چهارشنبه ۶ خرداد ۱۳۸۸ ه‍.ش.

وارونگی هوا

کاهش درجه حرارت با افزایش ارتفاع از سطح دریا همیشه اتفاق نمی افتد یک گاهی در شرایط بخصوص درجه حرارت پائین جو کمتر از طبقه فوقانی جو می باشد. عواملی که در ایجاد وارنگی هو موثرند به قرار زیر می باشند. 1- وجود هوای سرد و خشک که باعث جذب تشعشع جزئی حرارت زمین می گردد. 2- آسمان صاف و بدون ابر که عمل تشعشع را سرعت می بخشد. 3- شب های طولانی که سبب می شود که طول مدت تشعشع بنفش از تابش آفتاب باشد. 4- هوای آرام و بدون باد که باعث عدم تداخل هوای سرد و گرم شود. عوامل ذکر شده بالا باعث می شود که هنگام شب تشعشع شدید شده و سطح زمین به سرعت حرارت خود را از دست بدهد و خیلی زود سرد شود. در این هنگام هوای سرد طبقه پائین جو به طرف سطح زمین حرکت می کند و بدین ترتیب سردتر از طبقه فوقانی خود می شود هوای گرم شبهای کوتاه با دو وجود ابرومه از عواملی هستند که قانع وارنگی هوا می شوند.
وارونگی هوا


نمایی از شهر شانگهای در زمستان ، که پس از وارونگی هوا دچار آلودگی شدید هوا شده است.
وارونگی هوا یا وارونگی گرمایی به پدیده ای گفته میشود که در آن برخلاف حالت طبیعی با افزایش ارتفاع دما نیز زیاد میشود و در این شرایط درجه حرارت پائین جو کمتر از طبقه فوقانی میباشد. در شهرهای بزرگ وارونگی هوا معمولا باعث آلودگی هوا میشود.
عوامل ایجاد وارونگی هوا
عوامل زیر موجب میشود که هنگام شب تشعشع(از زمین) شدید شده و سطح زمین به سرعت حرارت خود را از دست دهد و خیلی زود سرد شود و وارونگی هوا پدید آید.
وجود هوای سرد و خشک که باعث جذب تشعشع جزئی حرارت زمین می گردد.
آسمان صاف و بدون ابر که عمل تشعشع را سرعت می بخشد.
هوای آرام و بدون باد که باعث عدم تداخل هوای سرد و گرم شود.
بطور طبيعي آلودگي هوا هنگاميکه هوا ساکن است و آلاينده ها در يک جا محدود شده اند، وخيم تر مي شود. برخي شرايط خاص جوي مي توانند منجر به آلودگي حاد هوا شوند. شرايطي که آنرا وارونگي گرمايي مي ناميم، مسئول بوجود آمدن اين حالت است. در بخش پايين جو، درجه حرارت همراه با افزايش ارتفاع، کاهش مي يابد. گرچه نور مستقيم خورشيد در ارتفاعات شديدتر است، با اين حال قله کوهها سرد است. در حالت وارونگي گرمايي، يک جبهه هواي نسبتا گرم، در بالاي سطح زمين وجود دارد. يعني اگر از سطح زمين بالا برويم، درجه حرارت تا مدتي کاهش مي يابد و سپس در لايه گرمتر وارونگي الگوي عادي ، افزايش پيدا مي کند و در لايه هاي بالاتر، مجددا از ميزان آن کاسته مي شود. وارونگي هوا ممکن است به چند شکل پديد آيد. هواي گرمي که برفراز منطقه اي در ارتفاع بالا حرکت مي کند، از فراز هواي سرد نزديک سطح زمين ممکن است منجر به وارونگي گرمايي شود. اکثر آلاينده هاي هوا همچون دود اگزوز خودروها، گاز و دود صنايع و غيره، هنگامي که رها مي شوند، گرمتر از هواي اطراف خود هستند و چون هواي گرم به اندازه هواي سرد متراکم نيست، گازهاي آلوده گرم بالا مي روند و در لايه هاي سرد بالاتر پخش مي شوند. وقتي وارونگي گرمايي رخ مي دهد، يک لايه هواي گرم روي يک لايه هواي قرار مي گيرد. گازهاي آلوده گرم فقط تا زماني که به لايه هواي گرم برسند، بالا مي روند. در آن نقطه، آلاينده هاي مزبور غلظت کمتري از هواي بالا ندارند، از اينرو صعود آنها متوقف مي شود. در يک محيط بسته نزديک سطح زمين حبس مي شوند و غلظت آنها در هواي نزديک سطح زمين مرتبا افزايش مي يابد. گاهي مرز ميان هواي سرد و گرم آنقدر مشخص است که مي توان آنرا بصورت يک سطح صفحه اي شکل، بلاي منطقه آلوده ديد. پديده وارونگي اينورژن در فصل زمستان رخ مي دهد. از مراجعه حضرتعالي به اين سايت متشکريم موفق و مويد باشيد
دوست عزيز در زمستان به علت تشکيل لايه وارونگي در طبقات جو دما از سطح زمين تا ارتفاع مزبور بر خلاف معمول افزايش مي يابد . اين لايه معمولا غبار آلود بوده و امکان تشکيل مه زميني همراه با آلودگي هاي محلي در آن براحتي وجود دارد . در زمستان ممكن است اثر تشعشع روزانه خورشيد آن قدر كافي نباشد كه برگشت به حالت عادي انجام گيرد. بنابراين عمل وارونگي چندين روز به طول مي انجامد. در مناطق شهري، به علت ايجاد حرارت كلي (كوره هاي صنعتي و خانگي) بر سطح زمين ممكن است درجه دما به علت اين بي نظمي فزاينده دچار آشفتگي شود و اين آشفتگي به علت وجود ساختمانها تسهيل مي شود. بدين ترتيب وارونگي نسبت به زمينهاي هموار عموماً در ارتفاع بالاتر صورت مي گيرد. پديده هاي آرامش