راهنمای ساده و درک پایداری و ناپایداری جو

درک پایداری جو برای تعیین طیف وسیعی از شرایط آب‌و‌هوایی اهمیت دارد؛ از جمله نوع ابرها، میزان آشفتگی هوا (Turbulence)، شکل‌گیری طوفان‌های تندری . نمودار هواشناسی (Aerological Diagram) ابزاری کاربردی برای تفسیر پایداری جو به شمار می‌آید.

ساده‌سازی رفتار جو

نظریه‌ی Parcel روشی ساده‌شده برای تخمین رفتار هوا در جو است، به‌ویژه در ارتباط با فرایندهای همرفت (convection) و پایداری. در این نظریه فرض می‌شود که یک توده‌ی کوچک هوا (air parcel) بسته به نحوه‌ی تعامل دما و رطوبت آن با الگوی پایداری جو اطراف، بالا می‌رود یا پایین می‌آید.

پایداری جو

پایداری جو (Atmospheric Stability) میزان مقاومت جو در برابر حرکت عمودی هوا را توصیف می‌کند و تعیین می‌کند که آیا هوا تمایل به صعود دارد (ناپایدار)، فرونشست دارد (پایدار) یا بدون حرکت باقی می‌ماند (خنثی).

حرکت عمودی هوا یکی از عوامل اصلی شکل‌گیری پدیده‌های جوی است. گاهی هوای در حال صعود را می‌توان از روی تشکیل ابرها یا بالا رفتن گرد و غبار در گردبادهای کوچک (dust devils) مشاهده کرد. در طوفان‌های گردبادی (tornadoes)، حرکت عمودی شدید به‌وضوح دیده می‌شود. در مقابل، در برخی موارد، هوای در حال صعود ممکن است بدون هیچ نشانه‌ی ظاهری رخ دهد. هوای در حال فرونشست (sinking air) معمولاً آرام‌تر است و اغلب با هوای صاف و بدون ابر همراه می‌باشد.

در یک جو پایدار، حرکت عمودی هوا سرکوب یا مهار می‌شود. اگر یک توده‌ی هوای بالا‌رفته، سردتر (و در نتیجه چگال‌تر) از هوای اطراف باشد، پس از پایان حرکت رو به بالا، دوباره به سمت پایین بازمی‌گردد. چنین محیطی «پایدار» نامیده می‌شود.

در یک جو ناپایدار، حرکت عمودی هوا تقویت می‌شود. اگر توده‌ی هوای بالا‌رفته، گرم‌تر و سبک‌تر از هوای اطراف باشد، حتی پس از پایان نیروی بالابرنده همچنان به صعود خود ادامه می‌دهد. این وضعیت به‌عنوان «ناپایدار» شناخته می‌شود.

در یک جو خنثی، هیچ تمایلی برای حرکت رو به بالا یا پایین وجود ندارد. اگر دمای توده‌ی هوای بالا‌رفته با دمای هوای اطراف برابر باشد، شرایط را «خنثی» می‌نامند.

در برخی شرایط، جو ممکن است برای توده‌های هوای غیر اشباع پایدار باشد اما در صورت اشباع شدن، ناپایدار شود. این وضعیت را ناپایداری شرطی (Conditional Instability) می‌گویند.

نرخ کاهش دما (Lapse Rate)

نرخ تغییر دما با افزایش ارتفاع برای یک توده‌ی جابه‌جا‌شده از هوا را «نرخ کاهش آدیاباتیک دما» (Adiabatic Lapse Rate) می‌نامند.

نرخ کاهش آدیاباتیک خشک (DALR)، سرعت تغییر دمای یک توده‌ی هوای خشک (غیر اشباع) در هنگام صعود یا نزول در جو است. این نرخ حدود ۹٫۸ درجه سانتی‌گراد به ازای هر کیلومتر می‌باشد.

نرخ کاهش آدیاباتیک مرطوب (SALR)، سرعت تغییر دمای یک توده‌ی هوای مرطوب (اشباع‌شده) در هنگام صعود یا نزول در جو است. مقدار معمول آن حدود ۵ درجه سانتی‌گراد به ازای هر کیلومتر در نظر گرفته می‌شود، اگرچه این عدد بسته به میزان بخار آب موجود و دمای توده‌ی هوا متغیر است. (توده‌ی هوای گرم‌تر می‌تواند بخار آب بیشتری در خود نگه دارد نسبت به زمانی که سردتر است.)

