کتاب درک آسمان برای خلبانان پاراگلایدر | فصل دوم: جوّ پویا

هر موجود زنده‌ای که نفس می‌کشد، می‌داند که جوّ زمین صرفاً یک توده‌ی بزرگ نیست که مثل مرغی که روی تخمش نشسته، بر سر ما قرار گرفته باشد. جوّ یک توده پویا و در حال تغییر مداوم است که تقریباً همیشه در حرکت است. هوا، نوسانات و حالت‌های مختلفی دارد، اگر بخواهید می‌توانید آن را شبیه به خلق‌وخوهای متغیر تصور کنید.

در این فصل، به برخی از ویژگی‌های جوّ خواهیم پرداخت که رفتار آن را تحت تأثیر قرار می‌دهند. چند ویژگی مهم از این دست شامل پایداری، عدم تعادل فشار و اثر کوریولیس هستند. این سه عامل، دلایل اصلی جریان‌های هوایی در ابعاد عمودی و افقی هستند.

نرخ کاهش دما (Lapse Rate)

هواهای پایدار و ناپایدار مفاهیمی هستند که باید به‌طور دقیق آنرا را بررسی کنیم تا نحوه ایجاد جریان‌‌های هوای گرم (ترمال‌ها) را درک کنیم. اما ابتدا باید پروفایل دمایی یا نرخ کاهش دمای هوا را تجسم کنیم.

همان‌طور که قبلاً ذکر شد، هوا از پایین توسط زمین گرم می‌شود. همچنین، جوّ با افزایش ارتفاع کم‌چگال‌تر می‌شود. این دو عامل با هم ترکیب می‌شوند تا وضعیتی طبیعی ایجاد شود که در آن هوا در سطح زمین گرم‌تر است و به‌طور تدریجی با افزایش ارتفاع، خنک‌تر می‌شود.

به شکل ۱۱ نگاه کنید. منحنی رسم‌شده در نقطه A، پروفایل دمایی ایده‌آل یا نرخ کاهش دمای “طبیعی” جوّ را نشان می‌دهد. جوّ به‌ندرت به این حالت دیده می‌شود، اما این نرخ کاهش دما، میانگین موجود در سراسر زمین است. این نرخ کاهش دمای میانگین به‌نام نرخ کاهش دمای استاندارد (Standard Lapse Rate – SLR) شناخته می‌شود و نشان‌دهنده کاهش دما به اندازه 2.0 درجه سانتی‌گراد به ازای هر 300 متر است.

حالا به منحنی B نگاه کنید. این وضعیت واقعی‌تری است که معمولاً در شب اتفاق می‌افتد. در اینجا می‌بینیم که هوا به‌خاطر تماس با زمین سرد، در نزدیکی سطح خیلی خنک‌تر است. این ویژگی به‌نام وارونگی سطحی (Ground Inversion) شناخته می‌شود و وضعیت معمولی در شب است. این وارونگی ممکن است تا ارتفاع 300 متر یا بیشتر ادامه یابد، بسته به مقدار باد موجود که باعث ایجاد اختلاط می‌شود. واژه وارونگی به این اشاره دارد که دمای هوا در لایه وارونگی واقعاً افزایش می‌یابد یا حداقل به‌اندازه معمول برای افزایش ارتفاع، سرد نمی‌شود. یک لایه وارونگی حاوی هوای پایدار است، همان‌طور که خواهیم دید.

اگر به قسمت بالاتر نمودار نگاه کنیم، لایه وارونگی دیگری را در حدود ارتفاع 1500 متر (5000 فوت) می‌بینیم. در اینجا، هوا با افزایش ارتفاع گرم‌تر می‌شود و سپس دوباره دما کاهش می‌یابد. این ویژگی معمول جوّ است و در ادامه توضیح داده خواهد شد.

وضعیت روزانه بسیار شبیه به منحنی C است. در اینجا می‌بینیم که هوا نزدیک به سطح زمین بیش از حد معمول گرم می‌شود. این گرمایش شدید سطح زمین، حرارت خود را به‌طور فزاینده‌ای به سمت بالا در جریان‌های همرفتی پخش می‌کند، به‌طوریکه با پیشرفت روز، این فرآیند شدت می‌گیرد. خطوط نقطه‌چین در منحنی‌های B و C نشان‌دهنده تغییر تدریجی نرخ کاهش دما از شب تا صبح و به حداکثر گرمایش روزانه در ظهر است. با فرارسیدن عصر، فرآیند معکوس اتفاق می‌افتد.

چنین نرخ کاهش دمایی که در بخش پایین منحنی C نشان داده شده، به‌عنوان نرخ کاهش دمای ناپایدار شناخته می‌شود که دلایل آن را در ادامه خواهیم دید.

