کتاب درک آسمان برای خلبانان پاراگلایدر | فصل اول: شناخت آسمان

هوای پیرامون ما

ما در سیاره‌ای رشد کرده‌ایم که با مخلوطی از گازهای حیات‌بخش احاطه شده است. ما این مخلوط را «هوا» می‌نامیم و به کل توده گازی که اطراف زمین را فرا گرفته، «جو» می‌گوییم.

بیشتر ما این هوا و جو را امری بدیهی می‌پنداریم، همان‌طور که هنگام نفس کشیدن اندکی اکسیژن از آن قرض می‌گیریم، یا هنگام حرکت از میان آن عبور می‌کنیم. برای ما، هوا اغلب فقط «وجود دارد».

اما اگر بال‌هایی به ما داده شود، جهانی کاملاً جدید پیش رویمان گشوده می‌شود؛ چالش‌هایی تازه، چشم‌اندازهایی نو، و تجربه‌هایی متفاوت دیدگاه ما را برای همیشه دگرگون می‌کنند. ما به پاراگلایدریست هایی تبدیل می‌شویم که قلمرو آسمان را برای کشف در اختیار دارند.

به‌سرعت متوجه تغییرات دائمی در جو می‌شویم و نیاز به درک معنای این تغییرات را حس می‌کنیم. با درک این تغییرات، در محیط جدیدمان احساس راحتی بیشتری می‌کنیم. با درک، ترس‌ها را کنار می‌گذاریم و خود را از محدودیت‌های یک زندگی زمینی رها می‌سازیم.

در این فصل، مطالعه در مورد ماهیت آسمان را آغاز می‌کنیم تا بعدها بتوانیم رفتار آن را پیش‌بینی کنیم، زمانی که وارد قلمرو آن می‌شویم و سرنوشت خود را به دست باد می‌سپاریم.

تصویر کلی (THE BIG PICTURE)

جوّ زمین به‌وسیله گرانش به سیاره ما متصل نگه داشته شده است. اگرچه ضخامت کلی جوّ از ۸۰۰ کیلومتر (۵۰۰ مایل) فراتر می‌رود، اما بیشتر جرم هوا در نزدیکی سطح زمین متمرکز شده است، چرا که هوا قابلیت تراکم دارد و گرانش، هر مولکول را به سمت پایین می‌کشد. در واقع، نیمی از وزن کل جوّ—که بیش از ۵٫۶ کوادریلیون (۵,۶۰۰,۰۰۰,۰۰۰,۰۰۰,۰۰۰) تن است—در ارتفاعی زیر ۵۵۰۰ متر (۱۸,۰۰۰ فوت) قرار دارد!

جوّ را می‌توان بر اساس ویژگی‌های خاص، مانند لایه‌های یک پیاز، به سطوح مختلفی تقسیم کرد. ما عمدتاً به پایین‌ترین لایه علاقه‌مندیم که تروپوسفر (Troposphere) نام دارد؛ واژه “تروپو” به معنی “تغییر” است. در این‌جاست که تغییراتی روی می‌دهد که ما آن‌ها را به‌عنوان “آب‌وهوا” می‌شناسیم. در همین‌جا زندگی می‌کنیم، نفس می‌کشیم و پرواز می‌کنیم.

تروپوسفر از سطح زمین تا ارتفاعی در حدود ۷ تا ۹ کیلومتر (۵ تا ۶ مایل) در قطب‌ها و تا ۱۷ تا ۲۰ کیلومتر (۱۰ تا ۱۲ مایل) در خط استوا امتداد دارد. دلیل این تفاوت، اثرات گریز از مرکز ناشی از چرخش زمین است (به شکل ۱ نگاه کنید). برای وضوح بیشتر، در شکل، وسعت جوّ بسیار اغراق‌آمیز ترسیم شده است. اگر بخواهیم موضوع را به شکل ملموس‌تری بیان کنیم، کل جوّ نسبت به اندازه زمین، تقریباً به اندازه پوست یک پرتقال نسبت به خود پرتقال خواهد بود؛ در حالی که ضخامت تروپوسفر معادل پوست یک سیب نسبت به سیب است.

در بالای تروپوسفر، استراتوسفر (Stratosphere) قرار دارد و مرز میان این دو لایه، تروپوپاز (Tropopause) نامیده می‌شود. تفاوت اصلی بین این دو لایه در الگوی دمایی آن‌هاست: در تروپوسفر، دما با افزایش ارتفاع به‌طور یکنواخت کاهش می‌یابد، اما با ورود به استراتوسفر، دما تقریباً ثابت باقی می‌ماند. بنابراین، استراتوسفر لایه‌ای پایدار و شفاف است، در حالی که تروپوسفر ویژگی‌هایی مانند ابر و شرایط جوی متنوعی از خود نشان می‌دهد.

تروپوسفر، حوزه مورد توجه ما در این کتاب است.

