تمهيد:
تتناول دراسة هذا الكتاب قسمًا كبيرًا من الجغرافيا الطبيعية تشمل دراسة للمناخ، ودراسة للنبات الطبيعي. وقد جرت العادة في الدراسات الجغرافية أن تقرن دراسة المناخ بدراسة النباتات الطبيعية؛ لما بينهما من صلة واضحة، فالنبات الطبيعي هو الصورة الحية على سطح الأرض لتفاعل الأحوال المناخية مع بعضها ومع التربة. ونحن إذا تكلمنا عن المناخ وأردنا التدليل على أثره فإنما نعطي عادة أمثلة من أحوال النبات الطبيعي في المنطقة. ومن ناحية أخرى فإننا إذا وصفنا النبات الطبيعي وأبرزنا خصائصه ففي أغلب الأحوال نرجع تلك الخصائص إلى مؤثرات مناخية.
والكتاب يتناول أيضًا في قسمه المناخي أبحاثًا عن المناخ التفصيلي، وهو جانب هام من الدراسات المناخية الحديثة التي يتوخى دراسوها الدقة والتخصص، ويحوي أيضًا مبحثًا عن أثر المناخ في النواحي البشرية وهذه بلا شك هي الناحية النفعية التطبيقية من أي دراسة طبيعية.
وهناك منحى نحوته في دراسة المناخ والنبات وكافة الدراسات الجغرافية التي قمت بها حتى الآن أو أنوي القيام بها في المستقبل، وهي التأكيد على ناحية التوزيعات متخذًا قارات العالم كوحدات لذلك التوزيع. والسبب في هذا أولاً أن الجغرافيا هي حسب كثير من التعريفات المتداولة لها علم التوزيعات، وثانيًا لأن القارة وحدة جغرافية لا تحتاج إلى تحديد مصطنع، وما أكثر التصنيفات الجغرافية التي تقسم العالم إلى أقاليم، ولكن ما أكثر الخلافات بين الجغرافيين حول هذه التصنيفات. أما استخدام القارة كأساس إقليمي لا خلاف حوله ونرجو أن يكون هذا الكتاب مفيدًا لطلاب الجغرافيا.
والله ولي التوفيق
المؤلف


محتويات الكتاب:
أولا: المناخ
مقدمة ١١
الفصل الأول: الحرارة ١٨-٣٩
الفصل الثاني: الضغظ الجوي والرياح ٤٠-٧١
الفصل الثالث: الرطوبة والتساقط ٧٢-٩٦
الفصل الرابع: الكتل الهوائية والجبهات ٩٧-١٠٦
الفصل الخامس: التصنيفات المناخية ١٠٧-١١١
الفصل السادس: المناخ التفصيلي ١١٢-١٢٦
الفصل السابع: المناخ والإنسان ١٢٧-١٥٣
الفصل الثامن: مناخ العالم-إفريقيا ١٥٤-١٧٧
الفصل التاسع: أوربا باستثناء روسيا ١٧٨-١٩٨
الفصل العاشر: آسيا والاتحاد السوفييتي ١٩٩-٢٢٦
الفصل الحادري عشر: أمريكا الشمالية والوسطى ٢٢٧-٢٤٦
الفصل الثاني عشر: أمريكا الجنوبية ٢٤٧-٢٥٩
الفصل الثالث عشر: استراليا ونيوزيلنده ٢٦٠-٢٧٢
الفصل الرابع عشر: القطب الشمالي والقارة القطبية الجنوبية ٢٧٣-٢٧٧
ثانيا: النبات
الفصل الخامس عشر: التربة ٢٨٠-٢٩٠
الفصل السادس عشر: النباتات الطبيعية ٢٩١-٣٠٤
الفصل السابع عشر: الغابات ٣٠٥-٣٢٢
الفصل الثامن عشر: الحشائش ٣٢٣-٣٣٢
الفصل التاسع عشر: الصحارى ٣٣٣-٣٤٠
الفصل العشرون: توزيع النبات بالقارات ٣٤١-٣٦٢
قائمة المراجع ٣٦٤-٣٦٨


فهرس الأشكال والخرائط:
١ الغلاف الغازي ١٤
٢ الترمومتر ١٩
٣ ترمومتر النهاية العظمى ٢١
٤ ترمومتر النهاية الصغرى ٢١
٥ ترموجراف ٢١
٦ الأشعة العمودية والأشعة المائلة ٢٣
٧ التغير السنوي في كمية الإشعاع ٢٤
٨ الإشعاع الشمسي وتوزيعه ٢٥
٩ الإشعاع الأرضي ٢٨
١٠ مقارنة بين الإشعاع الشمسي والأرضي أثناء النهار ٢٨
١١ التغير السنوي في درجات الحرارة ٢٩
١٢ انزلاق الهواء البارد ٣١
١٣ خطوط الحرارة المتساوية في يناير ٣٤
١٤ خطوط الحرارة المتساوية في يولية ٣٦
١٥ المدى الحراري السنوي ٣٨
١٦ بارومتر تورشلي ٤١
١٧ بارومتر زئبقي ٤١
١٨ بارومتر أنرويد ٤١
١٩ باروجراف ٤٢
٢٠ توزيع مثالي لمناطق الضغط ٤٧
٢١ الضغط والرياح في يناير ٤٨
٢٢ الضغط والرياح في يولية ٤٩
٢٣ دوارة الرياح ٥٠
٢٤ الأنيمومتر ٥١
٢٥ اتجاه الرياح حسب قانون فرل ٥٢
٢٦ الرياح الموسمية ٥٩
٢٧ الرياح المحلية في حوض البحر المتوسط ٦١
٢٨ مسارات أعاصير العروض الوسطى ٦٥
٢٩ نسيم البحر والبر ٦٦
٣٠ نسيم الوادي والجبل ٦٧


٣١ الهيجرومتر ٧٣
٣٢ مقياس المطر ٨٢
٣٣ تكون السحب في الهواء ٨٤
٣٤ المطر التضاريسي ٨٥
٣٥ مطر إعصاري ٨٦
٣٦ توزيع نظري للمطر على سطح الأرض ٨٨
٣٧ توزيع الأمطار في ليبرفيل ٨٩
٣٨ توزيع الأمطار في واو ٩٠
٣٩ توزيع الأمطار في الملكال ٩١
٤٠ توزيع الأمطار في الخرطوم ٩٢
٤١ توزيع الأمطار في القاهرة ٩٢
٤٢ توزيع الأمطار في بومباي ٩٣
٤٣ توزيع الأمطار في شنغهاي ٩٤
٤٤ توزيع الأمطار في فالنسيا ٩٥
٤٥ توزيع الأمطار في في كويبك ٩٥
٤٦ توزيع الأمطار في كييف ٩٦
٤٧ ضد أعصار وأعصار في نصف الكرة الشمالي ١٠٢
٤٨ مراحل حياة الإعصار ١٠٤
٤٩ قطاعات توضيح الجبهة المنتهية ١٠٦
٥٠ مكرر -الإقاليم المناخية حسب تصنيف كبين ١١١
٥١ تغير الحرارة بتأثير تباين السطح أثناء الليل ١١٩
٥٢ توزيع الرياح في منطقة بهاتل ١٢٢
٥٣ تغير الحرارة مع الارتفاع في حقل قمح ١٢٥
٥٤ أفريقيا- خطوط الحرارة المتساوية في يناير ١٥٦
٥٥ أفريقيا-الضغط والرياح في يناير ١٥٧
٥٦ أفريقيا- الحرارة في يولية ١٥٨
٥٧ أفريقيا- الضغط والرياح في يولية ١٥٩
٥٨ المطر السنوي في أفريقيا ١٦٢
٥٩ أوربا-خطوط الحرارة المتساوية في يناير ١٨١
٦٠ أوربا -خطوط الحرارة المتساوية في يولية ١٨٣
٦١ أوربا- الضغط والرياح في يناير ١٨٥
٦٢ أوربا- الضغط والرياح في يولية ١٨٧
٦٣ المطر السنوي في أوربا ١٨٨


