٢- أجهزة تسجيل أوتوماتيكية، وفيها تسجل نتائج القياس باستمرار على خرائط خاصة بالرسم البياني، ومن أهم مميزات هذه الأجهزة أنها تسجل خط سير العنصر في كل ساعة ودقيقة، وأن نتائجها تحفظ عادة في سجلات خاصة يمكن الاستفادة بها في أي وقت، ومن أشهرها أجهزة قياس الصغط الجوي، ودرجة الحرارة، والأمطار، والرطوبة، كما سنبين فيما بعد.
وتقاس عناصر المناخ في التروبوسفير والاستراتوسفير بواسطة جهاز الراديو سوند Radio Sonde، وهو عبارة عن جهاز في حجم الراديو الصغير، وبه أجهزة تسجيل وإرسال آلية لقياس الضغط الجوي والحرارة وغيرها، وإرسال نتائج القياس إلى محطة الاستقبال على الأرض. ويعلق هذا الجهاز في بالون مملوء بالأيدروجين لكي يكون أخف من الهواء، ويستطيع الارتفاع إلى مستويات عالية؛ ولكن المستويات التي أمكن قياس عناصرها بهذه الطريقة لا يزيد ارتفاعها غالبًا على ٣٥ كيلو مترًا. أما المستويات التي أعلى من ذلك فكانت كل المعلومات الخاصة بها حتى وقت قريب مبنية على الاستنتاج والمقارنة؛ إلا أن تقدم أبحاث الفضاء وإطلاق الأقمار الصناعية قد ساعد على توفير كثير من المعلومات المحققة عن أحوال الجو في هذه المستويات. ولئن نجح العلماء في المستقبل في تنفيذ مشروعاتهم المتقدمة الخاصة بغزو الفضاء، ومنها إنشاء محطات دائمة تكون بمثابة المراحل الأولى للسفر بين الأرض والقمر، الذي استطاع الإنسان أن يضع قدمه عليه فعلًا لأول مرة في يوليو سنة ١٩٦٦ بواسطة رحلة "أبو للو ١١" الأمريكية، أو بينها وبين المريخ أو أي كوكب آخر من الكواكب السيارة؛ فإن المعلومات التي سيحصل عليها أهل الأرض عن الطبقات العليا للغلاف الجوي؛ بل وعن الفضاء الخارجي لن تكون أقل في دقتها من المعلومات التي لدينا عن الطبقات السفلى من الهواء الذي نعيش فيه١.

١ عبد العزيز طريح شرف "أسرار غزو الفضاء" ١٩٤٨.


ويحسن أن نكرر هنا ما سبق أن ذكرناه من أن الظاهرات المناخية التي تهمنا في دراسة الجو والمناخ تحدث كلها في الطبقة السفلى "التروبوسفير"، وحتى لو فرض وذكرنا عن دراسة بعض عناصر المناخ مثل السحب والأمطار والثلج وغيرها، أن التكاثف يحدث في طبقات الجو العليا؛ فإن الذي يقصد في هذه الحالة هو الأجزاء العليا من الطبقة السفلى فقط، وهذه ملاحظة مهمة جدًّا يجب التنبه إليها.


الإشعاع الشمسي
تعريفه ومصدره
...
٤-٢-١-الإشعاع الشمسي SOLARRADLATION١.
تعريفه ومصدره:
الإشعاع الشمسي بمعناه العام هو الطاقة الإشعاعية التي تطلقها الشمس في جميع الاتجاهات، والتي تستمد منها كل الكواكب السيارة التابعة لها وأقمارها كل حرارة أسطحها وأجوائها. وهي طاقة ضخمة جدًّا؛ ولكي ندرك مدى ضخامتها يكفي أن نذكر أن كل نصيب كوكبنا منها لا يزيد على ١ / ٢٠٠٠ مليون جزء منها. وعلى الرغم من ضآلة هذا القدر؛ فإنه هو المسئول عن كل الطاقة الحرارية والضوئية لجو الأرض١، كما أنه هو الذي نقصده فعلًا عند الكلام على الإشعاع الشمسي الذي يتحكم في مناخ العالم. ولكي لا يحدث خلط بينه وبين الإشعاع الشمسي العام؛ فقد أطلق عليه علميًّا تعبير انسوليشن٢ Insolation ومعناه: الإشعاع الشمسي الذي يصل إلى جو الأرض.

١ لا تساهم حرارة باطن الأرض بأي نصيب يستحق الذكر في درجة حرارة الجو؛ إذ إن سمك القشرة الأرضية يحول دون وصول حرارة الباطن إلى السطح إلا في حالات نادرة جدًّا عندما تجد بعض هذه الحرارة منفذًا لها إلى الخارج من فوهات البراكين والنافورات الحارة، وحتى هذا الأثر يكون مؤقتًا ومقصورًا على مواضع محدودة جدًّا.
٢ كلمة Insolation مكونة من ثلاثة مقاطع يشمل المقطعان الأولان منها الحرفين الأولين من كلمتي Solar, Incoming؛ بينما يشمل المقطع الثالث الحروف الأخيرة من كلمة Radiation


والشمس نفسها عبارة عن كتلة كروية ضخمة من الغازات الملتهبة قطرها حوالي ١.٣٨٢.٢٠٠ كيلو متر، وهو ما يعادل قطر الكرة الأرضية حوالي مائة مرة. وتقدر درجة الحرارة على سطحها بنحو ٦٠٠٠ مئوية "١٠٨٣٢ ْ مئوية ف".
أما عند مركزها؛ فإنها لا تقل على حسب معظم التقديرات عن ٣٠ مليون درجة مئوية. وتنطلق من سطحها باستمرار نافورات من اللهب التي يندفع بعضها في الفضاء بسرعة تزيد على ٤٠٠ كيلو متر في الثانية، ويمتد أحيانًا لمسافات تقدر بمئات الآلاف من الكيلو مترات.
ويقدر بعض الباحثين الطاقة الإشعاعية الكلية التي تنطلق من الشمس بنحو ١٧٠ ألف حصان من كل مربع من سطحها. وأن القدر الضئيل الذي يصل منها إلى الأرض يكفي لرفع درجة حرارة كل سنتيمتر مربع من سطح الغلاف الجوي للأرض بمقدار سعرين١.

١ السعر هو الحرارة اللازمة لرفع درجة حرارة جرام واحد من الماء "أي سنتيمتر مكعب منه" بمقدار درجة مئوية واحدة.


تركيب الإشعاع الشمسي الواصل إلى جو الأرض:
يتركب هذا الإشعاع من مجموعة معقدة جدًّا من الأشعة التي تتباين في ألوانها وصفاتها وآثارها العامة. وعلى أساس الآثار التي تحدثها أشعة الشمس في الأحوال الجوية والمظاهر المختلفة فوق سطح الأرض، سواء منها ما هو حيوي أو ما هو غير حيوي، يمكننا أن نقسمها إلى ثلاثة أنواع رئيسية هي:
١- الأشعة الحرارية: وهي المصدر الأصلي لحرارة سطح الأرض وجوها.
٢- الأشعة الضوئية وهي المسئولة عن ظهور ضوء النهار.
٣- الأشعة الكيميائية وهي ضرورية جدًّا لنمو الكائنات الحية؛ لأنها تنشط التفاعلات الكيميائية اللازمة للنمو.
وتنتقل الأشعة الشمسية في الفضاء أو في الغلاف الجوي بشكل موجات تنتشر بسرعة عظيمة هي السرعة التي يطلق عليها اسم سرعة الضوء، وهي


٣٠٠ ألف كيلو متر في الثانية. وتختلف الأشعة الشمسية في أطوال موجاتها فمنها ما ينتقل في موجات قصيرة مثل الأشعة فوق البنفسجية، ومنها ما ينتقل في موجات طويلة مثل الأشعة الحرارية وبعض الأشعة الضوئية خصوصًا الأشعة الحمراء.
ويعتبر الاختلاف في طول الموجات من الصفات الأساسية التي تميز الأشعة بعضها عن بعض، والتي تعطي لكل منها خواصه الطبيعية وتأثيره الخاص على الأجسام المختلفة. وعلى أساس الخصائص العامة وطول الموجات تقسم الأشعة الشمسية عمومًا إلى ثلاثة أقسام رئيسية هي:
١- أشعة غير مرئية:
وأغلبها أشعة حرارية ويتكون منها ٥١% من مجموع أشعة الشمس، وهي تنتقل عمومًا في موجات طويلة تتراوح أطوالها بين ٠.٨ و ٠.٩ ميكرون١ وهذه هي أطول الموجات.
٢- أشعة مرئية:
ومنها تتكون حوالي ٣٧% من مجموع الإشعاعات الشمسية، وهي تنتقل في موجات متوسطة تتراوح أطوالها بين ٠.٣ و ٠.٨ ميكرون، وهي ذات ألوان مختلفة أهمها البنفسجية والزرقاء والخضراء والصفراء والحمراء، ويتكون من اختلاطها ببعضها ظهور الضوء الذي يتميز به النهار. ولكن من الممكن رؤيتها عند تحليل هذا الضوء بواسطة منشور زجاجي، كما يمكن تمييزها بوضوح كذلك عندما يتكسر الضوء على جزيئات الثلج المكونة للسحب، فيظهر نتيجة لذلك قوس قزح "Rain bow" المعروف.
٣- أشعة فوق البنفسجية UItraviolet Rays:
وموجاتها هي أقصر الموجات، وتتراوح أطولها بين ٠.١ و ٠.٤ ميكرون، ومنها يتكون حوالي ١٢% من مجموع أشعة

١ الميكرون هو وحدة القياس في موجات الضوء والحرارة، وهو يعادل ١/١٠٠٠ من الملليمتر.


الشمس. ومعظمها لا يصل إلى سطح الأرض حيث يحجزها الأوزون على ارتفاع يتراوح بين ٣ آلاف و ٥ آلاف متر. وهنا تختلط ببعض الأشعة الزرقاء، وينتج عن هذا الاختلاط ظهور السماء بلونها الأزرق المعتاد. وتتوقف نسبة مقدار ما يصل إلى الأرض من هذه الأشعة على درجة صفاء الجو، فكلما كان الجو صافيًا زادت نسبة ما يصل منها. والمعروف أن هذه الأشعة ذات فوائد خاصة لصحة الإنسان، حتى أنها تساعد على علاج بعض الأمراض مثل السل والكساح. ويرجع ذلك إلى قدرتها على تكوين فيتامين "D" "د" في الجلد وعلى إضعاف أثر البكتريا وبعض الجراثيم أو قتلها. كما أنها هي التي تعطي لبشرة الإنسان اللون البرونزي الذي تتلون به عند تعرضها لأشعة الشمس على شواطئ البحار وفوق الجبال. وفائدة هذا اللون هي حماية الجلد من التأثير الزائد لهذه الأشعة. إذ أن زيادتها عن الحد المطلوب تؤدي إلى حدوث بعض الالتهابات الجلدية، بل أنها قد تؤذي العين وتعرضها لبعض الأمراض مثل مرض ماء العين Cataract.


العوامل التي يتوقف عليها توزيع الأشعة وتأثيرها:
يتوقف مقدار وتأثير الأشعة الشمسية التي تصل إلى الأرض على العوامل الآتية:
١- البعد بين الأرض والشمس.
٢- الألبيدو الأرضي Earth,s Albedo.
٣- زاوية سقوط الأشعة على سطح الأرض.
٤- طول النهار بالنسبة لطول الليل.


١- البعد بين الأرض والشمس:
يبلغ متوسط هذا البعد حوالي ١٤٥.٨ مليون كيلو متر؛ ولكنه يزداد في فصل الصيف بحيث يصل إلى أقصاه وهو ١٥١.٢ مليون كيلو متر في أول يوليو، وتكون الشمس عندئذ في الموضع المعروف باسم "نقطة الذنب Aphelion". ثم يتناقص في فصل الشتاء حتى يصل إلى أدناه وهو ١٤٦.٤ مليون كيلو متر في أول يناير، وتكون الشمس عندئذ في الموضع المعروف باسم "نقطة الرأس Perihelion" ومن الواضح أن الفرق بين هذين البعدين وبين المتوسط ليس كبيرًا. وعلى الرغم من أن اقتراب الأرض نسبيًّا في الشتاء يؤدي إلى زيادة كمية الأشعة التي تصل إلى جو الأرض بنحو ٧ % عنها في الصيف؛ فإن تأثير هذه الزيادة تمحوه العوامل الثلاثة الأخرى التي ذكرنا أنها تتدخل في تحديد كمية الأشعة التي تصل إلى سطح الأرض وفي تحديد تأثيرها "شكل ٨٨".
شكل "٨٨" تغير البعد بين الأرض والشمس في الفصول المختلفة
٢- الألبيدو الأرضي:
ومعناه القدرة الكلية للأرض والجو على رد الأشعة الشمسية إلى الفضاء دون أن يكون لها تأثير على حرارتهما، فالمعروف أن


جزءًا كبيرًا من الأشعة ينعكس إلى الفضاء بعد سقوطه على سطح السحب وعلى ذرات الغبار وبخار الماء العالقة بالجو وعلى سطح الأرض نفسه. ويتكون الألبيدو الأرضي من القدرة الكلية لكل هذه الأجسام على رد الأشعة؛ إلا أن لكل جسم منها ألبيدو خاص به. وأكبرها هو ألبيدو السحب الذي يبلغ معدله حوالي ٢٣ % من مجموع الأشعة الشمسية التي تصل إلى جو الأرض، ويليه ألبيدو المواد العالقة بالجو "الغبار وبخار الماء وبعض الغازات مثل ثاني أكسيد الكربون" وهو يبلغ ٥٩% من مجموع الأشعة، أما ألبيدو سطح الأرض نفسه فهو ٢ % فقط. ويتكون الألبيدو الأرضي كله من مجموع هذه النسب؛ أي أنه على هذا الأساس يبلغ ٣٤% من مجموع الأشعة التي تصل إلى جو الأرض. وهذه هي الكمية الإشعاعية التي تخسرها الأرض من الأشعة الواصلة إليها. أما الباقي وهو ٦٦% فهو صافي ما تكسبه الأرض فعلًا من هذه الأشعة. ويقدر أن حوالي ربع هذا المكسب يمتص في الهواء بواسطة الغبار وبخار الماء وبعض الغازات مثل ثاني أوكسيد الكربون، أما الباقي فيمتصه سطح الأرض إما مباشرة أو بعد انعكاسه من السحب، ومن المواد العالقة بالجو. وقد يختلف الألبيدو الأرضي من مكان إلى آخر على حسب كمية السحب والمواد العالقة بالجو، وكلما كان الجو صافيًا وشفافًا ساعد ذلك على نقص الألبيدو الأرضي على كمية الأشعة التي تستفيد بها الأرض عمومًا أهم بكثير من تأثير العامل الأول وهو تغير البعد بين الأرض والشمس.
٣- زاوية ميل الأشعة Angle of Inclination:
المقصود بهذه الزاوية هو الزاوية المحصورة بين اتجاه سير الأشعة الساقطة على سطح الأرض والاتجاه العمودي على هذا السطح. ومعنى ذلك أن الأشعة العمودية تكون زاوية ميلها صفرًا. ويكون تأثيرها أقوى من تأثير أي أشعة مائلة في نفس المكان ونفس الظروف، وكلما زاد ميل الأشعة كلما ضعف تأثيرها لأن هذا الميل يؤدي إلى انتشار الأشعة على مساحة أكبر من سطح الأرض، كما يؤدي في نفس الوقت إلى زيادة طول المسافة التي تقطعها خلال الجو "شكل ٩٠". وهذا العامل هو


شكل "٨٩" النسبة بين ما يكسبه جو الأرض من الإشعاع الشمسي وما يخسره بسبب الألبيدو الأرضي
شكل "٩٠" الأشعة العمودية والأشعة المائلة


السبب في أن أشعة الشمس تكون ضعيفة نسبيًّا عند الشروق وعند العروب؛ بينما تبلغ أقصى قوتها في فترة الظهيرة عندما تكون الشمس في أعلى وضع لها في السماء؛ حيث تكون زاوية ميلها أصغر منها في أي وقت آخر، وهذا العامل هو المسئول أيضًا عن اشتداد قوة الأشعة في الصيف عنها في الشتاء، وعن اشتداد قوتها عند خط الاستواء ثم تناقصها تدريجيًّا كلما اتجهنا نحو القطبين، وسنعود لإلقاء المزيد من الضوء على هذه النقطة عند الكلام على العوامل التي تؤثر في درجة الحرارة.
٤- طول النهار بالنسبة لطول الليل: هذا العامل هو الذي يحدد طول فترة ظهور الأشعة، وطول فترة اختفائها؛ فعند خط الاستواء يتساوى الليل والنهار تقريبًا طول السنة، أما في العروض الأخرى فإن نهار الصيف يكون دائمًا أطول من ليله؛ بينما يحدث العكس في فصل الشتاء، ويزداد الفرق بين بينهما كلما بعدنا عن خط الاستواء نحو القطبين حتى إذا وصلنا إلى الدائرة القطبية نجد أن اليوم الذي يمثل منتصف الصيف الفلكي، وهو يوم الانقلاب الصيفي "٢١ يونيو في نصف الكرة الشمالي" يكون كله نهارًا بينما يكون اليوم الذي يمثل منتصف الشتاء، وهو يوم الانقلاب الشتوي ٢١ ديسمبر كله ليلًا؛ فإذا ما وصلنا إلى القطبين نجد أن نصف السنة الصيفي يكون كله نهارًا بينما يكون نصفها الشتوي كله ليلًا، وسنعود لهذه النقطة مرة أخرى عند الكلام على درجة الحرارة.


قياس الإشعاع الشمسي:
أهم الأجهزة المستخدمة لقياس الإشعاع الشمسي هي:
١- جهاز كامبل - ستوكس Campbells Stokes ذو الكرة البلورية.
٢- الترمومتر ذو الفقاعة السوداء وذو الفقاعة اللامعة.
٣- ترمومتر النهاية العظمى للإشعاع الشمسي
٤- البيرهيليومتر Perheliometer


١- جهاز كامبل - ستوكس "شكل ٩١":
وأهم أجزائه عبارة عن كرة زجاجية حارقة تسقط عليها الأشعة فتحرقها، وتتجمع في بؤرة تكون فيها الحرارة
شكل "٩١" جهاز كامبل - ستوكس لقياس الإشعاع الشمسي
مرتفعة بحيث تستطيع أن تحرق ئأيه ورقة تسقط عليها. ويوضح خط سير هذه البؤرة على شريط من الورق المقوى مقسم إلى أقسام تبين ساعات اليوم من الشروق والغروب، ويكون أحد وجهي شريط الورق ملونًا بلون داكن مثل اللون الأزرق؛ حتى يستطيع امتصاص أشعة الشمس. ويؤدي تحرك البؤرة "نتيجة لتحرك الشمس الظاهري من الشرق إلى الغرب" إلى رسم خط سميك محروق على شريط الورق إذا كان سطوع الشمس مستمرًا بدون انقطاع طول النهار، أما إذا انقطع الخط المحروق أثناء هذا الوقت، وبهذه الطريقة يمكن معرفة حالة الأشعة من حيث الظهور والاحتجاب خلال اليوم، كما يمكن أيضًا تقدير قوة هذه الأشعة على أساس شدة احتراق الشريط.
ونظرًا لأن خط سير البؤرة يتغير درجة ميل أشعة الشمس من فصل إلى آخر؛ فقد صممت أشرطة الورق بثلاثة أشكال يستخدم أحدها في فصل الصيف وأحدها في فصل الشتاء، والثالث في فصلي الربيع والخريف.