پایداری و ناپایداری هوا

هوای پایدار، هوایی است که تمایل دارد در موقعیت عمودی خود باقی بماند و جابه‌جا نشود. بیایید ببینیم این وضعیت چگونه عمل می‌کند. فرض کنید یک حباب هوا در جو در حال بالا رفتن است، همان‌طور که در شکل ۱۲ نشان داده شده است. با بالا رفتن، فشار اطراف کاهش می‌یابد و این باعث می‌شود حباب هوا منبسط شود. این کاهش فشار در ارتفاعات پایین‌تر از حدود ۳٬۰۰۰ متر تقریباً خطی است، و همین انبساط باعث می‌شود که حباب هوا خنک شود.

نرخ خنک‌شدن این حباب در هنگام بالا رفتن، حدود ۱ درجه سانتی‌گراد در هر ۱۰۰ متر ارتفاع است. همین پدیده در بادکنک‌های هلیومی یا بالن‌های هوای گرم (hot air balloon) نیز اتفاق می‌افتد، البته در صورتی که گرمای اضافی به آن‌ها وارد نشود.

این نرخ خنک‌شدن با نام نرخ کاهش آدیاباتیک خشک یا Dry Adiabatic Lapse Rate (DALR) شناخته می‌شود. به آن “خشک” گفته می‌شود، نه به‌دلیل نبود بخار آب، بلکه چون بخار موجود در هوا در این مرحله هنوز به ابر مرئی یا مایع تبدیل نشده است. همچنین “آدیاباتیک” نامیده می‌شود چون در این فرآیند هیچ گرمایی به محیط اطراف داده یا از آن گرفته نمی‌شود. البته در شرایط واقعی، مقداری ترکیب با هوای اطراف ممکن است رخ دهد، اما این مقدار معمولاً محدود است.

حالا می‌دانیم که هوای گرم در یک ارتفاع مشخص، از هوای سرد سبک‌تر است. دلیلش این است که هر دو تحت فشار مشابهی قرار دارند، اما در هوای گرم، مولکول‌ها انرژی بیشتری دارند و بیشتر از هم فاصله گرفته‌اند. بنابراین، زمانی که هوای گرم با هوای سرد احاطه می‌شود، تمایل دارد به سمت بالا حرکت کند چون سبک‌تر است، و هوای سرد تمایل دارد پایین بیاید چون چگال‌تر و سنگین‌تر است. این دقیقاً همان اصل فیزیکی است که باعث می‌شود چوب سبک روی آب بماند و سنگ سنگین به ته آب فرو برود.

اگر این حباب خوشحال ما در جوی بالا برود که نرخ کاهش دمای آن کمتر از ۱ درجه سانتی‌گراد در هر ۱۰۰ متر باشد، در این صورت حباب سریع‌تر از هوای اطراف خنک می‌شود. بنابراین، در نهایت به ارتفاعی می‌رسد که دمای آن برابر با دمای محیط اطراف می‌شود. اگر بالاتر از این نقطه تعادل برود، چون سردتر از هوای اطراف خواهد بود، تمایل پیدا می‌کند که به سطح تعادل برگردد. این همان مفهومی است که از آن به‌عنوان پایداری هوا یاد می‌شود.

هوای ناپایدار

هوای ناپایدار دقیقاً برعکس هوای پایدار است. اگر نرخ کاهش دمای جو بیش از ۱ درجه سانتی‌گراد به‌ازای هر ۱۰۰ متر باشد، توده‌ای از هوا که به‌سمت بالا رانده شده باشد، کمتر از هوای اطراف خنک می‌شود. بنابراین، سبک‌تر باقی می‌ماند و به صعود خود ادامه می‌دهد (نگاه کنید به شکل ۱۳). ناپایداری در جو به این معنی است که تعادل در لایه‌های هوا به هم خورده است؛ یعنی هوای لایه‌های پایینی بیش از حد گرم هستند و نمی‌توانند در بُعد عمودی آرام باقی بمانند (توجه داشته باشید که باد افقی هم در شرایط پایدار و هم ناپایدار می‌وزد). هوای ناپایدار تمایل دارد خودش را برگرداند تا گرما را به سمت بالا منتقل کند.

اکنون می‌توانیم تعاریف ساده‌ای از پایداری و ناپایداری ارائه دهیم:

• هوای پایدار زمانی رخ می‌دهد که نرخ کاهش دما کمتر از نرخ کاهش آدیاباتیک خشک (DALR) یعنی ۱ درجه سانتی‌گراد در هر ۱۰۰ متر باشد.
• هوای ناپایدار زمانی است که نرخ کاهش دما بیشتر از DALR باشد.

