دانلود مقاله هوا و اقلیم شناسی

بخشی از مقاله

هوا و اقلیم شناسی

فصل 1 :
مشخصات هوا ، ساختار اتمسفر(جو)

1. بی رنگ 2. بی بو ٣. بی مزه 4. غیر قابل احساس ( در مواقعی که بی حرکت است )
5. جرم آن در حدود 1014 × 5.6 تن است
6. بسیار مقاوم است ( شهاب سنگ در هنگام بر خورد با جو زمین آتش می گیرد)
7. جو قابل ارتعاش است مولکول های موجود در آن براحتی حرکت می کنند .
8. روان و سیال است
جو تعیین کننده ی حیات بر روی کره ی زمین است :
1- داراری اکسیژن است (گاز حیات)
2- لایه ی اوزون موجود در جو از نفوذ تابش های فرابنفش که بسیار مضر ند جلوگیری می کند
3- تعدیل کننده ی دما است ( به علت وجود بخار آب موجود درآن )
4- جلو گیری از نفوذ سنگ های آسمانی می کند
یونوسفر به علت وجود یون ها ، امواج رادیویی را باز می گرداند .
مبدا جو :
مبدا جو به مبدا کائنات بر می گردد
فرضیه :
جهان از گار های داغ پلاسما تشکیل شده است که به تدریج اتم های هیدروژن و ... (سبک و سنگین ) . در خورشید دو اتم سبک با هم تشکیل شده و یک هلیم را تشکیل می دهند که مازاد جرم آن به انرژی تابش تبدیل می شود  جوش هسته ای در حرارت بالا انجام می گیرد   تشکیل تدریجی سیارات
فاصله ی بین زمین تا خورشید 8 دقیقه ی نوری است . ابعاد کهکشان راه شیری نزدیک 10 سال نوری است . فاصله ی ما با کهکشان کناری که با چشم غیر مسلح گاهی در شب های تاریک دیده می شود ، 100 میلیون سال نوری است . تا ٣ دهه گذشته گفته می شد که کهکشان ها ، منظومه اند اما بعداً مشخص شد که هر منظومه دارای چند کهکشان می باشد که حول محوری که از مرکز جرم آن می گذرد ، حرکت می کنند .
حدود 500 میلیون سال از شکل کنونی زمین می گذرد . اتمسفر فعلی دارای ترکیب زیر است :
ازت با در صد حجمی 78.084% و درصد جرمی 75.51%
اکسیژن 20.946 % و 23.15%
آرگون 0.934 % و 1.28%
دی اکسید کربن 0.033% و 0.046 %
غلظت جو تا ارتفاع 5.5 کیلومتری است و به همین دلیل در ارتفاعات بالا تر مشکلات تنفسی بوجود می آید .
ارتفاع جو بی نهایت است و در یک ارتفاع خاص به پایان نمی رسد .
در هیچ نقطه ای از کیهان خلا وجود ندارد . آنچه که ما از جهان شناخته ایم تنها 20% از کل موجودی آن است .
جو زمین ارتفاع یکنواختی ندارد و ارتفاع آن در قطبین کمترین و در استوا بیشترین است . کره ی زمین کره ی کامل نیست و زمین وار است ( ژنوئید )
کره ی زمین در حال چرخش است و نیروی جانب به مرکز ذرات را به سوی مرکز نگه می دارد که همان نیروی جاذبه ی زمین است . اختلاف نیرو در بخش های مختلف زمین است که باعث تغییر شکل زمین می شود . جو در زمین به صورت لایه لایه است هم از نظر ترکیب گاز ها و هم از نظر تغییرات دما ( می توان جو را از جهات مختلف لایه بندی کرد )

تا ارتفاع 100 کیلو متری (110) ترکیب جو به این صورت باقی می ماند بعد از آن گازها به ترتیب جرم شان به صورت لایه لایه روی هم قرار می گیرند .
به این صورت که :
از ارتفاع 100 تا 1000 کیلومتری از سطح زمین اکسیژن
1000 تا 2400 کیلومتری هلیوم
2400 تا 9000 کیلو متری هیدروژن
و از 9000 کیلومتری به بعد هم که گاز های بین سیاره ای قرار می گیرند شامل یون ، الکترون ، پروتون و ...( ذرات بنیادی)

