جغرافیا علمی برای توسعه
هر آرزویی داریم، به اندازه اش تلاش کنیم ...
گردباد :
گردباد یا تورناد و توفان باد شدیدی است که به عنوان یک حلقه در حال چرخش معرفی شده است. کلمه تورناد و از زبان اسپانیایی و یا زبان پرتغالی گرفته شده است. کلمه ی تورنر هم به معنای چرخیدن است . این پدیده شگفت انگیز در هوا به طور ناگهانی سراسر دنیا ظاهر می شود، گرچه معمولاً در نواحی از آمریکا، خاور دور و آمریکای شمالی اتفاق می افتد.
تشکیل گرد باد :
گردباد 4 همراه چندین توفان توسعه می یابند، به طوری لایه ای از هوای سرد به زیر هوای گرم می رود و این عمل باعث صعود هوای گرم می شود، گردبادهای روی آب یا گردبادهای دریایی غالباً در نبود انتقال گرما و یا در دماهای مختلف مشاهده، می شوند. صدمات وارده از یک گردباد در نتیجه سرعت بالای باد می باشد. فصل گردباد ها در آمریکای شمالی ماه مارس و اوت است، گردبادها می توانند چندین بار در سال رخ بدهند. آنها معمولاً در بعد از ظهر و عصر ها اتفاق می افتند. بالای هشتاد در صد از گردبادها میان ظهر تا نیمه شب رخ می دهند.
در کانادا به طور متوسط از 80 گردبادی که سالیانه رخ می دهد، 2 کشته، 20 زخمی و باعث دهها میلیون دلار کانادایی خسارت می شود.
به طور میانگین در آمریکا از 000/100 تندراسترم سالیانه، 1000 گرد باد و تقریباً 50 کشته در هر گردباد بوده است. لیست مردگان گردباد آمریکا در 18 مارس 1925 میلادی که از جنوب هند، مسیوری شروع شده بود، در حدود 695 نفر بود. بیش از 6 گردباد در روز ملاحظه شده است.
مشخصات گردباد :
هیچ دو گردبادی دقیقاً شبیه هم نیستند و هیچ یک از گردباد ها دقیقاً مثل هم عمل نمی کنند. پیش بینی دقیق وقوع یک گردباد در یک زمان خاص تقریباً غیر ممکن است.
ممکن است دو گردباد دقیقاً شبیه هم نباشند، ولی آنها برای دسته بندی شدن در گروه گردبادها دارای مشخصات یکسانی هستند. یک گردباد از چرخش باد به دور محور مشخص ایجاد می شود. یک تندراستوم هم می تواند بچرخد، اما به این معنی نیست که آن یک گردباد می باشد. بنا به گفته بومیان کانادا، کشته شدگان یک گردباد 000/000/12 نفر بودند. خسارت وارده از گردباد بالغ بر میلیون ها دلار است.
ایجاد آگاهی و امنیت در مقابل گرد باد :
پس از گردباد بلافاصله از رادیو و رسانه جنوبی وقوع حادثه پخش می شود. وقتی که اطلاعیه ای راجع به گردباد داده می شود انجمن های عمومی توصیه به رفتن به پناهگاه می کند، پیش از ساختمان سازی توصیه به ایجاد یک پناهگاه در یک اتاق یا راهرو و یا حتی زیرزمین شده است. تا در هنگام وقوع یک گردباد بتوانیم زیر یک درگاهی برویم. گرچه ساختمان های سست مثل mobile home هیچ استحکامی در مقابل گردبادهای قوی ندارند، به افراد ساکن این گونه ساختمانها پیشنهاد ترک آنجا داده می شود.
وسایل نقلیه در هنگام یک گردباد خطرناک هستند، هنگام وقوع یک گردباد، ایجاد ترافیک سنگینی می شود و ممکن است افراد قادر به رانندگی خارج از مسیر باشند در غیر این صورت، بهتر است که هر چه زودتر وسیله نقلیه خود را ترک کنند و خود را به امن ترین جای ممکن برسانند، تحت هیچ شرایطی نباید شما در وسیله نقلیه بمانید، چون وسیله نقلیه به راحتی به وسیله بادهای شدید به اطراف پرت می شود. تعدادی از مردم زیر یک پل هوایی پناه می گیرند، اما توجه به ایمنی آنجا نمی کنند، پل ها تنوع زیادی در ساختمان ها دارند ولی تعداد انبوهی از آنها در مقابل اینگونه حوادث مقاوم نیستند.
Hurricane :
Hurricane به آن گردبادهایی گفته می شود که بر فراز اقیانوس ها و دریاهای مناطق حاره ای به سرعتی معادل 118 کیلومتر در ساعت یا بیش از آن می رسند. این گردبادها معمولاً در فاصله زمانی ماه مه تا دسامبر به وجود می آیند اما دوره رسمی به وجود آنها از اول ماه ژوئن تا سی ام دسامبر است. اینگونه گردبادها ممکن است تا دو هفته دوام داشته باشند و سطوح گسترده ای تا حد صد کیلومتر مربع را ویران سازند.
چنین توفان های استوایی بیش از آنکه می توان متصور شد، پرقدرت و به همان نسبت بزرگ هستند، گاهی اوقات قطر یک توفان  Hurricane می گویند که از زبان سرخپوستان آمریکا منشأ می گیرد و به معنای «خدای باد» یا «خدای طوفان» است.
مهمترین علل ایجاد کننده طوفان :
1)        باد
2)        گرم شدن زمین
باد :
جریان پیدا کردن هوا بر روی سطح کره زمین را باد می گویند. تغییرات درجه حرارت در ستونهای هوای بالا ی محلهای مختلف علت اصلی این جریان هوا می باشد. جریان هوا به نوبه خود به وجود آورند، ناحیه هائی با فشارهای جو مختلف است. به منظور همگونی در توزیع فشار، هوا از مناطقی با فشار بالا به طرف مناطقی با فشار پایین تر جریان پیدا می کند.
به عبارت دیگر باد حرکت افقی هوا را می گوئیم که به طور خلاصه آن قسمت از ساز و کار ترمودینامیکی جو است که وظیفه اصلی انتقال گرما، رطوبت و سایر خاصه های هوا را از منطقه ای به منطقه دیگر دارد. این پدیده آینه ای تمام نما از زنجیر فرایندهایی در جوی باشد که متأثر از نیروی گرمایش خورشیدی، روی یک سیاره چرخنده اعمال می گردند. چرخش زمین، کمی عمق جو و انحنای زمین همگی عمیقاً بر حرکت های جوی تأثیر دارند اما همه این حرکت ها به وسیله اعمال نیروهای دینامیکی و فرایندهای ترمودینامیکی، ایجاد، رانده و پشتیبانی می گردند.
و معلومات نظری ما هنوز درباره ی دلایل رفتار ساختار جو، چگونگی الگوهای فشاری، دمایی، رطوبتی، تاوایی، واگرایی، حرکت، انرژی و امثال آن و طوفان دما و توسعه بادهایی که تقریباٌ در دنباله زمانی منظمی مشاهده می نمائیم نا کافی است و بالاخره معلومات کمی درباره ی ساز و کارهای کنترل کننده روی اقلیم وجود دارد.
منشأ بادها :
از شاره ای که تعادل ترمودینامیکی آن به وسیله اعمال نیروی گرمایی به هم بخورد، حرکتی پیدا می کند که این حرکت یا چرخش در تلاش برای رسیدن به تعادل مجدد، در ترازهای بالای آن شاره گرما را از منطقه گرم به منطقه سرد حرکت می دهد، بادها نیز به دلیل گرم شدن غیر مساوی زمین ایجاد می گردند. در واقع تفاوت چگالی در یک تراز افقی می تواند حرکت نماید.
در جو زمین اعمال نیروی گرمایی به دلیل تفاوت تابش خورشیدی انتقال می افتد و حرکت هوا آغاز می گردد که آن را بادی می نامیم. هر محیط شاره ای دیگر مانند اقیانوس ها هم که دارای تفاوت چگالی در صفحه افقی به دلیل به هم خوردن تعادل گرمایی یا دلیل دیگری مانند تغییر رطوبت در راستای افقی در هوا و یا تغییر شوری در راستای افقی در دریا باشد؛
محیط چگال گرای (Baraclinic field) نامیده می شود. چنین محیطی نمی تواند آرام باشد بنابراین یک جو چگال گرای ایجاد باد می نماید و یک اقیانوس چگال گرای ایجاد باد می نمایدو یک اقیانوس چگال گرای جریان تولید می نماید.
الگوی وزش باد :
وزش باد روی زمین نا چرخان پوشیده از آب :
روی زمین نا چرخان پوشیده از اقیانوس، الگوهای باد باید بسیار ساده باشند. جو باید نزدیک استوا گرم شده، و صعود نماید. همانگونه که هوا بالا می رود سرد می گردد، بخار آب متراکم می گردد تا از آن باران ببارد. اکنون هوا خشک و سرد فرونشین، نموده و به موازات زمین به سمت مناطق حاره ای جریان پیدا می کند. جائیکه مجدداً این فرایندها باید تکرار گردد. در چنین زمین باید یک چرخش ساده دو یافته ای وجود داشته باشد. در نیمکره ی شمالی، بادهای سطحی باید از شمال به سمت جنوب بودند و عکس آن باد در نیمکره جنوبی اتفاق بیفتد. چنین الگوی چرخش ساده ای نزدیک استوا اتفاق می افتد. اما با توجه به این که زمین می چرخد، ما باید اثرات آن را روی گردش جوی در نظر داشته باشیم. ما در ابتدا با در نظر گرفتن اثر کوریولیس که از چرخش زمین ناشی می گردد شروع می نمائیم.
اثر چرخش زمین :
چرخش زمین عمیقاً بادها و جریانات را تحت تأثیر قرار می دهد. ما در فعالیت های روزمره مان از این اثر آگاه نیستیم، چنانچه گلوله برفی را پرتاب نمائیم، انتظار داریم مسیری مستقیم را طی نمود. و به هدف مورد نظر ما اصابت نماید چرا که ما به طور معمولی زمین را به صورت یک دستگاه چرخان تجربه کرده ایم و به این ترتیب حرکت آزاد یک شیء می بایستی در خط مستقیم و با سرعت ثابتی حرکت نماید در صورتی که به آن نیروی خارجی وارد نگردد.
بادها با جریاناتی که به صورت آزاد حرکت کرده و در لایه مرزی نیستند، در نیمکره شمالی حرکتشان به سمت راست و در نیمکره جنوبی حرکتشان به سمت چپ منحرف می گردد. این اثر بر اثر کوریولیس (ریاضیدان فرانسوی) معروف شده. وقتی از بالای قطب جنوب به زمین نگاه کنیم به نظر می رسد که زمین یک حرکت ساعتگرد دارد. زمان لازم برای این که یک شی محرک آزاد بتواند یک دوره کاملی را بپیماید بستگی به عرض جغرافیایی دارد.
در قطب حدود دوازده ساعت وقت می گیرد و هر چه به سمت خط استوا نزدیک می شویم این وقت افزایش می یابد. در عرض 30 درجه بیست و چهار ساعت وقت می گیرد تا یک دایره کامل گردد. در استوا، برای اشیائی که در راستای غرب – شرق روی خط استوا حرکت می نمایند، اثر کوریولیس Coriolis effect وجود ندارد چرا که در آنجا اثر چرخش زمین وجود ندارد.