نکته مهم این است که در شرایط پایدار، اگر توده‌ای از هوا به پایین رانده شود، تمایل دارد به موقعیت تعادل خود بازگردد. اما در شرایط ناپایدار، اگر توده‌ای به سمت پایین حرکت داده شود، به افتادن ادامه می‌دهد. این نکته دلیل اصلی وجود نواحی وسیع «فروکش» یا sink در روزهای ناپایدار است. همچنین تفاوت میان پایداری و ناپایداری باعث می‌شود که برخی روزها در بالابر پشته‌ای (ridge lift) شناوری بیشتری داشته باشند. بدیهی است که شرایط ناپایدار منجر به تشکیل ترمال‌ها (حباب‌های بالابر همرفتی) می‌شود که در فصل‌های بعدی به‌تفصیل بررسی خواهند شد.

حالا دوباره به شکل ۱۱ نگاه کنید. منحنی پیوسته‌ی A که نرخ کاهش استاندارد دما یا SLR را نشان می‌دهد، پایداری هوا را نمایش می‌دهد، چون کاهش دما در آن کمتر از نرخ آدیاباتیک خشک است (که با خط‌چین نشان داده شده). اگر نرخ کاهش دما از DALR بیشتر باشد، به آن فوق‌آدیاباتیک (superadiabatic) گفته می‌شود. چنین وضعیتی در بخش پایینی منحنی C قابل مشاهده است. نرخ کاهش فوق‌آدیاباتیک معمولاً تنها در بیابان‌های گرم یا در نزدیکی سطح زمین در روزهای آفتابیِ مناطق با آب‌وهوای معتدل دیده می‌شود.

نشانه‌های پایداری هوا

خلبان‌های پاراگلایدر چه پرواز های تفریحی چه خلبانان مسافت باید بتوانند پیش از آنکه خود را به دست جریان‌های هوا بسپارند، وضعیت کلی پایداری یا ناپایداری آن را تشخیص دهند. ممکن است شما یک خلبان پاراگلایدر باشید که به‌دنبال یافتن جریان‌های صعودی (ترمال) هستید، یا اینکه ترجیح می‌دهید در هوایی آرام و بدون تلاطم پرواز کنید. در حالت اول، به شرایط ناپایدار نیاز دارید، و در حالت دوم باید به‌دنبال هوای پایدار و با حرکت کند باشید.

به‌طور کلی، یک شب صاف و بدون ابر که به صبحی صاف منتهی شود، معمولاً شرایط ناپایداری را به‌همراه خواهد داشت. دلیل این موضوع آن است که در طول شب، لایه‌ای ضخیم از هوای سرد در نزدیکی سطح زمین شکل می‌گیرد، که نسبت به هوای گرم‌تر صبحگاهی در سطح زمین، ناپایدار است. با این حال، اگر شب بسیار سردی داشته باشیم، آغاز همرفت عمیق به تأخیر می‌افتد، چون وارونگی دمایی در لایه‌های پایین‌جو (مطابق با بخش پایین منحنی B در شکل ۱۱) ایجاد می‌شود.

از سوی دیگر، روزهای ابری و همچنین دوره‌هایی از چند روز گرم‌ شدن مداوم هوا، معمولاً نشانه‌ی شرایط پایدار هستند.

نوع ابرها (که در فصل سوم به آن پرداخته می‌شود) همواره یکی از نشانه‌های قابل اعتماد پایداری یا ناپایداری هوا هستند. ابرهای کومولوس (cumulus) یا ابرهای پراکنده و آشفته، که حاصل جریان‌های عمودی هستند، همیشه بیانگر ناپایداری‌اند. در مقابل، ابرهای لایه‌ای (stratus) معمولاً نشانه‌ی هوای پایدار هستند.

همچنین، اگر دود تا ارتفاعی بالا رود و سپس در آنجا پخش شود، به معنای پایداری هواست، اما اگر دود تا ارتفاع زیادی بالا برود، نشانگر ناپایداری است.

گردبادهای کوچک سطحی (dust devils)، بادهای تند و ناگهانی (دور از موانعی که خود موجب آشفتگی باشند) و دید افقی خوب نیز از نشانه‌های هوای ناپایدار هستند. در مقابل، بادهای یکنواخت، لایه‌های مه، و دید ضعیف به‌دلیل وجود دود یا غبار، نشانگر شرایط پایدار هستند. این پدیده‌ها در شکل ۱۴ خلاصه شده‌اند.

پایداری لایه‌های هوا

در این بخش توجه‌مان را معطوف به عواملی می‌کنیم که موجب تغییر در پایداری یک توده‌ی هوایی یا لایه‌هایی خاص از آن می‌شوند. نخست، به تغییرات روزانه‌ای اشاره می‌کنیم که ناشی از گرمایش خورشید هستند. همچنین، گاهی کل یک توده‌ی هوای جدید وارد منطقه می‌شود؛ مثلاً وقتی که جبهه‌های سرد یا گرم با قدرت وارد منطقه می‌شوند. این توده‌های جدید معمولاً دارای پروفایل دمایی متفاوتی هستند و بنابراین پایداری آن‌ها نیز متفاوت است (موضوع جبهه‌ها در فصل چهارم توضیح داده خواهد شد).