٢- الترمومتر ذو الفقاعة السوداء وذو الفقاعة اللامعة:
ومهمة الترمومتر الأول هي قياس النهاية العظمى لدرجة حرارة الأجسام المعتمة التي يمكنها أن تمتص معظم الإشعاع الشمسي. وتطلى فقاعة هذا الترمومتر عادة بطبقة من السناح، أما الترمومتر الثاني؛ فمهمته هي قياس النهاية العظمى لدرجة حرارة الأجسام اللامعة. وثبت كل ترمومتر على حامل خاص به، ثم يثبت الحاملان معًا على قائمة خشبي يوضع رأسيًّا بحيث يكون الترمومتران موازيين لخط الزوال الجغرافي، وتكون فقاعتاهما في اتجاه الجنوب ومعرضتين للأشعة طول مدة سطوع الشمس ومرتفعتين عن سطح الأرض بنحو ١٢ سنتيمترًا.
ويستخدم الفرق بين قراءتي الترمومترين في تحديد الإشعاع الشمسي أثناء النهار.
٣- ترمومتر النهاية العظمى للإشعاع الشمسي "شكل ٩٢":
وهو ترمومتر يشبه من معظم النواحي ترمومتر النهاية العظمى لدرجة الحرارة؛ ولكنه موضوع داخل غلاف زجاجي مفرغ تمامًا من الهواء، وذلك حتى تكون فقاعته متأثرة بموجات الإشعاع الشمسي وحدها، أي دون أن تتأثر بحرارة الهواء المحيط به.
وتدل درجة الحرارة التي يسجلها هذا الترمومتر على قوة الإشعاع الشمسي.
شكل "٩٢" ترمومتر النهاية العظمى للإشعاع الشمسي.
٤- البيرهيليومتر "شكل ٩٣":
وهو جهاز إليكتروني تقوم فكرته على نفس فكرة الجهاز المكون من ترمومترين أحدهما ذو فقاعة سوداء، والآخر ذو فقاعة لامعة؛ ففي هذا الجهاز يوجد سطحان أحدهما أبيض والآخر أسود. ويدل


الفرق بين تأثير الأشعة على كل منهما على قوة هذه الأشعة، ويسجل هذا الفرق إليكترونيًّا.
شكل "٩٣" بيرهيليومتر


توزيع الإشعاع الشمسي على سطح الأرض:
يرتبط التوزيع العام للإشعاع الشمسي على سطح الأرض ارتباطًا وثيقًا بخطوط العرض. وتبلغ الكمية السنوية للإشعاع الشمسي أقصاها عند خط الاستواء، ثم تتناقص تدريجيًّا كلما اتجهنا نحو القطبين اللذين لا تزيد كمية الإشعاع الشمسي عند أي منهما عن ربع كميتها عند خط الاستواء. أما كمية الإشعاع اليومي والشهري؛ فتختلف من فصل إلى آخر تبعًا لحركة الشمس الظاهرية. وتتميز العروض الواقعة بين المدارين بوفرة الإشعاع الشمسي طول السنة تقريبًا، ولكن نظرًا لأن الشمس تتعامد على كل عرض من هذه العروض مرتين في نصف السنة الصيفي عند انتقالها بين المدارين؛ فإن الإشعاع الشمسي تكون له تبعًا لذلك قمتان تتفقان مع مرتي تعامد الشمس. أما في العروض الواقعة بين المدارين والدائرتين القطبيتين؛ فإن الإشعاع الشمسي يبلغ أقصاه في وقت الانقلاب الصيفي، ويبلغ أدناه في وقت الانقلاب الشتوي، مع ملاحظة التباين الفصلي بين نصفي الكرة. أما فيما بين الدائرتين القطبيتين والقطبين فإن قمة الإشعاع تتفق مع وقت الانقلاب


الصيفي؛ بينما يختفي الإشعاع تمامًا في فترة يتراوح طولها بين يوم واحد في قلب الشتاء عند الدائرتين نفسهما وستة أشهر عند القطبين.
إلا أن التوزيع المذكور للإشعاع الشمسي على خطوط العرض تتدخل فيه عوامل أخرى: أهمها كمية السحب ورطوبة الهواء؛ فكلما كثرت السحب وزادت رطوبة الهواء قلت كمية الإشعاع؛ ولهذا السبب فإن أكبر المعدلات الخاصة بالإشعاع الشمسي لا توجد في النطاق الاستوائي بل توجد عادة في الصحارى المدارية حيث يكون الجو في معظم أيام السنة جافًا وخاليًا من السحب.


درجة حرارة الجو
الميزانية الحرارية للأرض
...
٤-٢-٢-درجة حرارة الجو AIR TEMPERATURE
الميزانية الحرارية للأرض Earth.s Heat Budjet:
يتضح مما قلناه عن الإشعاع الشمسي الواصل إلى جو الأرض أن هناك عملية مكسب حراري مستمرة من أشعة الشمس، وأن هناك في نفس الوقت عملية فقدان أو خسارة مستمرة نتيجة لانعكاس الحرارة، وارتدادها إلى الفضاء بسبب الألبيدو الأرضي وغيره من العوامل. ومن الواضح أيضًا أن الحرارة المكتسبة لا تتوزع توزيعًا عادلًا على كل أجزاء سطح الأرض؛ بل إن بعض الأقاليم تكسب أكثر من غيرها بحيث يكون بها وفر حراري، كما هي الحال في معظم الأقاليم المدارية؛ بينما يكون المكسب صغيرًا في بعضها الآخر بدرجة تؤدي إلى حدوث عجز حراري مستمر، كما في الأقاليم القطبية. كما أن فصل الصيف في العروض المعتدلة يكون به دائمًا وفر حراري؛ بينما يكون هناك غالبًا عجز في فصل الشتاء. ولكن على الرغم من هذه الاختلافات فإن الميزانية الحرارية للأرض كلها يجب أن يتعادل فيها تقريبًا مجموع المكسب مع مجموع الخسارة. ويحدث هذا التعادل نتيجة للعوامل الجغرافية والجوية التي تؤدي إلى حدوث تبادل حراري بين الأقاليم بعضها وبعض مثل الرياح "سواء منها الرياح التي تحدث عند سطح الأرض أو التي


تحدث في طبقات الجو العليا" والتيارات البحرية. ونتيجة لهذا التبادل فإن الميزانية العامة للأرض كلها تظل ثابتة تقريبًا من سنة إلى أخرى، وبهذه الطريقة وحدها بقيت حرارة جو الأرض ملائمة للحياة؛ فلو فرض وكان مكسبها الحراري أكثر دائمًا من خسارتها لتزايدت بمرور الزمن حرارة سطحها وجوها بدرجة قد تؤدي إلى عدم إمكان ظهور الحياة، ولو فرض من ناحية أخرى وحدث العكس لتناقصت الحرارة بمرور الزمن ووصلت البرودة إلى حد لا يسمح كذلك بقيام الحياة.


الفرق بين تأثير الأشعة الحرارية على اليابس والماء:
من الحقائق المعروفة أن سطح اليابس يسخن أثناء النهار بواسطة أشعة الشمس بدرجة أسرع مما يسخن الماء، كما أن اليابس يفقد حرارته أثناء الليل بدرجة أسرع من فقدان الماء لحرارته، وتعتبر هذه الحقيقة من أهم الحقائق التي يعتمد عليها الجغرافيون في تعليل كثير من الظاهرات والتوزيعات المناخية؛ فلولا هذا الاختلاف بين اليابس، والماء لما حدث تغير يذكر في توزيع درجة الحرارة والضغط الجوي أو في نظام هبوب الرياح وسقوط الأمطار على سطح الكرة الأرضية من فصل إلى آخر أو من شهر إلى آخر، ولولاه أيضًا لما حدث هذا التعقيد الذي أدى إلى كثرة الأنواع المناخية، وتعدد أوجه الاختلاف بين بعضها وبعض، كما سيتضح لنا في مواضع أخرى من هذا الكتاب؛ ولهذا السبب فإن اليابس يسخن ويبرد بدرجة أسرع من الدرجة التي يسخن الماء بها ويبرد. ويمكننا أن نلخص هذه العوامل فيما يأتي:
١- أن نسبة كبيرة من حرارة أشعة الشمس التي تسقط على سطح البحر أو المحيط تستنفد في تحويل بعض المياه إلى بخار، أما الأشعة الحرارية التي تصل إلى سطح اليابس؛ فإن معظمها -إن لم يكن كلها- يستهلك فيرفع درجة حرارته، وينطبق هذا بصفة خاصة على المناطق الجافة التي لا تغطي سطح الأرض فيها أية حياة نباتية أو مسطحات مائية.


٢- إن الحرارة النوعية لليابس تعادل ٤/١ الحرارة النوعية للماء١، ومعنى ذلك أن اليابس يحتاج إلى كمية من الحرارة أقل مما يحتاجه الماء لكي يسخن كل منهما بدرجة واحدة، وبما أن مقدار أشعة الشمس التي تصل إلى سطح منطقتين متجاورتين من اليابس والماء أثناء النهار تكون واحدة تقريبًا؛ فإنها ترفع درجة حرارة سطح المنطقة الأولى أسرع من رفعها لدرجة حرارة سطح المنطقة الثانية.
٣- إن كمية الحرارة التي يستطيع سطح معين من اليابس أن يمتصها تفوق كثيرًا الكمية التي يستطيع أن يمتصها سطح مساو له من الماء في نفس المدة؛ وذلك لأن سطح الماء أقدر من سطح اليابس على عكس أشعة الشمس. وإذا عرفنا أن الجسم الذي يمتص الحرارة بسهولة يفقدها بسهولة أيضًا، "وهذه من الحقائق الثابتة" أمكننا أن ندرك السبب في كون اليابس يفقد حرارته أسرع من الماء أثناء الليل.
٤- أن الأشعة الحرارية تستطيع أن تتعمق في الماء لمسافة أكبر من المسافة التي تتعمق إليها في اليابس، كما أن الحركة المستمدة للماء تساعد على خلط المياه الدافئة بالمياه الباردة؛ ولهذا فإن الحرارة تتوزع على طبقة من الماء أسمك بكثير من طبقة اليابس التي تتوزع عليها. وإذا أضفنا إلى ذلك أن مقدار ما يمتصه الماء من حرارة الشمس أقل بكثير مما يمتصه اليابس، ما بينا في رقم٣ أمكننا أن ندرك عظم الفرق بين نصيب مساحة معينة من سطح الماء، ونصيب مساحة مساوية لها من سطح اليابس. ويلاحظ أن أثر هذا العامل يظهر بصورة أخرى بعد غروب الشمس، أي عندما يبدأ كل من الماء واليابس في فقدان حرارتهما بالإشعاع؛ فالذي يحدث عندئذ هو أن سطح الماء يحتفظ بحرارته مدة أطول من سطح اليابس وذلك لسببين هما:
أ- أن الماء أبطأ من اليابس في فقدان الحرارة.
ب- أن الماء الدافئ يميل دائمًا للارتفاع إلى السطح.

١ الحرة النوعية "Specific" لأى مادة هي كمية الحرارة التي تلزم لرفع درجة حرارة جرام واحد منها بمقدار درجة مئوية واحدة.


فإذا فرض وبردت الطبقة السطحية؛ فإن مياهها تهبط إلى أسفل، وتحل محلها مياه أدفأ منها من أسفل.


العمليات التي تشترك في تسخين الهواء:
على الرغم من أن أشعة الشمس هي من غير شك المصدر الأصلي الذي يستمد منه الجو كل حرارته؛ فإن الجو لا يكتسب هذه الحرارة من الأشعة الشمسية مباشرة؛ بل إنه يكتسبها بطريق غير مباشرة نتيجة لعدة عمليات أهمها العمليات الأربعة الأولى من العمليات المذكورة فيما يلي:
١- الإشعاع الأرضي Earth radiation.
٢- ملامسة الهواء لسطح نفسه Conduction.
٣- حمل الحرارة بواسطة الهواء نفسه Covectio.
٤- التسخين الذاتي "أو الأدياباتي" Adiabatic heating.١
١- الإشعاع الأرضي:
ويقصد به الأشعة الحرارية التي تنطلق من سطح الأرض إلى الهواء المجاور له؛ فالمعروف أن سطح الأرض يمتص جزءًا من أشعة الشمس التي تسقط عليه؛ بينما يرد الباقي إلى الفضاء بتأثير الألبيدو. وبمجرد أن يقوم سطح الأرض بامتصاص الأشعة الشمسية؛ فإنه يحولها إلى طاقة حرارية تنطلق في الجو في موجات طويلة. وبينما لا يستطيع الهواء بطبيعته أن يمتص الموجات القصيرة لأشعة الشمس عند اختراقها له فإنه يستطيع أن يمتص الموجات الحرارية الطويلة التي تنطلق من سطح الأرض، وهذه الموجات هي التي يتكون منها الإشعاع الأرضي.
ويطلق على هذه الخاصية من خصائص الهواء تعبير خاصية البيت الزجاجي Green House Effect لأن ما يحدث فيها يشبه ما يحدث في البيوت الزجاجية المخصصة لتربية النباتات، وفيها تمر أشعة الشمس خلال الزجاج إلى

١ هذه العملية عبارة عن عملية ديناميكية لا علاقة لها بأشعة الشمس، وقد أوردناها هنا باعتبار أنها واحدة من عمليات تسخين الهواء.


داخل البيت؛ ولكنها تتحول بعد وصولها إلى الأرض إلى أشعة حرارية تعمل على تدفئة جو البيت.
٢- ملامسة الهواء لسطح الأرض:
بالإضافة إلى تأثير الإشعاع الأرضي فإن الهواء الملامس لسطح الأرض قد يسخن أو يبرد بسبب الملامسة نفسها، كما يحدث عادة إذا تلامس أي جسمين مختلفي الحرارة حيث ننتقل الحرارة من الجسم الدافئ إلى الجسم البارد، وبنفس الطريقة تنتقل الحرارة بين سطح الأرض والهواء الملامس له، ويلاحظ أن تأثير هذا العامل يكون عادة مقصورًا على أسفل الهواء فقط.
٣- حمل الحرارة بواسطة الهواء:
فالهواء عند تحركه يحمل معه الحرارة التي اكتسبها؛ فإذا ما وصل إلى مناطق أو مستويات هواؤها أبرد منه؛ فإنه يؤدي إلى تدفئة هذا الهواء، نتيجة لاختلاطه به أو حلوله محله، وتعتبر هذه العملية في الواقع العملية الرئيسية التي تقوم بتوزيع الحرارة في القطاعات الرأسية والأفقية للهواء على حد سواء؛ فعندما يحدث أن يسخن الهواء الملامس للأرض فإنه يتمدد وتقل كثافته ويرتفع إلى أعلى حاملًا معه الحرارة التي اكتسبها، ويحل محله هواء آخر أبرد منه يسخن ويرتفع بنفس الطريقة، وهكذا تتوزع الحرارة رأسيًّا في الجو، كما أنها تتوزع أفقيًّا نتيجة لانتقال الهواء من مناطق دافئة أو حارة إلى مناطق أبرد منها. ولولا عامل الحمل هذا لتجمعت الحرارة في الطبقة السفلى من الهواء وحدها؛ بينما بقيت الطبقات التي فوقها شديدة البرودة.
٤- الحرارة الكامنة في بخار الماء:
على الرغم من أن قسطًا من الحرارة المستمدة من أشعة الشمس -سواء بطريق مباشر أو غير مباشر- يستنفذ في تبخير المياه من المسطحات المائية أو من سطح التربة أو من النباتات؛ فإن ذرات البخار نفسها تحتفظ ببعض الحرارة بصورة كامنة Latent. وتظل هذه الحرارة محفوظة في البخار حتى إذا ما تكثف لأي سبب من الأسباب، وخصوصًا إذا تحول إلى مطر؛ فعندئذ تنطلق هذه الحرارة في الجو وتؤدي إلى تدفئته. وهذه حقيقة يمكن ملاحظتها بسهولة أثناء سقوط المطر. وقد تنتقل الحرارة الكامنة في بخار الماء


مع الرياح التي تحمله أحيانًا لمسافات بعيدة جدًّا قبل أن يتكثف، وتنطلق حرارته الكامنة إلى الجو.
٥- التسخين "أو التبريد" الذاتي:
المقصود بالتسخين الذاتي للهواء هو رفع درجة حرارته نتيجة للانضغاط وبدون إضافة أي وحدات حرارية جديدة إليه. ويحدث هذا التسخين عادة عندما يهبط الهواء بقوة على جوانب الجبال نحو السهول أو الوديان المجاورة؛ حيث أن هذا الهبوط يؤدي إلى انضغاطه ورفع درجة حرارته. ويحدث عكس ذلك تمامًا إذا ارتفع الهواء إلى أعلى؛ حيث أنه في هذه الحالة يتمدد ويتخلخل مما يؤدي إلى برودته دون أن يفقد شيئًا من الوحدات الحرارية الموجودة به فعلًا. ويطلق على تبريد الهواء بهذا الشكل تعبير التبريد الذاتي Adiabatic Cooling، ويحدث عادة عندما يرتفع الهواء إلى أعلى بشكل تيارات صاعدة نتيجة لسخونة سطح الأرض، أو بسبب مقابلته لحاجز جبلي مرتفع.
ومن الواضح أن التسخين أو التبريد الذاتي عبارة عن عملية ديناميكية صرفة لا علاقة لها بأشعة الشمس، وذلك بخلاف الحال بالنسبة للعمليات الأربعة الأخرى التي يكتسب الهواء في كل منها وحدات حرارية جديدة مصدرها الأصلي هو أشعة الشمس. ولو أن هذا الاكتساب يحدث غالبًا بطرق غير مباشرة.


قياس درجة الحرارة:
يمكن أن يتبع في حساب درجة الحرارة في أي مكان أحد نظامين معروفين هما:
١- النظام المئوي Centingrade، وعلى أساسه تكون درجة غليان الماء هي ١٠٠ ْ ودرجة تجمده هي صفر، وهذا النظام هو الذي يستخدم في معظم دول أوروبا ما عدا بريطانيا وفي البلاد العربية.
٢- النظام الفهرنهيتي Fahrenheit وبمقتضاه تكون درجة غليان الماء هى ٢١٢ ْ، ودرجة تجمده هي ٣٢ ْ وهذا


النظام هو المستخدم في جميع الدول التي تتكلم اللغة الإنجليزية تقريبًا.
وبمقارنة النظامين أحدهما بالآخر نلاحظ أن ١ ْ مئوية = ١.٨ ْ مئوية أو ٥/٩ درجة فهرنهيتية. وعند تحويل درجة حرارة معينة محسوبة بالدرجات المئوية إلى الدرجة التي تقابلها على أساس النظام الفهرنهيتي يجب أن نضرب الدرجة المئوية × ٥/٩، ثم نضيف إليها رقم ٣٢.
فمثلًا ٢٠ ْ مئوية م = "٢٠ × ٥/٩" + ٣٢ = ٦٨ ْ ف.
وكذلك في حالة تحويل درجة حرارة معينة محسوبة بالدرجات الفهرنهيتية إلى الدرجة المئوية التي تقابلها يجب أن نطرح ٣٢ من الدرجة الفهرنهيتية، ثم نقسم الباقي على ٩/٥ أو بعبارة أخرى نضربه × ٩/٥
فمثلًا ٦٨ ْ ف = ٦٨-٣٢ × ٩/٥ = ٢٠ ْ م.
وأهم الأجهزة التي تستخدم في قياس درجة الحرارة هي:
١- الترمومتر الزئبقي المعتاد:
وهو الذي يسمى أحيانًا بالترمومتر الجاف، وذلك عندما يستخدم ضمن جهاز قياس الرطوبة. وهو مكون من أنبوية دقيقة مقسمة إلى درجات وأجزاء من الدرجات، وتنتهي بفقاعة مملوء بالزئبق؛ فعندما ترتفع درجة الحرارة يتمدد الزئبق ويرتفع في الأنبوبة وتقرأ درجة الحرارة أمام أعلى نقطة وصل إليها.
٢- الترموجراف Thermograph "شكل ٩٤":
وهو جهاز يرسم خط سير الحرارة على ورقة مقسمة تقسيمًا خاصًّا، ويتركب من أسطوانة تثبت عليها ورقة مقسمة إلى ساعات وأيام، وتدور هذه الأسطوانة بواسطة ساعة أمام سن ريشة مثبت في ذراع يتصل من الناحية الأخرى بقطعة معدنية تكون غالبًا بشكل حلقة تتمدد عند ارتفاع درجة


الحرارة، وتنكمش عند انخفاضها فيتحرك تبعًا لذلك الذاراع، ويسجل سن الريشة حركاته هذه على الورقة المثبتة على الأسطوانة. وفي بعض الأحيان يستعاض عن القطعة المعدنية التي تتمدد بالحرارة بأنبوبة مقوسة مملوءة بالكحول؛ فعند تمدد الكحول بحرارة الجو تتمدد الأنبوبة ويحدث العكس عند انكماش الكحول بالبرودة، ويتحرك تبعًا لذلك الذراع، ويسجل سن الريشة حركاته على الورقة، ويمكن أن يضبط الجهاز بحيث تتم الأسطوانة دورة كاملة في ٢٤ ساعة، وتكون الورقة التي تثبت عليها في هذه الحالة عبارة عن ورقة يومية تستبدل كل ٢٤ ساعة؛ ولكن من الممكن تعديل الجهاز بحيث تدور الأسطوانة دورة كاملة في سبعة أيام، وفي هذه الحالة تستخدم أوراق مقسمة إلى أيام وساعات.
شكل "٩٤" الترموجراف
٣- ترمومتر النهاية العظمى:
وفائدته هي تسجيل أعلى درجة وصلت إليها الحرارة أثناء اليوم، وفيه يستطيع الزئبق أن يرتفع في الأنبوية؛ ولكنه لا يستطيع الرجوع إلى الفقاعة، وذلك لوجود خانق في المجرى "قرب الفقاعة" يسمح بمرور الزئبق عندما يتمدد بالحرارة، ولكنه لا يسمح له بالرجوع


عندما ينكمش بالبرودة وبذلك يظل ثابتًا أمام أعلى درجة وصل إليها.
٤- ترمومتر النهاية الصغرى: وهو عبارة عن ترمومتر يستخدم فيه الكحول بدلًا من الزئبق، وفائدته هي تسجيل أدنى درجة هبطت إليها الحرارة أثناء النوم؛ حيث يوجد في أنبوبته مؤشر صغير من البلاستيك أو الزجاج يستطيع الكحول أن يحركه جهة الفقاعة عند انخفاض درجة الحرارة، ولكنه لا يستطيع أن يحركه إلى أعلى عند ارتفاعها؛ حيث ينساب الكحول حوله دون تحريكه فيظل ثابتًا أمام أدنى درجة وصلت إليها الحرارة. ويوضع هذا الترموتر عند استخدامه دائمًا في وضع أفقي. والدرجة الحرارية التي تلزم قراءتها هي الدرجة التي تقابل طرف المؤشر الأبعد عن الفقاعة.
شكل "٩٥" ترمومترا النهاية العظمى والنهاية الصغرى لدرجة الحرارة
متوسطات درجة الحرارة ومعدلاتها:
المقصود بالمتوسط "Mean" هو المتوسط الحسابي لأي عدد من القراءات التي تسجل أثناء يوم معين أو شهر معين أو سنة معينة.


