سونامی چگونه به وجود می‌آید؟

کلمه سونامی(tsunami) از کلمات ژاپنی tsu (بندر) و nami (امواج) تشکیل شده است. سونامی موج یا رشته‌ای از امواج است که در اقیانوس به دنبال زلزله های دریایی بوجود می‌آید... [ هواشناسی و فیزیک جو ] سونامی چگونه به وجود می‌آید؟   کلمه سونامی (tsunami) از کلمات ژاپنی tsu (بندر) و nami (امواج) تشکیل شده است. سونامی موج یا رشته‌ای از امواج است که در اقیانوس به دنبال زلزله های دریایی بوجود می‌آید. این امواج ممکن است صدها کیلومتر پهنا داشته باشد و هنگام رسیدن به ساحل به ارتفاع آن به 10.5 برسد.این "دیوارهای آب" با سرعتی تندتر از یک هواپیمای جت پهنه اقیانوس را می‌پبمایند،به ساحل کوبیده می‌شوند و تخریب وسیعی را باعث می‌شوند. برای درک سونامی باید ساختمان موج را شناخت. امواج معمولی ما در کنار ساحل دریا یا در حوضچه‌های آب می‌بینیم، از یک ستیغ(بالاترین نقطه موج) (crest)و یک ناوه (پایین‌‌ترین نقطه موج)(trough)تشکیل می‌شوند. امواج را به دو طریق اندازه می‌گیرند: *ارتفاع موج (wave heigth):فاصله بین ستیغ و ناوه. *طول موج(wave length): فاصله افقی بین ستیغ دو موج متوالی. بسامد یا فرکانس امواج بر حسب زمانی کف طول می‌کشد تا دو موج متوالی از یک نقطه بگذرند – که به آن دوره موج می‌گویند- اندازه‌گیری می‌شود. هم سونامی‌ها و هم امواج معمولی دارای این بخش‌ها هستند و به طریق مشابهی اندازه‌گیری می‌شوند. اما تفاوت‌های زیادی میان آن دو از لحاظ اندازه، سرعت، و منشا وجود دارد:  خصوصیت موج موج ناشی از باد  موج سونامی سرعت موج   8 تا 100 کیلومتر در ساعت  800 تا 1000 کیلومتر در ساعت دوره موج  5 تا 20 ثانیه  10 دقیقه تا 2 ساعت طول موج   100 تا 200 متر  100 تا 200 کیلومتر امواج در اقیانوس‌ها به علل مختلفی مانند فعالیت‌های زیرآبی، فشار جوی، و کشش جاذبه رخ می‌دهند، اما شایع‌ترین علت آنها باد است. باد منبع انرژی موج حاصل است و اندازه سرعت باد به قدرت باد وابسته است. نکته مهمی که باید به خاطر داشت این است که امواج نشان‌دهنده حرکت آب نیستند، بلکه حرکت انرژی از طریق آب را نشان می‌دهند. تولد سونامی شایع‌ترین علت سونامی‌ها زلزله‌های زیردریایی هستند. برای اینک بدانیم این زلزله‌ها گونه رخ می‌دهند، باید "تکتونیک صفحه‌ای" را بشناسیم. نظریه تکتونیک صفحه‌ای بین می کند که لیتوسفر یا بخش فوقانی کره زمین از چندین صفحه عظیم تشکیل شده است. این صفحات قاره‌ها و کف دریاها را می‌سازند. این صفحات بر روی یک لایه زیرین چسبناک نیمه‌جامد به نام آستنوسفر قرار دارند. یک پای سیب بریده‌شده را در نظر بگیرید، قشر بیرونی کیک لیتوسفر و بخش داخلی داغ پرکننده آن آستنوسفر است. این صفحات مدواما روی کره زمین با سرعتی در حد 2.5 تا 5 سانتی‌متر در سال در حال حرکتند. این حرکت بیش از همه در طول خطوط گسل( خط برش کیک را در نظر بگیرید) رخ می‌دهد. حرکت این صفحات باعث بروز زلزله‌ها و آتش‌فشان‌ها می‌شود که در کف اقیانوس ها هم ممکن است رخ دهند و دو منشا احتمالی سونامی هستند. هنگامی که دو صفحه د ر ناحیه‌ای که مرز صفحه‌ای نامیده می‌شود در تلاقی با یکدیگر قرار می ‌گیرند، صفحه سنگین‌تر به زیر صفحه سبک‌تر مِی‌‌لغزد. این پدیده را لغزش به پایین(subduction) می‌نامند. بروز پدیده لغزش به پایین زیرآبی اغلب جاگذاری‌های فراوانی به شکل گودال‌های عمیق اقیانوسی در کف دریا ایجاد می‌کند. در برخی مواردهنگام بروز این پدیده بخشی از کف دریا که به صفحه سبک‌تر متصل است ممکن است به علت فشار صفحه به زیررونده ناگهان به سمت بالا جابجا شود. نتیجه این وضعیت بروز زلزله است. کانون زلزله نقطه‌ای درون زمین است که برای اولین بار شکست در آن رخ می‌دهد، صخره می‌شکنند و اولین امواج لرزه‌ای بوجود می‌آیند. اپی‌سنتر یا مرکز سطحی زلزله نقطه‌ای از سطح دریاست که مستقیما روی کانون زلزله قرار دارد. هنگامی که این قطعه از صفحه به بالا می‌پرد، میلیون‌ها تن صخره با نیرویی عظیم به بالا فرستاده می‌شوند، انرژی این نیرو به آب منتقل می‌شود.این انرژی آب را به بالاتر از سطح معمول دریا می‌راند.به این ترتیب سونامی زاده می‌شود. دینامیک سونامی هنگامی که آب به سمت بالا رانده می‌شود،‌ جاذبه بر روی آن عمل می‌کند، وانرژی را به طور افقی به موازات سطح آب هدایت می‌کند. سپس انرژی از میان اعماق آب از مرکز اولیه جنبش به اطراف گسترش می‌یابد. نیروی عظیمی که بوسیله جنبش لرزه‌ای ایجاد می‌شود سرعت باورنکردنی سونای را ایجاد می‌کند. سرعت واقعی سونامی با اندازه‌گیری عمق آب در نقطه‌ایی که سونامی از آن می‌گذرد، محاسبه می‌شود.این سرعت مساوی ریشه دوم حاصلضرب شتاب جاذبه در میزان عمق آب است. توانایی سونامی برای حفظ سرعتش مستقیما نحت تاثیر عمق آب قرار دارد.سونامی درآب‌های عمیق‌تر سریع‌تر حرکت می‌کند و در اب‌های کم‌عمق‌تر سرعتش کند می‌شود. بنابراین برخلاف امواج معمولی، انرژی راننده سونامی نه روی سطح آب بلکه از میان آب حرکت می‌کند. ارتفاع سونامی معمولا تا هنگامی که به کنار ساحل برسد بیش از یک متر نیست و معمولا قابل تشخیص نیست. برخورد سونامی به ساحل هنگامی که سونامی به ساحل می‌رسد، به شکل آشنای مرگبارش بدل می‌شود.هنگامی که سونامی به خشکی می‌رسد، به آب کم عمق کنار ساحل ضربه می‌زند.آب کم عمق و خشکی ساحلی باعث متراکم‌شدن انرژی می‌شود که آب منتقل می‌کند.این امر تغییرشکل سونامی را آغاز می‌کند. توپوگرافی کف دریا در این محل و شکل ساحل بر ظاهر و رفتار سونامی تاثیر می‌گذارد. همچنانکه سرعت موج کاهش می‌یابد، ارتفاع آن به طور قابل‌توجهی بالا می رود- انرژی متراکم‌شده آب را به سمت بالا می‌راند. سرعت یک سونامی معمول که به خشکی نزدیک می شود تا 50 کیلومتر در ساعت کاهش می‌یابد، و در مقابل ارتفاع آن تا 30 متر بالای سطح دریا می‌رسد. با افزایش ارتفاع موج حین این فرآیند طول موج به شدت کاهش می‌یاید.