کتاب درک آسمان برای خلبانان پاراگلایدر | فصل چهارم: تصویر بزرگ‌تر – هواشناسی عمومی

وقتی عموم مردم به واژه‌ی «هواشناسی» فکر می‌کنند، احتمالاً چهره‌ی مجری پیش‌بینی وضعیت هوا در تلویزیون یا یک روز آفتابی آخر هفته یا شاید طوفان زمستانی‌ای که روزنامه از آن خبر داده به ذهن‌شان می‌آید. کمتر کسی مجذوب جریان پر‌پیچ‌و‌خم جت (jet stream) یا یک جبهه‌ی هوا که در حال حرکت بر فراز کشور است، می‌شود؛ هرچند گاهی یک طوفان حاره‌ای یا یکی دو گردباد ممکن است توجه‌شان را جلب کند.

اما خلبانان پاراگلایدر به چیزی بیشتر از یک درک سطحی و عمومی از هواشناسی نیاز دارند تا بتوانند تغییرات شرایط و الگوهای بالا‌برنده (lift) را پیش‌بینی کنند.

«هواشناسی» در واقع فقط نام رسمی‌تری برای «آب‌وهوا»ست. ما می‌توانیم از «هواشناسی عمومی» به‌عنوان تغییرات جوی در مقیاسی بزرگ یاد کنیم؛ تغییراتی که در مقیاس صدها کیلومتر رخ می‌دهند و ممکن است یک یا چند روز طول بکشند تا به‌طور کامل شکل بگیرند.

در مقابل، «ریز‌هواشناسی» (micrometeorology) به پدیده‌های جوی در مقیاس کوچک‌تر گفته می‌شود که معمولاً در محدوده‌ای در حد چند ده کیلومتر (کمتر از ۸۰ کیلومتر) اتفاق می‌افتند و مدت زمانی کمتر از یک روز دارند.

اگرچه بخش عمده‌ی مطالعه‌ی ما درباره‌ی رفتار جو به «ریز‌هواشناسی» مربوط می‌شود، در این فصل به بررسی مفاهیم «هواشناسی عمومی» خواهیم پرداخت.

بدیهی است که برای پوشش کامل موضوعات مربوط به وضعیت کلی جو، کتاب‌های بسیار حجیمی نیاز است، بنابراین هدف ما این نیست که با یک فصل ساده، شما را به کارشناس خبره‌ی هواشناسی تبدیل کنیم.

با این حال، می‌توانیم خلاصه‌ای از مفاهیم کلیدی را ارائه دهیم که برای خلبان پاراگلایدر ضروری‌اند تا درک خوبی از فرآیندهای مرتبط با پرواز داشته باشد.
نکته: در فصل دوازدهم به منابع اطلاعات هواشناسی و هنر پیش‌بینی وضعیت هوا با دقتی در حد پیش‌بینی‌کنندگان حرفه‌ای خواهیم پرداخت.

حرکت جو

اگر از فضا به سیاره‌ی ما نگاه کنیم، زمین همچون یک گوی بیلیارد آبی‌رنگ و درخشان به‌نظر می‌رسد. خورشید در فاصله‌ای نزدیک به ۱۴۸ میلیون کیلومتر از ما لبخند می‌زند. با این‌که این فاصله بسیار زیاد است، تابش‌های خورشیدی همچنان از دل این خلأ عظیم عبور کرده و سطح زمین را گرم می‌کنند.

مناطق استوایی زمین بیشترین میزان گرمایش خورشیدی را دریافت می‌کنند، زیرا این نواحی مستقیم‌تر در معرض تابش خورشید قرار دارند. در نتیجه، نواحی گرمسیری جو بالای خود را گرم کرده و نواحی قطبی، برعکس، هوای بالای خود را سرد می‌کنند.

همان‌طور که پیش‌تر نیز دیدیم، هوای گرم به‌صورت جریان‌های همرفتی (convection currents) بالا می‌رود، در حالی‌که هوای سرد تمایل به پایین‌نشینی دارد. بنابراین، می‌توان انتظار داشت که گردش عمومی‌ای در جو زمین شکل بگیرد؛ همان‌گونه که در شکل ۳۹ نشان داده شده است.

در این نمودار، مرکز برخاستن هوا در محل تابش عمودی خورشید قرار دارد؛ این نقطه بسته به زمان سال می‌تواند بین عرض جغرافیایی ۲۳.۵ درجه شمالی تا ۲۳.۵ درجه جنوبی نوسان داشته باشد.

اما در دنیای واقعی، گردش جو به این سادگی نیست؛ دلیل آن چیزی است به نام اثر کوریولیس (Coriolis effect). همان‌طور که در فصل دوم یاد گرفتیم، اثر کوریولیس باعث می‌شود اجسام در حال حرکت یا سقوط آزاد در نیم‌کره‌ی شمالی به سمت راست و در نیم‌کره‌ی جنوبی به سمت چپ منحرف شوند.

در نتیجه، جریان هوا در جو دچار انحراف می‌شود؛ همان‌طور که در شکل ۴۰ قابل مشاهده است. در مناطق استوایی، حجم بزرگی از هوا صعود کرده و به‌دلیل تجمع در لایه‌های فوقانی، به سمت شمال یا جنوب حرکت می‌کند.

اثر کوریولیس در استوا صفر است اما هرچه به سمت قطب‌ها پیش می‌رویم، شدت آن افزایش می‌یابد. بنابراین در ابتدا این هوای در حال حرکت تحت تأثیر کوریولیس قرار نمی‌گیرد، اما وقتی به حدود ۳۰ درجه عرض جغرافیایی می‌رسد، مسیر آن ۹۰ درجه منحرف شده و در لایه‌های بالا تجمع می‌یابد.

در این نقطه، بخشی از هوا به سطح زمین فرو می‌ریزد و به دو جهت شمال و جنوب تقسیم می‌شود؛ بخش دیگر مسیر صعودی خود به سمت قطب‌ها را ادامه می‌دهد. هوایی که در سطح زمین به سمت جنوب می‌رود، در نیم‌کره‌ی شمالی به سمت راست منحرف شده و بادهای تجاری غرب‌سو (trade winds) را تشکیل می‌دهد. هوایی که به سمت شمال می‌رود نیز به سمت راست منحرف شده و «بادهای غربی غالب» (prevailing westerlies) را ایجاد می‌کند که در عرض‌های میانی به سمت شرق جریان دارند.

هوای بالادستی که همچنان به سمت شمال حرکت می‌کند، در اثر تابش تشعشعات حرارتی سرد شده، منقبض شده و در نواحی قطبی به پایین فرو می‌ریزد. این هوا در بالای کلاهک‌های یخی قطبی بیشتر سرد می‌شود، به سمت راست می‌چرخد و «بادهای شرقی قطبی» (polar easterlies) را تشکیل می‌دهد که در نهایت در عرض جغرافیایی حدود ۶۰ درجه با بادهای غربی برخورد می‌کنند.

هوای گرم‌تر و اغلب مرطوب بادهای غربی که سبک‌تر هستند، بر فراز هوای سرد بادهای شرقی صعود می‌کنند و به این ترتیب، چرخه‌ی تأمین هوا در نواحی قطبی کامل می‌شود.

تجمع دائمی هوا و در نتیجه فشار در کلاهک‌های قطبی گاه باعث وقوع فوران‌های ناگهانی «موج‌های قطبی» (polar waves) می‌شود که در نیم‌کره‌ی شمالی به سمت جنوب (و در نیم‌کره‌ی جنوبی به سمت شمال) پیشروی می‌کنند و در موارد شدید حتی تا عرض ۲۵ درجه نیز می‌رسند.

این موج‌ها موجب کاهش فشار بالا در قطب‌ها شده و هوای سرد را به نواحی گرم‌تر می‌رسانند.

در حدود عرض جغرافیایی ۳۰ درجه، جریان باد در سطح زمین نسبتاً ضعیف است. در این ناحیه، نواری از پرفشار موسوم به «پرفشارهای حاره‌ای» (tropical highs) زمین را در هر دو نیم‌کره در بر می‌گیرد.

این ناحیه به «عرض‌های اسبی» (horse latitudes) معروف است، چرا که در گذشته، دریانوردان هنگام عبور از این نواحی دریا، دچار بی‌بادی می‌شدند و برای سبک‌تر شدن کشتی‌ها مجبور بودند اسب‌ها و وسایل غیرضروری را به دریا بیندازند تا باد ملایمی به کشتی‌ها اجازه‌ی حرکت بدهد.

در نزدیکی استوا، منطقه‌ای کم‌فشار وجود دارد که به آن «کم‌فشارهای استوایی» یا منطقه‌ی همگرایی بین‌قاره‌ای (Intercontinental Convergence Zone یا ITCZ) می‌گویند.

در این ناحیه نیز باد سطحی زیادی نمی‌وزد چون بیشتر جریان‌های هوا به‌صورت عمودی هستند. این منطقه بیشتر با نام «دالدروم‌ها» (doldrums) شناخته می‌شود؛ واژه‌ای که دریانوردان قدیمی برای توصیف بی‌حرکتی و انتظار بی‌پایان برای وزش باد استفاده می‌کردند.

نگاهی به تصاویر ماهواره‌ای از الگوهای آب‌وهوایی زمین نشان می‌دهد که آنچه گفته شد نیز نوعی ساده‌سازی است. اما این مدل پایه‌ی مناسبی برای درک آن چیزی‌ست که در عرض‌های میانی یا منطقه‌ی معتدل، باعث تغییرات پیوسته در وضعیت آب‌وهوا می‌شود: رقابت دائمی بین پرفشارهای قطبی با توده‌های هوای سرد و پرفشارهای حاره‌ای با توده‌های هوای گرم.

جرم‌های هوا (Air Masses)

وقتی یک توده هوا – معمولاً با گستره‌ای بیش از ۱۶۰۰ کیلومتر – دارای دمای یکنواخت و میزان رطوبت ثابت باشد، به آن «جرم هوا» گفته می‌شود. ماهیت یک جرم هوا با دما و رطوبت آن تعیین می‌شود. اگر از مناطق قطبی منشأ گرفته باشد، سرد خواهد بود، و اگر از مناطق گرمسیری آمده باشد (درحالی‌که عینک آفتابی زده)، گرم خواهد بود. اگر از روی دریا گذشته و رطوبت جذب کرده باشد، به آن جرم هوای دریایی (maritime) گفته می‌شود، و اگر از خشکی آمده و خشک باشد، به آن جرم هوای قاره‌ای (continental) می‌گویند.

نقشه شکل ۴۱ مسیرهای معمول این چهار نوع جرم هوا را در آمریکای شمالی و اروپا نشان می‌دهد. در استرالیا، بیشتر جرم‌های هوا – چه قطبی چه گرمسیری – دریایی هستند.