فمتوسط درجة حرارة اليوم =
قراءة الساعة ٨ + الساعة ١٤ + الساعة ٢٠ + النهاية الصغرى
٤
أو
النهاية العظمى + النهايةالصغرى
٢
أما متوسط درجة حرارة الشهر "وهو ما يسمى كذلك بالمتوسط اليومي لدرجة حرارته" فهو مجموع متوسطات أيام هذا الشهر مقسومًا على عددها.
أما المعدل Normal أو Average فهو متوسط المتوسطات المختلفة لعدد مناسب من السنين، ومن المتفق عليه في الوقت الحاضر أن أفضل عدد من السنين يصلح لحساب المعدلات هو ٣٠ سنة. ولو أنه من الممكن عند الضرورة حسابها لعدد أقل من ذلك على حسب المتوسطات التي يمكن الحصول عليها، وهذه المعدلات هي التي تستخدم عادة في الدراسات المناخية العامة؛ إلا أن أهميتها للدراسات التفصيلية والتطبيقية محدودة جدًّا؛ لأنها تهمل كثيرًا من التفاصيل المهمة التي تتوقف عليها العلاقة بين المناخ ومظاهر الحياة المختلفة، ومن أهمها حالات الارتفاع الشديد أو الانحفاض الشديد في درجة الحرارة، وهي حالات لا تبينها المعدلات الشهرية أو السنوية.


النظام اليومي لدرجة الحرارة:
من الظاهرات التي تمر علينا يوميًّا خصوصًا في الأيام الصافية التي لا يتأثر فيها الجو بوجود السحب وسقوط الأمطار أو هبوب رياح حارة أو باردة، ذلك النظام الذي تسير عليه درجة الحرارة أثناء اليوم الواحد؛ فمن الملاحظ عادة أن درجة الحرارة تهبط إلى أدنى حد لها قبل شروق الشمس مباشرة، ثم تأخذ في الارتفاع بعد ذلك تدريجيًّا حنى تصل إلى نهايتها العظمى حوالي الساعة الثانية بعد الظهر، ومن ثم تأخذ في الهبوط من جديد حتى صباح اليوم التالي. والسبب في ذلك هو أن سطح الأرض وطبقة الهواء الملاصقة له تتقبل الحرارة باستمرار من أشعة الشمس؛ ولكنها تفقد في نفس الوقت جزءًا من هذه الحرارة تدريجيًّا بالإشعاع إلى طبقات الجو العليا، ويمكننا بناء على ذلك أن نقدر درجة الحرارة في أي ساعة من


ساعات اليوم الواحد بحساب الفرق بين مجموع ما اكتسبته الأرض من حرارة الشمس من جهة، وما فقدته بالإشعاع حتى هذه الساعة من جهة أخرى، وهذا الفرق يزداد أو يقل حسب الساعات المختلفة من اليوم، ففي النصف الأول من النهار يأخذ نصيب الأرض من حرارة الشمس في الازدياد بعد الشروق مباشرة حتى يبلغ أقصاه وقت الظهر عندما تكون الشمس في أعلى وضع لها فوق الأفق، وتسقط أشعتها على سطح الأرض عمودية أو قريبة من العمودية، وفي هذه الفترة من النهار يكون فقدان الأرض والهواء الملاصق لها للحرارة بالإشعاع قليلًا في جملته؛ ولكنه يأخذ في الازدياد بعد الظهر، ويبدأ هذا الفقدان بطيئًا في أول الأمر حتى أنه لا يكون حوالي الساعة الثانية بعد الظهر قد تفوق بعد على الحرارة المكتسبة، وفي هذه الساعة من النهار تكون الأرض قد اكتسبت من حرارة الشمس أكبر كمية يمكنها أن تكتسبها في اليوم.
شكل "٩٦" - النظام اليومي لدرجة الحرارة
ولكن يلاحظ أن هذا النظام اليومي هو النظام المعتاد في الظروف الجوية المستقرة وأنه كثيرًا ما يضطرب بسبب التقلبات الجوية، التي قد تؤدي إلى وصول هواء دافئ بالليل أو هواء بارد بالنهار، أو إلى كثرة السحب وسقوط المطر بالنهار؛ ففي مثل هذه الحالات قد يتغير النظام اليومي؛ بل وينعكس تمامًا في بعض الأيام على حسب طبيعة التقلبات الجوية وشدتها. ويحدث هذا بصفة خاصة في الشتاء والربيع والخريف وهي الفصول التي تكثر فيها الاضطرابات الجوية في معظم البلاد الواقعة في العروض المعتدلة، ومن بينها معظم البلاد العربية.


المدى اليومي لدرجة الحرارة Diurnal Range Temperature:
ويقصد به الفرق بين أدنى وأعلى درجتي حرارة تسجلان أثناء اليوم، وهما ما تعرفان باسم النهاية الصغرى Minimum Temperature والنهاية الصغرى Maximum Temperature، وهذا الفرق قد يختلف اختلافًا كبيرًا من مكان إلى آخر، ومن فصل إلى آخر على حسب الظروف الخاصة بالإقليم؛ ففي الأماكن القريبة من البحر يكون الفرق أصغر بكثير منه في الأماكن الواقعة في قلب اليابس على نفس خط العرض، كما أن كثرة الأمطار، ووجود حياة نباتية غنية كلاهما يساعد على خفض المدى اليومي لدرجة الحرارة. ويحسب هذا المدى عادة لكل شهر على حدة، وذلك على أساس الفرق بين متوسط النهايات العظمى ومتوسط النهايات الصغرى لدرجة الحرارة في جميع أيام الشهر.
المدى السنوي "أو الفصلي" لدرجة الحرارة Annual or Seasonal Range of Temperature:
ويقصد به الفرق بين المتوسطين الحراريين لا برد الشهور وأشدها حرارة أثناء السنة، وهو يحسب عادة بإيجاد الفرق بين معدل درجة حرارة شهر يوليو أو أغسطس من جهة، ومعدل درجة حرارة شهر ديسمبر أو يناير من جهة أخرى "في نصف الكرة الشمالي".
ويتأثر المدى السنوي غالبًا بنفس العوامل التي يتأثر بها المدى اليومي، ومن أهمها القرب أو البعد عن البحر؛ ففي البلاد الساحلية يكون المدى أقل منه في البلاد الواقعة في قلب اليابس على نفس خط العرض، ويرجع ذلك إلى أثر المياه في تلطيف حرارة فصل الصيف من ناحية، وفي تدفئة فصل الشتاء من ناحية أخرى. ويبدو هذا بوضوح في الخريطة "شكل ٩٧"؛ حيث نجد المدى السنوي يرتفع في بعض الأجزاء الداخلية من آسيا إلى حوالي ٦٠ ْ م؛ فإنه لا يزيد غالبًا عن ١٠ ْ درجة على سواحل المحيطين الأطلسي والهادي.
ونلاحظ كذلك بصفة إجمالية أن المدى السنوي يكون صغيرًا بالقرب من خط الاستواء؛ حيث يكون ميل الشمس عند سقوطها على الأرض واحدًا تقريبًا


في جميع الفصول ثم يتزايد تدريجيًّا كلما بعدنا شمالًا أو جنوبًا بسب ازدياد الفرق بين درجة ميل الأشعة في فصل الشتاء عنها في فصل الصيف؛ ولكنه يكون في النصف الشمالي من العالم أكبر بكثير منه في النصف الجنوبي حيث تسود البحار، كما تبين من الجدول رقم "٢"
خط العرض ١٠ ْ ٣٠ ْ ٤٠ ْ ٦٠ ْ ٨٠ ْ
المدى السنوي بالدرجات شمالًا ٢ ٧ ١٩ ٣١ ٣٣
المئوية جنوبًا ٢ ٦ ٦ ٨ ٣١
جدول "٢" متوسط المدى السنوي لدرجة الحرارة على بعض خطوط العرض المتقابلة في نصف الكرة الشمالي والجنوبي
ويبين شكل "٩٨" المعدلات الشهرية لدرجة الحرارة في كل من:
١- سنغافورة وهي ميناء بحري واقع في المنطقة الاستوائية على خط عرض ٥١ ْ درجة شمالًا تقريبًا.
٢- وادي حلفا وهي محطة صحراوية في شمال السودان على خط عرض ٢٢ ْ درجة شمالًا.
ومن الواضح أن معدل درجة الحرارة في سنغافورة لا يتغير تغيرًا يذكر من شهر إلى آخر؛ وذلك على العكس من وادي حلفا، التي يزيد معدل درجة الحرارة فيها زيادة كبيرة في فصل الصيف عنه في فصل الشتاء.


العوامل التي تتحكم في درجة حرارة الجو:
تتوقف درجة حرارة الجو في أي مكان على عدة عوامل أهمها:
١- موقعه الفلكي أي بالنسبة لخطوط العرض.
٢- تضاريسه.
٣- قربه أو بعده عن البحر.
٤- نوع الرياح التي يتعرض لها.
٥- وجود غطاءات نباتية حوله أو بالقرب منه.
٦- وجود غطاء جليدي حوله أو بالقرب منه.


شكل "٩٧" توزيع معدلات المدى الحراري السنوي في العالم بالدرجات المئوية.
شكل "٩٨" المعدلات الشهرية لدرجات الحرارة في سنغافورة ووادي حلفًا.
أولًا: الموقع الفلكي:
هذا الموقع هو الذي يحدد الزاوية التي تسقط بها أشعة الشمس على سطح الأرض، كما أنه هو الذي يحدد طول الليل والنهار في الفصول المختلفة؛ فعند خط الاستواء مثلًا تسقط الأشعة عمودية على سطح


الأرض في معظم أيام السنة، أما بالقرب من الدائرة القطبية فإن هذه الأشعة تسقط مائلة جدًّا خصوصًا في نصف السنة الشتوي، ومن المعروف أن الأشعة العمودية أقوى من الأشعة المائلة كما سبق أن أوضحنا عند الكلام على الإشعاع الشمسي.
ويزداد ميل الأشعة بصفة عامة كلما بعدنا عن المدارين واقتربنا من القطبين؛ فعند مدار السرطان مثلًا يكون نصيب أية بقعة فوق سطح الأرض من أشعة الشمس في ساعة معينة من ساعات النهار أكبر من نصيب أية بقعة أخرى إلى الشمال من ذلك في نفس الساعة على شرط أن تكون نسبة الغيوم ودرجة صفاء الجو واحدة في الحالتين. ولما كانت الشمس تتعامد على خط الاستواء في معظم أيام السنة؛ فإن المتوسط السنوي لما يصيب الأرض من الأشعة هناك يكون أكبر منه في العروض الأخرى، ويزداد الفرق كلما بعدنا عن خط الاستواء. ولكن يجب ألا يفهم من هذا أن خط الاستواء هو أشد مناطق العالم حرارة، وذلك لأن كثافة الحياة النباتية وغزارة الأمطار هناك يساعدان على خفض درجة الحرارة نوعًا ما.
كما يجب أن نلاحظ أيضًا أن ما تستفيده الأرض من أشعة الشمس يتوقف من ناحية أخى على طول النهار الذي يتوقف بدوره على خط العرض؛ فمن الحقائق الثابتة أن النهار يزداد طوله على حساب الليل في فصل الصيف؛ بينما يحدث العكس في فصل الشتاء، وتزداد هذه الظاهرة وضوحًا كلما بعدنا عن خط الاستواء، ولهذا فإنه على الرغم من أن المتوسط السنوي لما يصيب الأرض من أشعة الشمس عند القطبين صغير في جملته بالنسبة للعروض الأخرى؛ فإنه يكون في الفترة ما بين أول يونيو ومنتصف يوليو أكبر منه في أية منطقة أخرى من العالم، ويرجع هذا إلى أن الشمس تستمر ظاهرة طول هذه الفترة دون انقطاع؛ ولكن ليس معنى هذا أيضًا أن القطب يكون في هذه الفترة أشد حرارة من أية بقعة أخرى، وذلك لأن معظم الحرارة المكتسبة من الشمس تستنفذ في صهر طبقات الجليد السميكة التي تغطي المناطق القطبية بدلًا من أن تعمل على سرعة رفع درجة حرارة الهواء.


ثانيًا- التضاريس:
فمن المعروف أن درجة الحرارة تتناقص بصفة عامة كلما زاد الارتفاع، ويرجع ذلك للأسباب الآتية:
أ- أن الهواء يبرد ذاتيًّا نتيجة لارتفاعه وتخلخله.
ب- أن المواد العالقة بالهواء خصوصًا ذرات الأتربة تتناقص بالارتفاع، ومن الثابت أن وجود هذه المواد يساعد الهواء على امتصاص الحرارة من أشعة الشمس.
ج- أن الهواء الملاصق لسطح الأرض أو القريب منه يستفيد من الحرارة "المتشععة" من سطح الأرض "الإشعاع الأرضي"، ويتناقص تأثير هذا الإشعاع بطبيعة الحال كلما زاد الارتفاع.
د- في المناطق الجبلية يوجد عامل آخر يقلل من درجة الحرارة فوق المنحدرات المرتفعة بالنسبة للسهول المجاورة؛ وذلك أن أشعة الشمس عند سقوطها على الجبل لا تسقط في أغلب ساعات النهار إلا على جانب واحد من جوانبه، أما الجوانب الأخرى فتكون محرومة منها، وبدلًا من أن تكتسب مقادير جديدة من الحرارة فإنها تفقد حرارتها بالإشعاع، وفي أثناء الليل يزداد فقد هذه الحرارة؛ لأن فقدانها يكون من جميع جوانب الجبل على حد سواء.
والمعدل الذي تتناقص به درجة الحرارة بالارتفاع Lapse rate هو درجة واحدة مئوية لكل ١٥٠ مترًا؛ ولكن يلاحظ أن هذا المعدل تقريبي لأنه يتأثر بعوامل كثيرة من أهمها رطوبة الهواء وكمية السحب؛ ففي الجو الرطب الذي يكثر به بخار الماء يكون معدل التناقص أقل منه في الجو الجاف حيث أن بخار الماء يساعد الهواء على الاحتفاظ بحرارته لمدة طويلة نسبيًّا. وتساعد السحب كذلك على تقليل هذا المعدل لأنها تكون بمثابة غطاء يقلل من سرعة انتقال الحرارة من الطبقات التي تحتها إلى الطبقات التي فوقها.
مستوى التجمد وخط الثلج الدائم:
المقصود بمستوى التجمد Freezing Level هو المستوى الذي تنخفص فيه درجة حرارة الجو إلى درجة التجمد، ويختلف ارتفاع هذا المستوى اختلافًا بسيطًا في الهواء عنه فوق الجبال


المجاورة له؛ فنظرًا لأن اليابس يفقد حرارته بسرعة؛ فإن مستوى التجمد على الجبال يكون أقل ارتفاعًا نوعًا ما منه في الهواء القريب منها. ولو كان هواء الجبال محملًا ببخار الماء؛ فإن هذا البخار يتحول إلى ثلج ويتراكم على قمم الجبال، ويتحول بالتدريج إلى جليد. ويطلق على الحد الأسفل للأجزاء التي يغطيها الثلج المتراكم اسم خط الثلج Snow Line؛ بينما يطلق "خط الثلج الدائم" على الحد الأسفل للأجزاء التي يبقى عليها الغطاء الثلجي طول السنة. ويختلف ارتفاع هذا الخط من مكان إلى آخر على حسب درجة حرارة الهواء ورطوبته؛ ففي الأقاليم الحارة يكون هذا الخط أعلى "بالنسبة لسطح البحر" منه في الأقاليم المعتدلة والباردة، ويتناقص ارتفاعه كلما اقتربنا من القطبين حتى يصل إلى مستوى سطح البحر فتتغطى الأرض كلها بالجليد، وكلما زادت كمية بخار الماء في الهواء أدى ذلك إلى كثرة تساقط الثلج بخلاف الحال في الهواء الجاف؛ حيث لا تكون كمية البخار كافية لتكوين الثلج بكميات تكفي لتغطية الأرض. وفي نصف الكرة الشمالي يكون، خط الثلج الدائم غالبًا أعلى على المنحدرات الجنوبية للجبال منه على المنحدرات الشمالية لنفس الجبال؛ لأن نصيب المنحدرات الجنوبية للجبال منه على المنحدرات الشمالية لنفس الجبال؛ لأن نصيب المنحدرات الجنوبية من أشعة الشمس يكون أكبر من نصيب المنحدرات الشمالية. ويحدث عكس ذلك في نصف الكرة الجنوبي. ولنفس السبب فإن هذا الخط يكون على المنحدرات الغربية عمومًا أعلى منه على المنحدرات الشرقية.
انعكاس التناقص الحراري بالارتفاع:
على الرغم من أن القاعدة العامة هي تناقص درجة الحرارة بالارتفاع؛ فقد يحدث في ظروف خاصة أن تنعكس الآية بحيث تكون درجة الحرارة في المستويات العليا أعلى منها في المستويات السفلى. ويكثر حدوث هذه الظاهرة في الحالات الآتية:
١- في الوديان الجبلية عندما ينحدر الهواء البارد بسبب ثقله من المنحدرات العليا للجبال نحو قاع الوديان؛ حيث يتجمع أحيانًا بشكل بحيرات من الهواء البارد. وحركة الهواء من


المنحدرات العليا نحو قاع الوديان بالليل هي التي تعرف باسم "نسيم الجبل".
٢- عندما يلتقي هواء بارد مع هواء دافئ؛ ففي هذه الحالة يصعد الهواء الدافئ بسبب قلة كثافته نسبيًّا فوق الهواء البارد، وهي ظاهرة مرتبطة بنشأة الأعاصير. ومثل هذا يحدث أيضًا عندما يتحرك تيار هوائي دافئ من منطقة مرتفعة حارة ليمر في أعلى الجو فوق منطقة سهلية أقل حرارة من المنطقة التي جاء منها.
ثالثاً: القرب من البحر.
إن وجود أي مسطحات مائية يكون له عادة أثر ملطف على درجة الحرارة؛ وذلك لأن الماء، كما سبق أن أوضحنا، يسخن أثناء النهار ويبرد أثناء الليل بسرعة أقل من السرعة التي يسخن بها اليابس أو يبرد، وكلما كانت مساحة المسطح المائي كبيرة وكانت الرياح السائدة تهب منه نحو اليابس كان تأثيره أكبر. وتعتبر التيارات البحرية التي تمر بها بكثير من السواحل، وخصوصًا السواحل المطلة على المحيطات من أهم العوامل التي تقوم بتوزيع الحرارة على السواحل؛ فهي تنقل إليها الدفء إن كانت آتية من جهات أدفأ منها، أو تنقل إليها البرودة إن كانت آتية من جهات أبرد.
والواقع أن تأثير البحر على المناخ تأثير واضح وقوي بحيث أصبح من الممكن التمييز بين نوعين مختلفين من المناخ أحدهما بحري Marine والثاني قاري Continental وفيه يختفي هذا الأثر أو يكاد. ويظهر المناخ الأول في الجزر والبلاد الساحلية، وخصوصًا إذا كانت الرياح السائدة تهب عليها من ناحية البحر. أما الثاني فيظهر في قلب اليابس وخصوصًا في أواسط الكتل القارية الكبرى. ومن أهم الفروق بين النوعين أن المدى الحراري في النوع البحري يكون صغيرًا مما يجعله لطيفًا في فصل الصيف ومعتدلًا في فصل الشتاء؛ بينما يكون هذا المدى كبير في النوع القاري مما يجعله شديد الحرارة صيفًا وشديد البرودة شتاءً. كما أن الفرق بين درجة حرارة ليله ودرجة حرارة نهاره يكون هو الآخر كبيرًا.