و وارونگي از نظر آلودگي اهميت قابل ملاحظه دارد. به طور كلي، صعود عمودي توده اي از هوا فقط در صورتي اتفاق مي افتد كه دماي يك توده نسبت به هواي پيرامون خود بالاتر باشد. يادآور مي شود، با افزايش دماي هوا چگالي آن كاهش پيدا مي كند. به ياري همين ويژگي بود كه براي نخستين بار بالنها را به هوا فرستادند. مواد متصاعداز دودكشها (كه مي توان آنها را به بالنهاي بدون روكش تشبيه كرد) نيز در صورتي كه شرايط جوي عادي و باد ضعيف باشد به طور عمودي بالا مي رود و سپس در اثر وزش باد ضعيف، اين توده دود، حالت خميدگي پيدا مي كند كه به علت پخش همزمان گسترش مي يابد. با اين حال در صورت برقراري وارونگي، پخش توده دود به ارتفاع نسبي دودكش ها و قشر وارونگي بستگي دارد، چنانچه در نوك دودكش ها مقدار قابل ملاحظه اي ذرات در زير قشر گرم محاصره مي شود كه بالاخره با يكديگر برخورد خواهند كرد. بنابراين توده دود اغلب به عوض متصاعد شدن پخش مي شود. دراين صورت، تراكم مواد آلاينده آن قدر افزايش پيدا مي كند تا واچرخه جابه جا يا منهدم مي شود. به اين ترتيب، اگر با دودكشهاي متعدد سروكار داشته باشيم و اگر افزايش بيش از حد منابع آلاينده سطح زمين مانند خودروها را نيز به حساب آوريم، به علت اين پديده، آلودگي مي تواند به ميزان بالايي برسد كه براي انسانها، حيوانات و نباتات خطرناك است. برعكس، اگر در ميان دودكشها، دودكشي باشد كه ارتفاع آن نزديك به ارتفاع قشر وارونگي باشد، توده دود مي تواند اين قشر را سوراخ كند و آنچه از اين دودكشها منتشر مي شود، آلودگي را تشديد نمي كند. به همين دليل، دودكشهاي بسيار مرتفع مناسب تر است و در حال حاضر سعي مي شود، براي نيروگاههاي حرارتي پرقدرت، دودكشهاي بسيار مرتفع ساخته شود. اين حالت، در دره ها بيش ازجاهاي ديگر است و اين هوا قشري را تشكيل مي دهد كه نسبت به ساير نواحي هم ارتفاع ضخيم تر و پايدارتر است.
عوامل آلوده کننده هوا عبارتند از: عوامل طبيعي : فوران هاي شديد آتشفشان , وزش توفان , بادهاي شديد و … گازها و ذراتي را وارد مي‌کنند و سبب آلايش آن مي‌شوند. فعاليت انسان : کارخانجات صنعتي ، کشاورزي ، شهرسازي ، وسايل گرمازا ، نيروگاهها ، وسايل نقليه و ... از عوامل آلوده کننده هوا هستند. مواد آلوده کننده هوا به شرح زير اند: مونوکسيد کربن : گاز سمي مونوکسيد کربن بطور عمده مربوط به خودروهايي است که مصرف سوخت آنها بنزين مي‌باشد. اين خودروها مقدار زيادي گاز CO را از طريق لوله اگزوز وارد هوا مي‌کنند. دي اکسيد گوگرد : عمدتا مربوط به نفت کوره نفت سياه است که در بعضي صنايع و تاسيسات حرارت مرکزي و توليد نيرو مورد استفاده قرار مي‌گيرد. اکسيدهاي نيتروژن دار: بطور عمده مربوط به نفت کوره ، گازوئيل و مقدار کمتري مربوط به مصرف بنزين و نفت سفيد است. هيدروکربن‌هاي سوخته نشده : عمدتا مربوط به خودروهايي است که بنزين مصرف مي‌کنند. نفت کوره و گازوئيل در اين مورد سهم کمتري دارند. ذرات ريز معلق : به طور عمده از سوختن نفت کوره حاصل مي‌شود. برميد سرب : در نتيجه مصرف بنزين در موتور اتومبيل‌ها حاصل مي‌شود. ساير ترکيبات سربي : بنزين خودروها اغلب داراي ماده‌اي به نام تترا اتيل سرب است، که به منظور روان کردن کار سوپاپ‌ها و بهسوزي بنزين به آن اضافه مي‌شود. اين ماده هنگام سوختن بنزين باعث پراکنده شدن ذره‌هاي جامد و معلق ترکيبات سرب در هوا مي‌شود که هم سمي‌اند و هم به صورت رسوب‌هاي جامد وارد دستگاه تنفسي مي‌شوند. گاهي در فصول سرد سال به علت پديده وارونگي دما ، آلودگي هوا بيشتر مي‌شود و بهتر است بيماران قلبي و کودکان از خانه خارج نشوند. در حالت عادي در تروپوسفر ، با افزايش ارتفاع از زمين ، دماي هوا کاهش مي‌يابد و بنابراين در شرايط عادي ، هواي مجاور سطح زمين گرمتر و سبکتر از لايه‌هاي بالايي است و مي‌تواند به راحتي به سمت بالا صعود کند و جابجا شود. اما در بعضي مواقع بخصوص در فصل زمستان وضعيت برعکس مي‌شود. يعني در قشرهاي نزديک به سطح زمين ، با افزايش ارتفاع ، دما هم افزايش مي‌يابد. زيرا در اين شرايط هواي سردتر و سنگين‌تر در مجاورت زمين به حالت سکون قرار گرفته است و لايه هواي گرمي در بالاي آن وجود دارد. در چنين حرکت صعودي و جابجايي هوا صورت نمي‌گيرد. وارونگي دما معمولا در شب‌هاي آرام و بدون ابر زمستان اتفاق مي‌افتد. اين پديده ممکن است در داخل يا خارج از شهرها رخ دهد. اما در شهرهاي بزرگ و صنعتي مشکلات زيادي را به همراه مي‌آورد.