( فشرده شدن یک آکاردئون را در نظر بگیرید.) شاهدی که در کنار ساحل قرار دارد، بالا و پایین‌رفتن شدید آب را هنگامی که سونامی قریب‌الوقوع است، مشاهده خواهد کرد.به دنبال آن ناوه واقعی سونامی به ساحل می‌رسد. سونامی‌ها اغلب به صورت رشته‌هایی طغیان‌های قدرتمند و سریع آب و نه به صورت یک موج منفرد غول‌آسا تظاهر می‌کنند. البته ممکن است یک اُشترک (Bore) که یک موج عمودی بزرگ است با جبهه‌ای زیروروکننده ظاهر شود.اُشترک‌ها اغلب با طغیان‌های سریع آب دنبال می‌شوند، که به خصوص باعث تخریب ساحل می‌شود. پنج تا 90 دقیقه پس از ضربه اولیه ممکن است امواج دیگری به دنبال آید- قطار موج سونامی، پس از حرکت به صورت رشته‌ای از امواج در فواصلی طولانی، خود را به ساحل می کوبد. سونامی به خصوص اگر بدون هشدار قبلی به ساحلی برخورد کند، تلفات بسیاری به بار می‌آورد، و خط ساحلی با خاک یکسان می‌کند و همه چیز را با خود به دریا می‌کشاند. منطقه‌ای که در معرض بیشترین خطر تخریب قرار دارند، نواحی در حد فاصل 1.6 کیلومتری خط ساحلی، به خاطر طغیان آب و آوار پراکنده‌شده، و با ارتفاع کمتر از 15 متر از سطح دریا به خاطر ارتفاع امواج ضربه‌زننده است. سونامی حتی می‌تواند به علت خصوصیات متفاوت بستر دریا و ساحل به پناهگاه‌های دور از ساحل هم برسد. برای مثال یک منطقه حفاظت‌شده ساحلی با ورودی باریک یک مسیر "شیپوری" ایجاد می‌کند، که باعث تشدید قدرت مخرب امواج می‌شود. یا کانال رودخانه‌ای راه را برای نفوذ بیشتر سونامی به مناطق داخلی‌تر می‌گشاید. تا زمانی که یک سونامی به ساحل برخورد نکند، مشکل است نحوه تعامل آن را با خشکی پیش‌بینی کرد.

هواشناسی کوهستان

نخستین اندیشمندی که رویدادهای هواشناسی را مدون و طبقه‌بندی نمود و او را باید، به‌حق، پدر دانش هواشناسی نامید، دانشمند ایرانی سده پنجم هجری، ابوحاتم اسماعیل اسفزاری خراسانی است که برای نخستین بار در جهان پدیده‌های جوی و هواشناسی را به زبان فارسی در کتاب خود به نام آثار علوی ، گردآوری نموده است...   هواشناسی کوهستان پرنیان کوهستان ابر، باد و کوه مهندس جعفر سپهری (هیات علمی دانشگاه جامع علمی کاربردی) زهراپریسا زارعی (دانشجوی کارشناسی ارشد فیزیک دریا)   نخستین اندیشمندی که رویدادهای هواشناسی را مدون و طبقه‌بندی نمود و او را باید، به‌حق، پدر دانش هواشناسی نامید،  دانشمند ایرانی سده پنجم هجری، ابوحاتم اسماعیل اسفزاری خراسانی است که برای نخستین بار در جهان پدیده‌های جوی و هواشناسی را  به زبان فارسی در کتاب خود به نام آثار علوی (Meteorology)، گردآوری نموده است.   پیشگفتار: بر آمد ز کوه ابر مازندران چو مار شکنجی و ماز اندر آن   بی‌گمان یکی از مهمترین ابزارهایی که یک کوهنورد باید بدان مسلط باشد، دانش هواشناسی کوهستان و آگاهی او از تغییرات و تلاطمات جوی است. دانشی که آگاه نبودن از آن می‌تواند به قیمت زندگانی تمام شود. چه بسا خفته در خاکانی که می‌توانستند با سود جستن از این دانش، سال‌ها از زندگی و مواهب آن بهره گیرند. هدف از این نوشتار، اطلاعی کوتاه و فراگیر در باره پدیده‌های جوی در کوهستان است. امیدواریم که سودمند قرار گیرد.   1 _  امواج کوهستان  و تلاطم در هوای صاف الف _ امواج کوهستان (Mountain waves or Lee waves) هنگامی‌که باد از فراز کوهستان می‌گذرد، در جهت پشت به باد کوه تلاطم شدیدی ایجاد می‌شود. نوعی از این تلاطم چرخش rotor نام دارد. شرایط مطلوب برای شکل‌گیری امواج نیرومند کوهستان، به ویژه در حالت حاکمیت یک سامانه پرفشار (پادچرخندی) عبارتند از: یک لایه همدما یا وارونگی که میان دو لایه ناپایدار کم‌فشار قرار می‌گیرد. بادی با سرعت 20 گره (حدود 10 متر بر ثانیه) که رو به بالا حرکت کرده و با افزایش ارتفاع، سرعت آن هم افزایش می‌یابد.   ب _ تلاطم در هوای صاف(CAT=Clear Air Turbulence) تلاطم بر فراز لایه مرزی‌سیاره‌ای PBL را که هیچ‌گونه پیوند مستقیمی با ابرها نداشته باشد را تلاطم در هوای پاک CAT می‌نامند. یک CAT معمولا با برش عمودی باد (wind shear) و وارونگی دما همراه است. در حالی‌که بر فراز آن منطقه هم‌گرایی و یا واگرایی رودبادها          (jet stream)  به ویژه در سمت پشت به باد کوه، قرار دارد. این امواج در ارتفاع‌های گوناگون و با فاصله گرفتن از منشاء، تغییر می‌کنند. یک CAT نه فقط در ارتفاع بالا، بلکه در ارتفاعات پایین هم خطرآفرین است.    امواج کوهستان و rotorها     خطر امواج کوهستان برای هواپیما و بالگرد     برش باد wind shear: تغییر سریع و ناگهانی در سرعت و جهت باد که معمولا با تلاطم شدید همراه است.   2 _ باد دره و باد کوه الف _ باد دره (دره‌بادها) Valley wind دره‌ها، چرخه باد ویژه خود را دارند، که معمولا از باد غالبی که بر فراز آن می‌وزد مستقل است. جهت وزش آن مجاور سطوح دره و صرف‌نظر از چرخه عمومی بادها، روبه‌بالا است. اما اگر سرعت باد بیشتر از 20 گره (حدود 10 متر بر ثانیه) شود، در جهت مخالف باد دره، جریان مهمی رو به پایین و تلاطم‌های شدیدی ایجاد خواهد شد. از این رو هواپیماهای سبک و ‌بال‌گردها برای کاهش ریسک ناشی از تلاطم باید پیش از آغاز چرخش، با زدن یک نیم‌دایره از روی دره رد شوند.   ب _ باد کوه (کوه باد) Mountain wind  این باد برعکس باد دره بوده و از بالای کوه هوای سرد و سنگین را به سمت دره می‌برد.   باد کوه باد دره   3 _ باد کوه‌دشت و باد دشت‌کوه الف _ باد کوه‌دشت (Katabatic winds) معمولا در غروب شکل می‌گیرد و تا پیش از برامدن خورشید ادامه خواهد داشت. این باد نتیجه سُر خوردن هوای سرد و سنگین از فراز کوه به سوی دشت، از سمت شیب‌های رو به پایین است. در تحت برخی شرایط، باد کوه‌دشت می‌تواند به نسیمی توانمند در دل شب تبدیل گردد که نویدبخش بامدادی گرم است.   