لایه بندی جو بر اساس تغییرات دمایی در ارتفاعات مختلف :
برای اندازه گیری دما در ارتفاعات مختلف از دستگاه رادیو سوند استفاده می کنند
تروپوسفر:
لایه اولین جو – در مجاورت سطح زمین – میانگین دما جو 20درجه – با افزایش ارتفاع در آن دما کاهش می یابد( البته کاهش دما تدریجی است و با سرعت کمی صورت می گیرد)- اکثر پدیده های جوی در این لایه رخ می دهند مثلاً کومولو نیمبوس و استراتوس که مرتفع ترین ابر ها هستند در ارتفاع 7 تا 8 کیلو متری تشکیل می شوند . این لایه در بر گیرنده ی بیشترین مقدار جرم جو است .12-11کیلومتر ضخامت دارد ( به طور متوسط). در قطب حداقل و در استوا حداکثر مقدار خود است . مرز بین این لایه و لایه ی بعدی ( استراتوسفر) را تروپوپاز می نامند.
استراتوسفر :
(50-12) کیلو متری از سطح زمین – دمای هوا در این لایه به علت تغییر در غلظت اوزون متغیر است (اوزونوسفر در این لایه قرار دارد ) – در ٣ کیلو متری اول آن دمای هوا ثابت است . در قسمت های بالا تر با افزایش ارتفاع افزایش دما را خواهیم داشت . مرز جدا کننده ی استراتوسفر با مزوسفر را استراتوپاز می نامند
مزوسفر :
(80-50) کیلو متری از سطح زمین . افزایش ارتفاع در این لایه سبب کاهش دما می شود که سرعت این کاهش دما بسیار زیاد است . مرز جدا کننده ی این لایه و لایه ی بعدی مزوپاز نام دارد که سرد ترین دما را دارد
ترموسفر:
ویژگی این لایه دمای بسیار زیاد آن است.غلظت این لایه بسیار کم است و خیلی رقیق است . گاز غالب در این لایه اکسیژن است . با افزایش ارتفاع دما به شدت افزایش می یابد از 80 کیلومتری تا 190 کیلو متری ادامه دارد . البته برای ترموسفر حد و مرزی وجود ندارد اما به طور معمول تا 190 کیلومتری در نظر گرفته می شود در واقع ترموسفر آن قدر ادامه می یابد که با جو خورشید مخلوط می شود و ...
در حدود ارتفاع 60 کیلومتری ( در پایین ترموسفر ) یونوسفر وجود دارد حاوی ذرات بار دار اتمی است . ارتباط رادیویی راه دور از طریق انعکاس های یک یا چند گانه تابش های موج کوتاه از لایه های یونیزه ی مذکور امکان پذیر می گردد.
ترکیب لایه های هوا تا ارتفاع 100 کیلو متری همگن است ( غالب ازت و اکسیژن ) و بعد از آن ذرات به ترتیب جرم خود دسته بندی می گردند :
1- ازت و اکسیژن
2- اکسیژن
3- هلیوم
4- هیدروژن
( این ها گاز های غالبی هستند که در این لایه ها وجود دارند )
همان طور که گفته شد در استراتوسفر یک لایه ی غنی از اوزون داریم( اوزونوسفر)
ضخامت این لایه از 16 تا 30 کیلو متری است
اوزون در برابر اشعه های فرابنفش مثل جسم سیاه عمل می کند و با جذب آنها مانع از رسیدن شان به سطح زمین می شود .

1-در هر چرخه ی طبیعی در واکنش های بالا 2 فوتون از ماوراء بنفش حذف شده  ماوراء بنفش به زمین کم می رسد . اما در چرخه ی متاثر از CFC 2 مولکول اوزون به ٣ مولکول اکسیژن تبدیل می شود بدون دریافت ماوراء بنفش
2- در چرخه ی اولی اوزون دوباره ساخته می شد اما در چرخه ی دوم اوزون دوباره تشکیل نمی شود .
M = جسم سوم برای تضمین اصل بقای اندازه حرکت خطی
CLOO ماده ای بسیار ناپایدار است
تغییرات CO2 :
این گاز یک گاز گلخانه ای است و در واقع باعث گرم شدن کره ی زمین می شود از طرفی نقش حیاتی در کره زمین دارد ( اگر نبود زمین ممکن بود یخ بزند ) کیلینگ نمودار را رسم کرده و مقدار CO2 را برای زمان حال پیش بینی کرده بود ...
کمربند های مغناطیسی زمین : کمربند ون آلن
در دو طرف کره زمین قرار دارند و اولین بار ون آلن آنها را کشف کرد ( بر اساس داده های ماهواره های هوا شناسی)
اولین کمربند : 1.5 برابر شعاع کره ی زمین
دومین کمر بند : 4-٣ برابر شعاع کره ی زمین
قانون دست راست فلمینگ : اگر جهت میدان انگشت اشاره و جهت حرکت را انگشت میانی فرض کنیم ، انگشت شصت نشان دهنده ی جهت نیرو است .
خاصیت این کمربند : ذرات پر شتاب باردار و طوفان های خورشیدی ، وارد میدان مغناطیسی می شوند و از قانون دست راست فلمینگ پیروی می کنند  از جهت اصلی منحرف می شوند و در کمر بند ها گرفتار می شوند و به زمین نمی رسند . شفق قطبی به دلیل وجود همین کمربند ها است .
انرژی گرمایی جو :
گرما صورتی از انرژی است و دما معیاری برای اندازه گیری آن است . تعریف دما مشکل است : دما شاخصی است برای تعیین این که آیا جسمی با جسمی دیگر در حال تبادل گرمایی هست یا نه ؟ کاملاً نسبی است واحد های سنجش دما :
سلسیوس- کلوین – فارنهایت
سلسیوس: 0 و 100 را در نظر می گیریم و بقیه ی دما ها را با آن ها می سنجیم .
کلوین : شاخص مطلق است و نسبی نیست . صفر مطلق = عدم وجود ماده = زمانی که انرژی جنبشی جسم صفر باشد
فارنهایت : C=(F-32).100/8 ( دمای ذوب یخ در فارنهایت 32 است اما در سلسیوس صفر است )
انتقال گرما :
به سه روش صورت می گیرد : تابش – رسانش – همرفت
انرژی جو زمین از طریق خورشید تامین می شود البته به مقدار خیلی کمتری از انرژی درونی زمین . بین زمین و خورشید ماده وجود ندارد پس تنها راه انتقال تابش است .
مقدار انرژی تولید شده در خورشید خیلی زیاد است در هر ثانیه 5 میلیون تن جرم به انرژی تبدیل می شود . در تابش 1 میلیارد ساله خورشید فقط 1% از جرم خود را از دست داده است و در این مدت 17 برابر جرم زمین را تبدیل به انرژی کرده است .
مقدار انرژی تابشی در هر جسم : S=

ثابت خورشیدی :
مقدار انرژی دریافتی از واحد سطح در واحد زمان عمود بر مسیر تابش در فاصله ی میانگین زمین تا خورشید
دمای سطح خورشید : 5793 کلوین = 6000 درجه سانتی گراد
انرژی دریافتی بوسیله ی کل کره ی زمین = ثابت خورشیدی × مساحت دایره ی عظیمه کره زمین
دایره ی عظیمه بخشی از کره ی فرضی است که انرژی به آن عمود می تابد
سهم انرژی هر سانتی متر از رویه ی کره زمین در هر دقیقه 0.5 کالری است .
قانون دین :
شدت تابش در تمام طول موج ها یکسان نیست . بین دمای یک جسم و طول موجی که آن جسم با حداکثر شدت آن را از خود گسیل می کند رابطه ی زیر بر قرار است :