هوا ضروریترین ماده برای ادامه حیات موجود زنده است. هر انسان به طور متوسط روزانه 16 کیلوگرم هوا مصرف می کند و این در حالی است که فقط 5/1 کیلوگرم آب و حدود 1 کیلوگرم غذا مصرف می کند. معمولا در لایه پایین جو درجه حرارت هوا با افزایش ارتفاع کاهش می یابد. بنابر این، طبیعی است که حرکت صعودی هوا به وجود می آید. ادامه مطلب ...پدیده وارونگی و اثر گلخانه ای چیست؟هوا ضروریترین ماده برای ادامه حیات موجود زنده است. هر انسان به طور متوسط روزانه 16 کیلوگرم هوا مصرف می کند و این در حالی است که فقط 5/1 کیلوگرم آب و حدود 1 کیلوگرم غذا مصرف می کند .وارونگي (Inversion) چيست؟معمولا در لایه پایین جو درجه حرارت هوا با افزایش ارتفاع کاهش می یابد. بنابر این، طبیعی است که حرکت صعودی هوا به وجود می آید و آلودگیها را با خود به طبقات بالای جو می برد و از محل تنفس دور می کند؛ اما در بعضی از شرایط جغرافیایی خاص (مانند احاطه شدن شهری با کوهها)، لایه هوای گرم - همچون سقف شیشه ای که بالای شهر را بپوشاند باشد - هوای سرد پایین را محبوس می کند و مانع از بالا رفتن و دور شدن آلودگی از سطح شهر می شود. در این حالت، جریان هوا برعکس می شود و باعث پایداری بیشتر هوا و تراکم گازهای آلاینده تا حد بسیار خطرناک می شود که به این حالت وارونگی جوی اطلاق می شود. متأسفانه، تهران بیش از دو سوم روزهای سال (حدود 250 روز) با پدیده وارونگی جوی روبروست. این حالت بیشتر در پاییز و زمستان روی می دهد.اثر گلخانه ای چیست؟در روزی آفتابي و خنك، هواي درون گلخانه بسيار گرمتر از هواي آزاد بيرون است. اين امر به سبب آن است كه گلخانه مثل مجرایي يكطرفه عمل مي كند. شيشه به نور خورشيد اجازه مي دهد که وارد شود، اما جلوی خروج بخش زيادي از حرارتي را می گیرد كه سعي در خارج شدن دارد. زمين و اتمسفر اطراف آن به شكل مشابهي عمل مي كند. تابش نور خورشيد سطح زمين را گرم مي كند، پرتو از درون جو به سمت بالا بازتابيده مي شود، اما راه خروج آن با گازهاي گلخانه اي سد مي شود. گازهاي گلخانه اي عبارت اند از: دي اكسيد كربن، بخار آب، گاز متان. اين پديده به «اثر گلخانه اي» معروف است. بدون وجود اين پديده، دماي زمين سردتر خواهد بود. بشر با سوزاندن سوختهاي فسيلي (مثل زغال سنگ و نفت) باعث زیاد شدن مقدار دی اکسید کربن در اتمسفر به میزان 3/0% در سال می‌شود. از آنجایی که دی اکسید کربن از گازهای گلخانه‌ای بسیار خطرناک است، دانشمندان با زیاد شدن میزان آن در جو انتظار بالا رفتن دمای زمین را دارند. در صد سال اخیر، میانگین دمای زمین در حدود 5/0 درجه سانتیگراد (1 درجه فارنهایت) افزایش پیدا کرده است. در صورتی که این افزایش در دمای زمین ادامه پیدا کند، تقریبا به طور حتم روی سطح آب دریاها تأثیر خواهد گذاشت و این رخداد ممکن است ساختار آب و هوایی زمین را تغییر دهد.پیامدها: برخی از مناطق ممکن است به طور فزاینده‌ای سردتر شوند و مناطق حاصلخیز و کشاورزی ممکن است خشک شوند و کارایی کشاورزی خود را از دست بدهند. بسیاری از کشورها در حال حاضر مشغول کم کردن میزان تولیدات گازهای گلخانه‌ای خودند، اما هیچ کس نمی‌داند که آیا همین مقدار واکنش کشورها برای جلوگیری از خطر جهانی حاصل از گرم شدن هوای زمین کافی است یا خیر؟ تابشهای خورشیدی پس از عبور از فضا به زمین و اتمسفر می رسد و قسمت بزرگی از آن در کره‌ زمین جذب می‌شود. کره زمین، پس از گرم ‌شدن، امواج گرم را به صورت تابشهای فروسرخ به فضا باز می‌‌تاباند. قسمتی از این تابشهای فروسرخ از اتمسفر عبور می کند و قسمتی دیگر را گازهای‌ گلخانه‌ای موجود در اتمسفر جذب‌ می کند و به سطح زمین بازتابانیده می‌شود.گازهای ‌گلخانه‌ای موجود در جو زمین کسری از انرژی خورشیدی رسیده به زمین را در داخل اتمسفر نگه می‌دارند و دمای زمین بر اثر این انرژی در حد مناسبی ثابت باقی می‌ماند. این عمل گازهای‌ گلخانه‌ای را «اثر گلخانه‌ای» نامیده‌اند. گفتنی است که اگر اثر ‌گلخانه‌ای در جو زمین وجود نداشت، دمای کره زمین حدود 5/15 درجه سانتیگراد نسبت به حال کمتر می‌شد و عصر یخبندان دیگری را رقم می‌زد. همچنین، در صورتی که موجودی گازهای‌ گلخانه‌ای در داخل اتمسفر زیادتر از حد متعارف شود، موازنه انرژی زمین به هم می‌خورد و انرژی بیشتری در داخل اتمسفر زمین باقی می‌ماند. انرژی بیشتر گرم شدن زمین را در پی خواهد داشت. البته، نمی توان این فرضیه را قوی دانست و باور کرد که - بر طبق قوانین فیزیک - هیچ انرژیی در طبیعت از دست نمی رود و به دیگر انرژی تبدیل می‌شود. بنابر این، نظر این است که نمی توان رابطه‌ای بین اثر گلخانه‌ای و بالا رفتن دمای کره زمین پیدا کرد