چهار نوع اصلی جرم هوا عبارت‌اند از:

• جرم هوای قاره‌ای قطبی (Continental Polar): سرد و خشک، منشأ گرفته از خشکی
• جرم هوای دریایی قطبی (Maritime Polar): سرد و مرطوب، آمده از دریا
• جرم هوای قاره‌ای گرمسیری (Continental Tropical): گرم و خشک، منشأ گرفته از خشکی
• جرم هوای دریایی گرمسیری (Maritime Tropical): گرم و مرطوب، آمده از دریا

بحث در مورد منشأ جرم‌های هوا اهمیت زیادی دارد، زیرا این پیش‌زمینه‌ها مستقیماً بر نوع آب‌وهوایی که به همراه می‌آورند اثر می‌گذارد. برای مثال، جرم هوای مرطوب (maritime) معمولاً سبک‌تر از جرم هوای خشک است، چون بخار آب سبک‌تر از هوای خشک است. جرم هوای مرطوب، هنگامی که با جرم هوایی با دمای مشابه برخورد می‌کند، تمایل دارد روی آن بنشیند.

همچنین اگر جرم هوای اشباع‌شده (یعنی دارای رطوبت بالا) به‌وسیله‌ی عبور از رشته‌کوه یا جرم هوای سردتر بالا رانده شود، ممکن است تا حدی سرد شود که بخار آب در آن متراکم شده و ابر یا حتی بارش به‌وجود آورد. این فرایند چگالش گرمای نهان آزاد می‌کند و بنابراین اگر این جرم هوا پس از عبور از کوه‌ها در ارتفاع پایین‌تر فشرده شود، ممکن است به‌شدت گرم شود (به پیوست سوم مراجعه شود). این پدیده دلیل وجود نوارهای گسترده‌ی مناطق بسیار خشک در شرق رشته‌کوه‌های ساحلی از آمریکای شمالی تا جنوبی و همچنین شمال آفریقاست.

یک جرم هوای سرد که از شمال به سمت جنوب حرکت می‌کند، معمولاً از روی زمین گرم‌تر عبور می‌کند که این گرمایش از پایین باعث ایجاد ناپایداری می‌شود (طبق شکل ۴۲). در مقابل، جرم هوای گرم که به سمت مناطق خنک‌تر شمالی می‌لغزد، اغلب پایدارتر می‌شود، چون لایه‌های پایینی آن سرد می‌شوند. البته این یک قانون قطعی نیست؛ در بسیاری موارد جرم‌های هوای گرم، به‌همراه خود رطوبت بالایی را وارد می‌کنند و ممکن است ناپایدار شده و حتی منجر به تشکیل طوفان‌های رعد و برق شوند.

در شکل ۴۳، نمایی جانبی از جوّ از قطب تا استوا ترسیم شده است که نشان می‌دهد حرکت جرم‌های هوا چگونه از شمال و جنوب به عرض‌های میانی نفوذ می‌کند. این مقطع ایده‌آل باید در ارتباط با مدل شکل ۴۰ در نظر گرفته شود. در این تصویر، افزایش ارتفاع تروپوپاز (tropopause) به‌سمت استوا و منطقه‌ی همگرایی بین‌گرمایی (ITCZ) که محل اصلی آغاز جریان‌های همرفتی است نیز دیده می‌شود. همچنین مرزهای جبهه‌ها (fronts) و جریان‌های جتی (jet streams) که از غرب به شرق جریان دارند (در تصویر به سمت داخل کاغذ) مشخص شده‌اند، که در فصل بعدی به‌تفصیل مورد بررسی قرار می‌گیرند.

مفهوم جبهه‌ها (Fronts)

احتمالاً همه‌ی ما در گزارش‌های هواشناسی تلویزیون، تصاویری از «جبهه‌های هوا» را دیده‌ایم که در حال عبور از کشور هستند. این جبهه‌ها معمولاً همراه با تغییرات آب‌وهوایی هستند و اغلب با ابری شدن آسمان و بارش باران همراه‌اند. اما برای خلبانان پاراگلایدر، شناخت جبهه‌ها اهمیت بسیار بیشتری دارد، چرا که پیش‌بینی شرایط مناسب یا نامناسب برای پرواز تا حد زیادی به درک رفتار جبهه‌ها بستگی دارد.

جبهه، در ساده‌ترین تعریف، به مرز میان دو توده هوای سرد و گرم گفته می‌شود. اگر هوای سرد در حال پیشروی باشد، به آن «جبهه‌ی سرد» گفته می‌شود. در مقابل، اگر هوای گرم به سمت جلو حرکت کند، «جبهه‌ی گرم» نام دارد. در نقشه‌های هواشناسی سطح زمین، این جبهه‌ها با نمادهای مشخصی نشان داده می‌شوند.

گاهی توده‌ای از هوا تا جایی پیش می‌رود که با بالا رفتن فشار در جلوی آن، متوقف می‌شود. در این حالت، مرز بین دو توده به‌عنوان «جبهه‌ی ساکن» شناخته می‌شود. مهم‌ترین شاخصه‌ای که موقعیت دقیق جبهه را مشخص می‌کند، تفاوت چگالی (density) میان توده‌های هواست که مستقیماً با دما مرتبط است. (البته فشار هم تغییراتی دارد). درست مانند روغن و آب، توده‌های هوا با چگالی‌های متفاوت به‌راحتی با هم ترکیب نمی‌شوند، بنابراین یک جبهه‌ی ساکن می‌تواند روزها در منطقه‌ای باقی بماند.

اطلاعات بیشتر درباره‌ی هواشناسی و تحلیل نقشه‌های جوی را می‌توانید در وب‌سایت www.zatacro.com مطالعه کنید.

ویژگی‌های جبهه‌ی سرد (Cold Front)

جبهه‌ی سرد معمولاً در نیم‌کره‌ی شمالی از سمت شمال به‌سمت جنوب و در نیم‌کره‌ی جنوبی از جنوب به شمال حرکت می‌کند. این جبهه‌ها در خط مقدم توده‌های هوای سرد و اغلب خشک قرار دارند.

در نمای مقطعی از یک جبهه‌ی سرد (مطابق با خط AA در نقشه‌ی جوی)، معمولاً با دو سناریو مواجه هستیم:

1. اگر هوای گرم و ناپایدار در مقابل جبهه باشد، هوای سرد مانند یک تیغه آن را بالا می‌برد و ابرهای همرفتی (convective clouds) شکل می‌گیرند. این نوع وضعیت جوی اغلب همراه با طوفان‌های رعدوبرق و گاهی تشکیل خطوط طوفانی (squall lines) است.
2. اما اگر هوای گرم پایدار باشد، ابرهای استراتوس (Stratus) در پشت و جلوی جبهه ظاهر می‌شوند و بارش‌های سبک‌تری رخ می‌دهد.

خطوط طوفانی (Squall Lines) مجموعه‌ای از طوفان‌های رعدوبرقی هستند که حتی تا فاصله‌ی ۸۰ تا ۴۸۰ کیلومتری از جبهه تشکیل می‌شوند و عموماً هم‌راستا با آن هستند. این طوفان‌ها می‌توانند موجب بروز وضعیت‌های شدید و خطرناک جوی شوند که در فصل یازدهم کتاب به‌طور مفصل بررسی شده است.

سرعت حرکت جبهه‌های سرد معمولاً بیشتر از جبهه‌های گرم است و در زمستان می‌تواند به ۶۴ کیلومتر بر ساعت برسد. هر چه سرعت جبهه بیشتر باشد، شرایط جوی نیز شدیدتر خواهد بود، اما پس از عبور جبهه، بادها سریع‌تر کاهش می‌یابند.

شیب جبهه‌ی سرد معمولاً بین 1 به 30 تا 1 به 100 است؛ این شیب باعث می‌شود هوای گرم به‌شدت به بالا رانده شود و جریان‌های صعودی (updrafts) شدیدی ایجاد شوند. میزان شیب به اختلاف دمای میان دو توده‌ی هوا و سرعت باد وابسته است.

در شرایط پایدار، ممکن است ابرهای لایه‌ای (Stratus) قبل و بعد از عبور جبهه تشکیل شوند و بارش‌هایی خفیف‌تر رخ دهد، ولی به‌طور کلی عبور جبهه‌ی سرد با تغییرات ناگهانی و شدید همراه نیست.

برای خلبانان پاراگلایدر، به‌ویژه در ماه‌های گرم، عبور جبهه‌ی سرد معمولاً خوشایند است. چرا که هوای پس از عبور جبهه معمولاً صاف یا پر از ابرهای کومولوس است، دید افقی بهبود می‌یابد، شرایط برای شکل‌گیری جریان‌های حرارتی (thermal) مساعد می‌شود و همچنین هوای متراکم‌تر می‌تواند برای موتورهای پاراموتور یا سایر تجهیزات قدرت بیشتری ایجاد کند.

برای دریافت آموزش‌های بیشتر در مورد تحلیل نقشه‌های جوی و آماده‌سازی برای پرواز، به www.zatacro.com سر بزنید.

ویژگی‌های جبهه‌ی گرم (Warm Front)

جبهه‌ی گرم، اغلب دشمن خلبان پاراگلایدر به‌حساب می‌آید. چنین جبهه‌ای می‌تواند ترکیبی ناخوشایند از آسمان ابری، رطوبت بالا، مه، گرمای زیاد و بارندگی‌های ممتد و طولانی را به همراه داشته باشد. تنها زمانی که توده‌ی هوای گرم نسبتاً خشک باشد یا در میانه‌ی زمستان قرار داشته باشیم، می‌توان به‌ناچار از رسیدن یک جبهه‌ی گرم استقبال کرد.

برای درک بهتر عملکرد جبهه‌ی گرم، به تصویر مقطعی آن توجه کنید. در این نمای مقطعی، جبهه‌ی گرم از روی توده‌ی هوای سردی که در حال جایگزینی آن است، به‌آرامی بالا می‌رود. از آنجایی که جبهه‌های گرم معمولاً آهسته‌تر از جبهه‌های سرد حرکت می‌کنند – کمتر از ۲۴ کیلومتر بر ساعت – و همچنین چون هوای گرم چگالی کمتری دارد، این جبهه‌ها به‌صورت تدریجی روی هوای سرد حرکت می‌کنند. شیب جبهه‌ی گرم بین 1 به 50 تا 1 به 400 است که بسیار ملایم‌تر از جبهه‌ی سرد محسوب می‌شود.

به دلیل همین شیب ملایم، جبهه‌ی گرم منطقه‌ی وسیعی از آسمان را با پوشش ابر فرا می‌گیرد که ممکن است تا ۲۴۰۰ کیلومتر گسترش یابد. به‌واسطه‌ی حرکت کند جبهه و گستردگی ابرها، می‌توان چند روز قبل از رسیدن جبهه، ورود آن را با مشاهده‌ی افزایش تدریجی ابرها پیش‌بینی کرد. معمولاً این روند با ابرهای سیروس (cirrus) شروع می‌شود و به ابرهای سیروس‌استراتوس (cirrostratus) یا سیروس‌کومولوس (cirrocumulus) ختم می‌شود.