گرادیان فشار و باد :
اختلاف بین فشار جو در دو منطقه مجاور را گرادیان فشار یا شیب ایزو باری می گویند، این مسأله به این معناست که یک نیروی فشاری از منطقه پر فشار به سمت کم فشار به تناسب اختلاف فشاری ایجاد خواهد شد. این نیروی گرادیان فشار سبب حرکت هوا خواهد شد که جهت باد از سمت پر فشار به کم فشار و سرعت جریان هوا به تغییرات فشاری یا فاصله بستگی پیدا خواهند نمود، حرکات عمودی هوا به جریانات هوا مربوط کشته اما در کل جریان افقی هوا را باد می گویند که با ترکیب حرکات قائم وافقی سیستم گردش جو درست خواهد شد. در بالای محوطه کم فشار، هوا همگرا شد، و صعود نموده، حال آنکه در مورد پرفشار کاملاً عکس می گردد.
عواملی که بر سمت و سرعت باد اثر می گذارند :
از آنجایی که باد از عامل گرادیان فشار به وجود می آید نخستین مسئله جهت باد است که خود از نیروی گرادیان فشار منشأمی گیرد و به تدریج که باد روی سطح زمین وزیده می شود جهت باد نیز متأثر از سایر عوامل اصلی شکل می گیرد. بیشتر بادهای سطح زمین به شکل جهت دار به شکل منحنی بوده تا به شکل مستقیم و راست که خود از همین عوامل ناشی می گردد. یکی از این عوامل نیروی انحرافی ناشی از چرخش زمین و حرکت ؟؟؟ هوا نسبت به زمین است که نیروی کوریولیس موسوم می باشد. این نیرو سبب می شود که باد در نیمکره شمالی به سمت راست و در نیمکره جنوبی به سمت چپ منحرف می گردد. این اثر در استوا صفر بوده و هر چه به سمت قطب برویم تأثیر آن بیشتر خواهد بود. به طوریکه در عرض90 درجه بادها کاملاً افقی گردیده و به تناسب سرعت، افقی خواهید وزید که البته نیروی کوریولیس روی سرعت باد اثر ندارد. هنگامیکه سرعت باد شروع به ورزیدن می نماید مرتباً به سمت راست منحرف گردیده (به سمت چپ در نیمکره جنوبی) تا آنجائی که کاملاً به موازات ایزوبارها در آید که در آن صورت در زاویه راست نسبت به نیروی گرادیان فشار خواهد بود. در مجاورت سطح زمین سمت سرعت باد متأثر از نیروی اصطکاک و ناهمواری های سطح زمین خواهد بود اثر نیروی اصطکاک در شرایط مساوی سایر عوامل همانا کاهش سرعت باد می باشد به طوریکه اختلاف بین سرعت باد روی سطح زمین و سطوح فوقانی بیشتر از سرعت باد روی سطوح نا هموار می باشد.
روی آب، باد سطحی تقریباً برابر با باد گرادبان می باشد. مطابق با ارتباط کلی جهت باد با ارتفاع فشاری را قانون بیسبالوت می گویند چنانچه در نیمکره شمالی ؟؟؟ به باد بایستیم در سمت چپ کم فشار و در سمت راست پر فشار خواهد بود و در نیمکره جنوبی بالعکس.
جریانات اقیانوسی :
یک ارتباط بسته بین گردش اولیه جو و جریانات اقیانوسی وجود دارد. به علاوه جریانات اقیانوسی یکی از عوامل کنترل اقلیم و نیز می تواند بسیاری از پدیده های اصلی اقلیمی مانند بعضی از توفان ها را پاسخگو باشد. جریانات اقیانوسی توسط اختلاف دانسیته ای که خود نیز به موجب تغییرات دمای آب و شوری می باشد توسط باد ایجاد می شود. جهت این جریانات از نیروی کوریولیس و اقیانوسی جذب به مرکز اقیانوسی و خطوط ساحلی همانند نیروهای اولیه حرکت تأثیر پذیرند. حرکات در مقیاس بزرگ در اقیانوس توسط بادهای مناسب حاصل گشته که به بادهای قائم جریانات موسوم می باشند. اینها بهترین سبط و توسعه را در یک کمربند بادهای غربی غالب در نیمکره جنوبی را دارند. به طوریکه در نیمکره شمالی گردش در جهت عقربه های ساعت می باشد. در نیمکره جنوبی جهت خلاف عقربه های ساعت می باشد. بیشترین اثر گردش جریانات اقیانوسی همانا محل آبهای سرد به طرف استوا در امتداد حاشیه شرقی اقیانوسی است و نیز آبهای گرم در امتداد حاشیه غربی اقیانوسی به طرف قطب می باشد. در امتداد بعضی سواحل جایی که بادهای غالب در امتداد ساحل می وزند پدیده ای به نام Upwelling حاصل می گردد. هنگامی که آبهای سطحی گرمتر توسط عامل باد به حرکت وا داشته می شوند، آب سردتر از زیر جایگزین گشته و به این ترتیب جریان آب سرد به طرف بالا حرکت وا داشته می شود. در تمام سواحلی که این پدیده اتفاق می افتد نیروی کوریولیس جهت جریانات را از طرف ساحل می چرخاند.


 

گرم شدن زمین و طوفان ها
قوی ترین طوفان های امروزی بواسطه طوفان های شدید ؟؟؟ بعد چندان برجسته نیستند زیرا آب و هوای زمین به خاطر گازهای گلخانه ای اتمسفر مدام در حال گرم شدن است. اگر چه در حال حاضر نمی توانیم بگوئیم آیا در آینده با گرم شدن زمین طوفان های کمتر یا بیشتری رخ می دهند یا نه، ولی مطمئناً توفان هایی که در اواخر قرن بیست و یکم رخ می دهند قوی تر خواهند بود و در مقایسه با حالا باران های سیل آساتری را خواهد ایجاد کرد. این پیش بینی به اساس ؟؟؟ پیش بینی شده انرژی است که به خاطر افزایش دمای سطح آب نواحی استوائی، در دسترس طوفان ها قرار می گیرد.
خطاهای مشاهده ای جدید
اخیراً دو تحقیق چاپ شده است که نشان می دهند شدت های طوفان طی دهه های اخیر افزایش یافته است زیرا اقیانوس های نواحی استوائی گرم تر شده اند. اما نوئل (2005) گزارش کرده است که مقیاس قدرت سیکلون های نواحی استوایی دوبرابر آن است که در سال 1950 بوده است. و بیشتر این افزایش به سی سال گذشته مربوط می شود. طبق نظریه امانوئل، افزایش شدت و فول سیکلون های استوائی در این افزایش دخیل بوده است. شاخص ؟؟؟ نیروی اما نوئل (PPI) رابطه صمیمی با دمای سطح دما دارد، که طی معین دوره افزایش چشمگیری یافته است. در یک ؟؟؟ دیگر، (2005) Webster گزارش کرده است که تعداد طوفان های گروه 4 و 5 طی سه دهه گذشته به تدریج دو برابر شده است. اگر چه آنالیز این محقق در دوره کوتاهتری نسبت به آنالیز امانوئل انجام شده است، ولی نتایج آن نشان می دهد که افزایش محسوس در هر شش سبد طوفان نواحی استوایی رخ داده است.
درجه و کیفیت یکنواختی یافته های شدت طوفان موضوعی است که در میان دانشمندان مباحثی را مطرح کرده است.
شایان ذکر است که شدت افزایش شدت طوفان ها در مطالعات امانوئل بیشتر از آنی است که ما در پروژه های خود محاسبه کردیم. ما نتوانستیم این تفاوت های واضح را که در شدت سیکلون های استوایی می شود بودند توجیه کنیم. به نظر ما این تناقص ها ناشی از سه منبع هستند
(1)   محاسبه انحراق آمیز شدت طوفان (2) محاسبه ضعیف مدل ها
(3) و تأثیر متغیرهای محیطی مثل دما و رطوبت اتمسفر
همه ی این مطالعات به علاوه ی مطالعات اخیرها نشان می دهند که پایداری اتمسفر در شرایط co2 در بالا تأثیر تنظیم کننده دارد نه این که باعث افزایش دمای سطح دریا می شود.
در یک مطالعات پیگیرانه، که در ژدرنال هواشناسی ژوئل سال 2001 چاپ شده است دانشمندان NOAA  به نام های Knutson و Tuleyn سعی کردند به وسیله مدل طوفان و یک مدل اقیانوسی شدت طوفان و شدت گرم شدن را بهم ربط دهند.


 

 
 
گرم شدن زمین و طوفان ها
قوی ترین طوفان های امروزی بواسطه طوفان های شدید ؟؟؟ بعد چندان برجسته نیستند زیرا آب و هوای زمین به خاطر گازهای گلخانه ای اتمسفر مدام در حال گرم شدن است. اگر چه در حال حاضر نمی توانیم بگوئیم آیا در آینده با گرم شدن زمین طوفان های کمتر یا بیشتری رخ می دهند یا نه، ولی مطمئناً توفان هایی که در اواخر قرن بیست و یکم رخ می دهند قوی تر خواهند بود و در مقایسه با حالا باران های سیل آساتری را خواهد ایجاد کرد. این پیش بینی به اساس ؟؟؟ پیش بینی شده انرژی است که به خاطر افزایش دمای سطح آب نواحی استوائی، در دسترس طوفان ها قرار می گیرد.
خطاهای مشاهده ای جدید
اخیراً دو تحقیق چاپ شده است که نشان می دهند شدت های طوفان طی دهه های اخیر افزایش یافته است زیرا اقیانوس های نواحی استوائی گرم تر شده اند. اما نوئل (2005) گزارش کرده است که مقیاس قدرت سیکلون های نواحی استوایی دوبرابر آن است که در سال 1950 بوده است. و بیشتر این افزایش به سی سال گذشته مربوط می شود. طبق نظریه امانوئل، افزایش شدت و فول سیکلون های استوائی در این افزایش دخیل بوده است. شاخص ؟؟؟ نیروی اما نوئل (PPI) رابطه صمیمی با دمای سطح دما دارد، که طی معین دوره افزایش چشمگیری یافته است. در یک ؟؟؟ دیگر، (2005) Webster گزارش کرده است که تعداد طوفان های گروه 4 و 5 طی سه دهه گذشته به تدریج دو برابر شده است. اگر چه آنالیز این محقق در دوره کوتاهتری نسبت به آنالیز امانوئل انجام شده است، ولی نتایج آن نشان می دهد که افزایش محسوس در هر شش سبد طوفان نواحی استوایی رخ داده است.
درجه و کیفیت یکنواختی یافته های شدت طوفان موضوعی است که در میان دانشمندان مباحثی را مطرح کرده است.
شایان ذکر است که شدت افزایش شدت طوفان ها در مطالعات امانوئل بیشتر از آنی است که ما در پروژه های خود محاسبه کردیم. ما نتوانستیم این تفاوت های واضح را که در شدت سیکلون های استوایی می شود بودند توجیه کنیم. به نظر ما این تناقص ها ناشی از سه منبع هستند
(1)   محاسبه انحراق آمیز شدت طوفان (2) محاسبه ضعیف مدل ها
(3) و تأثیر متغیرهای محیطی مثل دما و رطوبت اتمسفر
همه ی این مطالعات به علاوه ی مطالعات اخیرها نشان می دهند که پایداری اتمسفر در شرایط co2 در بالا تأثیر تنظیم کننده دارد نه این که باعث افزایش دمای سطح دریا می شود.