توزیع انرژی روی کره ی زمین یکنواخت نیست
1- تغییر زاویه ی تابش نسبت به سطح افق در هر نقطه  کروی بودن زمین
2- تغییر زاویه میل خورشیدی ( در فصل های مختلف تغییر میکند)
3- جنس زمین و پستی و بلندی آن
پدیده ی تغییر فصول :
بر اساس تغییر فاصله زمین تا خورشید ، مقدار انرژی دریافتی بیشتر یا کمتر است . اگر دوری و نزدیکی زمین به خورشید تعیین فصل می کرد ، باید در استوا تغییر فصل می داشتیم که نداریم  محور زمین نسبت به خورشید که مایل است ایجاد فصول می کند .
توزیع زمانی و مکانی انرژی خورشیدی در کره ی زمین :
توزیع زمانی : تغییر فصول ( حرکت انتقالی و وضعی زمین حول محور دوران با انحراف 23.5 درجه از حالت عمود)
توزیع مکانی :
در مناطق حاره ای ( 23.5 شمالی و جنوبی ) تابش بیشتر است
پوشش سطح زمین  آب ، جنگل ، شن ، ماسه و ...
دایره البروج : صفحه ی هندسی فرضی که مدار چرخش کره ی زمین بر روی آن قرار دارد .
حرکات دیگر موثر بر اقلیم زمین :
1- تنش مداری :
مدار بیضی شکل حرکت انتقالی زمین به دور خورشید همواره ثابت نیست ( A/B) و با یک پریود 95 هزار ساله به حداکثر و حداقل خود می رسد  در دو سال متناوب زمین از یک مسیر عبور نمیکند
2- تغییر زاویه = انحراف محور
کج شدگی محوری بین 24.4 و 21.8 درجه نسبت به دایره البروج با یک پریود 41 هزار ساله
زمین به دور خود از محور فرضی که از قطب شمال به جنوب وصل شده می چرخد . محور دوران با دایره البروج زاویه می سازد ( عمود نیست) که این زاویه ثابت نمی ماند و ...
٣- رقص محوری: رقص فرفره
حرکت ارتعاشی محور چرخش زمین که موجب تغییر فصل ها و معکوس شدن وضعیت فعلی می شود ( در این مدت 2 بار جای تابستان و زمستان عوض می شود ) با پریودی 21 هزار ساله
تغییر فصل :
 تابستان در نیمکره شمالی وقتی است که زمین در نقطه ی اوج است و بیشترین فاصله را با خورشید دارد .
 تابستان قطب جنوب از تابستان قطب شمال گرمتر است همین طور زمستان قطب جنوب از زمستان قطب شمال سردتر است ( باز هم به علت MAX و MIN فاصله ی زمین از خورشید در دو قطب) برای تعدیل زمین مناسب است زیرا : نیمکره جنوبی بیشتر از آب و نیمکره ی شمالی بیشتر از خشکی ها پوشیده شده است .
در روز اول بهار راس ساعت 6 صبح در قطب شمال خورشید در لبه ی افق ظاهر شده در ظهر هم پس از چرخش ، خورشید در لبه ی افق است ولی در جنوب و در 6 عصر خورشید روی لبه حرکت کرده و به مغرب می رسد و در شب به زیر لبه می رود
در شب اول پایی خورشید در زیر لبه قرار گرفته
12 ساعت در قطب جنوب غروب طول می کشد و 24 ساعت در قطب شمال طلوع طول می کشد .
اگر محور فرضی زمین عمود بود و زمین حول آن می چرخید ، تغییر فصول و تغییر ساعت شبانه روزی و تغییر طول روز نداشتیم
بیشترین تابش را در روز اول تیر ماه داریم اما روز اول تیر ماه گرم ترین روز سال نیست بلکه 15 تا 45 روز بعد از آن گرم ترین روز سال است  در عرض 60 درجه در مناطق قاره ای 25 روز بعد از آن و در نواحی پایین تر تا 45 روز بعد از آن
توزیع زمانی دما :
تغییرات زمانی دما ی هوا به صورت سالانه یا روزانه بررسی می شود ( در کل پریودیکال بررسی می شود )
ماه و هفته پریودیکال نیستند.

توزیع مکانی دما :  خطوط هم دما یا هم مقدار ISOLINE
2 فرض برای رسم خطوط هم مقدار ( در این جا هم دما در نظر می گیریم)
1- تغییرات به صورت خطی است
2- تغییرات به صورت پیوسته است
بیشترین مقدار خطوط هم دما  استوا و کمترین مقدار  قطب

انرژی در جو :
1- توزیع مکانی و زمانی تابش 2- توازن انرژی
توزیع زمانی دریافت انرژی:
به وجود آمدن فصل ها از تغییرات سالانه تابش و نیز حرکت های سه گانه ی زمین
تغییرات روزانه تابش