در تصویر، دو نوع جبهه‌ی گرم نشان داده شده: یکی با هوای پایدار و دیگری با هوای ناپایدار. در حالت پایدار، بارندگی یکنواخت و مداوم خواهیم داشت و شرایط پروازی، به‌جز در نزدیکی مرز جبهه، معمولاً آرام خواهد بود. اما در حالت ناپایدار، باران‌های شدید به‌صورت پراکنده و همراه با ریزش‌های ملایم ادامه‌دار رخ می‌دهد و همچنین خطر وقوع تلاطم شدید و رعدوبرق وجود دارد (مطابق با توضیحات فصل یازدهم).

در هر دو حالت، زمانی که جبهه‌ی گرم از منطقه عبور می‌کند، بهترین گزینه برای خلبان پاراگلایدر این است که در خانه بماند و مطالب آموزشی در سایت  www.zatacro.com را مطالعه کنند.

عملکرد جبهه‌ها (Frontal Action)

می‌توان جبهه‌ی سرد را به‌عنوان لبه‌ی جلویی موجی از هوای سرد در نظر گرفت که از مناطق قطبی به‌سمت عرض‌های میانی هجوم می‌آورد. در نواحی معتدل که اکثر رخدادهای جوی مربوط به جبهه‌ها در آن‌ها اتفاق می‌افتد، معمولاً بادهای غالب از سمت غرب می‌وزند. به همین دلیل، جبهه‌ها نیز تمایل دارند در نهایت به‌سمت شرق حرکت کنند (چه در نیمکره‌ی شمالی و چه در جنوبی).

تصویر شماتیک این پدیده در قالب یک توالی زمانی در شکل 48 نمایش داده شده است. در این شکل، یک خشکی فرضی با شکل مستطیلی نمایش داده می‌شود تا جابجایی جبهه را بهتر درک کنیم.

در ابتدای شکل، موجی از هوای سرد را می‌بینیم که در حال نفوذ به خشکی است. جبهه‌ی سرد در سطح زمین دیده می‌شود که به مرور در حال پیشروی است. این جبهه از یک سامانه‌ی کم‌فشار (نشان داده شده با حرف L) منشأ می‌گیرد و توسط یک سامانه‌ی پرفشار (نشان داده شده با حرف H) در پشت سر خود رانده می‌شود.

همان‌طور که این جبهه روی خشکی گسترش می‌یابد، در نهایت با مقاومت سامانه‌ی پرفشار در عرض‌های پایین‌تر مواجه می‌شود و به سمت شرق منحرف می‌گردد. بخش غربی جبهه‌ی سرد نیز متوقف شده و به‌صورت یک جبهه‌ی گرم در حال بازگشت، شروع به حرکت به سمت شرق می‌کند. جبهه‌ی سرد اولیه هم مسیر خود را به‌سمت شرق ادامه می‌دهد و ممکن است در اقیانوس محو شود یا در صورت ماندن بر روی خشکی و گرم شدن، هویت خود را از دست بدهد.

در ادامه، یک سامانه‌ی کم‌فشار جدید با جبهه‌ی سرد جدید وارد صحنه می‌شود و همان الگوی جبهه‌ی اولیه را تکرار می‌کند. بنابراین، در بسیاری از مناطق، به‌ویژه برای ساکنین نقطه‌ی A در شکل، الگوی متداول، یک جبهه‌ی سرد است که با یک جبهه‌ی گرم جایگزین می‌شود و سپس مجدداً جبهه‌ی سرد دیگری وارد می‌شود؛ و این چرخه ادامه دارد.

برای ساکن نقطه‌ی B، ممکن است تنها در زمستان‌های سخت شاهد عبور جبهه‌ی سرد باشد، در حالی که فرد خوش‌شانس ساکن نقطه‌ی C ممکن است هیچ‌گاه با جبهه‌ای مواجه نشود!

بدیهی است که در واقعیت، شرایط جوّی بسیار پیچیده‌تر و همراه با بی‌نظمی‌های متعدد است، اما این مدل ساده‌شده به درک بهتر حرکات جبهه‌ای کمک می‌کند و وقتی به نقشه‌های هواشناسی نگاه می‌کنید، می‌توانید رفتارهای پیچیده‌تر را بهتر تفسیر کنید.

تنوع در جبهه‌ها (Variations in Fronts)

تا اینجا دیدیم که جبهه‌های هوا می‌توانند همراه با توده‌های هوای پایدار یا ناپایدار باشند و سرعت حرکت آن‌ها نیز می‌تواند سریع یا کند باشد. اما علاوه بر این، رفتار جبهه‌ها می‌تواند بسته به پستی‌بلندی‌های زمین یا سامانه‌های فشار که با آن‌ها مواجه می‌شوند تغییر کند. برای مثال، رشته‌کوه‌های مرتفع می‌توانند مانعی در برابر عبور جبهه ایجاد کنند و الگوی حرکت آن را پیچیده‌تر نمایند.

حرکت سامانه‌های فشار نیز می‌تواند باعث توقف یک جبهه شود و آن را به‌صورت stationary front (جبهه‌ی ساکن) درآورد؛ این وضعیت ممکن است تا زمانی که جبهه هویت خود را از دست دهد یا به‌شکل معکوس حرکت کند یا مجدداً قدرت خود را بازیابد و به مسیر خود ادامه دهد، ادامه یابد. در برخی مواقع، جبهه‌ی سرد ممکن است متوقف شده و به‌شکل افقی (از غرب به شرق) گسترش یابد و به بالا و پایین حرکت کند؛ نتیجه چنین وضعیتی، روزهای متوالی هوای ناپایدار برای ساکنان اطراف آن منطقه خواهد بود (به شکل ۴۹ مراجعه کنید).

در موارد دیگر، بخش شرقی یک جبهه‌ی سرد ممکن است با قدرت به جلو فشار آورد و به‌گونه‌ای برجسته شود که جبهه از غرب یا حتی جنوب‌غربی (در نیمکره‌ی شمالی) ظاهر شود؛ این پدیده در نقطه‌ی A از شکل ۵۰a نمایش داده شده و گاهی به آن back door front یا جبهه‌ی سرد از درِ پشتی گفته می‌شود. البته شکل واقعی این نوع جبهه را در شکل ۵۰b می‌بینید که در آن جبهه‌ی سرد از شمال‌شرق به پایین می‌آید. این اتفاق به‌طور خاص در شمال‌غرب قاره‌ی آمریکای شمالی و همچنین در اروپا شایع است.

جبهه‌ی سرد از در پشتی معمولاً لایه‌ای کم‌ارتفاع از هوای خنک و ناپایدار را به همراه دارد؛ بنابراین، thermal‌های حاصل از این نوع جبهه‌ها در ارتفاع محدودتری شکل می‌گیرند و برای خلبانان پاراگلایدر که به‌دنبال صعودهای بلندمدت هستند، گزینه‌ی ایده‌آلی نیستند.

نوع مهم دیگر، جبهه‌ی سرد در ارتفاع بالا (Upper Level Front) است. این نوع جبهه زمانی اتفاق می‌افتد که هوای خنک در حین عبور از مناطق کوهستانی با هوای سردتری در سمت دیگر کوه برخورد می‌کند. در این حالت، هوای خنک فرو نمی‌نشیند، بلکه در ارتفاع بالا موجب فعالیت جبهه‌ای می‌شود (شکل ۵۱ را ببینید). چنین اختلالاتی در ارتفاع بالا می‌تواند منجر به پدیده‌هایی مانند رعدوبرق و حتی گردباد شود.

یکی دیگر از تنوعات قابل توجه، جبهه‌ی سرد ثانویه است. گاهی در توده‌های عظیم هوای سرد قطبی، نوساناتی شبیه به حرکت ژله‌ای غول‌پیکر رخ می‌دهد. این نوسانات می‌تواند باعث ورود پیاپی موج‌های هوای سرد به عرض‌های پایین‌تر شود. این جبهه‌های پی‌در‌پی که پشت‌سر جبهه‌ی قبلی حرکت می‌کنند، جبهه‌های ثانویه نام دارند (شکل ۵۲ را ببینید). هر موج جدید معمولاً هوای سردتری را وارد منطقه می‌کند و می‌تواند هوای ناپایدار را برای چندین روز در یک منطقه حاکم کند.

از دیگر جبهه‌های مهم، می‌توان به جبهه‌های قطبی شمالگان (Arctic Fronts) اشاره کرد که در واقع جبهه‌های قطبی قوی‌ای هستند که هویت خود را تا عرض‌های معتدل حفظ می‌کنند. در پایان، به بررسی جبهه‌های بسته (Occluded Fronts) خواهیم پرداخت که در بخش بعدی توضیح داده می‌شود.

جبهه‌های مسدود شده (Occluded Fronts)

هنگامی که یک جبهه‌ی سرد به موجی خنک که پیش از آن وارد منطقه شده برسد، پدیده‌ای به‌نام جبهه‌ی مسدود شده یا occluded front شکل می‌گیرد. این حالت در شکل ۵۳ نمایش داده شده است؛ ناحیه‌ی سایه‌دار در تصویر، بخش مسدود شده را نشان می‌دهد. به جهت حرکت بادها در تصویر (نشان داده شده با فلش‌ها) و موقعیت سه توده هوای متفاوت توجه کنید. در این حالت، با یک جبهه‌ی مسدود سرد (cold occlusion) مواجه هستیم.

در مقابل، جبهه‌ی مسدود گرم (warm occlusion) زمانی رخ می‌دهد که جبهه‌ی سرد بعدی، در واقع از جبهه‌ی سرد قبلی که به آن رسیده، سردتر نباشد. این حالت بیشتر در سواحل غربی دیده می‌شود، جایی که یک توده‌ی هوای دریایی خنک با توده‌ی هوای قاره‌ای سرد برخورد می‌کند که قبلاً در زیر یک توده‌ی گرم حرکت کرده است. مقطع عرضی این نوع جبهه‌ی گرم مسدود شده در شکل ۵۴ نمایش داده شده است.

رفتار جوی در جبهه‌های مسدود:

• جبهه‌ی مسدود سرد در هنگام نزدیک شدن، در ارتفاعات ویژگی‌هایی شبیه جبهه‌ی گرم دارد (مثل تشکیل ابرها و تغییرات باد)، اما هنگام عبور، رفتار آن بیشتر شبیه یک جبهه‌ی سرد است؛ یعنی تغییرات سریع دما، باد شدیدتر، و هوای ناپایدار.
• برعکس، جبهه‌ی مسدود گرم در ارتفاعات هوایی مشابه یک جبهه‌ی سرد از خود نشان می‌دهد، اما در سطح زمین رفتاری شبیه جبهه‌ی گرم دارد.

در هر دو حالت، جبهه‌های مسدود شده می‌توانند مساحت وسیعی را در بر بگیرند و با خود ابر و بارندگی‌های گسترده‌ای به‌همراه داشته باشند. این نوع جبهه‌ها اغلب زمانی رخ می‌دهند که یک سامانه‌ی هواشناسی سرعت خود را از دست داده یا دچار توقف شده باشد. در چنین شرایطی، جبهه ممکن است روزها در یک منطقه باقی بماند و با باران‌های پراکنده و مداوم، حال و هوای هر خلبان پاراگلایدر را ابری و دلگیر کند!