ساختار هوا (The Structure of the Air)

ما می‌دانیم که هوا ترکیبی از چند گاز مختلف است. بیشتر آن از نیتروژن (۷۸٪) و اکسیژن (۲۱٪) تشکیل شده است و تنها ۱٪ باقی‌مانده شامل گاز آرگون، مقدار کمی دی‌اکسید کربن و برخی آلاینده‌های دیگر است.

بخار آب نیز یکی از اجزای متغیر هوا محسوب می‌شود. مقدار آن می‌تواند از صفر (هوای خشک) تا حدود ۴ یا ۵ درصد وزنی (هوای اشباع‌شده) متغیر باشد. همان‌طور که بعداً خواهیم دید، بخار آب بخش بسیار مهمی از فرآیندهای جوی است؛ چراکه بدون آن، ابری یا بارانی وجود نخواهد داشت. تقریباً تمام بخار آب موجود در جو، در لایه تروپوسفر متمرکز است؛ زیرا بخار آب از طریق تبخیر منابع سطح زمین وارد جو شده و به وسیله جریان‌های عمودی هوا به بالا برده می‌شود که این جریان‌ها عمدتاً در تروپوسفر محدود می‌مانند. در واقع ۹۰ درصد کل بخار آب موجود در جو در ارتفاعی کمتر از ۱۸٬۰۰۰ فوت قرار دارد.

آلاینده‌هایی که پیش‌تر به آن‌ها اشاره شد—از جمله دود، گرد و غبار، ذرات نمک و گازهای حاصل از فعالیت‌های صنعتی—اهمیت زیادی دارند؛ زیرا به عنوان هسته‌های چگالش (condensation nuclei) عمل می‌کنند که شکل‌گیری ابرها را تسهیل می‌کند. ابرها برای ما که در آسمان پرواز می‌کنیم، اهمیت زیادی دارند؛ چراکه می‌توانند وجود جریان‌های بالارونده را نشان دهند و به‌طور کلی سرنخ‌هایی از رفتار جو در اختیار ما قرار دهند، که در فصل سوم بیشتر درباره آن صحبت خواهیم کرد. ابرها و آلاینده‌ها همچنین ممکن است مشکلاتی در دید ایجاد کنند که برای پرواز اهمیت زیادی دارد.

ویژگی‌های هوا (Properties of the Air)

هوا ماده‌ای نسبتاً رقیق و سبک است، اما اینکه دقیقاً چقدر رقیق است، کاملاً به چگالی (density) آن بستگی دارد. همان‌طور که پیش‌تر اشاره شد، هوا قابل فشرده‌سازی است، بنابراین چگالی آن به ترکیب و مقدار فشردگی آن وابسته است. این چگالی برای ما از اهمیت ویژه‌ای برخوردار است، چرا که مستقیماً بر پرواز ما تأثیر می‌گذارد.

سه ویژگی که چگالی هوا را تعیین می‌کنند، عبارت‌اند از: دما، فشار و مقدار بخار آب موجود در هوا. دو عامل اصلی که این ویژگی‌ها را کنترل می‌کنند، نیروی گرانش و گرمایش خورشیدی هستند. پیش از آن‌که به اهمیت هر یک از این عوامل بپردازیم، بهتر است مروری داشته باشیم بر نحوه عملکرد گاز (هوا).

مولکول‌های موجود در یک گاز، همانند کودکانی بیش‌فعال که شکلات خورده‌اند، مدام در حال جنب‌وجوش هستند. این حرکت‌های سریع باعث می‌شود آن‌ها مدام به هم برخورد کرده و به‌طور تصادفی از یکدیگر منحرف شوند. اگر این مولکول‌ها به یک جسم جامد برخورد کنند، مقداری از انرژی خود را به آن جسم منتقل می‌کنند. در واقع، این انتقال انرژی همان چیزی است که ما به صورت گرما (heat) احساس می‌کنیم. هرچه مولکول‌های گاز فعال‌تر و پرجنب‌وجوش‌تر باشند، با سرعت بیشتری حرکت می‌کنند و انرژی بیشتری به اجسام جامدی که لمس می‌کنند منتقل می‌کنند، بنابراین گاز برای ما گرم‌تر به نظر می‌رسد. چیزی که ما به عنوان دما (temperature) می‌شناسیم، در واقع همان میزان فعالیت و جنبش مولکول‌های گاز است.

به‌راحتی می‌توان تصور کرد که اگر به یک گاز انرژی گرمایی اضافه کنیم، دمای آن افزایش می‌یابد زیرا مولکول‌هایش پرتحرک‌تر می‌شوند و در نتیجه تمایل به انبساط (expansion) پیدا می‌کنند، چون هر مولکول پرانرژی در حال هل دادن همسایگان خود به اطراف است. از سوی دیگر، اگر اجازه دهیم که یک حجم از گاز منبسط شود، مولکول‌ها از هم فاصله می‌گیرند، چگالی آن کمتر شده و همزمان دمای آن کاهش می‌یابد؛ چراکه مولکول‌های کمتری در یک حجم مشخص وجود دارند که با هم یا با جسم جامد اطراف برخورد کنند.