تغییرات زمانی ( حرکات سه گانه زمین )
انرژی تابشی با افزایش ارتفاع خورشیدی افزایش می یابد
( زاویه بین شعاع تابش خورشید و سطح افق ارتفاع خورشیدی نام دارد )
فقط در عرض 23.5 درجه امکان عمود تابیدن خورشید در ظهر وجود دارد
هر سال 365.248 روز است . سال کبیره 366 روزه است . تحویل سال در ایران دقیقاً در لحظه ی تعادلی قرار گرفته است .
توازن انرژی در جو :
نور خورشید  جذب ، انعکاس ، عبور
جو زمین یک محیط مادی است . انرژی به میزان 2 CAL/CM2MIN وارد جو می شود و یکی از سه حالت های بالا برایش اتفاق می افتد
وقتی نور انعکاس می یابد ، بخشی از آن به صورت انعکاس کامل بوده و بخشی از آن در محیط پخش می شود
انعکاس پراکنده ی نور در آسمان باعث رنگی دیدن آن می شود
قانون ریله ؟ :
اگر تابش به ذرات بسیار ریز (که اندازه ی آن ها متناسب با طول موج تابش تابیده است ) صورت بگیرد ن.ر بوسیله ی آن ذرات پراکنده می شود با نسبت :
چون ذراتی که می توانند در ارتفاعات بالای جو معلق بمانند ریز و در حد نانو متر هستند ، طول موج های کوتاه مرئی ( آبی ، بنفش ، نیلی ) بیشتر پراکنده می شوند  آسمان آبی دیده می شود .
انعکاس  پخش ، انعکاس کلی
جذب  بتا به قانون پلانک تمام اجسام بسته به دمای خود طول موج ها را تابش می کنند .
اثر جو اتمسفر بر تابش های دریافتی از خورشید بوسیله ی اکسیژن ، اوزون و آب ظهور پیدا می کند این ها موادی هستند که طول موج های بلند تابش شده از زمین را جذب می کنند .جو زمین در برابر تابش خورشید مقاومت ندارد  انرژی به شکل تابش های خورشیدی با طول موج کوتاه وارد جو زمین می شود و جذب شده و زمین آن ها را به شکل تابش های با طول موج بلند از خود گسیل می کند که جو زمین مانع از عبور این تابش ها می شود  باعث گرم شدن جو زمین و سطح زمین می شود . محدوده های 12-8 و حتی تا 16 نانو می توانند از جو عبور کنند و قابل جذب نیستند . عبور برخی از طول موج ها ی تابش شده از زمین در محدوده های طول موجی خاصی امکان پذیر است  به این محدوده های طیفی پنجره های نوری جو گفته می شود .
OPTICAL WINDOWS پنجره های نوری
GREEN HOUSE EFFECT اثر گلخانه ای

اوزون 2 باند جذبی دارد :  1- ماوراء بنفش
 2- طول موج های بلند تابیده شده از زمین  اثر گلخانه ای
اثر گلخانه ای اختلاف زیاد دمای روز و شب را تعدیل می کند
آلبیدو : تابش انعکاس یافته در طول موج کوتاه بر تابش دریافتی در طول موج کوتاه

آلبیدوی خاک و آب و .. با هم فرق دارد آلبیدو ی کره زمین = 6/56
دمای هوا :
تغییرات مکانی و زمانی دما :
تغییرات زمانی دما ، تغییرات روزانه و سالانه را در نظر می گیریم که پریودیک هستند اما فصل ها و ماه ها و هفته ها پریودیک نیستند چون عیناً تکرار نمی شوند .
تغییرات روزانه ی دما تفاوت زیادی دارند ، صبح سرد ، ظهر گرم و شب سرد است.
ظهر در هر نقطه ای برابر با بیشترین ارتفاع خورشیدی است اما بیشترین دما در ظهر نیست
MIN دما: در ثانیه های قبل از طلوع خورشید رخ می دهد.
MAX دما: همان طور که گفته شد همزمان با ماکزیمم ارتفاع خورشیدی ماکزیمم دمای روزانه رخ نمی دهد:

EI-EO = ΕΔ
انرژی خروجی در طول شب و روز وجود دارد و هیچ گاه صفر نمی شود چون مربوط به تابش زمین است
در ظهر تابش ورودی به حداکثر خود می رسد .
تابش ورودی با دو مشکل مواجه است :
1- انتقال انرژی یک فرایند زمان بر است ( جذب و انتشار انرژی گرمایی سطح زمین)
2- بیشتر بودن انرژی ورودی نسبت به انرژی خروجی پس از زمان وقوع حداکثر تابش روزانه
اختلاف ΕΔ لحظه ی برابری EI=EO بیشترین دمای روزانه را داریم
مثالی برای این موضوع : با گذاشتن کتری روی شعله حداکثر ، آب کتری هنوز به جوش نیامده شروع به گرم شدن می کند اگر شعله گاز را کم کنیم کتری کماکان گرم می شود چون EI >EO و>0 Ε Δ تا زمانی که
EI=EO شود. از آن لحظه ΔΕ <0 می شود .
البته این شرایط همیشه گی نیست مثلاً وقتی باران بیاید این زمان حداکثر دما روزانه به تاخیر می افتد
تغییرات سالانه :
شبیه به تغییرات روزانه دما است .
MAX های سالانه: اواسط تابستان. البته بستگی به اقلیم منطقه دارد ( با استدلال ورودی – خروجی)
در روز اول تابستان بیشترین تابش روزانه ی دریافتی را داریم . در روز دوم تابش دریافتی از روز قبل کمتر است اما دمای هوا بیشتر از روز قبل است ( کماکان ΔΕ>0) تا زمانی که 2 منحنی سالانه با هم بر خورد کنند که این حالت بستگی به شرایط محیطی دارد . در یک منطقه ی دریایی این مورد دیر تر رخ می دهد ( عرض 60 درجه واقع در خشکی) 25 روز دیر تر
در مناطق دیگر تا 65روز .