رابعاً: نوع الرياح.
فالرياح التي تهب من مناطق حارة تجلب الدفء، أما الرياح التي تهب من مناطق باردة فتجلب البرودة، ويمكننا أن نلحظ هذا بسهولة في بعض أيام فصل الربيع أو فصل الخريف عندما تتعرض الأجزاء الشمالية من مصر لبعض الاضطرابات الإعصارية؛ حيث أن هذه الاضطرابات قد تؤدي إلى هبوب رياح صحراوية شديدة الحرارة يترتب عليها حدوث موجات حارة جدًّا، أو هبوب رياح شديدة البرودة تؤدي إلى حدوث موجات من البرد القارس.
خامساً: الغطاء النباتي.
فهو يعمل على تلطيف حرارة الجو؛ لأن النباتات لها تأثير مشابه إلى حد ما لتأثير المسطحات المائية، بسبب ما ينطلق منها باستمرار من أبخرة نتيجة لعملية النحت. وبسبب حمايتها للأرض التي تغطيها من التأثير المباشر لأشعة الشمس. وقد سبق أن ذكرنا أن كثافة الحياة النباتية عند خط الاستواء تعتبر من أهم الأسباب التي تقلل نوعًا ما من تأثير الأشعة الحرارية. وليس من شك في أن الغطاء النباتي هو السبب الرئيسي في أن جو الريف يكون ألطف في فصل الصيف من جو المدن.
سادساً: الغطاء الجليدي.
أن وجود غطاء جليدي على سطح الأرض من شأنه أن يضعف من تأثير أشعة الشمس على حرارة الجو لعدة أسباب: أهمها: أن سطح الجليد اللامع يعكس قسمًا كبيرًا من الحرارة التي يمتصها تستخدم في صهره أن كانت درجة حرارة الجو أعلى من درجة الانصهار، وهو ما يحدث في فصل الصيف؛ ففي الأقاليم القطبية مثلًا نجد أن على الرغم من أن الشمس تظل ظاهرة باستمرار عند القطب طوال نصف السنة الصيفي؛ فإن معظم ما يستفيده الجو من حرارتها يستنفد في صهر الجليد بدلًا من أن يؤدي إلى رفع درجة حرارة الجو ارتفاعًا يتناسب مع كمية الأشعة.


توضيح توزيع الحرارة على الخرائط:
يوضح هذا التوزيع بواسطة خطوط تعرف باسم خطوط الحرارة المتساوية Isotherms وهي خطوط ترسم على الخريطة لتوصيل الأماكن التي تتساوى معدلاتها الحرارية؛ سواء أكانت تلك المعدلات لشهر معين أو للسنة بأكملها،


وذلك بعد تعديل المعدلات التي تنشرها المراصد المختلفة؛ لكي تمثل درجة الحرارة عند مستوى سطح البحر. ويجري هذا التعديل عادة بإضافة درجة واحدة مئوية لكل ارتفاع قدره ١٥٠ مترًا.
وتستخدم هذه الخطوط لتوضيح توزيع الحرارة في القارات أو في العالم أو في المناطق الواسعة، أما في المناطق الصغيرة فترسم الخطوط الحرارية على أساس المتوسطات الفعلية دون تعديلها لتمثل الحالة عند سطح البحر.
وتبين الخريطتان "شكل ٩٩" و "شكل ١٠٠" خطوط الحرارة المتساوية في العالم لشهري يناير ويوليو على الترتيب، ويتضح منها أن معظم الخطوط تتجه بصفة عامة بين الشرق والغرب؛ ولكن لا يشترط مع ذلك أن تكون موازية لخطوط العرض حيث أنها تتعرج في مواضع مختلفة نتيجة لعدة عوامل أهمها:
شكل "٩٩" خطوط الحرارة المتساوية الرئيسية لشهر يناير
١- توزيع الماء واليابس:
ففي فصل الشتاء يكون اليابس عمومًا أشد برودة من الماء؛ بينما يحدث العكس في فصل الصيف، ونظرًا لاتساع اليابس في نصف الكرة الشمالي واختلاطه بالبحار؛ فإن خطوط الحرارة المتساوية تبدو كثيرة التعاريج. أما في نصف الكرة الجنوبي فتسود البحار، ولهذا السبب نجد أن خطوط


الحرارة المتساوية تكون أقل تعرجًا منها في الشمال، كما أنها تمتد موازية لخطوط العرض تقريبًا.
ويلاحظ أننا إذا تتبعنا الخط الذي يصل بين أشد بقاع العالم حرارة "أي بين الأماكن التي تسجل فيها أعلى معدلات سنوية للحرارة" نجد أنه لا ينطبق على خط الاستواء الفلكي؛ بل يمتد غالبًا إلى الشمال منه، ويزداد البعد بينهما فوق القارات عنه فوق المحيطات، وهذا الخط الحراري هو الذي يشتهر باسم "خط الاستواء الحراري"، وامتداده بهذا الشكل يعتبر كذلك نتيجة من نتائج اتساع اليابس في نصف الكرة الشمالي عنه في نصفها الجنوبي.
٢- التيارات البحرية التي تمر بسواحل القارات:
فهي تعمل على تدفئة هذه السواحل إن كانت آتية من جهات أدفأ منها أو على خفض درجة حرارتها إن كانت آتية من جهات أبرد منها. وأثر التيارات البحرية في توجيه خطوط الحرارة المتساوية يظهر بوضوح جدًّا عند السواحل الغربية لجنوب أفريقيا وأمريكا الجنوبية؛ حيث نجد أن خط ٢٠ ْم "٦٨ ْ" ف سواء في شهر يناير أو في شهر يوليو يغير اتجاهه فجأة وينحرف نحو الشمال تحت تأثير تيار بنجويلة البارد في جنوب غرب أفريقية وتيار همبولت البارد في جنوب غرب أمريكا الجنوبية. وكذلك في النصف الشمالي من المحيط الأطلسي تنحرف خطوط الحرارة المتساوية نحو الشمال في القسم الشرقي من المحيط بتأثير تيار الخليج الدافئ الذي يرجع إليه الفضل في تدفئة سواحل شمالي غرب أوروبا، وبقائها مفتوحة للملاحة طول السنة. أما في الغرب فإن هذه الخطوط تنحرف نحو الجنوب أمام السواحل الشرقية لكندا وشمال شرق الولايات المتحدة بتأثير تيار لبرادور البارد. وكذلك على الساحل الغربي لأمريكا الشمالية نجد أن تيار كاليفورنيا البارد في شرق المحيط الهادي بسبب انحراف خطوط الحرارة المتساوية بصورة واضحة نحو الجنوب؛ بينما يؤدي تيار اليابان الدافئ "كيروسيفو" في الشمال إلى انحرافها شمالًا أمام سواحل غرب كندا وألاسكا, وذلك بصورة مشابهة لما يفعله تيار الخليج أمام سواحل شمال غرب أوروبا.


شكل "١٠٠" خطوط الحرارة المتساوية الرئيسية لشهر يوليو
المناطق الحرارية العامة
يعتبر اليونان القدماء وفي مقدمتهم أرسطو الذي عاش في القرن الرابع قبل الميلاد من أول الذين حاولوا تقسيم العالم إلى أقاليم مناخية، والواقع أن كلمة مناخ " Cilimate" نفسها مأخوذة من كلمة يونانية معناها يميل أو ينحرف١.
وذلك لأن تقسيم اليونانين للعالم إلى أقاليم مناخية كان مبنيًّا على أساس درجة الميل التي تسقط بها أشعة الشمس على سطح الأرض؛ فالمنطقة المناخية كانت في نظرهم هي المنطقة التي يكون ميل أشعة الشمس على جميع أجزائها واحدًا بصفة عامة في وقت الظهر. ولما كانت درجة ميل أشعة الشمس تتمشى غالبًا مع خطوط العرض فقد استخدم اليونانيون هذه الخطوط لتقسيم سطح الكرة الأرضية إلى مناطق حرارية عامة كما يأتي:
١- المنطقة الحارة:
ما بين مداري السرطان والجدي.

١ Meteorogical Office " London" Meteorological Glossary " ١٩٣٩. p.٤٥


٢- المنطقتان المعتدلتان:
الشمالية ما بين مدار السرطان والدائرة القطبية الشمالية والجنوبية ما بين مدار الجدي والدائرة القطبية الجنوبية.
٣- المنطقتان المعتدلتان:
الشمالية ما بين مدار السرطان والدائرة القطبية الشمالية ثم الجنوبية ما بين مدار الجدي والدائرة القطبية الجنوبية.
٤- المنطقتان الباردتان:
إلى الشمال من الدائرة القطبية الشمالية وإلى الجنوب من الدائرة القطبية الجنوبية.
وعلى الرغم من أن الأرصاد الجوية والدراسات المناخية الحديثة أثبت أن المناخ لا يتمشى في كثير من الأحيان مع خطوط العرض؛ فقد ظل التقسيم اليوناني معمولًا به حتى وقت قريب جدًّا، ولو أنه قد أدخلت عليه حديثًا بعض التعديلات التي قسمت بمقتضاها المناطق الكبرى المذكورة إلى مناطق أصغر منها على أساس كمية الأمطار ونظام سقوطها وأثرها في تنوع الحياة النباتية الطبيعية، وتوزيعها العام على سطح الأرض؛ فقسمت المنطقة الحارة مثلًا إلى ثلاثة مناطق هي منطقة الغابات الاستوائية حول خط الاستواء نفسه، ويليها شمالًا وجنوبًا منطقة الحشائش المدارية أو السفانا، وهذه يليها شمالًا وجنوبًا منطقة الصحارى المدارية الحارة، وكذلك في المنطقتين المعتدلتين أمكن التمييز بين مناخ البلاد الواقعة على السواحل الغربية للقارات، ومناخ البلاد الواقعة على سواحلها الشرقية، ثم بين مناخ هذه البلاد ومناخ البلاد الواقعة في داخل القارات.. وهكذا.
وفضلًا عن ذلك ظهر اتجاه حديث آخر لتقسيم العالم إلى مناطق حرارية على أساس خطوط الحرارة المتساوية، أو بعبارة أخرى على أساس المعدلات الشهرية لدرجة الحرارة؛ وذلك بصرف النظر عن خطوط العرض، وهذا هو الاتجاه المعترف به بين معظم الجغرافيين في الوقت الحاضر.
المناطق الحرارية التي اقترحها كوبن W. Koppen:
ميز هذا الباحث المناطق الحرارية بعضها عن بعض على أساس طول الفصل الدافئ أو الفصل البارد في كل منطقة منها ثم على أساس معدل درجة


الحرارة في كل فصل من هذين الفصلين، وتتلخص المناطق الحرارية التي اقترحها فيما يلي:
١- منطقة مدارية حارة:
فيها لا يقل معدل درجة الحرارة في أي شهر من شهور السنة عن ١٨ ْ مئوية.
٢- منطقة شبه مدارية:
وتتميز بوجود فصل يترواح طوله ما بين ثلاثة أشهر وثمانية، ويكون معدل درجة الحرارة أثناءه أعلي من ١٠ ْ وأقل من ١٨ ْ مئوية، أما باقي أشهر السنة؛ فيجب ألا ينخفض متوسط درجة حرارتها عن ١٨ ْ.
٣- منطقة معتدلة:
تتميز بوجود فصل دافئ طويل يشمل أربعة أشهر على الأقل، وربما يشمل السنة بأكملها، ويتراوح معدل درجة الحرارة أثناءه ما بين ١٠ ْ و ١٨ ْ مئوية، أما باقي الأشهر فينخفض معدلها الحراري عن ١٠ ْ.
شكل "١٠١" المناطق الحرارية التي اقترحها كوبن
٤- منطقة باردة:
يكون فيها الفصل الدافئ أقصر منه في المنطقة المعتدلة، ويتراوح طوله ما بين شهر وأربعة أشهر ومعدل درجة حرارته ما بين ١٠ ْ و ١٨ ْ مئوية.


٥- منطقة قطبية:
وفيها يكون معدل درجة الحرارة في جميع شهور السنة أقل من ١٠ ْ.
المناطق الحرارية التي اقترحها أوستن ملر Austin Miller:
يمتاز تقسيم أوستن ملر للمناطق الحرارية بأنه يعتمد في تحديد فصل البرودة في العروض الوسطى على المعدل الحراري ٦ ْ مئوية "٤٣ ْ ف"؛ وذلك لأن هذا المعدل له أهمية خاصة بالنسبة للحياة النباتية بصفة عامة؛ فمن المتفق عليه بين كثير من الباحثين أن معظم نباتات المنطقة المعتدلة لا يمكنها أن تنمو إلا إذا كان المعدل اليومي لدرجة الحرارة أعلى من ٦ ْ مئوية، ويتلخص التقسيم الذي اقترحه أوستن ملر للمناطق الحرارية العامة فيما يلي:
١- مناطق حارة لا ينخفض المعدل الشهري لدرجة الحرارة فيها عن ١٨ ْ مئوية في أي شهر من شهور السنة.
٢- مناطق معتدلة دافئة "أو شبه مدارية" لا ينخفض معدل درجة حرارة أي شهر من الشهر فيها عن ٦ ْ م "٤٣ ْ ف".
٣- مناطق معتدلة باردة تتميز بوجود فصل شديد البرودة يتراوح طوله ما بين شهر وخمسة أشهر، ويكون معدل درجة الحرارة أثناءه أقل من ٦ ْ م.
٤- مناطق باردة يزداد فيها طول الفصل البارد بحيث يشغل من ٦ إلى ٩ أشهر، ويكون معدل درجة الحرارة أثناءه أقل من ٦ ْ م.
٥- مناطق قطبية يوجد في بعضها فصل دافئ قصير لا يزيد على ثلاثة أشهر، ويكون معدل درجة الحرارة أثناءه أكثر من ٦ ْم أما بعضها الآخر فشديد البرودة جدًّا طول السنة؛ بحيث لا يرتفع المعدل الحراري في أي شهر من الشهور عن الصفر المئوي، وتتغطى الأرض غالبًا بطبقة من الثلج الدائم.


شكل "١٠٢" المناطق الحرارية التي اقترحها أوستن ملر


٤-٢-٣- الضغط الجوي والدورة الهوائية العامة.
تعريف الضغط الجوي:
الضغط الجوي عمومًا هو ثقل الهواء الواقع على أي منطقة من سطح الأرض؛ فمن الحقائق المعروفة أن الهواء ليس عديم الوزن كما يخيل إلينا؛ بل إنه كأي مادة أخرى ذو ثقل معين يبلغ في الظروف العادية حوالي ١.١٥ أوقية لكل قدم مكعب من الهواء. فسطح الأرض بناء على هذا يقع عليه باستمرار ضغط يتناسب مع وزن الهواء الموجود فوقه حتى أعلى الجو، ويحسب هذا الضغط على أساس وزن عمود الهواء الواقع على بوصة مربعة من سطح الأرض، ويبلغ معدل هذا الوزن في الظروف العادية ١٤.٧ رطلًا. وبعملية حسابية بسيطة سنجد أن كل قدم مربع من سطح الأرض فوقه هواء وزنه في المتوسط حوالي طن.


قياسه:
وتستخدم لقياس الضغط الجوي أجهزة أهمها البارومتر "Barometer" "شكل ١٠٣" والباروجراف Barograph "شكل ١٠٤" أما البارومتر فعبارة عن أنبوبة زجاجية بها عمود من الزئبق١ وطرفها منكس في حوض صغير به زئبق

١ يستخدم الزئبق في البارومترات لعدة أسباب أهمها:
١- أن كثافته كبيرة مما يجعل طول الأنبوبة مناسبًا.
٢- أن لونه واضح مما يسهل رؤيته داخل الأنبوبة.
٣- أنه لا يتبخر في درجات الحرارة العادية.
٤- أنه لا يلصق بجدار الأنبوبة.