در یک مطالعات پیگیرانه، که در ژدرنال هواشناسی ژوئل سال 2001 چاپ شده است دانشمندان NOAA  به نام های Knutson و Tuleyn سعی کردند به وسیله مدل طوفان و یک مدل اقیانوسی شدت طوفان و شدت گرم شدن را بهم ربط دهند.


 

انواع طوفان :
1)     طوفان های رعد و برق
2)     طوفان های تگرگ
3)     طوفان های شن
ـ طوفان رعد و برق :
ساختار توفان های رعد و برق Thunderstorm
پدیده الکتریکی در جو پدیده های مرئی و شنیدنی از الکتریسیته جو می باشد. بنابراین توفان رعد و برق یک پدیده الکتریکی جوی است که هواشناسی این پدیده را ناشی از تخلیه های الکتریکی ناگهانی می داند که توسط جرقه نورانی با صدای غرش کننده تندر ظاهر می شود تندر Thunder یا رعد صدائی است که بر اثر تخلیه الکتریکی ایجاد می شود. چون سرعت نور خیلی بیشتر از سرعت صوت است (سرعت صوت  ولی سرعت نور  ) بنابراین صدایی که در یک توفان تندری شنیده می شود نسبت به نوریکه در ابتدا مشاهده می گردد تاخیر قابل ملاحظه ای دارد بادهای خیلی قوی و بارانهای سیل آسا و رعد و برق همگی دلالت بر وجود مقدار زیادی انرژی است که هنگام رعد و برق مخرب صرف می شود این انرژی از آزاد شدن گرمان نهان که موقع تراکم بخار آب وارد جو شده است بدست میاید. اصولاً توفان رعد و برق اغلب با بارندگی همراه است که به صورت رگبار باران و یا رگبار برف و گلوله های یخی و احیاناً تگرگ است که به سطح زمین می رسد جرقه الکتریکی و یا تخلیه زمانی بوقوع می پیوندند که اختلاف پتانسیل الکتریکی بین دو نقطه مجزا از هوا به مقدار خیلی زیادی برسد. اختلاف پتانسیل بین دو نقطه در ابرها زمانی گسترش می یابد که بارهای الکتریکی مثبت و منفی جدا از هم جدا می شوند. خارجی ترین سطح قطرات آب را بارهای الکتریکی مثبت جمع می گردد و بطور کلی مناطق بالای ابر دارای بار الکتریکی مثبت هستند و تمرکز بارهای الکتریکی منفی ذرات در ناحیه مرکزی ابر می باشد و ضمناً تخلیه الکتریکی ممکن است به راههای مختلفی صورت پذیرد. تخلیه بین دو ابر، دو نقطه یک ابر و یا احیاناً تخلیه بین ابر و هوا صورت گیرد و چنانچه تخلیه بین ابر و زمین حادث گردد صاعقه نامیده می شود.
شرایط شکل گیری توفان رعد و برق
حد نهایی همرفت نشانه ای از ناپایداری شدید در جو می باشد که همراه با ابرهای کومه ای بارا بوده و طبق تعریف یک توفان محلی است. هوای مرطوب باید در عمق قابل ملاحظه ای از اتمسفر وجود داشته باشد.
آهنگ کاهش دما باید تا ارتفاع از بی در رو اشباع بزرگتر باشد و یک مکانیزم بالا برنده قوی لازم است که بتواند هوا را تا سطح بالا صعود دهد همانطوریکه ابر کومه ای توسعه می یابد هوا را از طرف وارد شده و اگر رطوبت هوا کم باشد ممکن است ذرات ابر سریعاً تبخیر شده و مانع ازرشد ابر ناپایدار شوند.
ارتفاع ابرهای کومولونیمبوس اغلب در نواحی استوایی و حاره ای نسبت به سایر مناطق بیشتر است دلیل ارتفاع KM16 یا بیشتر غیر عادی نیست در مناطق حاره دما در سطح تراکم بالاتر است و در نتیجه هوا حاوی مقدار تخار آب بیشتری است بنابراین عمل تراکم مقادیر بیشتر گرمای نهان آزاد می کند و به همین دلیل توفان های رعد و برق شدید در این نواحی رخ می دهد.
انواع توفان های رعد و برق
اصولاً توفان های رعد و برق دو نوع هستند :
1-   توفان های تندری هوا Air mass Thunderstorm
2-   توفان های تندری شدید (جبهه ای) Sever Thunderstorm
همانگونه که قبلاً اشاره گردید توفان های رعد و برق (تندری) در وضعیت های مختلفی ممکن است اتفاق بیفتد و از شرایط لازم یکی آنکه هوای مرطوب در عمق قابل ملاحظه ای از جو وجود داشته باشد و جوی نا پایدار تا ارتفاع زیاد و مکانیزم بالا برنده قوی لازم است تا هوا به زور به سطوح فوقانی برده شود و بطور معمول توفان های تندری توده هوا پراکنده بود و می توانند تا حدودی جلوگیری بشوند ولیکن توفان های تندری شدید اغلب به صورت یک خط پیوسته تا چند کیلومتر نیز گسترش یافته و نسبت بله توفان های تندری توده هوا شدیدتر و در ابعاد وسیعتری و دارای طول عمر بیشتری بوده عمر یک توفان تندری مجزا کوتاه بود و همراه آن بادهای گاستی حدود 50 نات یا بیشتر و گاهی تگرگ با قطر 4/3 اینچ یا بزرگتر و یا حتی توناد و همراه است. توفان های تندری از نوع توده هوا اکثراً نوع همرفتی هستند و در اکثر مواقع در اثر آفتابگیری شدید در روی خشکی ایجاد شده و گاهی به نام توفان های تندری محلی نیز به آنها گفته می شود. اما توفان های رعد و برق شدید ممکن است در اثر برخورد دو توده هوا ایجاد شود. این نوع توفان ها را توفان های رعد و برق جبهه ای می گویند.
به این صورت که عمل رانش صعودی در اثر بالا رفتن هوای سرد بر روی هوای گرم مرطوب روی هوای سردتر زیرین سوار می شود توفان رعد و برق در واقع یک گروه از هنج های قائم بوده که به واحدهایی مانند سلول تقسیم شده حرکت قائم درون هر سلول سرعتی متغیر داشته و از فراز هنج به فروهنج تبدیل می شود و چنانچه اطلاعات جو بالا در دسترس باشد علاوه بر بارندگیهای سنگین و برف و تگرگ، تلاطم و شیر باد و یخ زدگی را هم باید به همراه داشته باشد. روزانه در سر تا سر کره زمین بین سه هزار د تا شش هزار سلول رعد و برق تشکیل می شود که موجب ده ها هزار رعد و برق یا تخلیه الکتریکی می شود. البته محل تشکیل وقوع انها نسبت به زمان و مکان تغییر می نماید.
شروع و پایان زندگی یک سلول رعد و برق
یک توفان رعد و برق از یک یا چند واحد گردش همرفتی تشکیل شده که هر واحد شامل یک ناحیه بالا سود و یک ناحیه پائین سوی جبران کننده است یک چنین واحدی را سلول می گویند. که مؤلفه اصلی هر توفان رعد و برق را تشکیل می دهد و گاهی ممکن است توفان و رعد و برق را که از یک جابجایی قائم انفرادی حاصل می شود یک سلول نامید. قطر یک سلول توفان رعد و برق در حدود km10 است یک سلول ممکن است در چندین ابر کومه ای (کومولوس) که رشد نموده اند درست شده باشد در حالت کلی همیشه تمایل بین دو سلول مجاور وجود دارد که به هم دیگر متصل شوند. و از روی نوع بارندگی مجزایی که تولید می کنند روی صفحه رادار تشخیص داده می شوند. هواپیماها اغلب از منطقه بین دو سلول که دارای تربولانس کمتری است معمولاً سندان ابر کومولونیمبوس تا زیر سقف تروپوپاز که حدود 30000 تا 35000 پائی است که تقریباً بین 10 تا km12 است می رسد و احتمالاً در بعضی از مواقع که جهت استریم های خیل شدید در ارتفاعات وجود دارد ممکن است قله آن کنده شود و به ارتفاع 20 کیلومتری هم برسد. فرازهنج در امتداد قائم و افقی و همچنین با زمان متغیر است و حداکثر سرعت قائم در ارتفاع های بالا و در آخرین این مرحله بدست می یاید و گاهی سرعت به  که می تواند تگرگ های درشت را با خود به بالا حمل کند وجود دارد. یاد آوری می گردد ارتفاع تروپاپز در استوا 18 کیلومتر و در قطب حدود 9 کیلومتر می باشد و در عرضهای میانی بین این دو ارتفاع مرتباً تغییر می نماید.
مرحله بلوغ
در این مرحله فروهنج ناشی از بارش به سطح زمین رسیده و به اطراف پخش می شود و قطرات آب و یا ذرات یخ به طور واضح از کف ابر ریزش می نمایند و اندازه قطرات باران و یخ بقدری رسیده است که دیگر جریانات قائم نمی تواند آنها را به طور معلق نگه دارند در مرحله بلوغ رشد توفان رعد و برق ممکن است اثرات تخریبی در نزدیکی سطح زمین همراه داشته باشد و تند بادهای موقتی باران سیل آسا و اغلب تگرگ را می توان جزء این تأثیرات به حساب آورد.
مرحله پیری
مرحله از بین رفتن ابر است 30 الی 40 دقیقه بعد از شروع بارندگی سلول توفان رعد و برق به مرحله نابودی می رسد به دلیل سرد شدن ناشی از بارش درون شارش inflow هوای سردتر در این مرحله است که جریانات نزولی سراسر سلول را فرا می گیرند و عمل تراکم دیگر دوام نمی یابد و تا زمانی که جریانات نزولی و ریزش باران دوام دارد کلیه سلول سردتر از هوای محیط اطراف می گردد و در زمان توقف بارندگی درجه حرارت داخل سلول تقریباً به حالت اول و کمابیش با محیط اطراف برابر است و در سطح زمین علائم طوفان رعد و برق جریانات نزولی هوا محو می شود.
اثرات توفان رعد و برق
در هر لحظه حدود 200 توفان رعد و برق در سراسر زمین توسعه می یابند و بیشترین مقدار در مناطق حاره که همواره گرما ـ رطوبت فراوان و ناپایداری وجود دارد به وقوع می پیوندند که برق حاصل از این توفان ها هر لحظه 100 بار روی زمین واقع می شود. بارشهای غیر از تگرگ معمولاً برای سطوح پروازی خطرات جدی محسوب نمی شوند و از جمله خطراتی که یک توفان تندری می تواند بوجود آورد یخ زدگی و تلاطم شدید و تگرگ در ابعاد گوناگون و رعد و برق می باشند.