توزیع مکانی دما :
در روز کره ی زمین دما از زیر صفر در قطب و بالای 40 در استوا وجود دارد .
خطوط هم مقدار ISOLINE ( در این جا هم دما )
رسم این خطوط بر اساس دو فرض صورت میگیرد :
1- تغییرات مکانی کمیت مورد نظر ( در این جا دما ) پیوسته است
2- تغییرات به صورت خطی است یعنی رابطه ی مستقیم دارد .
رسم :
1- یک بازه اختیاری را در نظر می گیریم و یک مبدا ( مثلاً کمترین مقدار)
2- متناسب با فاصله ی ایستگاه ها با در نظر گرفتن دو فرض فوق درون یابی و برون یابی می کنیم
مثلا درون یابی بین 22 و 26  اعداد بین آن ها
هرچه تعداد خطوط بیشتر باشد نشان دهنده ی مرکز گرم است
تفاوت بیشترین دما و کمترین دما نیز بر روی منحنی قابل مشاهده است
متوسط درجه ی حرارت در یک ماه : دمای هوا را در تمام روز های آن ماه جمع کرده و بر تعداد روز های آن ماه تقسیم می کنیم  تا حداقل 10 سال این عمل را انجام می دهیم که در صورت امکان تا 30 سال هم این عمل انجام می شود .
خطوط هم دما در کره ی زمین :
الگوی خطوط هم دما تقریباً همگی خطوط شرقی – غربی اند چون تابش با عرض جغرافیایی فرق می کند و به طرف استوا زیاد و به طرف قطبین کم می شود
البته این خطوط مستقیم و با مدار ها موازی نیست ، زمانی این خطوط با هم می تواند موازی مدار ها باشد که جنش و پوشش زمین در همه جا یکنواخت باشد . مثلاً یا تماماً آب یا تماماً خشکی
در مرز آب و خشکی منحنی ادامه نمی یابد و می شکند
دلیل انحناء خطوط هم دما در مرز جدا کننده ی خشکی ها از دریا ها :
1- تفاوت گرمای ویژه خشکی و دریا ( تغییرات خشکی بیشتر از دریا است ) – ظرفیت گرمایی ویژه ی آب بیشتر از هر ماده ای است . بنابراین در زمستان گرمتر از خشکی و در تابستان سرد تر از خشکی خواهد بود
2- آب شفاف است و خشکی کدر است  گرمای تابشی در لایه ی نازک خارجی سطح زمین جذب می شود ولی درآب نفوذ می کند و در عمق بیشتری جذب می شود ( در جرم بیشتری توزیع می شود) چگالی انرژی جذب و تابشی خشکی و آب متفاوت است .
مقدار انرژی جذبی یا دفعی در واحد جرم خشکی > آب
٣- آب سیال است و خشکی سیال نیست  گرما در آب بیشتری جذب می شود .
توزیع انرژی دریافتی سطحی در دریا ها :
ال نینو : حرکت جریان های گرم اقیانوسی از غرب به شرق در اقیانوس اطلس
لانینا : حرکت جریان های سرد اقیانوسی اقیانوس آرام شرقی به آرام غربی ( در سواحل پرو و استرالیا )
تلاطم های حاصل از امواج اقیانوس ها هم در توزیع انرژی دریافتی سطحی نقش دارد .
تغییرات مکانی و سالانه ی دما در برخی از عرض ها ( نزدیک استوا) خیلی کم است . مثلاً جاکارتا 1 درجه تغییرات سالانه ی دما دارد
استوای حرارتی :
خطی که نقاط دارای بیشترین دما در کره ی زمین را به هم وصل می کند  این یک خط هم دما نیست
در تابستان ، استوای حرارتی به طور کامل در نیمکره ی شمالی قرار دارد . در زمستان ، استوای حرارتی به طور متوسط در نیمکره های شمالی و جنوبی قرار دارد  میانگین استوای حرارتی در نیمکره ی شمالی قرار میگیرد
عواملی که موجب صعود هوا می شوند ک
1- صعود هوا روی ناهمواری ها
2- صعود هوای گرم بر روی هوای سرد
3- گرم شدن هوا
4- هم گرایی جریان های جوی
وارونگی : INVERSION در حالت های خاصی در لایه های پایین تروپوسفر اتفاق می افتد
در یک لایه ی محدود در تروپوسفر به جای کاهش دما همراه با افزایش ارتفاع ، همچنان که ارتفاع افزایش می یابد ، دما نیز افزایش می یابد
عوامل به وجود آورنده وارونگی :
1- وارونگی تابشی : در طول یک شب سرد و بدون ابر ( هوای صاف) ، میزان تابش خارج شده از سطح زمین خیلی بیشتر از حالت ابری است . وقتی هوا صاف است لایه ها ی مختلف جو با هم آمیخته نمی شوند  لایه ی نزدیک سطح که سرد است در جای خود باقی می ماند و همهی لایه ها به ترتیب خود باقی می مانند و جابجایی لایه های گرم و سرد را نداریم
2- وارونگی جبهه ای
3- وارونگی دینامیکی

