انواع توده های هوایی

مقدمه

سطح زمین بر روی اقلیم اثر دارد. حال اگر یک هوا بر روی قسمتی از سطح زمین باقی بماند و یا به آرامی بر روی آن حرکت کند باعث می‌شود که به ویژه در سطوح تحتانی آن خصوصیات سطح زمین را که از روی آن رد می‌شود، کسب نماید. در جائی که در مسافات طولانی خصوصیات سطح زمین کم و بیش یکسان است، برای مثال بر روی یکی از اقیانوسهای بزرگ یا سطوح خشکی وسیع بدون رشته کوهستان نظیر آسیای مرکزی ، هر هوایی باقی بماند یا به آرامی بر روی آن حرکت کند خصوصیاتی را که در مسیر افقی تغییرات کمی دارد، کسب خواهد کرد. چنین هماهنگی افقی می‌تواند در مسافات بزرگی گسترده شده و این حجم از هوا یک توده هوا نامیده شده و مناطقی که توده‌های هوا در آنها شکل می‌گیرند مناطق منشأ توده هوا (Air-mass Source) نامیده می‌شوند. مناطق منشا توده هوا به دو صورت مشخص می‌شوند:

خصوصیات یکنواخت سطحی و غلبه واچرخندهای ثابت و یا با سرعت کم هوا در آنها. چنین مناطقی معمولا مناطق وسیعی هستند که فاقد باد یا دارای بادهای آرامی هستند. خصوصیات یک توده هوا که تحت چنین شرایطی بوجود می‌آید بوسیله خصوصیات مناطق منشأ تعیین می‌گردد و معمولا این خصوصیات توسط شرایط دمایی و رطوبتی بیان می‌گردد.

طبقه بندی توده‌های هوایی

بر این اساس طبقه بندی توده‌های هوا بر حسب مناطق منشأ انجام شده است:

منجمد A Arctic قطبی دریایی mP Maritime Polar حاره‌ای دریایی mT Maritime Tropical قطبی قاره‌ای cp Continental Polar حاره‌ای قاره‌ای cT Continental Tropical استوایی E Equatorial

در نواحی منشأ توده هوا وضعیت جوی و بنابراین اقلیم بیشتر ، معرف خصوصیت منطقه منشأ است. این مسئله به ویژه در عرضهای پایین (مناطق حاره) و عرضهای بالا مورد دارد. در عرضهای میانه اقلیم بوسیله تغییر دائمی وضعیت جوی ناشی از بادهای غربی و توالی واچرخندها و چرخندها ، در سطح زمین بوجود می‌آید. در اینجا با عبور یک توده هوا یا توده‌های هوای دیگری از منطقه پیوسته یک تغییر نقش از خصوصیات توده‌های هوا مشاهده می‌شود. توده هواهای قطبی و منجمده غالبا به سمت استوا و شرق حرکت می‌کنند، توده هواهای حاره‌ای و استوایی بیشتر به سمت قطب و شرق حرکت می‌کنند. بنابراین وضعیت جوی که اقلیم عرضهای میانه را تحت سلطه خود دارد به صورت متناوب با خصوصیات توده هواهای مختلف تعریف می‌گردد.

خواص و شکل گیری توده‌های هوا

خصوصیات و خواص توده‌های هوا از مناطق منشأ آنها کسب می‌گردد. بنابراین در حالی که توده‌های هوای قاره‌ای معمولا حاوی رطوبت کمی بوده در حالی که توده‌های هوای دریایی حداقل در سطوح زیرین آنها رطوبت بالایی دارند. در حالی که توده‌های هوای حاره‌ای و استوایی گرم بوده ، توده‌های قطبی و منجمده سرد هستند. توده‌های هوای 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 (Upwelling) 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.