برعکس، اگر یک گاز را فشرده کنیم (compress)، چگالی آن افزایش یافته و دمای آن نیز بالا می‌رود، چون مولکول‌ها به یکدیگر نزدیک‌تر شده و برخوردهایشان بیشتر و پرانرژی‌تر می‌شود (به شکل ۲ مراجعه کنید).

درک این ویژگی‌ها برای خلبانان گلایدر و پروازهای بدون موتور، بسیار مهم و حیاتی است.

ارتفاع‌سنج‌هایی که ما به عنوان خلبان استفاده می‌کنیم، چیزی جز بارومترهای حساس نیستند. این ابزارها کاهش فشار را هنگام بالا رفتن و افزایش فشار را هنگام پایین آمدن تشخیص می‌دهند.

برخی از ارتفاع‌سنج‌هایی که توسط خلبانان پروازهای ورزشی استفاده می‌شوند، آن‌قدر حساس هستند که می‌توانند تفاوت فشار ناشی از تغییر ارتفاع تنها یک فوت (حدود ۳۰ سانتی‌متر) را نیز شناسایی کنند – این مقدار به‌طرز شگفت‌انگیزی معادل فقط ۰٫۰۳ میلی‌بار یا ۰٫۰۰۱ اینچ جیوه در سطح دریا است.

در اینجا خلاصه‌ای از نکات مهم آورده شده است:

زمانی که هوا بالا می‌رود، فشار کمتری را احساس می‌کند، زیرا مقدار هوای بالای آن کمتر شده و فشار وارد بر آن کاهش می‌یابد. در نتیجه، هوا منبسط می‌شود، سرد می‌شود و چگالی آن کاهش می‌یابد.

در مقابل، زمانی که هوا پایین می‌آید، فشار بیشتری را تجربه می‌کند، که باعث می‌شود فشرده شود، گرم شود و چگال‌تر گردد.

دمای هوا

ما معمولاً این‌گونه فکر نمی‌کنیم که هوای خنک‌تر چگالی کمتری دارد و هوای گرم‌تر چگال‌تر است، همان‌طور که در بخش قبلی اشاره شد. با این حال، این فشرده‌سازی یا انبساط هوا است که باعث تغییر دما می‌شود.
زمانی که دمای هوا تنها از طریق فشرده‌سازی یا انبساط و بدون تبادل گرما با منبع خارجی تغییر کند، به آن فرایند بی‌دررو یا آدیاباتیک (adiabatic) گفته می‌شود. این حالت معمولاً در پدیده‌هایی مانند صعود حرارتی، همگرایی هوا، بالا رفتن از روی برآمدگی‌ها (ridge lift) و جبهه‌های هوا رخ می‌دهد. در فصل‌های بعدی، دلایل این نوع صعودها و نحوه استفاده از آن‌ها را بررسی خواهیم کرد.

نزدیک سطح زمین، هوا به‌طور غیرمستقیم توسط خورشید گرم می‌شود. این فرایند غیرآدیاباتیک (non-adiabatic) است، زیرا گرما از منبع خارجی (خورشید) تأمین می‌شود. این گرمایش خورشیدی مهم‌ترین عامل حرکت در جو است، زیرا هوایی که از بیرون گرم می‌شود منبسط شده و چگالی آن کاهش می‌یابد، در حالی که هوای خنک‌تر چگال‌تر می‌شود. در نتیجه، هوا از مناطق سرد به سمت مناطق گرم جریان می‌یابد.

تابش خورشید مستقیماً هوا را گرم نمی‌کند، بلکه از میان هوا عبور کرده و سطح زمین را گرم می‌کند، و سپس زمین هوای اطراف خود را از پایین گرم می‌کند.

ما این گرما را با استفاده از دماسنج اندازه‌گیری می‌کنیم که دما را در مقیاس سلسیوس (C) یا فارنهایت (F) نشان می‌دهد.
آب در 0 درجه سلسیوس یا 32 درجه فارنهایت یخ می‌زند و در 100 درجه سلسیوس یا 212 درجه فارنهایت به جوش می‌آید.
فرمول تبدیل سلسیوس به فارنهایت:
F = (9/5 × °C) + 32

برای جلوگیری از تأثیرات مستقیم بازتاب حرارت از سطح زمین و اجسام دیگر، دمای استاندارد هوا با دماسنجی که در ارتفاع ۱٫۲۵ تا ۲ متر (۳٫۷۵ تا ۶ فوت) بالای یک سطح چمن کوتاه قرار دارد، اندازه‌گیری می‌شود. این دماسنج باید درون جعبه‌ای سفید، دارای تهویه مناسب و در سایه قرار داشته باشد. تنها در این شرایط می‌توان به دمای واقعی هوای محیط دست یافت.