٦٤ آسيا- الحرارة في يناير ٢٠١
٦٥ آسيا- الحرارة في يولية ٢٠٣
٦٦ آسيا- الضغط والرياح في يناير ٢٠٥
٦٧ آسيا- الضغط والرياح في يولية ٢٠٦
٦٨ المطر السنوي في آسيا ٢٠٨
٦٩ أمريكا الشمالية- الحرارة في يناير ٢٢٩
٧٠ أمريكا الشمالية- الحرارة يولية ٢٣٠
٧١ أمريكا الشمالية- الضغط والرياح في يناير ٢٣٢
٧٢أمريكا الشمالية- الضغط والرياح في يولية ٢٣٤
٧٣ المطر السنوي في أمريكا الشمالية ٢٣٦
٧٤ أمريكا الجنوبية- الحرارة في يناير ٢٤٨
٧٥ أمريكا الجنوبية- الحرارة في يولية ٢٤٩
٧٦ أمريكا الجنوبية- الضغط والرياح في يولية ٢٥٢
٧٧ أمريكا الجنوبية- الضغط والرياح في يناير ٢٥٣
٧٨ المطر السنوي في أمريكا الجنوبية ٢٥٥
٧٩ أستراليا- الحرارة في يناير ٢٦١
٨٠ أستراليا- الحرارة في يولية ٢٦٢
٨١ أستراليا- الضغط والرياح في يناير ٢٦٥
٨٢ أستراليا- الضغط والرياح في يولية ٢٦٦
٨٣ المطر السنوي في أستراليا ٢٦٩
٨٤ نطاقات التربة في العالم ٢٨٧
٨٥ توزيع النبات الطبيعي في أفريقيا ٣٤٣
٨٦ توزيع النبات الطبيعي في أوربا ٣٤٦
٨٧ توزيع النبات الطبيعي في آسيا ٣٤٩
٨٨ توزيع النبات الطبيعي في أمريكا الشمالية ٣٥٦
٨٩ توزيع النبات الطبيعي في أمريكا الجنوبية ٣٦٠
٩٠ توزيع النبات الطبيعي في أستراليا ٣٦١


المناخ
مدخل
...
مقدمة:
تعتبر دراسة المناخ ومعرفة خصائصه من الدراسات الهامة للإنسان في جميع جهات الأرض، وعلى مر العصور المختلفة، فقد لاحظ الإنسان الأعاصير العاتية وسقوط الأمطار وهبوب الرياح من وقت لآخر، وقد أدت ملاحظة الإنسان لتلك الظواهر الجوية والمناخية شهرًا بعد آخر، وفصلًا يلي الآخر وسنة تتلو الأخرى إلى محاولته فهم أسرار ومسببات تلك المظاهر والسعي إلى تفهم العوامل التي تتحكم فيها وتغيرها من وقت لآخر ومن مكان لآخر. ورغم مرور وقت طويل منذ بدء الحياة البشرية إلا أن الإنسان لم يتوصل بعد إلى تفسير الظواهر الجوية جميعًا. ولا تزال هناك بعض الظواهر الجوية التي تحتاج إلى الدراسة، والتفسير.
ونحن نعرف أن الأرض في دورانها حول نفسها محاطة بغلاف غازي يعتبر جزءًا من الأرض، ولكننا عادة لا نفكر في هذا الغلاف الغازي مثل تفكيرنا في الغلاف المائي أو في قشرة الأرض، ولكن أثر الغلاف الغازي يبدو لنا واضحًا إذا تحرك الهواء بسرعة. فالهواء هو الحيز الذي نعيش فيه ونتحرك فيه وهو النسمات التي يتنفسها الإنسان والحيوان والنبات وبدونه يصبح كل شيء غير قادر على البقاء. وعن طريق الهواء تتساقط الأمطار وبواسطة قوة الهواء تسير السفن الشراعية، وتدار ماكينات الهواء وغيرها١.
علم المناخ وعلم الميتورولوجيا:
لا بد أن نعرف مدى الصلة وما هو الفرق بين علم المناخ وعلم الميتورولوجيا؟ إذ إن علم المناخ قريب الصلة بالميتورولوجيا

١ T.a. blair, Climatology , New YOrk, ١٩٤٢ pp ٣-٦.


فهما يتناولان معًا دراسة الغلاف الغازي أو الهواء The atmosphere وفي الواقع لم تكن هناك تفرقة واضحة بين العلمين في بادئ الأمر، ويعتبر بعض العلماء أن المناخ هو متوسط الأحوال الجوية في منطقة ما لفترة من الزمن، والبعض الآخر يعتبر المناخ هو علاقة الظواهر الجوية بالبيئة سواء كانت طبيعية أو بشرية، غير أن هذه المفاهيم للمناخ تضيق من حدود علم المناخ وتقصره على نواحي معينة، ويمكننا أن نعطي تعريفًا لعلم المناخ على أنه "العلم الذي يدرس الظواهر الجوية لفترة كافية من الزمن خاصة ما يتعلق منها بسطح الأرض". وقد يكون هذا المفهوم لعلم المناخ أقرب المفاهيم لتفكير الجغرافي. أما علم المتيورولوجيا فهو يتناول دراسة الظواهر الجوية في حد ذاتها وفي طبقة من طبقات الهواء سواء كان لتلك الظاهرة الجوية في حد ذاتها، وفي أي طبقة من طبقات الهواء سواء كان لتلك الظاهرة علاقة بسطح الأرض أم لا، كذلك قد تكون تلك الظاهرة فريدة أو مؤقتة. ونضرب لذلك مثلًا بعنصر المطر فإذا درسنا نظم المطر وتوزيعه على سطح الأرض فهذه الدراسة تعتبر من صميم علم المناخ، أما إذا درسنا العوامل الديناميكية التي تؤدي إلى سقوط المطر من عاصفة معينة في مكان ما فهذه الدراسة تدخل في نطاق علم الميتورولوجيا.
وقبل أن نعرض لعناصر المناخ لابد أن نتكلم عن الغلاف الغازي وتكوينه وخصائصه.
يمتد الهواء إلى عدة مئات من الكيلومترات فوق سطح الأرض وتقل كثافته بالارتفاع إلى درجة كبيرة فكثافة الهواء أكبر بالقرب من سطح الأرض عنها في طبقات الجو العليا وذلك بسبب ضغط الطبقات العليا على الطبقات السفلى، وتقل نسبة الأكسجين خاصة عند ارتفاع خمسة كيلو مترات، ويوجد نصف حجم الهواء المحيط بالأرض في الستة كيلو مترات السفلى من الغلاف الغازي، ومعلوماتنا محدودة عن الطبقات العليا من الغلاف الغازي. وفي الوقت الحاضر أمكن جمع معلومات أكثر عن الطبقات العليا عن طريق الطيران المرتفع والصواريخ التي تمكنت من الوصول إلى ارتفاع يقرب من ٤٠٠ كم أو أكثر


فوق سطح الأرض غير أن أهمية المعلومات التي تصلنا عن طبقات الجو العليا أهمية محدودة في الدراسات المناخية خاصة المتعلق منها بالجغرافيا، حيث إن الظاهرات المناخية التي تهمنا معظمها متصل بالطبقات الأقل ارتفاعًا، فالسحاب على سبيل المثال يوجد عادة على ارتفاع يتراوح ما بين ٩، ٢٥ كيلو مترًا.
وقد أمكن تمييز طبقات جوية في الغلاف الغازي أطلق عليها الأسماء التالية:
١- تربوسفير Troposphere.
٢- ستراتوسفير Stratosphere.
٣- أيونوسفير lONOSPHERE.
ويقصد بالتروبوسفير الطبقة السفلية من الغلاف الغازي التي تمتد من سطح الأرض حتى ارتفاع يتراوح بين ٨ و ١٥ كيلو متر "يختلف سمك التروبوسفير وغيره من الطبقات في العروض الاستوائية عنها في العروض الوسطى والعليا"، وفي هذه الطبقة تقل درجة الحرارة كلما ارتفعنا بمعدل ١درجة م لكل ١٥٠متر، ومعظم التغيرات اليومية في الظواهر الجوية تقتصر على هذه الطبقة من الغلاف الغازي ولا تتعداها إلى الطبقتين الأخريين. كذلك تحتوي هذه الطبقة على معظم بخار الماء والأكسجين وثاني أكسيد الكربون.
وتنتمي طبقة التربوسفير وتبدأ طبقة الستراتوسفير عند خط يسمى التربوبوز Tropopause وتمتد طبقة الستراتوسفير من هذا الخط حتى ارتفاع يتراوح بين ٥٥ و ٨٠ كيلو متر، وتتميز تلك الطبقة بثبات حرارتها وخلوها، من العواصف.
ويمكن أن تقسم طبقة الستراتوسفير إلى ثلاثة أقسام فرعية يتميز الأول "الأسفل" بصفاء الجو واستقراره وصلاحيته للطيران ولكن بمساعدة أجهزة الأكسجين. وتعرف الطبقة الوسطى بطبقة الأوزون ozone layer


وهي طبقة ساخنة تصل درجة حرارتها إلى ٩٥ ْم، وقد تمكنت البالونات التي تحمل الإنسان أن تصل إلى طبقة الأوزون، وكذلك البالونات الصوتية استطاعت أن تصل إليها. أما القسم الثالث أو الطبقة العليا فهي طبقة مكهربة، ولذلك فهي أدنى الطبقات الهوائية التي تمتص الموجات اللاسلكية.
وتبدأ طبقة الأويونوسفير من ارتفاع ٩٠ كيلو متر وقد تصل إلى ارتفاع ٣٦٠ كيلو متر أو أكثر، وتتميز تلك الطبقة العليا بخفة غازاتها، ولذلك يسود فيها غازا الهيدروجين والهليوم، وقد قدر أن طبقة الأيونوسفير لا يوجد فيها من الغلاف الغازي سوى نسبة ضئيلة جدًا من وزنه الكلي تقدر بنحو١: ٣٠.٠٠٠ فقط "شكل ١".
"شكل ١"