ب _ باد دشت‌کوه (Anabatic winds) در طی ساعات روز هنگامی شیب‌های دامنه کوه‌ها گرم‌تر از ژرفای دره‌ها می‌شوند، وزیدن این باد آغاز می‌شود. تفاوت گرمایی هوای مجاور دامنه‌ها، موجب حرکت صعودی آن به بالادست شیب می‌شود. سرعت وزش این باد می‌تواند حتی به 10 گره ( حدود پنج متر بر ثانیه) هم برسد.   حداکثر ارتفاع بادهای کوه‌دشت و دشت‌کوه حدود دویست متر بر فراز دامنه‌های کوهستان است. این دو باد، چرخه‌ای محدود میان هوای مجاور کوه و هوای مجاور دشت، در نزدیکی یکدیگر است. باد کوه به دشت باد دشت به کوه   4 _ نسیم دریاچه Lake breeze این نسیم حالت خفیف نسیم دریا به ساحل See breeze در طول روز و نسیم ساحل به دریا Land breeze  در طول شب است که موجب بروز رطوبت در هوای مجاور دریاچه می‌شود. در طول روز سطح خشکی بیشتر از سطح آب گرم می‌شود که موجب بروز نسیمی از سوی دریاچه به سوی ساحل Lake breeze شده و در طی شب هوای مجاور خشکی زودتر از هوای مجاور آب سرد می‌شود که منجر به بروز نسیمی از خشکی به سوی دریاچه Land breeze  می‌شود. در صورت صعود از صخره‌ای در نزدیکی یک دریاچه، باید همواره جریاد هوایی رو به بالا در طی روز و جریان هوایی رو به پایین در طول شب را در نظر گرفت.   نسیم دریاچه   دریاچه‌های نزدیک کوه ایجاد کننده نسیم دریاچه   5 _ ابرها معمولا حرکت روبه‌بالای هوای مرطوب پیش‌نیاز تشکیل ابر است. پدیده‌ای که در کوهستان به فراوانی رخ می‌دهد. حرکت روبه‌پایین نیز بر خلاف آن عمل می‌کند. هوای روبه‌بالا منبسط شده، به‌طور بی‌دررو سرد شده و اگر رطوبت کافی به همراه داشته باشد، مقداری از بخار آب موجود در آن سرد شده و تشکیل ریزقطره‌های ابر را می‌دهد. هر متر مکعب ابر غلیظ حدود 5/0 گرم آب در خود دارد. دمای معمولی این ریزقطره‌ها 10- تا 15- درجه سانتیگراد است اما در ارتفاع بالا و فشار کم این ریزقطره‌ها می‌توانند تا حدود دمای 40- درجه سانتیگراد هنوز مایع باشند. این قطره‌ها را قَطرَک‌های اَبَرسَرد یا supercoold droplet می‌نامند. از این دما به بعد هر قطره آبی در اثر پدیده انجماد خودبه‌خودی self nucleation یخ خواهد زد. ابرهای خانواده کومولوس به ویژه Cb بسیار خطرآفرین هستند. با مشاهده آنها باید از صعود صرف‌نظر نموده به نزدیکترین پناهگاه مراجعت کرد. خلبانان در باره ابرهای Cb می‌گویند: برای زنده‌ماندن از Seabees پرهیز کنید. تلاطم در ابرها به قرار زیر است. نوع ابر تلاطم St بی‌اهمیت Ci, Cs, Cc, Ac, As هیچ یا بی‌اهمیت، مگر در زمان تشکیل ابر Cb Sc ملایم Ns ملایم اما در پایه ابر شدید Cu, TCu, Cb معمولا شدید، اما در حالت انفجار روبه‌پایین مصیبت‌بار و فاجعه‌ساز ابرهای رایج به ویژه بر فراز قله‌های کوهستان Cb به همراه Cap Cloud Cb به همراه Cap Cloud  ابر پیش کومولوس pyrocumulus ابر milthorpeincus ابر سندانی Anvil Cloud خطرناک‌ترین نوع ابر   6 _ توفان تندری Thunderstorm توفان‌های تندری و آذرخش که توسط ابرهای Cb به ویژه نوع سندانی آن anvil cloud ایجاد می‌شود، و نتیجه تخلیه بار الکتریکی الکتریسته ساکن میان ابر و ابر و یا ابر و زمین است، تحت هر شرایطی خطرناک و آسیب‌رسان است. پس از مشاهده آنها، عاقلانه‌ترین کار،  گریز به نزدیکترین پناهگاه است. آذرخش در هر شرایطی خطرآفرین است   7 _ مه (Fog [FG]) حریر مه بر رخسار کوه، مه در اثر سرد شدن هوای مرطوب رخ می‌دهد. یک تیرگی جوی در سطح زمین که به وسیله آویزش قطرک‌های آب، همراه و یا بدون همراهی ذرات دود، که دید را به زیر 1000 متر محدود می‌کند، مه می‌نامند. همچنین اگر دید بیش از 1000 متر باشد، آن‌را mist (دمه، تاری‌شم)می‌نامند. دودمه را که بیشتر در شهرهای با آلودگی هوایی بالا رخ می‌دهد را       smoke fog می‌نامند. مه به روش‌های زیر تشکیل می‌شود. الف _ مه تابشی: Radiation fog بیشتر هنگامی که هوای مرطوب در شبی بدون ابر، پس از بارندگی، تحت یک سیستم پرفشار قرار گیرد آنگاه مه تابشی رخ می‌دهد. دمای هوای مرطوب در مجاورت زمین سرد و در شرایط چگالش به سرعت به دمای نقطه شبنم می‌رسد. بهترین سرعتی هم که باد می‌تواند داشته باشد شرایط بدون باد calm، و یا 2 تا 6 گره، 1 تا 3 متر بر ثانیه است. اگر در این شرایط دود هم وجود داشته باشد، دودمه smog نامیده می‌شود. حداکثر ارتفاع این نوع مه 300 متر است. مه جنگل‌ها بیشتر از این نوع است. ب _ مه فرارفتی:   Advection fog هنگامی که هوای گرم و مرطوب توسط باد به روی یک سطح سرد آورده می‌شود و دمای آن‌را تا نقطه شبنم پایین می‌آورد. مه کنار دریا و مه بادهای دره بیشتر از این نوع است. بهترین سرعت باد 5 تا 15 گره است. پ _ مه تبخیری: evaporation fog در اثر چگالش سریع بخار آب از سطح به هوای اشباع شده رخ می‌دهد. مه روی جاده پس از بارندگی و یا مه جنگل‌های گرمسیر از این نوع هستند. ت _ مه یخ‌زدگی: freezing fog در اثر یخ‌زدگی قطرک‌های آب رخ می‌دهد. دمای هوا بین 24- تا 45- درجه سانتیگراد و ارتفاع بالاتر از حدود 8000 متری از سطح دریا. این نوع مه به ویژه در اثر حرکت هواپیما و برخورد آن با ذرات آب اَبَرسَرد رخ می‌دهد. ث _ مه جبهه‌ای:  front fog مه‌ای‌است در مقیاس گسترده، که در اثر حرکت و فعالیت جبهه‌های سرد، گرم و اکلوده رخ می‌دهد.   8 _ ابر کوه‌کُلاه و ابر غلتان الف _ کوه‌کُلاه، (Cap Cloud)، فراز دماوندش از ابر بود تو گویی زِبَرکوه پوشیده خُود چو پوشیده سر ر ا به ابری پناه و را خواند باید کنون کُه کُلاه ابری که گاه و بیگاه بر فراز قله کوه‌های بلند، مانند دماوند، به چشم می‌خورد و همچون کلاهی قله را در بر می‌گیرد.  