د مي‏شوند كه منطقه‏ي انبساط سطح بالاي موج شرقي بر روي يک منطقه كم فشار بر روي دريا واقع شود (كاوياني، 1386‏: 337). در دوره ي گرم سال و در فصل تابستان از اقيانوس هند تودههاي هواي گرم و مرطوب به سمت شمال غربي جريان يافته و با در نظر گرفتن سرزمين هندوستان موجب بارندگي‏هاي تابستانه آن منطقه مي‏شوند. اين جريانات كه به جريان مونسون هند معروف است هنگامي كه پرفشار جنب حاره‏اي آزور از سطح زمين فاصله مي‏گيرد، كم فشار مونسون به طرف غرب پيشروي كرده و نواحي جنوب شرقي ايران را در برمي‏گيرد. البته در اين هنگام بستگي به فاصله گرفتن پرفشار آزور از سطح زمين دارد كه بعضي مواقع شاهد گسترش كم فشار موسمي هند به نقاط مركزي ايران هم هستيم.
بادهاي غربي
در دوره‏ي سرد سال ازمهمترين عواملي كه بر آب و هواي ايران تاثير مي‏گذارد بادهاي غربي مي‏باشند كه اين بادها پس از پسروي رودباد جنب حاره‏اي به عرضهاي جنوبي تر وارد ايران مي‏شوند و رودباد جبهه‏ي قطبي را نيز به همرا خود به ايران مي‏آورند. بادهاي غربي در ايران توسط فرود بلند مديترانه كنترل مي‏شوند (كياني، 1386‏: 29).
– وزش باد در ايران
پراكندگي متوسط فشار، جهت و شدت بادهاي محلي و منطقه‏اي ايران را مشخص مي‏كند. در همه‏جاي ايران بادهاي محلي و فصلي مي‏وزد كه علت اصلي آنها در درجه‏ي اول قرارگيري ناهمواري‏هاست. وضع ناهمواري‏ها، بادها را در جهتي خاص هدايت مي‏كند و سبب مي‏شوند كه دربعضي موارد حتي بر خلا ف الگوي حاكم فشار بوزند .در فصل تابستان درياي خزر به عنوان يک مركز پرفشار عمل مي‏كند و هوا را به صورت بادهاي غالب به اطراف خود پخش مي‏كند. سردي نسبي ارتفاعات وزش باد غالب را معلوم كرده است. در تمام دامنه‏هاي جنوبي البرز باد غالب شمال شرقي است، يعني باد غالب از منطقه‏ي كوهستان مي‏وزد. در جنوب كشور وجود مركز كم فشار خليج فارس و چاله‏ي جازموريان سبب شده است كه هوا از اطراف مكيد شود بدين جهت درشرق كشور باد شمالي و در غرب كشور باد غربي حاكم است (عليجاني،1376 :55). مهمترين بادهاي محلي ايران عبارتند از: باد منجيل كه به دليل اختلا ف فشار بين درياي خزر و فلات داخلي به وجود مي‏آيد. باد 120 روز سيستان كه در دوره‏ي گرم سال از ارتفاعات شمال شرقي ايران به سرزمين‏هاي جنوب شرقي ايران مي‏وزد و بر اثر استقرار كم فشار بر روي خليج فارس به وجود مي‏آيد و باد سموم كه هواي خشک عربستان را به ايران مي‏آورد. اوضاع اقليمي و رژيم بادهاي ايران از يک طرف بستگي به ساختمان توپوگرافي يعني پستي و بلندي‏هاي آن دارد (بازرگان، 1365‏: 237).
– کمربندهاي بادي
بادهاي تجارتي يا بسامان
هواي خنكي كه به سمت استوا مي‏وزد، بادهاي يكنواختي را تشكيل مي‏دهد كه در نيمكره‏ي شمالي به نام بادهاي تجارتي يا بسامان شمال شرقي و در نيمكره‏ي جنوبي به بادهاي تجارتي يا بسامان جنوب شرقي معروف است(نام اين بادها برحسب سمت وزش آنها است). بادهايي كه بر آب و هواي مناطق مسكوني و پرجمعيت بيشترين اثر را دارد، بادهاي تجارتي و بادهاي غربي هستند. بادهاي تجارتي بسياري از مناطق استوايي و نيمه استوايي را خيلي گرم مي‏كنند كه ناراحت كننده است و براي زندگي نامناسب مي‏باشد. بسياري از مناطق نيمه خشک و صحراي در منطقه بادهاي تجارتي واقعند.هواي گرم منطقه دما را افزيش داده و رطوبت نسبي را پائين مي‏آورد (آيتي، 1384‏: 158).