تكوين الهواء:
دلت التجارب على أن الهواء خليط معقد من عدة عناصر وغازات.
أولًا: غازات تظل في الحالة الغازية تحت أي ظروف جوية.
ثانيًا: بخار الماء وهو متغير فقد يتحول من الحالة الغازية إلى السيولة أو الصلابة.
ثالثًا: يحوي الهواء بعض الأجسام الصلبة مثل ذرات الغبار وذرات الملح، والغازات الدائمة أهمها غازان يكونان معًا ٩٩% من حجم الهواء إذا استثنينا بخار الماء وذرات البخار أو بمعنى آخر يكونان ٩٩% من حجم الهواء الجاف النقي، هذان الغازان هما النتروجين والأكسجين وهما أيضًا يكونان نسبة كبيرة من الأحياء التي تعيش على سطح الأرض، ويكون النيتروجين ٧٨% من حجم الهواء الجاف ويكون الأكسيجين ٢١% منه.
أما النسبة المتبقية فتشمل الأرجون، وثاني أكسيد الكربون، وغازات أخرى مثل النيون والهليوم والكربتون والهيدروجين والزينون والأوزون والرادون وغيرها. ومن الملاحظ أن نسبة الغازات الدائمة قد ظلت ثابتة تقريبًا على مر الزمن ومن مكان لآخر، وإن كان البعض يذكر أن نسبة ثاني أكسيد الكربون قد زادت زيادة طفيفة في بعض الدول الصناعية نتيجة لعمليات احتراق الوقود١.
بخار الماء في الهواء:
تتم إضافة بخار الماء للهواء عن طريق التبخر من السطوح المائية ومن التربة ومن النباتات. وبخار الماء يكون جزءًا هامًا من الهواء. ولكن بعكس الغازات الأخرى التي أطلقنا عليها الغازات الثابتة نجد أن بخار الماء تتغير نسبته في الهواء من مكان لآخر ومن وقت لآخر، ففي

١ G. F. Taylor Elementary Meteorolgy" Englewood Ciffs N. g ١٩٥٩ PP ٦٢-٧٦.


المناطق الصحراوية تقل نسبة بخار الماء في الهواء إلى درجة كبيرة بسبب عدم وجود المياه وكذلك تقل نسبته في المناطق القطبية حيث تشتد البرودة، ويقل التبخر كما تقل مقدرة الهواء على حمل بخار الماء، وتزيد نسبة بخار الماء في الهواء في الأقاليم الدافئة المطيرة. ويظل جزء من بخار الماء في الهواء كغاز في كل الأوقات وتحت درجات الحرارة المختلفة حتى بعد حدوث التكاثف. ولبخار الماء علاوة على أهميته بالنسبة لأنه مصدر الماء الذي يتساقط على سطح الأرض أهمية في أثره على الظواهر الجوية الأخرى مثل: الحرارة والضغط الجوي.
الغبار في الهواء:
تتعلق في الهواء كميات هائلة من ذرات غير غازية، وقد يوجد الغبار في الهواء بصورة مرئية للعين إذ إنه أحيانًا يعطي الهواء صورة مغبرة غامقة، وهناك ذرات صلبة دقيقة جدًا توجد في الهواء حتى ولو لم ترها العين المجردة، وتتكون الذرات الدقيقة أحيانًا من الدخان أو أملاح البحر. ومن الطبيعي أن نجد ذرات الغبار أكثر في الطبقات السفلى من الهواء عنها في الطبقات العليا منه، كذلك تضاف ذرات الرماد البركاني إلى الهواء عن طريق مقذوفات البراكين وقت ثورانها، وكذلك الرماد المتخلف عن احتراق الشهب في الهواء. ولتلك الذرات المتعلقة في الهواء أهمية كبرى بسبب تأثيرها على الأحوال الجوية إذ إن معظم تلك الذرات تتشبع بالماء وتكون النواة التي تتم عليها عملية التكاثف لبخار الماء، كذلك تعتبر تلك الذرات سطوحًا تستقبل أشعة الشمس، فإذا كانت هناك كميات هائلة من الغبار في الهواء كما يحدث عادة في فترات النشاط البركاني فإن وجودها قد يؤدي إلى تقليل كمية الحرارة التي تصل إلى سطح الأرض، ويعتقد بعض العلماء أن زيادة النشاط البركاني في عصر البليستوسين قد تكون المسئولة عن إضعاف قوة الإشعاع الشمسي وحدوث العصر الجليدي.
خصائص الهواء:
هناك بعض القوانين المتعلقة بخصائص الهواء ومن أهم


تلك القوانين قانون بويل Boyle. وقد وجد بويل "١٦٢٧-١٦٩١" أن حجم الغاز يتناسب تناسبًا عكسيًا مع الضغط إذا ظلت درجة حرارته ثابتة.
أما شارل "١٧٤٦-١٧٢٣""charles" فقد اكتشف أنه إذا ظل حجم الهواء ثابتا فإن الضغط يزداد مع ارتفاع الحرارة، ثم أثبت جاى لوساك "Gay Lussac "١٧٧٨-١٨٥٠ أنه إذا ظل الضغظ ثابتًا فإن الحجم يزداد مع ازدياد الحرارة.
ونخرج من هذه القوانين بنتيجة هامة تستخدم في الدراسات المناخية، وهي أن زيادة درجة الحرارة تؤدي عادة إلى زيادة حجم الهواء وارتفاعه إلى أعلى، ومن ثم انخفاض الضغط الجوي والعكس صحيح.


الفصل الأول: الحرارة
أهم عناصر المناخ هي:
١- الحرارة.
٢-الضغط الجوي.
٣- اتجاه وسرعة الرياح.
٤- الرطوبة والمطر.
وسوف نتناول كل من هذه العناصر بالدراسة فيما يلي:
الحرارة:
يعتبر عنصر الحرارة من أهم عناصر المناخ، وتختلف درجات الحرارة في أنحاء العالم المختلفة اختلافًا كبيرًا. وللحرارة آثار واضحة على الإنسان والحيوان والنبات، كما أن للحرارة تأثيرا كبيرًا أيضًا على عناصر المناخ الأخرى مثل الضغط الجوي. ومن المعروف أن الحرارة عبارة عن تعبير عن قوة الطاقة الموجودة في أي جسم وبزيادة تلك الطاقة تزداد حرارة الجسم.
وتقاس الحرارة بواسطة أجهزة أهمها ما يأتي:
الترمومتر:
وهو جهاز عادي بسيط، يتكون من أنبوبة زجاجية ذات مؤخر كروي في أحد طرفيها ويوضع بداخل الأنبوبة سائل ويستخدم الزئبق عادة لهذا الغرض، ويتغير ارتفاع الزئبق في الأنبوبة مع تغير الحرارة؛ إذ إن الزئبق جسم يتأثر بتغير الحرارة فيتمدد إذا ارتفعت الحرارة وينكمش إذا انخفضت الحرارة. وقد حدد ارتفاع الزئبق في الأنبوبة وعين مكانه بعلامة عند درجة حرارة تجمد الماء واعتبرت هذه النقطة على الأنبوبة درجة الصفر المئوي، كذلك حدد ارتفاع الزئبق في الأنبوبة عند درجة حرارة غليان الماء، واعتبرت تلك النقطة درجة ١٠٠ مئوية، ثم قسمت المسافة بين النقطتين إلى مائة قسم وبذلك يكون كل قسم درجة واحدة في الترمومتر المئوي وهذا الترمومتر اخترعه العالم السويدي


اندرز سلسيوس Anders Cilsius عام ١٧٤٢م. أما في حالة الترمومتر الفرنهيتي، وهو الذي اخترعه دانيل فرنهيت Daniel Fehrenheit عام ١٧١٠م، وهو عالم طبيعة ألماني، فإن درجة التجمد في هذا الترمومتر هي ٣٢ ودرجة الغليان هي ٢١٢ "شكل٢".
ويمكن تغيير درجات الحرارة من المئوي إلى الفرنهيت بسهولة إذ إن الدرجة الفرنهيت تساوي ٩/٥ من الدرجة المئوية.
وقد يستخدم في بعض الترمومترات الكحول بدلًَا من الزئبق في المناطق شديدة البرودة؛ تجنبًا لاحتمال تجمد الزئبق في الأنبوبة إذ إن الزئبق يتجمد عند درجة حرارة ٣٩,٣درجة م
ترمومتر مئوي ترمومتر فرنهيتي
"شكل ٢"