این ابر که به واژه لاتینی Pileus نام‌گذاری شده است، ابری است کوچک و افقی که می‌تواند به شکل ابرهای کومه‌ای (= گل کلمی)  کومولوسCumulus یا کومولونیمبوس (کومولوس باران‌زا) Cumulonimbus نمایان شود. ابر مولد آن می‌تواند به شکل یک روکش پدیدار شده باشد. این ابر پایدار نبوده و به سرعت تغییر شکل می‌دهد. شکل‌گیری آنها به‌ویژه در عرض‌های جغرافیایی پایین‌تر در اثر حرکت سریع و روبه‌بالای هوای مرطوب رخ می‌دهد. این حرکت سریع رو‌به‌بالا باعث می‌شود که دمای هوا از دمای نقطه شبنم dew point پایین‌تر بیاید. این ابر معمولا نشان‌دهنده هوای با تغییرات شدید و ناپایدار چشمگیر در آب‌وهوا هستند. یک چنین ابری که در بالا به شکل گل کلم است، اغلب به شکل یک کومولونیمبوس در آمده و نشان‌دهنده حرکت سریع روبه‌بالای جریان‌های هوایی در کوهستان است. کوه‌کُلاه دوگانه   کوه کُلاه دماوند   ب _ ابر غلتان، (رخش‌ابر) Roll Cloud چو رَخش‌اَبر آمد فرود از فراز دگرگونه افراخت آهنگ، ساز بپیچیدو از بیخ زو برکنید هر آن بودنی را که در راه دید ابری است که همانند یک استوانه از فراز کوه به سوی دره سر می‌خورد و تلاطم‌های خطرناکی ایجاد می‌کند. یک ابر غلتان، یک ابر لوله‌ای شکل، از خانواده ابرهای کمانی شکلArcus Cloud است که غالبا  در جبهه هوای سرد با توفان تندری و آذرخش همراه می‌شود. ابر غلتان همچنین می‌تواند نمایانگر فعالیت‌ جریان‌های هوایی شدید روبه پایین Microburst باشد. ابرهای غلتان ویژه کوهستان هستند. حتی در کوهستان هم این ابر بسیار خطرناک کم دیده می‌شود. آنها از پایه ابرهای تندرزا و یا ابرهای دیگر کاملا جدا هستند. از این‌رو است که آنها متفاوت از دیگر ابرها هستند. ابرهای غلتان معمولا بر روی محور افقی خود می‌چرخند، اما اگر بر روی محور دیگری بچرخند، نباید با ابرهای قیفی شکل funnel clouds که زایینده گردباد Tornado است اشتباه شود.   9 _ انفجار رو به پایین microburst یک سقوط سنگین و غلیظ از هوای سرد چگال، و معمولا از یک ابر در حال گذر را downburst  می‌نامند. اگر این رخداد در مقیاس بزرگ اتفاق بیافتن آن‌را macro burst و اگر در مقیاس کوچک خردهواشناسی رخ دهد آن‌را microburst می‌نامند. این اتفاق در کمتر از 10 دقیقه و معمولا بین 3 تا 5 دقیقه رخ می‌دهد، و منجر به برش یا شکاف هوایی دهشت‌باری در جهت‌های افقی و عمودی می‌شود. این رخداد می‌تواند "خشک" و یا "تر" همراه با قطره‌های کوچک باران تا رگبار سنگین باشد. حلقه‌های چرخش این انفجار در نزدیکی سطح زمین به خوبی دیده می‌شود. این پدیده، به ویژه برای خلبانان، چتربازان و صخره‌نوردان بسیار خطرناک است. یکی از نشانه‌های این رخداد بسیار خطرناک، ابر غلتان است. خطرناک‌ترین محل در محورهای افقی این انفجار قرار دارد.جایی که سرعت باد در زمان کوچکی به بیش از 150 گره (حدود 75 متر در ثانیه) می‌رسد. بیشترین توان این انفجار در حدود 30 متری سطح زمین رخ می‌دهد. انفجار روبه‌پایین در زیر 5% تا 10% ابرهای Cb اتفاق می‌افتد. بیشترین محدوده اثر افقی این حدود 4 کیلومتر است. با دوبرابر شدن سرعت سقوط هوا، microburst به یک macro burst تبدیل می‌شود.     پیوست:   PBL:   Planetary Boundary Layer     لایه مرزی‌سیاره‌ای                                                         لایه مرزی سیاره‌ای، لایه‌ای‌است که به دلیل اصطکاک سطح زمین از وزش بادهای سهمگین در امان مانده امکان پیدایش زندگی را ایجاد نموده است. این لایه کمابیش بر  زیست‌کره biosphere منطبق است.    بُرش باد wind shear   ابرها: St:      Stratus Ci:      Cirrus Cs:     Cirrostratus Cc:     Cirrocumulus Ac:     Altocumulus As:     Altostratus Sc:     Stratocumulus Ns:     Nimbostratus Cu:     Cumulus Cb:     Cumulonimbus پرتوهای گاما   جدول 1 : میانگین پرتوگیری سالیانه افراد از منابع پرتوزای طبیعی چشمه پرتو دز موثر سالیانه(mSv) سال 1372 سال 1380 دگرگونی پرتو کیهانی یونساز 0.30 0.28 0.02 - نوترونی 0.08 0.10 0.02 هسته های پرتوزای کیهانی 0.01 0.01   پرتوهای خارجی زمینه محیط باز 0.07 0.07   محیط بسته 0.39 0.41 0.02 پرتوگیری ناشی از استنشاق اورانیوم و توریم 0.01 0.006 0.004 - رادن – 222 1.2 1.15 0.05 - تورن – 220 0.07 0.10 0.03 پرتوگیری ناشی از بلع پتاسیم – 40 0.17 0.17   زنجیره اورانیم و توریم 0.06 0.12 0.06 مجموع 2.36 2.416 0.056     افزایش پرتوگیری گاما از محیط با افزایش ارتفاع   فهرست ماخذ و مراجع: Ahrens, Essentials of Meteorology. http://en.wikipedia.org/wiki/Special:Search?search=cap+clouds http://tpub.com/content/aerographer/14312/css/14312_84.htm http://www.auf.asn.au/groundschool/umodule21.html#shear http://www.auf.asn.au/meteorology/section3.html http://www.crh.noaa.gov/glossary.php?letter=m http://www.noaa.com/

النینو چیست ؟