شرایط هواشناسی اثر قابل ملاحظه‌ای در مسئله آلودگی هوا دارند. پارامترهای هواشناسی تأثیر گذار بر مسئله آلودگی هوا را می‌توانیم به دو دسته اولیه و ثانویه تقسیم بندی کنیم. پارامترهای اولیه عبارتند از: جهت و سرعت باد ، دما ، ارتفاع آمیختگی و پارامترهای ثانویه عبارتند از بارش ، رطوبت ، تابش و دید. این پارامترها بطور قابل ملاحظه‌ای تابع عرض جغرافیایی ، فصل و توپوگرافی هستند. همانطوری که شرایط آب و هوایی بر شدت آلودگی تأثیر می‌گذارد، آلودگی هوا نیز شرایط آب و هوایی را تغییر می‌دهد. مثلا آلودگی هوا سبب کاهش دید ، افزایش فراوانی و مدت مه‌های غلیظ (fog) و کاهش تابش ورودی خورشید شود. همچنین بارندگی و رطوبت نسبی در شهرها ممکن است به ترتیب بیشتر و کمتر گردد. پراکنش و پخش در هواشناسی آلودگی هوا و کلمه Dispersion (پراکنش) و Diffusion (پخش) بسیار کاربرد دارند. Dispersion یا پراکنش به حرکت یا انتقال آلاینده‌ها بطور افقی یا قائم توسط باد اشاره می‌کند. در حالیکه Diffusion یا پخش به رقیق شدن آلاینده‌ها اشاره دارد. پراکنش در جهت قائم توسط پایداری جوی کنترل می‌شود، در حالی که پراکنش افقی با جهت باد تعیین می‌شود. Diffusion یا پخش عمدتا نتیجه‌ای از تلاطم (Turbulence) در جو می‌باشد و بستگی به تغییرپذیری ویژگیهای رژیم باد دارد. تربولانس (Turbulence) جریان تلاطمی ، جریانات بسیار نامنظم ، تقریبا تصادفی و غیر تصادفی و غیر قابل پیش بینی هستند. آنها اغلب به شدت چرخشی و دارای حرکات قابل پراکندگی و پخش شدن هستند. تلاطم عموما به طبیعت ظاهرا نامنظم (آشفته) بسیاری از جریانات شاره اشاره می‌کند که به شکل افت و خیزهای نامنظم و تقریبا تصادفی سرعت و دما در اطراف مقدار میانگین ظاهر می‌شوند. افت و خیزهای نامنظم در یک جریان متلاطم در یک نقطه معین تابع زمان و در یک زمان معین تابع مکان هستند. تلاطم بیشتر در سطح زمین (لایه سطحی) موجود است. پایداری جوی قبل از تشریح پایداری چند تعریف اساسی در اینجا عنوان می‌شود. بسته هوا به یک تکه از جو اطلاق می‌شود. فرآیند بی‌درو ، فرآیندی است که طی آن هیچگونه تبادل گرمایی با محیط انجام نمی‌شود. مثلا تغییر حجم یا فشار هوا و یا دمای آن ممکن است بدون آنکه تبادل گرمایی صورت گرفته باشد، انجام شود. بسیاری از تغییرات فشاری و دمایی در جو بی‌درو هستند، به همین دلیل هوا هادی ضعیف گرما است و آمیختگی هوا با محیط اطرافش به آرامی صورت می‌گیرد. فرآیندهای تابشی فقط تغییرات کوچک را طی زمانهای کوتاه ایجاد می‌کنند. اگر یخ بسته هوای خشک صعود یا نزول نماید، به صورت بی‌درو منبسط یا منقبض خواهد شد و بنابراین به منطقه با فشار کمتر یا بیشتر وارد می‌شود. همانطوری که بسته هوا منبسط یا منقبض می‌شود به اندازه ْc/km 8/9 یا c/km 10ْ سرد یا گرم خواهد شد. این میزان تغییر دما را Dry adiabatic laps rate یا (DALR) می‌گویند.در مورد هوای مرطوب ، اگر به میزان DALR سرد شود بایستی غیر اشباع باقی بماند. سرمایش بی‌درو هوای اشباع یا هوایی با رطوبت 100% منجر به تراکم (Condensation) رطوبت آن هوا و عاقبت ابر تشکیل خواهد شد. فرآیند تراکم مقداری گرمای نهان آزاد می‌شود و این گرما سرمایش آدیاباتیکی را جبران خواهد کرد. در نتیجه میزان سرمایش هوای اشباع کمتر از هوای غیر اشباع است. به همین دلیل (Saturated adiabatic lapse rate (SALR کمتر از DALR است. اندازه SALR بستگی به دمای هوا دارد زیرا هوای گرم قادر به نگهداری مقدار بیشتری از رطوبت نسبت به هوای سرد می‌باشد.دمای بالاتر هوای مرطوب و SALR کمتر به دلیل آزاد شدن گرمای بیشتر طی فرآیند تراکم است. مثلا SALR در مناطق استوایی 4 درجه سانتیگراد بر کیلومتر با دمای هوای حدودا 30Cْ می‌باشد، در حالی که که در عرضهای بالاتر با دمای هوای حول و حوش 0Cْ ، SALR حدود 7Cْ بر کیلومتر می‌باشد. به دلیل آنکه جو همیشه خشک یا اشباع نیست، لپس ریت محیطی ELR) Environmental Laps (rate اغلب کمتر از DALR و SALR است. میانگین جهانی آن Global average) c/km 5.6 Cْ) می‌باشد. بعضی مواقع ELR ممکن است بیشتر یا کمتر از SALR برای بسته هوای خشک یا اشباع باشد. اختلاف بین ELR و دولپس ریت آدیاباتیکی دیگر تعیین کننده پایداری یا ناپایداری جوی است.بسته هوای غیر اشباعی با دمای 20 درجه سانتیگراد در سطح زمین به ارتفاع یک کیلومتری صعود می‌کند و دمای آن با مقدار DALR کاهش پیدا کرده و به 30Cْ می‌رسد. اگر ELR مقدار 8Cْ بر کیلومتر را داشته باشد، بنابراین هوای محیط در ارتفاع یک کیلومتری دارای دمای 12 درجه سانتیگراد است، بنابراین دمای بسته هوا کمتر از محیط اطرافش است. بنابراین چگالتر و سنگینتر و در نتیجه سطح زمین سقوط می‌کند. این حقیقت برای بسته هوای غیر اشباعی با دمای 4- درجه سانتیگراد صدق می‌کند و اگر از 3 کیلومتری به 2 کیلومتری نزول کند با مقدار DALR گرم شده و دمای آن در ارتفاع 2 کیلومتری بر 6Cْ خواهد رسید و بنابراین از محیط اطرافش گرمتر و سبکتر و بنابراین صعود خواهد کرد و به مبدأ اولیه‌اش بر می‌گردد. در هر دو مورد جو را پایدار گویند و هیچ حرکت خالصی برای بسته هوا وجود نخواهد داشت. این موقعیت برای پخش قائم آلاینده‌ها مناسب نیست.