ترمومتر النهاية العظمى والصغرى:
وهناك ترمومترات خاصة لقياس أعلى درجة حرارة وأقل درجة حرارة، وفي ترمومتر النهاية العظمى يوجد جزء ضيق في الأنبوبة بجانب الفقاعة مباشرة، بحيث إن الزئبق يستطيع المرور من الفقاعة إلى الأنبوبة، ولكنه لا يستطيع أن يعود إلى الفقاعة مرة أخرى عندما تنخفض الحرارة وينكمش الزئبق فيظل في مكانه في الأنبوبة مسجلًا بذلك أعلى درجة حرارة حدثت في فترة الرصد، وعند وضع هذا الترمومتر لا بد أن تكون الفقاعة في وضع مرتفع قليلًا عن الأنبوبة "شكل ٣".
أما ترمومتر النهاية الصغرى فيستخدم فيه الكحول بدلًا من الزئبق ويوضع في داخل الأنبوبة قضيب صغير من الزجاج، وعند وضع هذا الترمومتر يلاحظ أن تكون الفقاعة في وضع منخفض قليلًا عن الأنبوبة، وعندما تنخفض درجة الحرارة فإن السائل الكحولي ينكمش ويسحب معه القضيب الزجاجي نحو الفقاعة، ولكن عندما ترتفع درجة الحرارة ويتمدد السائل فإنه يترك القضيب الزجاجي ليحدد أقل درجة حرارة حدثت أثناء فترة الرصد "شكل ٤".
الترموجراف:
وهو عبارة عن جهاز يسجل درجات الحرارة لفترة من الزمن تبلغ عادة أسبوعًا، ومن أشهر أنواع الترموجراف ذلك النوع الذي يتكون من أسطوانة تملأ بسائل ثم تغلق بإحكام، فعند حدوث أي تغير في الحرارة يتغير حجم الأسطوانة بالتمدد أو الانكماش، ويؤدئ ذلك إلى تحريك ذراع متصلة بالأسطوانة، ويثبت في نهاية الذراع ريشة تتحرك إلى أعلى وأسفل وترسم خطًا على ورقة ملفوفة حول الأسطوانة، ومقسمة رأسيًا إلى درجات وأفقيًا إلى أيام وساعات. وتدور الأسطوانة وحولها الورقة مثل الساعة فترسم الريشة خطًا بيانيًا يوضح التغيرات في درجات الحرارة في فترة الرصد "انظر شكل ٥".
درجة الدقة في رصد الحرارة:
لا بد في رصد درجات الحرارة من التأكد من أن الترمومتر يسجل درجات الحرارة الفعلية للهواء فقد يحدث أن يتعرض الترمومتر لأشعة الشمس، والمعروف أن درجة الحرارة لا بد أن تسجل في الظل،


"شكل ٣" ترمومتر النهاية العظمى "شكل ٤" ترمومتر النهاية الصغرى
"شكل ٥" الترموجراف ١- جزء معدني يتأثر بحرارة الجو ٢- رافعة تتصل بالجزء المعدني
٣- ذراع تحرك ريشة على الأسطوانة ٤- أسطوانة ملفوفة عليها ورقة


كذلك قد يتعرض الترمومتر لأثر الحرارة المنعكسة من مباني مجاورة فيسجل درجات حرارة أعلى من الواقع، كذلك لا بد أن يوضع الترمومتر في مكان يتخلله الهواء.
وللحصول على متوسطات حرارية تفيد في الدراسات المناخية لا بد من الحصول على متوسطات لمدة ٣٥ سنة. وأساس المتوسط الحراري السنوي هو المتوسط الحراري اليومي الذي يؤخذ من عدة قراءات للترمومتر أثناء اليوم تكون عادة في الساعة السابعة صباحًا ثم الثانية بعد الظهر ثم التاسعة مساء، وقد يؤخذ من المتوسط النهاية العظمى والنهاية الصغرى للحرارة أثناء اليوم، وقد وجد أن الفرق ضئيل جدًا بين النتائج التي يحصل عليها من الطريقتين؛ لذلك يمكن استخدام أيهما دون الوقوع في خطأ كبير.
أشعة الشمس: مصدر حرارة الأرض الرئيسي هو الشمس فمن هذا الجسم الهائل الملتهب الذي تبلغ حرارة سطحه ٧٠٠ درجة م تخرج أشعة قوية تصل إلى الأرض بعد مرورها في الفضاء لمسافة ٩٣ مليون ميل فتعطي الأرض ١/٢٠٠٠.٠٠٠.٠٠٠من قوة الأشعة التي تخرج من الشمس، هذا الجزء البسيط من أشعة الشمس يصل إلى الأرض فيسخنها ويمدها بالضوء١.
العوامل التي تتحكم في توزيع أشعة الشمس على سطح الأرض:
تتوقف كمية الإشعاع الذي يصل إلى الأرض على عاملين:
١- تركيز أشعة الشمس أو الزاوية التي تصل بها أشعة الشمس إلى الأرض.
٢- طول المدة التي تستمر فيها الشمس فوق الأفق. فنلاحظ أن شعاعًا يصل إلى الأرض في زاوية مائلة تكون قوته أقل من شعاع يصل عموديًا على

١ H.C. Willett & F. Sandres،Descrptive Meteorology" New York ١٩٥٩ PP ٣٨- ٨١


الأرض؛ لأن الشعاع المائل يخترق مسافة أطول في الفضاء فيفقد جزءًا أكبر من قوته، بينما الشعاع العمودي الذي يخترق مسافة أقصر يفقد جزءًا أقل، كما أن الشعاع المائل يتوزع على مساحة أكبر من سطح الأرض فيقل تركيزه في حين أن الشعاع العمودي يتركز في مساحة أصغر فتزداد قوته "شكل٦".
أما العامل الثاني فهو لا يحتاج إلى شرح حيث إن أشعة الشمس إذا دامت مدة أطول-ويقصد بذلك طول النهار- كانت كمية الحرارة التي تكتسبها الأرض أكثر مما لو كان النهار قصيرًا. من هذا نستنتج أن خطوط العرض الواحدة عادة تكتسب كمية واحدة من الحرارة، وأنه باختلاف خطوط العرض تختلف درجات الحرارة "إذا تساوت الظروف الأخرى التي تؤثر في حرارة الإقليم".
ولما كانت أشعة الشمس تقع عمودية على خط الاستواء أثناء الاعتدالين وهما الربيع والخريف فإن كمية الأشعة التي تصيب نصف الكرة الشمالي تساوي


الكمية التي تصيب النصف الجنوبي خلال هذين الفصلين. أما في الصيف الشمالي "من ٢٢ يونية إلى ٢٢ سبتمبر" فإن أشعة الشمس تكون عمودية على مدار السرطان، ومائلة على مدار الجدي؛ فيكتسب نصف الكرة الشمالي كمية أكبر من أشعة الشمس والعكس في الصيف الجنوبي "من٢٢ ديسمبر إلى ٢١ مارس" حيث يكتسب نصف الكرة الجنوبي كمية أكبر من أشعة الشمس خلال ذلك الفصل، ويضاف إلى ذلك بالطبع طول النهار أثناء فصل الصيف وقصره أثناء فصل الشتاء.
"شكل ٧"
أثر الهواء على الإشعاع الشمسي:
تتأثر أشعة الشمس المخترقة للهواء في طريقها إلى سطح الأرض بالمحيط الهوائي الذي تمر فيه، وأهم أثر في هذا القبيل هو تقليل قوة تلك الأشعة، ويتوقف تأثير الهواء على أشعة الشمس على عدة عوامل منها: كمية السحب، وكمية الغبار الموجودة في الهواء. والأشعة المخترقة للهواء يضيع جزء منها بالتبدد Scattering، وجزء آخر بالانعكاس إلى طبقات الجو العليا Reflection، وجزء ثالث بالامتصاص Absorption. ويقدر أن ٣٥% من جملة الأشعة المرسلة من الشمس نحو الأرض تضيع بواسطة التبدد والانعكاس ولا تستخدم في تسخين الأرض و ١٤% تمتص بواسطة الهواء،


ولا يصل إلى الأرض سوى ٥١% المتبقية وإن كانت ١٤% التي يمتصها الهواء تصل إلى الأرض بطريق غير مباشر فيما بعد عن طريق تسخين الهواء لسطح الأرض.
"شكل ٨"
توزيع الإشعاع الشمسي على سطح الأرض:
أشعة الشمس تكون قوية عند خط الاستواء ثم تقل نحو الشمال والجنوب ويسود هذا الوضع خاصة أثناء الاعتدالين، ولكن مركز الحرارة القصوى ينتقل إلى نصف الكرة الشمالي أثناء الصيف الشمالي ونحو النصف الجنوبي في فصل الصيف الجنوبي، وذلك مع حركة الشمس الظاهرية.
ويمكن تمييز ثلاثة نطاقات حرارية عامة هي:
١- العروض السفلى.
٢- العروض المتوسطة.
٣- العروض العليا.