رویداد ال نینو / نوسان جنوبی یکی از مهمترین و شاخص ترین رویداد هایی است که منجر به ظهور نا بهنجاری های بزرگ آب و هوایی در بسیاری از نقاط جهان می شود...   النینو   رویداد ال نینو / نوسان جنوبی یکی از مهمترین و شاخص ترین رویداد هایی است که منجر به ظهور نا بهنجاری های بزرگ آب و هوایی در بسیاری از نقاط جهان می شود . هواشناسان و اقیانوس شناسان جهان در سالهای اخیر مطالعات زیاد و دقیقی در مورد مکانیزم ایجاد ال نینو و تاثیرات متقابل جو و اقیانوس انجام داده اند ، بویژه مطالعات گسترده ای در ارتباط با ناموزونی دما در سطح دریا و نوسانات فشار جو در سالهایی که ال نینو رخ می دهد انجام گرفته است ، مجموعه این تغییرات را بنام نوسانات جنوبی می نامند که با کلمه اختصاری ENSO (ElNino Southern Oscillation )یعنی ترکیبی از دو کلمه ال نینو و نوسانات جنوبی است بکار می رود . برای نخستین بار واکر (1932) و بلیس (1937) بر وجود نوسانی در فشار سطح و در مقیاس جهانی اشاره کردند و آن را نوسان جنوبی SO نامیدند . بدین سان SOیک الگوی ارتباط از راه دور جهانی در اتمسفر است و به دلیل تمیز آن از سایر الگوهای ارتباط از راه دور ( بویژه نوسانات اطلس شمالی و آرام شمالی ) جنوبی نامیده شده است . مراکز عمل SO توسط یک گردش مداری شرق به غرب در امتداد صفحه استوا همراه با صعود هوا در غرب اقیانوس آرام و نزول هوا در شرق اقیانوس آرام به یکدیگر مربوط می شود و به این ترتیب گردش شکل می گیرد که توسط بژرگنس (1969) گردش واکر نامیده شد . ال نینو مولفه اقیانوسی ENSO می باشد و با دگرگونیهای بزرگ در دماهای سطح دریا در منطقه آرام حاره ای پدیدار می گردد . مشخصات ال نینو : در طول پدیده ال نینو باد ها در استوا بر روی اقیانوس از غرب به شرق می وزند . این بادها در سطح آب اقیانوس جابجا شده و آبهای گرم سطح اقیانوس را که بوسیله خورشید در مناطق گرمسیری حرارت دیده اند ، به سواحل غربی شمال و جنوب قاره آمریکا می آورد . به دنبال آبهای گرم ، بارندگی نیز به سمت مشرق متمایل می شود ، به همراه سیل در پرو و خشکسالی در اندونزی و استرالیا . نشانه کلیدی ال نینو ، افزایش دمای غیر عادی در امتداد و هر دو طرف خط استوا در اقیانوس آرام مرکزی و شرقی است . این جریان هر چند سال یکبار با یک گرمایش عظیم و غیر معمول همراه می شود . بطوری که در این حال دماهای سطح دریا حداقل برای چند ماه پیاپی در 3 تا 5 محل ساحلی بالای حد نرمال می رود . و در پی آن دمای سطح دریا برای یک سال و یا حتی بیشتر بصورت غیر عادی باقی می ماند و برای برگشت به شرایط عادی منطقه ، حداقل تا ژانویه یا مارس آینده زمان لازم است .  ال نینو اصولاً تغییراتی در موقعیت تندبادها بوجود آورده و موجب پدید آمدن رفتارهای آب و هوایی غیر معمول در کره زمین می گردد . تغییرات در تند بادها که توسط ENSO صورت می گیرد بر آب و هوا نه تنها در شمال و جنوب قاره آمریکا بلکه در نقاط دوردستی همچون آفریقا و نواحی جنوبگان تاثیر می گذارد .  در حالت عادی آب و هوای نواحی گرمسیری منطقه غرب دارای دمای بیشتر از 10 درجه سانتیگراد نسبت به سواحل شرق پرو و اکوادور می باشد . فشار هوا در بالای آب های گرم کاملاً پایین است . هوای مرطوب برخاسته از منطقه باعث تشکیل ابر های سنگین و بارانهای شدیدی مشابه بارانهای جنوب شرق آسیا ، گینه نو و شمال استرالیا می شود. که نهایتاًمنجر به افزایش بارندگی در مناطق جنوبی آمریکا و پرو و خشکسالی در قسمت غربی اقیانوس آرام که استرالیا و کشور های مجاور را نیز تحت تاثیر قرار می دهد ، می گردد . در طی یک رویداد ال نینو نابهنجاری های دمای سطح دریا ، سطحی به وسعت 5 میلیون کیلومتر مربع را در طی مراحل انتقال تا تکامل پوشش می دهد . دلایل وقوع ال نینو : گردش واکر : این گردش یک گردش اتمسفری ، در صفحه ای عمود بر استوا می باشد که با صعود هوا در غرب آرام استوایی و نزول هوا در شرق آرام استوایی شکل می گیرد و همراه با آن بادهای سطحی شرقی و بادهای غربی فوقانی به موازات استوا در سطح وسیعی از حوضه آرام استوایی ایجاد می شود . در واقع گردش واکر اتمسفر ، به گرادیان دمای سطح دریا در طول استوا ، میان دماهای بالا در غرب آرام استوایی و دماهای پایین در شرق آرام استوایی می باشد و قویاً در ارتباط با رویداد ENSO است . حال این گرادیان دما در سطح دریا چگونه شکل می گیرد ؟  در شرایط عادی منطقه ، در غرب آرام حاره ای به واسطه بادهای تجارتی جنوب شرقی نسبتاً آرام ، گرایش حاصل از تشعشع خورشیدی موجب گرم شدن آبهای اقیانوس می شود .  به طور همزمان بادهای تجارتی جنوب شرقی موجب فرا رفت آبهای گرم به سمت غرب می شوند . بنابراین در غرب آرام حاره ای یک انباشتگی از آبهای با دما های بالا بوجود می آید و تراز دریا در این منطقه بالا است . حال به دلیل تنش باد شرقی در آرام استوایی حرکتی به سمت قطب در لایه اکمن اقیانوسی ایجاد می شود و در پی آن به دلیل پیوستگی ، فراجهندگی آب سرد در نواحی مرکزی و شرقی آرام استوایی به وجود می آید که این علتی بر وجود زبانه آب خنک در نواحـــــی مــرکزی و شرقی آرام استوایی می باشد . بدین ترتیب در شرایط عادی منطقه ، در غرب آرام استوایی آبهای سطحی با دماهای بالا و در مرکز و شرق آرام استوایی ، زبانه ای از آبهای سطحی با دماهای پایین وجود دارد . حال در نواحی استوایی توزیع فعالیتهای همرفتی قوی در اتمسفر به میزان زیادی به همگرایی بادهای تجارتی و دمای سطح دریا بستگی دارد به طوری که منطقه همگرایی درون حاره ای (ITCZ - Inter Tropical Convergence Zone) و منطقه همگرایی آرام جنوبی (SPCZ - South Pacific Convergence Zone) بر روی مناطقی واقع شده اند که دارای آب های سطحی با دمای بالاتر از 27 درجه سانتیگراد می باشند . بنابراین در غرب آرام استوایی توسط بادهای تجارتی همگرایی و در نتیجه صعود هوای گرم و مرطوب اتفاق می افتد و به دنبال آن در اثر فعالیتهای همرفتی و بارندگی ، گرمای نهان به طور گسترده ای در اتمسفر فوقانی آزاد می شود و در این حال زمینه ای مساعد جهت یک شارش برگشتی به سمت شرق و به موازات استوا در اتمسفر فوقانی پدید می آید و در پی آن هوای خشک در شرق آرام استوایی نزول می کند . بنابراین در شرق آرام استوایی ناحیه پر فشار سطحی و در غرب آرام استوایی ناحیه کم فشار سطحی شکل میگیرد و به دلیل گرادیان فشار به وجود آمده ، حرکتی از شرق به غرب در سطح و موازات استوا ایجاد شده و بدین سان گردش واکر که حاصل گرمایش آدیاباتیک در