أيضًا ومعرض للجو؛ فكلما زاد الضغط الجوي على سطح هذا الحوض ارتفع الزئبق في الأنبوبة، ويحدث العكس إذا انخفض الضغط الجوي، وذلك لأن عامود الزئبق في الأنبوبة يجب أن يظل وزنه مساويًا لضغط الهواء الواقع على سطح الزئبق في الحوض حتى يظل التوازن قائمًا؛ فارتفاع عامود الزئبق في الأنبوية إذن يدل باستمرار على مقدار الضغط الجوي، ويقاس ارتفاع الزئبق هذا إما بالبوصة أو بالسنتيمتر، ويبلغ متوسط الضغط الجوي في الظروف العادية عند مستوى سطح البحر ٧٦ سنتيمترًا أو ٢٩.٩٢ بوصة من الزئبق، ويوصف الضغط عمومًا بأنه منخفض أو مرتفع إذا نقص أو زاد عن هذا المتوسط، وقد استحدثت وحدة جديدة لقياس الضغط الجوي بدل الملليمتر الزئبقي أو البوصة الزئبقية، وأطلق عليها اسم "الملليبار" وهذه الوحدة هي المستخدمة في الوقت الحاضر في معظم الأرصاد الجوية، والملليبار يعادل ١٠٠٠/١ من وحدة أخرى هي البار وهي الوحدة الديناميكية لقوة الضغط الواقعة على مساحة قدرها سنتيمتر مربع، ويمكن تحويل البوصات أو السنتيمترات الزئبقية إلى ملليبارات على أساس أن البوصة تعادل ٣٣.٩ ملليبار، وأن السنتيمتر يعادل ١٣.٦ ملليبار، وبناء على ذلك يكون متوسط الضغط الجوي عند سطح البحر ١٠١٣.٢ ملليبار. وفي بعض الأحيان يستخدم هذا المعدل نفسه كوحدة قياس يطلق عليها اسم "جو Atmosphere" فإذا كان الضغط الجوي الفعلي معادلًا لهذا المتوسط؛ فإنه يوصف بأنه يعادل جوًا واحدًا أما أن زاد عنه فيوضع كسر يعادل نسبة الزيادة، أما إذا نقص عنه فيخصم الكسر الذي يعادل نسبة النقص - "انظر الجدول رقم ٣".
أما الباروجراف فيمتاز عن البارومتر الزئبقي بأنه يبين خط سير الضغط الجوي باستمرار على ورقة مقسمة تقسيمًا خاصًا، وتوضع عند استخدامها حول أسطوانة تدور بواسطة ساعة أمام ريشة مثبتة في مؤشر متصل بعدة أقراص معدنية


مفرغة وحساسة للضغط فإذا زاد الضغط على هذه الأقراص ارتفع الخط الذي يرسمه من الريشة على الورقة، والعكس في حالة انخفاضه وتسجيل الضغط الجوي أوتوماتيكيًّا بهذا الشكل هو أهم ما يميز الباروجراف عن البارومتر.
شكل "١٠٣" البارومتر
١- حوض زئبق معرض للهواء.
٢- أنبوبة بها زئبق طرفها الأعلى مقفل والأسفل مفتوح ومغمس في حوض الزئبق.
٣- الجزء الأعلى من الأنبوبة وهو مفرغ من الهواء.
شكل "١٠٤" الباروجراف


جدول ٣ الضغط الجوى المحتمل بالوحدات المختلفة
........................................................................................
ملليبارات سنتيمترات بوصات أجواء
زئبقية زئبقية
٩٤٠ ٧٠.٥١ ٢٧.٧٦ ٠.٩٢٦
٩٥٠ ٢١.٢٥ ٢٨.٠٥ ٠.٠٣٧
٩٦٠ ٧٢.٠١ ٢٨.٣٥ ٠.٩٤٧
٩٧٠ ٧٢.٧٧ ٢٨.٦٥ ٠.٩٥٧
٩٨٠ ٧٣.٥١ ٢٨.٩٤ ٠.٩٦٧
٩٩٠ ٧٤.٢٧ ٢٩.٢٤ ٠.٩٧٧
١٠٠٠ ٧٥.٠١ ٢٩.٥٣ ٠.٩٨٧
١٠١٠ ٧٥.٧٧ ٢٩.٨٣ ٠.٩٩٧
١٠١٣.٢ "المعدل" ٧٦.٠٠ ٢٩.٩٢ جو واحد
........................................................................................
١٠٢٠ ٧٦.٥٠ ٣٠.١٢ ١.٠٠٦
١٠٣٠ ٧٧.٧٧ ٣٠.٤٢ ١.٠١٦
١٠٤٠ ٧٨.٠٠ ٣٠.٧١ ١.٠٢٦
١٠٥٠ ٧٨.٧٧ ٣٠.٠١ ١.٠٣٥
........................................................................................
وبالإ ضافة إلى هذين الجهازين يقاس الضغط الجوي أيضًا بواسطة جهاز آخر يطلق عليه اسم البارومتر المفرغ أو بارومترانيرويد Aneroid Barometer وهو مكون من علبة معدنية مفرغة من الهواء تفريغًا غير كامل، وتتأثر جوانبها بالضغط الجوي وتتمدد نحو الداخل أو الخارج فيتحرك تبعًا لذلك ذراع معدني تدور أمام قرص مقسم يمكن أن يقرأ عليه الضغط الجوي، وهذا الجهاز أقل دقة في


معظم الأحيان من الجهازين السابقين، ولهذا فإنه يستخدم عادة في الأغراض التي لا تلزم لها قياسات دقيقة؛ ولكنه مع ذلك يستخدم بكثرة في الطائرات وعند "...." نظرًا لبساطته وصغر حجمه بدرجة تجعل من السهل حمله "شكل ١٠٥"
شكل "١٠٥" البارومتر المفرغ "انيرويد"


العوامل التي تتحكم في الضغط الجوي:
١- الارتفاع عن سطح البحر.
٢- درجة الحرارة.
٣- رطوبة الهواء.
٤- التقاء تيارات هوائية من اتجاهات متضادة.
١- الارتفاع عن سطح البحر:
فكلما زاد الارتفاع عن سطح البحر نقص عمود الهواء وتناقصت كذلك نسبة الغازات الثقلية الموجودة به وأهمها الأكسجين والنيتروجين وثاني أكسيد الكربون. ونتيجة لكل ذلك يأخذ الضغط الجوي في التناقص. وليس هناك معدل ثابت لهذا التناقص لأنه يتأثر بعوامل مختلفة أهمها رطوبة الهواء ودرجة حرارته وكثافته. ومع ذلك فقد أمكن حساب معدلات تقريبية له. ويستدل من هذه المعدلات على أن الضغط يتناقص بمعدل عشرة ملليبارات كلما زاد الارتفاع مائة متر. ويستمر هذا المعدل حتى ارتفاع ثلاثة آلاف متر فوق سطح البحر، ثم يبطئ تدريجيًّا في المستويات الأعلى من ذلك كما


يتضح من الجدول رقم "٤". وقد أمكن الاستفادة بمعدلات تناقص الضغط بالارتفاع في تقدير ارتفاع الطائرات وبعض القمم الجبلية العالية.
جدول "٤" معدل تناقص الضغط الجوي بالارتفاع
.................................... ................................................
الارتفاع عن سطح البحر بالامتار معدل التناقص لكل ١٠٠ متر
بالملليبارات
سطح البحر - ١٥٠٠ ١١
١٥٠٠-٣٠٠٠ ١٠
٣٠٠٠-٤٥٠٠ ٨
٤٥٠٠-٦٠٠٠ ٧
٦٠٠٠-٧٥٠٠ ٦
٧٥٠٠-١٥٠٠٠ ٢.٣
١٥٠٠٠-٣٠٠٠٠ ٠.٧
.................................... ................................................
٢- درجة الحرارة:
إذا لم يحدث تدخل من عوامل أخرى فإن الضغط الجوي يتناسب تناسبًا عكسيًّا مع درجة الحرارة؛ فعندما ترتفع درجة الحرارة يتمدد الهواء ويرتفع إلى أعلى وتقل كثافته، وقد ينتقل بعضه في الطبقات العليا إلى المناطق الباردة نسبيًّا؛ لأن هواء هذه المناطق ينكمش ويميل للهبوط نحو سطح الأرض، وتزداد في نفس الوقت كثافته. ونتيجة لهذه الأسباب، وهي انكماش الهواء وهبوطه وزيادة كثافته ووصول هواء جديد في أعلى الجو من المناطق الدافئة، يتكون ضغط مرتفع فوق المناطق الباردة، وينتقل قسم من هوائها عند سطح الأرض إلى المناطق الدافئة ليحل محل الهواء الذي تمدد وارتفع إلى أعلى. والواقع أن اختلاف درجة الحرارة وما يترتب عليه من تباين في الضغط الجوي فوق المناطق المتجاورة هو أحد العوامل الرئيسية في نشأة الدورة الهوائية العامة "شكل ١٠٦".


٣- رطوبة الهواء:
من الحقائق المعروفة أن بخار الماء أخف من الهواء وأنه لهذا السبب يظل عالقًا به. ويستمر الحال على ذلك حتى بعد أن يتكثف البخار بشكل سحاب أو ضباب؛ ولذلك فكلما زاد بخار الماء في الجو قلت كثافته وتناقص تبعًا لذلك ضغطه؛ إلا أن تأثير هذا العامل أضعف من تأثير أي عامل من العوامل الأخرى.
٤- التقاء تيارات هوائية من اتجاهات متضادة:
فعندما يلتقي تياران هوائيان من اتجاهين متضادين فوق سطح الأرض؛ فإن هذا الالتقاء يؤدي إلى حدوث تيارات هوائية صاعدة يترتب عليها انخفاض في الضغط الجوي. أما إذا حدث الالتقاء في أعلى الجو؛ فإنه يؤدي إلى حدوث تيارات هابطة يترتب عليها ارتفاع في الضغط الجوي على سطح الأرض. وستتضخ لنا أهمية هذا العامل عندما نتكلم بعد قليل على توزيع النطاقات العامة للضغط الجوي.


خطوط الضغط المتساوي:
وتوزيع الضغط الجوي يمكن توضيحه بواسطة رسم خطوط تصل بين الأماكن التي يتساوى عليها الضغط الجوي، ويطلق اسم خطوط الضغط المتساوي، وهي لا تختلف في طريقة رسمها عن خطوط الحرارة المتساوية؛ بمعنى أن الأرقام التي تسجلها أجهزة قياس الضغط الجوي لا توضع على الخريطة إلا بعد تصحيحها بحيث تمثل الحالة عند مستوى سطح البحر.
وخطوط الضغط الجوي المتساوي يمكن أن ترسم لتوزيع الضغط الجوي في أي فترة من الزمن؛ فمنها ما يرسم لتوضيح حالة الضغط في ساعة معينة من اليوم الواحد كما هو متبع عند رسم الخرائط المعروفة باسم خرائط الطقس، وهي الخرائط التي تنشرها محطات الأرصاد يوميًّا لتستعين بها على التنبؤ بما ستكون عليه حالة الجو في الأربعة والعشرين أو الثمانية والأربعين ساعة التالية. ومن هذه الخطوط ما يرسم لتوضيح معدلات الضغط للأشهر المختلفة أو للسنة بأكملها.
وعلى الرغم من أن "خرائط الطقس" ضرورية جدًّا لدراسة التطورات اليومية للجو إلا أنها قليلة الفائدة بالنسبة لدراسة المناخ بصفة عامة، وأصلح


الخرائط لهذا الغرض الأخير هي التي ترسم على حسب المعدلات الشهرية؛ لأننا على أساسها يمكن أن نكون صورة واضحة لحالة الضغط الجوي في الأشهر والفصول المختلفة، وما يتبع ذلك من مظاهر مناخية أخرى، أما الخرائط التي ترسم على أساس المعدلات السنوية؛ فإنها قليلة الفائدة سواء بالنسبة لدراسة الأحوال الجوية من يوم إلى آخر، أو بالنسبة لدراسة المناخ عمومًا؛ لأنها لا تعطي صورة واضحة للتغيرات المناخية الفصلية، ولكنها مع ذلك قد تكون مفيدة في توضيح بعض المظاهر العامة.
ويلاحظ في توزيع خطوط الضغط المتساوى أنها تكون أحيانًا متقاربة وأحيانًا أخرى متباعدة، ولهذه الظاهرة أهمية كبرى في دراسة المناخ؛ وذلك لأنه كلما تقاربت الخطوط دل ذلك على شدة انحدار أو تدرج الضغط الجوي نحو المركز، ويعرف معدل التدرج حول هذا المركز باسم انحدار الضغط الجوي أو تدرجه أو ميله Pressure gradient، وهذا الانحدار له تأثير عظيم على قوة الرياح التي تكون قوية في حالة تقارب الخطوط وضعيفة في حالة تباعدها.


توزيع الضغط الجوي والدورة الهوائية العامة:
يتأثر الضغط الجوي في توزيعه على سطح الكرة الأرضية بعوامل مختلفة؛ أهمها درجة الحرارة وتوزيعها؛ فالمنطقة الحارة تكون عادة مركزًا لضغط منخفض حيث يسخن هواؤها ويتمدد ويرتفع إلى أعلى الجو بشكل تيارات صاعدة، ويحدث العكس في المنطقة الباردة التي يبرد هواؤها وتزداد كثافته ويهبط نحو سطح الأرض بشكل تيارات هابطة، ويؤدي هذا الاختلاف إلى أن الهواء الذي يرتفع فوق المنطقة الحارة يضطر للانتقال في أعلى الجو ليحل محل الهواء الذي يهبط تدريجيًّا نحو سطح الأرض في المنطقة الباردة، ومن هذه المنطقة الأخيرة يتحرك الهواء عند سطح الأرض نحو المنطقة الحارة ذات الضغط المنخفض ليحل محل الهواء الذي سخن وارتفع، وبهذه الطريقة تنشأ دورة هوائية خاصة يتحرك فيها الهواء حركتين متضادتين، الأولى عند سطح الأرض حيث يتحرك الهواء من المناطق الباردة ذات الضغط المرتفع إلى المناطق الدافئة ذات الضغط المنخفض، والثانية في


طبقات الجو العليا حيث يحدث العكس. وحركة الهواء في أعلى الجو هي التي تشتهر باسم "الرياح العليا أو العلوية" أما حركته عند سطح الأرض فرغم أنها تسمى أحيانًا بالرياح السفلية؛ إلا أن الاسم الشائع لها هو الرياح فقط، وذلك لأهميتها بالنسبة لجميع الدراسات الجغرافية، سواء منها ما يتعلق بحياة الإنسان والحيوان والنبات، أو ما يتعلق منها بالمظاهر الطبيعية لسطح الأرض؛ ولهذا السبب فإن هذه الرياح هي التي تهمنا غالبًا عند دراسة المناخ، ولكن يجب أن نلاحظ مع ذلك أن دراسة الرياح العليا تعتبر من الدراسات المهمة بالنسبة للمشتغلين بالطيران وعلوم الطبيعة. ويوضح شكل "١٠٦" الدورة الهوائية التي يمكن أن تحدث بين منطقتين إحداهما سطحها ساخن والثانية سطحها بارد.
شكل "١٠٦" حركة الهواء بين منطقتين إحداهما سطحها ساخن والثانية سطحها بارد
ويلاحظ أن هناك "دورة" هوائية عامة تشمل العالم بأكمله وهي موضح في شكل "١٠٧و ١٠٨"؛ فالهواء الذي يسخن في المنطقة الاستوائية يتمدد ويرتفع إلى أعلى التروبوسفير؛ حيث ينتشر في حركة أفقية ويتجه قسم منه نحو الشمال وآخر نحو الجنوب على شكل رياح عليا، ولما كان هذا الهواء يتحرك في الطبقات العليا من التروبوسفير، وهي باردة بطبيعتها؛ فإنه يأخذ في البرودة حتى إذا ما وصل إلى حوالي خط عرض ٣٠ ْ اضطر قسم منه للهبوط نحو سطح الأرض


على شكل تيارات هابطة ينتج عنها تكون منطقين من الضغط المرتفع إحداهما في نصف الكرة الشمالي والأخرى في نصفها الجنوبي؛ بينما يواصل القسم الآخر من الهواء رحلته في أعلى التروبوسفير حتى إذا ما وصل إلى القطبين أخذ في الهبوط نحو الأرض بسبب اشتداد برودته وازدياد كثافته، مما يساعد على تكوين منطقتين من الضغط المرتفع هناك. وعند سطح الأرض يأخذ هذا الهواء في الرجوع نحو المدارين بشكل رياح سفلية شديدة البرودة؛ إلا أن هذه الرياح لا تلبث أن تلتقي عند الدائرتين القطبيتين تقريبًا برياح سفلية أخرى "الرياح العكسية" آتية من منطقتي الضغط المرتفع الموجودتين حوالي عرض ٣٠ ْ في نصفي الكرة كما سبق أن ذكرنا، وينتج عن هذا الالتقاء حدوث تيارات هوائية صاعدة. وهذه التيارات الصاعدة هي السبب الرئيسي في ظهور نطاقي الضغط المنخفض القريبتين من الدائرتين القطبيتين "ما بين خطي عرض ٤٥ ْو ٦٠ ْ تقريبًا". وفي أعلى التروبوسفير ينقسم هذا الهواء إلى شعبتين تندمج إحداهما مع الرياح العلوية المتجهة نحو القطبين، وتتجه الثانية نحو المدارين؛ إلا أن هواءها لا يلبث أن يهبط من جديد نحو سطح الأرض مع التيارات التي تهبط حوالي خط عرض ٣٠ ْ. ويلاحظ أن هذه التيارات الهابطة تنقسم عند سطح الأرض إلى قمسين أحدهما يتجه نحو الدائرة القطبية الرياح العكسية والثاني نحو الاستواء "الرياح التجارية".


النطاقات الرئيسية للضغط الجوي:
بالنظر إلى شكل "١٠٧" وشكل "١٠٨" نلاحظ وجود عدد من النطاقات الرئيسية للضغط الجوي التي ترتبط ارتباطًا وثيقًا بالدورة الهوائية العامة التي سبق شرحها، وهذه النطاقات هي:
١- نطاق من الضغط المنخفض حول خط الاستواء يطلق عليه اسم نطاق الضغط المنخفض الاستوائي، وسبب وجوده هو ارتفاع درجة الحرارة ونشاط التيارات الهوائية الصاعدة طول السنة، وذلك بالإضافة إلى وجود كميات عظيمة من بخار الماء في الهواء مما يساعد على قلة كثافته، وهذا النطاق هو الذي يشتهر كذلك باسم نطاق الركود الاستوائي نظرًا لعدم وجود رياح ظاهرة به.


شكل "١٠٧" نطاقات الضغط الرئيسية والدورة الهوائية العامة
شكل "١٠٨" شكل تخطيطي يوضح نطاقات الضغط الرئيسية والرياح العامة التي تخرج منها


ويلاحظ أن الهواء الذي يرتفع في هذا النطاق يتحرك في أعلى التروبوسفير ناحية القطبين، وحوالي خط عرض ٣٠ ْ يهبط قسم منه نتيجة لبرودته ولتقابله مع هواء قادم من ناحية القطبين. ويساعد هذا الهواء الهابط على تكون نطاقي الضغط المرتفع وراء المدارين، أما الباقي فيواصل رحلته نحو القطبين؛ حيث يهبط ويساعد على تكون ضغط مرتفع هناك.
٢- نطاقان من الضغط المرتفع يمتدان في نصف الكرة الشمالي والجنوبي ما بين خطي عرض ٣٠ ْو ٣٥ ْ تقريبًا، وهي العروض التي تشتهر باسم "عروض الخيل" ويطلق على هذين النطاقين عادة اسم "نطاقا الضغط المرتفع وراء المدارين" وسبب وجودهما هو هبوط الهواء نحو سطح الأرض في هذه العروض كما سبق أن بينا، ومن هذين النطاقين تهب الرياح التجارية نحو الضغط المنخفض الاستوائي من جهة، والرياح العكسية الغربية نحو الدائرتين القطبيتين من جهة أخرى.
٣- نطاقان من الضغط المنخفض قرب الدائرتين القطبيتين "ما بين خطي عرض ٤٥ ْ و ٦٠ ْ تقريبًا"، وسبب تكونهما هو وجود تيارات هوائية صاعدة في تلك العروض بسبب التقاء الرياح العكسية القادمة من نطاقي الضغط المرتفع وراء المدارين بالرياح القطبية الباردة القادمة من ناحية القطبين.
٤- نطاقان من الضغط المرتفع عند القطبين في المناطق التي يغطيها الجليد طول السنة، وسبب وجودهما هو شدة برودة الهواء، وقلة بخار الماء العالق به؛ وذلك بالإضافة إلى وجود تيارات هوائية هابطة كما سبق أن ذكرنا في رقم "١" ومن هذين النطاقين تهب رياح قطبية شديدة البرودة نحو الدائرتين القطبيتين.
ويلاحظ أن نطاقات الضغط المختلفة التي سبق وصفها تتزحزح نحو الشمال في فصل الصيف "الشمالي" ونحو الجنوب في فصل الشتاء بما يقرب من ٥ إلى ١٠ درجات عرضية، وذلك بسبب تزحزح الأقاليم الحرارية العامة تبعًا لحركة الشمس الظاهرية.