گرمایش خورشیدی

بیشتر پرتوهای خورشید از میان هوا عبور کرده و به سطح زمین می‌رسند. این پرتوها مستقیماً تنها به اندازه‌ی حدود ۰٫۳ تا ۰٫۶ درجه سانتی‌گراد در روز هوا را گرم می‌کنند، که این میزان بستگی به مقدار بخار آب و آلاینده‌های موجود در جو دارد. بخش قابل توجهی از تابش خورشید توسط ابرها جذب شده یا به فضا بازتاب داده می‌شود. میزان این بازتابش به طور طبیعی به مقدار پوشش ابری بستگی دارد. در واقع، تنها حدود ۴۳ درصد از تابش خورشیدی (تشعشعات دریافتی خورشید یا insolation) واقعاً به سطح زمین می‌رسد، همان‌طور که در شکل ۵ نشان داده شده است.

سرنوشت پرتوهای خورشیدی به سطحی بستگی دارد که این پرتوها در سطح زمین با آن برخورد می‌کنند. دامنه‌هایی که رو به جنوب هستند، گرمای بیشتری جذب می‌کنند نسبت به زمین‌های مسطح یا شیب‌هایی که به سمت شمال قرار دارند. نواحی با شکل مقعر گرمای بیشتری نسبت به نواحی مسطح یا محدب جذب می‌کنند. درختان و چمن‌ها، نور را در طول‌موج‌های سبز بازتاب می‌دهند، در حالی که شن حدود ۲۰٪ از تابش ورودی را بازتاب می‌دهد. برف و یخ بین ۴۰٪ تا ۹۰٪ بازتاب دارند، در حالی که سطوح تیره مانند پارکینگ‌های آسفالتی یا زمین‌های شخم‌زده فقط ۱۰٪ تا ۱۵٪ از تابش را بازتاب می‌کنند. سطح آب بسته به زاویه تابش خورشید نور را بازتاب می‌دهد — حدود ۲٪ وقتی خورشید در بالای آسمان است و بیش از ۳۵٪ هنگامی که خورشید نزدیک افق قرار دارد.

تمام تابشی که توسط زمین جذب می‌شود، صرف تولید گرما می‌شود. بخشی از آن مستقیماً هوای مجاور سطح زمین را از طریق رسانش (conduction) گرم می‌کند. بخشی دیگر از طریق همرفت (convection) موجب گرم شدن جو پایین می‌شود؛ یعنی حباب‌هایی از هوای گرم به سمت بالا حرکت کرده و در اطراف پخش می‌شوند. همچنین، بخشی از این گرما صرف تبخیر آب می‌شود که در مراحل بعدی، زمانی که بخار آب متراکم شده و به ابر تبدیل می‌شود، دوباره گرما را به جو بازمی‌گرداند.

ماهیت سطح زمین تأثیر زیادی بر نحوه جذب یا انتقال گرما به هوا دارد. به عنوان مثال، شن خیلی سریع در لایه‌های کم‌عمق گرم می‌شود، در حالی که آب، پرتوهای خورشید را به عمق بیشتری نفوذ می‌دهد و بنابراین دمای سطح آن چندان افزایش نمی‌یابد. به‌طور کلی، هرچه سطح زمین گرم‌تر شود، هوای بالای آن نیز گرم‌تر خواهد شد.

اکنون باید روشن شده باشد که انواع مختلف سطوح زمینی با وجود دریافت مقدار یکسانی از تابش، با سرعت‌های بسیار متفاوتی گرم می‌شوند. ما در فصل نهم به بررسی دقیق این ویژگی‌ها خواهیم پرداخت، زیرا این عوامل برای تشکیل جریان‌های صعودی گرمایی (ترمال‌ها) بسیار مهم هستند. در حال حاضر، کافی است بدانیم که گرمای روزانه خورشید از پایین جو را گرم می‌کند و این منبع اصلی انرژی برای پدیده‌های جوی و شرایط پروازهای گلایدری ماست.

چرخه‌های سرمایش

همان‌طور که هوا از طریق گرم شدن زمین توسط خورشید، از پایین گرم می‌شود، به همان ترتیب نیز از پایین سرد می‌شود. وقتی خورشید از آسمان ناپدید می‌شود، گرمای ذخیره‌شده در سطح زمین به شکل تابش فروسرخ (infrared radiation) به فضا بازتاب می‌شود. این تابش به‌راحتی از هوای خشک عبور می‌کند و تقریباً بدون جذب شدن از جو خارج می‌شود.

در نتیجه، زمین در طول شب به‌طور پیوسته سرد می‌شود و به نوبه خود، هوای مجاور خود را نیز خنک می‌کند.