بادهاي شرق وزان قطبي
هواي سردي كه از قطب‏ها جريان دارند، بادهاي ضعيفي را بوجود مي‏آورند. اين بادها به شدت بادهاي غربي يا تجارتي نيستند، زيرا در دماي مناطق قطبي اختلا ف كمي وجود دارد.
بادهاي متداول غربي
هواي گرمي كه از عرض‏هاي اسبي به سمت قطب مي‏وزد در نيمكره‏ي شمالي، بادهاي جنوب غربي در نيمكره‏ي جنوبي، بادهاي شمال غربي را بوجود مي‏آورند. اين بادها نسبت به بادهاي تجارتي از يكنواختي كمتري برخوردارند. ولي گاهي اوقات شديدتر مي‏وزند. بادهاي غربي طوفان، ابر و باران را به دنبال دارند، خصوصاً در قسمت باز آبهاي نيمكره‏ي جنوبي اين بادها قوي هستند در نقاط ديگر جهان، بادهاي غربي نواحي خنك تر را گرم مي‏كنند‏(آيتي، 1384‏: 58).
– بادهاي سطوح فوقاني جو
باد ژئوستروفيک
يكي از مهمترين مشخصه‏هاي حركت سينوپتيک، تعادل تقريبي است كه بين مولفه‏هاي افقي نيروي گراديان فشار و نيروي كوريوليس در نواحي برون حاره‏اي بوجود مي‏آيد. تغيير فشار نسب به فاصله بين خطوط همفشار بر روي نقشه سينوپتيک سطح ثابت، گراديان افقي فشار ناميده مي‏شود)قويدل، 1389‏:48). انحراف حاصل از اثر نيروي كوريوليس در باد نامحدود نيست. مثلا” اين نيرو هرگز نمي‏تواند به جابجايي هوا در جهت مخالف نيروي گراديان، يعني از مراكز كم فشار به طرف مراكز پرفشار منجر مي‏شود. بنابراين در نتيجه‏ي انطباق نيروي افقي و نيروي كوريوليس هوايي كه تحت تأثير اين دو نيرو قرار مي‏گيرد، در شرايطي كه اصطحكاک در بين نباشد (100 متر بالاتراز سطح زمين(، تمايل به حركت به موازات خطوط همفشار مستقيم دارد. بادهايي از اين نوع، معمولاً بادهاي ژئوستروفيک ناميده مي‏شوند. نيروي گراديان و نيروي كوريوليس بعد از شروع حركت هوا به تعادل مي‏رسند و باد ژئوستروفيک به وقوع مي‏پيوندد. در نيمكره‏ي جنوبي شتاب كوريوليس به هواي متحرک اعمال شد و آنرا به جاي سمت راست به سمپ چپ منحرف مي‏كند. قانون بايز بالوت بيان مي‏كند زماني كه در نيمكره‏ي شمالي پشت به باد ژئوستروفيک باشيم مركز
كم فشار در سمت چپ و مركز پرفشار در سمت راست خواهد بود، عكس اين حالت در نيمكره جنوبي صادق است(جهانبخش و رجبي، 1388‏: 135).
بادهاي گراديان
در بسياري از حالات حركت هوا در امتداد هم فشار مستقيم اتفاق نمي‏افتد. چنانچه حركت هوا بدون اصطحكاک واقعي با سرعت ثابت باشد، در اين صورت آن را جريان گراديان گويند. در واقع جريان گراديان در هر نقطه برخط هم فشار مماس است. سرعت اين جريان در عرض جغرافيايي معين و گراديان فشار مشخص را سرعت باد گراديان مي‏نامند. اين امكان همواره وجود دارد كه فقط در يک نقطه ي منفرد بر روي خط هم فشار يا در طول يک مسير طولاني جريان گراديان وجود داشته باشد. در حالت اول جهت جريان گراديان بر خط هم فشار فقط در همان نقطه مماس است. در حالت دوم كه جريان گراديان درطول يک مسير وجود دارد، بايستي خطوط هم فشار در طي زمان دچار تغيير نشده و در اين صورت گراديان در امتداد خط هم فشار جهتي دارد كه همواره و در هر نقطه بر آن مماس خواهدبود(قويدل، 146:1389).