در نواحی ساحلی، معمولاً در فصل گرم، هوای دریایی وارد خشکی می‌شود. این هوا نسبتاً سرد است و به زیر توده‌ی هوای گرم‌تر خشکی نفوذ می‌کند. نتیجه‌ی این پدیده، تشکیل هوای خنک و پایدار در نزدیکی سطح زمین است که در بالای آن، هوای گرم و ناپایدار قرار دارد. به این وضعیت “وارونگی دریایی” (marine inversion) گفته می‌شود. این وارونگی به این دلیل وارونگی نامیده می‌شود که هوای سرد در پایین‌تر از هوای گرم قرار دارد. اگر این لایه‌ی دریایی ضخیم باشد، معمولاً ابرهای استراتوس (لایه‌ای) در بالای آن تشکیل می‌شوند، و اگر نازک باشد، مه شکل می‌گیرد.

در مناطق کوهستانی، اگر توده‌ای از هوای گرم وارد منطقه شود، ممکن است به‌جای حرکت به سمت پایین دره‌ها، از روی آن‌ها عبور کند. در این حالت، حوضچه‌هایی از هوای خنک در پایین باقی می‌ماند، که مجدداً موجب ایجاد لایه‌ی وارونگی در ارتفاع قله‌های کوه‌ها می‌شود. در این شرایط، صعود هوا در بالای لایه‌ی وارونگی سرکوب می‌شود.

یکی از رایج‌ترین و مهم‌ترین روش‌هایی که باعث تغییر در پایداری توده‌های هوا یا ایجاد لایه‌های وارونگی می‌شود، بالا رفتن یا پایین آمدن کل توده‌ی هوا است. این نکته چنان حائز اهمیت است که باید آن را به‌طور خاص بیان کنیم:

• هنگامی که یک توده‌ی هوا به‌طور عمودی بالا برده می‌شود، ناپایدارتر می‌گردد.
• هنگامی که یک توده‌ی هوا فرو می‌نشیند، پایدارتر می‌شود.

برای درک بهتر این اصل، به شکل ۱۵ نگاه کنید. در این شکل، یک لایه‌ی هوا را می‌بینیم که در حال بالا رفتن است. در طی این فرایند، لایه در جهت عمودی کشیده می‌شود و بخش بالایی آن سریع‌تر از بخش پایینی منبسط شده و در نتیجه بیشتر خنک می‌شود. در مثال مورد نظر، لایه‌ای از ارتفاع ۱۵۰۰ متری با نرخ کاهش دمایی ۳.۵ درجه‌ی فارنهایت به ازای هر ۱۰۰۰ فوت (یا حدود ۰.۶ درجه‌ی سانتی‌گراد به ازای هر ۱۰۰ متر) شروع می‌شود. با بالا رفتن، این لایه با نرخ آدیاباتیک خشک (DALR) یعنی ۵.۵ درجه‌ی فارنهایت در هر ۱۰۰۰ فوت (معادل ۱ درجه‌ی سانتی‌گراد به ازای هر ۱۰۰ متر) سرد می‌شود.

پس از مدتی، بخش پایین لایه به ارتفاع حدود ۴۵۰۰ متر می‌رسد، اما به‌دلیل کشیدگی عمودی، بخش بالای آن به حدود ۵۵۰۰ متر صعود می‌کند. بنابراین، دمای پایین لایه به حدود ۵.۵ درجه‌ی سانتی‌گراد کاهش یافته، و دمای بالای آن به حدود -۱۲.۵ درجه می‌رسد. اختلاف دمای بالا و پایین لایه اکنون حدود ۱۸ درجه است، که در فاصله‌ی ۱۰۰۰ متر ایجاد شده است؛ یعنی نرخ کاهش دما به حدود ۱.۸ درجه‌ی سانتی‌گراد در هر ۱۰۰ متر رسیده است که نسبت به مقدار اولیه، ناپایدارتر است.

در مقابل، وقتی لایه‌ای از هوا فرو می‌نشیند، پایدارتر می‌شود. نتیجه‌ی این فرآیند در صورت ادامه‌ی بلندمدت، اغلب ایجاد وارونگی است. وارونگی‌هایی که در لایه‌های بالایی جو در شکل ۱۱ دیده می‌شوند، دقیقاً از همین مکانیسم ناشی می‌شوند. این نوع وارونگی معمولاً سقفی برای صعود ترمال‌ها ایجاد می‌کند و اغلب در هوای غالب با فشار بالا مشاهده می‌شود.