أثر اليابس والماء في توزيع الضغط الجوي:
يجب أن نشير إلى أن النطاقات التي سبق شرحها لا تمثل إلا التوزيع النظري للضغط الجوي؛ فيما لو كان سطح الكرة الأرضية مكونًا جميعه من يابس أو ماء فقط، وذلك لأن اختلاط الماء باليابس يؤثر تأثيرًا واضحًا في درجة حرارة الهواء ورطوبته، ويكون له بالتالي تأثير ظاهر على توزيع الضغط الجوي واختلافه من فصل إلى آخر، وتبدو هذه الحقيقة واضحة بصفة خاصة في نصف الكرة الشمالي الذي تتسع فيه كتل اليابس اتساعًا ظاهرًا بخلاف الحال في النصف الجنوبي حيث تسود المحيطات. وبمقارنة خريطتي الضغط الجوي والرياح لشهري يناير ويوليو شكل "١٠٩" و "١١٠" نلاحظ ما يأتي:
أولًا: فصل الصيف "يوليو"
تتكون على اليابس مناطق ضغط منخفض؛ حيث تكون درجة الحرارة أعلى منها على المحيطات التي يكون الضغط الجوي فوقها مرتفعًا نسبيًّا؛ ولذلك فإن الرياح تهب من المحيطات نحو كتل اليابس، وكثيرًا ما تتوغل فيها لمسافات كبيرة. ويمكن تلخيص حالة الضغط الجوي في نصف الكرة الشمالي في هذا الفصل فيما يلي:
أ- ينكمش نطاق الضغط المرتفع وراء مدار السرطان، ويقتصر وجوده على منطقتين منفصلتين إحداهما على المحيط الهادي والثانية على المحيط الأطلسي؛ وذلك ما بين خطي عرض ٣٠ ْ و ٤٥ ْ شمالًا تقريبًا. وتشتهر منطقة الضغط المرتفع على المحيط الأطلسي باسم منطقة الضغط المرتفع الآزوري نسبة إلى جزر آزور Azores التي تقع في قلب هذه المنطقة طول السنة تقريبًا.
ب- يؤدي ارتفاع درجة الحرارة فوق اليابس بالنسبة للمحيطات إلى تكوين منطقتين من الضغط المنخفض، إحداهما فوق كتلة أوراسيا، والثانية فوق أمريكا الشمالية. وتكون المنطقة الأولى أشد عمقًا واتساعًا من المنطقة الثانية؛ لعظم اتساع كتلة أوراسيا واشتداد الحرارة فيها، خصوصًا في أجزائها الداخلية البعيدة عن المؤثرات البحرية.


شكل "١٠٩" توزيع الضغط الجوي والرياح في شهر يناير


شكل "١١٠" توزيع الضغط الجوي والرياح في شهر يوليو


ج- يتسع الضغط المنخفض عند الدائرة القطبية فوق أوراسيا وأمريكا الشمالية، وينضم إلى الضغط المنخفض الذي يتكون فوق القارتين، أما على شمال المحيطين الأطلسي والهادي فإنه ينكمش جدًّا، ولا يبقى منه إلا مركزين صغيرين أحدهما قرب جزيرة أيسلنده في شمال المحيط الأطلسي، والثاني قرب جزر ألوشيان في شمال المحيط الهادي.
د- يتزحزح نطاق الضغط المنخفض الاستوائي نحو الشمال، ويقع في جملته إلى الشمال من خط الاستواء، ويمتد فوق جنوب آسيا وشمال أفريقية وشمال أمريكا الجنوبية وأمريكا الوسطى، ويتصل من ناحيتي الشرق والغرب بمنطقتي الضغط المنخفض فوق أوراسيا وأمريكا الشمالية.
ومن هذا يتضح أن الضغط الجوي المنخفض يكون في هذا الفصل هو المسيطر على القسم الأكبر من نصف الكرة الشمالي.
هـ- في النصف الجنوبي يمتد نطاق الضغط المرتفع وراء مدار الجدي، بدون انقطاع تقريبًا فوق الماء واليابس؛ وذلك بسبب ضيق اليابس، وضعف أثره في هذا النصف من الكرة، ويلاحظ أن هذا النطاق يتزحزح في هذا الفصل نحو الشمال، ويمتد بصفة عامة ما بين خطي عرض ١٥ ْ و ٢٥ ْ جنوبًا؛ ولكنه يكون على كل حال أكثر ارتفاعًا على أستراليا وأمريكا الجنوبية وجنوب أفريقيا منه على المحيطات التي حولها.
ثانيًا: فصل الشتاء "يناير"
تتزحزح مناطق الضغط الجوي بصفة عامة نحو الجنوب ويكون توزيعها كما يأتي:
أ- تؤدي شدة البرودة على اليابس في نصف الكرة الشمالي إلى تكون منطقتين من الضغط المرتفع فوق كتلتي أوراسيا وأمريكا الشمالية، الأولى منهما أوسع وأشد ارتفاعًا من الثانية بسبب عظم اتساع كتلة أوراسيا. وتتصل هاتان المنطقتان بالضغط المرتفع الآزوري فوق المحيط الأطلسي، ويتكون من الجميع نطاق عظيم من الضغط المرتفع وراء مدار السرطان.


ب- تتكون فوق المحيط الأطلسي والمحيط الهادي الشماليين منطقتان عظيمتان من الضغط المنخفض يمثلان نطاق الضغط المنخفض بالقرب من الدائرة القطبية الشمالية. ويشتهر الضغط المنخفض على المحيط الأطلسي الشمالي باسم "الضغط المنخفض الأيسلندي" نسبة إلى جزيرة أيسلنده التي يتمركز حولها. أما الضغط المنخفض على المحيط الهادي الشمالي فيشتهر باسم "الضغط المنخفض الألوشي" نسبة إلى جزر الوشيان التي تقع في قلبه تقريبًا.
ومن هذا يتضح أنه، على العكس مما يحدث في فصل الصيف، يكون الضغط الجوي المرتفع هو المسيطر على معظم النصف الشمالي من الكرة الأرضية.
ج- تتكون فوق أستراليا وأمريكا الجنوبية وجنوب أفريقيا مناطق صغيرة من الضغط المنخفض بسبب اشتداد الحرارة فوقها بالنسبة للمحيطات المجاورة؛ "حيث يكون الفصل صيفًا" وتلتقي هذه المناطق بنطاق الضغط المنخفض الاستوائي الذي يتزحزح جنوبًا في هذا الفصل وينتقل مركزه إلى جنوب خط الاستواء، اللهم إلا على قارة أفريقية التي يؤدي عظم اتساعها في الشمال وشدة حرارتها في معظم شهور السنة إلى بقاء مركز الضغط المنخفض الاستوائي باستمرار إلى الشمال من هذا الخط.
د- يتزحزح نطاق الضغط المرتفع وراء مدار الجدي نحو الجنوب، ويمتد على وجه العموم ما بين خطي عرض ٣٥ ْ و ٤٠ ْ جنوبًا؛ ولكنه لا يكون متصلًا على الماء واليابس كما هي الحال في فصل الصيف الشمالي؛ بل يقتصر وجوده على المحيطات.
ويوضح شكل "١١١" نظام الضغط الجوي والرياح في الصيف والشتاء على كتلة من اليابس تحيط بها البحار، وهو شكل تخطيطي للتوضيح فقط.


شكل "١١١"
نظام الضغط الجوي والرياح في الشتاء والصيف على قارة توضيحية تحيط بها البحار


٤-٢-٤- الرياح والكتل الهوائية.
أولاً: الرياح.
نظام هبوب الرياح حول مناطق الضغط المختلفة:
المقصود بالرياح هو حركة الهواء في الطبقة السفلى من الجو، وهي تهب دائمًا من المناطق ذات الضغط المرتفع إلى المناطق ذات الضغط المنخفض؛ إلا أنها لا تهب من مركز الضغط المرتفع إلى مركز الضغط المنخفض مباشرة بل تدور حولهما بتأثير حركة الأرض الدورانية حول نفسها، ويكون هبوبها حول الضغط المنخفض في اتجاه مضاد لاتجاه حركة عقرب الساعة في نصف الكرة الشمالي ومتفقًا معه في نصفها الجنوبي. ويحدث العكس تمامًا عند هبوب الرياح حول مناطق الضغط المرتفع. وهناك قانون معروف يوضح هذه الظاهرة ويعرف باسم قانون فرل "Ferrel Law"، وملخصه أن الهواء المتحرك يميل دائمًا للانحراف إلى اليمين من هدفه في نصف الكرة الشمالي وإلى اليسار منه في نصفها


الجنوبي؛ فمثلًا إذا كانت الرياح في نصف الكرة الشمالي متجهة في الأصل نحو الشمال فإنها تنحرف نحو الغرب، ويوضح "الشكل ١١٢" حركة الرياح حول مراكز الضغط المختلفة في نصفي الكرة الشمالي والجنوبي. وإذا طبقنا هذا القانون على سطح الكرة الأرضية بصفة عامة استطعنا أن ندرك السر في أن الرياح العامة مثل الرياح التجارية والرياح العكسية تهب في اتجاهاتها المعروفة، ويظهر ذلك بوضوح في "شكل ١١٣".
ويرجع انحراف الرياح بالصورة المذكورة إلى عاملين هما:
١- دوران الأرض حول نفسها من الغرب إلى الشرق.
٢- تناقص سرعة دوران أي نقطة على سطحها من خط الاستواء نحو القطب؛ بمعنى أن سرعة دوران أي نقطة فوق سطح الأرض عند خط الاستواء تكون أعظم من سرعة دوران أي نقطة أخرى بعيده عنه١، وتتناقص هذه السرعة تدريجيًّا كلما اقتربنا من القطبين؛ ولذلك فإن الرياح عند هبوبها نحو القطبين تنتقل من جهات سريعة الدوران إلى أخرى بطيئة؛ ولهذا فإنها تسبق هذه الجهات الأخيرة في دورانها وتنحرف نحو الشرق "لأن دوران الأرض حول نفسها يكون من الغرب إلى الشرق" أما الرياح التي تهب نحو خط الاستواء فتنتقل من جهات بطيئة إلى جهات سريعة؛ ولذلك فإنها تتخلف وتنحرف نحو الغرب. والقوة التي تؤثر على اتجاه الرياح وتؤدي إلى انحرافها بالصورة التي شرحناها هي التي يطلق عليها تعبير "التأثير الكوريولي" أو "القوة الكوريولية"٢.

١ تحسب سرعة دوران أي نقطة على سطح الأرض بقسمة طول دائرة العرض التي تقع عليها هذه النقطة على ٢٤ وهي المدة التي تتم فيها الأرض دورة كاملة حول نفسها، وتبلغ هذه السرعة أقصاها عند خط الاستواء حيث تبلغ ١٧٠٠ كيلو متر في الساعة ثم تتناقص ناحية القطبين فتنقص إلى نصفها عند خط عرض ٦٠ ْ وإلى الصفر عند القطب نفسه.
٢ هذا التعبير منسوب إلى عالم فرنسى اسمه كوريوليس G.G. Coriolis الذي اكتشف هذه الظاهرة في سنة ١٨٤٤ واقترح عندئذ طريقة خاصة لقياسها.


شكل "١١٢"
نظام هبوب الرياح حول مناطق الضغط المرتفع والضغط المنحفض في نصفي الكرة
شكل "١١٣" انحراف الرياح العامة


قياس سرعة الرياح:
تقاس سرعة الرياح "Wind Velocity" بواسطة جهاز خاص يعرف باسم "الأنيمومتر أو جهاز قياس الرياح" ومن أشهر أنواعه وأكثرها استخدامًا ذلك الجهاز المعروف باسم جهاز روبنسون ذي الطاسات Robinson Cup Anemometer "شكل ١١٤" وهو يتركب من أربع طاسات معدنية مثبتة فوق عامود، وتدور حوله في مستوى أفقي بواسطة الهواء، ويكون دورانها سريعًا إذا كانت الرياح قوية وبطيئًا إذا كانت ضعيفة، ويسجل عدد مرات دورانها بواسطة عداد مثبت في أسفل العامود، وتستخرج سرعة الرياح في فترة ما بإيحاد الفرق بين قراءة العداد عند بداية هذه الفترة وقراءته عند نهايتها، ثم قسمة هذا الفرق على عدد الساعات إذا كنا نريد حساب السرعة في الساعة، أو على عدد الدقائق إذا كنا نريد أن نحسبها في الدقيقة. وتحسب السرعة عادة بالعقدة/ ساعة "١" ولكن من الممكن حسابها كذلك بالكيلو متر/ ساعة.
شكل "١١٤" مقياس الرياح "الأنيمومتر"

١ العقدة Knot هي الوحدة المستخدمة لقياس سرعة السفن، وقد أصبحت تستخدم كذلك في غالب الأحيان، لقياس سرعة الرياح لأن معرفة هذه السرعة كان يهم الملاحين أكثر من غيرهم. والعقدة مرادفة تقربًا للميل البحري Nautical Mile وهي تساوي المسافة التي تشغلها الدقيقة الواحدة على خط الاستواء أو على أحد خطوط الطول- وهي تساوي ١.١٥ ميلًا قياسيًّا أو ١.٨٤ كيلو مترًا


تحديد اتجاه الرياح:
يبين هذه الاتجاه بواسطة الجهاز المعروف باسم دوارة الرياح Wind Vane شكل ١١٥، وهو يتركب من ذراع من الحديد على شكل سهم يرتكز على عامود رأسي من الحديد أيضًا، ويدور مع السهم بسهولة، ويرتكز العامود والسهم معًا على عامود آخر غير متحرك ومثبت عليه ذراعان أفقيان يشيران إلى الجهات الأصلية؛ ونظرًا لأن مؤخرة السهم عريضة ومبططة فإن الرياح تدفعها باستمرار نحو الجهة التي تنطلق إليها بنيما تبقى رأس السهم مشيرة إلى الجهة التي تأتي منها.
شكل "١١٥" دوارة الرياح
ويسجل اتجاه الرياح في محطات الأرصاد في ساعات معينة كل يوم وتستخرج له متوسطات يومية وشهرية تبين فيها النسب المئوية لمرات هبوب الرياح من الاتجاهات المختلفة بالنسبة لمجموع عدد مرات الرصد. ويمكن أن توضح هذه النسب على الخريطة المناخية بواسطة رسم خاص يطلق عليه اسم وردة الرياح Wind Rose كما في شكل ١١٦ الذي يبين النسب المئوية لاتجاه الرياح في بعض بلاد الساحل الشمالي الغربي لمصر في فصلي الشتاء والصيف، وفيه يتبين أن حوالي ٦٥% من مجموع الرياح في فصل الصيف تهب من الشمال


والشمال الغربي، أما في فصل الشتاء فإن الرياح تهب من جميع الاتجاهات بنسب متقاربة جدًّا، ويعتبر هذا دليلًا على أن الأحوال الجوية في هذا الفصل تكون كثيرة الاضطراب، وعلى أن الرياح تكون كثيرة التغير؛ وذلك بخلاف الحال في فصل الصيف الذي يتميز بعدم تغير الأحوال الجوية خلاله تغيرًا يذكر من يوم إلى آخر.
شكل "١١٦" وردات الرياح لبعض بلاد الساحل الشمالي الغربي لمصر في الشتاء والصيف. والأرقام التي في الدوائر تمثل النسب المئوية حالات السكون.
توضيح سرعة الرياح واتجاهها على خرائط الطقس:
ذكرنا أن اتجاه الرياح ومعدلات مرات هبوبها من الاتجاهات المختلفة يمكن أن توضح برسوم تخطيطية تعرف باسم "وردات الرياح". وهي تستخدم خرائط الطقس، التي ترسم يوميًّا أكثر من مرة لتوضيح حالة الطقس في ساعات معينة؛ فيوضح اتجاه الرياح في الساعة المعينة بواسطة خط قصير يمثل الاتجاه الذي تأتي منه الرياح، وينتهي على محيط الدائرة الممثلة للمحطة. وفي حالة السكون ترسم دائرة حول دائرة المحطة. وعند تبادل البيانات الخاصة باتجاه الرياح أو تسجيلها في


الجداول فإن الاتجاه يعين بالدرجات شرق الشمال الجغرافي، على اعتبار أن الدائرة مقسمة إلى ٣٦٠ ْ، وأن الشمال يقع على درجة صفر أو ٣٦٠ والشرق على درجة ٩٠ والجنوب ١٨٠ والغرب ٢٧٠؛ ولكن المتبع في إرسال الإشارات هو قسمة الدرجات على عشرة، وعلى ذلك تكون درجة اتجاه الشرق هي ٩ ودرجة اتجاه الغرب هي ٢٧ وهكذا "شكل ١١٧"
شكل "١١٧" توضيح اتجاهات الرياح حول الدائرة بعشرات الدرجات.
أما سرعة الرياح فتوضح على خريطة الطقس بواسطة ريشات Feathers ترسم على طرف خط الاتجاه؛ بحيث تكون على جانبه الأيسر بالنسبة للناظر إلى المحطة. ويميل عليه بزاوية ١٢٠ ْ درجة. وتمثل كل ريشة كاملة سرعة قدرها ٨-١٢ عقدة في الساعة أو زيادة في السرعة بنفس القدر، أما إن كانت السرعة أو الزيادة قدرها ٣ إلى ٧ عقدات فتمثل بواسطة نصف ريشة- أما إن كانت بين ٤٨ و ٥٢ عقدة فتمثل بواسطة مثلث يوضع بنفس طريقة وضع الريشات وتكون قاعدته على الخط الممثل للاتجاه، انظر الجدول رقم "٥".


جدول "٥" الرموز المستخدمة لتوضيح سرعة الرياح على خرائط الطقس
.......................................................................................
الرمز السرعة بالعقدات الرمز السرعة بالعقدات الرمز السرعة بالعقد
اسكون ٢٣ - ٢٧ ٥٣ - ٥٧
٠ - ٢ ٢٨ - ٣٢ ٥٨ - ٦٢
٣ - ٧ ٣٣ - ٣٧ ٦٣ - ٦٧
٨ - ١٢ ٣٨ - ٤٢ ٦٨ - ٧٢
١٣ - ١٧ ٤٣ - ٤٧ ٧٣ - ٧٧
١٨ - ٢٢ ٤٨ - ٥٢ ١٠٣ - ١٠٧
.......................................................................................
الأنواع الرئيسية للرياح:
تنقسم الرياح عمومًا إلى أربعة أقسام رئيسية هي:
أ- رياح دائمة:
وهي التي تهب بنظام ثابت طول السنة تقريبًا، ولو أنها قد تختلف في سرعتها ومدى انتشارها من فصل إلى آخر، وأهم أنواعها هي الرياح التجارية والرياح العكسية "الغربية".
ب- رياح موسمية أو فصلية:
وهي التي تهب في فصل معين نتيجة لتغيرات فصلية في توزيع درجة الحرارة والضغط الجوي، وقد يتغير نظامها تغيرًا تامًا في فصل الصيف عنه في فصل الشتاء.
ج- رياح محلية:
وهي لا تهب بنظام ثابت كما أنها لا تدوم إلا لفترات قصيرة لا تعدو بضعة أيام؛ ولكنها قد تنشط في بعض الفصول عنها في فصول أخرى، ويقتصر أثرها غالبًا على مناطق محدودة من العالم، ومن أشهرها الرياح التي تحدث نتيجة لمرور المنخفضات الجوية.
د- رياح يومية:
وهي غالبًا رياح خفيفة يتغير اتجاهها أثناء الليل عنه أثناء النهار، ومن أشهرها نسيم البر ونسيم البحر، ثم نسيم الجبل ونسيم الوادي.


والنوعان الأولان "الرياح الدائمة والرياح الموسمية" هما اللذان نقصدهما عند الكلام على الرياح العامة، وهما اللذان سنتكلم عليهما في هذا الفصل، أما النوعان الآخران فسيأتي بحثهما في مواضع أخرى إن شاء الله.
أ- الرياح الدائمة:
١- الرياح التجارية The Trades:
تهب هذه الرياح نحو نطاق الضغط المنخفض الاستوائي من منطقتي الضغط المرتفع وراء المدارين، ويكون اتجاهها شماليًّا شرقيًّا١ في نصف الكرة الشمالي، وجنوبيًّا شرقيًّا في نصفها الجنوبي؛ إلا أن درجة انحرافها تقل كلما اقتربنا من خط الاستواء حتى يصبح اتجاهها عند هذا الخط نفسه من الشمال إلى الجنوب مباشرة "أو العكس".
وتمتاز الرياح الجنوبية عمومًا باعتدال سرعتها وقلة تغير اتجاهها من فصل إلى آخر خصوصًا على المحيطات؛ ولذلك فإن لها أهمية كبيرة بالنسبة للملاحة الشراعية، ويلاحظ أن منطقة الركود الاستوائي نفسها تمتاز بنشاط التيارات الهوائية الصاعدة فيها مما يضعف من أثر الرياح التجارية بصورة واضحة، ويعتبر عبور هذه المنطقة من أشق مراحل السفر بالنسبة للسفن الشراعية التي كثيرًا ما تعجز عن التحرك فيها بسبب سكون الهواء.
٢- الرياح العكسية "الغربيات" The Westerlies:
تختلف هذه الرياح اختلافًا واضحًا عن الرياح التجارية من بعض الوجوه؛ فبينما تهرب الرياح التجارية من نطاق الضغط المرتفع وراء المداري نحو خط الاستواء نجد أن الرياح الغربية تهب من هذين النطاقين نحو الدائرتين القطبيتين، ومعنى ذلك أن المناطق التي تنتقل إليها الرياح التجارية تكون غالبًا أشد حرارة من المناطق التي تأتي منها؛ مما يجعلها تساعد على تخفيف شدة الحرارة، أما الرياح العكسية فإنها تعمل غالبًا على تدفئة المناطق التي تنتقل إلهيًّا تكون آتية من مناطق أدفأ منها نسبيًّا.