ففي العروض السفلى أو المدارية، وهي العروض المحصورة بين المدارين نجد الحرارة مرتفعة معظم الوقت واختلافها طفيف من موسم لآخر، أما العروض المتوسطة فبها فصل حرارة قصوى واحد ترتفع فيه الحرارة ارتفاعًا شديدًا، وفي العروض العليا والقطبية نجد أن فصل الحرارة القصوى قصير وحرارته ليست شديدة الارتفاع وفي الفصل الآخر لا تصلها أشعة تذكر، وتنخفض درجات الحرارة انخفاضًا كبيرًا في تلك العروض.
الاختلاف بين اليابس والماء في درجة اكتساب الأشعة وفقدانها:
وهناك اختلاف بين اليابس والماء فيما يتعلق بدرجات اكتساب الأشعة حتى إذا تساوت كمية الإشعاع الشمسي الساقطة على كليهما. كذلك يفقد اليابس حرارته أسرع من فقدان الماء لها.
والسبب الأساسي لهذا الاختلاف هو الطبيعة السائلة التي تميز الماء فتعمد الأمواج، والتيارات المائية، وحركات المد والجزر إلى توزيع الحرارة على سطوح أكبر من الماء وعدم حفظها في جزء محدود كما هو الحال في اليابس، كذلك تستطيع أشعة الشمس أن تتغلغل في الماء أسرع بسبب شفافية الماء، ويؤدي هذا أيضًا إلى توزيع أشعة الشمس في طبقة كبيرة من الماء بينما تتركز في طبقة رقيقة في حالة اليابس.
ومن المعروف أن الجسم الذي يكتسب الحرارة بسرعة يفقدها أيضًا بسرعة لذلك ترتفع حرارة اليابس بسرعة أثناء إرسال الشمس لأشعتها وتنخفض بسرعة أثناء الليل والشتاء بعكس الماء الذي يكتسب حرارته ببطء ويفقدها ببطء.
وتتميز المناطق القارية البعيدة عن البحار بالتباين الكبير بين حرارة الليل والنهار وبين حرارة الصيف والشتاء، بينما تتميز السطوح المائية وبالتالي المناطق الساحلية بعدم الارتفاع الكبير في الحرارة أثناء النهار والصيف وعدم انخفاضها انخفاضًا كبيرًا أثناء الليل والشتاء.


مصادر تسخين الهواء:
أولا: الامتصاص المباشر لأشعة الشمس المخترقة للهواء في طريقها من الشمس إلى الأرض وذلك في صورة موجات قصيرة كما ذكرنا سابقًا:
ثانيًا: عن طريق الإشعاع الأرضي Terrestrial Radiation إذ الواقع أن الغلاف الجوي يستمد حرارته من الأرض وليس من الشمس مباشرة، وتقوم الأرض باكتساب جزء كبير من الإشعاع الشمسي المرسل إليها ثم تعكسه لتسخن به الهواء. ويختلف الإشعاع الأرضي تبعًا لنوع الغطاء الذي يغطي سطح الأرض، فالجليد أكثر قدرة على عكس الأشعة من الصخور والغطاء النباتي، كذلك يتم الإشعاع الأرضي بسرعة أكبر إذا كانت السماء صافية خالية من السحب والغبار؛ لذلك كانت ليالي الشتاء الطويلة الخالية من السحب قارصة البرودة.
كيف يتم تسخين طبقات الهواء:
١- بطريق التلامس Conduction إذ أنه إذا تلامس جسمان أحدهما أكثر حرارة من الآخر فإن الحرارة تنتقل من الجسم الأكثر حرارة إلى الجسم الأقل حرارة.
ب- بطريق التصاعد Convection وذلك بتصاعد هواء ساخن من طبقات هوائية إلى أخرى وهو يختلف عن التلامس في أنه في حالة التصاعد يتحرك الهواء نفسه من مكان لآخر في حركة تصاعدية فيسخن الطبقات التي يصل إليها، بينما في حالة التلامس تنتقل الحرارة من جسم لآخر ولا يشترط حركة الجسم نفسه.
جـ- عن طريق الحرارة الكامنة عند التكاثف Latent heat of condensation ونعلم أن بخار الماء لكي يتبخر يحتاج إلى حرارة، وعندما يتم تحول الماء إلى بخار تكمن تلك الحرارة في ذرات البخار، فإذا ما تم التكاثف فإنه يتم أيضًا الإفراج عن تلك الحرارة الكامنة التي تستخدم في تسخين طبقات الهواء التي تمت فيها عملية التكاثف "انظر التفاصيل في شكل ٩".


"شكل ٩"
التغير اليومي والفصلي للحرارة Daily & annual marsh of temperature يعتمد التوزيع الحراري في الشهر أو الفصل أو السنة على متوسط الحرارة اليومي، وهذا المتوسط الحراري اليومي يرتبط بالتوازن بين كمية أشعة الشمس الواردة إلى الأرض وكمية الإشعاع الصادرة منها، فمنذ شروق الشمس حتى الساعة الثانية أو الثالثة بعد الظهر تكون كمية الأشعة القادمة للأرض أكثر من الكمية الصادرة
"شكل١٠"


وبالتالي ترتفع درجة الحرارة نتيجة لذلك، ولكن بعد الساعة الثالثة بعد الظهر وحتى شروق الشمس في اليوم التالي تكون كمية الأشعة القادمة أقل من كمية الأشعة الصادرة، وتبدأ الأرض في فقدان حرارتها بسرعة وبذلك تنخفض الحرارة وتصل إلى حدها الأدنى قبل شروق الشمس بوقت قصير "شكل ١٠".
أما التغير السنوي للحرارة Annual marsh of temperature فهو صورة مكبرة من التغير اليومي للحرارة، ففي الصيف ترتفع درجات الحرارة وفي الشتاء تنخفض درجات الحرارة؛ بسبب اختلاف طول الليل والنهار واختلاف الزاوية التي تصل بها أشعة الشمس إلى الأرض من فصل لآخر عما ذكرنا سابقًا "شكل ١١".
التوزيع العمودي للحرارة في الهواء:
انخفاض الحرارة مع الارتفاع:
ثبت من عدة أرصاد جوية أن درجات الحرارة تنخفض مع الارتفاع، وقد أجريت تلك الأرصاد في مناطق جبلية


وبواسطة البالونات وفي الطائرات تحت ظروف عادية، غير أن انخفاض درجة الحرارة مع الارتفاع ليس ثابتًا باستمرار ولكنه يختلف من وقت لآخر ومن مكان لآخر، ويبلغ انخفاض الحرارة مع الارتفاع في المتوسط حوالي ١ درجة م لكل ١٥٠ مترًا. "وتسمى هذه القيمة Lapse rate"
ويدل انخفاض درجة الحرارة مع الارتفاع على أن سطح الأرض هو مصدر الحرارة التي تسخن الهواء، وأن أشعة الشمس ولو أنها تسخن طبقات الهواء العليا بطريق مباشر أثناء مرورها خلالها في طريقها إلى سطح الأرض إلا أن مقدرة الهواء في الطبقات العليا على امتصاص أشعة الشمس ضعيفة، وبالعكس نجد أن الطبقات السفلى من الهواء بسبب كثرة الغبار وزيادة نسبة بخار الماء فيها تستطيع أن تمتص كمية أكبر من أشعة الشمس.
غير أن هناك حالة خاصة نجد فيها أن درجات الحرارة تزداد مع الارتفاع عن سطح الأرض.
ارتفاع الحرارة مع الارتفاع عن سطح الأرض Temperature inversion:
وهو تعبير للدلالة على عدم انخفاض درجات الحرارة بالارتفاع، وقد تحدث هذه الحالة بالقرب من سطح الأرض أو تحدث في طبقات الجو العليا، ومن أنواع الانقلاب الرأسي في توزيع الحرارة ما يحدث بالقرب من سطح الأرض أثناء الليل إذ المعروف أن الأرض جسم جيد الإشعاع يفقد الحرارة بسرعة، وعندما يحدث هذا أثناء الليل يصبح سطح الأرض باردًا ويقوم بدوره بتبريد طبقات الهواء الملاصقة لسطح الأرض، وتنتشر هذه الظاهرة على وجه الخصوص في فصل الشتاء ويساعد على حدوثها طول الليل وصفاء السماء وهدوء حركة الهواء، ويساعد ذلك على استمرار عملية فقدان الحرارة في جزء معين من الهواء، وقد لوحظ في برج إيفل في مدينة باريس أن هناك تزايدًا في درجة الحرارة مع الارتفاع على مدار السنة وذلك فيما بين منتصف الليل والساعة الرابعة صباحًا. كما أنه في المناطق التي يغطيها الجليد تحدث تلك الظاهرة بوضوح إذ المعروف أن الجليد


موصل رديء للحرارة ومن المعروف أيضًا أن سطح الجليد يعكس أشعة الشمس بدرجة كبيرة ويساعد هذا على انخفاض درجة حرارة السطوح الجليدية في شمال أوراسيا وأمريكا الشمالية، وهذا بالطبع عامل مساعد للعوامل الأخرى التي تعمل على خفض درجات الحرارة في تلك العروض.
وفي المناطق ذات السطح المتباين حيث توجد مرتفعات وفيما بينها أودية أو أحواض منخفضة يلاحظ أنه عندما يبرد الهواء الذي يوجد فوق المرتفعات فإن كثافته تزداد فيضطر إلى الانزلاق إلى أسفل والتراكم في الأجزاء المنخفضة وتسمى هذه الظاهرة Air draiage، ولذلك نجد أنه في مثل هذه الجهات يحدث الصقيع في فصل الخريف أول ما يحدث في الأجزاء المنخفضة، كذلك آخر وقت لحدوث الصقيع في فصل الربيع يكون في الأجزاء المنخفضة أيضًا، ومن نتائج ذلك أن زراع الموالح "وهي من المحاصيل الحساسة ضد البرودة" في ولاية كاليفورنيا بالولايات المتحدة يختارون الأجزاء المرتفعة لزراعة أشجار الموالح ويتجنبون الأجزاء المنخفضة السهلية التي تزرع عادة خضروات أو حبوبًا، كما أن فنادق الاستشفاء في سويسرا توجد على سفوح المرتفعات وليس في بطون الأودية، ومزارع البن في البرازيل تسود على سفوح المرتفعات وتتجنب حوض الأمزون أو الأودية المنخفضة.