نتایج بالا رفتن یک لایه از هوا در شرایط مختلف شامل: ایجاد نوارهای صعودی گسترده، ترمال‌های نرم و چاق، بهبود شرایط پرواز آزاد، ابرهای آلتوکومولوس (altocumulus) و آسمان ماهی‌مانند (ابرهایی با ظاهر پولک ماهی) می‌شود. این بالا رفتن لایه‌ها ناشی از جبهه‌های در حال حرکت، گرمایش سطح زمین و سیستم‌های کم‌فشار است.

در مقابل، پایین رفتن لایه‌ها معمولاً با سیستم‌های پرفشار و سرمایش سطحی همراه است.

نرخ کاهش دمای مرطوب (Moist Lapse Rate)

در فصل قبل دیدیم که هوای در حال صعود، اگر شامل بخار آب باشد، در حین انبساط سرد می‌شود و در نتیجه رطوبت نسبی آن افزایش می‌یابد. اگر این فرآیند ادامه پیدا کند، رطوبت نسبی به ۱۰۰٪ می‌رسد، که به آن “اشباع” گفته می‌شود و دمای هوا به نقطه شبنم رسیده است.

اگر هوا پس از این مرحله همچنان صعود کند، فرآیند تراکم آغاز می‌شود و در طی آن، گرمای نهان آزاد می‌شود. آزاد شدن گرمای نهان باعث می‌شود که هوا دیگر با نرخ آدیاباتیک خشک (DALR) سرد نشود. در عوض، نرخ کاهش دما کندتر می‌شود و این نرخ جدید را نرخ آدیاباتیک مرطوب (Moist Adiabatic Lapse Rate یا MALR) می‌نامند.

نرخ MALR معمولاً بین ۱٫۱ تا ۲٫۸ درجه‌ی سانتی‌گراد به ازای هر ۳۰۰ متر (معادل ۲ تا ۵ درجه‌ی فارنهایت به ازای هر ۱۰۰۰ فوت) است و به‌طور متوسط حدود ۰٫۵ درجه‌ی سانتی‌گراد در هر ۱۰۰ متر می‌باشد.

در شکل ۱۶، نرخ متوسط MALR در کنار نرخ آدیاباتیک خشک (DALR) و نرخ استاندارد کاهش دما (Standard Lapse Rate یا SLR) نشان داده شده است. هنگامی‌که پروفایل دمایی جو بین نرخ DALR و MALR قرار گیرد، گفته می‌شود که جو دارای پایداری “شرطی” است. این به این معناست که اگر هوا اشباع شود و تراکم رخ دهد، ناپایدار خواهد شد. این دقیقاً وضعیتی است که در ابرهایی دیده می‌شود که در هوای پایدار شکل گرفته و رشد عمودی می‌کنند.

در همان نمودار، ناحیه‌ای که در سمت راست MALR قرار دارد، به عنوان ناحیه‌ی “کاملاً پایدار” مشخص شده است؛ چرا که اگر توده‌ای از هوا در این منطقه صعود کند—even با وجود تراکم—باز هم تمایل به بازگشت به ارتفاع اولیه‌اش خواهد داشت.

در سمت چپ DALR، شرایط “کاملاً ناپایدار” حاکم است؛ یعنی نرخ کاهش دما آن‌قدر زیاد است که ترمال‌ها به‌صورت خودجوش شکل می‌گیرند. نرخ کاهش دمایی در این منطقه را سوپرآدیاباتیک (superadiabatic) می‌نامند که قبلاً به آن اشاره شد. این شرایط معمولاً در طبیعت پایدار نمی‌ماند، مگر در نزدیکی سطح زمین در روزهای آفتابی، زیرا جریان‌های ترمال گرما را به سمت بالا منتقل می‌کنند و باعث تعدیل نرخ کاهش دما می‌شوند.

کل فرآیند صعود بخار آب و تبادل گرما با جو نقش بسیار مهمی در فرآیندهای جوی دارد. برای هر تن آبی که متراکم می‌شود، تقریباً ۲ میلیون واحد حرارتی بریتانیایی (BTU) گرمای نهان به جو آزاد می‌شود. این انرژی، موتور محرک اصلی برای ایجاد طوفان‌های تندری، گردبادها، طوفان‌های گرمسیری و دیگر پدیده‌های همراه با باد شدید است.

می‌توان گفت بخار آب، انتقال‌دهنده‌ی اصلی گرما در جو زمین است که باعث ایجاد بی‌تعادلی گرمایی می‌شود؛ و کل سیستم آب‌وهوایی تلاش می‌کند این بی‌تعادلی‌ها را متعادل کند. آب، عامل تعدیل‌کننده‌ی بزرگ طبیعت است.