رطوبت و بخار آب
دلایل امکان بروز کم آبی علی رغم چرخه ی طبیعی آب :
1- افزایش جمعیت 2- آلودگی و شور شدگی آب ٣- مدیریت نا صحیح منابع آب
آب به هر سه حالت خود در طبیعت وجود دارد . آب با وجود این که ساده تلقی می شود اما پیچیده ترین ماده ی موجود در طبیعت است . تمام خواص آن با عناصر و مواد دیگر موجود در طبیعت فرق می کند و ویژگی های آن منحصر به فرد است . نقطه ی جوش پایین ، نقطهی ذوب بالا ،، ضریب حرارتی بالا ، قدرت حلالیت زیاد ، گرمای ویژه بالا و ...
آب عنصر اصلی در هوا شناسی است و در صورت عدم وجود آن زمین همانند مریخ می شد .
اگر کره ی زمین به صورت یک پرتقال در نظر گرفته شود ، آب های کل سطح آن مثل نسبت یک قطره ی شبنم روی پرتقال است . 97% قطره ی شبنم به صورت آب های شور و ٣% آب شیرین است از این ٣% آب شیرین حدود 90% در کلاهک های یخی، آبهای فسیلی و رطوبت موجود در خاک از دسترس خارج است . در حدود 0.03 آن شبنم ذکر شده ، آب رود خانه ها و چاه های عمیق و نیمه عمیق را شامل می شود .
رطوبت هوا = بخار آب موجود در جو
1- ظرفیت هوا برای پذیرش بخار آب : حداکثر رطوبتی که هوا در یک دمای معین می تواند در خود نگه دارد
2- درجه ی اشباع = رسیدن هوا به حداکثر ظرفیت پذیرش بخار آب
3- کمبود اشباع  اختلاف رطوبت هوا در حالت عادی نسبت به درجه ی اشباع
4- رطوبت مطلق = وزن آب موجود بخش بر حجم هوای شامل آن =AH
5- رطوبت ویژه = وزن آب بخش بر وزن هوای شامل آن SH=
6- نسبت اختلاط= وزن آب بخش بر وزن هوای خشکMR=
7- رطوبت نسبی = رطوبت هوای معمولی بخش بر رطوبت هوای اشباع RH=
8- فشار بخار = فشار جزئی بخار آب در جو را فشار بخار می گویند  رطوبت نسبی = نسبت فشار جزئی بخار به فشار بخار اشباع
9- دمای نقطه ی شبنم = دمای هوا در شرایطی که به صورت اشباع در بیاید
تمایل ذرات برای فرار از سطح آب را فشار بخار می نامند .
وقتی دمای تر و خشک با هم نزدیک باشند یعنی هوا کاملاً اشباع است .
دمای خشک : نباید با دمای هوای بدون رطوبت آن را اشتباه گرفت بلکه دمای هوای غیر اشباع است . دمای تر همواره از خشک کمتر است یا حداکثر مساوی می باشند . معمولاً منظور از دمای هوا ، عددی است که دما سنج خشک به ما نشان می دهد .
از دو طریق می توانیم مقدار رطوبت هوا را به اشباع برسانیم :
1- تزریق رطوبت به محیط
2- کاهش دما
مفهوم دمای تر و نقطه شبنم با هم متفاوتند : در دمای تر رطوبت هوا الزاماً 100 % نیست .
هرچه هوا خشک تر باشد مقدار تبخیر بیشتر خواهد بود .
فشار بخار آب در شرایط اشباع فقط تابع پارامتر دما است دما افزایش یابد ، فشار بخار آب نیز زیاد می شود
تبخیر :
تبدیل حالت مایع به بخار که به ازای هر گرم آب در نقطه ی جوش 540 کالری نیاز است و برای هر گرم آب صفر درجه 600 کالری. به این مقدار انرژی برای تبخیر دمای نهان تبخیر گفته می شود که این گرما باعث افزایش دما نمی شود
عوامل موثر بر تبخیر :
1- تابش خورشیدی یا مقدار انرژی در دسترس محیط برای تبخیر
2- دمای هوا : خود تابعی از تابش است در تبخیر، دمای محیط مهم است . از طرفی دمای بالا موجب می شود که فشار بخار اشباع بالا رود و ظرفیت پذیرش بخار آب جو بالا رود
3- رطوبت هوا : هر چه رطوبت بیشتر باشد مقدار تبخیر کمتر است .
4- سطح آب و ناخالصی های آن  آب خالص بهتر تبخیر می شود ( سطح تبخیر کننده اگر ناخالصی داشته باشد ، تعداد مولکول های کمتری وارد جو می شود و سطح تبخیر کننده کاهش می یابد )
5- سرعت باد : وقتی مولکول های آب از سطح آب جدا و وارد جو می شوند رطوبت افزایش می یابد و باد بخارات را از سطح تبخیر کننده دور کرده و فضا برای تبخیر وجود دارد
6- سطح تبخیر کننده : هر چه محدود تر باشد تبخیر کمتر صورت می گیرد
بارندگی :
اولین نیاز برای بارش  تراکم بخار آب جو
انواع بارش : باران – برف – تگرگ
بارندگی : رطوبت هوا باید به حد اشباع برسد و هسته های تراکم باید در محیط وجود داشته باشند
هسته ی تراکم : موادی جاذب الرطوبه هستند
بعد از این مرحله اندازه ی قطرات باید به اندازه ی کافی رشد کند تا به نیروهای مقاومت هوا و ارشمیدسی غلبه کند
نیرو های ارشمیدسی :
مقدار نیرویی که باید به جسم سیال داده شود متناسب با حجم سیال جابجا شده
در ضمن دمای لایه ی هوای زیر ابر نباید آن قدر زیاد باشد تا قطره در هنگام سقوط تبخیر شود
باران سرد : اول ذرات به صورت منجمد بوده و در حین ریزش به مایع تبدیل شده
باران گرم : از ابری با دمای بالای صفر تشکیل شده و به زمین سقوط کرده
برف:
برای تشکیل برف : دمای داخل ابر باید در حدود نقطه ی انجماد باشد و سرعت کاهش دما در ابر باید کند باشد
هسته ی تراکم اگر نباشد تشکیل ذرات برف یا قطرات باران ممکن نیست
فشار بخار آب در یک سطح مسطح خیلی بیشتر است تا سطحی منحنی  شعاع منحنی هر چه کمتر باشد ، فشار بخار آب بیشتر است  تراکم در جایی که سطح تماس وجود ندارد به سختی صورت می گیرد ابر داریم اما بارندگی نداریم  ابر های ابَر سرد  خطری برای هواپیماهای کوچک دارای دمای زیر 40-
نحوه ی تشکیل برف : ( انجماد به صورت سطحی)
هسته ی اولیه دچار انجماد شده ( تراکم ) اولین مولکول ها از خود گرمای نهان انجماد تولید می کنند و در نزدیکی نقطه ی انجماد دمای هوا به کندی کاهش می یابد و باعث ایجاد تاخیر در انجماد می شود و موجب می شود که مولکول های بعدی هم برسند و به صورت سطحی گسترش یافته کنار هم یخ می زنند . دانه ی برف 6 گوشه است
تگرگ :
1- دمای هوا خیلی زیر نقطه ی انجماد است
2- کاهش دما در داخل ابر خیلی سریع است
هر چه قدر گرمای نهان زیاد باشد ،بی هیچ معطلی لایه لایه ( بخار آب ) روی هم یخ می زند
باران قرمز : هسته های تراکم به مقدار زیادی دارای رس قرمز هستند
باران سیاه : وجود دود در هوا باعث یک چنین اتفاقی می شود
بدون وجود هسته های تراکم هر چه قدر دما پایین باشد و فشار بخار و رطوبت بالا باشد ، بارش رخ نمی دهد
پایداری و نا پایداری جو :
ناپایدار : اگر شرایط موجود در نتیجه ی عوامل موثر تغییر کند و پس از تغییر به حالت اول بر نگردد ...
منظور از این که به حالت اول بر نگردد یا برگردد ، شرایط ترمودینامیکی هوا است یعنی مجموعه ی رطوبت ، فشار و دمای هوا
پایدار : وقتی که سیستم شرایط موجود خود را حفظ میکند یعنی تغییرات بوسیله ی سیستم حذف شده و سیستم به حالت اولیه بر گردد.
رادیو سوند : وسیله ای برای اندازه گیری پارامتر های جوی در عمق ( ارتفاعات ) مختلف جوی