نرخ کاهش آدیاباتیک مرطوب کمتر از نرخ خشک است، زیرا هنگامی که توده‌ی هوای اشباع‌شده بالا می‌رود و سرد می‌شود، بخار آب درون آن متراکم شده و به قطرات آب تبدیل می‌شود. این فرآیند گرمای نهان آزاد می‌کند و باعث می‌شود خنک‌شدن توده‌ی هوا کندتر شود و خاصیت شناوری آن حفظ گردد.

برعکس، اگر توده‌ی هوای اشباع‌شده پایین بیاید و گرم شود، قطرات آب دوباره تبخیر می‌شوند و برای این کار گرمای نهان تبخیر از درون توده جذب می‌شود؛ در نتیجه سرعت گرم‌شدن کاهش می‌یابد که این پدیده معمولاً با عنوان سرد شدن تبخیری (Evaporative Cooling) شناخته می‌شود.

تعیین پایداری جو

هوای گرم چگالی کمتری نسبت به هوای سرد دارد، بنابراین شناورتر است و در صورتی که از هوای اطراف خود گرم‌تر باشد، تمایل به صعود دارد.

اگر پروفایل دمایی جو مشخص باشد، می‌توان نرخ تغییر دما با ارتفاع (که به آن نرخ کاهش دمای محیطی یا Environmental Lapse Rate گفته می‌شود) و در نتیجه میزان پایداری جو را در آن لحظه تعیین کرد.

این پروفایل‌های دمایی معمولاً روی نمودار هواشناسی (Aerological Diagram) رسم می‌شوند تا پایداری جو یا لایه‌های مختلف آن مورد بررسی و تفسیر قرار گیرد.

نمودار هواشناسی (Aerological Diagram)

داده‌های مربوط به نمودارهای هواشناسی معمولاً از پرواز بالن‌هایی به‌دست می‌آیند که یک رادیوسوند (Radiosonde) را از میان لایه‌های جو حمل می‌کنند. اطلاعات تکمیلی را می‌توان از پروفایلرهای جوی (Atmospheric Profilers)، تصاویر ماهواره‌ای و داده‌های هواشناسی پروازی موسوم به AMDAR (Aircraft Meteorological Data Relay) نیز دریافت کرد.

پیش‌بینی‌های نمودار هواشناسی مدل F160 نیز در دسترس هستند که از داده‌های پیش‌بینی عددی هوا (Numerical Weather Prediction) استخراج می‌شوند.

انواع مختلفی از نمودارهای هواشناسی وجود دارد، اما اداره‌ی هواشناسی استرالیا (Bureau of Meteorology) از نوع Skew T–Log P (F160) استفاده می‌کند. نام این نمودار به دلیل نحوه‌ی ترسیم محورهای آن است:

• دمـا در محور افقی ترسیم می‌شود و ایزوترم‌ها (خطوط دمای برابر) به‌صورت مورب از پایین چپ به بالا راست کشیده می‌شوند.
• فشار در محور عمودی نمایش داده می‌شود و ایزوبارها (خطوط فشار برابر) با استفاده از مقیاس لگاریتمی فاصله‌گذاری می‌گردند.

تفسیر یک نمودار هواشناسی ساده‌شده (Interpreting a Simplified Aerological Diagram)

به‌طور کلی، زمانی که نرخ کاهش دمای جرم هوا (Lapse Rate) به شکل زیر باشد، وضعیت پایداری جو چنین تفسیر می‌شود:

اگر نرخ کاهش دما کم‌تر از DALR باشد ← جو کاملاً ناپایدار (Absolutely Unstable) است.

اگر نرخ کاهش دما برابر با DALR باشد ← جو خنثی (Neutrally Stable) است.

اگر نرخ کاهش دما میان DALR و SALR باشد ← جو ناپایدار شرطی (Conditionally Unstable) است.

اگر نرخ کاهش دما بیشتر از SALR باشد ← جو کاملاً پایدار (Absolutely Stable) است.