نمونه‌های کلاسیک این پدیده، فصل‌های بارانی سواحل غربی آمریکای شمالی (مانند شمال‌غرب اقیانوس آرام) هستند که ناشی از ورود پیاپی جبهه‌های مسدود گرم از اقیانوس آرام‌اند.

برای تحلیل دقیق‌تر این جبهه‌ها، درک رفتار آن‌ها در ارتفاعات و ارزیابی اثر آن‌ها بر پرواز پاراگلایدر، مطالعه‌ی منابع تخصصی مانند آنچه در سایت www.zatacro.com ارائه شده توصیه می‌شود. این منابع می‌توانند به خلبانان پاراگلایدر کمک کنند تا شرایط پیچیده‌ی جوی را بهتر پیش‌بینی کرده و پروازی ایمن‌تر داشته باشند.

تغییرات فصلی

پیش‌تر توضیح دادیم که چگونه انحراف محور زمین به همراه حرکت مداری آن به دور خورشید باعث تغییر محل بیشینه‌ی گرمایش سطح زمین می‌شود. نتیجه‌ی این پدیده، تغییر در مسیر حرکت توده‌های هوا و الگوهای جبهه‌های هوا در طول سال است؛ زمانی که زمستان به آرامی جای خود را به تابستان می‌دهد و تابستان دوباره به زمستان بازمی‌گردد.

در شکل ۵۵، الگوهای کلی عبور جبهه‌های سرد و گرم در فصل‌های زمستان و تابستان در سراسر جهان نمایش داده شده‌اند. نکته‌ی مهم این است که در هر فصل، حدود شمالی و جنوبی جبهه‌ها، و همچنین موقعیت سامانه‌های پرفشار و کم‌فشار، تغییر می‌کند.

همان‌طور که پرندگان، اقلیم‌های معتدل را در زمستان ترک می‌کنند و در بهار با آوازهای خود بازمی‌گردند، در تابستان از شدت فعالیت آن‌ها کاسته می‌شود و در پاییز دوباره فعال می‌شوند؛ هواشناسی عمومی نیز الگویی مشابه دارد:

• زمستان: با ورود هوای سرد، رطوبت نسبی بالا، پایه‌ی ابر پایین‌تر، و عبورهای مکرر جبهه‌ها مواجه هستیم. این شرایط می‌تواند بر کیفیت پروازهای پاراگلایدر تأثیر مستقیم بگذارد، به‌ویژه برای خلبانان پاراگلایدر تازه‌کار.
• بهار: عبور جبهه‌های سرد و گرم با تناوب بیشتری انجام می‌شود. پس از عبور این جبهه‌ها، اغلب شرایط بسیار مناسبی برای پروازهای پاراگلایدر فراهم می‌شود، چراکه هوای تازه، دید وسیع و thermalهای پایدار به‌وجود می‌آیند.
• تابستان: در نواحی مرطوب، جبهه‌های گرم همراه با هوای گرم، مه‌آلود، و اغلب پایدار غالب می‌شوند که مانع پروازهای بلند می‌شوند. در مقابل، مناطق کویری و خشک بسیار ناپایدار شده و شرایط ترمالی شدیدی به‌وجود می‌آید که برای خلبانان حرفه‌ای پاراگلایدر موقعیت‌های خاصی فراهم می‌کند.
• پاییز: جبهه‌های سرد بار دیگر به مناطق معتدل بازمی‌گردند و چرخه‌ی سالانه از نو آغاز می‌شود. این فصل معمولاً دوره‌ای دل‌پذیر برای پرواز است، به‌ویژه در مناطقی که برگ‌ریزان طبیعت منظره‌های زیبایی ایجاد می‌کنند.

درک صحیح این تغییرات فصلی و تأثیر آن‌ها بر رفتار جو، یکی از نکات کلیدی برای انتخاب زمان مناسب پرواز و برنامه‌ریزی برای سفرهای پاراگلایدری است. خلبانان پاراگلایدر حرفه‌ای با بررسی دقیق داده‌های فصلی و تحلیل جبهه‌های هوا، می‌توانند تصمیمات هوشمندانه‌تری برای حفظ ایمنی و افزایش لذت پرواز بگیرند.

سامانه‌های پرفشار (High Pressure Systems)

ما می‌دانیم که فشاری که در هر ارتفاعی از جو احساس می‌کنیم، بستگی به مقدار هوایی دارد که در بالای آن نقطه انباشته شده است. هرچه این ستون هوا سنگین‌تر باشد، فشار بیشتری بر بدن ما و ابزارهای اندازه‌گیری وارد می‌کند.

همچنین در بخش‌های قبلی دیدیم که چرخش پیچیده‌ی جو زمین، باعث انباشت هوا در برخی نواحی خاص می‌شود. این تجمع، منجر به شکل‌گیری یک سامانه‌ی پرفشار نسبی در سطح زمین می‌گردد. اگر در زیر چنین سامانه‌ای قرار بگیریم، فشارسنج ما عددی بالاتر از نواحی اطراف را نشان خواهد داد.

ساختار یک سامانه پرفشار را می‌توان نیروی محرکه‌ی اصلی برای حرکت توده‌های هوا و جبهه‌ها در مرز میان آن‌ها در نظر گرفت. برای مثال، تصور کنید که جریان هوای بالا‌دستی به سمت قطب شمال حرکت کرده و در آن‌جا روی زمین سرد و پوشیده از برف می‌نشیند. این هوا منقبض شده و چگالی آن افزایش می‌یابد، و با ورود هوای بیشتر از لایه‌های بالایی، فشار سطحی آن پیوسته افزایش می‌یابد.

در نهایت، این توده‌ی سرد و سنگین دیگر نمی‌تواند توسط فشارهای جنوبی مهار شود، بنابراین به صورت موجی ناگهانی به سمت جنوب گسترش یافته و به‌عنوان جبهه‌ی سرد (cold front)، هوا را در مناطق گرم‌تر تحت تأثیر قرار می‌دهد.

در شکل ۵۶ نمایی از قطب شمال از دید ماهواره را می‌بینید که در آن یک توده‌ی هوای سرد آماده‌ی نفوذ به سمت جنوب است. در این تصویر، معمولاً سامانه‌های پرفشار بر روی خشکی‌هایی با عرض جغرافیایی بالاتر از ۶۰ درجه قرار دارند. همچنین هوای سردتر معمولاً بیش از آنکه روی دریا امتداد یابد، بر روی خشکی‌ها گسترش می‌یابد. دلیل آن این است که خشکی سریع‌تر از دریا سرد می‌شود و بنابراین هوای بالای آن نیز سردتر می‌گردد.

این تصویر همچنین مسیرهای اصلی نفوذ هوای سرد و تشکیل جبهه‌های سرد در زمستان نیمکره‌ی شمالی را نمایش می‌دهد. توجه داشته باشید که جبهه‌های سردی که از عرض‌های شمالی اروپا عبور می‌کنند، اغلب از نوع back door fronts هستند. در نیمکره‌ی جنوبی نیز می‌توان نقشه‌ای مشابه ترسیم کرد (به شکل ۵۷ مراجعه کنید)، اما به‌دلیل کمبود خشکی‌های وسیع بین عرض‌های ۴۰ تا ۷۰ درجه جنوبی، توده‌ی هوای قطبی یکنواخت‌تری وجود دارد و فاصله‌ی بین سامانه‌های پرفشار و جبهه‌ها نیز منظم‌تر است.

یک نوار از سامانه‌های پرفشار نیز در عرض‌های جغرافیایی حدود ۳۰ تا ۴۰ درجه‌ی شمالی و جنوبی، سراسر زمین را در بر گرفته‌اند. این سامانه‌های پرفشار اغلب در نواحی دریایی که نسبت به خشکی‌های استوایی خنک‌تر هستند، به‌ویژه در تابستان، شکل می‌گیرند. این سامانه‌ها که به آن‌ها tropical highs نیز گفته می‌شود، نقش مهمی در جلوگیری از نفوذ جبهه‌های سرد به مناطق استوایی دارند. در عوض، این سامانه‌ها جبهه‌های گرم را به سوی عرض‌های میانی و معتدل ارسال می‌کنند.

برای درک بهتر محل استقرار این سامانه‌ها در سطح زمین، می‌توانید به شکل‌های ۴۰ و ۴۳ مراجعه کنید.

دانستن محل و عملکرد سامانه‌های پرفشار برای خلبانان پاراگلایدر اهمیت حیاتی دارد، چراکه این سامانه‌ها بر پایداری هوا، تولید یا ممانعت از thermalها، و ایجاد شرایط مناسب یا خطرناک پروازی اثر مستقیم می‌گذارند.

سامانه‌های کم‌فشار (Low Pressure Systems)

در حالی‌که می‌توانیم به‌راحتی درک کنیم که سامانه‌های پرفشار چگونه از طریق انباشت هوا در لایه‌های بالایی جو شکل می‌گیرند، اما شاید تصور برداشته‌شدن هوا از یک منطقه در ارتفاع بالا برای ایجاد فشار کم در سطح زمین دشوارتر باشد. با این حال، دقیقاً همین پدیده اتفاق می‌افتد.

برای درک این موضوع، باید جریان کلی هوا در ارتفاعی حدود شش هزار متری (۱۸۰۰۰ فوتی) را در نظر بگیریم. در شکل ۵۸، نمایی از قطب شمال و الگوی عمومی جریان باد در این ارتفاع نمایش داده شده است.

به‌جز یک لایه‌ی عمیق از جریان‌های غرب‌سوی باد که تا پایین‌ترین لایه‌های تروپوسفر در مناطق استوایی نفوذ می‌کند، بیشتر جریان‌های هوای بالا‌دست در هر دو نیم‌کره، در قالب یک باند پهن از بادهای شرقی به نام circumpolar westerlies جریان دارند. البته این بادهای غربی به‌شکل دایره‌ای منظم حرکت نمی‌کنند، بلکه با توده‌های هوای قطبی بالا و پایین می‌شوند و از سامانه‌های فشاری تبعیت می‌کنند.

اکنون بیایید زمین را به‌صورت یک دیسک در حال چرخش تصور کنیم. زمانی که جسمی همراه با این دیسک از مرکز به سمت بیرون حرکت کند، تمایل دارد سرعت چرخشش کمتر شود (دانشمندان این پدیده را “حفظ تکانه زاویه‌ای” می‌نامند). بالعکس، زمانی‌که جسمی به سمت مرکز حرکت کند، سرعت چرخشش افزایش می‌یابد. این حالت را می‌توان با ایستادن روی چرخ‌وفلک یا چرخ‌وفراز زمین‌بازی تجربه کرد. بادها نیز همین رفتار را نشان می‌دهند.