توفان های تگرگ
تگرگ به همراه توفان باران و یا همراه رعد و برق Thunderstorm می باشد در این شرایط ابرهای تیره رنگ و مرتفعی که ایجاد گردیده است که به نام کومولونیمبوس Cumulonimbus نامیده می شوند ظاهر می گردند و در اینجا لازم به یادآوری که هر توفان رعد و برقی تگرگ نمی دهد و در حقیقت تگرگ توزیع جغرافیایی دارد و نسبت مستقیمی با تعداد و یا میزان بارندگی توفان رعد و برق در متطقه ندارد بعنوان نمونه تگرگ در دشتهای عظیم آمریکا و مخصوصاً در نواحی کوههای راکی Rocky 4 الی 8 برابر پیش از قسمتهای مرکزی، شرقی و جنوبی این کشور دیده می شود در حالیکه تعداد توفان رعد و برق این قسمت نصف تا یک سوم قسمتهای مرکزی، شرقی و جنوبی است پس همانطوریکه می دانیم توفان های تگرگ بخشی از توفان های رعد و برق هستند که در این توفانها ابر به اندازه کافی در بالای سطح یخبندان رشد کرده و می تواند ذرات یخ را تولید کند و فرازهنج در این نوع ابرها به حدی قوی است که می تواند این ذرات را با خود حمل کند و نگهدارد تا این که به اندازه یکدانه تگرگ رشد کرده و سرانجام سقوط کنند پس برای اینکه یک توفان رعد و برق تبدیل به یک توفان تگرگ که منجر به ریزش تگرگ گردد باید ابر به اندازه کافی بالای سطح یخبندان رشد کرده باشد و مطالعات آماری و فیزیکی نشان می دهند که عامل تبدیل یک توفان رعد و برق به توفان تگرگ بادهای افقی قوی در سطح بین 6000 الی 12000 متری هستند و یک جت استریم با حداقل بادهای قوی در سطوح بالا که معین می کند که آیا یک توفان رعد و برق به توفان تگرگ تغییر شکل می دهد یا نه.
شرایط تشکیل تگرگ
معمولاً این پدیده مخرب در اثنای جوانی یک سلول ابر کومولونیمبوس که دارای شدت جریانهای صعودی بیش از حد معمول است وقوع می پیوندند و طبیعی است که هر قدر ضخامت ابر بیشتر باشد احتمال وقوع تگرگ نیز بیشتر می گردد و مشاهدات نشان می دهد که مناطق خاصی برای بارش تگرگ بیشتر مناسب هستند و با وجود اینکه توفان های تندری در مناطق حاره اغلب اتفاق می افتد اما بارش تگرگ در آنجا نادر است و از آنجا که تگرگ به همراه توفان رعد و برق می باشد و ساختار یک توفان تگرگ به این شکل است که در توده هوایی که تغییرات باد افقی با ارتفاع نسبتاً کم است جریان صعودی در ابر کومه ای بارا تقریباً قائم است هوای درون فرازهنج انرژی خود را از ناپایداری جو کسب کرده و احتمالاً به دلیل گرمایش متفاوت خاک و بدلیل گرمای نهان حاصل از تراکم و یخ زدن این انرژی خود را از ناپایداری جو کسب کرده و احتمالاً به دلیل گرمایش متفاوت خاک و بدلیل گرمای نهان حاصل از تراکم و یخ زدن این انرژی افزایش می یابد.
شکل دانه تگرگ
Hail اگر دانه تگرگ را از وسط قطع بنمائیم ملاحظه می شود که ساختمان لایه لایه پوست پیازی دارد و در داخل ابرهای ناپایداری که همان کومولونیمبوس است تشکیل می شوند و دانه تگرگ موجود در این نوع ابرها توسط بادها در داخل آن به سوی بالا و پائین حرکت می کنند و از این حرکات بالاسو و پائین سو این دانه ها لایه های جدیدی از آب بر روی دانه اولیه یخ می زند و بالاخره در اثر بزرگ شدن دانه تگرگ در اثر این فرایند سرانجام به طرف پائین سقوط می کند و این سقوط نسبت مستقیم به نیروی وزن داشته و سرانجام جریانهای بالاسو نمی توانند این عمل را ادامه دهند و دانه سقوط می کند سرعتهای قائم در داخل ابر اغلب نزدیک  می باشد. تگرگ انواع مختلفی دارد نوع گویچه برف یا تگرگ نرم و تگرگ کوچک و بالاخره تگرگ واقعی، معمولاً قطر دانه های تگرگ 5 الی 50 میلیمتر باشد ولی در بعضی از کشورهای جهان مثل ایالات مرکزی آمریکا دانه های تگرگی که اندازه یک توپ تنیس مشاهده گردیده است.
پیش بینی تگرگ
تگرگ یکی از مخرب ترین پدیده های جوی جهت امر کشاورزی و پرواز هواپیما ها بشمار می رود تگرگ به مشابه بادهای سریع لحظه ای در توفان رعد و برق در یک منطقه باریکی که گاهی عرض آن بیش از 2 الی 3 کیلومتر می باشد ریزش می نماید برای پیش بینی تگرگ باید نکات اساسی را مد نظر قرار داد زمانی که توفان در سطح وسیعی گسترده و کاملاً توسعه و بسط قائم می یابد احتمال وقوع بیشتر است بارش تگرگ منطبق بر فصل حداکثر وقوع طوفانها و همچنین عامل جغرافیایی در اندازه قطر تگرگهایی تاثیر نیست و بررسی اقلیمی وقوع توفانها در امر پیش بینی تگرگ از نکات بسیار مهم است متاسفانه دانش امروزه هواشناسان درباره رابطه تگرگ و نوع توفان به منظور پیش بینی وقوع آن کافی و جامع نمی باشد.
اثرات ناشی از تگرگ بر محیط
از مهمترین صدماتی که تگرگ می تواند داشته باشد یکی اثر مستقیم و دیگری اثر مکانیکی آن است و همانطوریکه می دانیم انرژی جنبشی دانه های تگرگ نسبت مستقیمی با جرم و مربع سرعت آنها دارد. و هر چه دانه تگرگ بزرگتر و هوای محبوس شده در لایه های آن کمتر باشد انرژی جنبشی بیشتری کسب می کند و از خسارتهای مستقیم تگرگ به درخت و بوته ها که سبب ریزش برگ ـ میوه ـ گل و حتی گاهی شکستن شاخه های درختان می شود میزان صدمات بستگی به اندازه تگرگ دارد ولی حتی تگرگهایی که دارای قطر 5 میلیمتر می باشد می توانند صدمه و ریزش میوه داشته باشند و همانطوریکه آمار و تجربه نشان می دهد اکثر تگرگها معمولاً در فصل بهار باریده می شوند و در اوایل این فصل خوشبختانه اثر روی برگ و شکوفه میوه ها کم می باشد و میزان صدمه کمتر است و چون در این فصل رویش سریع گیاهان را به همراه دارد خسارت وارده به مراتب کمتر است و درختان می توانند آن را جبران نمایند. نوع دیگر صدمات ناشی از تگرگ نوع مکانیکی آن است که به طور غیر مستقیم آسیب می رساند به این معنی که دانه های تگرگ با مجروح نمودن میوه ها، سبزیها و صیفی راه ورود و رشد عوامل بیماریهای گیاهی را باز می نمایند و در نهایت سبب فساد و گندیدگی این محصولات می شوند و تگرگهای بزرگتر نیز می توانند آسیبهای دیگری از جمله بد شکل شدن شیروانی ها و حتی دیده می شود باعث شکستن شیشه های ماشینها و منازل و آسیبهای دیگری به جانداران به خصوص جانوران کوچک نیز گردیده اند.
راههای مبارزه با تگرگ
مبارزه با تگرگ در اروپا مخصوصاً در فرانسه از مدتها قبل شروع شده است که معروف به روش قدیمی بود حتی مدتها قبل از پیدایش ایده بذر افشانی ابر باید ور نقره یا گازکربنیک جامد معمول بوده است در این روش که سالهای زیادی مصرف آن دوام داشت (مخصوصاً در فرانسه، ایتالیا و سوئیس) به سوی ابر تگرگ زا توپ یا موشک که سبب در هم شکسته شدن یا پوک و نرم شدن دانه های تگرگ پرتاب می شود عقیده بر این است که 80% موشکها در کاهش تگرگ و میزان صدمه آن مؤثر هستند این کار در گذشته در حدود 35 سال پیش انجام گرفته می شد ولی الان روشهای پیشرفته تری که در کشور شوروی سابق روسیه فعلی انجام می گیرد و نتایج بهتری را بدست داده و اما چون آزمایشهای آماری تصادفی Random برای ارزیابی تأثیر موشکها در آن سالها انجام نشده بود صحت این ادعا مورد شک و تردید بود به عنوان نمونه این نوع موشکهای ایتالیایی در شیبهای حبیویی آلپ در سوئیس نیز به کار برده شد معهذا نتیجه کلی آنها این بوده که پرتاب موشک بسوی ابرهای تگرگ زا تأثیری روی تناوب و یا شدت صدمه تگرگ نداشته است و اما آزمایشهای انجام گرفته توسط همین موشکهای ایتالیایی در کنیا نتیجه مثبت و امیدوار کننده ای داشته است در این کشور آفریقایی دیده شده که با استفاده از موشک صدمه تگرگ به مزارع چای در قسمت مورد آزمایش چای 85% نسبت به قسمتهای مجاور کمتر بوده است.
روش های جدید مبارزه با تگرگ
در روشهای جدید بذر فشانی در ابرهای کومولونیمبوس صورت می گیرد که بذرهای مورد استفاده همان بذرهایی است که برای ایجاد باران مصنوعی به کار می رود که معمولی ترین این بذر ها یدور نقره می باشد و هدف از این کار تبدیل رطوبت ابر به یخ و جلوگیری از رشد دانه های تگرگ است تا بتوانند دانه های تگرگ کوچکتری تولید شود تا صدمه کمتری به محصولات کشاورزی وارد گردد. آزمایشهای مختلفی در کشورهای سویس، ایتالیا، آلمان و روسیه انجام گرفته است و در این آزمایشها یدور نقره بوسیله ژنراتورهای زمینی به سوی ابرهای کومولونیمبوس فرستاده می شد و از آنجا که موشکها ماکزیمم بردی برابر با 1400 متر داشتند   و نیز تابستانها برای رسیدن به سطح حرارتی صفر درجه سانتیگراد باید به KM3 کیلومتری ارتفاع از سطح زمین در این منطقه رسید انتقال یدور نقره به ارتفاعی که در آن بتواند مؤثر باشد بستگی به جریانهای قائم در داخل ابر داشت در این آزمایشها هیچگونه تأثیر مثبت یا منفی از بذر افشانی بدست نیامد. در عملیات مبارزه با تگرگ بوسیله روش جدید استفاده از ژنراتورهای زمینی برای رسیدن بذر (یدور نقره ـ یدور سرب) به اب تقریباً متروک شده است علتش این است که حرارت مؤثر برای یدور نقره 4 درجه زیر صفر و برای یدور سرب 6 درجه زیر صفر است بنابراین کریستالهای این ترکیبات باید به ارتفاع زیاد حرکت نمایند تا به حرارتهای فوق.
3) طوفان شن :
ساز و کار شروع توفان شن
توزیع اندازه ذرات حرکت :
ذرات قابل حمل توسط جریان باد شامل ریگهای کوچک، دانه های شن، قطرات باران و مه، ذرات گرد و خاک، قطرات ریز آب و مولکولهای مواد می باشد.
در برخورد جریان باد به سطح زمین به دلیل ناهمواری سطحی، پیچکهایی ایجاد می شوند. بنابراین علاوه بر جریانات باد سوی و پس سوی، حرکات عمودی به وجود می آیند. اگر ذرات خاک در هوا موجود باشند و سرعت حدشان کمتر از میانگین سرعت بالا سوی هستند نزدیک سطح باقی خواهند ماند. نظر باینکه دانه های شن تا حداکثر ارتفاع یک متری حمل می شوند. محدوده اندازه دانه های شن را می توان تعریف کرد. حد بالای اندازه دانه های شن مربوط به ذراتی است که بر اثر نیروی باد یا بر اثر برخورد ذرات دیگر قادر به حرکت نباشند. حد پائین ذرات شن به ذراتی ارتباط دارد که سرعت حدشان بدون توجه به شکل و جنس آنها کمتر از اندازه سرعت بالاسوی باشد. ذرات کوچکتر از این اندازه بر اثر جریانهای بالاسوی به ارتفاعات بالاتر حمل خواهند شد و توسط جریانات قوی باد تا مسافتهای دورانتقال می یابند که آنها را به عنوان ذرات گرد و خاک می شناسیم. بر این اساس دانه های شن در اندازه هایی بین mm 1% تا mm1 از نظر قطر قرار می گیرند.