نواحی استوایی است شکل می گیرد . همراه با بادهای تجاری جنوب شرقی قوی، گردش واکر شدت می یابد اما قدرت گردش واکر با دمای سطح دریا در شرق آرام استوایی نیز در ارتباط است به این ترتیب زمانی که دماهای سطحی دریا در شرق آرام استوایی پایین تر از حد نرمال است (شرایط عکس ال نینو که لانینا نام گرفته است ) بادهای تجاری و گردش واکر در قویترین وضعیت خود قرار دارند . تحت این شرایط ، شرق استرالیا ، اندونزی و هندوستان از هوایی مرطوب و باران زا برخوردارند و شرق آرام استوایی هوای خشک حاکم است واین شرایط عادی منطقه می باشد . اما زمان وقوع رویداد ENSO یعنی شرایط غیر عادی منطقه ، زمانی است که گردش واکر ضعیف شده و به دنبال آن هوای خشک و کم باران حاکم می شود . راههای مشاهده ، ثبت و اندزه گیری : نوسان جنوبی یک رفتار الاکلنگی در تودة اتمسفری است که مستلزم تبادل هوا میان دو نیمکره شرقی و غربی بوده و در عرضهای جغرافیایی حاره ای و جنب حاره ای متمرکز می باشد . مراکز عمل آن اطراف اندونزی و شرق آرام جنوبی در بخش حاره ای است . زمانی که فشارهای سطح در شرق آرام جنوبی حاره ای (تاهیتی در 17 درجه جنوبی و 150 درجه غربی ) بالای نرمال است در بیشتر نواحی غرب آرام جنوب حاره ای (داروین در 12 درجه جنوبی و 130 درجه شرقی ) فشارهای سطح زیر حد نرمال است، که این فاز سرد نوسان جنوبی نام گرفته و با پدیده لانینا (عکس ال نینو ) همراه است . در این حالت دماهای سطح دریا در شرق آرام جنوبی حاره ای پائین تر از نرمال است و بادهای تجارتی و گردش واکر در قویترین وضعیت خود قرار دارند . اما زمانی که فشارهای سطح در شرق آرام جنوبی حاره ای پائین تر از نرمال است در اکثر نواحی غرب آرام جنوبی حاره ای فشار های سطح بالاتر از نرمال است و این شرایط فاز گرم نوسان جنوبی نام گرفته و در اکثر مواقع با پدیده ال نینو همراه است . با اندازه گیری فشارهای سطح در حوزة آرام جنوبی حاره ای یک شاخص اتمسفری (Southern Oscillation Index-SOI) برای نوسان جنوبی به صورت زیر تعریف شده است :  اگر فشار تاهیتی منهای فشار داروین عددی مثبت شود شرایط غیر ال نینو است و اگر فشار تاهیتی منهای فشار داروین عددی منفی شود شرایط ال نینو برقرار است . به طور کلی مدارکی قوی وجود دارد دال بر اینکه یک گرمایش کلی در اتمسفر جهانی در حدود چند ماه بعد از یک رویداد قوی ال نینو به وجود می آید . بر این اساس پروفسور ویرتکی از دانشگاه هاوایی در سال 1985 پیشنهاد نمود که مقیاس زمانی برای وقوع رویداد ال نینو بایستی با محاسبه زمان لازم برای اندوختن آب گرم در مناطق حاره ای جهت شارژ سیستم تعیین شود زیرا به هنگام ظهور ال نینو حرارتی شارژ شده به سمت عرض های جغرافیایی بالا و نیز به داخل اتمسفر آزاد می شود . در طول مرحله تکامل ، یک پریشیدگی به شکل منبع حرارتی در غرب آرام استوایی ایجاد می شود و این منبع حرارتی یک سلسله رویدادهایی را ایجاد می نماید و سرانجام شرایط غیر ال نینو در منطقه حاکم می شود .  برای گرد آوری داده های لازم NOAA از یک شبکه چند شناوری استفاده می کنند که دما و جریان ها و بادهای خطوط استوایی را اندازه گیری می کند . این شناورها به طور روزانه داده میفرستند که بلافاصله در دسترس محققان و پیش بینی کنندگان در سراسر دنیا قرار می گیرد . در اقیانوس آرام استوایی ، ال نینو به روشهای مختلفی هم چون ماهواره ها ، شناورهای متصل به لنگر گاه ها ، تجزیه و تحلیل سطح دریا و XBT ها ردیابی می شود . بسیاری از این سیستمهای بررسی اقیانوس جزیی از برنامه «اقیانوسهای گرمسیری ـ اتمسفر جهانی » بوده اند و هم اکنون در طرح « سیستم بررسی ENSO » به کار گرفته شده اند . تاثیر ال نینو بر محیط و زندگی بشر : همراه با رویداد ال نینو تولیدات بیولوژیکی به دلیل کاهش فرا جهندگی آب سرد در سرتاسر سواحل پرو و اکوادور کاهش می یابد که این سبب مرگ و میر ماهیان و به خصوص ماهی کولی که غذای عمدة پرندگان دریایی است می شود . به دنبال مرگ و میر ماهیان ، میلیونها پرنده دریایی به علت عدم وجود غذای عمدة خود یعنی ماهی کولی در ساحل نابود می شوند که این لطمه اقتصادی جبران نا پذیری را در صنایع ماهیگیری و کود مرغ ( دریایی ) گیری برای کشور های پرو و اکوادور به بار می بارد . از آسیب های محلی دیگر ، بارندگی های سیل آسا در بخش هایی که به طور معمول لم یزرع سواحل پرو و اکوادور است که سبب ته نشست های گلی و تخریب شالوده این مناطق می شود و در مجموع به دلیل شرایط نا به هنجار به وجود آمده ، پدیده ال نینو در منطقه به عنوان فاجعه طبیعت شناخته شده است . همچنین این پدیده رابطه ای قوی با خشکسالی در هند ، شرق استرالیا ، مالزی ، اندونزی و کلاً آسیای جنوب شرقی دارد . مثلاً ال نینوی 1983–1982 که شدید ترین رویداد اقلیمی دریایی از این نوع بوده است موجب انقال زنجیره باران های حاره ای به طرف شرق و مرکز اقیانوس آرام گردید . که این مطلب از تفسیر نقشه های ماهواره ای و تشعشعات موج بلند بازتابیده از سطح اقیانوس ثابت شده است . از نتایج این واقعه بارانهای شدید به مقدار 2000 میلیمتر و جاری شدن سیل های مخرب در جنوب اکوادور و شمال شرق پرو می باشد . اطلاعاتی در مورد واژه ال نینو : ال نینو لغتی اسپانیولی و به مفهوم پسر بچه و با تعمیم معنا ، کودک مسیح است . علت این نام گذاری به دلیل اعتقادات قلبی و مذهبی سکنه ساحل نشین کشور های اکوادور و پرو است . عبارت ال نینو در اصل به یک جریان گرم و ضعیف سالیانه اطلاق می شود که حدوداً در زمان کریسمس به سمت جنوب در امتداد سواحل پرو و اکوادور جریان می یابد . از این رو کودک مسیح نامیده شده است . لانینا (Lanina) یعنی دختر کوچک و بعضــی مواقع (El-viejo) یا (Anti Elnino ) خوانده می شود .