زمانی‌که باد به سمت جنوب حرکت می‌کند و از محور چرخش زمین دور می‌شود، سرعتش کاهش می‌یابد. در مقابل، با حرکت به سمت شمال، به دلیل نزدیک‌تر شدن به محور چرخش زمین، سرعت نسبی آن افزایش می‌یابد. با نگاه مجدد به شکل، اگر از نقطه A شروع کنیم و مسیر جریان هوا را دنبال کنیم، می‌بینیم که هوا به‌تدریج کند می‌شود تا به نقطه C (کندترین بخش) برسد. پس از آن، هوا به سمت شمال حرکت کرده و به‌تدریج سرعت می‌گیرد تا در نقطه E به بیشترین سرعت برسد.

حال بیایید به نقاط B و D توجه کنیم. فرض کنید در یک بزرگراه شلوغ رانندگی می‌کنید و ناگهان خودرویی جلوتر از شما سرعتش را کاهش می‌دهد. در این حالت، خودروهای پشت سرش تجمع می‌کنند، اما جلوی آن خودرو ترافیک رقیق‌تر می‌شود. همین اتفاق برای مولکول‌های هوا نیز می‌افتد.

در نقطه B که هوا کند شده، مولکول‌ها تجمع می‌کنند و این پدیده را convergence (همگرایی) می‌نامند. این انباشت هوا در لایه‌های بالا، باعث افزایش فشار در سطح زمین می‌شود و منجر به شکل‌گیری یک سامانه پرفشار یا برآمدگی فشار (ridge) در سطح زمین خواهد شد.

در مقابل، در نقطه D، هوای رقیق‌شده پدیده‌ای به نام divergence (واگرایی) را ایجاد می‌کند. در نتیجه‌ی این واگرایی، در سطح زمین ناحیه‌ای با فشار کم شکل می‌گیرد. بنابراین، منشأ اصلی سامانه‌های کم‌فشار سطح زمین را باید در ویژگی‌های جریان هوای بالادست جستجو کرد.

به همین ترتیب، شکل‌گیری سامانه‌های پرفشار سطحی دیگری نیز از همین فرآیند ناشی می‌شود.

جبهه‌های سرد (Cold Fronts) معمولاً از سامانه‌های کم‌فشار سطحی نشأت می‌گیرند که خود، حاصل واگرایی در لایه‌های بالایی جو هستند. این جبهه‌ها در مسیر خود یک trough یا شیب کم‌فشار ایجاد می‌کنند که بر جریان باد تأثیر می‌گذارد (این موضوع در فصل بعدی بررسی خواهد شد) و از طریق آن می‌توان عبور یک جبهه را تشخیص داد.

اگر فشارسنج یا ارتفاع‌سنج خود را به‌دقت مشاهده کنید، می‌توانید متوجه افزایش یا کاهش فشار شوید. کاهش فشار نشانه‌ای از نزدیک‌شدن یک جبهه‌ی سرد یا گرم، یا یک سامانه‌ی کم‌فشار است. در مقابل، افزایش فشار معمولاً نشان‌دهنده‌ی دورشدن یک جبهه یا سامانه‌ی کم‌فشار است. زمانی‌که نمودار فشار از کاهش به افزایش تغییر یابد، معمولاً به معنی عبور جبهه از منطقه است.

در بسیاری از ابزارهای فشارسنج آنالوگ، عباراتی مثل stormy (طوفانی)، rain (بارانی)، change (تغییر)، fair (صاف)، dry (خشک) مشاهده می‌شود که دقیقاً بر اساس همین تغییرات فشاری و نحوه‌ی حرکت سامانه‌های جوی، پیش‌بینی وضع هوا را انجام می‌دهند.

در فصل دوازدهم روش استفاده‌ی دقیق‌تر از فشارسنج برای پیش‌بینی هوا آموزش داده خواهد شد.

کم‌فشارهای محلی (Local Lows)

سامانه‌های کم‌فشار می‌توانند ساختارهایی بسیار وسیع باشند که نیمی از یک قاره را در بر می‌گیرند. اما در عین حال، کم‌فشارها می‌توانند کوچک‌تر و در اثر سازوکاری متفاوت از جریان‌های ارتفاع بالای جو شکل بگیرند.

برای مثال، اگر ناحیه‌ای بیش از اطراف خود گرم شود، هوا در آن منطقه منبسط و سبک‌تر می‌شود و در نتیجه، بخشی از هوای بالایی به اطراف رانده می‌شود. این فرایند منجر به ایجاد یک کم‌فشار محلی در سطح زمین خواهد شد. این پدیده‌ی مهم، یکی از عوامل اصلی شکل‌گیری نسیم دریا (sea breeze) و دیگر جریان‌های محلی هوا است که در فصل هفتم به‌طور کامل بررسی خواهد شد.

در مقیاسی کمی بزرگ‌تر، یک سامانه‌ی کم‌فشار تابستانی پایدار در مناطق صحرایی جنوب‌غربی ایالات متحده آمریکا، به‌ویژه در ایالت کالیفرنیا، شکل می‌گیرد که به نام California Low شناخته می‌شود. همچنین، مجموعه‌ای از سامانه‌های کم‌فشار در دامنه‌های شرقی رشته‌کوه‌های راکی یا دامنه‌های جنوبی رشته‌کوه‌های آلپ در سوئیس تشکیل می‌شود. در این موارد، کوه‌ها با ایجاد مانع در برابر جریان باد، مانع از پراکندگی سریع کم‌فشار از طریق مکش هوا در سطح زمین می‌شوند.

سامانه‌ی کم‌فشار کوه‌های راکی نقش کلیدی‌تری در تغییر الگوی باد سطحی دارد. این کم‌فشار باعث می‌شود که در ماه‌های تابستان، جریان هوا از حوضه‌ی رودخانه‌ی می‌سی‌سی‌پی به‌سمت غرب در دشت‌های مرکزی ایالات متحده شکل گیرد (مطابق شکل ۵۹). سپس، با تأثیر پدیده‌ی Coriolis، این جریان به سمت شمال منحرف شده و باعث ایجاد بادهای غالب جنوبی (prevailing southerlies) در دشت‌های بزرگ می‌شود. این جریان، مقدار زیادی رطوبت از خلیج مکزیک به سمت این مناطق می‌کشد و شرایط مناسب برای طوفان‌های رعدوبرق و گردبادها در ایالت‌هایی نظیر کانزاس (سرزمین معروف به «دوروتی») و نواحی اطراف آن فراهم می‌سازد.

به‌طور مشابه، کم‌فشاری که در نزدیکی رشته‌کوه‌های آلپ شکل می‌گیرد، رطوبت دریای مدیترانه را به سمت شمال ایتالیا جذب می‌کند و موجب بارش‌های رگباری در این ناحیه می‌شود.

در بخش‌های بعدی، به بررسی هوای استوایی (tropical weather) خواهیم پرداخت و تولید سایر کم‌فشارهای محلی را نیز بررسی خواهیم کرد.

تعامل سامانه‌های پرفشار و کم‌فشار

تا اینجا احتمالاً متوجه شده‌اید که سامانه‌های پرفشار (High) و کم‌فشار (Low) به‌صورت همزمان در جو حضور دارند و با یکدیگر در تعامل‌اند تا الگوهای باد و شرایط آب‌وهوایی را شکل دهند. حالا بیایید این موضوع را با جزئیات بیشتری بررسی کنیم.

شکل ۶۰ نحوه‌ی شکل‌گیری سامانه‌های پرفشار و کم‌فشار را به‌صورت کلی نمایش می‌دهد. در تابستان، سامانه‌های پرفشار اغلب بر فراز دریاهای خنک‌تر تشکیل می‌شوند، در حالی‌که کم‌فشارها معمولاً در خشکی‌ها به‌وجود می‌آیند. در زمستان این الگو برعکس می‌شود.

از آن‌جا که سامانه‌ی پرفشار تمایل دارد هوای زیرین را به بیرون “فشار” دهد، منطقی است که انتظار داشته باشیم هوا از ناحیه‌ی پرفشار به سمت ناحیه‌ی کم‌فشار جریان یابد. این دقیقاً همان چیزی است که در ابتدا اتفاق می‌افتد. می‌توان این جریان را مانند شیب سطحی در شکل ۶۱ تصور کرد که مایعی از ارتفاع زیاد به سمت نواحی پست‌تر جاری می‌شود.

اما در هوای آزاد، اثر Coriolis این الگو را پیچیده‌تر می‌کند. در نیم‌کره‌ی شمالی، هوای در حال حرکت به سمت راست منحرف می‌شود. بنابراین، با حرکت هوا به بیرون از مرکز پرفشار، جهت آن به سمت راست متمایل شده و در نهایت جریان، شکلی ساعت‌گرد (Clockwise) پیدا می‌کند (اگر از بالا دیده شود). در نیم‌کره‌ی جنوبی، انحراف به سمت چپ رخ می‌دهد و جریان به دور پرفشار به‌شکل پادساعت‌گرد خواهد بود.

همین قاعده در مورد سامانه‌های کم‌فشار هم صدق می‌کند. جریان هوا که به سمت کم‌فشار حرکت می‌کند، در نیم‌کره‌ی شمالی به راست و در نیم‌کره‌ی جنوبی به چپ منحرف می‌شود. در نتیجه:

الگوی گردش هوا در سامانه‌های فشاری:

درک این مفهوم برای خلبان‌های پاراگلایدر بسیار حیاتی است، چرا که می‌توانند بر اساس نقشه‌های سطحی آب‌وهوا، جهت باد را تخمین بزنند. تنها کافی است به یاد داشته باشید که در نیم‌کره‌ی شمالی، باد به سمت راست منحرف می‌شود، پس اگر از یک ناحیه‌ی پرفشار خارج شود، به‌صورت ساعت‌گرد خواهد چرخید. گردش در اطراف کم‌فشار، برعکس این روند خواهد بود. در نیم‌کره‌ی جنوبی نیز همه چیز معکوس است.

وقتی سامانه‌های پرفشار و کم‌فشار توسط گرمایش سطح زمین شکل گرفته باشند (و نه صرفاً در اثر جریان‌های ارتفاع بالا)، الگویی از جریان حمایتی متقابل شکل می‌گیرد که در شکل ۶۲ نمایش داده شده است. در این‌جا، در سطح زمین، پرفشار با جریان هوا به سمت کم‌فشار همراه است. در ارتفاعات نیز یک پرفشار نسبی بالای کم‌فشار قرار دارد که هوا را به سمت بالا و سپس به‌سوی پرفشار زمین هدایت می‌کند و به تقویت آن کمک می‌کند. این چرخه تا زمانی ادامه دارد که تفاوت‌های گرمایی در سطح زمین باقی بمانند.

نکته‌ی مهم در این نمودار آن است که هوا در اطراف پرفشار در حال فرونشینی (subsiding) است، در حالی‌که در اطراف کم‌فشار، هوا صعودی (ascending) است. این قاعده در مورد همه‌ی سامانه‌های فشاری صدق می‌کند، فارغ از اینکه منشأ شکل‌گیری آن‌ها چیست.