پایداری و نا پایداری جو بر اساس شرایط ترمودینامیکی ( دما و رطوبت ) و تغییر ارتفاع هوا مطرح می شود
افتاهنگ دما : LAPS RATE میزان کاهش دما با افزایش ارتفاع
عواملی که موجب صعود هوا می شوند :
1- حرکت هوا بر روی نا همواری ها
2- حرکت هوای گرم بر رو ی هوای سرد
3- گرم شدن هوا
4- همگرا شدن جریان های جوی
 در نتیجه ی صعود هوا ، فشار آن کم و دما آن افزایش می یابد .
اگر یک بسته هوا تحت یکی از شرایط بالا از ارتفاع پایین به بالا صعود کند ، دمایش کاهش می یابد  افتاهنگ . البته این افتاهنگ با افتاهنگ محیط یا LAPS RATE تروپوسفر متفاوت است .
اگر هوا اشباع باشد و وادار به صعود شود ، دمای آن کاهش می یابد نسبت به هوایی که اشباع نیست و وادار به صعود شده به خاطر این که هوای اشباع ، گرمای نهان اش آزاد شده و مقدار ی از کاهش دما بر اثر افزایش ارتفاع جبران شده است ولی هوای خشک گرمای نهانش آزاد نشده است
سیستم بی در رو : تبادل انرژی و گرمایی با محیط ندارد (1- در شرایط غیر اشباع – 2- در حالت اشباع)
وقتی هوا به صورت سریع صعود کند تغییرات انرژی گرمایی در داخل بسته هوا سریع است . هوا یک عایق بسیار خوب است و تغییرات دما در بخشی از آن که سریع اتفاق می افتد ، امکان تبادل دمای آن قسمت از هوا با محیط کم است  تبادل انرژی با محیط در آن مدت انجام نمی شود
1- کاهش دما در نتیجه ی افزایش ارتفاع هوای اشباع در شرایط بی در رو : SALR
( 1- هوا عایق گرمایی خوبی است 2- حرکت هوا بسیار سریع ٣- کاهش دما با افزایش ارتفاع )
6 درجه ی سانتی گراد بر کیلو متر در نظر گرفته می شود که البته ثابت نیست و مقدار آن بسته به دما و رطوبت فرق می کند که در نمودار ها آمده است
2- کاهش دما در نتیجه ی افزایش ارتفاع در هوای غیر اشباع : DALR
10 درجه ی سانتی گراد بر کیلو متر است و همواره ثابت است
نشان دهنده ی این است که هوای خشک به ازای هر یک کیلو متر صعود 10 درجه کاهش دما خواهد داشت .
٣- کاهش دما با افزایش ارتفاع در شرایط استاتیک :ELR
ELR که افتاهنگ محیط است در شرایط مختلف متغیر است
رادیو سوند ، ELR را اندازه گیری می کند SALRو DALR ویژگی های مشخص ترمودینامیکی اند و در ایستگاه و با ابزار اندازه گیری نمی شوند .
وقتی هوای صعود کننده کاهش دما با ارتفاع بیشتری نسبت به محیط دارد یعنی در هر ارتفاعی در بالا از محیط سرد تر است و از محیط خود سنگین تر است اگر آن عامل نگه دارنده ی هوا را حذف کنیم ، هوا به ارتفاعات پایین تر بر می گردد .
هر گاه ELR کمتر از DALR باشد ، هوا پایدار است . اگر شرایط به گونه ای دیگر باشد :
ELR<SALR: هوا پایدار خواهد بود (همیشه) چه اشباع باشد و چه خشک  پایداری مطلق
ELR>DALR: هوا همیشه نا پایدار خواهد بود چه اشباع و چه خشک  نا پایداری مطلق
SALR<ELR<DALR نا پایداری مشروط: هوای صعود کننده اشباع  ناپایدار
هوای صعود کننده اشباع نباشد  پایدار
اگر هوای صعود کننده در مسیر خود به اشباع برسد ناپایدار می شود .
ELR<DALR الزاماً ناپایدار نیست و بسته به اختلاف این دو با هم دارد
ELR<SALR حتماً از DALR هم کوچکتر است و هوا پایدار مطلق است.
نمودار TEPHIGRAM :
نمودار ساده ای است که برای پارامتر های دما ، زمان ، رطوبت و ... رسم می شود
در این جا محور های مختصات بر هم عمود نیستند و با هم زاویه ی 45 درجه می سازند . از آن به خاطر ساده سازی و ادغام معادلات پیچیده ی ترمودینامیکی استفاده می شود .
بر اعداد مشخص شده روی محور ها خطوط عمود رسم می کنیم با وجود خطوط هادی ، محور اصلی را پاک می کنیم .