دانه های برف ،شبیه سازی شدند

دانشمندان با استفاده از تکنیک های نوین شبیه سازی رایانه ای مطالعات جالبی درباره رموز مربوطه به دانه های سه بعدی برف انجام داده اند.   دانشمندان با استفاده از تکنیک های نوین شبیه سازی رایانه ای مطالعات جالبی درباره رموز مربوطه به دانه های سه بعدی برف انجام داده اند. یانکو گراونر از ریاضیدانان دانشگاه کالیفرنیا در دیویس و از محققان اصلی این پروژه گفت : هیچ دو دانه برفی دقیقا مشابه هم نیستند، اما می توانند شباهت های زیادی به یکدیگر داشته باشند. اما این که چرا دانه های برف تفاوت های زیادی با یکدیگر ندارند همواره یک معمای چالش برانگیز بوده است. اکنون با دستیابی به فناوری ارائه مدلی برای بررسی و پردازش دانه های برف دانشمندان به یافتن پاسخی برای این سوال ها امیدوار شده اند. مدل جدید ارائه شده با در نظر گرفتن فاکتورهایی نظیر دما، فشار و غلظت بخار آب مورد استفاده در تشکیل دانه های برف این امکان را به آنها داد تا طیف وسیعی از دانه های برف طبیعی را شبیه سازی کنند. در این شبیه سازی ها چگونگی تشکیل دانه های مختلف برف ترسیم شده و دانشمندان دانش خود را درباره چگونگی تشکیل آنها در اشکالی به این پیچیدگی گسترش داده اند، اما در سوی دیگر و در دنیای زیرساختارها، گروهی از دانشمندان هلندی با کمک یک میکروسکوپ الکترونیکی ویژه موفق شدند نانو ساختارهای هندسی و رنگ های خیره کننده بال های پروانه را تشریح کنند و به این ترتیب موفق شدند راز زیبایی بال پروانه ها را که دارای خطوط رنگی خیره کننده ، چشم های کاذب و اشکال هندسی است با کمک یک میکروسکوپ الکترونیکی ویژه کشف کنند. به گفته این دانشمندان ، بال های پروانه ها از تعداد زیادی فلس های رنگی پوشیده شده است که هر یک از آنها در حدود 50 در 250 میکرون هستند. این ساختارها را در یک تصویر مایکروسکوپی می توان همانند پیکسل های دوربین های دیجیتال تصور کرد. ساختار این فلس ها که از گونه ای به گونه دیگر تغییر می کند در عین حال دارای تعداد زیادی ویژگی های کلی مشترک است. به طوری که در هر یک از این فلس ها یکسری شیار موازی و طولانی وجود دارد که فاصله میان آنها در حدود یک تا دو میکرون است و رنگ و درخشش آنها بستگی به نوری دارد که روی این نانو ساختارها تابیده و جذب هریک از این دانه های رنگی می شود. همچنین روی هر بال را دوباره دو لایه فلسی می پوشانند. این لایه ها کمک می کنند که نور با شدت بیشتری منعکس شوند و اثربخشی بیشتری داشته باشند، اما هر روز که می گذرد گویی باید بیشتر نگران گرم شدن زمین باشیم. بر اساس آخرین تحقیقات که نتایج آن در این هفته منتشر شد، سطح آب دریای مدیترانه به سرعت در حال افزایش است و اگر روند گرم شدن هوا تغییر نکند، ظرف 50 سال آینده آب این دریا می تواند نیم متر دیگر بالا رود و این امر رویدادهایی فاجعه آمیز در پی خواهد داشت. این در حالی است که بالا آمدن آب ، حتی به میزان جزیی ، برای نواحی ساحلی پست پیامدهایی بسیار جدی دارد. محققان ضمن اشاره به این که دمای آب در آب های مدیترانه ای اسپانیا از دهه 1970 تاکنون حدود 0.12 تا 0.50 درجه سانتیگراد افزایش یافته ، تاکید می کنند شاید این افزایش به نظر اندک باشد اما باید توجه داشت که افزایش دمای آب حتی به میزان جزیی ، به این معناست که آب مقادیر بسیار زیادی حرارت جذب کرده است. آنها ضمن تاکید بر جهانی بودن پدیده گرمایش زمین ، به افزایش شوری آب مدیترانه اشاره کرده و یکی از دلایل آن ، کاهش بارندگی در این دریا می دانند. همچنین پیش بینی می کنند که تا سال 2100 ، عمدتا در نتیجه انبساط آب بر اثر حرارت ، سطح دریاها حداقل 18 سانتیمتر بالا خواهد آمد.

تعدیل آب و هوا به شیوه بارورسازی ابرها

تعدیل آب و هوا به عنوان شاخه جدیدی در علوم جو برای کنترل محدود و مقطعی بارش ، مه زدایی و کاهش خسارات تگرگ برای محققان و دانشمندان مطرح است.   تعدیل آب و هوا به عنوان شاخه جدیدی در علوم جو برای کنترل محدود و مقطعی بارش ، مه زدایی و کاهش خسارات تگرگ برای محققان و دانشمندان مطرح است. دانشمندان علوم جو براساس کشفیات اولیه ، آزمایش های علمی گسترده ای را برای فناوری بارورسازی ابرها به عنوان روشی موثر در جهت تعدیل آب و هوا به اجرا درآوردند به طوری که اگر این فناوری بدرستی مورد استفاده قرار گیرد، به نتایج شگفت آوری می توان دست یافت. تاکنون هدف از بارورسازی ابرها و اقداماتی که در این زمینه صورت گرفته تعدیل مه ، تگرگ ، باد و رعدوبرق بوده ؛ اما هدف عمده از اجرای طرح ها در این خصوص افزایش بارش باران و برف است. طبق اطلاعات به دست آمده از کشورهای عضو سازمان هواشناسی جهانی ، هم اکنون طرح های بارورسازی ابرها در بیش از 40 کشور جهان انجام می شود. سال 1946 در آزمایشگاه های تحقیقاتی جنرال الکتریک نیویورک تحقیقاتی انجام شد که به تعدیل حجم عظیمی از ابرها با هزینه مناسب منجر شد. از افرادی که در این زمینه نقش بسزایی ایفا کرده اند، می توان به برنارد ونگوت و وینست شیفر اشاره کرد. دانشمندان علوم جو براساس کشفیات اولیه ، آزمایش های علمی گسترده ای را برای کاربرد فناوری بارورسازی ابرها به عنوان روشی موثر در جهت تعدیل آب و هوا به اجرا درآورده اند. فرآیندهای طبیعی ابر و بارش جو علاوه بر اکسیژن ، نیتروژن و گازها حاوی مقادیر متغیری از بخار آب است. مقدار بخار آب موجود در جو، در یک حجم مشخص با بالا رفتن دما افزایش می یابد. رطوبت نسبی یکی از معیارهای اندازه گیری بخار آب است. می توان گفت رطوبت نسبی درصدی از بخار آب موجود در هوا در مقایسه با بیشترین مقدار بخار آبی است که هوا می تواند در خود نگاه دارد. به عنوان مثال ، اگر دمای مجاور سطح زمین 25 درجه سانتی گراد و تراکم بخار آب نصف بیشترین مقدار موجود در آن درجه حرارت باشد، رطوبت نسبی 50 درصد خواهد بود. وقتی حجم هوایی با مشخصات فوق سرد می شود، با صعود به ناحیه فشار هوای کمتر رطوبت نسبی افزایش می یابد. ضمن این که تراکم نسبی بخار آب و هوای خشک ثابت می ماند. در این حالت ، اگر دما به 12 درجه سانتی گراد برسد، رطوبت نسبی به صددرصد خواهد رسید که در این حالت می گوییم هوا اشباع شده است. اگر سرد شدن ادامه یابد، میزان بخار اضافه به میزان مورد نیاز برای حفظ حالت اشباع به قطرات ابر تبدیل می شوند. قطرات ابر در اطراف هسته های میعان ابر به وجود می آید. ذرات هوا و نیز میکروسکوپی معلق در جو همیشه وجود دارند، آنهایی که نسبتا بزرگ و جاذبه الرطوبه هستند، به عنوان هسته های میعان ابر، مناسب تر هستند. از آنجایی که جو حاوی هسته های میعان زیادی است ، بنابراین بیشتر ابرها از قطرک های کوچک با تراکم زیاد تشکیل شده اند. بارورسازی ابرها در ایران حدود 10 سال از راه اندازی مرکز ملی بارورسازی ابرها می گذرد که مسوولان این مرکز معتقدند، تاکنون اقدامات فراوانی در زمینه کسب دانش فنی باروری ابرها، ایجاد مرکزی با عنوان مرکز ملی تحقیقات و مطالعات باروری ابرها، خرید هواپیما و تجهیزات مخصوص بارور کردن ابرها و تهیه رادارهای هواشناسی انجام شده است. مسوولان این امر معتقدند، در این سالها موضوع باروری ابرها از جایگاهی