این موضوع برای خلبان‌های پاراگلایدر اهمیت ویژه‌ای دارد، چرا که:

• در اطراف سامانه‌ی پرفشار، هوا در حال فرونشینی است که باعث فشرده شدن، گرم شدن، کاهش رطوبت نسبی و افزایش پایداری جو می‌شود.
• در اطراف سامانه‌ی کم‌فشار، هوا در حال صعود است که منجر به انبساط، سرد شدن، افزایش رطوبت نسبی و کاهش پایداری می‌شود.

اگرچه سرعت فرونشینی در سامانه‌های پرفشار بسیار کم است (در حدود چند میلی‌متر تا یک سانتی‌متر در دقیقه)، اما همین میزان کافی است تا آسمان را صاف‌تر کرده و شرایط جوی پایداری ایجاد کند. جالب است که همین پایداری می‌تواند موجب ایجاد وارونگی دما (temperature inversion) در لایه‌های پایین جو شود، به‌ویژه در نواحی غیر بیابانی در مناطق معتدل. با این حال، هوا پس از عبور یک جبهه‌ی سرد و استقرار پرفشار، اغلب بهترین شرایط برای تولید thermal را فراهم می‌آورد؛ چرا که هوای سرد و شفاف اجازه می‌دهد نور خورشید به سطح زمین رسیده و باعث ناپایداری در لایه‌های پایین شود.

با این حال، اگر سامانه‌ی پرفشار برای چند روز در منطقه باقی بماند، به‌تدریج موجب افزایش پایداری و سرکوب ترمال‌ها می‌شود.

در مقابل، صعود هوا در اطراف سامانه‌های کم‌فشار منجر به تشکیل گسترده‌ی ابر و بارش می‌شود. گاهی اوقات این ناپایداری به حدی شدید است که طوفان‌های رعدوبرق ایجاد می‌کند. به‌طور کلی، نزدیک شدن سامانه‌ی کم‌فشار به‌ویژه در مناطق مرطوب، خبری ناخوشایند برای خلبان‌های پاراگلایدر است، چرا که پرواز در هوای بارانی، تجربه‌ی مطلوبی نخواهد بود.

برای آشنایی بیشتر با اصول هواشناسی کاربردی در پرواز پاراگلایدر و انتخاب تجهیزات مناسب، به وب‌سایت www.zatacro.com مراجعه فرمایید.

ایزوبارها (Isobars)

واقعاً سخت است که درباره‌ی سامانه‌های فشاری صحبت کنیم، بدون اینکه به ایزوبارها اشاره کنیم. ایزوبارها خطوطی هستند که نقاط با فشار برابر را روی نقشه‌های هواشناسی به هم متصل می‌کنند. واژه‌ی ایزوبار از ریشه‌ی یونانی گرفته شده: «Iso» به‌معنای مساوی و «bar» به‌معنای وزن یا فشار است.

درست همان‌طور که خطوط ارتفاعی (کانتور) روی نقشه‌های توپوگرافی، پستی و بلندی‌های زمین مثل تپه یا دره را نشان می‌دهند، ایزوبارها نیز روی نقشه‌های هواشناسی، پستی و بلندی‌های فشار را نشان می‌دهند. در شکل ۶۳، ایزوبارها اطراف سامانه‌های پرفشار (High) و کم‌فشار (Low) را دایره‌وار محاصره کرده‌اند و هرچه از مرکز سامانه‌ها دور می‌شویم، شکل این خطوط پیچیده‌تر می‌شود.

از آنجا که ایزوبارها ساختار فشار را مشابه خطوط توپوگرافی نمایش می‌دهند، معمولاً از واژه‌هایی مانند ridge برای نواحی کشیده‌ی پرفشار، و trough یا depression برای نواحی کم‌فشار استفاده می‌شود. سامانه‌های کم‌فشار را گاهی سیکلون (cyclone) و سامانه‌های پرفشار را آنتی‌سیکلون (anticyclone) نیز می‌نامند.

ایزوبارها روی نقشه‌های هواشناسی معمولاً با فاصله‌ی ۴ میلی‌بار (mb) ترسیم می‌شوند، اما اگر تغییر فشار خیلی جزئی باشد و نیاز به نمایش دقیق‌تری باشد، ممکن است با گام‌های ۲ میلی‌بار هم ترسیم شوند.

فاصله‌ی بین ایزوبارها اهمیت زیادی دارد: هرچه خطوط ایزوبار به هم نزدیک‌تر باشند، شیب فشاری (pressure gradient) در آن ناحیه بیشتر است. شیب فشاری در واقع میزان تغییر فشار در فاصله‌ی معینی (عمود بر ایزوبارها) است. این مفهوم دقیقاً مشابه شیب زمین در نقشه‌های ارتفاعی است.

افزایش شیب فشاری برابر است با افزایش سرعت باد. یعنی هرچه فاصله‌ی ایزوبارها کمتر باشد، انتظار می‌رود سرعت باد بیشتر باشد. بر اساس این قاعده، می‌توان سرعت باد را از روی تراکم ایزوبارها روی نقشه تا حدی تخمین زد.

در جدول زیر، فاصله‌ی بین ایزوبارها برای سرعت بادی در حدود ۲۴ کیلومتر بر ساعت (۱۵ مایل بر ساعت) در عرض‌های جغرافیایی مختلف آمده است. توجه داشته باشید که در عرض‌های پایین‌تر (نزدیک‌تر به استوا)، برای تولید همان سرعت باد، فاصله‌ی ایزوبارها باید بیشتر باشد، چرا که اثر کوریولیس (Coriolis effect) در این عرض‌ها کمتر است و در برابر نیروی شیب فشار، مقاومت کمتری ایجاد می‌کند.

نکته: در مناطق کوهستانی یا پرشیب، برای ایجاد همان سرعت باد، فاصله‌ی ایزوبارها باید کمتر باشد، چون اصطکاک سطح زمین بیشتر است و مانع حرکت آزادانه‌ی هوا می‌شود.

برای خلبان‌های پاراگلایدر، شناخت تراکم ایزوبارها در منطقه‌ی پروازی اهمیت زیادی دارد، زیرا می‌توانند از این اطلاعات برای ارزیابی قدرت باد، پایداری هوا و تصمیم‌گیری برای پرواز استفاده کنند. دانستن اینکه چند خط ایزوبار در یک فاصله‌ی مشخص نشانه‌ی بادی مناسب برای پرواز است، یا اینکه چه تراکمی از ایزوبارها باعث وزش بادی نامناسب و خطرناک می‌شود، به خلبان کمک می‌کند تا تصمیم‌های ایمن‌تری بگیرد.

ایزوبارها و باد

در ابتدا می‌توان دید که هوا تحت تأثیر اختلاف فشار بین سامانه‌های فشاری، تمایل دارد به‌صورت عمود بر ایزوبارها حرکت کند. اما همان‌طور که پیش‌تر توضیح داده شد، اثر کوریولیس (Coriolis effect) خیلی زود مسیر باد را منحرف می‌کند و جهت باد با ایزوبارها هم‌راستا می‌شود. این هم‌راستایی نتیجه‌ی تعادل میان نیروی شیب فشار (pressure gradient force)، اثر کوریولیس و نیروی گریز از مرکز (centrifugal force) است (جزئیات بیشتر در پیوست II آمده است).

در شکل ۶۴، نقشه‌ی هواشناسی سامانه‌های فشاری در ارتفاع حدود ۶۰۰۰ متر (۱۸٬۰۰۰ فوت) بر فراز قاره‌ی آمریکای شمالی نشان داده شده است. فلش‌ها جهت وزش باد را نشان می‌دهند: ساعتگرد در اطراف پرفشارها (highs) و پادساعتگرد در اطراف کم‌فشارها (lows)، و در همه‌ی موارد باد به‌صورت موازی با ایزوبارها جریان دارد.

اما در سطح زمین، ماجرا کمی متفاوت است. درحالی‌که جریان هوا در ارتفاعات نظم مشخصی دارد، در سطح زمین این نظم به‌دلیل تأثیر گرمایش ناهمگن سطح زمین (مثلاً تفاوت گرمایش بین خشکی و دریا یا بین نواحی شهری و روستایی) پیچیده‌تر می‌شود. همچنین، اصطکاک بین هوا و سطح زمین (به‌ویژه در مناطق ناهموار یا کوهستانی) باعث کند شدن حرکت باد می‌شود که نتیجه‌ی آن کاهش تأثیر کوریولیس است. در نتیجه، باد در سطح زمین معمولاً به‌صورت مورب ایزوبارها را قطع می‌کند؛ همان‌طور که در شکل ۶۳ نشان داده شده بود.

زاویه‌ی این برخورد با ایزوبارها بسته به میزان اصطکاک تغییر می‌کند: روی آب (با اصطکاک کم) ممکن است این زاویه فقط ۱۰ درجه باشد، در حالی که روی زمین‌های کوهستانی و ناهموار ممکن است تا ۴۰ تا ۵۰ درجه هم برسد.

این جریان مایل نسبت به ایزوبارها در فصل زمستان بیشتر از تابستان است و در عرض‌های جغرافیایی بالاتر (نزدیک‌تر به قطب‌ها) نیز بیشتر است، زیرا هوای سرد چگال‌تر است و اصطکاک بیشتری تجربه می‌کند. با در نظر گرفتن این موارد، می‌توان از روی نقشه‌ی فشار سطح زمین، جهت و سرعت باد در سطح زمین را به‌طور تقریبی پیش‌بینی کرد.

در هر دو نوع سامانه‌ی فشاری (کم‌فشار و پرفشار)، با افزایش شیب فشار (تراکم ایزوبارها)، سرعت باد نیز افزایش می‌یابد. البته نکته‌ای وجود دارد:

• در اطراف سامانه‌ی پرفشار (high)، نیروی گریز از مرکز به نیروی شیب فشار اضافه می‌شود

• اما در اطراف سامانه‌ی کم‌فشار (low)، این نیرو از شیب فشار کسر می‌شود

بنابراین انتظار می‌رود که سرعت باد در اطراف پرفشارها بیشتر باشد. اما در عمل، برعکس این اتفاق می‌افتد؛ زیرا در اطراف پرفشارها، ایزوبارها فاصله‌ی بیشتری دارند (شیب فشار کمتر) و در اطراف کم‌فشارها، ایزوبارها فشرده‌ترند (شیب فشار بیشتر) و در نتیجه باد شدیدتری ایجاد می‌شود.

همچنین، با نزدیک‌تر شدن به مرکز سامانه‌ی پرفشار، باد ضعیف‌تر می‌شود، ولی با نزدیک‌تر شدن به مرکز سامانه‌ی کم‌فشار، سرعت باد معمولاً افزایش می‌یابد.

گردش هوا در ارتفاعات

در این مرحله می‌توانیم تصویر واضح‌تری از گردش عمومی جو در لایه‌های بالایی به‌دست آوریم. ابتدا باید بدانیم که می‌توان نقشه‌ی ایزوبار را نه‌فقط در سطح زمین، بلکه در هر ارتفاعی رسم کرد تا توزیع فشار هوا و به‌تبع آن، الگوی جریان باد در آن لایه مشخص شود. ایستگاه‌های هواشناسی، ابزارهایی را توسط بالن‌های هواشناسی به آسمان می‌فرستند تا فشار را در ارتفاعات مختلف اندازه‌گیری کنند و اطلاعات به‌دست‌آمده در مراکز پردازش، تبدیل به نقشه‌های فشار در سطوح مختلف می‌شوند.

