تشکیل ابر

از آن جایی که پایداری جو در کنترل چگونگی صعود یک بسته هوا نقش مهمی را دارد، می تواند در تشکیل و گسترش ابرها

و پیش بینی رفتار آن ها موثر باشد. این مساله در سه روش زیر دسته بندی می شود:

1.      همرفت یا جابجایی: یک جریان همرفتی که در سطح شکل می گیرد، صعود کرده و تا زمانی که از محیط اطراف خود گرمتر است به این صعود به صورت بی دررو ادامه می دهد. (شکل 5-16). اگر بسته هوا در طول صعود خود اشباع شود، با آهنگ SALR(آهنگ کاهش دمای بی درروی اشباع) سرد خواهد شد. بخار آب متراکم شده در این جریان، قطره های آبی را تشکیل می دهند که به شکل توده های ابر قابل مشاهده اند. قاعده ی ابرها در ارتفاعی که در آن تراکم شروع می شود قرار دارد. این ارتفاعی است که جریان همرفتی در آن با آهنگ SALR شروع به خنک شدن می کند. ابعاد قاعده این ابرها، حاکی از ابعاد جریان همرفتی است؛ در حالی که ارتفاع ابر بستگی به ارتفاعی دارد که جریان تا آن ارتفاع صعود می کند. در این شرایط هوای بالای سطح مطلقا ناپایدار است یعنی: ELR>DALR>SALR. این شرایط را ابر دررو می نامند که حاصل گرم شدن هوا توسط سطح گرم زمین است.

شکل 5-16: نمایش همرفت، ابر کومه ای هوای مناسب

ابر کومه ای شکل ممکن است به صورت های "کومه ای هوای مناسب" با ارتفاعی محدود(شکل 5-16)،  کومه ای برجی (شکل 5-17) و یا کومه ای بارا (شکل 5-18) باشد. تضادی مشخص  بین دو نوع اول با کومه ای بارا وجود دارد و آن این که در دو نوع اول مرز خارجی ابرها کاملا مشخص است، در حالی که در مورد آخر این مرز نامشخص بوده و تنها در بالای ابر به صورت صاف و مستقیم است.

شکل 5-18: نمایش همرفت، ابر کومه ای بارا

یک مرز مشخص نشان دهنده این است که ابر از قطرات سرد آب تشکیل شده است، که در لبه خارجی ابر این قطرات در هوای غیراشباع تبخیر می گردند. انرژی مورد نیاز برای تبخیر باعث کاهش دمای هوا شده و در نتیجه این هوا چگالی تر می شود و با نزول خود باعث مشخص شدن بهتر لبه خارجی ابر می شود.

ابر کومه ای بارا اغلب به صورت کومه ای برجی شکل شروع به رشد می کند و محو شدن لبه خارجی آن ناشی از تبدیل ابر به بلورهای یخ است. شکل سندان در قسمت بالای کومه ای بارا زمانی ایجاد می شود که بلورها سعی در نفوذ به هوای اطراف که در آن عمل تصعید به صورت آهسته انجام می گیرد، کنند(شکل 5-19و 5-20و5-21)

شکل 5-21: ابر کومه ای بارا شکل گرفته از ابرشکل 5-20 پس از 40 دقیقه

اگر وارونگی سطوح فوقانی وجود داشته باشد آنگاه گسترش ابر کومه ای در راستای قائم در این ارتفاع متوقف می شود؛ ولی ممکن است به صورت افقی گسترش یافته و بسته به ارتفاعی که وارونگی در آن اتفاق افتاده است، تشکیل ابرهایی از نوع پوشن کومه ای یا فراز کومه ای را بدهد (شکل 5-23).