بادهاي لايه اصطحکاک
در روي نقشه هاي هواشناسي مسير بادهاي سطحي دقيقاً به موازات خطوط هم فشار نيست بلكه، بادهاي سطحي خطوط هم فشار را با زاويه‏اي بين 10 تا 45 درجه قطع مي‏كنند. در نزديكي سطح زمين، نيروي اصطحكاک سرعت باد را كاهش مي‏دهد و اين امر ازطرفي باعث تضعيف نيروي كوريوليس نيز مي‏شود. اين نيروي تضعيف شده نمي‏تواند مدت طولاني با نيروي گراديان فشار در حال تعادل باقي بماند، بنابراين باد درعرض خطوط هم فشار به طرف مركز فشار و يا به بيرون آن مي‏وزد. در اين حالت نيروي گراديان فشار با مقاديرنيروي اصطحكاک و نيروي كوريوليس به تعادل مي‏رسد. بنابراين در نيمكره شمالي وزش بادهاي سطحي درمسير خلاف حركت عقربه‏هاي ساعت و به سمت داخل كم فشار سطحي است اما در يک مركز پرفشار سطحي، اين وزش در مسير عقربه‏هاي ساعت و به طرف بيرون مركز پرفشار مي‏باشد. در نيمكره جنوبي اثر نيروي كوريوليس در سمت چپ بيش از سمت راست بوده و اين باعث مي‏شود كه بادهاي نيمكره جنوبي در مسيرحرك عقربه‏هاي ساعت و به طرف داخل مراكز كم فشار سطحي بوزند در حاليكه اين مسير در اطراف مراكز پرفشار در جهت خلاف عقربه‏هاي ساعت و به طرف خارج اين مراكز است(جهانبخش و رجبي، 1388‏: 138).
– عوامل موثردر تشکيل باد و حرکت آن
مهمترين عاملي كه باعث ايجاد باد ميشود، توزيع يكنواخت دما و فشار در نوا حي مختلف مي‏باشد وقتي هواي موجود بر روي يک سطح گرم مي‏شود، به تدريج سبک شد و به سمت بالا جريان مي‏يابد و يا اين كه در امتداد افقي به ناحيه‏اي كه داراي دماي كمتري است حركت مي‏كند. اين حركت و جريان هوا از يک منطقه به منطقه‏ي ديگر همان باد است كه ضمن اين حركت ، باعث تغييراتي در هواي منطقه اي كه باد به آن جا مي‏وزد، خواهد شد حركت هوا از يک منطقه به منطقه‏ي ديگر تحت تأثير يک سري نيروها است كه عمده‏ترين آنها، نيروي گراديان فشار، نيروي كوريوليس و نيروي اصطحكاک سطح مي‏باشد كه بر روي نحوه‏ي حركت، سرعت حركت و ميزان انحراف از مسير حركت، بسيار موثرند (جلالي، 1384‏: 155).
– انواع بادها محلي
باد نسيم دريا و خشکي
هواي روي خشكي، بر اثر گرم شدن خشكي در روز، گرم و منبسط مي‏شود در نتيجه هواي بالاي خشكي صعود مي‏كند و در سطح زمين مركز كم فشار به وجود مي‏آيد. در مقابل، به علت سردي نسبي آب دريا، در هواي روي دريا مركز پرفشار پديد مي‏آيد. جريان هوا از فرابار روي دريا به سمت فروبار روي خشكي متمايل مي‏شود كه آن رانسيم دريا گويند. در ارتفاعات بالاتر، هوا بر روي خشكي بيشتر از دريا، و در نتيجه، جهت شيب تغييرات فشار از خشكي به درياست. در هنگام شب عكس اين فرايند اتفاق مي‏افتد يعني نسيم خشكي شروع به وزيدن مي‏كند(عليجاني و كاوياني، 1384).