مه و ابر و توفان های تندری:
مه و ابر یکی اند اما موقعیت و نحوه ی تشکیل و مکان آن ها متفاوت است ( از نظر جنس یکی اند)
روش ها و مکانیسم های متفاوتی سبب تولید مه در سطح زمین می شود که در سطوح فوقانی جو چنین مکانیسم هایی برای تشکیل ابر ها وجود ندارد . بر اساس مکانیسم مه آن ها را نام گذاری میکنیم :
مه تابشی :
مکانیسم آن شبیه INVERSION یا وارونگی تابشی است . به دنبال شبی صاف ، سرد و آرام وقتی سطح زمین تابش زیادی انجام می دهد و سرد تر می شود ، اگر به اندازه ی کافی سرد شود که به نقطه ی شبنم برسد ( اشباع شود ) مه تشکیل می شود . برای تشکیل مه هسته ی تراکم لازم است که در سطح زمین فراوان است- به محض طلوع خورشید عامل سرد کننده ی سطح زمین از بین می رود ، تعادل حرارتی به هم می خورد و سطح زمین گرم می شود  مه به بالا رفته و رقیق می شود .
مه جبهه ای : در جبهه هایی که هوای گرم بر روی هوای سرد در حال صعود است ( هوای سرد در جلوی هوای گرم قرار گرفته) تشکیل می شود 0 منطقه ی جدا کننده ی بین هوای گرم و سرد را جبهه می گویند)
به هنگام بارندگی در جبهه ی گرم به دلیل تزریق رطوبت در هوای سرد جبهه ی جلویی ، افزایش رطوبت و رسیدن به اشباع و مه جبهه ای را داریم
مهی که همراه با بارندگی است ( در اثر اشباع هوای سرد پایین جبه)
مه تپه ای : (فرا شیبی)
وقتی شیب تپه از دو طرف طولانی باشد ، صعود هوای گرم و مرطوب  کاهش دما  رسیدن به نقطه ی شبنم  تشکیل مه
فشار هوا بر اثر صعود هوا کاهش می یابد ( به اندازه ی ΔH ) کاهش دما و کاهش فشار + افزایش رطوبت تشکیل مه می دهد
مه فرا رفتی : فرا رفتی = انتقال افقی حرارت و رطوبت
در نتیجه ی تزریق هوای مرطوب به یک منطقه ی سرد یا تزریق هوای سرد از ساحل به دریا ایجاد مه می کند
خشکی ( سرد)  دریا ( رطوبت) = تشکیل مه در خشکی به علت افزایش رطوبت
خشکی ( سرد)  دریا ( رطوبت) = تشکیل مه در اقیانوس ( به علت کاهش دما)

ابر ها :
ابر ها را بر اساس شکل ظاهری و ارتفاعی که در آن تشکیل می شوند ، نام گذاری می کنیم .
در کل 27 نوع ابر داریم
بر اساس ارتفاع تشکیل:
نوع1 : ابر های بالا شامل 9 ابر است
نوع2 : ابر های متوسط شامل 9 ابر
نوع ٣ : ابر های پایین شامل 9 ابر

بر اساس شکل ظاهری :
کومولی فرمی ( کومولوسی ) ارتفاع متوسط و دارای چندین طبقه اند
استراتوسی ارتفاع پایین ( گاهاً با مه اشتباه گرفته می شوند)
سیروسی : 10 کیلو متر به بالا تشکیل می شوند پر مانند ند
نوع 3: عموماً کومولوس اند
نوع 2: استراتوسی
نوع 1: عموماً سیروسی اند
کومولونیمبوس :
ابر مهمی در هواشناسی کشاورزی و ناو بری هوایی است . مرتفع ترین ابر است . از 1.5 تا 14 کیلو متری ضخامت دارد  ضخیم ترین و مرتفع ترین ابر هاست . بارندگی این ابر پراکنده و رگباری است و هنگام وجود آن رعد و برق و باد شدید اتفاق می افتد .
نیمبو استراتوس :
این ابر ها در جلوی جبهه ی گرم قرار می گیرند . بسیار گسترده و وسیع اند از این ابر بارندگی ملایم و مداومی نزول می کند  بارندگی ها ی چند ساعته - نسبتاً ضخیم اند – گاه ممکن است خورشید دیده نشود و هوا تاریک می شود
کومولوسی :
دارای شکل ظاهری گل کلمی اند در نتیجه ی حرکت قایم هوای حاصل از ن پایداری به وجود می آیند و RANG وسیعی داشته و تکه تکه اند –حاصل شرایط سریع صعود هوا است – تمام آسمان را نمی پوشاند و تکه تکه است عموماً بارندگی ندارد
استراتوسی:
ابر هایی پوششی و لایه لایه اند . بخش عظیمی از منطقه را به صورت یکنواخت می پوشانند و ارتفاع کمی دارند . معمولاً از قله ی کوه ها پایین تر می روند . یا بارندگی ندارند یا ریزه ریزه می بارند
سیروسی:
بسیار رقیق هستند . ارتفاع بسیار زیادی دارند . عموماً کریستال های ریز یخ تشکیل شده اند  نور پس از عبور از این کریستال ها می شکند و تشکیل هاله می دهد . پر مانند ند . دور خورشید ، ستارگان ، ماه و ... تشکیل هاله می دهند .
بعد از مشاهده ی این ابر قطعاً می توان گفت که جبهه ی هوای گرم در راه است . در این جبهه ی گرم بارندگی با ابر نیمبو استراتوس را داریم
برای پیش بینی غیر حرفه ای وضعیت هوا از کومولونیمبوس و سیروس استفاده میکنیم