بسته هوا به ارتفاع یک کیلومتری صعود کرده و دمای 10 درجه سانتیگراد را بدست خواهد آورد و این دما بیشتر از دمای محیط (9 درجه سانتیگراد) است، بنابراین دارای چگالی کمتر از محیط اطراف سبکتر از آن و به صعود خود ادامه خواهد داد. حال اگر بسته هوا تحت اثر نیرویی از ارتفاع 3 کیلومتری با دمای 13- درجه سانتیگراد به ارتفاع 2 کیلومتری سقوط کند دمایش 3- درجه سانتیگراد و بنابراین سردتر و چگالتر از محیط اطراف خواهد بود و به سقوط خود ادامه خواهد داد. در هر دو مورد هوا ناپایدار خواهد بود و بسته هوا پیوسته از مبدأ خود دور خواهد شد و بنابراین پراکندگی قائم آلاینده‌ها را خواهیم داشت. این مثالها برای هوای اشباع نیز بکار می رود. در مورد صعود ، سرمایش با مقدار SALR اتفاق می‌افتند و این SALR کمتر (بزرگتر از) محیط اطراف خواهد بود و بنابراین پایدار (ناپایدار) خواهد بود. حالت SALR< ELR < DALR را حالت پایداری شرطی یا ناپایداری می‌گویند، زیرا حرکت نهایی بستگی به محتوای رطوبت بسته هوای در حال صعود دارد. اما راه بهترین برای بیان مسئله پایداری با استفاده از سرعت باد ، شدت تابش (روز) و پوشش ابر در شب وجود دارد. وارونگی دما در حالت طبیعی کاهش دما با ارتفاع را داریم، یعنی ELR مثبت. حالت وارونگی حالتی است که افزایش دما با ارتفاع را داریم، یعنی ELR منفی. یعنی هوای گرم روی هوای سرد قرار می‌گیرد، که در این حالت جو به شدت پایدار است. وارونگی دما شاید بدترین حالت پراکندگی قائم آلاینده‌ها را نشان می‌دهد، زیرا تلاطم متوقف می‌شود و حرکات قائم جوی از بین می‌روند. پایه وارونگی ارتفاعی است که در آن نمایه قائم دما معکوس می‌شود و آن نقطه تغییر جهت منحنی است. پایه وارونگی ممکن است در سطح زمین قرار بگیرد (وارونگی سطح زمین) و اگر بالای سطح زمین قرار گیرد به آن Elevated or capping inversion می‌گویند. این وارونگی مانند درپوشی برای لایه مرزی جوی عمل کرده و از پخش قائم آلاینده‌ها جلوگیری می‌کند.قله وارونگی جایی است که لپس ریت مثبت به لپس ریت منفی تبدیل می‌شود و دما با ارتفاع افت پیدا می‌کند. شدت وارونگی تفاوت دما بین قله و پایه است، در حالی که عمق آن تفاوت ارتفاع بین پایه و قله می‌باشد. انواع وارونگی وارونگی فرونشینی: این نوع وارونگی نتیجه‌ای از فرونشینی یا نزول هواست. هوای غیر اشباع باشد با میزان DALR گرم شده و در نتیجه افزایش فشار را خواهیم داشت و هوا منقبض می‌شود. پس هوای نزول کننده گرم است و دمای آن از هوای مثبت پایین خودش که از سطح زمین تأثیر می‌پذیرد، وارونگی بالاتر است. بنابراین در سطح زمین هوا سرد و در بالاتر هوا گرم می‌شود وارونگی اتفاق می‌افتد. این فرونشینی معمولا در یک منطقه گسترده در داخل آنتی سیکلونها یا پرفشارها اتفاق می‌افتد. آنتی سیکلونهای نیمه دائمی مناطق جنب حاره‌ای بر افزایش آلودگی این مناطق نظیر لوس آنجلس ، مکزیکوسیتی ، شانگهای و ژهانسبورگ تأثیر می‌گذارند.مناطق تحت تأثیر blocking Hi دوره‌های طولانی‌‌تری از وارونگی فرونشینی را تجربه می‌کنند، در نتیجه رکود هوا و توسعه وارونگی فرونشینی اتفاق می‌افتد. زیرا با این وارونگی غلظت آلاینده‌ها بالا رفته و بر کیفیت هوا و دید جوی به سرعت تأثیر می‌گذارد. به این شریط Anticylonic gloom یا تیرگی یا تاریکی واچرخندی می‌گویند. در سطح زمین هوا تیره و تار ولی در ارتفاعات آسمان آبی و صاف داریم. وارونگیهای فرونشینی ممکن است در پشت کوهستانها بخصوص در شرایط هوای زمستانی سرد و صاف طی چند روز اتفاق بیافتند.این مسئله به منجر بوجود آمدن استخر هوای سرد در دامنه رشته کوه می‌گردد. اگر شرایط جوی طوری باشد که هوا از بالای رشته کوه حرکت کند بنابراین در پشت کوه نزول کرده و گرمایش آدیاباتیکی بوجود می‌آید. نهایتا لایه‌ای از هوای گرم بر روی استخر هوای سرد واقع در دامنه رشته کوه نزول می‌کند و وارونگی ، تشکیل می‌شود و ممکن است بر کیفیت هوا تأثیر بگذارد. مانند نواحی شرقی کوهستان راکی در آمریکای شمالی ، دشتهای کانتربری در پشت کوهستان آلپ جنوبی نزدیک نیوزلند و نواحی کمربند بادفون در آلپ اروپایی.وارونگی تابشی: ناشی از سرد شدن خیلی زیاد سطح زمین می‌باشد. این نوع وارونگی معمولا در سطح زمین اتفاق می‌افتد، اما ممکن است به شکل وارونگی سطوح بالا نیز دیده شود. اگر سطح زیرین در حال سرد شدن ، یک لایه ابر یا حتی یک لایه آلودگی باشد. وارونگیهای تابشی سطح زمین بیشتر در زمان حول و حوش طلوع آفتاب طی شرایط زمستانی هوای صاف اتفاق می‌افتد. در هوای ابری گرمای خروجی به شکل تابش طول موج بلند توسط ابرها جذب شده و دوباره به سطح زمین منتشر می‌شود، که نتیجه آن گرم شدن هوای مجاور سطح زمین می‌باشد. بادها باعث مخلوط شدن هوای گرم و سرد می‌شوند و بنابراین وارونگی ضعیف خواهد شد. پدیده‌ای که وارونگی تابشی سطح زمین را همراهی می‌کند جت شبانه است. جت منطقه‌ای با سرعت باد بسیار بالاست که درست بالای وارونگی شبانه سطح