١ تسمى الرياح دائمًا باسم الجهة التي تهب منها؛ فالرياح الشمالية الشرقية مثلًا هي التي تهب من الشمال الشرقي نحو الجنوب الغربي، والشمالية هي التي تهب من الشمال إلى الجنوب، وهكذا.


واتجاه الرياح العكسية يكون في نصف الكرة الشمالي جنوبيًّا غربيًّا بصفة عامة، أما في نصفها الجنوبي فإنه يكون شماليًّا غربيًّا، ورغم أن المناطق التي تهب عليها هذه الرياح عظيمة الاتساع جدًّا فإن هبوبها يكون أقل انتظامًا وثباتًا من الرياح التجارية، ويرجع ذلك إلى ما ينتاب العروض التي تظهر فيها الرياح العكسية من اضطرابات كثيرة في الضغط الجوي يترتب عليها اختلال نظام هبوبها كما يحدث عادة عند مرور المنخفضات الجوية التي سيأتي الكلام عليها في فصل آخر.
ب- الرياح الموسمية The Monsoons:
أهم ما تتميز به هذه الرياح هو أن اتجاهها يتغير تغيرًا تامًّا في معظم الأحيان ما بين الصيف والشتاء، وهي تظهر غالبًا فيما بين المدارين على المناطق الشرقية للقارات؛ إلا أن امتدادها قد يتعدى المدارين إلى وراءهما في بعض المناطق؛ فعلى الساحل الشرقي لآسيا مثلًا تظهر الرياح الموسمية حتى خط عرض ٦٠ ْ شمالًا تقريبًا. والواقع أن القارة الآسيوية هي أعظم ميدان تظهر فيه هذه الرياح، وما ذلك إلا لعظم اتساعها، وتنقسم الرياح الموسمية إلى:
١- موسمية شتوية:
تهب من قلب القارة نحو المحيطين الهادي والهندي؛ حيث يكون الضغط مرتفعًا على القارة بسبب البرودة؛ بينما يكون منخفضًا على معظم هذين المحيطين بسبب دفئهما النسبي. وهي رياح باردة جافة. ولا تسقط أي أمطار إلا على الجزر والسواحل التي تصلها هذه الرياح بعد مرورها على مسطحات مائية مثل اليابان والفلبين وسواحل الهند الصينية.
٢- موسمية صيفية:
تهب من المحيطين الهادي والهندي نحو قلب آسيا؛ حيث يكون الضغط عليه منخفضًا بسبب شدة الحرارة؛ بينما يكون مرتفعًا على المحيطين، وهي رياح دافئة عظيمة الرطوبة، ولهذا فإنها تسقط أمطار غزيرة على شرق آسيا وجنوبها.


شكل "١١٩" الرياح الموسمية على الهند في الصيف "أ" وفي الشتاء "ب"


ج- الرياح المحلية:
تنقسم هذه الرياح إلى قسمين رئيسين هما:
١- الرياح المحلية التي تصاحب المنخفضات الجوية:
ومن أشهرها الخماسين في مصر والسموم في شبه الجزيرة العربية، والقبلى في ليبيا والسيروكو في البلقان والمسترال في جنوب فرنسا، والفهن في سويسرا١:
٢- الرياح المحلية اليومية:
التي تنتقل بين منطقتين مختلفتين في ظروفهما الطبيعية أثناء النهار وأثناء الليل، وتشمل:
أ- نسيم البر ونسيم البحر.
ب- نسيم الجبل ونسيم الوادي.
نسيم البر ونسيم البحر:
وهما حركتان يوميتان تحدثان في هواء المناطق الساحلية بنفس الطريقة التي تحدث بها الرياح الموسمية؛ ففي أثناء الليل يكون الضغط الجوي على اليابس أعلى منه على الماء المجاور له، بسبب سرعة فقدان الأول لحرارته بالإشعاع؛ مما يؤدي إلى برودة الهواء الذي فوقه وزيادة كثافته، وهبوطه نحو سطح الأرض؛ بينما يكون الضغط الجوي على الماء منخفضًا نسبيًّا؛ ولهذا فإن الهواء يتحرك من اليابس إلى البحر، وهذا هو ما يعرف باسم نسيم البر Land Breeze أما أثناء النهار فيحدث العكس حيث يسخن اليابس أسرع من الماء فيتمدد الهواء الذي فوقه ويرتفع إلى أعلى، وعندئذ يتحرك هواء البحر نحو البر ليحل محل الهواء الذي تمدد وارتفع، وهذا هو ما يعرف باسم نسيم البحر Sea Breeze. وينشط هذان النسيمان بصفة خاصة في الأيام الصافية التي يميل فيها الهواء للسكون.
وتعتبر الأقاليم الاستوائية من أكثر أقاليم العالم تعرضًا لظهور نسيمي البر والبحر، اللذين يحدثان هناك بنظام ثابت تقريبًا، وفي ساعة معينة من كل يوم وقد استفاد الأهالي وخصوصًا صيادي الأسماك في بعض المناطق بهذا النظام في حياتهم

١ لن نتحدث هنا عن هذه الرياح لأنها مرتبطة بموضوع المنخفضات الجوية التي لم ندرسها في هذا الكتاب. ولهذا فسيكون كلامنا مقصورًا على الرياح المحلية اليومية.


اليومية حيث أنهم يستعينون بنسيم البر في الخروج إلى البحر ليلًا، وبنسيم البحر في العودة إلى البر نهارًا، ويعتبر نسيم البحر بالذات من الظاهرات المناخية المحبوبة جدًّا عند سكان البلاد الساحلية في النطاق المداري؛ لأن هبوبه يؤدي إلى تلطيف الجو وتخفيف حدة الحرارة؛ ولهذا السبب نجد أن المساكن تبنى عادة بحيث تستقبل أكبر مقدار ممكن من نسيم البحر، وقد لوحظ على بعض السواحل أن درجة الحرارة تهبط بنحو ١١ ْ مئوية؛ بينما ترتفع الرطوبة نسبيًّا بنحو ٤٢% بعد هبوب نسيم البحر بفترة قصيرة.
ويظهر نسيما البر والبحر بكثرة في بعض الأقاليم المحصورة بين المدارين، وكذلك في الأقاليم المعتدلة الدافئة. كما هي الحال على السواحل التي تحيط بحوض البحر المتوسط، ولو أنه لا يشترط أن يكون ظهورهما مقصورًا على سواحل البحار والمحيطات؛ لأنهما يظهران كذلك على سواحل البحيرات التي توجد في داخل اليابس.
ويقل ظهور هذين النسيمين قلة واضحة في الأقاليم الباردة؛ لأن اختلاف درجة حرارة اليابس والماء في تلك الأقاليم لا يكون كبيرًا بدرجة تؤدي إلى اشتداد حركة الهواء بينهما؛ سواء في الليل أو في النهار.
نسيم الجبل ونسيم الوادي:
وهما حركتان يوميتان في الهواء تشتهر بهما الأقاليم الجبلية وتظهران بصفة خاصة في الأيام التي تضعف فيها حركة الرياح العامة؛ ففي مثل هذه الأيام يهبط الهواء الذي يبرد على منحدرات الجبال أثناء الليل نحو قيعان الوديان على شكل نسيم يطلق عليه اسم نسيم الجبل Mountain Breeze، أما أثناء النهار فيحدث العكس؛ حيث يتمدد الهواء الذي يسخن في قيعان الوديان، ويرتفع إلى أعلى. وهذا هو ما يعرف باسم نسيم الوادي Valley Breeze.
ويجب عدم الخلط بين هذه الحركات اليومية، وبين الرياح الحارة التي تظهر أحيانًا على جوانب الجبال بسبب المنخفضات الجوية ومن أمثلتها "رياح الفهن" في جبال الألب.


وينشأ نسيم الجبل نتيجة لسرعة فقدان قمم الجبال ومنحدراتها المرتفعة لحرارتها بالإشعاع أثناء الليل؛ مما يؤدي إلى برودة الهواء الملاصق لها وازدياد كثافته ولهذا فإنه يهبط نحو السفوح المنخفضة ويتراكم في قاع الوديان والمنخفضات، ويحل محله هواء أدفأ منه نسبيًّا يأتي من طبقة الهواء المجاورة لقمم الجبال ومنحدراتها العليا، التي تكون لهذا السبب أدفأ نسبيًّا من قاع الوديان والمنخفضات.
ونسيم الجبل:
له أهمية كبيرة في الأقاليم المعتدلة والباردة؛ لأنه يجعل الحقول التي على الجوانب المرتفعة للجبال أقل تعرضًا لخطر الصقيع من الحقول التي في قاع الوديان. ولهذا فكثيرًا ما يعمد الزراع إلى بناء حوائط أو سدود أو غرس صفوف متقاربة من الأشجار على جوانب الوديان لوقف انحدار الهواء البارد إلى الحقول المنخفضة.
أما نسيم الوادي:
وهو غالبًا أقل قوة وأضعف أثرًا من نسيم الجبل؛ فيحدث نتيجة لارتفاع الحرارة بسرعة في قاع الوديان أثناء النهار؛ مما يؤدي إلى تمدد هوائها أو ارتفاعه إلى أعلى.
ويتوقف ظهور نسيمي الجبل والوادي وقوتهما على عوامل مختلفة أهمها:
١- حالة الرياح التي تهب على الأقاليم بصفة عامة:
فإذا كانت هذه الرياح قوية فإنها تطغى غالبًا على هذين النسيمين.
٢- صفاء الجو:
لأن هذا الصفاء يساعد على سرعة انخفاض درجة الحرارة اليابس أثناء الليل وسرعة تسخينه أثناء النهار؛ ولهذا فإن أصلح الأيام لنشاطهما هي الأيام الصافية.


<span data-type="title" id=toc-201>ثانياً: الكتل الهوائية </span>AIR MASSES.
تعريفها ونشأتها:
الكتلة١ الهوائية هي كتلة ضخمة من الهواء تغطي سطح منطقة واسعة من الماء أو اليابس، وتتميز بصفات خاصة تكتسبها نتيجة لبقائها فوق سطح هذه المنطقة مدة تكفي لأن تجعل هواءها جميعه يكتسب الصفات المناخية لهذا السطح، ومن أهم الشروط التي يجب توافرها في الكتلة الهوائية أن تكون جميع أجزائها تقريبًا متجانسة، خصوصًا في قطاعاتها الأفقية، بمعنى أننا إذا فرض وأخذنا في الكتلة الهوائية قطاعًا أفقيًّا على أي ارتفاع من سطح الأرض؛ فإننا نجد أن درجة الحرارة ورطوبة الهواء ونوع السحب ومدى الرؤية وغير ذلك من المظاهر الجوية واحدة تقريبًا في أجزاء هذا القطاع، وقد يزيد اتساع المنطقة التي تغطيها الكتلة الهوائية أحيانًا على ٢٠٠ ألف كيلو متر مربع، أما سمك هوائها "من سطح الأرض إلى أعلى" فقط يزيد على ثلاثة كيلو مترات.
ولكي تصبح الكتلة الهوائية متجانسة في صفاتها بهذا الشكل يجب أن يكون السطح الذي تتكون فوقه متجانسًا، كذلك في مظهره وصفاته العامة، كما يجب أن يبقى الهواء فترة من الوقت، كافية لأن تجعله يكتسب نفس المميزات المناخية لهذا السطح، كما يحدث مثلًا في المناطق القطبية؛ حيث يبقى الهواء ساكنًا أحيانًا عدة أيام أو أسابيع فوق منطقة واسعة يغطيها الجليد، وبقاء الهواء ساكنًا بهذا الشكل يؤدي بالضرورة إلى أن تصبح درجة حرارته متفقة تمامًا مع درجة حرارة سطح الجليد؛ خصوصًا في طبقات الهواء السفلى الملاصقة للجليد مباشرة.
وأصلح المناطق لنشأة الكتل الهوائية هي السهول المتسعة عندما تكون مركزًا لضغط مرتفع؛ لأن هواءها يكون في هذه الحالة ساكنًا تقريبًا، ومن أمثلة ذلك سهول كندا وسيبيريا عندما يغطيها الجليد في فصل الشتاء، وكذلك المناطق

١ تطلق كلمة كتلة بمعناها العلمي على أي حجم ضخم أو كمية كبيرة من مادة ما، تشترك معظم أجزائها في صفات معينة؛ فهناك مثلًا كتل مائية وكتل يابسة وكتل هوائية وكتل بشرية.... إلخ.


القطبة التي يغطيها الجليد طوال العام، وتنشأ الكتل الهوائية كذلك فوق المحيطات المدارية، وشمال القارة الإفريقية، وكذلك في نطاق الضغط المرتفع وراء المدارين.
على أن الكتل الهوائية لا تبقى في مناطق نشأتها إلا لمدد محدودة، ثم يؤدي أي تغير في توزيع الضغط الجوي إلى تحركها أو انتقال بعض هوائها إلى مناطق أخرى حاملة إليها نفس صفاتها المناخية.
أنواعها:
تنقسم الكتل الهوائية عمومًا على أساس مناطق نشأتها ونوع هوائها إلى أربعة أنواع رئيسية يرمز إلى كل منها برموز هجائية خاصة كما يلي:
أ- كتل مدارية قارية حارة جافة cT Tropical Continental
ب- كتل مدارية بحرية حارة رطبة mT Tropical Maritime
ج- كتل قطبية قارية باردة جافة cP Polar Continental
د- كتل قطبية بحرية باردة رطبة mP Polar Maritime


رطوبة الهواء
مدخل
...
٤-٣-رطوبة الهواء HUMITY OF THE AIR:
المقصود برطوبة الهواء "أو الجو" هو بخار الماء العالق به، ويمكن التعبير عنها بعدة طرق لكل منها تعبير أو مصطلح خاص به، وأهمها:


١-<span data-type="title" id=toc-204> الرطوبة المطلقة </span>Absolute humidiyts:
وهي وزن بخار الماء الموجود في متر مكعب من الهواء بالجرامات، ويمكن حسابها بتمرير كمية معينة من هذا الهواء في مادة يمكنها امتصاص كل ما به من بخار. ويدل الفرق بين وزن هذه المادة قبل تمرير الهواء وبعده على وزن بخار الماء الذي كان عالقًا به.


٢-<span data-type="title" id=toc-205> الرطوبة النسبية </span>Relative humidity:
وهى التي تهمنا بصفة خاصة في دراسة المناخ، والمقصود بها هو النسبة المئوية لوزن بخار الماء الموجود في


الهواء إلى وزن ما يستطيع نفس هذا الهواء أن يحمله لكي يصل إلى حالة التشبع وهو في نفس درجة الحرارة.
ويلاحظ أن مقدرة الهواء على حمل بخار الماء تتناسب تناسبًا طرديًّا مع درجة حرارته بمعنى أنه كلما ارتفعت درجة حرارته زادت مقدرته على حمل مقادير جديدة من بخار الماء. ولكي نوضح الفرق بين الرطوبة النسبية والرطوبة المطلقة نذكر المثال التالي:
إذا فرضنا أن بخار الماء الموجود في متر مكعب من الهواء هو ٦٠ جرامًا، وأن نفس هذا الهواء يستطيع وهو نفس الدرجة الحرارية أن يحمل ١٢٠ ْ جرامًا؛ فإن رطوبته النسبية تكون: ٦٠× ١٠٠/ ١٠٠ = ٥٠ %.
ولكن إذا فرضنا أن درجة الحرارة لم تبق ثابتة؛ بل ارتفعت فإن هذا الارتفاع سيؤدي إلى زيادة مقدار البخار الذي يستطيع هذا الهواء حمله من ١٢٠ جرام إلى ١٤٠ مثلًا، وتصبح الرطوبة النسبية: ٦٠× ١٠٠/ ١٤٠ = ٤٢.٨٦%.
أما إذا فرضنا أن درجة الحرارة لم ترتفع بل انخفضت؛ فإن مقدار بخار الماء الذي يستطيع الهواء حمله سينخفض من ١٢٠ ْ إلى ٩٠ ْ مثلًا، وعندئذ تكون الرطوبة النسبية ٦٠× ١٠٠/ ٩٠ = ٦٦.٧ %.
فلو أن درجة الحرارة استمرت في انخفاضها حتى أصبح مقدار بخار الماء الذي يحمله الهواء فعلًا هو نفس المقدار الذي لا يمكن لهذا الهواء أن يحمل أكثر منه؛ فإن الرطوبة النسبية ستصبح في هذه الحالة ٦٠ × ١٠٠/ ٦٠ = ١٠٠% وعندئذ يكون الهواء قد وصل إلى درجة التشبع.


درجة الندى
مدخل
...
٣- درجة الندى Dew Point:
وهي الدرجة الحرارية التي يصبح عندها الهواء عاجزًا عن حمل كل ما به من بخار الماء؛ فيبدأ بعضه في التكثف بأية صورة من


صور التكيف المعروفة ومنها السحب والأمطار والضباب والندى والثلج وهذه الدرجة لا تختلف كثيرًا عن الدرجة التي يصبح عندها الهواء مشبعًا تمامًا بالبخار.
ومن الواضح أن الانخفاض الحراري الذي يلزم لتوصيل الهواء إلى درجة الندى يتوقف إلى حد كبير على رطوبته النسبية؛ فكلما كانت هذه الرطوبة مرتفعة كان الانخفاض الحراري اللازم لتوصيله إلى درجة الندى بسيطًا. ومن الممكن أن تحسب درجة الندى للهواء بتجربة بسيطة؛ وذلك بأن نضع كمية من الماء في كوب من النحاس الأملس الرقيق؛ ففي هذه الحالة ستكون درجة حرارة الكوب هي نفس درجة حرارة الماء، فلو أضفنا إلى الماء تدريجيًّا بعض قطع الثلج مع تقليبها باستمرار حتى تنصهر مباشرة نلاحظ أن جزئيات دقيقة من بخار الماء المتكثف من الجو قد بدأت تتراكم على الجدار الزجاجي للكوب وتكسوه بطبقة تشبه الضباب؛ فلو قيست درجة حرارة الماء في الكوب عند بدء تكون هذه الطبقة؛ فإنها تكون هي نفس درجة الندى.
تقاس الرطوبة النسبية بواسطة عدة أجهزة أهمها:
١- السيكرومتر Psychrometeer
٢- الهيجرومتر ذو الشعر Hair hygrometer
٣- الهيجروجراف Hygrograph


السيكرومتر:
"شكل ١٢٠"
يتركب هذا الجهاز من ترمومترين عاديين مركبين على قاعدة خاصة؛ ولكن أحدهما معرض للجو مباشرة ويطلق عليه اسم الترمومتر الجاف، أما الآخر فتلف فقاعته بواسطة قطعة قماش رقيقة مبللة باستمرار؛ ولذلك فإنه يسمى "الترمومتر المبلل"؛ فالذي يحدث في هذه الحالة هو أن الماء يتبخر من قطعة القماش فينتج عن ذلك انخفاض في درجة الحرارة التي يبينها هذا الترمومتر؛ لأن التبخر، كما هو معروف، يستنفد بعض الحرارة، ولما كان من الثابت أن التبخر يكون أنشط في الجو الجاف منه في الجو الرطب، وأن سرعة التبخر تتناقص كلما زادت الرطوبة نسبيًّا فإن الفرق بين درجتي الحرارة


اللتين يبينهما الترمومتران يمكن أن يتخذ أساسًا لتقدير الرطوبة النسبية، قد أعدت لهذا الغرض جداول خاصة مثل الجدول رقم "٩" ومنها تقرأ الرطوبة النسبية بمقابلة قراءتي الترمومترين؛ ولكن هذا الجهاز له بعض العيوب ومنها أنه لا يصلح لقياس الرطوبة النسبية إذا كانت درجة الحرارة أقل من درجة التجمد؛ لأن الثلج في هذه الحالة يتراكم فوق فقاعتي الترمومترين.
شكل "١٢٠" سيكرومتر
ولقد ابتكر من السيكرومتر نوع كهربائي يمكن أن تنتقل قراءته إليكترونيًا إلى أي مكان داخل مبنى محطة الرصد، دون الحاجة إلى الخروج إلى الخلاء لقراءته، ولهذا السبب فقط أعطي اسم "تيلي سيكرومتر Telepsychromter" أي السيكرومتر المقرب.