رشد ابرهای کومه ای به جریان همرفتی از سطح بستگی دارد. در مفهوم بسته هوا فرض بر این است که جریان ها در مدت صعود با هوای اطراف مخلوط نمی شوند، در حالی که این نمی تواند به طور کامل صحیح باشد زیرا هوای محیط طی جریانی که درون آمیختگی نامیده می شود، با جریان های همرفتی آمیزش می یابد. این فرآیند تمایل به جلوگیری از رسیدن جریان های اولیه به سطح تراکم را دارد، ولی هوای محیطی را که جریان های پی در پی از آن صعود می کند تعدیل نموده اجازه می دهد که این جریان ها به ارتفاعات بالاتری راه پیدا کنند.

شکل 5-23: ابرهای کومه ای و پوشن کومه  ای

تغییرات سرعت و جهت باد با ارتفاع که به «چینش قائم باد» موسوم است نیز ممکن است بر شکل ابرهای نوع کومه ای تاثیر بگذارد و باعث شود که با افزایش ارتفاع به صورت خیلی پیش رونده و یا عقب مانده ظاهر شوند. گاه جریان های همرفتی ممکن است تولید ابرهایی به شکل قیف که به «گردباد دریایی» معروفند، بکنند و برای مدتی تا نیم ساعت باقی بمانند(شکل 5-24). یک گردباد دریایی در قاعده یک ابر کومه ای بارا شروع به رشد نموده و تا سطح پایین می آید و ممکن است تا حد زیادی توسط چینش قائم باد خمیده شود. قطر این گردباد ممکن است از چند متر تا چند صد متر متغیر باشد. در داخل این منطقه دریا حالت کاملا متلاطمی را خواهد داشت.

2.     ابر کوهزاد: هوایی که در سطح زمین در حال حرکت است، به صعود بر روی تپه و یا کوهی که در سر راهش قرار گرفته وادار می شود؛ ابری را که در چنین شرایطی تشکیل می شود کوهزاد می نامند. این اتفاق در شرایط پایدار صورت می گیرد(شکل 5-25)

این ابر تشکیل شده ممکن است از نوع پوشن و یا بارا پوشن با قاعده ای در سطح تراکم و ارتفاعی که بستگی به ارتفاع مانع دارد باشد(شکل 5-26). رومیزی مثال شناخته شده خوبی از یک ابر پوشن است که در سمت باد «کوه میزی شکل» در افریقای جنوبی تشکیل می شود.

بسته به چگونگی تغییرات دما، جهت و سرعت باد با ارتفاع، یک حرکت موجی شکل ممکن است در قسمت پشت باد برای یک مانع فیزیکی مانند کوه اتفاق بیفتد. این شرایط را می توان با حضور ابرهای عدسی شکل که نشان دهنده محلی است که هوا در زیادی در پشت باد (پشت مانع) قابل دیدن است. در یک جو ناپایدار شرایط کوه نقش مهمی در وادار کردن هوای غیراشباع به صعودی دارد (شکل 5-28). بسته هوا به صورت بی دررو سرد شده و اشباع می شود؛ سپس به صعود اجباری خود ادامه داده و دمای آن که با SALR کاهش می یابد، در نهایت به بسته هوا تا رسیدن به دمای محیط به صورت غیرقابل پیش بینی بالا رود. در این شرایط ابرهای کومه ای و یا کومه ای بارا را تشکیل می شوند.

3.     آشفتگی (تلاطم): آشفتگی می تواند از طریق جابجایی و پخش یکنواخت بخار آب و تاثیر بر ELR در لایه آشفته باعث شکل گرفتن ابر شود. در بالای ارتفاعی معین در یک لایه آشفته تراکم صورت گرفته، پوشن و یا پوشن کومه ای شکل می گیرند(شکل5-29(. بنابراین آشفتگی فرآیند دیگری است که می تواند هوا را در یک جو پایدار وادار به صعود بنماید. اگرچه این جریان در محدوده ارتفاع معینی عمل می کند، ولی سطح افقی پوشیده شده از ابر اغلب بر روی خشکی و دریا بسیار گسترده است. در خاتمه باید یادآور شد که ابرها می توانند در اثر حرکت قائم بزرگ مقیاس جو در یک منطقه جبهه ای حاصل شوند.

مرکز یادگیری سایت تبیان - تهیه : فاطمه گودرزی