ديوباد و ديو باد دريايي
اصطلاحا” به گردبادهاي سهمگين سواحل جنوبي آمريكا ، هندوستان و چند منطقه‏ي ديگراطلاق مي‏شود .ديوباد3 و ديوباد دريايي4 دو پديده‏ي نزديک به هم هستند. هنگامي كه يک ديوباد در مسيرحركت خود به دريا مي‏رسد ديوباد دريايي ناميده مي‏شود. ديوباد يا گردباد عظيم، تجلي شديدترين و مخربترين نيروي طبيعت است. پهناي ديوباد به طور متوسط در سطح زمين 300 متر است و سرعت حركت آن بين 40 تا 70 كيلومتر در ساعت تغيير مي‏كند.
باد شمال
اين باد يا در واقع باد شمال غربي در 9 ماه از سال به موازات ساحل شمالي خليج فارس مي‏وزد و تقريباً در همه جا باد شمال خواند مي‏شود. باد شمال درزمستان به همان بادي اطلا ق مي‏گردد كه در دنباله‏ي هسته‏هاي كم فشار مي‏وزد و اغلب، توفانهاي ناگهاني و خطرناكي به وجود مي‏آورد ولي در تابستان بهترين نمونه‏هاي آن باد شمال چهل روزه است كه از اواسط خرداد تا اواخر تير با نظم و شدت فوق‏ العاده‏‏اي مي‏وزد و در نواحي شمالي خليج فارس، گرد و خاک فراواني از صحاري سوريه و عراق به همراه مي‏آورد. تعريف‏هاي استاندارد سازمان هواشناسي(WMO) براي رخدادهاي گرد و غبار كه شامل بارگذاري گرد و غبار در جو هستند توسط مک تنيش و پيت بليدو(1987) ارائه شد‏ه‏اند:
الف)توفانهاي گرد و غبار ناشي از بادهاي متلاطم كه كميت هاي زيادي از گرد و غبار را به داخل هوا بلند مي‏كنند و قابليت ديد را به كمتر از 1000 متر كاهش مي‏دهند.
ب)گرد و غبار وزيده شده به وسيله‏ي بادها كه تا ارتفاع متوسطي از سطح زمين بالا مي‏روند و قابليت ديد چشم (8/1)متر( را كاهش مي‏دهد، اما به كمتر از 1000 متر كاهش نمي‏دهند.
ج) گرد و غبار تيره ايج
اد شد توسط ذرات گرد و غبار معلق كه توسط توفان گرد و غبار درزماني قبل‏تر از زمان رصد از سطح زمين بلند شده‏اند.
د) گردبادهاي گردوغبار يا تنورهاي ديو، ستونهاي چرخاني از گرد و غبار هستند كه با باد جابجا مي‏شوند و معمولاً ارتفاعي كمتر از 30 متر دارند و ابعاد باريكي هم دارند. از نظر ساختار مقداري آشفتگي و سر درگمي بين تعاريف توفانهاي ماسه و توفانهاي گرد و غبار وجود دارد. اولين پديده اي است كه گرايش به ارتفاع پايين دارد و در سطح محدودي گسترده مي‏شود و عمدتاً از موادي در اندازه‏ي ماسه تشكيل مي‏شود. توفان گرد وغبارارتفاع بالاتري دارد وتا مسافت‏هاي طولاني‏تري جابجا مي‏شود و بيشتر از رس و سيلت تشكيل مي‏شوند. برداشت ،حمل و رسوب گرد و غبار مي‏تواند تنوعي از مشكلات را براي ساكنان داخل و حاشيه‏ي مناطق بياباني ايجاد نمايد كه بسياري از آنها زيان آور اقتصادي هستند)گائودي و ميدلتون). چنين خطراتي مردم مناطق خشک را از زمانهاي قديم متأثر ساخته است. اخيراً اثر ريز ذره‏ات بادآورده بر سلا مت انسان به موضوع قابل توجه‏ي تبديل شده‏ است.
باد


دیدگاهتان را بنویسید