اگر در طول شب باد بوزد، جابه‌جایی و مخلوط شدن هوا باعث می‌شود سرمایش در لایه‌های بالاتر نیز پخش شود و هوای سطح زمین زیاد سرد نشود. از طرفی، اگر ابر یا رطوبت در هوا وجود داشته باشد، این عوامل بخشی از تابش خروجی را پراکنده کرده و مقداری از آن را به سمت زمین بازمی‌گردانند، که باعث کند شدن فرآیند سرمایش می‌شود.

به همین دلیل است که شب‌های آرام و صاف (بدون باد و بدون ابر) برای تشکیل شبنم یا یخ‌زدگی سطحی (سرمازدگی) مناسب هستند. همچنین این پدیده یکی از دلایل اصلی است که مناطق بیابانی در شب بسیار سرد می‌شوند: آن‌ها در روز گرمای زیادی جذب می‌کنند، اما در شب نیز به سرعت آن را از دست می‌دهند.

نکته کلیدی: فرآیند تبادل گرما بین زمین و هوا در شب باعث ایجاد چرخه سرمایش می‌شود که در کنار چرخه گرمایش روزانه، نقش کلیدی در رفتار جو و شرایط پروازی دارد.

تغییرات روزانه (Daily Changes)

تغییرات روزانه یا تغییرات شبانه‌روزی (diurnal variation) ناشی از گرمایش خورشیدی، مفهومی بسیار مهم برای خلبانان است؛ چه آن‌ها به دنبال شرایط پروازی مناسب مانند ترمال (جریان‌های هوای صعودی گرم) باشند و چه به دنبال هوای آرام برای پرواز.

برای درک این فرآیند، باید توجه داشت که تأثیر گرمایش خورشید بلافاصله پس از طلوع خورشید آغاز می‌شود؛ از آن لحظه، زمین به تدریج گرم می‌شود. این گرمایش تا ظهر (زمان خورشیدی محلی) که خورشید به بالاترین نقطه در آسمان می‌رسد، افزایش می‌یابد. پس از آن، این اثر به تدریج کاهش می‌یابد و با غروب خورشید به صفر می‌رسد.

تا زمانی که مقدار تابش دریافتی از خورشید بیشتر از تابش خروجی از سطح زمین باشد، سطح زمین همچنان گرم می‌شود. اما چون تابش خروجی (به شکل تابش فروسرخ) به دمای سطح زمین بستگی دارد، در نتیجه حداکثر دمای سطح زمین با تأخیر نسبت به ظهر خورشیدی اتفاق می‌افتد.

بر اساس این الگو، معمولاً بیشترین گرمای سطح زمین حدود ساعت ۳ بعدازظهر به وقت محلی اتفاق می‌افتد، زیرا در این زمان گرمای تابیده شده هنوز بیشتر از گرمای از دست رفته است. این زمان همچنین معمولاً زمان اوج تشکیل ترمال‌ها در طول روز است؛ یعنی شرایط ایده‌آل برای پرواز با استفاده از جریان‌های بالارونده‌ی طبیعی.

این تغییرات دمایی روزانه، پایه‌ی بسیاری از الگوهای جوی کوتاه‌مدت هستند و نقش اساسی در پیش‌بینی رفتار هوا در طول یک روز دارند.

تغییرات فصلی (Seasonal Changes)

در نمودار شکل ۸، تفاوت‌های فصلی در گرمایش خورشیدی نشان داده شده است. همان‌طور که در بخش قبل گفتیم، اوج گرمایش در طول روز هنوز در ظهر (زمان خورشیدی محلی) اتفاق می‌افتد، اما شدت این گرمایش بسته به فصل تغییر می‌کند:

• در انقلاب زمستانی (اوایل دی‌ماه) که خورشید در کمترین ارتفاع خود نسبت به افق قرار دارد، میزان گرمایش روزانه بسیار کمتر است. این زمان معمولاً سردترین دوره‌ی سال را نشان می‌دهد.

• در مقابل، در انقلاب تابستانی (اوایل تیرماه) که خورشید در بیشترین ارتفاع خود در آسمان ظاهر می‌شود، بیشترین گرمایش روزانه رخ می‌دهد و هوا گرم‌تر است.

• در زمان اعتدال بهاری و پاییزی (اوایل فروردین و مهر)، خورشید دقیقاً از بالای استوا عبور می‌کند. در این دوره‌ها، گرمایش در مناطق استوایی حداکثر و در سایر مناطق متعادل است.

  

نکته‌ی مهم اینجاست که در تمام این چرخه‌های گرمایی—چه در مقیاس روزانه و چه در مقیاس فصلی—دمای سطح زمین و تولید ترمال‌ها کمی پس از رسیدن بیشترین تابش خورشید به اوج می‌رسند. به عبارت دیگر، دمای بیشینه و شرایط اوج پروازی معمولاً با کمی تأخیر نسبت به بیشترین زاویه تابش خورشید رخ می‌دهند.