ویژه در کشور و منطقه برخوردار است. به طوری که از سوی مرکز ملی تحقیقات و مطالعات باروری ابرها در سال آبی 85 - 86 در مساحتی حدود یک سوم کشور این فعالیت انجام شد. وزارت نیرو براساس ماده 19 قانون ملی شدن آب ها و ماده 29 قانون توزیع عادلانه آب وظیفه استحصال آب از طریق باروری ابرها را به عهده دارد. جز این ماده قانونی ، صورتجلسه ای نیز با سازمان هواشناسی مبادله شده که براساس آن وظیفه تحقیقات درخصوص باروری ابرها به عهده سازمان هواشناسی است و وظیفه انجام مطالعات و اجرای طرح های باروری ابرها را وزارت نیرو عهده دار شده است. براساس گزارش های منتشر شده ، طرح باروری ابرها در سال آبی 85 - 86 با استفاده از 2 فروند هواپیمای مجهز به تجهیزات مخصوص باروری ابرها از ابتدای آذر 1385 در محدوده ای به شعاع 400 کیلومتر از مرکز یزد که شامل استان های یزد،کرمان ، فارس ، اصفهان ، چهارمحال و بختیاری و کهگیلویه و بویراحمد و بخش هایی از استان های خراسان رضوی و جنوبی ، قم و سمنان می شود، به اجرا درآمده است که این فعالیت ها تداوم خواهد یافت. همچنین بر اساس گزارش مرکز ملی تحقیقات و مطالعات باروری ابرها، در طول دوره عملیات به راه اندازی مجدد رادارهای هواشناسی مستقر در استان های یزد و کرمان اقدام شد و سایت راداری کوهپایه اصفهان نیز به بهره برداری رسید. تعدیل مه در جهان تعدیل مه برای بهبود بخشیدن به عملیاتی که در بسیاری از فرودگاه ها صورت می گیرد، کاربرد دارد. به طور خاص ، شرکت های خطوط هوایی از فناوری تعدیل آب و هوا بهره مند می شوند. هم اکنون سیستم های عملیاتی در چندین فرودگاه عمده و مهم کشور امریکا به کار برده می شود. در ابتدا تایید روی پراکنش مه سرد که شامل قطرک های آب ابر سرد در دمای زیر صفر درجه سانتی گراد است ، بود. در عین حال ، پیشرفت هایی در زمینه تعدیل مه گرم صورت گرفته ؛ اما هنوز فناوری کم هزینه ای جهت پراکنش مه گرم شناخته نشده است. بارورسازی مه ابرسرد یا یک استراتوس یکی از کاربردهای فناوری تعدیل آب و هواست که تاثیر آن به طور واضح و آشکار نشان داده می شوند. هواپیماهای سبک بیشتر برای پرواز بالای مه فرستاده می شوند و قرص های یخ خشک را روی مه رها می کنند. در نتیجه بلورهای یخ رشد می کنند و طی 10 تا 15 دقیقه تبدیل به برف سبک شده و فرو می ریزند. بارش برف وضوح موقتی ایجاد می کند که می تواند روی باند فرودگاه تاثیر بگذارد. این رادارها می توانند تمام سیستم های ورودی از غرب و جنوب غرب کشور به منطقه عملیاتی را رصد کنند و مشخصات دقیق آن را شامل ارتفاع ابر، ضخامت و تراکم آن ، برش های افقی و عمودی از ابرها، میزان بارش لحظه ای و تجمعی و نقاط حادثه زا در ابر را بررسی کرده و برای تصمیم گیری درخصوص عملیات باروری ابرها در اختیار بگذارند. یکی از نکات مهم در طراحی و اجرای طرح های باروری ابرها، نیاز آبی منطقه و تاثیر اقتصادی اجرای طرح باروری ابرهاست که این نکات در طراحی منطقه اجرای عملیات باروری ابرها در نواحی مرکزی کشور نقش ویژه ای داشته است. هم اکنون طرح باروری ابرها در قالب یک طرح مطالعاتی و اجرایی و در طول دوره اجرای عملیات ، ظرفیت بارورسازی ابرها در منطقه را بررسی می کند و سپس به نتایج به دست آمده به همراه تامین امکانات سخت افزاری و نرم افزاری ، بستری برای اجرای عملیات باروری ابرها در دیگر نقاط کشور فراهم می کند. بارورسازی ابرها گاهی اوقات با بارورسازی ابرها با استفاده از انواع و تعداد مناسب هسته ها در زمان و مکان مناسب ، می توان طبیعت را در کنترل فرآیند بارش یاری کرد. بارورسازی با استفاده از هسته های میعانی بزرگ مانند ذرات جاذبه الرطوبه ، مواد نمکی متداول و کپسول های اوره ، فرآیند بارش ابر گرم را تسریع می کند. بارورسازی با استفاده از هسته یخ مانند ذرات یدیدنقره ، یا با استفاده از ذرات یخ ابرها یا مواد بسیار خنک کننده مانند قرص های یخ خشک یا پروپان مایع می تواتند کارایی فرآیند بارش «ابرسرد» در برخی از ابرها را افزایش دهد. یدید نقره معمولا از دستگاه هایی که ژنراتورهای سوخت مایع ، یا فلزهای پیروتکنیک نامیده می شوند، آزاد می شوند. آنها می توانند تعداد 10 به توان 14 ذره از یک گرم یدیدنقره آزاد کنند. توانایی هسته سازی یدیدنقره با کاهش دما افزایش یافته و با نوع دستگاه تغییر می کند. در بیشتر دستگاه های دمای آستانه ای که در دمای پایین تر از آن ، یدیدنقره هسته یخ موثر است 5 (منفی پنج) درجه سانتی گراد است. بارورسازی ابرهای کوهساری و همرفتی وقتی هوای مرطوب ضمن صعود از کوه ها سرد می شود، ابرها تشکیل می شوند. ابرهایی که از این طریق شکل می گیرند، ابرهای کوهساری نامیده می شود. بیشتر این ابرها در زمستان از انبوهی از قطرات ابر سرد به وجود می آیند؛ البته بسیاری از این ابرها در بارش بی تاثیرند. بیش از 90 درصد رطوبت مایع آنها آزاد هستند تا زمانی که با نزول هوا و گرم شدن در باد پناه کوه قطرک ها تبخیر می شوند. بعضی از این ابرها حاوی ذرات یخ کافی برای تبدیل قطرات ابر سرد به بارندگی نیستند. بارورسازی این نوع ابرها با استفاده از مواد مصنوعی هسته های یخ ، باعث افزایش کارایی بارندگی می شود. ابرهای کوهساری دیگری که حاوی مقادیر فراوان یخ و هسته های یخ مصنوعی افزوده شده هستند، سبب افزایش کارایی بارش نمی شوند. بارورسازی چنین ابرهایی در واقع مقدار بارندگی را به کمتر از آنچه ممکن است تولید کنند، کاهش می دهد. هر چند شواهد کمی برای حمایت از این نظریه وجود دارد، متصدیان تعدیل آب و هوا باید درباره انواع مختلف ابرهایی که در زمستان از روی رشته کوه ها عبور می کنند، شناخت کافی داشته باشند.در بارورسازی این ابرها از مواد مختلفی استفاده شده است ، یدیدنقره که با ژنراتورهای زمینی یا از هواپیما بالای قله ابر آزاد می شود، بیشترین کاربرد را داشته است. مطالعات آماری بارندگی و اطلاعات جریان رودخانه ای نشان می دهد که در برخی طرح های بارورسازی ابرهای زمستانی کوهساری 5 تا 15 درصد بارندگی فصلی در منطقه هدف افزایش یافته است. ابرهای همرفتی در بارندگی تابستانی در سراسر جهان نقش مهمی ایفا می کنند و منبع عمده بارش در فصول مناطق حاره ای هستند. تعدیل ابرهای همرفتی بسیار پیچیده تر از ابرهای زمستانی کوهساری است. بارورسازی ابرهای همرفتی با هسته های میعان بزرگ امکان پذیر است ؛ اما از آنجایی که میزان مواد مورد نیاز زیاد است ، این روش به ندرت عملی است. اگر شرایط مناسب باشند، ابرهای همرفتی می توانند تحریک شوند تا این که بیشتر رشد کرده و دوام طولانی تری داشته باشند. تحقیقات نشان می دهد وارد کردن یدیدنقره یا یخ خشک به قسمت های ابر سرد یک ابر سبب انجماد قطرات می شود در اثر انجماد گرمای نهان انجماد به مقدار زیادی آزاد شده ، گرمای آزاد شده شناوری ابر را بیشتر کرده و سبب می شود ابر بیشتر رشد کند. هم اکنون انجمن تعدیل آب و هوا به نام weather modification Association در کشور امریکا با عنوان انجمن تحقیقات کنترل آب و هوا تاسیس شده است که 200 عضو را در 5قاره جهان مستقر کرده است که می تواند در ارائه دستاوردها و تجارب جهان به دیگر کشورها بسیار فعال و موثر عمل کند.