زمین اتفاق می‌افتد. این منطقه پتانسیل خوبی برای پخش قائم و افقی آلاینده‌ها محسوب می‌شود. وارونگی فرارفتی این وارونگی در اثر حرکت افقی هوا فرارفت هوا اتفاق می‌افتد. این انتقال افقی جریان ، هوای گرم را به صورت قائم جابجا می‌کند (فرارفت هوای سرد). در اثر حرکت هوای گرم روی هوای سرد یا یک سطح سرد، فرارفت هوای گرم را خواهیم داشت: فرارفت هوای سرد اغلب در شرایط جبهه‌های سرد اتفاق می‌افتد زمانی که هوای سرد جایگزین هوای گرم می‌شود. جبهه مرز بین هوای سرد و گرم است. در این چنین شرایطی هوای گرم روی هوای سرد به دلیل تفاوت چگالی بالا می‌رود، در نتیجه هوای سرد در زیر هوای گرم جاری می‌شود و شیب پیدا می‌کند و یک وارونگی سطوح بالا را بوجود می‌آورد. در مورد جبهه سرد ، پایه وارونگی شدیدا صعود می‌کند و با عبور از یک محل عمق آمیختگی افزایش می‌یابد.این فرآیند در طول روز اتفاق می‌افتد، بنابراین وارونگیهای جبهه‌های سرد اغلب تدثیر کمتری بر کیفیت هوا دارند. در مورد جبهه گرم وضعیت متضاد است. جبهه گرم زمانی اتفاق می‌افتد که هوای گرم به سمت یک ناحیه حرکت می‌کند و جایگزین هوای سردتر می‌شود و در بالای هوای سرد جا می‌گیرد. بنابراین سطح جبهه‌ای در مقایسه با جبهه سرد دارای شیب کمتری است. بنابراین در این مورد پایه وارونگی به سطح زمین نزدیکتر است و بنابراین عمق آمیختگی را کاهش می‌دهد. بنابراین در زمان عبور یک جبهه گرم از منطقه کیفیت هوا ضعیف شده و با عبور آن از منطقه عمق آمیختگی افزایش و شرایط پراکندگی بهبود می‌یابد. باد باد انتقال و پخش آلاینده‌ها را در جهت افقی و قائم به عهده دارد. اگر باد بطور مداوم در یک جهت خاص بوزد، آلاینده‌ها در آن جهت انتقال می‌یابند، اما اگر جهت باد متغیر باشد مانند شرایط آرام نزدیک سطح زمین ، آلاینده‌ها در یک سطح گسترده پراکنده می‌گردند. در جایی که چند منبع آلودگی در جهت وزش باد و در یک ردیف قرار بگیرند، آلاینده‌ها در آنجا تجمع پیدا می‌کنند. بهترین محل برای ایجاد صنایع آلوده کننده در اطراف شهرها ، ناحیه پشت به باد آنهاست. مثلا برای تهران که باد غالب غربی است، محل صنایع آلوده کننده بهتر است در شرق باشد. اما حوادث ناشی از آلاینده‌های شدید زمانهایی اتفاق افتاده است که باد غالب حاکم نبوده و شرایط ناپایداری جوی نسبت به حالت طبیعی تفاوت زیادی داشته است و این شرایط الگوهای متفاوت با بادهای غالب را تولید کرده است. بنابراین نتیجه می‌گیریم که تعیین محل منابع آلاینده در جریان سوی باد در شرایط پایدار جوی صدق می‌کند و سرعت باد در سطح زمین به علت وجود شرایط اصطکاکی کاهش می‌یابد و هر چه از سطح زمین بالاتر رویم سرعت باد افزایش می یابد.
هواشناسی جاده‌ای در سالهای اخیر پیشرفت قابل ملاحظه‌ای در کاربرد هواشناسی جاده‌ای جهت ایمنی بیشتر ، صرفه اقتصادی و استفاده بهینه از جاده‌ها صورت گرفته است. مسائلی مانند پیش بینی تشکیل یخبندان بر سطح جاده‌ها ، بادهای قوی بر روی پلها ، بارندگی شدید ، کاهش دید بر اثر مه یا بارش مورد بررسی قرار گرفته‌اند و این امر منجر به رشد سریع در بهره گیری از سیستمهای دیده بانی و گزارش به موقع دیده بانیهای سطح زمین گشته است. بر اساس مطالعات صورت گرفته ، بیشترین کاربرد علمی از اندازه گیریهای هواشناسی جاده‌ای در حال حاضر ا آینده مستقیما به نگهداری جاده‌ها در زمستان مانند پیش بینی و هشدار تشکیل یخبندان در راهها ، بر می‌گردد. مهمترین موضوعاتی که در هواشناسی جاده مطرح است عبارتند از:تجهیزات هواشناسی ، که مورد نیاز اندازه گیری هواشناسی جاده‌ای می‌باشند (برقراری ایستگاه). روشهای اندازه گیری وضعیت سطح جاده تهیه تعریفی از متغیرهای هواشناسی که مورد توجه دیده‌بانیهای هواشناسی جاده‌ایی هستند. تجدید نظر نسبت به محل مناسب استقرار و معیارهای وضعیت استقرار ایستگاه. ارزیابی و نیاز به مقایسه بین پارامترهای اندازه گیری و سیستمهای اندازه گیری ویژه سیستم اطاعات هواشناسی جاده‌ایسیستم اطلاعات هواشناسی جاده‌ایی از ایستگاههای هواشناسی جاده‌ایی که نقاط مناسب در طول مسیرهای حمل و نقل نصب شده‌اند، بهره برده و این اطلاعات برای اتخاذ تصمیمهای مقتضی بکار می‌رود. ابزارهای مخصوص و برنامه‌ها و مدلهای کامپیوتری مناسب پیش بینی‌هایی را جهت برخورد با پدیده‌های مشکل ساز در شبکه حمل و نقل جاده‌ایی فراهم می‌کنند و به مسئولین فرصت می‌دهند برای مقابل با آنها آمادگی کافی داشته باشند. به عنوان مثال از یخ زدایی و تغییر مسیر دادن و ... می‌توان نام برد. در ایستگاههای هواشناسی جاده‌ایی پیشرفته اطلاعات به صورت خودکار بدون حضور دیده‌بان پخش شده و از دقت خوبی برخوردارند. شبکه‌های ارتباطی و ابزارهای کامپیوتری از راه دور این ایستگاهها را کنترل می‌کنند. وقتی که وضیت جوی و شرایط حاکم بر جاده بطور سریع در حال تغییر باشد، رانندگان در اسرع وقت از این شرایط اطلاعات پیدا کرده و رانندگی خود را با توجه به اطلاعات دریافت شده کنترل و تطبیق می‌دهند. مطالعه تجربیات سایر کشورها پروژه‌های متعددی در بسیاری از کشورها ر رابطه با ایمنی جاده و ترافیک در حال اجرا می‌باشد، به عنوان نمونه پروژه DRIVE زیر نظر کمیسیون جاده اروپا تحت برنامه RANDO انجام می‌گردد. در این طرح عوامل جوی نظیر درجه حرارت اعماق خاک توسط ترمومتر الکتریکی مقاوم و یا ترمیستور اندازه گیری می‌گردد. همچنین اندازه گیری درجه حرارت یخبندان و پیش بینی یخزدگی بر ری سطح جاده جهت چگونگی پاشیدن نمک و نمک اندود کردن جاده بطور دقیق مدل سازی می‌گردد و نیز اندازه یر پوشش آسمان و تشعشعات در رابطه با عاملی که موجب ذوب برف یا یخ در طی روز و یخ زدگی مجدد در طول شب می‌گردد.