نقشه‌های رایج و قابل دسترس هواشناسی که اغلب در کنار نقشه‌ی سطح زمین استفاده می‌شوند، شامل این سطوح هستند:

• 850 میلی‌بار (تقریباً ۱۶۰۰ متر یا ۵۰۰۰ فوت)

• 700 میلی‌بار (حدود ۳۳۰۰ متر یا ۱۰٬۰۰۰ فوت)

• 500 میلی‌بار (حدود ۶۰۰۰ متر یا ۱۸٬۰۰۰ فوت)

• 300 میلی‌بار (حدود ۱۰٬۰۰۰ متر یا ۳۰٬۰۰۰ فوت)

نکته‌ی مهم این است که این مقادیر ارتفاع دقیق نیستند، زیرا این نقشه‌ها نقشه‌های فشار ثابت (constant pressure charts) هستند، یعنی به‌جای نمایش تغییرات فشار در ارتفاع، شکل هندسی سطوح فشار مشخصی را نمایش می‌دهند. اما برای اهداف آموزشی ما، می‌توان آن‌ها را معادل در نظر گرفت.

در لایه‌های بالاتر جو، جزئیات سطحی ناپدید می‌شوند و تنها الگوهای بزرگ‌مقیاس (large-scale features) مشاهده می‌شوند. به‌طور کلی، با افزایش ارتفاع، سامانه‌های بسته‌ی کم‌فشار و پرفشار (highs و lows) به‌تدریج کمتر دیده می‌شوند و جای خود را به برآمدگی‌ها (ridges) و فرورفتگی‌ها (troughs) می‌دهند. یک نمونه از الگوی گردش جو در ارتفاعات در شکل ۶۵ نشان داده شده است.

در این تصویر، یک ridge در وسط یک برآمدگی ایزوبارها قرار دارد که باعث چرخش ساعتگرد هوا می‌شود (در نیمکره شمالی). در مقابل، troughها از سامانه‌های کم‌فشار منشأ می‌گیرند و جایی‌که ایزوبارها به سمت استوا فرومی‌روند، شکل می‌گیرند؛ در این نواحی، جریان هوا پادساعتگرد است. در نیمکره‌ی جنوبی، این الگوها به‌صورت معکوس دیده می‌شوند.

پیش‌تر دیدیم که بادهای غربی در ارتفاعات، به‌صورت موج‌هایی به شکل ridge و trough در سطح سیاره حرکت می‌کنند (مطابق با شکل ۵۸). به این موج‌ها long waves گفته می‌شود و معمولاً در هر لحظه، ۳ تا ۷ عدد از آن‌ها در سراسر کره زمین وجود دارد. در کنار این موج‌های بزرگ، موج‌های کوتاه‌تری (short waves) نیز دیده می‌شوند که در شکل ۶۵ به‌عنوان اختلالات موضعی نمایش داده شده‌اند.

long waves معمولاً به‌صورت آهسته به‌سمت شرق حرکت می‌کنند یا برای چند روز ثابت می‌مانند. جریان هوای اطراف آن‌ها می‌تواند هوای گرم استوایی را تا عرض‌های شمالی یا هوای سرد قطبی را تا نواحی جنوبی منتقل کند. در مقابل، short waves نوساناتی سریع‌تر هستند که درون الگوی long wave حرکت می‌کنند.

در شکل ۶۶، وضعیت سطح زمین در زیر مجموعه‌ای از short waves نمایش داده شده است. این نوسانات باعث تشکیل زنجیره‌ای از سامانه‌های کم‌فشار سطحی می‌شوند که با سرعت در امتداد الگوی عمومی گردش جو حرکت می‌کنند.

فرورفتگی در لایه‌های بالایی جو (A Trough Aloft)

زمانی‌که یک فرورفتگی (trough) در لایه‌های بالایی جو شکل می‌گیرد، در هوای صعودی ابر ایجاد می‌شود؛ درست مانند حالتی که یک سامانه‌ی کم‌فشار سطحی (surface low) وجود دارد. این ابرها معمولاً در قالب نوارهایی وسیع و مرتفع ظاهر می‌شوند، مگر اینکه فرورفتگی به‌اندازه‌ای عمیق شود که تا سطح زمین امتداد یابد. در این صورت، ابرها ضخیم‌تر شده و همراه با آن، بارش‌هایی پدید می‌آید که ویژگی متداول یک کم‌فشار سطحی است.

درک سازوکار این‌گونه اختلالات در ارتفاع بالا – به‌ویژه فرورفتگی‌ها – به خلبان پاراگلایدر این امکان را می‌دهد که جهت بادها و وضعیت هوا را پیش و پس از عبور آن‌ها پیش‌بینی کند.

به‌طور معمول، فرایند صعود هوا و بارندگی، پیش از عبور فرورفتگی رخ می‌دهد. در این مرحله، باد در لایه‌های بالایی جو از سمت جنوب‌غربی می‌وزد و باد در سطح زمین از سمت غرب می‌آید (در نیمکره‌ی جنوبی، این الگو به‌ترتیب شمال‌غربی و غرب خواهد بود). پس از عبور فرورفتگی، باد در لایه‌های بالایی به سمت شمال‌غربی تغییر جهت می‌دهد و باد در سطح همچنان از سمت غرب باقی می‌ماند (در نیمکره جنوبی: جنوب‌غربی و غرب). در این مرحله، هوای صاف به‌تدریج جایگزین ابرها می‌شود، چرا که برآمدگی (ridge) در حال عبور است.

در شکل ۶۷، این فرایند به‌تصویر کشیده شده است. توجه داشته باشید که پیش از عبور فرورفتگی، جهت باد با افزایش ارتفاع به‌صورت پادساعتگرد تغییر می‌کند و پس از عبور آن، باد با افزایش ارتفاع به‌صورت ساعتگرد می‌چرخد – این الگو در هر دو نیمکره‌ی زمین صدق می‌کند.

در بسیاری از موارد، فرورفتگی‌های ارتفاع بالا معمولاً به سامانه‌ی طوفانی سطح زمین در سمت شرق می‌رسند و با آن ترکیب می‌شوند و در نهایت، خودشان نیز به یک الگوی چرخشی کامل تبدیل خواهند شد.

جریان جتی (The Jet Stream)

در شکل ۴۳ به وجود جریان جتی (jet stream) در مرز میان توده‌های هوا اشاره شده است. در فصل بعد، نحوه‌ی شکل‌گیری این جریان بررسی خواهد شد، اما در این‌جا صرفاً آن را به‌عنوان جریانی از هوای بسیار سریع – گاهی با سرعتی بیش از ۳۲۰ کیلومتر بر ساعت – معرفی می‌کنیم که از غرب به شرق حرکت می‌کند.

جریان جتی قطبی (polar jet stream) به‌ندرت کل کره‌ی زمین را به‌طور کامل دور می‌زند، بلکه معمولاً به‌صورت بخش‌هایی به طول حدود ۱۶۰۰ تا ۴۸۰۰ کیلومتر دیده می‌شود. در مقابل، جریان جتی استوایی (tropical jet stream) ضعیف‌تر، در ارتفاع بالاتر و کوتاه‌تر است.

جریان جتی قطبی، شاخص خوبی برای پیش‌بینی وضعیت جوی سطح زمین است. زمانی‌که این جریان به‌صورت صاف و بدون انحنا بر فراز کشورها کشیده شده باشد (مانند بخش اول شکل ۶۸)، معمولاً فعالیت خاصی در سطح زمین رخ نمی‌دهد و هوا در جنوب این جریان (یا شمال آن در نیمکره‌ی جنوبی) عموماً پایدار و مطلوب است.

اما وقتی جریان جتی به‌سمت پایین خم می‌شود (مطابق بخش دوم شکل)، نشان‌دهنده‌ی این است که یک جبهه‌ی هوای سرد (cold front) در راه است و احتمال تشکیل یک سامانه‌ی کم‌فشار (low pressure) نیز وجود دارد. این افت یا انحنا معمولاً چند ساعت تا یک روز پیش از رسیدن جبهه سرد رخ می‌دهد، هرچند اگر جبهه سرد بسیار قدرتمند باشد، ممکن است با جریان جتی هم‌راستا شود و حتی از آن عبور کند.

برای آشنایی بیشتر با جریان‌های جوی، توده‌های هوا و پیش‌بینی دقیق شرایط پروازی، می‌توانید به وب‌سایت تخصصی www.zatacro.com مراجعه کنید. این مرجع معتبر، آموزش‌های علمی-کاربردی حوزه‌ی هواشناسی پرواز را با تمرکز بر پاراگلایدر در اختیار خلبانان پاراگلایدر قرار می‌دهد.

بادهای هدایت‌کننده و الگوهای فشاری

حتی زمانی‌که جریان جتی (jet stream) مشخصی وجود ندارد، بادهای بالایی جو (upper winds) که به آن‌ها بادهای هدایت‌کننده (steering winds) نیز گفته می‌شود، نقش مهمی در تعیین مسیر حرکت سامانه‌های پرفشار و کم‌فشار و به‌تبع آن جبهه‌های هوا ایفا می‌کنند.

همان‌طور که پیش‌تر دیدیم، معمولاً یک سامانه کم‌فشار (low pressure) در زیر بخش بالارونده‌ی بادهای بالایی که به سمت قطب حرکت می‌کنند تشکیل می‌شود. سپس این کم‌فشار در زیر همان جریان، به‌آرامی حرکت کرده و نهایتاً در بخش‌های شمال‌شرقی قاره‌ها در نیم‌کره شمالی (و جنوب‌شرقی در نیم‌کره جنوبی) ثابت یا تحلیل می‌رود.

سامانه‌های پرفشار (high pressure) نیز تحت تأثیر همین بادهای هدایت‌کننده هستند، اما معمولاً مسیر جنوب‌شرقی در نیم‌کره شمالی و شمال‌شرقی در نیم‌کره جنوبی را طی می‌کنند. این الگوها در شکل ۶۹ برای فصل تابستان و زمستان نمایش داده شده‌اند.

با توجه به تغییرات فصلی بادهای هدایت‌کننده، در برخی زمان‌ها ممکن است این بادها در مناطقی خاص از زمین غایب باشند. این مسئله موجب می‌شود یک الگوی فشاری خاص به‌صورت پایدار برای چند روز یا حتی هفته‌ها در منطقه باقی بماند.