الصقيع: Frost يعرف الصقيع بأنه تلك الحالة التي يتكون فيها ذلك الجسم الأبيض المتكثف في حالة صلبة Hoafrost أو قد يطلق على درجات الحرارة إذا انخفضت تحت الصفر المئوي "٣٢ف" حتى ولو لم يوجد الصقيع الأبيض، ويهتم الزراع بمعرفة مواعيد حدوث الصقيع ومدة بقائه ودرجة شدته، وقد جرت العادة أن تعتبر الفترة بين حدوث آخر صقيع في الربيع وأول صقيع في الخريف فترة النمو Growing season على أساس أن الصقيع قد لا يوجد، ورغم هذا لا يوجد نمو. وخطر الصقيع محدود أو معدوم في العروض المدارية، أما في العروض المعتدلة فإن خطر الصقيع ومواعيد حدوثه تعتبر من الأهمية بمكان.
توزيع الحرارة في العالم:
خطوط الحرارة المتساوية: وهي عبارة عن الخطوط التي تصل بين جهات ذات درجات حرارة واحدة، وتعمل هذه الخرائط لفترات زمنية مختلفة قد تكون ليوم واحد أو لشهر أو للمتوسط السنوي، وعادة تعدل درجات الحرارة في المحطات المختلفة لمستوى سطح البحر؛ وذلك لتلافي طغيان أثر عامل التضاريس على العوامل الأخرى في التأثير على درجة حرارة المكان. غير أنه في الدراسات التفصيلية للحرارة يمكن رسم خرائط الحرارة المتساوية على أساس درجات الحرارة الفعلية دون تعديلها لمستوى سطح البحر، وتساعد خرائط الحرارة المتساوية على إعطاء صورة واضحة وسريعة عن توزيع الحرارة في العالم، غير أن تلك الخرائط الحرارية العامة المعدلة لسطح البحر ليست مفيدة في الدراسات التطبيقية بدراسة علاقة الحرارة بالزراعة أو الصناعة أو غيرهما.
الصفات العامة للتوزيع السنوي للحرارة في العالم: إذا نظرنا إلى خرائط خطوط الحرارة المتساوية نجد أن خطوط الحرارة تتجه عامة وبصورة إجمالية من الغرب إلى الشرق مع خطوط العرض، وهذا بالطبع مظهر متوقع حيث إن العامل الرئيسي الذي يؤثر في التوزيعات الحرارية هو خط العرض. وكل


المناطق التي تقع على خط عرض واحد تنال نفس القدر من أشعة الشمس إذا استثنينا بعض العوامل المحلية التي تغير من هذه الصورة العامة.
وتوجد أعلى درجات حرارة في العروض الاستوائية والمدارية حيث يزداد الإشعاع الشمسي؛ بينما أقل درجات حرارة نجدها عند القطبين حيث لا يقل الإشعاع الشمسي إلى أقصى حد، ونلاحظ أنه في نطاق يمتد بين خط الاستواء وخط عرض ٢٠ درجة أو ٢٥ درجة شمالًا وجنوبًا تتباين درجات الحرارة في الاتجاه من الشمال إلى الجنوب تباينًا طفيفًا وأن هناك تجانسًا في درجات الحرارة في هذه العروض، وفيما وراء خطي عرض ٢٥ درجة شمالًا وجنوبًا متجهين نحو القطبين تبدأ درجات الحرارة في الانخفاض السريع.
وبمقارنة نصف الكرة الشمالي بنصف الكرة الجنوبي يتضح لنا أن خطوط الحرارة المتساوية السنوية أكثر استقامة، وأقل تعرجًا في نصف الكرة الجنوبي عنها في النصف الشمالي، ويرجع ذلك إلى أن مظاهر السطح في نصف الكرة الجنوبي أكثر تجانسًا منها في النصف الشمالي، كما أن نصف الكرة الجنوبي تقل به المساحات اليابسة وتزداد المساحات المائية، ومن المعروف أن الانتقال من الماء إلى اليابس أو العكس يؤدي إلى اختلافات في درجات الحرارة نلاحظها في مناطق السواحل، كما أن أثر التيارات البحرية يبدو واضحًا بجوار سواحل القارات، فهناك التيارات البحرية الباردة بمحاذاة سواحل بيرو وشمال شيلي في أمريكا الجنوبية، وكاليفورنيا في أمريكا الشمالية، وساحل جنوب غرب إفريقية وتؤدي هذه التيارات إلى انثناء خطوط الحرارة المتساوية نحو خط الاستواء، ومن ناحية أخرى نجد أن التيارات البحرية الدفيئة في العروض العليا تؤدي إلى انثناء خطوط الحرارة المتساوية نحو القطبين، وهذه الحالة نلاحظها على ساحل أوربا الغربي والشمالي الغربي بسبب تيار المحيط الأطلسي الشمالي الدافئ وعلى السواحل الشرقية للولايات المتحدة، وكندا بسبب مرور تيار الخليج الدافئ وعلى السواحل الشرقية لآسيا بسبب مرور تيار كيروسيفو الدافئ.
الاختلافات الفصلية في خطوط الحرارة المتساوية: إذا قارنا خريطة خطوط الحرارة المتساوية في يناير ويونية نلاحظ ما يأتي:


١- أن خطوط الحرارة المتساوية تتحرك نحو الجنوب في يناير، ونحو الشمال في يولية وذلك تبعًا لحركة الشمس الظاهرية.
٢- الانتقال الفصلي لخطوط الحرارة المتساوية نحو الجنوب والشمال أكثر وضوحًا فوق القارات عنه فوق المحيطات.
٣- أعلى درجات حرارة في الصيف وأقل درجات حرارة الشتاء توجد فوق الكتل القارية الكبرى مثل أوراسيا وأمريكا الشمالية والأولى على وجه الخصوص.
٤- في نصف الكرة الشمالي نجد أن خطوط الحرارة المتساوية في يناير تنحني فجأة نحو خط الاستواء فوق القارات الباردة، ونحو القطب فوق المحيطات الأكثر دفئًا، بينما في يولية نجد أن العكس صحيح "الشكل ١٣".
٥- لا نجد في نصف الكرة الجنوبي ذلك التباين بين اليابس والماء بسبب سيادة المسطحات المائية كما ذكرنا من قبل.
٦- أقل درجات حرارة في يناير في العالم توجد في شمال شرقي آسيا وهو ذلك الجزء الذي يسمى قطب البرودة وتليها جرينلند وشمال أمريكا الشمالية.
٧- التغير في درجات الحرارة مع خطوط العرض أكثر وضوحًا في يناير منه في يوليو وخاصة في نصف الكرة الشمالي حيث نلاحظ تقارب خطوط الحرارة المتساوية من بعضها البعض في ذلك الفصل "شكل ١٤".
المدى الحراري السنوي:
يقصد بالمدى الحراري السنوي Mean annual range الفرق بين أعلى درجة حرارة وأقل درجة حرارة أثناء السنة ويلاحظ أن خطوط المدى الحراري السنوي -هي الأخرى- تأخذ اتجاهًا عامًا من الشرق إلى الغرب