انواع حرکت ذرات خاک
باد عامل اصلی حرکت شن محسوب می گردد. به طور کلی حرکت شن توسط باد پدیده پیچیده ای است که تحت تأثیر شرایط مختلف آب و هوایی و ساختاری قرار دارد. حمل شن در اثر جریان باد ناشی از واکنشهای متقابل چندین عامل است که برخی در جهت حرکت شن و برخی در نگهداری آن مؤثرند.
ذرات خاک بر اثر جریان باد به سه حالت حمل می شوند.
1 حالت معلق
2 حالت جهشی
3 حالت خزشی
حالت معلق : در این حالت ذرات بسیار ریز خاک با قطر کمتر از mm1 /0 جابجا می شوند. بر طبق قانون استوک سرعت سقوط ذره در داخل شاره از مجذور قطر آن تبعیت می کند.
اما در حالتی که ذره به تعلیق درآید سرعت سقوط آن فوق العاده کاهش می یابد به همین دلیل است که گرد و غبار حاصل از توفانهای گرد و غبار حاصل از توفانهای گرد و خاک مدتها در فضا باقی مانده و بطور معلق تا مسافتهای دور دست انتقال می یابند.
حالت خزشی : معمولاً ذرات درشت و بزرگ بدین گونه حرکت می کنند. نیروی باد سبب می شود تا ذرات درشت خاک در روی سطح زمین به حرکت درآیند. از نظر تئوری ذراتی که حرکات غلطان دارند دارای قطر محدودی نبوده لیکن در عمل ذراتی با قطر mm5/0 تا mm10 بدین طریق حمل می شوند.
حالت جهشی : این وضعیت مهم ترین حالت حرکت در انتقال ذرات خاک است چون از طرفی حداکثر مقدار خاک جابجا شده بدین حالت انتقال می یابد و از طرف دیگر این حرکت همراه حرکتهای خزشی و معلق می باشد. ذراتی از این حالت تبعیت می کنند که از نظر وزن سنگین تر از آن هستند که به تعلیق درآیند و نیز سبکتر از آن که حرکتشان خزشی باشد. ذراتی که دارای چنین حرکتی هستند عموماً دارای قطری بین mm05/0 تا mm5/0 و با بیشترین میزان فرسایش ذرات با قطر بین mm1/0 تا mm15/0 می باشند. چنانچه ملاحظه می گردد دامنه تغییرات ذرات خاک در حرکتهای مختلف متفاوت می باشد.
برای انتقال و تخریب سطوح شنی مسلماً باید شرایط لازم فراهم باشند. این شرایط در مرحله اول آزاد بودن سطح زمین از پوشش محافظ است که در طبیعت همان پوشش گیاهی است.
در مرحله بعد شرایط سطحی می باشند که شامل میزان رطوبت، جنس و چسبندگی مواد سطحی هستند. در مورد جابجایی ذراتی که نیروی باد بتواند از جای کنده و به حرکت درآورد به درشتی، وزن شکل ذرات بستگی دارد. از طرفی شیب مسیر و موانع موجود در مسیر و تندی باد مسلماً از عوامل مهم دیگر می باشند.
در مرحله حمل شن درشت تا متوسط که در ارتفاع نزدیک به سطح زمین انجام می گیرد، دانه های شن تا نقاط دوردست جابجا می شوند و معمولاً در هر مکانی که انباشته شوند تحت عنوان شن روان بیان می گردند. تشکیل شن روان می تواند جنبه منطقه ای یا محلی داشته باشد و هرجائیکه شرایط لازم موجود باشند تشکیل می گردد. وجود شن روان یکی از آشکارترین آثار و علائم برای فرسایش بادی در هر منطقه به حساب می آید. شنهای روان در اثر موانع سطحی مانند پوششهای گیاهی، ارتفاعات و کوههای مرتفع، نوار جنگلی و بیشه زارهای کویری به تدریج انباشته شده و در نهایت تپه های شنی بزرگ را بوجود می آورند.
باد در تمام با شدت و ضعف وجود دارد اما مسئله اصلی اثرات آن است که بتواند تغییراتی را از نظر فرسایش و تخریب در سطح زمین ایجاد نماید. این اثرات منفی به نقاطی ارتباط دارند که سطح زمین در جلوگیری از عملیات فرسایشی به طور مؤثر عمل کرده و همینطور از ایجاد بادهای شدید و مداوم نزدیک سطح زمین جلوگیری می کند.
توفان گرد و خاک، توفان شن
مرحله نهایی عملیات باد در جابجایی ذرات گرد و خاک در ارتفاع پایین تر از 10 تا 20 متر نبوده بلکه تا ارتفاع چند کیلومتری است که در این حالت بر اثر جریانات قوی باد در ارتفاعات فوقانی ذرات گرد و خاک تا صدها کیلومتر مسافت را طی می نمایند. حرکت این ذرات ریز کمتر تابع موانع سطحی بوده و بیشتر به جریانات قوی و قدرت ادامه بستگی دارد. حرکت ذرات گرد و ختک شبیه حرکت ابر لیکن با محدودیت شدیدتر چون وزن ذرات گرد و خاک چند برابر وزن قطرات ابر است.
توفانهای گرد و خاک اغلب بر اثر سیستمهای بزرگ مقیاس جوی یا اثرات محلی شکل می گیرند.
1- سیستمهای بزرگ مقیاس جوی : در اثر وجود جبهه های جوی سرد و عاری از رطوبت کافی معمولاً در مناطق خشک توفان های شدید گرد و خاک به وجود می آیند. منشاء طوفان گرد و خاک در این حالت به توفان شدید که در فاصله دهها کیلومتر دورتر ایجاد شده بستگی دارد.
2- اثرات محلی : به طور کلی فشار ایجاد شده در مناطق داخلی و کوهستانهای مجاور بر اثر گرمایش متفاوت سطح زمین موجب به وجود آمدن بادهای فصلی و دائمی می گردد. نواحی مرتفع کوهستانی محل فشار زیاد و مراکز چاله ها نواحی کم فشار می باشند. بنابراین در این مناطق باد همیشه از طرف کوهستان به سمت چاله ها می وزد. از طرفی تعداد گردبادهای محلی و الحاق آنها به یکدیگر به ایجاد توفان می گردد و خاک منجر می شود که باعث تشکیل توده ابری از گرد و خاک می شود. در این حالت توفان در منطقه شکل می گیرد و پس از طی مسافت کوتاهی از بین می رود.
اندازه نیروی مقاومت هوا بر روی زمان سقوط ذرات موثر است. آزمایشات انجام شده توسط (بگنولد، 1953) نشان می دهند که در سقوط ذرات از ارتفاع cm109، هر اندازه قطر ذرات کوچکتر باشد، زمان سقوط افزایش می یابد. اثر مقاومت هوا بر زمان سقوط ذرات با قطرهای متفاوت مختلف است. بنابراین صرف نظر از انرژی باد که سبب انتقال ذره به طور افقی می شود، مقاومت هوا روی ذرات در ارتباط با قطر آنها در کیفیت حرکت دانه های شن مؤثر است.
ساز و کار حرکت جهشی ذرات خاک را از نظر فیزیکی به صورت زیر می توان توجیه نمود. زمانی که باد در سطح زمین می وزد. ابتدا ذرات خاک تقریباً به طور عمودی به هوا بلند می شوند. برخی از ذرات تا ارتفاع کمی به هوا جهیده و لیکن برخی دیگر بسته به سرعت برخاستن از زمین ممکن است تا ارتفاع 30 سانتی متری بلند شوند.
ذرات خاک همراه با حرکت عمودی تحت تأثیر نیروی باد دارای حرکت رو به جلو نیز هستند که تا هنگام برخورد دوباره ذرات به سطح زمین ادامه دارد. علیرغم بلند شدن سریع ذرات خاک، فرود آنها با شیب 6 تا 12 درجه نسبت به خط افق همراه است. پس از برخورد به سطح زمین حرکت جهشی این ذرات همچنان ادامه می یابد و سرانجام در اثر برخورد متوالی با سایر ذرات خاک تمامی انرژی خود را از دست می دهند. برخاستن ذرات خاک در حرکت جهشی خواه به واسطه برخورد با سایر ذرات فرود آمده باشد و یا به واسطه ذراتی که در حال حرکت خزشی هستند تقریباً عمودی است. بعد از بلند شدن ذره خاک تحت اثر تندی باد ذره مذکور در فاصله ای حدود ده برابر ارتفاع صعود به سطح زمین برخورد می نماید.
عوامل مختلفی وجود دارند که هر یک از آنها به تنهایی و یا در مجموع قادرند در ذره ای حرکت جهشی ایجاد نمایند. در تصادم بین دانه های مختلف با یکدیگر یکی از آنها ممکن است به بالا جهش نماید. عاملی که چنین کیفیتی را تشدید می کند نیروی باد و چگونگی تأثیر آن بر روی جرکت دانه شن است. این موضوع را می توان از قانونی برنولی استنباط کرد. در حقیقت افزایش تندی باد روی دانه شن باعث کاهش فشار بالای آن و در نتیجه باعث ایجاد حرکت جهشی دانه شن می شود. توسانات در جریان باد در حین عبور از روی سطح شنی می تواند عامل دیگری برای ایجاد حرکت جهشی باشد. هر ذره ای ممکن است تحت تأثیر یک یا مجموعه عواملی حالت جهشی پیدا کرده است و پس از سقوط باعث حرکت جهشی در یک یا چند دانه دیگر دارد. انرژی ذرات در حرکت جهشی سبب ادامه روند حرکت جهشی و در ذرات بزرگتر عامل حرکت چرخشی می گردد.
بررسیهای انجام شده نشان می دهد که حدود 55 تا 73 در صد کل مواد بر اثر حرکت جنبشی، بین 3 تا 38 درصد مواد به حالت معلق و سرانجام حدود 7 تا 25 درصد مواد توسط حرکت خزشی حمل می شوند. در بیشتر موارد بندرت مرز حرکت جهشی و خزشی بین ذرات مشخص می شود. آنچه مسلم است حرکت قسمت عمده ای از ذرات خاک در نزدیکی سطح زمین انجام می گیرد. مشاهدات نشان می دهند که حرکت 50 درصد مواد در فاصله حدود 6 سانتی متری و 90 درصد آن در فاصله حدود 30 سانتی متری از سطح زمین روی می دهد.
در مناطق خشک که ذرات ریز خاک به علت وقوع توفانهای گذشته انتقال یافته اند، حرکت مواد در نزدیکی سطح خاک می باشد و قشر فوقانی آن اغلب کاملاً صاف باقی می ماند. بدین ترتیب با بررسی توزیع اندازه ذرات خاک می توان بین طوفان گرد و خاک و توفان شن تمایز قائل شد. در هنگام توفان شنی ذراتی با قطر بین mm1% تا mm1 و حداکثر در ارتفاع یک متری حمل می شوند.