در این کشورها شبکه ایستگاههای هواشناسی جاده‌ای در زمان ساخت بزرگ راهها نیز بصورت همکار در امور اندازه گیری و تحقیقات زیر بنای راهها شرکت دارند. در کشورهای اسکاندیناوی از دستگاههای خودکار رایانه‌ایی Qfc ، Milos بصورت هوانما در جاده‌ها جهت اعلام اخبار هواشناسی جاده‌ایی استفاده می‌گردد. در کشور روسیه سیستم خودکار اعلام خطر یخبندان و لغزندگی در جاده‌ها و کمربندیها طراحی و نصب شده است. این سیستم نظارت بر شرایط جوی در طول جاده را به عهده داشته و پیش بینی 2 تا 24 ساعته از تغییرات هوای سطح جاده را اعلام می‌نماید. در کشور استرالیا سیستم اخطار دهنده وجود مه ، یخبندان در جاده بصورت خودکار و تابلوی هوانما و اعلان وضعیت اخبار جوی جاده‌ایی نصب و کنترل جاده‌ها را در اختیار دارد. اطلاعاتی مربوط به سیستم هواشناسی جاده‌های فنلاند بارش برف و یخبندان در جاده‌ها اثرات ترافیکی آشکاری را به همراه دارد. شرایط و موقعیت جاده‌ها خصوصا از لحاظ لغزنده بودن برای رانندگان دشواری زیادی ایجاد می‌کند و در نتیجه خطرات احتمالی را نیز افزایش می دهد. به منظور کاهش خطرات ، امنیت بیشتر و ترافیک کمتر یک سیستم اطلاع رسانی و سرویس دهی جامع وگسترده در جاده های بین المللی فنلاند با علامت اختصاری (Finnra) شروع به کار کرده این مرکز به رانندگانی که قصد عبور از این جاده‌ها را دارند توصیه های جامع و لازمی را در رابطه با وضعیت هوای هر منطقه اعلام کرده و با سرویس دهی به موقع و منظم احتمال بروز خطرا را تا میزان زیادی کاهش داده است.این مرکز اطلاعات مربوط به وضعیت هواشناسی هر ناحیه ، در طول 24 ساعت آینده موقعیت سطح جاده‌ها و تغییرات جوی را بطور منظم و دقیق پیش بینی و اعلام می‌کند، این اطلاعات به رانندگان اطمینان و آگاهی بیشتری می‌دهد. همچنین پیش بینی هوای هر منطقه این امکان را به رانندگان می‌دهد تا از ضد یخ مناسب همان دما استفاده کنند. با مجهز شدن این مرکز به سیستم مانیتوری جدید اطلاعات مدیریت و ابزار مدیریت ترافیکی اطلاعات جامع و مفیدتر را به رانندگان می‌دهد. بر اساس مطالعات (Finnra) ارزش و سود دهی که از توجه و نگهداری جاده‌ها در زمستان انجام شده و همچنین در مفید بودن تشخیص و کنترل دقیق پدیده‌های جوی در جاده نشان داده که از لحاظ ایمنی اثرات بسیار مثبتی داشته است.بر اساس نتایج بدست آمده در سال 1995 میلادی که از جاده آزمایشی فنلاند در خصوص کنترل آب و هوا انجام شده است، نشان داده که این کار به خوبی از عهده کنترل و رعایت سرعت مجاز و همچنین کاهش ترافیک جاده‌ای بر آمده و بسیار مفید و مؤثر بوده است. ارزش و سرمایه گذاری که برای این سیستم انجام شده ، بسیار بالا و نیاز به سرمایه‌های هنگفتی دارد. بر اساس محاسبات انجام شده زمانی این سرمایه گذاری سود دهی خواهد داشت که از قیمت تکنولوژی جدید کاسته شود و به میزان ترافیک جاده‌ای افزوده گردد. وضعیت هواشناسی جاده‌ها و موقعیت سرویس دهی برای وسایل نقلیه سیستم اطلاع رسانی در مورد هواشناسی جاده‌های فنلاند از پیشرفت قابل توجه‌ای برخوردار است، همچنینی کمک به رانندگان در فصول سرد نیز از اهمیت خاصی برخوردار است. کیفیت مطلوب در داشتن نمک برای جاده‌های برف خیز و ترافیک روان از نشانه‌های عمده و آشکار پیشرفت این جاده است. تقریبا با شروع کار جاده (RWIS) در فنلاند اشاعه اطلاعات مربوط به آب و هوا برای رانندگان بیشتر شده است. ایمنی و ترافیک روانی که امروزه در جاده‌های مذکور به چشم می‌خورد نشانه پیشرفت و گسترش شبکه اطلاع رسانی در مورد هواشناسی جاده‌ای به رانندگان است. رانندگان برای مدت زمان طولانی‌تری نیاز به کنترل چرخهای اتومبیل خود دارند و با دانستن شرایط جوی ، بسیاری از مسافرتهای غیر ضروری را در هوای نامناسب به تعویق می‌اندازند.از سال 1998 میلادی با ارائه روشهای جدید به رانندگان از طریق شبکه‌های گسترده و وسیعی مانند: ایستگاههای رادیویی محلی ، (RDS) سیستمهای رادیویی ، تله تکس ، انواع سرویس دهی تلفنی ، تعمیرگاههای محلی ، تعمیرگاههایی که موقعیت و محل آنها در اینترنت موجود است، سیستم تله سمبو و علائم و پیامهای جدید رانندگی تماما به منظور بالا بردن سطح آگاهی و ایمنی بیشتر برای رانندگان در نظر گرفته شده است.