این الگوی فصلی گرمایش خورشیدی یکی از پایه‌های اصلی تغییرات اقلیمی، شرایط پروازی و تشکیل جریان‌های عمودی هوا است.

نکته‌ای بسیار مهم که از این نمودارها می‌توان دریافت، تفاوت در میزان گرمایش سطوح با شیب‌های مختلف است.
برای مثال، در زمان اعتدال (تقریباً اوایل فروردین یا مهر)، شیب‌های رو به شرق در ساعت ۸ صبح به همان اندازه گرما دریافت می‌کنند که یک سطح افقی در ظهر یا یک شیب رو به غرب در ساعت ۴ بعدازظهر.
این نشان می‌دهد که جهت‌گیری سطح نسبت به خورشید نقش عمده‌ای در میزان گرمایش آن دارد، که برای خلبانان گلایدر یا علاقه‌مندان به جریان‌های صعودی حرارتی (ترمال‌ها) بسیار حائز اهمیت است.

علت تغییرات فصلی در دریافت انرژی خورشیدی (تابش خورشید) دو عامل اصلی است:

• انحراف محور چرخش زمین نسبت به صفحه مدار آن به دور خورشید
  محور زمین حدود ۲۳.۵ درجه نسبت به حالت عمود بر صفحه‌ی گردش آن متمایل است. این انحراف باعث می‌شود که در یک نیم‌کره، خورشید به صورت مایل‌تری بتابد (روزهای کوتاه‌تر و زاویه تابش کمتر) و در نیم‌کره‌ی دیگر خورشید مستقیم‌تر و برای مدت طولانی‌تری بتابد (روزهای بلندتر و تابش قوی‌تر).

• شکل بیضوی (غیردایره‌ای) مدار زمین به دور خورشید
  مدار زمین کاملاً دایره‌ای نیست، بلکه بیضی‌شکل است. در نتیجه، فاصله‌ی زمین از خورشید در طول سال تغییر می‌کند:

• جالب اینکه در زمستان نیم‌کره‌ی شمالی، زمین نزدیک‌تر به خورشید است.

• در تابستان نیم‌کره‌ی شمالی، زمین دورتر از خورشید قرار دارد.

این موضوع باعث می‌شود که زمستان‌ها در نیم‌کره‌ی شمالی ملایم‌تر و تابستان‌ها کمتر سوزاننده باشند. در گذشته، این وضعیت فرق داشته است و عصرهای یخبندان گذشته گواهی بر تغییرات دوره‌ای در این چرخه‌های طبیعی هستند.

وضعیت برعکس در نیم‌کره‌ی جنوبی اتفاق می‌افتد: در آنجا، خورشید در تابستان به زمین نزدیک‌تر و در زمستان دورتر است.
این حالت می‌توانست باعث ایجاد آب‌و‌هوای شدیدتر برای خلبانان نیم‌کره‌ی جنوبی شود، اما چند عامل مهم این اثر را کاهش می‌دهد:

• وجود مقدار بسیار بیشتری اقیانوس نسبت به خشکی در نیم‌کره‌ی جنوبی که باعث تعدیل دمای هوا می‌شود، زیرا آب ظرفیت گرمایی بالایی دارد و دما را آهسته‌تر تغییر می‌دهد.

• تراکم پایین جمعیت در عرض‌های پایین‌تر از مدار ۳۸ درجه‌ی جنوبی باعث شده که مناطق دارای آب‌و‌هوای شدید زمستانی، کمتر مسکونی باشند.

این تغییرات فصلی برای خلبانان پاراگلایدر اهمیت زیادی دارد، چرا که هر فصل ویژگی‌های جوی مشخصی دارد:

• زمستان:
  هوا سرد، چگال (متراکم)، گاهی با وزش بادهای شدید و معمولاً پایدار است.

• بهار:
  شرایط متغیر با عبور جبهه‌های هوای سرد که هوای ناپایدار به همراه دارد و ترمال‌های عالی برای پروازهای گلایدر ایجاد می‌کند.

• تابستان:
  هوا گرم و مرطوب است. در مناطق مرطوب، شرایط ترمال‌زایی ضعیف است، اما در نواحی خشک و بیابانی، گرمایش شدید منجر به ترمال‌های قوی می‌شود.

• پاییز:
  بازگشت جبهه‌های هوای سرد و هوای ناپایدار را به همراه دارد، با امکان ترمال‌های پاییزی در مناطق شمالی.

بخار آب

بخار آب به‌صورت گسترده و پیوسته بر وضعیت آب‌وهوا تأثیر می‌گذارد، زیرا در سطحی وسیع، هم به شکل گاز (بخار آب) و هم به صورت ابر در جو حضور دارد.
براساس تخمین‌ها، مقدار کل بخار آبی که در حال حرکت بر فراز خشکی‌های ماست، بیش از شش برابر آبی است که توسط تمام رودخانه‌ها حمل می‌شود!