آزمایش (شپل، 1951) نشان می دهد که میزان مواد جابجا شده در نواری به عرض m3 و ارتفاع m1 در جریان بادی با تندی km/hr29، معادل kg/hr 5/222 است. این مقدار برای تندی معادل km/hr 40 به kg/hr 450 بالغ می گردد. برای تفسیر بیشتر مطلب لازم است یادآوری شود که رقم kg/hr 450 در یک همکتار به 150 تن در ساعت افزایش می یابد. این مقدار انتقال در یک ساعت تقریباً معادل میزان فرسایش آبی نسبتاً زیادی است که در یک سال ممکن است به وسیله بارندگی در منطقه ای ایجاد گردد.
با افزایش تندی باد مقدار مواد جابجا شده بشدت افزایش می یابد. به عنوان مثال وزش بادی با تندی m/s16 قادر است مقدار شنی را در مدت 24 ساعت جابجا کند که بادی با تندی m/s8 همین مقدار شن را در مدت سه هفته جابجا می نماید.
از آنجائیکه مقدار جابجایی از طریق تعلیق ممکن است به یک سوم مقدار کل مواد جابجا شده برسد، بنابراین میزان مواد محموله به این طریق بسیار زیاد است. بر اساس ارزیابی (بنت، 1959) توفانی در سطح km213000 در ارتفاعی معادل m3050 می تواند 7 میلیون تن خاک را جابجا نماید.
توفان شن ناشی از حرکت ذرات شن در نزدیکی سطح زمین است. معمولاً یا به حرکت در آمدن شن و پراکنده شدن آن در ارتفاع نه چندان بالا آشفتگی شدیدی با بر هم خوردن تعادل حرارتی و فشار در جو نزدیک سطح زمین ایجاد می شود که نتیجه آن افزایش تندی باد در محل و تبدیل آن به توفان شنی است.
اثرات باد بر روی سطوح شنی و موانع سطحی
روشهای مختلف برای بررسی جریان باد حول موانع سطحی و سطوح شنی به منظور بررسی تشکیل، تغییر شکل و حرکت توده های شن بکار می روند که به صورت تئوری و تجربی و یا هر دو ممکن است استفاده شوند.
روش تئوری
در روش تئوری با استفاده از قوانین پایستاری جرم، اندازه حرکت، و انرژی اثر باد بر سطوح شنی مورد بررسی قرار می گیرد. دو شیوه برای بررسی حرکت شاره وجود دارد.
1ـ شیوه لاگرانژی : در این شیوه ذرات شاره بطو رمجزا مورد بررسی قرار می گیرند. زمان و نشانه ای برای ذرات شاره به عنوان متغیرهای مستقل در نظر گرفته می شوند. هر متغیر جریان تابعی از این دو متغیر مستقل می باشد. از آنجائیکه ذرات منفرد مورد نظر هستند، سرعت و شتاب به مشتقات پاره ای زمانی ساده تبدیل می شوند. شیوه لاگرانژی مواقعی مورد استفاده قرار می گیرند که بخواهیم مسیر ذرات شاره را بدست آوریم.
2ـ شیوه اولری : در این شیوه آنچه که در نقاط فضایی ثابت اتفاق می افتد مورد نظر است.
متغیرهای مستقل نقطه فضایی و زمان هستند. بنابراین متغیرهای وابسته تابعی از این دو متغیر مستقل هستند. در این شیوه مشتق پاره ای فقط آهنگ تغییرات محلی در نقطه فضایی را بدست می دهد. شیوه اولری در اغلب مسائل دینامک شاره مورد استفاده قرار
نظر به اینکه جریان حول اجسام به دو دسته چرخشی و غیر چرخشی تقسیم می شود، حلهای متفاوتی برای آنها می توان در نظر گرفت. دو روش حل تحلیلی برای جریانهای پایدار وجود دارد.
1ـ در نظر گرفتن جریانهای و شکسان و جریانهای با اعداد رینولدز پایین در این حالت جملات فرارفتی غیر خطی صفر می باشند و تعادل نیروها بین نیروهای فشار و چسبندگی بر قرار است.
2ـ جریان های محبوس شده اطراف اجسام با اشکال مختلف که، در این حالت تعادل نیروها بین نیروهای فشار و لختی برقرار می شود. اگر چه معادلات حرکت غیر خطی اند ولی میدان سرعت با حل معادله خطی لاپلاس بدست می آید.
در جریانهای غیر چرخشی اگر چسبندگی شاره را نا چیز در نظر بگیریم جریان غیر چرخشی باقی خواهد ماند. در چنین جریان ایده آلی سرعت مماسی غیر صفر در سطح مانع خواهیم داشت. برای تداوم جریان غیر چرخشی، شاره حقیقی با چسبندگی غیر صفر می بایست شرط مرزی غیر لغزشی را ارضاء کند. این شرط به دو طریق بر آورده می شود. یکی اینکه چسبندگی کوچک باشد، که اثرات چسبندگی به لایه های مرزی نازکی نزدیک سطح مانع محدود خواهند شد. دوم اینکه تندی جریان به نحوی افزایش یابد  که با عدد رینولدز با سر و کار داشته باشیم، که اثرات چسبندگی فقط در لایه های مرزی نازکی وجود خواهند داشت.
در مطالعه اثر جریان باد بر سطوح شنی و موانع سطحی، هر دو موضوع فوق رعایت می شوند یعنی اینکه هم چسبندگی شاره کوچک است و هم اینکه با اعداد رینولدز بالا سروکار داریم.
 عامل اصلی در تشکیل تپه های شنی :
عامل اصلی در تشکیل تپه های شنی، جدایی جریان از سطح به دلیل شکل موانع سطحی است که باعث انباشتگی است شنهای بادآورده در شیب پس سوی موانع سطحی می شود. شن معمولاً در نزدیک سطح زمین حمل می گردد بنابراین کوچکترین مانعی حتی بوته کوچک گیاه می تواند از حرکت شن جلوگیری کند و به تدریج تپه های کوچک شنی را بوجود آورد.
معادلات لایه مرزی فقط تا نقطه جدایی در جهت جریان معتبر هستند. آنسوی نقطه جدایی لایه مرزی آنقدر ضخیم می شود که فرضیات اساسی بی ارزش می شوند. علاوه بر این مشخصه پارابولیکی معادلات لایه مرزی انتگرال گیری عددی را ایجاب می کنند که فقط در جهت فرارفت ممکن است. یا به عبارتی در طول مسیری که اطلاعات انتشار یافته اند که منطقه ای در جهت پس سوی جریان وارونه است. انتگرال گیری پیش سوی از معادلات لایه مرزی بعد از نقطه جدایی امکان پذیر نخواهد بود، بطور کلی حلهای تحلیلی برای جریانهای و شکسان فقط در دو حالت حدی اعداد رینولدز خیلی پایین و بالا بدست آمده اند. در محدوده میانی اعداد رینولدز پیدا کردن حلهای تحلیلی کاری تقریباً غیر ممکن است. در اینحالت الگوهای جریان از آزمایشات بدست می آیند. البته روشهای تجربی معمولاً برای تمامی محدوده اعداد رینولدز بکار می روند.
روش تجربی
در روش تجربی به دو طریق می توان عمل کرد. یکی بر اساس مشاهدات مستقیم در طبیعت و اندازه گیری پارامترهای مختلف روی سطوح شنی به منظور شناخت میدان جریان و اثر آن روی این سطوح و دوم بررسی سطوح شنی به روش آزمایشگاهی که شامل اندازه گیری سمت و سرعت باد، فشار و بررسی خطوط جریان روی این سطوح در تونل باد می باشد.
روش مشاهده مستقیم
مشاهده بیابانهای شنی وردائی بزرگی در ساختار انواع توده های شنی را نشان می دهد.
افزایش نیروی دراگ که بر اثر جریان باد به سطح شنی اعمال می گردد باعث حرکت دانه های شن می شود. بر اساس توزیع اندازه دانه های شن اشکال متفاوتی به وجود می آیند. در حالتیکه سطح شنی شامل ذرات خیلی ریز باشد موجک ها و برای سطوح شنی دارای ذرات بزرگتر پشته ها به وجود می آیند. از میان اشکال متفاوت تپه های شنی طولی و ـ تپه های شنی متقاطع (اریب) هستند. تفاوت اصلی این دو نوع تپه شنی در نیمرخ آنها است. تپه های طولی دارای نیمرخ طولی دارای نیمرخ متقارن با لبه تیزو تپه های متقاطع دارای نیمرخ متقارن با خط قله مسطح هستند. مشاهده تپه های طولی بدون پوشش گیاهی در بیابانهای عربستان و استرالیا خصوصیات مشترک ساختاری زیر را در مورد آنها نشان می دهد.
1ـ تپه طولی در خط مستقیم امتداد دارد.
2ـ خط قله تپه دارای افت و خیزهایی است.
3ـ فواصل بین تپه ها تقریباً برابر است.
بطور کلی ابعاد تپه های طولی از یک محل به محل دیگر تعییر می کند. طول آنها از چند صد متر کیلومتر، ارتفاع آنها بین پنج تا ده متر و پهنای آنها نسبت به ارتفاع آنها از ده ها متر به بیش از صد متر تغییر می کند. تپه های طولی در بیابانهای بزرگ دنیا دیده شده اند. بنظر می رسد که شرایط هواشناسی در بیابانهای بزرگ دنیا برای تشکیل تپه های طولی مناسب است.
ساز و کار حرکت تپه های متقاطع نسبتاً ساده است. در حالیکه درک دینامیک و ساختار تپه های طولی بسیار مشکل است. بدلیل عدم دسترسی به بیابانهای بزرگ دنیا جائیکه تپه های طولی تشکیل و توسعه می یابند، تحقیق در مورد تپه های طولی مشکل است. تپه های متقاطع در سواحل شنی به طور کامل بسط و توسعه می یابند.
بدلیل امتداد توده های شن در طول خطوط مستقیم برای فواصل طولانی بعضی از دانشمندان معتقدند که آنها نه بدلیل انباشتگی شن، بلکه بر اثر فرسایش به وجود می آیند. این فرضیه توسط (کینگ، 1962) توسعه یافت که معتقد بود در اثنای دوره پلیستوسن قبل از دوران فرسایشی موجود، بدلیل شرایط رودخانه ای جلگه ها و دریاچه ها مقدار زیادی از ذرات ریز را بر اثر فرسایش دریافت کرده اند و در دوره خشک توسط جریان باد در فواصل طولانی برای تشکیل تپه های شنی که برای چند صد کیلومتر امتداد دارند لازم نخواهد بود.
(ملتون، 1967) این نوع تپه شنی را تپه شنی باد رانده نامید. بر طبق این فرضیه تپه های طولی بر اثر بادهای قوی که در یک جهت دائمی می وزند، به وجود می آیند. (فولک، 1967) معتقد است که تپه های طولی فرسایشی هستند و بنابراین ضخامت آنها افزایش نمی یابد، در حالیکه برخانها و تپه های متقاطع بدلیل انباشتگی شن به وجود می آیند و بنابراین ضخامت آنها بدلیل صعود یکی بر دیگری افزایش می یابد.