مع خطوط العرض، ويتضاءل المدى الحراري السنوي عند خط الاستواء إذ يصل إلى أقل من خمس درجات مئوية، ثم يأخذ هذا المدى في الازدياد التدريجي كلما اتجهنا شمالًا أو جنوبًا نحو القطبين. غير أن الزيادة في نصف الكرة الشمالي أسرع منها في نصف الكرة الجنوبي؛ ذلك لأن النصف الجنوبي يغلب عليه توزيع الماء، والمعروف أن الفروقات الفصلية في الحرارة تقل فوق المسطحات المائية الواسعة عنها فوق اليابس "شكل ١٥".
ويزداد المدى الحراري السنوي فوق الكتل اليابسة الكبيرة ذات المناخ القاري الحاد حيث ترتفع درجات الحرارة في الصيف وتنخفض في الشتاء، ومن أمثلة ذلك: الصحراء الكبرى في إفريقية ووسط قارة آسيا وأمريكا الشمالية، ونلاحظ أن زيادة المدى الحراري السنوي في الجهات الواقعة في العروض العليا ترجع أساسًا إلى شدة انخفاض حرارة الشتاء، بينما في العروض السفلى ترجع إلى شدة ارتفاع حرارة الصيف. ويصل المدى الحراري السنوي في شمال آسيا إلى حوالي ٦٥ درجة م، وفي شمال أمريكا الشمالية إلى ٤٥ درجة م، بينما يصل في العروض المدارية في إفريقيا واستراليا وأمريكا الجنوبية في داخل القارات إلى حوالي ١٧م تقريبًا.
الإنسان والحرارة:
هنا ما يسمى بالحرارة المحسوسة Sensible Temperature
ويقصد بها درجة الحرارة التي يحس بها الإنسان بصرف النظر عن درجة الحرارة التي يقيسها الترمومتر، وبعكس ترمومتر الحرارة نجد أن جسم الإنسان عبارة عن جهاز له حرارته الداخلية التي يقوم بتوليدها وتظل تلك الحرارة ثابتة في كل الأوقات تحت الظروف العادية؛ لذلك فإن أي عامل يؤدي إلى فقدان حرارة الجسم يؤدي بدوره إلى الإخلال بذلك التوازن الحراري لجسم الإنسان، ونسلم بالطبع بأن الاختلاف في حرارة الهواء هو المصدر الأساسي لذلك الإحساس غير أن هناك عوامل أخرى مثل الرياح والرطوبة وأشعة الشمس كلها عوامل تؤثر في مدى شعور الإنسان بحرارة الجو، فيوم رطب حار أقسى على جسم الإنسان


من آخر حار جاف حتى لو تساوت درجات الحرارة؛ ذلك لأن فقدان العرق بالتبخر في اليوم الجاف يكون أسرع منه في اليوم الرطب، وفقدان العرق بالتبخر يستنفد جزءًا من حرارة الجسم، كذلك حركة الهواء بسرعة تجعل الإنسان يشعر بالبرودة؛ ذلك لأن الجسم يفقد حرارته بسرعة، فالهواء الملامس لجسم الإنسان إذا ارتفعت حرارته بملامسة الجسم تحرك وحل محله هواء بارد. لكل هذه العوامل يعتبر البعض جسم الإنسان ترمومتر غير دقيق لا يصلح لقياس حرارة الهواء١.

G. T.Trewartha،An introduction to Climate New York, ١٩٥٤ p.٤٠.


الفصل الثاني: الضغط الجوي والرياح
الضغط الجوي ليس له أثر مباشر على نواحي البيئة الطبيعية أو البشرية كما هو الحال في حالة الحرارة والمطر، غير أن له أهمية كبيرة في أثره على حركة الرياح وبالتالي على الأمطار.
قياس الضغط الجوي: من المعروف أن الضغط الجوي عبارة عن القوة الناتجة عن ضغط الهواء أو ثقله، وهذا الثقل يتغير من وقت لآخر غير أن الإنسان لا يشعر كثيرًا بهذا التغير في الضغط كما يشعر بتغيرات الحرارة مثلًا.
وتستخدم عدة أجهزة في قياس الضغط الجوي وأهمها:
البارومتر الزئبقي: الفكرة الأساسية في عمل هذا البارومتر هو عبارة عن: أنبوبة زجاجية طولها حوالي ثلاثة أقدام تملأ بالزئبق ثم تقلب وتوضع فتحتها في إناء مملوء بالزئبق، وبذلك يتدفق الزئبق من الأنبوبة في الإناء ويصبح ارتفاع الزئبق في الأنبوبة معبرًا عن قوة الأنبوبة وإذا قل الضغط انخفض الزئبق "شكل ١٦" وهذا الجهاز البسيط اخترعه تورشلي Torricelli في عام ١٦٤٢، ومعظم الأجهزة التي تستخدم حاليًا لقياس الضغط الجوي ليست إلا تحسينات شكلية على هذا الجهاز "شكل ١٧".
بارومتر أنرويد Aneroid: وهو من الأجهزة الشائعة لقياس الضغط ويتكون من صندوق معدني قابل للتمدد والانكماش، وهذا الصندوق مفرغ من الهواء ويتأثر هذا الصندوق بتغيرات الضغط الجوي، وتتصل التحركات الناتجة عن ذلك بمؤشر يدور على دائرة مقسمة حسب المقياس المستخدم "شكل ١٨"، غير أن


بارومتر أنرويد ليس دقيقًا مثل البارومتر الزئبقي، ولكنه سهل الاستعمال، ويمكن نقله من مكان لآخر بسهولة.
الباروجراف: وهو عبارة عن بارومتر أنرويد في تصميمه؛ غير أنه يسجل الضغط الجوي أثناء دورانه، وهو شبيه في هذا بالترموجراف "شكل١٩".
١- الرقائق المعدنية التي تتأثر بالضغط الجوي.
٢- الرافعة المتصلة بالرقائق.
٣- الذراع.
٤- الأسطوانة الدوارة التي يرسم عليها منحنى الضغط.
وحدات الضغط الجوي: من المعروف أن عمودًا من الهواء في مساحة قدرها بوصة مربعة ويمتد من سطح الأرض إلى قمة الغلاف الغازي يبلغ وزنه ١٤.٧رطل، وهذا الوزن يساوي وزن عمود من الزئبق طوله ٢٩.٩ بوصة أو ٧٦٠ملليمترًا، ويقاس الضغط الجوي أحيانًا بوحدات يشار لها بالملليبار٠.١ بوصة من الزئبق تساوي ٣.٤ ملليبار تقريبًا".


ويعتبر متوسط الضغط الجوي عند سطح البحر ٢٩.٩٢ بوصة أو ٧٦٠ ملليمتر أو ١٠١٣.٢ ملليبار.
الاختلافات في الضغط الجوي ومصدرها: يختلف الضغط الجوي من مكان لآخر ومن وقت لآخر، فنجد على سبيل المثال في خرائط الضغط الخاصة بالعالم مناطق واضحة للضغط المرتفع وأخرى للضغط المنخفض، كذلك إذا نظرنا إلى الخريطة الجوية اليومية للجمهورية العربية المتحدة أثناء فصل الشتاء نجد أنه في بعض الأحيان توجد انخفاضات جوية تمر إلى الشمال من ساحل مصر الشمالي من الغرب إلى الشرق، ويؤدي مرورها إلى حدوث تقلبات هامة في الأحوال الجوية في المنطقة.
وهناك نوعان من نظم الضغط الجوي، أولهما: مناطق ضغط مرتفع تسمى بأضداد الأعاصير أو الارتفاعات، وثانيهما: مناطق ضغط منخفض تسمى بالأعاصير أو الانخفاضات. ومناطق الضغط المرتفع والمنخفض بعضها نتيجة لظروف حرارية Thermal وبعضها لظروف ديناميكية Dynamic وبعضها نتيجة للاثنين معًا. وما دمنا نعرف أن كثافة الهواء ووزنه يتأثران بالحرارة السائدة فإنه من المتوقع أن أي اختلافات في الحرارة سوف تؤدي إلى اختلافات في الضغط الجوي، فالهواء إذا زادت حرارته فإنه يتمدد وإذا برد فإنه ينكمش؛ لذلك فعمود من الهواء الساخن الخفيف يزن أقل من عمود آخر من الهواء البارد الثقيل. ووجود الهواء الساخن الخفيف منخفض الضغط والهواء البارد الثقيل مرتفع الضغط يؤدي بدوره إلى حركة أفقية في الهواء من الضغط المرتفع إلى الضغط المنخفض. غير أنه ليس من المحتم أن تكون مناطق الدفء ذات ضغط منخفض دائمًا، ومناطق البرودة ذات ضغط مرتفع مستمر.
ومن أمثلة مناطق الضغط التي تنتج عن أثر حراري منطقة الضغط المنخفض التي توجد فوق وسط آسيا في فصل الصيف ومنطقة الضغط المرتفع التي توجد فوقها في الشتاء، ومن أمثلة مناطق الضغط الناتجة عن أثر ديناميكي مناطق الضغط المرتفع التي توجد حول خطي عرض ٣٠ شمالًا وجنوبًا حيث تفترق الرياح فيتجه بعضها نحو خط الاستواء وهي التجاريات، والأخرى نحو الدائرتين القطبيتين وهي الرياح الغربية العكسية أو الغربيات، ويؤدي هذا الافتراق للرياح Divergence إلى وجود تيارات هوائية هابطة تعمل على زيادة ثقل الهواء ومن