برای نمونه، در تابستان نیم‌کره شمالی که جریان جتی به سمت شمال جابه‌جا می‌شود، یک سامانه پرفشار پایدار به‌نام پرفشار برمودا (Bermuda High) در نزدیکی سواحل فلوریدا شکل می‌گیرد. این سامانه به‌طور مداوم هوای گرم و مرطوب را به جنوب‌شرقی ایالات متحده پمپاژ می‌کند. در همین فصل، سامانه‌ای مشابه به‌نام پرفشار آزور (Azores High) در نزدیکی سواحل پرتغال شکل گرفته و باعث جریان مداوم هوای گرم به اسپانیا و اروپای غربی می‌شود که به گرم شدن سواحل معروف این مناطق کمک می‌کند.

علاوه بر این دو سامانه‌ی مشهور، تابستان نیم‌کره شمالی همچنین شامل الگوهای فشاری زیر است:

• پرفشار اقیانوس آرام (Pacific High)

• کم‌فشار کالیفرنیا (California Low)

• کم‌فشار حرارتی خاورمیانه (Mid-East Heat Low)

در مقابل، زمستان شاهد سامانه‌های زیر هستیم:

• پرفشار کانادا (Canadian High)

• پرفشار سیبری (Siberian High)

• کم‌فشار ایسلند (Icelandic Low)

این شناخت از الگوهای فشاری و هدایت بادها برای خلبانان پاراگلایدر بسیار ارزشمند است؛ چرا که تغییرات فشاری و موقعیت جبهه‌ها مستقیماً بر ایمنی، مسیر و کیفیت پرواز با پاراگلایدر تأثیر می‌گذارد.

هواشناسی مناطق گرمسیری

در عرض‌های جغرافیایی پایین‌تر از حدود ۲۰ درجه، اثر نیروی کوریولیس به‌شدت کاهش می‌یابد. در این مناطق، بادها دیگر موازی با خطوط هم‌فشار (isobar) حرکت نمی‌کنند، بلکه با زاویه‌هایی رو به افزایش از آن‌ها عبور می‌کنند؛ حتی در ارتفاعات بالا. نزدیک خط استوا، جریان هوا تقریباً عمود بر خطوط هم‌فشار است. به‌علاوه، جبهه‌ها و سیستم‌های بزرگ فشار به‌ندرت به مناطق گرمسیری راه پیدا می‌کنند، اما پدیده‌های روزانه، تغییرات فصلی، امواج کوچک‌مقیاس و طوفان‌های گرمسیری (tropical cyclones) نقش مهمی در شکل‌گیری وضعیت هوا دارند.

پدیده‌های روزانه (Diurnal effects)

منظور از پدیده‌های روزانه، تغییراتی است که به‌طور منظم و روزانه بر اثر تابش خورشید اتفاق می‌افتد. این تغییرات در مناطق استوایی که تابش خورشید شدید است، می‌تواند منبع اصلی ایجاد باد و ناپایداری‌های جوی باشد. در این مناطق، بر فراز مناطق خشک و کم‌گیاه، کم‌فشارهای حرارتی شکل می‌گیرند، در حالی‌که بالای مناطق خنک‌تر مانند دریاچه‌ها یا جنگل‌ها، فشار نسبی بالاتری برقرار است. پستی‌بلندی‌های زمین مانند کوه‌ها نیز جریان‌های محلی را دچار تغییر می‌کنند. نکته مهم این است که در مناطق گرمسیری، الگوهای جوی در فصل خاصی از سال، تکرارپذیر و نسبتاً پایدار هستند.

یکی دیگر از پدیده‌های روزانه، جزر و مد جوی (atmospheric tides) است. همان‌طور که آب اقیانوس‌ها بالا و پایین می‌رود، جو زمین نیز چنین رفتاری دارد. این نوسان باعث تغییر فشار سطحی تا حدود ۲ تا ۳ میلی‌بار می‌شود. اگر ظهر محلی را زمانی در نظر بگیریم که خورشید در بالاترین نقطه آسمان قرار دارد، دو زمان اوج فشار در ساعت ۱۰:۰۰ و ۲۲:۰۰ اتفاق می‌افتد، و دو زمان کاهش فشار در ساعت ۴:۰۰ و ۱۶:۰۰ مشاهده می‌شود. این امواج فشار از شرق به غرب حرکت می‌کنند و می‌توانند مسیر باد را تغییر دهند.

تغییرات فصلی در مناطق گرمسیری

تغییرات فصلی در این نواحی نیز به‌واسطه انحراف محور زمین اتفاق می‌افتد و باعث جابه‌جایی شمالی-جنوبی منطقه همگرایی بین‌حاره‌ای (ITCZ) می‌شود. در تصویر ۷۰، موقعیت معمول این ناحیه در ماه‌های ژانویه و ژوئیه نمایش داده شده است. در این منطقه، بادهای شرقی از هر دو نیم‌کره به سمت مرکز گرمایش تجمع می‌کنند و باعث ایجاد کم‌فشارهای استوایی می‌شوند. وقتی این بادها از روی اقیانوس عبور می‌کنند، رطوبت زیادی را به مناطق ساحلی منتقل کرده و فصل بارندگی را پدید می‌آورند.

آب‌ وهوای جزایر

خیلی از ما رؤیای زندگی در یک جزیره گرمسیری را در سر داریم؛ جزیره‌ای با نسیم‌های آرام اقیانوسی، آب‌های فیروزه‌ای شفاف و طبیعتی آرامش‌بخش. اما واقعیت این است که شرایط پروازی در این جزایر همیشه ایده‌آل نیست، به‌ویژه برای خلبانان پاراگلایدر که به پایداری هوا وابسته‌اند.

جزیره‌هایی که در مسیر بادهای تجاری (trade winds) یا بادهای غربی اقیانوس آرام (Pacific westerlies) قرار دارند – مانند هاوایی – از نعمت بادهای ثابت، روان و قابل پیش‌بینی بهره‌مندند که برای پروازهای soaring بسیار مناسب هستند. اما در مورد بسیاری از جزایر دیگر، هر کدام از آن‌ها مانند یک سیستم کوچک هواشناسی مستقل عمل می‌کنند.

جزایر به دلیل محاصره شدن توسط هوای گرم و مرطوب، هرگز دچار کمبود رطوبت نمی‌شوند. در طول روز، وقتی سطح جزیره گرم می‌شود، یک کم‌فشار حرارتی محلی ایجاد می‌شود که باعث مکش هوا از اطراف شده و جریان هوا از همه جهات به مرکز جزیره می‌رسد. این هوا بالا رفته، ابر تشکیل می‌دهد و ممکن است به حدی رشد کند که به ابرهای کومولونیمبوس تبدیل شود و در نتیجه رگبار شدید بعدازظهر رخ دهد.

در واقع، یک جزیره مانند یک کوه کوچک رفتار می‌کند و ابر کلاهک (cap cloud) تشکیل می‌دهد. اما بر خلاف کوه‌های قاره‌ای، برای تشکیل ابر، ارتفاع زیادی لازم نیست، زیرا رطوبت به مقدار زیاد در دسترس است. اگر جزیره‌ای کوهستانی باشد، این فرآیند سریع‌تر رخ می‌دهد و معمولاً از اوایل بعدازظهر با پوشش ابری مواجه می‌شوید. شکل ۷۲، وضعیت یک جزیره را در شرایط آرام و بادی بعدازظهر نشان می‌دهد.

اگر قصد پرواز با پاراگلایدر در جزایر کوهستانی گرمسیری را دارید، حتماً برنامه پروازی خود را به ساعات اولیه صبح موکول کنید، چرا که با گذشت زمان، ناپایداری‌های همرفتی افزایش می‌یابد و شرایط پرواز ایمن کاهش می‌یابد.

سایر جزایر بزرگ خارج از مناطق استوایی

برخی جزایر بزرگ‌تر که در خارج از مناطق گرمسیری قرار دارند، مانند جزیره ونکوور، لانگ آیلند، آزور، ایرلند و ژاپن، الگوهای متفاوتی از باد دارند. در این جزایر، نسیم‌های دریا (sea breeze) در امتداد سواحل نقش اصلی را ایفا می‌کنند و با جریان‌های بومی محلی و نیز الگوهای بزرگ‌مقیاس باد ترکیب می‌شوند. در فصل‌های بعدی، به بررسی دقیق‌تر این بادهای ساحلی خواهیم پرداخت.

خلاصه فصل: درک کلی از هواشناسی عمومی

جو متغیر، پویا و جوشان اطراف ما، یک سیال پیچیده است که با ریتم منظم خورشید و نیروی گرانش به حرکت درمی‌آید. برای درک کامل رفتارهای آن، باید از نمای کلی شروع کنیم، به بررسی جزئیات محلی برسیم، و سپس دوباره همه‌چیز را به مقیاس بزرگ‌تر بازگردانیم.

درک کامل از علم هواشناسی حاصل یک عمر مطالعه و تجربه است. اما خلبان پاراگلایدر می‌تواند با تسلط بر مفاهیم پایه و مشاهده مداوم شرایط پروازی، به درک عملی و دقیق‌تری از آسمان و پیش‌بینی‌های آن دست پیدا کند. تجربه پرواز، در کنار دانش پایه، مهم‌ترین دارایی یک خلبان پاراگلایدر برای ارتقاء مهارت‌های پروازی است.

مفاهیم بنیادین عبارت‌اند از:

• گرمایش خورشیدی باعث ایجاد گردش جهانی هوا می‌شود، که این جریان‌ها توسط اثر کوریولیس (Coriolis) تغییر مسیر داده و توسط گرانش محدود می‌شوند.

• این گردش، توزیع دما و فشار را در سطح زمین برهم می‌زند و باعث شکل‌گیری امواج هوای سرد قطبی و هوای گرم استوایی می‌شود که همواره در تلاشند تا تعادل جدیدی برقرار کنند.

• لبه‌های پیشروی این امواج، جبهه‌ها (fronts) هستند که ساختار، هویت و شرایط جوی خاص خود را دارند.

• بادها بر اساس اختلاف فشار در فاصله‌ای مشخص ایجاد می‌شوند. به این اختلاف، شیب فشار (pressure gradient) می‌گویند.

• در ارتفاعات بالا، الگوهای فشاری بزرگ‌مقیاس، یکنواخت‌تر و کم‌جزئیات‌تر هستند که باعث ایجاد بادهای قوی‌تری می‌شوند که تقریباً موازی با خطوط ایزوبار (isobars) می‌وزند.

• در سطح زمین، به‌دلیل اصطکاک، بادها به‌جای حرکت موازی با ایزوبار، با زاویه‌ای کمتر از ۴۵ درجه از آن‌ها عبور می‌کنند. این موضوع به خلبان پاراگلایدر امکان می‌دهد تا با مشاهده نقشه‌های سطحی، جهت و شدت باد را در سطوح مختلف پیش‌بینی کند.

با ترکیب این دانش با اطلاعات مربوط به حرکت جبهه‌ها، سیستم‌های پرفشار و کم‌فشار و اختلالات ثانویه، خلبان می‌تواند با دقت خوبی، وضعیت پروازی یک یا دو روز آینده را پیش‌بینی کند؛ همان‌طور که معمولاً ایستگاه‌های هواشناسی نیز بیشتر از این، ضمانتی ارائه نمی‌دهند.