در تضاد با نظریه فرسایشی برای تپه های طولی، برخی از دانشمندان معتقدند که جلگه شنی برای مدت زمان طولانی نمی تواند مسطح باقی بماند و در ضمن چنین جلگه هایی در نواحی خشک ونیمه خشک مشاهده نشده اند. (میوت و سالیوان، 1970) هیچ رابطه ای بین تپه های شنی و سطح فرسایشی زیر آنها و همچنین هیچ نشانه ای از شرایط رودخانه ای مشاهده نکرده اند. ساختار درونی تپه های شنی حاکی از انباشتگی شن بر اثر جریان باد است بنابراین تپه های شنی بر اثر حمل شن به وجود می آیند. تعدادی از دانشمندان با این نظریه موافقند که تپه های طولی بدلیل انباشتگی شن در اثر حمل شن توسط جریان باد به وجود می آیند که بسته به سمت و سرعت باد غالب اشکال متفاوتی خواهند داشت. (بگنولد، 1941) معتقد است برای توسعه تپه طولی که بر اثر امتداد یکی از یالهای برخان شکل می گیرد علاوه بر جریان باد غالب، باد قوی که به طور مایل نسبت به تپه جریان دارد لازم است.از طرفی اغلب محققان معتقدند که تپه های طولی موازی با بادهای قوی شکل می گیرند. طبق نظر برخی از دانشمندان جهت تپه های شنی موازی با باد غالب است و بادهای مقطعی باعث نامتفاوتی قله تپه می شوند.
 اغلب دانشمندانی که نظریه تشکیل تپه های طولی را بر اثر باد هم جهت پذیرفته اند، اعتقاد دارند که تپه بر اثر جریان مارپیچی متحرک توسعه می یابد که باعث تمام خصوصیات مربوط به تپه های طولی می شود.
فرضیه جریان مارپیچی برای تشکیل تپه های طولی ابتدا توسط (بگنولد، 1953) توسعه یافت. طبق فرضیه او جریان مارپیچی بر اثر گرمایش متفاوت در نواحی شنی بوجود می آید.
بعنوان دلیلی بر این فرضیه، او همانندی بین جهت باد تابستانی و جهت تپه های طولی در مصر را معرفی کرد. (هنه، 1969) بر اساس تشکیل رگه های ابر در ارتفاع چند کیلومتری توضیح هواشناسی بهتری برای پدیده جریان مارپیچی ارائه کرد. او فرض کرد که شرایط تشکیل چنین جریانهایی در محدوده بادهای تجارتی امکان پذیر است. وجود جریانهای مارپیچی توسط بالونهای وضع هوا تشخیص داده می شوند. برای منطقه آیداهو جریان مارپیچی توسط بالنوهای وضع هوا در ارتفاع دو هزار متری از سطح زمین تشخیص داده شده اند. بالونها نشان داده اند که جریان های مارپیچی در جهت ثابت حرکت نمی کنند. همانطور که انتظار می رود این جریانها موجب صف بندی پایدار تپه های شنی می شوند. (گلینیی، 1969) معتقد است که جریان مارپیچی بر اثر گرادیان فشار ناشی از تأثیر تپه شنی روی جریان باد به وجود می آید. (مبوت و همکارانش، 1970) با کمک این جریان عدم تقارن تپه طولی در استرالیا را توجیه کردند.
همه نظریات مذکور تپه طولی را محصول جریان مارپیچی می دانند که بر اساس درک مستقیم از تحقیقات است.
طبق نظریه (ویلسون، 1970) جریانهای ثانویه شکل دهنده انواع تپه های شنی هستند. بر اساس این نظریه تپه طولی بر اثر جریانهای مارپیچی طولی و تپه متقاطع بر اثر جریانهای متقاطع به وجود می آیند. ترکیبی از جریانهای مارپیچی روی دامنه پشت به باد برخانها موجب امتداد شاخه ای از برخان می شوند.
در بسیاری از تحقیقات مبتنی بر مشاهده مستقیم نواحی شنی، سعی بر توضیح تپه طولی بعنوان گسترش موازی با باد قوی به دلیل تمایل تپه به گسترش در یک جهت شده است. توضیح حرکت های تپه های شنی که هم جهت با جریان باد نیستند مشکل است. به طور خلاصه علت اختلاف نظر در تمام این فرضیه ها بدین دلیل است که این فرضیه ها بر اساس سفری ساده به نواحی بیابانی یا بر اساس عکس های هوایی بدست آمده اند.
برای بررسی نحوه تشکیل و توسعه تپه های شنی باید دینامیک ساختار، رسوبشناسی و شرایط هواشناسی لازم را مورد بررسی قرار داد و روشی را ارائه کرد که در آن تمام پارامترهای لازم اندازه گیری شوند. روش ذیل یکی از روش های بررسی اثر جریان باد در تشکیل و پیشروی تپه های شنی و تغییر شکل سطوح شنی است.
در روش مشاهده مستقیم مراحل زیر اجرا می شوند:
1ـ اندازه گیری سمت و سرعت باد
اندازه گیری سمت و سرعت باد در دو بعد بزرگ و میان مقیاس انجام می شود.
اندازه گیریهای بزرگ مقیاس برای بررسی رژیم باد غالب در ناحیه مورد مطالعه و اندازه گیریهای میان مقیاس برای ثبت تغییرات در جهت باد و بزرگی پیچکهای ناشی از مواجه شدن باد با سطح ناهمواریهای شنی است.
2ـ اندازه گیری قطر دانه های شن
توزیع اندازه دانه های شن، نوع تغییر شکل سطوح شنی و همچنین میزان انتقال شن را نشان می دهند.
3ـ ردیابی
حرکت شن با استفاده از شنهایی که با مواد فلورسانس مشخص شده اند ردیابی می شود و نتایج توسط داده های باد تحلیل می شوند.
4ـ بررسی ساختمان درونی
ابتدا روی سطح شنی حفره هایی ایجاد می کنند، سپس داخل این حفره ها را از پلی مردهای مخصوص پر می کنند. با برداشت این پلی مردها از داخل حفره ها به کمک اثرات باقی مانده روی این مواد ساختمانی درونی سطوح شنی را بررسی می کنند که نتایج محلهای انباشتگی و فرسایش شن را نشان می دهند.
5ـ آهنگ پیشروی
آهنگ پیشروی با استفاده از اندازه گیریهای که در محیط توسط تیرکهای نصب شده در محلهای مخصوص در ابتدای دوره تحقیقاتی بدست آمده اند، یا با استفاده از عکسهای هوایی بررسی می شود.
6ـ بررسی سطح مقطع
شامل مطالعه تغییرات نیمرخ تپه شنی در فصلهای مختلف است که با استفاده از انحراف نیمرخ به کمک سطح و تکیه گاه انجام می گیرد.
اثر توفان ها بر اکوسیستم :
تعریف اکوسیستم : موجودات در یک نظام با محیط زیست زنده، اعمالی را انجام می دهند که اکوسیستم واژه ای است که به نظام شناخت بوم مربوط می شود. بزرگترین و کاملترین اکوسیستمی که در کره زمین می شناسیم، البته شامل تمام اشکال زندگی جانوران و گیاهان می شود که باید محیط زیست طبیعی ارتباط متقابل دارند، همانا به «بوم سپهر» یا «زیست سپهر»  اطلاق می گردد.
از مهم ترین جنبه های اکوسیستم به ساختار و عملکرد آن ارتباط می یابد. دو ترکیب اصلی اکوسیستم به قسمت های غیر زنده و زنده مربوط می گردد. در این میان ترکیب غیر زنده شامل نور، بارش، مواد مقوی و خاک و آب و هوا و غیره می شود.
آب و هوا :
به طور کلی در یک اکوسیستم، این آب و هوا است که به عنوان مهم ترین ساختار فیزیکی محسوب می گردد و به همین دلیل بررسی چگونگی آن و مطالعه تغییرات و حالتهای مختلف آب و هوایی از اهمیت خاصی برخوردار است. آب و هواشناسی دانشی است که حالتهای مختلف جو و توالی آنها در بالای سطح کره زمین را مورد مطالعه قرار می دهند. پدیده های آب و هوایی را می توان در سطوح گوناگون مورد بررسی قرار داد.
هنگامی که آب و هواشناسی در مقیاس جهانی صورت می گیرد، با آب و هواهای عمومی به طور اساسی وابسته به عرض جغرافیایی و چرخش عمومی جو مواجه می شویم.
جو زمین یکی از بخش های مهم هر اکوسیستمی است که هر گونه تغییری در آن آثار مهمی در اکوسیستم بر جای می گذارد. جو به عنوان لایه نازک هوا به شمار می رود که سیاره ما را محصور کرده و امکان تنفس بیولوژیکی و چرخش آب را مسیر می کند. در این روند هوا، 78 درصد ازت 21 درصد اکسیژن و بیش از 1 درصد گازهای نادر به ویژه آرگن دارد. البته هر چند که هوا سبک است، ولی توسط جاذبه زمین به سیاره ها چسبیده است. از این رو، در سطح خاک تراکم هوا و فشار آن در حداکثر است.
پائین ترین قسمت جو لایه تر پوسفر است و برای موجودات مهم ترین منطقه جوی محسوب می گردد. تمام حوادث و تغییرات مهم آب و هوایی از جمله تشکیلات ابر، رعد و برق و توفان ها و غیره در این لایه اتفاق می افتد.
تغییرات آب و هوا و اثر آن بر محیط :
تغییرات آب و هوا اثرات مختلفی بر جنگل ها و رستنی ها و کلاً اکوسیستم دارد، عوامل متعددی باعث تغییرات آب و هوا می شوند و تخریب توسط انسان ها یکی از عوامل اصلی بحساب می آید، به عنوان مثال طبق نظر Sharman تا سال 2025 در حدود 30% جنگل های مناطق گرمسیری از بین خواهد رفت، در اثر تغییرات آب و هوا میزان خالص تولید اولیه (Net primary production) یا NPP نیز تغییر خواهد کرد و طبق نظر Solonon (1992) به جنگل های سوزنی برگ نزدیک قطب و جنگل های سوزنی برگ نزدیک قطب و جنگل های معتدله 25 درصد در اثر این تغییرات اضافه خواهد شد. لذا محصول چوب سوزنی برگها در کانادا بین 13 تا 22 درصد اضافه خواهد شد. در کشورهای فنلاند و سوئد علی رغم اضافه شدن NPP (18 تا 22 درصد) مقدار محصول 4 تا 10 درصد کم خواهد شد. فقط یک درصد به اقتصاد چوب در جنوب امریکا صدمه وارد خواهد آمد. به این ترتیب می بینیم که تغییرات آب و هوا اثر عمده ای در محیط زیست دارد و باعث ایجاد تغییراتی در اکوسیستم می شود که می تواند نتایج اقتصادی و زیست محیطی متفاوتی برای انسانها داشته باشد.
عامل باد :
یکی از عوامل مؤثر در تغییرات آب و هوا و تغییرات اکوسیستم عامل باد است. هوای در حال حرکت باد نامیده می شود و به عنوان عامل زیست محیطی مهم جو محسوب می گردد که بر روی زندگی گیاهان به طور عمده در دشت های هموار، در کرانه دریاها، و در ارتفاعات بلند کوهستانها تأثیر می گذارند . باد به طور مستقیم تعرق را موجب می گردد. البته به طرق مختلف خسارت مکانیکی را سبب می شود. از سوی دیگر در پراکنش دانه های گروه، دانه ها، بذرها و میوه ها نقش مهمی را ایفا می کند. باد می تواند روابط آب و شرایط نور در یک پهنه ویژه را دگرگون سازد. سرعت باد توسط برخی از عوامل از جمله وضعیت جغرافیایی، توپوگرافی و توده های گیاهان و موقعیت در سواحل متأثر می شود. اثر باد در گیاهان به ویژه در طول کرانه دریاها و در بلندیهای کوهستانی بسیار زیاد است.
اثرات باد بر اکوسیستم : باد به نوبه خود آثار فیزیکی، آناتومی و فیزیولیوژیکی بر گیاهان ایجاد می کند. از جمله :
شکستن و ریشه کن شدن گیاهان. باد با سرعت زیاد ممکن است سبب شکستن شاخه های درخت و گاه حتی شکستن تنه و کندن ریشه درختان شود.