جو استاندارد (Standard Atmosphere)

در گذر زمان و با پژوهش‌های فراوان، دانشمندان توانسته‌اند تعریفی از یک «جو استاندارد» ارائه دهند. این تعریف، برای خلبان‌های پاراگلایدر و دیگر هوانوردان بسیار سودمند است؛ چرا که بر اساس آن می‌توان ارتفاع‌سنج‌ها (altimeters) را کالیبره کرد.

در هر فرودگاهی که ارتفاع آن از سطح دریا مشخص باشد، دما و فشار استانداردی تعریف می‌شود. خلبان پاراگلایدر می‌تواند با استفاده از دماسنج و فشارسنج، دمای واقعی و فشار فعلی را اندازه‌گیری کند و این مقادیر را وارد ارتفاع‌سنج کند تا دستگاه، ارتفاع واقعی را نسبت به فرودگاه نمایش دهد.

جدولی از جو استاندارد در ضمیمه ۱ کتاب ارائه شده است. نکته مهم این است که کاهش دما با افزایش ارتفاع دقیقاً برابر با نرخ استاندارد کاهش دما یا Standard Lapse Rate (SLR) است. همچنین در این جدول آمده است که تراکم هوا به‌طور میانگین در هر ۳۰۰ متر حدود ۳٪ کاهش می‌یابد که این موضوع باعث می‌شود سرعت پرواز در هر ۳۰۰ متر حدود ۱٫۵٪ افزایش پیدا کند.

با این حال، باید توجه داشت که SLR تنها یک میانگین است. در شرایط پروازی مانند پرواز با پاراگلایدر که همراه با ترمال و ناپایداری جو است، نرخ کاهش دما معمولاً بیشتر به DALR (نرخ آدیاباتیک خشک) نزدیک‌تر است.

بر این اساس می‌توان گفت:

رابطه بین چگالی، ارتفاع و سرعت پرواز:

در هر ۳۰۰ متر افزایش ارتفاع، چگالی هوا حدود ۴٪ کاهش می‌یابد
که این امر باعث افزایش ۲٪ سرعت پرواز در هر ۳۰۰ متر می‌شود.

این اطلاعات برای خلبان‌های پاراگلایدر بسیار حیاتی است، چرا که تغییرات چگالی و دما مستقیماً بر عملکرد و کنترل وسیله‌ی پروازی تأثیر می‌گذارد

ارتفاع چگالی (Density Altitude)

البته جو استاندارد فقط یک مدل فرضی است؛ آسمان واقعی آن‌قدر منظم نیست. اگر ناحیه‌ای گرم‌تر یا سردتر از جو استاندارد شود، ارتفاعی که آلتیمتر ما نشان می‌دهد به‌ترتیب بیشتر یا کمتر خواهد بود. همچنین اگر رطوبت ناحیه تغییر کند، یا سیستم‌های پرفشار یا کم‌فشار وارد منطقه شوند، فشار محلی نیز تغییر کرده و آلتیمتر ما را تحت تأثیر قرار می‌دهد.

می‌توان این نوسانات را با تنظیم مجدد آلتیمتر پیش از تیک‌آف اصلاح کرد، اما باید به این نکته توجه داشت که در پروازهای بلندمدت یا مسافت‌دار، ممکن است تغییرات قابل‌توجهی رخ دهند.

در اینجا یک قاعده‌ی سرانگشتی برای درک تغییرات چگالی ارائه می‌شود:

تغییرات چگالی

تغییری معادل ۳۰۰ فوت (حدود ۹۰ متر) در ارتفاع، برابر است با ۱٪ تغییر در چگالی هوا که معادل است با:

• ۰٫۳ اینچ جیوه (یا ۱۰ میلی‌بار) تغییر فشار

• ۵ درجه فارنهایت (حدود ۲٫۸ درجه سانتی‌گراد) تغییر دما

• یا افزودن بخار آب با فشاری برابر با ۰٫۸ اینچ جیوه (۲۷ میلی‌بار)

بنابراین، برای هر میلی‌بار فشاری که در مسیر پرواز از آن عبور می‌کنید، ارتفاعی که آلتیمتر نشان می‌دهد حدود ۳۰ فوت (نزدیک به ۹ متر) تغییر می‌کند:

• اگر به سمت منطقه‌ی کم‌فشار حرکت می‌کنید، آلتیمتر ارتفاع بیشتری نشان می‌دهد

• و اگر به سمت منطقه‌ی پرفشار می‌روید، عدد کمتری را نشان خواهد داد

آلتیمتر درواقع نوعی فشارسنج است که به‌گونه‌ای کالیبره شده تا ارتفاع را نشان دهد. بیشتر آلتیمترها طوری طراحی شده‌اند که اثرات دما را جبران کنند، پس تغییرات دما معمولاً مشکل‌ساز نیستند. تغییرات فشار هم تا زمانی که سطح زمین قابل مشاهده باشد و کورکورانه به آلتیمتر تکیه نکنیم، مشکل خاصی ایجاد نمی‌کنند.