حتی کوچک‌ترین بارش باران، شامل هزاران تُن آب است.
برای مثال، اگر فقط یک اینچ (حدود ۲۵ میلی‌متر) باران در مساحتی به اندازه‌ی ایالت اورگن آمریکا (حدود ۲۵۵ هزار کیلومتر مربع) ببارد، برابر با حدود ۸ میلیون تُن آب خواهد بود!

تمام این بخار آب و بارش‌ها از دو منبع اصلی به جو وارد می‌شوند:

• تبخیر از سطح آب‌های آزاد (دریاها، دریاچه‌ها، رودخانه‌ها)

• تعرق از گیاهان (فرآیندی که طی آن گیاهان بخار آب را از سطح برگ‌ها آزاد می‌کنند)

رطوبت

رطوبت مطلق، معیاری است برای اندازه‌گیری مقدار بخار آب موجود در حجم معینی از هوا. این مقدار معمولاً به صورت گرم در متر مکعب (g/m³) یا پوند در ۱۰۰۰ فوت مکعب بیان می‌شود. رطوبت مطلق بسته به تاریخچه‌ی تبخیر و دمای هوا، از ۱ قسمت در ۱۰٬۰۰۰ تا ۱ قسمت در ۴۰ متغیر است.

رطوبت نسبی، معیاری است از درصد بخار آب موجود نسبت به بیشترین مقداری که هوا در دمای فعلی می‌تواند نگه دارد. رطوبت نسبی به صورت درصد بیان می‌شود و از نزدیک صفر برای هوای گرم و خشک تا ۱۰۰٪ برای هوای اشباع شده متغیر است.

باید درک کنیم که هوای گرم می‌تواند بخار آب بیشتری نسبت به هوای سرد نگه دارد. در نتیجه، حتی اگر رطوبت مطلق (مقدار واقعی بخار آب) در دو حجم از هوا برابر باشد، هوای گرم رطوبت نسبی کمتری نسبت به هوای سرد خواهد داشت. به همین دلیل، با سرد کردن یک توده هوا می‌توان رطوبت نسبی آن را افزایش داد. اگر هوا به اندازه کافی سرد شود، رطوبت نسبی آن به ۱۰۰٪ یا حالت اشباع می‌رسد و ابر تشکیل می‌شود. این دمای اشباع، همان نقطه شبنم است که پیش‌تر به آن اشاره شد. بررسی دقیق‌تر این فرآیند تشکیل ابر در فصل سوم انجام خواهد شد. در حال حاضر کافی است بدانیم که متداول‌ترین روش سرد شدن هوا در جو، صعود آن است که باعث انبساط و سرد شدن می‌شود.

هوای سرد زمستان همیشه به حالت اشباع نزدیک‌تر از هوای گرم تابستان است، زیرا ظرفیت نگهداری بخار آب کمتری دارد. این موضوع برای خلبان پاراگلایدر خبر خوبی نیست، چرا که به معنای ابرهای بیشتر، بارش بیشتر و پایه‌ی ابر پایین‌تر در زمستان است، چون برای رسیدن به اشباع، ارتفاع صعود کمتری لازم است. وقتی این هوای سرد را در زمستان به داخل خانه‌ها وارد کرده و گرم می‌کنیم، رطوبت نسبی آن کاهش می‌یابد و بدن ما رطوبت بیشتری به هوا از دست می‌دهد، که باعث می‌شود هوای زمستانی را خشک احساس کنیم. در اینجا رطوبت نسبی است که تعیین‌کننده وضعیت است، نه رطوبت مطلق.

ویژگی‌های شگفت‌انگیز آب

آب در شکل‌های مختلف خود — جامد، مایع و گاز — دارای ویژگی‌های منحصربه‌فردی است که آن را در درک پدیده‌های جوی به جایگاه ویژه‌ای می‌رساند (نگاه کنید به شکل ۱۰). برای شروع، آب دارای ظرفیت گرمایی بالایی است. این بدان معناست که به راحتی گرما را جذب و ذخیره می‌کند. آب تمام تابش خورشید را که دریافت می‌کند جذب می‌کند بدون آنکه دمای آن به میزان زیادی افزایش یابد. در نتیجه، در طول روز معمولاً خنک‌تر از مناطق خشکی باقی می‌ماند، اما در شب زمانی که خشکی‌ها گرمای ذخیره‌شده‌ی خود را به سرعت آزاد می‌کنند، گرم‌تر از خشکی‌ها می‌ماند.

در شب، آزادسازی آهسته‌ی گرما از سطح آب می‌تواند هوای نزدیک سطح را گرم کند و باعث ناپایداری و همرفت (convection) شود. همچنین گرمای ذخیره‌شده در آب می‌تواند هوای سرد زمستانی را که از روی آن عبور می‌کند گرم کند و باعث شکل‌گیری «ترمال دریاچه‌ای» شود — موضوعی که در فصل نهم به آن خواهیم پرداخت.