هواشناسی سینوپتیکی پدیده‌های هواشناسی که در مقیاس سینوپتیکی رخ می‌دهد، بررسی وضعیت جوی مناطق خیلی وسیعی که حتی در بعضی حالات تمام نیمکره زمین را در بر می‌گیرد لازم و ضروری است. در این زمینه از هواشناسی بیشترین بهره گیری از نقشه‌های سینوپتیکی انجام می‌شودشبکه ایستگاههای دیده بانی برای رفع احتیاجات پیش بینی هواشناسی ، شبکه ایستگاههای دیده بانی تأسیس شده است، که قسمتهای زیادی از سطح زمین را در بر می‌گیرد. برای مطالعه وضعیت جوی در مقیاس سینوپتیکی لازم است که دیده بانیهای از ایستگاههای هواشناسی به تعداد زیاد ، بطور همزمان و در فواصل زمانی منظم دریافت شوند. این ایستگاهها ممکن است در روی خشکی بیش از 100 کیلومتر از همدیگر فاصله داشته باشند، ولی در روی اقیانوسها این فاصله به مراتب خیلی بیشتر است. با روش سینوپتیکی تنها الگوهای کلی بدست می‌آیند، ولی بیشتر الگوهایی که مورد توجه است از فواصل بین ایستگاهها به مراتب بزرگتر است. موفقیت این روش به مهارت دیده بانان در تهیه گزارشات به موقع و معرف شرایط دقیق جوی بستگی دارد. انواع نقشه‌های سینوپتیکی تنها راه پیگیری وضعیت جوی در روی مناطق بسیار وسیع از سطح کره زمین ثبت این اطلاعت در روی نقشه‌ای خلاصه می‌باشد. بعضی از عوامل وضعیت جوی را می‌توان با مقادیر عددی بیان کرد و آنها را بصورت اعداد پلات نمود. این عوامل شامل فشار ، درجه حرارت ، درجه حرارت نقطه اشباع و غیره است. برای سایر عوامل جوی نظیر ابر و انواع ریزشهای جوی علائم قراردادی بکار می‌رود. چنین نقشه‌ای برای زمان و منطقه مشخصی "نقشه سینوپتیک" نامیده می‌شود. این نقشه‌ها در سطح زمین بر مبنای دیده‌بانیهای هواشناسی دیده‌بانان در سطح زمین با استفاده از ادوات سطح زمین پایه گذاری می‌شود. توده‌های هوا معمولا نقشه‌های سینوپتیکی مناطق وسیعی مشخص می‌کند که در آنها هوا دارای خصوصیات مشابهی است. چنین جرمی از هوا سطح به سطح از نظر درجه حرارت و محتوای رطوبت در فواصل افقی زیادی یکسان است، این جرم عظیم از هوا را توده هوا می‌نامند. قسمتی از سطح کره زمین که در آن توده هوایی استقرار می‌یابد و به تدریج خصوصیات ویژه آن سطح را دریافت می‌دارد، منبع توده هوا نامیده می‌شود. جبهه‌ها در فاصله بین دو توده هوا منطقه‌ای بنام منطقه انتقال وجود دارد. در این منطقه مشخصه‌های یک توده هوا بتدریج به مشخصه‌های توده دیگر تغییر می‌یابد. این ناحیه را منطقه جبهه‌ای می‌نامند. اغلب کلمه جبهه برای توصیف چنین ناحیه‌ای بر روی نقشه‌های سینوپتیک بکار می‌رود. هیچ دو جبهه‌ای کاملا شبیه به هم نیستندکم فشارهای جبهه‌ای قطاع گرم مختلط در کم فشارها از مشخصه‌های نسبتا عادی نقشه‌های سینوپتیکی در نواحی برون حاره‌ای می‌باشد. لکن موج کم فشار ایده آل بایستی صرفا به عنوان مدل در نظر گرفته شود. در عمل هیچ دو کم فشار جبهه‌ای دقیقا مشابه یکدیگر نیستند، اگر چه اکثرا آنها دارای بعضی از خصوصیات این نوع مدل هستند. اثرات کوهستان بر روی کم فشارهای جبهه‌ای جبهه‌های همراه با کم فشارهای جبهه ای ممکن است بطور قابل ملاحظه‌ای توسط تاثیر کوهستانها تعدیل شوند. به ویژه تمایل به ضعیف شدن بادها و صافی آسمان وضعیتی است که در پشت موانع کوهستانی باعث تعدیل توده‌های هوا می‌شود. بنابراین در فصل تابستان هوا در طرف پشت کوهستان تمایل دارد گرمتر از هوای نواحی مجاور خود باشد. برعکس در فصل زمستان در همین ناحیه هوا نسبت به هوای اطراف خود سردتر است. بدین ترتیب توده‌های هوایی جدید و محلی بدین شکل بوجود می‌آیند. به هر صورت هر مانع کوهستانی بر حرکت جبهه اثر می‌گذارد. کم فشارهای بدون جبهه کم فشارهای بدون جبهه بطور اصلی بر دو نوع کم فشارهای حرارتی و کم فشارهای کوهستانی تقسیم می‌شوند. کم فشارهای حرارتی همراه با گرم شدن سطح زمین یا ناپایداری عمودی می‌باشند و حال آنکه کم فشارهای کوهستانی در پشت دامنه‌های کوهستانی تشکیل می‌شوند. لایه‌های جو نزدیک سطح زمین در معرض نامساوی گرم شدن قرار می‌گیرند، این موضوع به مقدار زیاد به توزیع نواحی خشکی و دریا مربوط می‌شود و در نتیجه نواحی گرمتر تمایل دارند جزء مناطق کم فشار باشند.
هواشناسی دینامیکی 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:سرعت باد حقیقی کمتر از سرعت باد ژئوستروفیک است. 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:توربولانس اصطکاکی توربولانس حرارتیتوربولانس 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:توپوگرافی (ناهمواری زمین) جابجایی عمودی (کنوکشن) کنورژانس اعمال جبهه‌ایجریانات 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.

‏هیچ نظری موجود نیست:

ارسال یک نظر