در نمودار ساده‌شده‌ی بالا، خط قرمز نمایانگر پروفایل دما (و در نتیجه نرخ کاهش دمای محیطی یا Environmental Lapse Rate) است. خطوط DALR و SALR نیز با خطوط سفید و خط‌چین نمایش داده شده‌اند. با مقایسه‌ی این خطوط می‌توان لایه‌های پایدار، ناپایدار، خنثی یا ناپایدار شرطی را در جو تشخیص داد.

 A تا B – لایه پایدار (Stable Layer)

هر توده‌ی هوای خشک یا اشباع‌شده‌ای که در این بازه بالا برده شود و با نرخ DALR یا SALR سرد گردد، سردتر از دمای محیط باقی می‌ماند و به‌محض قطع نیروی صعود، به پایین بازمی‌گردد. بنابراین این لایه پایدار است. لایه‌ی وارونگی (Inversion Layer) بالای نقطه‌ی D نیز ویژگی مشابهی دارد.

 B تا C – لایه خنثی (Neutral Layer)

توده‌ی هوای خشک در این بخش تنها در صورتی به صعود ادامه می‌دهد که نیروی صعودکننده همچنان وجود داشته باشد، زیرا دمای آن با محیط برابر است و نه گرم‌تر و نه سردتر از آن می‌شود. این بخش خنثی محسوب می‌شود.

 C تا D – لایه ناپایدار شرطی (Conditionally Unstable Layer)

توده‌ی هوای اشباع‌شده که در این ناحیه با نرخ SALR بالا می‌رود، گرم‌تر از محیط باقی می‌ماند و به همین دلیل به‌صورت خودبه‌خود به صعود ادامه می‌دهد.
در مقابل، توده‌ی هوای غیر اشباع در صورت صعود با نرخ DALR سردتر از محیط می‌شود و در صورت قطع نیروی صعود، به پایین بازمی‌گردد. بنابراین این لایه ناپایدار شرطی است.

 D تا E – لایه پایدار (Stable Layer)

مشابه بخش A تا B، هر توده‌ی هوای خشک یا اشباع‌شده‌ای که در این لایه بالا رود، تنها با نیروی خارجی قادر به ادامه‌ی صعود است، زیرا لایه پایدار است. (لایه‌ی بالای D دارای وارونگی دماست.)

 C تا E (خط سیاه‌چین)

این خط نشان‌دهنده‌ی مسیر سرد شدن یک توده‌ی هوای اشباع‌شده است که از نقطه‌ی C به سمت E بالا می‌رود و در امتداد SALR حرکت می‌کند. در نقطه‌ی E، دمای این توده با دمای محیط برابر می‌شود و در نتیجه خاصیت شناوری خود را از دست داده و صعود آن متوقف می‌گردد.

شکل‌گیری ابرها

ابرهای همرفتی (Convective Clouds) مانند کومولوس (Cumulus) زمانی شکل می‌گیرند که هوا به‌اندازه کافی مرطوب و ناپایدار باشد. توده‌های هوای غیراشباع باید به اندازه کافی سبک و بالابرنده باشند تا به سطح تراکم (Condensation Level) برسند و اشباع شوند. اگر جو شرطی ناپایدار باشد و این ناپایداری در لایه‌های عمیق وجود داشته باشد، ابرهای همرفتی بزرگ تشکیل خواهند شد.

در نمودار اول (a)، لایه‌ی اینورژن ضعیف و نسبتاً بالا است؛ در این شرایط، ابرهای کومولوس، گاهی همراه با بارش کوتاه‌مدت (showers)، ممکن است در هوای شرطی ناپایدار شکل بگیرند. سرهای کومولوس ممکن است به لایه‌ی بالای اینورژن نفوذ کنند، اما این لایه رشد آن‌ها را محدود می‌کند.

در نمودار دوم (b)، اینورژن قوی‌تر و پایین‌تر است. در این شرایط، لایه‌هایی از استراتوکومولوس یا استراتوس (Stratocumulus/Stratus)، گاهی همراه با نم‌نم باران (drizzle)، ممکن است زیر اینورژن (لایه‌ی پایدار) شکل بگیرند.

اگر اینورژن نزدیک به زمین باشد، همان‌طور که در نمودار (c) نشان داده شده، ممکن است استراتوس پایین یا مه (fog) شکل بگیرد، اما توسعه‌ی ابرهای کومولی‌فرم (Cumuliform Clouds) امکان‌پذیر نخواهد بود.