مقدمه

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:

1. سرعت باد حقیقی کمتر از سرعت باد ژئوستروفیک است.
2. 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 150 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 3/2 سرعت باد ژئوستروفیک بوده و زاویه‌ای که جریان باد با خطوط همفشار درست می‌کند در حدود 15 درجه است. در روی خشکی سرعت باد حقیقی بین 3/1 تا 3/2 سرعت باد ژئوستروفیک است و زاویه‌ای که جریان باد خطوط همفشار درست می‌کند در حدود 25 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:

1. توربولانس اصطکاکی
2. 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.

باد حرارتی

بردار باد ممکن است با ارتفاع تغییر کند. یعنی شیر عمودی باد ممکن است بین پایین و بالای لایه‌ای از هوا بوجود آید. روشن است که علت وجود این شیر عمودی باد در روی هر مکانی به توزیع نامساوی افت متوسط دمای مجازی در لایه بستگی دارد. تفاضل برداری باد پایین از باد بالای هر لایه را "باد حرارتی" آن لایه گویند. داشتن اطلاعات بردارهای باد حرارتی در تهیه نقشه‌های ضخامت مفید است.

بادهای عمودی

برخی از مهمترین منابع حرکت عمودی هوا بصورت زیر است:

1. توپوگرافی (ناهمواری زمین)
2. جابجایی عمودی (کنوکشن)
3. کنورژانس
4. اعمال جبهه‌ای
   
   

جریانات عمودی دارای ماهیت محلی می‌باشند و هنگامی که هوا بر روی کوهستانی جریان می‌یابد، کلا به طرف بالا جابجا می‌شود. در سطوحی که چندین بار بیشتر از ارتفاع عمودی کوهستان است این حرکت عمودی هوا ممکن است قابل ملاحظه باشد. جریانات جابجایی عمودی هوا در نتیجه گرم شدن هوا در نزدیکی سطح زمین بوجود آید. این نوع جریانات ممکن است به شکل حرکات پیچکی کوچک نامنظم که مشابه حرکات پیچکی اصطکاکی هستند ظاهر شوند و یا ممکن است این نوع جریانات در داخل حرکات پیچیکی وسیع عمودی با جریانات مشخصی و بارز رو به پایین و روبه بالا هستند بسط و توسعه یابند. کنورژانس افقی جرم هنگانی به وقوع می‌پیوندد که جریان خالص افقی ورودی هوا به طرف داخل ناحیه‌ای وجود داشته باشد. تداوم و پیوستگی کنورژانس باعث انباشته شدن هوا و در نتیجه افزایش دانسیته آن می‌شود. دیوژانس افقی جرم تأثیری متقابل کنورژانس افقی جرم دارد. در بعضی مناطق ممکن است تشکیل ابر و بارندگی در اثر حرکت صعودی ایجاد شود. برعکس در مناطقی که حرکت نزولی وجود دارد، وضعیت جوی اغلب بطور نسبی خوب است.

چشم انداز و نتیجه بحث

استفاده از اصول اولیه دینامیک هواشناسی شخص را قادر می‌سازد تا جریان هوایی را که با الگوهای فشار ثابت یا ارتفاع ثابت در روی نقشه‌های سینوپتیکی وجود دارند تفسیر نماید.

مباحث مرتبط با عنوان

• آب و هواشناسی و سیر تحولی آن
• آلودگی هوا
• اتمسفر
• ابرها
• ایستگاههای هواشناسی
• جبهه هوا
• جو زمین
• لایه‌های مختلف جو زمین
• نقشه‌های سینوپتیکی
• هواشناسی
• هواشناسی آلودگی هوا
• هواشناسی جاده‌ای
• هواشناسی سینوپتیکی
• هواشناسی کشاورزی