اما مشکل اصلی ارتفاع چگالی، تأثیری است که بر عملکرد تیک‌آف و لندینگ دارد. زمانی‌که هوا گرم، مرطوب و کم‌فشار باشد، سرعت‌های لازم برای تیک‌آف و فرود افزایش می‌یابند. این مسئله به‌ویژه در ارتفاعات بالاتر بیشتر نمود پیدا می‌کند و بر تمام سرعت‌های بحرانی تأثیر می‌گذارد.

جزئیات بیشتر درباره‌ی ارتفاع چگالی و ملاحظات مرتبط با آن در ضمیمه‌ی اول (Appendix I) ارائه شده است.

بادی که احساس می‌کنیم

یکی از جنبه‌های مهم هواشناسی که بر زندگی روزمره‌ی ما — و به‌ویژه بر پرواز — تأثیر می‌گذارد، باد است. هوا به‌ندرت کاملاً ساکن است، اما معمولاً تا زمانی که سرعت باد به چند کیلومتر بر ساعت نرسد، ما آن را به‌راحتی احساس نمی‌کنیم.

باد می‌تواند ویژگی‌هایی مانند رطوبت و دما را با خود تا فواصل دور حمل کند، و از همین رو نقشی کلیدی در شکل‌گیری وضعیت‌های جوی دارد. همچنین از آنجا که باد یکی از اجزای اصلی شرایط پروازهای طولانی و پرواز با استفاده از نیروهای طبیعی (soaring) محسوب می‌شود، دو فصل جداگانه در این کتاب به بررسی آن اختصاص یافته است. در حال حاضر، فقط به منشأ و نام‌گذاری باد می‌پردازیم.

باد به‌سادگی بر اثر ناهمگونی فشار هوا ایجاد می‌شود، که معمولاً در راستای افقی رخ می‌دهد. این نابرابری فشار اغلب ناشی از تفاوت دما در نواحی مجاور یا گردش هوا در لایه‌های بالاتر جو است که موجب تجمع هوا در برخی مناطق می‌شود. در نهایت، این تابش نابرابر خورشید است که باعث ایجاد اختلاف دما و به‌دنبال آن جریان هوا و اختلاف فشار در مقیاس‌های کوچک و بزرگ می‌شود.

پس، بار دیگر باید از خورشید بابت شرایط مناسب پروازهای پاراگلایدر تشکر کنیم!

باد معمولاً بر اساس جهتی که از آن می‌وزد شناخته می‌شود. برای مثال:

• باد شمالی از سمت شمال می‌وزد

• باد جنوب‌غربی از جنوب‌غرب می‌آید و به همین ترتیب…

(به شکل ۱۷ مراجعه کنید)

همین قاعده در مورد بادهای محلی نیز صادق است:

• باد کوهستانی از سمت کوه به‌سمت دشت می‌وزد

• باد دره‌ای از دره به‌سمت شیب بالا می‌رود

• نسیم دریا از دریا به‌سمت خشکی می‌وزد

• و نسیم خشکی از خشکی به‌سمت دریا حرکت می‌کند

در اصطلاحات هوانوردی، بیان مشخصات باد به‌صورت استاندارد شامل دو مولفه است:

1. جهت باد بر حسب درجه (زاویه)

2. سرعت باد بر حسب نات (knot)

برای مثال:

• باد شمالی = ۳۶۰ درجه (که معادل صفر درجه نیز هست)

• باد شرقی = ۹۰ درجه

• باد جنوبی = ۱۸۰ درجه

• باد غربی = ۲۷۰ درجه

• باد جنوب‌غربی = ۲۲۵ درجه
  (به شکل ۱۷ مراجعه کنید)

واحد نات (knot) مبتنی بر «مایل دریایی» است و برابر است با:

• ۱٫۱۵ مایل در ساعت

• یا ۱٫۸۵ کیلومتر بر ساعت

نکته: عقربه‌ی قطب‌نما دقیقاً به سوی قطب شمال جغرافیایی اشاره نمی‌کند، زیرا میدان مغناطیسی زمین با محور چرخش آن کاملاً منطبق نیست. اختلاف میان شمال مغناطیسی و شمال حقیقی، انحراف (variation) نامیده می‌شود.