تغییر شکل. این پدیده در مناطق بادخیز و به ویژه در سواحل وجود دارد.
خم شدن. خم شدن گیاهان علفی از جمله گندم، ذرت، جو و نیشکر.
سایش . ذرات خاک یا یخ که توسط باد حمل می شوند، نیروی شدید سایشی را بر روی گیاهان ایجاد کرده و خسارت زیادی وارد می کنند. از جمله هجوم ماسه به گیاهان زراعی و صدماتی را که اغلب اعمال می کند، نمی توان چشم پوشی کرد.
فرسایش و رسوب گذاری. ریشه های گیاهان که بسیار نازک هستند، ممکن است در برابر بادهای شدید به شدت خسارت ببینند.
اسپری نمک. در طول سواحل، املاح آب توسط بادهای شدید در مجاورت اقیانوس حل می شوند. این املاح در رشد برخی از گیاهان ایجاد اشکال می کنند.
ـ نقش باد در انتقال املاح و نمکی شدن زمین ها :
در بین آثار فیزیکی باد نقش باد درانتقال املاح را بررسی می کنیم. ریزی دانه های نمک و ذرات دیگری که با نمک همراه است، موجب می شود که باد آنها را به آسانی جا به جا کند و مسیر کم و بیش طولانی را همراه خود ببرد. مواد حمل شده تحت تأثیر مکانیسم های خاص در ناحیه ی معینی به جا گذاشته می شود. ذرات نمکی که اینگونه توسط بادها حمل می شود، از دو منبع مختلف، آب دریاها و خاکهای شور زمینهای کویری، حاصل می شود.
8 ـ مکانیسم شور شدن زمین ها در اثر انتقال ذرات نمکی حاصل از دریاها :
این مکانیسم، معمولاً در زمین های اطراف دریاها و دریاچه های شور دیده می شود. در اثر برخورد امواج دریا به ساحل، مقداری از آب به صورت ذرات ریزی در می آید که به آن حالت پودر شدن می گویند. با می تواند این ذرات را به نقاط دور حمل کند. اگر رطوبت نسبی مسیر مناسب باشد، جذب ذرات نمک می گردد. بدین ترتیب به وزن دانه های ریز نمک معلق در هوا افزوده می شود، تا این که تحت تأثیر جاذبه ی زمین قرار می گیرد و سقوط می کند. ناحیه ای که این ذرات آب دار را پذیرا می شود، تا حدودی خیس می گردد و در واقع، به حالتی در می آید که گویی آب نمک دار در سطح آن پخش شده است. تبخیر بعدی موجب به وجود آمدن کریستالهای نمک می شود. گودی های کویرهای حاشیه ای ایران، با دارا بودن پوششی از این دانه های لیمونی نمک دار، برای عمل فرسایش باد، منطقه ی بسیار مناسبی را تشکیل می دهند. در نتیجه ی وزش باد، دانه های درشت تر، به قطر 2/0 و 3/0 میلیمتر، در سطح زمین می غلتند و پیش می روند و بالاخره در کناره ی گودی ها متوقف می شوند. اما دانه های ریزتر به حالت معلق حمل می شوند. در مواقعی که شدت بادها زیاد باشد و یا زمانی که طوفان ایجاد می شود، گرد و غبار لیمونی و نمک ها به صورت ستونهایی دوده مانند، و به رنگ زرد، تا ارتفاع 300 متر از سطح زمین بلند می شوند و مسافت بیشتری را همراه باد می پیمانید.
در مناطقی که تقریباً و مرتباً باد می وزد، ذراتی که بدین ترتیب حاصل می شوند، در گستره ی فراوانی به شکل پودر انتشار می یابند و ذرات بسیار ریز دیگر، که هنوز به صورت معلق در هوا باقی مانده اند، باز هم به نقاط دورتر کشیده می شوند. این ذرات بسیار سبک، هنگام روز با صعود هوای گرم شده، به طرف بالا کشیده می شوند و در فضای وسیعی از آسمان باقی می مانند. در اثر رطوبت رطوبت وزن ذرات زیادتر می شود و سرانجام تحت تأثیر نیروی جاذبه ی زمین قرار می گیرد و در سطح زمین رسوب می کند. به این ترتیب منطقه بسیار وسیعی که ممکن است صدها کیلومتر دورتر از ساحل و یا محل تولید نمک باشد با لایه ی نازکی از نمک پوشانده شود. در نتیجه ی تداومکانیسم مذکور، به تدریج ضخامت آن افزایش می یابد. این پدیده، موجب فرسایش خاک می شود و حاصلخیزی خاکها را از بین می برد و آنها را کم کم عقیم می کند.
مکانیسم قلیایی شدن زمین ها در اثر انتقال ذرات نمک حاصل از کویرها :
 می دانیم که زمین های صحاری و قلمرو خشکی ها، که شدت تبخیر و کمی بارندگی از مشخصات بارز آن است، اغلب شور و غیر قابل کشت است. در روسیه به این نوع زمین ها که از خاکهای بسیار شور تشکیل یافته و خاک با قشری از نمک پوشانده  شده است، سولونچاک می گویند.
این خاکها معمولاً دارای املاح سدیم، مانند کلرورسدیم، سولفات سدیم و کربنات سدیم می باشد.
اهمیت انتقال املاح از طریق بادهای فصلی، از زمین های کویری و سولونچاک ها کمتر از اهمیت جابجایی نمک ها از مناطق ساحلی نیست. اما تأثیر املاحی که بدین طریق انتقال می یابند و موجبات شوری خاک های محل وسیعی را فراهم می آورند، نسبت به اثرات شور شدن زمین ها در اثر آبهای جاری، و یا بالا آمدن آب های شور زیز زمینی کمتر است.
مهمترین اثرات سوء انتقال املاح از کویرها و سولونچاک این است که زمین های زراعی قابل کشت در مدت کمتری شوری می شوند و در اندک مدتی، خاک های حاصلخیز به زمین های بی بهره و غیر قابل کشت تبدیل می یابند. در یکی از استپ ها از سطح 6 کیلومتر مربع سولونچاک، ظرف یک ساعت 7200 تن نمک محلول، که قسمت اعظم آن کلرور سدیم بوده، و به وسیله ی بار حمل شده است. این مقدار نمک کافی است که 45 هکتار از زمینی را که قبلاً شور نبوده است، به سولونچاک تبدیل کند. در یک استپ دیگر،  طوفان یک ساعته، از سطح یک کیلومتر مربع از منطقه سولونچاک، بیش از 3000 تن گرد نمک حمل کرده است. این مقدار نمک می تواند یک مساحت 20 هکتاری را تا عمق یک متر، یک درصد شور تر کند.


 

10 ـ تأثیر باد بر امواج :
وقتی که باد برای مدتی بر روی یک منطقه از دریا می وزد، تولید امواجی می کند که به آن امواج ناشی از باد می گویند. اولین بار آقایان سوردرا و مانک در سال 1947 مدلی ریاضی برای پیش بینی مشخصه های امواج ارائه کردند.
حرکت مهم بعدی ارائه نظیریه طیف موج توسط آقایان پیرسون و همکاران در سال 1955 بود. این روش معمولاً (Pierson, Neuman & James) PNJ نامیده می شود.
گام بعد همراه نمودن معادلات دینامیکی امواج با توصیف طیفی می باشد که در این مرحله توسظ آقای گلسی و همکاران در سال 1957 انجام گرفت. کمی بعد تئوری انتقال انرژی در اثر اندرکنش غیر خطی بین مؤلفه های طیفی توسط آقای هاسلمن و ترمهای باد و اتلاف انرژی توسط مایلز و فیلیپس تکمیل شده و ارائه گردیدند، که هنوز هم مورد استفاده هستند.
در اینجا لازم است متذکر گردد سنگ بنای تئوریک اغلب مدلهای موج امروزی تئوریهای ارائه شده توسط آقایان فیلیپس و مایلز در فیزیک موج و تئوری آقای هاسلمن در مورد اندر کنش مؤلفه های موج است. مکانیزمهایی که فیلپس و مایلز در 1957 در رابطه با شکل گیری امواج ناشی از باد مطرح کردند در حقیقت به یکدیگر وابسته اند.


 

 11ـ افزایش و کاهش دما : دما رطوبت موجود و میزان واکنش های شیمیایی را تحت تأثیر قرار می دهد . در دماهای زیر صفر، آب به یخ تبدیل می شود و یخ برای رشد گیاهان قابل استفاده نیست به گونه ای که در اقلیم های سرد یکی از عوامل اصلی محدود کننده رشد کمی آبی است. جذب آب از طریق ریشه ها در خاک سرد، کندتر از خاک گرم است. ؟؟؟ جذب آب از طریق ریشه ها در خاک سرد، کندتر از خاک گرم است.دردنالهای بالاتر ممکن است تبخیر رطوبت خاک را، قبل از این که ریش های کم عمق بتواند با رشد جدید خود به آن برسند، از دسترس خارج و تعرق را نیز شدید می کند، در نتیجه موجب تخلیه سریع تر آب خاک می شود.
12ـ کاهش رطوبت :آب مهم ترین عامل تعیین پراکنش گیاهان در سطح کره زمین و تعیین ویژگی های یک گیاه منفرد است. گیاهان را بر اساس نیاز آن ها به آب به سه گروه تقسیم می کند :
الف) خشکرست ها: که قادرند در مناطق بسیار خشک زندگی کنند.
ب) آب رست ها : که در خاک با آب بسیار مرطوب به سر می برند.
ج) میان رست ها: که با منبابع آب متوسط بهتر رشد می کنند.
گیاهانی که ویژگی های خشک رست ها را دارند، تعرق را محدود می کنند یا به روش های دیگری تعادل آب را با دقت کنترل می کند. این گیاهان در اقلیم های مختلف، به ویژه در بیابان دیده می شوند. وقتی آب فراوان است، شدت تعرق در خشک رست ها ضرورتاً کمتراز گیاهان میان رست ها نیست، بلکه این گیاهان با داشتن یک یا چند ویژگی دیگر قادرند در دوره خشکی، زنده بمانند. مؤثرترین این ویژگی ها، داشتن کوتیکول ضخیم، بسته شدن روزنه ها در طول روز و یا اوایل روز، کاهش سطح تعرق و داشتن بافت های ذخیره کننده آب است.
گیاهان به چند طریق به اقلیم های خشک سازش پیدا می کنند. کاکتوس ها بافت های ذخیره کننده آب را در ساقه های خود به وجود می آورند، تعرق را از طریق از دست دادن برگ ها کاهش می دهند و همه فعالیت های فتوسنتزی خود را در بافت های ساقه انجام می دهند. درختان کهور و اگر ریشه های بلند دارند و گاهی می توانند به عمق پایین تر از 53 متر نیز برسند
[ سه شنبه بیستم دی 1390 ] [ 20:56 ] [ شباب مقدم ]
درباره وبلاگ

با عرض سلام خدمت شما بازدید کننده عزیز، محتوای این وبلاگ جهت معرفی قطره ای از دریای بی کران اطلاعات و دستاوردهای علم جغرافیا و اقلیم شناسی می باشد.منتظر نظرات خوب و سازنده شما دوستان هستم. با سپاس.
مدير وبلاگ : شباب مقدم
ایمیل : majid_shabab1@yahoo.com


قالب وبلاگ

دانلود رایگان بازی و برنامه