الهيجرومتر:
وهو جهاز تقوم فكرته على أساس مقدار ما يطرأ على حزمة من شعر الإنسان من تمدد أو تلقص تبعًا لتغير نسبة الرطوبة في الهواء؛ فالمعروف أن شعر الإنسان يتقلص في الهواء الجاف ويتمدد كلما زادت الرطوبة،


ولذلك فإن الجزء المهم في هذا الجهاز هو حزمة مكونة من عدة خصلات من الشعر، ومثبت في هذه الحزمة سن ريشة يتحرك أمام مسطرة مقسمة إلى مائة قسم من صفر إلى ١٠٠؛ فعندما تتغير نسبة الرطوبة يتحرك سن الريشة تبعًا لتمدد حزمة الشعر أو تقلصها، ويدل الرقم الذي يثبت أمامه على الرطوبة النسبية.


الهيجروجراف:
يعتمد هذا الجهاز على نفس الفكرة التي يعتمد عليها الهيجرومتر ذو الشعر. وأهم فرق بينهما هو أن الهيجروجراف يسجل التغيرات التي تطرأ على الرطوبة النسبية تسجيلًا آليًّا مستمرًا على خريطة مقسمة تقسيمًا خاصًّا. وتثبت هذه الخريطة على أسطوانة تدور بواسطة ساعة أمام سن ريشة، كما هي الحال في الترموجراف والباروجراف.
مصادر الرطوبة:
من الواضح أن كمية الرطوبة في الهواء تتوقف قبل كل شيء على وجود مصادر مائية يمكن أن ينطلق منها بخار الماء، وأهم هذه المصادر هي المحيطات والبحار وغيرها من المسطحات المائية، والتربة المبللة والغطاءات النباتية. فكلما زادت مساحة هذه المصادر زادت كمية البخار في الهواء، وزادت تبعًا لذلك مظاهر التكثف، ومن الطبيعي أن تزداد الرطوبة النسبية كلما اقترب المكان من ساحل البحر، وأن تكون مرتفعة بصفة خاصة فى الجزر الصغيرة.
أهميتها:
بالإضافة إلى أهمية الرطوبة كعنصر مناخي؛ فإن لها كذلك آثار فسيولوجية على كل الكائنات الحية التي تعيش على الأرض. فكل كائن حي بري يحتاج إلى وجود نسبة ولو ضئيلة من بخار الماء في الجو الذي يعيش فيه. وتتباين هذه النسبة تباينًا كبيرًا من كائن إلى آخر. ومع ذلك فإن معظم الكائنات يمكنها أن تقاوم نقص الرطوبة في الجو بواسطة بعض الوظائف الفسيولوجية، ومن أهمها إفراز العرق الذي يعمل على ترطيب الجلد في الجو الجاف، وخصوصًا إذا كان هذا الجو حارًّا، حيث أن نقص رطوبة الهواء في مثل هذا الجو عن الحد المطلوب يؤدي إلى جفاف الجلد وشعور الإنسان بالضيق. أما في الجو البارد فإن قدرة الجلد على إفراز العرق تكون محدودة جدًّا بسبب تقلص مسامه، وفي مثل هذا الجو يتعرض جلد الوجه والأيدي والأجزاء الأخرى المكشوفة إلى التقشف أو التشقق


ومن الثابت أن قدرة الإنسان على تحمل الارتفاع في درجة الحرارة يرتبط ارتباطًا وثيقًا برطوبة الهواء. ويطلق على درجة الحرارة التي يحس بها الإنسان فعلًا تعبير درجة الحرارة المحسومة Sensible temperature ففي الجو الحار يلجأ الجسم إلى مقاومة الحرارة الشديدة عن طريق إفراز العرق الذي يؤدي تبخره على الجلد إلى خفض درجة الحرارة التي يحس بها الجسم فعلًا عن درجة حرارة الجو. وكلما زاد إفراز العرق زاد الفرق بين الحرارة المحسوسة وحرارة الجو. ولما كانت قدرة الجسم على إفراز العرق تتناقص كلما ارتفعت الرطوبة النسبية فمن الطبيعى أن يؤدي هذا الارتفاع أيضًا إلى ارتفاع الحرارة المحسوسة وإلى زيادة الشعور بالضيق.


التكثيف
مدخل
...
٤-٤-التكثف Condensation:
عوامل حدوثه ومظاهره:
المقصود بالتكثف هو تحول بخار الماء من الحالة الغازية إلى الحالة السائلة أو بشكل جزيئات مائية دقيقة تظل عالقة بالهواء بسبب خفتها. ويحدث التكثف نتيجة لانخفاض درجة حرارة الهواء إلى أقل من درجة الندى بسبب أي عامل من العوامل الآتية:
١- فقدان الهواء لحرارته بالإشعاع أثناء الليل، وكلما كثرت المواد الصلبة العالقة بالهواء مثل ذرات الأتربة والدخان زادت سرعة فقدانه للحرارة؛ لأن هذه الذرات تفقد حرارتها بسرعة، شأنها في ذلك شأن الأجسام الصلبة بصفة عامة.
٢- الإشعاع الأرضي الذي يؤدي إلى فقدان سطح الأرض، وما عليه من أجسام لحرارته أثناء الليل، مما يؤدي إلى برودة الهواء الملاصق له؛ فإذا حدث وانخفضت درجة حرارة هذا


الهواء إلى ما دون درجة الندى؛ فإن بخار الماء العالق به يبدأ في التكثف إلى ندى أو صقيع أو ضباب.
٣- مرور الهواء الساخن المحمل ببخار الماء فوق سطح بارد مثل سطح الجليد، أو سطح مائي بارد؛ لأن هذا يؤدي إلى تكثف بعض بخار الماء الموجود به، وتحوله إلى ضباب تختلف كثافته باختلاف رطوبة الهواء ومدى الانخفاض الذي يطرأ على درجة حرارته.
٤- ارتفاع الهواء إلى أعلى التربوسفير، وهذا العامل مهم جدًّا لأنه هو الذي يؤدي إلى تكوين السحب وسقوط الأمطار.
ويحدث ارتفاع الهواء نتيجة لعامل أو أكثر من العوامل الآتية:
أ- التصعيد الذي يحدث نتيجة لتسخين سطح الأرض والهواء الملاصق له بواسطة أشعة الشمس؛ مما يؤدي إلى قلة كثافة الهواء وارتفاعه إلى أعلى بشكل تيارات صاعدة.
ب- وجود حواجز جبلية تعترض طريق الرياح وتضطرها للارتفاع لكي تتمكن من اجتيازها.
ج- التقاء كتلة هوائية باردة بكتلة أخرى دافئة؛ فيرتفع هواء الكتلة الدافئة فوق هواء الكتلة الباردة.
ويتخذ بخار الماء الموجود في الجو عند تكثفه مظاهر مختلفة تتوقف على عدة عوامل. من أهمها نسبة الرطوبة التي بالهواء وكميتها، ثم مقدار الانخفاض الذي يطرأ على درجة حرارته، والمستوى الذي يحدث فيه التكثف. وعلى أساس هذا العامل الأخير يمكننا أن نقسم مظاهر التكثف المعروفة إلى مجموعتين: الأولى: تشمل المظاهر التي تحدث نتيجة لتكثف بخار الماء في أعلى التروبوسفير، ومن أشهرها السحب والأمطار والثلج والبرد، أما الثانية: فتشمل المظاهر التي تحدث نتيجة لتكثف بخار الماء فوق سطح الأرض "أو البحر" مباشرة، ومن أشهرها الضباب والندى والصقيع.


أولاً مظاهر التكثف عند سطح الأرض
الضباب
...
٤-٤-١-أولاً: مظاهر التكثف عند سطح الأرض أو البحر "الضباب-الندى-الصقيع".
أ- الضباب:
المقصود بالضباب هو بخار الماء المتكثف في الهواء المجاور لسطح الأرض بشكل جزيئات مائية صغيرة متطايرة بكميات يترتب عليها تقليل مدى الرؤية Visibility إلى أقل من كيلو متر واحد. وكثيرًا ما تكون الجزيئات المائية المكونة للضباب مختلطة بجزيئات دقيقة من الغبار أو الدخان العالق بالهواء، فيتكون في هذه الحالة نوع غير نظيف من الضباب. ومن أشهر الأمثلة عليه الضباب الذي يتكون في المناطق الصناعية التي يكثر فيها تصاعد الدخان من المصانع، والذي يشتهر في بريطانيا باسم Smog وهي كلمة مركبة من مقطعين مأخوذين من كلمتي Smoke "دخان" و Fog "ضباب".
ويعتبر هذا الضباب الدخاني من أهم ملوثات الهواء في مناطق تكاثره.
ويختلف الضباب في كثافته على حسب كمية بخار الماء المتكثف؛ فمنه ما يكون كثيفًا جدًّا بدرجة تمنع الرؤية إلى أبعد من بضعة أمتار، وهذا هو أخطر أنواع الضباب لأن جميع وسائل النقل والمواصلات تقريبًا تتعرض أثناءه لكثير من الحوادث؛ فالطائرات مثلًا على الرغم من أنها تطير عادة على ارتفاع كبير فوق مستوى الضباب؛ فإنها تتعرض عند هبوطها لحوادث تصادم خطيرة نتيجة لعدم رؤية الطيارين لسطح الأرض، ومن الضباب ما يكون خفيفًا جدًّا بحيث يمنع الرؤية إلى مسافات بعيدة فقط، أي إلى أبعد من كيلو متر واحد، وهذا النوع الخفيف هو الذي يشتهر باسم الشابورة Mist وهو النوع الذي يشاهد في مصر أحيانًا، في موسم الفيضان وفي الخريف؛ حيث يظهر في الصباح المبكر، ولكنه لا يلبث أن يختفي بتأثير أشعة الشمس التي تحوله إلى بخار مرة أخرى.


ضباب البر Land Fog:
ينشأ هذا الضباب فوق اليابس نتيجة لعدة عوامل، من أهمها انتقال هواء دافئ إلى منطقة سطحها أبرد منه نسبيًّا، كما يحدث في فصل الشتاء عندما ينتقل هواء بحري دافئ إلى اليابس الذي يكون باردًا نسبيًّا، أو ما يحدث عند تحرك هواء بحري دافئ إلى اليابس الذي يكون باردًا نسبيًّا، أو ما يحدث عند تحرك هواء دافئ نسبيًّا فوق سطح مغطى بالجليد، وقد يتكون الضباب كذلك فوق سطح الأرض في الليالي الصافية التي تعقب أيامًا حارة صحوة نتيجة لسرعة فقدان سطح الأرض لحرارته بالإشعاع أثناء الليل. ويساعد وجود ذرات الأتربة والدخان في الجو على تكون الضباب لأن هذه الذرات تكون بمثابة نوايات يتكثف فوقها بخار الماء. وهذا ما يحدث عادة في المدن الصناعية التي يكثر في جوها الدخان.
ومن الشروط الواجب توافرها لتكون الضباب أن يكون الجو ساكنًا تقريبًا؛ لأن الرياح السريعة تعمل على تشتيت بخار الماء المتكثف. ولهذا فإنه لا يتكون غالبًا إذا كانت سرعة الرياح أكثر من ثلاث عقدات في الساعة. كما أنه لا يتكون إذا كانت هناك تيارات هوائية صاعدة، وحتى إذا فرض وكان الضباب موجودًا بالفعل فإن سرعان ما يتلاشى إذا ظهرت هذه التيارات في الهواء أو إذا ازدادت سرعة هبوب الرياح. ومما يشترط لتكوين الضباب أيضًا أن يكون الهواء محملًا بنسبة عالية من الرطوبة.
ويتكون الضباب أحيانًا في قاع الوديان في آخر الليل وفي الصباح المبكر؛ لأن قاع الوديان يكون عندئذ أبرد نسبيًّا من المنحدرات التي حوله. والسبب في ذلك هو أن الهواء الذي يبرد على هذه المنحدرات يميل دائمًا للهبوط نحو المنخفضات بسبب ازدياد كثافته، ويكون ضباب الوديان غالبًا أشد كثافة من ضباب الأرض المسطحة.
ضباب البحر Sea Fog:
يظهر هذا الضباب عندما يمر هواء دافئ فوق سطح مائي بارد نسبيًّا، ويحدث ذلك مثلًا عندما يلتقي تياران مائيان أحدهما بارد والآخر دافئ، كما هي الحال في شمال غرب المحيط الأطلسي؛ حيث يلتقي تيار


الخليج الدافئ بتيار لبرادور البارد حول جزيرة نيوفوندلاند؛ فهنا تتكون طبقة كثيفة من الضباب نتيجة لانتقال الهواء الدافئ الرطب من فوق سطح تيار الخليج الدافئ إلى سطح تيار لبرادور البارد.
ويكثر هذا النوع من الضباب في المناطق البحرية المتاخمة لسواحل جنوب غرب إفريقية وشيلي وبيرو ومراكش وكاليفورنيا. والسبب في ذلك هو برودة مياه هذه المناطق خصوصًا في الأجزاء المجاورة للساحل مباشرة فإذا ما تحرك الهواء من ناحية البحر إلى اليابس أثناء النهار "نسيم البحر"؛ فإنه يمر قبل وصوله إلى الشاطئ على سطح المياه الباردة؛ فيتكثف ما به من بخار الماء ويظهر على شكل ضباب كثيف. وقد يتوغل هذا الضباب عدة كيلو مترات فوق اليابس؛ ولكنه سرعان ما يتلاشى؛ خصوصًا في الأيام الحارة، وقد يصل عدد الأيام والتي يظهر فيها الضباب على بعض هذه الشواطئ إلى ١٥ يومًا في العام، أما السبب في برودة مياه البحر بالقرب من هذه السواحل فيرجع إلى عاملين هما:
١- وجود التيارات المائية الباردة التي تمر بها ومن أشهرها تيار بنجويلا في جنوب غرب إفريقية، وتيار بيرو في غرب أمريكا الجنوبية، وتيار كاليفورنيا في غرب أمريكا الشمالية.
٢- أن الرياح السائدة في هذه المناطق تهب من اليابس نحو البحر؛ ولذلك فإنها تدفع أمامها الطبقة السطحية من الماء بعيدًا عن الشاطئ، فتكشف بذلك المياه التي تحتها، وهي عادة أشد برودة منها.
ويلاحظ أن ضباب البحر لا يمكن أن ينشأ نتيجة لفقدان الحرارة بالإشعاع كما هي الحال في ضباب البر، وذلك لأن مدى التغير اليومي للحرارة فوق البحر أقل بكثير منه فوق اليابس. ويختلف سمك طبقة الضباب اختلافًا كبيرًا من مكان إلى آخر؛ ولكن الضباب البحري يكون عادة أقل سمكًا من الضباب البري، وكثيرًا ما يحدث أن تكون طبقة الضباب البحري قليلة الارتفاع لدرجة أن أطراف الساريات المرتفعة لبعض السفن تظهر بارزة فوقها.


الضباب ومدى الرؤية:
المقصود بمدى الرؤية Visibility هو أطول مسافة يمكن أن يمتد إليها نظر الشخص العادي في اتجاه أفقي ليرى المعالم الكبيرة على سطح الأرض مثل الجبال والمباني العالية والمآذن. ويبلغ مدى الرؤية أقصاه في الجو الصافي حيث يصل في المتوسط إلى ستة كيلو مترات. وتعتبر الرؤية رديئة إذا نقص مداها عن كيلو مترين. وقد ينخفض مداها أثناء الضباب الكثيف إلى الصفر. ونظرًا لأهمية الرؤية بالنسبة لجميع المواصلات؛ فإن محطات الأرصاد تذيع بانتظام اليبانات الخاصة بها ضمن نشراتها اليومية.


ب-<span data-type="title" id=toc-215> الندى </span>Dew:
المقصود بالندى هو قطرات الماء التي تتكون أثناء الليل، وخصوصًا في ساعاته الأخيرة، على أجسام السيارات وزجاج النوافذ وأوراق الأشجار، وكثير من الأجسام الأخرى المعروضة للجو. والسبب في تكونها هو أن هذه الأجسام الصلبة تبرد أثناء الليل، أسرع من الهواء المجاور لها؛ فإذا ما هبطت درجة حرارتها إلى درجة الندى الخاصة بالهواء الملاصق لها أو دونها فإن جزءًا من بخار الماء يتكثف على سطحها بشكل نقط مائية صغيرة يزداد تراكمها كما زاد انخفاض درجة الحرارة.
ويساعد على تكون الندى عدة عوامل أهمها:
١- صفاء الجو:
لأن هذا الصفاء يساعد على سرعة فقدان الأرض وما عليها من أجسام صلبة لحرارتها بالإشعاع، ولهذا فإن الندى يكثر دائمًا في أواخر الليالي الصافية. ويبقى على الأجسام حتى يتبخر بعد الشروق.
٢- سكون الهواء:
أو بطء حركته لأن هذا السكون يعطي فرصة لتكثف البخار وتراكم جزيئاته المتكثفة فوق الأجسام.
٣- انخفاض درجة حرارة الأجسام:
المعروضة للجو إلى أقل من درجة الندى.


ج-<span data-type="title" id=toc-216> الصقيع </span>Frost:
المقصود بالصقيع بمعناه الضيق هو تحول بخار الماء العالق بالهواء أثناء الليل إلى بلورات صغيرة من الثلج فوق النباتات والأجسام الصلبة المعرضة للهواء بسبب هبوط درجة الحرارة بشكل فجائي، أو خلال وقت قصير إلى درجة التجمد أو دونهما، وكثيرًا ما يؤدي الهبوط الحراري المفاجئ إلى تحول البخار إلى ثلج مباشرة، وفي هذه الحالة يكون خطر الصقيع على النباتات أشد من خطره المعتاد.
ولكن من الملاحظ أن كلمة صقيع أصبحت تستخدم في الوقت الحاضر بمعنى أوسع من معناها الأصلي السابق؛ إذ أنها أصبحت تطلق على أي هبوط حراري سريع إلى درجة التجمد أو دونها، حتى ولو لم يؤد هذا الهبوط إلى تكون الثلج.


ثانياً التكثف في أعلى التروبوسفير
السحب
...
٤-٤-٢- التكثف في أعلى التروبوسفير.
١- السحب CLOUDS.
هي تجمعات من بخار الماء المتكثف
في الجو بشكل قطيرات مائية دقيقة، وقد تختلط بها جزيئات دقيقة كذلك من الثلج إذا كانت درجة الحرارة في مستوى السحب دون درجة التجمد. وقد يكون السحابة كلها مكونة من هذه الجزيئات الثلجية.
ولا تختلف السحب المكونة من قطيرات مائية في مظهرها وتركيبها العام كثيرًا عن الضباب، والفارق الرئيسي بينهما هو أن السحب تتكون في طبقات من الجو متباينة الارتفاع من سطح الأرض؛ بينما يتكون الضباب فوق سطح الأرض أو البحر مباشرة. والذي يتيسر له الصعود في طائرة تخترق طبقة السحاب يلاحظ أن السير فيها لا يختلف في أي شيء عن السير في الضباب على الأرض