkoorosh]

نیروی ناشی از گرادیان فشار:

برای اینک ه چیزی را شتاب دهیم باید نیرویی خالص به آن وارد کنیم. نیرویی که جریان باد را ایجاد می کند ناشی از اختلاف فشار افقی در یک ناحیه است.

هوای محصور بین دو ناحیه فشار زیاد و فشار کم تعادل خود را از دست داده به حرکت در می آید. هر چه این اختلاف فشار زیادتر باشد سرعت جریان هوا (باد) زیادتر خواهد بود.




تغییرات در فشار هوا بر روی سطح زمین، توسط فشارسنج ها در صدها ایستگاه هواشناسی اندازه گیری می شود.



این اندازه گیری های فشار بر روی نقشه های هواشناسی به صورت هم فشار ها که از به هم وصل کردن نقاط هم فشار به دست می آیند، نشان داده می شوند.


فاصله های بین هم فشارها میزان تغییرات فشار را در فاصله معین نشان می دهد.






این تغییرات در واحد فاصله را گرادیان فشار می نامند. هر چه هم فشارها به هم نزدیک تر باشند، گرادیان فشاری بزرگ تر و در نتیجه نیرویی بزرگ تر و باد شدیدتر خواهد بود.





شکل روبرو ارتباط بین فاصله ها هم فشارها و سرعت باد را نشان می دهد. باید خاطر نشان کرد که بزرگ ترین گرادیان های فشار در راستای قائم اتفاق می افتند زیرا با افزایش ارتفاع، فشار به شدت کاهش می یابد؛ در نتیجه انتظار می رود که یک جریان قوی هوا به طرف بالا داشته باشیم، ولی در عمل چنین اتفاقی مشاهده نمی شود.



دلیل این حالت آن است که نیروی ناشی از این گرادیان فشار با نیروی وزن هوا که رو به پایین است خنثی شده حرکت محسوسی را در راستای قائم ایجاد نمی کند

 

[amirkoorosh]

فشار هوا نیرویی است که هوا بر یک واحد از سطح زمین وارد می‌کند

و مقدار آن در سطح دریای آزاد، برابر است با وزن ستونی از جیوه به ارتفاع 76 سانتیمتر.

واحد اندازه‌گیری فشار هوا در آب و هواشناسی میلی‌بار یا هکتوپاسکال می‌باشد؛ هر میلی بار یا هکتوپاسکال برابر با 1000 دین بر سانتی متر مربع می‌باشد فشار ستون هوا در سطح دریای آزاد 1013 هکتوپاسکال بر سانتی‌متر مربع می‌باشد.

از آنجا که تراکم هوا با ارتفاع کاهش می‌یابد، با افزایش ارتفاع فشار هوا نیز کم می‌شود، اما تغییر فشار برحسب ارتفاع چندان منظم نیست؛ به طور کلی تا ارتفاع 1500 متری سطح زمین به ازای هر 100 متر افزایش ارتفاع، فشار هوا حدود 12 هکتوپاسکال کم می‌شود.

پراکندگی افقی فشار اتمسفر را با استفاده از خطوط هم فشار به صورت سطح هم فشار نشان می‌دهند. خط هم فشار خطی است که تمام نقاط با فشار یکسان را به هم مربوط می‌کند. نقشه‌های هم فشار برای سطوح مختلف اتمسفر تهیه می‌شود.

پراکندگی فشار در سطح زمین

تکرار حالت‌های لحظه‌ای هوا در دراز مدت در پراکندگی فشار، الگویی میانگین را نشان می‌دهد که کما بیش انعکاس تاثیرهای گردش عمومی جو است، در نقشه‌های میانگین فشار نمود‌های زودگذر و نادر دیده نمی‌شود و در مقابل نمود‌های عمده و غالب چه در مقیاس محلی و چه در مقیاس جهانی جلوه می‌‌کنند؛ بنابراین مطالعه نقشه‌های میانگین فشار اگر چه در کاربرد موضعی یا کوتاه مدت چندان کارآمد نیست اما برای شناخت نمود‌های عمده و غالب گردش عمومی هوا مهم است.



مراکز عمده فشار در سطح زمین به تبعیت از سیستم نصف النهاری گردش عمومی هوا، از استوا تا قطب به صورت کمربندهای مداری متناوبی جلوه می‌کند؛ اما وضعیت خشکی و دریا در نیمکره شمالی این منظم را به هم می‌زند و مراکز یاد شده را به صورت سلول‌های جدا از هم در می‌آورد.

نتیجه گردش عمومی هوا در دراز مدت، وجود کمربندهای کم فشار در استوا، پر فشار در منطقه جنب حاره کم فشار در منطقه معتدله و احتمالا در منطقه قطبی است.

 

[fooladi]

Introduction to Atmospheric Science