تأثیرات تنظیم دما توسط آب

تأثیرات آب در تنظیم دما باعث گرم‌تر شدن هوا در زمستان و خنک‌تر شدن آن در تابستان در نواحی نزدیک به منابع آبی می‌شود. این ویژگی است که به انگلستان و فرانسه با وجود عرض جغرافیایی بالا، اقلیم معتدلی می‌دهد و همچنین به مناطق شمالی مانند ایالت نیویورک، انتاریو و بریتیش کلمبیا امکان پرورش باغ‌های میوه و تاکستان‌ها را می‌دهد. اما ویژگی بعدی آب در تغییر اقلیم حتی از این هم مهم‌تر است.

آب رفتاری منحصر‌به‌فرد دارد که هنگام تبدیل شدن به جامد (یخ)، منبسط می‌شود؛ به‌طوری‌که در حالت جامد، چگالی کمتری نسبت به حالت مایع دارد. یخ روی آب شناور می‌ماند. در نتیجه، تنها یک لایه نسبتاً نازک یخ روی سطح دریاچه‌ها و دیگر منابع آبی تشکیل می‌شود که با بازگشت هوای گرم به‌راحتی ذوب می‌گردد.

اگر یخ شناور نمی‌ماند، به‌تدریج در کف دریاچه‌ها تجمع می‌یافت و لایه‌لایه یخ می‌زد تا اینکه کل دریاچه‌ها به‌طور کامل منجمد می‌شدند. در چنین شرایطی، ذوب شدن کامل دریاچه‌ها در طول تابستان بسیار دشوار بود و دمای جهانی، به‌ویژه در مناطق معتدل، به‌شکل چشم‌گیری سردتر می‌شد.

ویژگی مهم دیگر آب، سبکی نسبی آن به‌صورت گاز (بخار آب) است. بخار آب تنها حدود ۵/۸ وزن هوای خشک را دارد زیرا مولکول‌های آن سبک‌ترند (دو اتم هیدروژن و یک اتم اکسیژن در برابر مولکول‌های سنگین‌تر مانند دو نیتروژن یا دو اکسیژن). بنابراین، هوای مرطوب در حضور هوای خشک به‌سمت بالا صعود می‌کند. این ویژگی در بسیاری از موارد دلیل تداوم ترمال‌ها و شکل‌گیری طوفان‌های تندری است، که برای خلبان پاراگلایدر بسیار اهمیت دارد.

گرمای نهان

آخرین ویژگی آب که بررسی می‌کنیم، گرمای نهان آن است. “نهان” به معنای پنهان است و این گرما در طی فرآیند تبخیر توسط بخار آب جذب می‌شود و به‌صورت پنهانی ذخیره می‌گردد تا در زمان چگالش دوباره به آب مایع، به هوای اطراف آزاد شود.

فرآیند آزاد شدن گرما هنگام چگالش و جذب گرما در زمان تبخیر، نقش بسیار مهمی در رفتار ابرها، تشکیل ترمال‌ها و جریان‌های نزولی دارد (رجوع شود به فصل یازدهم). از آنجایی‌که منبع این گرمای نهان معمولاً هوایی است که بخار آب در آن تبخیر می‌شود، هوای بالای سطح آب تمایل دارد خنک‌تر شود و در نتیجه پایدارتر گردد (مگر اینکه آب بسیار گرم‌تر از هوا باشد، همان‌طور که پیش‌تر اشاره شد). موضوع پایداری هوا به‌طور دقیق‌تر در فصل بعدی بررسی خواهد شد.

خلاصه

در این فصل، ما به درک ساختار و مکانیک جو دست یافتیم. ما هر جنبه از هوا را به‌طور جداگانه بررسی کردیم تا بتوانیم آن را تحلیل کنیم، اما در واقع تمام جنبه‌های مطالعه ما به‌طور پیچیده‌ای بر یکدیگر تأثیر می‌گذارند. ترکیب هوا به همراه دما، فشار و رطوبت آن همگی با ورودی تابش خورشید به سیاره ما تعامل دارند و تحت تأثیر گرانش سیاره قرار می‌گیرند.

با کسب این درک، شروع به ترکیب تصویر کلی می‌کنیم که به ما این امکان را می‌دهد که پیش‌بینی‌ها و قضاوت‌هایی در مورد آنچه که ممکن است در آسمان با آن مواجه شویم، داشته باشیم. اما قبل از اینکه بتوانیم شرایط کلی آب و هوا را بررسی کنیم، باید درباره چند نیروی دیگر و اثراتی که در جو ما اتفاق می‌افتد، بیاموزیم. این موضوع در فصل بعدی بررسی خواهد شد.