در هواشناسی و هوانوردی:

• بادهای سطحی (در ارتفاع پایین) بر اساس شمال مغناطیسی گزارش می‌شوند

• بادهای ارتفاع بالا بر اساس شمال حقیقی بیان می‌شوند

اثر کوریولیس (Coriolis Effect)

آخرین پدیده‌ای که در این بخش بررسی می‌کنیم، اثر کوریولیس است. این اثر، نقشی اساسی در درک وضعیت‌های جوی در مقیاس‌های بزرگ و متوسط ایفا می‌کند.

اثر کوریولیس باعث می‌شود تمام اجسامی که در نیم‌کره شمالی حرکت می‌کنند، تمایل به انحراف به سمت راست داشته باشند و در نیم‌کره جنوبی، اجسام در حال حرکت، تمایل به انحراف به چپ نشان دهند. این اثر در قطب‌ها به بیشترین مقدار خود می‌رسد و در استوا (خط صفر عرض جغرافیایی) به صفر می‌رسد.

علت اصلی اثر کوریولیس، چرخش زمین در زیر اجسام در حال حرکت است. این نیرو در واقع یک نیروی واقعی فیزیکی نیست، بلکه تعامل حرکت چرخشی زمین با گرانش، توهمی از انحراف به راست در اجسام در حال حرکت آزاد ایجاد می‌کند. جریان‌های بزرگ‌مقیاس جو و اقیانوس‌ها همگی تحت تأثیر این پدیده قرار می‌گیرند. حتی در صنایع نظامی، گلوله‌هایی که از توپ‌های سنگین شلیک می‌شوند و زمان پرواز طولانی دارند، نیاز به اصلاح هدف‌گیری به دلیل اثر کوریولیس دارند.

برای درک بهتر این پدیده، به شکل ۱۸ توجه کنید:

• در تصویر ۱۸a، جسمی از مرکز یک صفحه‌ چرخان به سمت بیرون پرتاب شده است. ناظر بیرونی مشاهده می‌کند که جسم در همان مسیر اولیه‌اش حرکت می‌کند.

• اما از نگاه ناظری که روی صفحه‌ در حال چرخش قرار دارد (۱۸b)، مسیر حرکت جسم منحنی به سمت راست به نظر می‌رسد، چون ناظر در حال حرکت از جسم دور می‌شود.

• در حالتی که جسم به سمت مرکز صفحه در حال حرکت باشد (۱۸c)، به دلیل داشتن مومنتوم زاویه‌ای (angular momentum)، در حین حرکت به مرکز، به‌صورت مارپیچ یا دورانی نیز حرکت می‌کند.

• این ترکیب حرکت‌ها از نگاه ناظر روی صفحه، باز هم به شکل مسیر منحنی به سمت راست ظاهر می‌شود (۱۸d).

به‌راحتی می‌توان درک کرد که این صفحه‌ی چرخان، مدلی ساده‌شده از کره‌ی زمین است، آن‌طور که از بالای قطب شمال دیده می‌شود. در واقعیت، عوامل سه‌بعدی بسیاری بر شدت اثر کوریولیس تأثیر می‌گذارند و باعث می‌شوند این اثر از قطب به سمت استوا کاهش یابد، اما اصل پدیده تغییر نمی‌کند.

اثر کوریولیس یکی از دلایل اصلی ایجاد الگوهای چرخشی در اطراف سیستم‌های فشار هوا (که در فصل چهارم به آن خواهیم پرداخت) و بسیاری از رفتارهای خاص باد در مقیاس وسیع است.

نکات کلیدی درباره اثر کوریولیس:

• در نیم‌کره شمالی، باد به سمت راست منحرف می‌شود.

• در نیم‌کره جنوبی، باد به سمت چپ منحرف می‌شود.

خلاصه

اکنون به درکی کلی از قوانین بنیادی حاکم بر جو در مقیاس‌های کوچک و بزرگ رسیده‌ایم. تلاش برای دستیابی به این درک، ضرورتی اجتناب‌ناپذیر است؛ چرا که ترکیب همین قوانین فیزیکی، شرایط جوی‌ای را شکل می‌دهد که خلبانان یا باید از آن‌ها پرهیز کنند، یا در جهت بهره‌برداری از آن‌ها اقدام نمایند.

در ماجراجویی‌های ما در آسمان، به‌طور مکرر به مفاهیمی مانند پایداری هوا، تفاوت‌های فشاری و گرمایی، و اثر کوریولیس باز خواهیم گشت. این مفاهیم، سنگ‌بنای تحلیل شرایط جوی هستند و در تصمیم‌گیری‌های پروازی نقشی تعیین‌کننده دارند.

در فصل‌های بعدی، نگاهی عملی به شرایط واقعی آب‌وهوایی خواهیم داشت و سپس به بررسی پدیده‌هایی در مقیاس کوچک‌تر می‌پردازیم که به‌طور مستقیم بر کیفیت هوایی که در آن پرواز می‌کنیم، تأثیر می‌گذارند.