ثم ارتفاع الضغط؛ ولا يفوتنا أن هذا العامل الديناميكي يفوق العامل الحراري في التأثير على الضغط الجوي إذ إن هذه العروض تتميز بالحرارة المرتفعة نسبيًا.
التوزيع العمودي للضغط الجوي:
حيث إن الهواء له وزن فإنه من الواضح أن يقل وزن الهواء أو ضغطه بالارتفاع، فالطبقات السفلى من الهواء هي أكثرها ضغطًا، وينخفض الضغط الجوي بمعدل بوصة واحدة أو ٣٤ ملليبار لكل ١٠ قدم. ويتأثر الجسم البشري بالضغط المنخفض إذا انخفض انخفاضًا شديدًا فيصاب الإنسان بأعراض منها الإغماء وإدماء الأنف وغير ذلك. وفيما يلي جدول يوضح متوسط انخفاض الضغط بالارتفاع:
الارتفاع بالقدم الضغط الجوي بالبوصة
١٨.٠٠٠ ٤١,٩٤
١٧.٠٠٠ ١٥,٥٦
١٦.٠٠٠ ١٦,٢١
١٥.٠٠٠ ١٦,٨٨
١٤.٠٠٠ ١٧,٥٧
١٣.٠٠٠ ١٨,٢٩
١٢.٠٠٠ ١٩,٠٣
١١.٠٠٠ ١٩,٧٩
١٠.٠٠٠ ٢٠,٥٨
٩.٠٠٠ ٢١,٣٨
٨.٠٠٠ ٢٢,٢٢
٧.٠٠٠ ٢٣،٠٩
٦.٠٠٠ ٢٣,٩٨


الارتفاع بالقدم الضغط الجوي بالبوصة
٥.٠٠٠ ٢٤.٨٩
٤.٠٠٠ ٢٥.٨٤
٣.٠٠٠ ٢٦.٨١
٢.٠٠٠ ٢٧.٨٢
١.٠٠٠ ٢٨.٨٦
سطح البحر ٢٩.٩٢
التوزيع الأفقي للضغط الجوي:
يمثل توزيع الضغط الجوي في الخرائط بواسطة خطوط الضغط المتساوي lsobars وهي خطوط تصل بين الأجزاء المتساوية الضغط على ارتفاع واحد؛ حيث إن قيمة الضغط الجوي تعدل لمستوى سطح البحر كما هو الحال في خطوط الحرارة المتساوية وتوجد خرائط للضغط الجوي لتعطي صورة لتوزيع الضغط على ارتفاع ١٠.٠٠٠قدم أو ١٨.٠٠٠ قدم فوق سطح البحر، ولهذه الخرائط أهمية كبيرة في الدراسات المتعلقة بالرياح والسحب والأمطار.
وحيث تتقارب خطوط الضغط المتساوي من بعضها فإن هذا يعتبر دليلًا على أن الضغط الجوي عميق وأن الرياح الناتجة قوية شديدة السرعة والعكس صحيح.
ومن دراسة خرائط توزيع الضغط الجوي يتضح لنا ما يأتي:
١- أن هناك نطاقات للضغط الجوي تمتد من الغرب إلى الشرق مع خطوط العرض ولكن هذه النطاقات تكون أحيانًا متصلة فوق اليابس والماء وأحيانًا تنفصل، ومن الملاحظ أن توزيع مناطق الضغط أكثر تجانسًا في نصف الكرة الجنوبي عنه في نصف الكرة الشمالي.


٢- تنتقل مناطق الضغط المرتفع والمنخفض نحو الشمال ونحو الجنوب تبعًا لحركة الشمس الظاهرية كما لاحظنا سابقًا بالنسبة لخطوط الحرارة المتساوية.
٣- مناطق الضغط المرتفع في العروض الوسطى تكون قوية في الأجزاء الشرقية من المحيطات وضعيفة في الأجزاء الغربية منها، ويرجع ذلك إلى أنه في الأجزاء الشرقية من المحيطات تكون الرياح متجهة من مناطق أبرد إلى مناطق أكثر دفئًا ويكون هواؤها ثقيلًا فيهبط في الأجزاء الشرقية وبذلك يرتفع الضغط، أما على الجانب الغربي لمناطق الضغط المرتفع؛ فإن الهواء يكون قادمًا من العروض الاستوائية وحرارته مرتفعة فيميل إلى الصعود إلى أعلى، وبذلك يساعد على انخفاض الضغط في هذا الجزء، يضاف إلى ذلك أن الأجزاء الشرقية من المحيطات في هذه العروض تتميز بمرور تيارات بحرية باردة تعمل على خفض حرارة الهواء وزيادة وزنه وبالتالي ارتفاع ضغطه، ومن أمثلة ذلك تيار كناريا البارد في الجزء الشرقي من المحيط الأطلسي الشمالي، أما السواحل الغربية للمحيطات في هذه العروض فتمر بها تيارات بحرية دفيئة تعمل على زيادة حرارة الهواء الموجود في المنطقة، وتمدده وبالتالي انخفاض ضغطه، ومثال ذلك تيار الخليج الدافئ على السواحل الشرقية للولايات المتحدة.
٤- مناطق الضغط المرتفع فوق القارات تتحول إلى مناطق للضغط المنخفض أثناء فصل الصيف بسبب ارتفاع الحرارة فوق اليابس في ذلك الفصل.
٥- الضغط المنخفض حول الدائرة القطبية الجنوبية يكون نطاقًا متصلًا "شكل ٢٠" بينما نصف الكرة الشمالي نجد هذا النطاق متقطعًا في عدة مراكز تقوي أو تضعف تبعًا للفصول، ففي يناير نجد مركزين واضحين للضغط المنخفض: أحدهما فوق المحيط الهادي الشمالي "الانخفاض الألوشي" والآخر فوق المحيط الأطلسي الشمالي "الانخفاض الأيسلندي" ولكن هذين الانخفاضين يضعفان في يوليه إلى درجة كبيرة.


٦- في يناير تتكون منطقة قوية للضغط المرتفع فوق وسط آسيا وأخرى أقل قوة فوق وسط أمريكا الشمالية "شكل ٢١".
ونلاحظ أنه مع زيادة الارتفاع عن سطح البحر تبدأ مناطق الضغط التي توجد بالقرب من السطح في الضعف والتغير بحيث نجد على ارتفاع حوالي ١٠.٠٠
"شكل ٢٠"
قدم أن الضغط يصبح مرتفعا عند خط الاستواء ويأخذ الضغط في الانخفاض نحو القطبين وهذا ما يؤدي إلى وجود تيارات هوائية عليا تتجه بصفة عامة من منطقة خط الاستواء نحو القطبين.


الرياح:
قياس اتجاه الرياح:
يستخدم في قياس اتجاه الرياح جهاز يسمى دوارة الرياح Wind Vane "شكل ٢٣" وتسمى الرياح باسم الجهة التي تهب منها: أي الاتجاه الذي يشير إليه سهم دوارة الرياح: أي أن اتجاه الرياح يكون شرقيًا إذا هبت الرياح من الشرق. ويبلغ طول دوارة الرياح عادة ٣٠ بوصة وتركب على قوائم ويكون لها ذيل من جزأين، كل جزء عرضه ٨ بوصات وطوله ١٢بوصة، والزاوية المحصورة بينهما ٢٢ درجة وهناك جهاز يسمى إيروفين Veroane يعطي تسجيلًا مستمرًا لاتجاه الرياح.
قياس سرعة الرياح:
ويستخدم في قياس سرعة الرياح جهاز يسمى
"شكل ٢٣" دوارة الرياح


أنيموميتر Anemometer وأشهرها أنيوميتر روبنسون وهو عبارة عن عمود مثبت فيه عدد من أنصاف الدوائر المعدنية، ويتصل العمود بعداد، وعندما تدور الأجزاء المعدنية بفعل الرياح يسجل العداد قراءات يمكن ملاحظتها في فترة محددة من الزمن ثم تحسب سرعة الرياح على أساسها "شكل ٢٤".
وهناك جهاز حديث يعطي سرعة الرياح ويسمى أنيموسكوب Anemoclpe والعوامل التي تؤثر في حركة الرياح هي:
الضغط الجوي واختلافاته: السبب الأساسي في هبوب الرياح هو الاختلاف في الضغط الجوي من مكان لآخر وبذلك يكون هبوب الرياح عبارة عن محاولة من الطبيعة لإيجاد حالة من التوازن ويدل اتجاه خط الضغط المتساوي على اتجاه الرياح إذ تهب الرياح عادة شبه موازية لخطوط الضغط إلا في حالات خاصة.
"شكل ٢٤" الأنيموميتر


انحراف الرياح بسبب دوران الأرض حول نفسها: لو أن الأرض كانت ثابتة لوجدنا أن الرياح تهب مباشرة وفي خط مستقيم من الضغط المرتفع إلى الضغط المنخفض، غير أنه بسبب دوران الأرض فإن الرياح في هبوبها يصيبها انحراف عن الاتجاه المباشر فتنحرف على يمين اتجاهها في نصف الكرة الشمالي وعلى يسار اتجاهها في نصف الكرة الجنوبي، ويسمى هذا بقانون فرل Ferrl Law "شكل ٢٥".
اتجاهات الرياح حسب قانون فرل
"شكل٢٥"


الارتفاع عن سطح الأرض وأثره على سرعة الرياح:
تزداد سرعة الرياح عادة بالارتفاع عن سطح الأرض، وتكون الزيادة كبيرة في المائة قدم الأولى، إذ تبلغ سرعة الرياح عند ارتفاع ٣٣ قدمًا ضعف سرعتها على ارتفاع ١.٥ قدم، والسبب في انخفاض سرعة الرياح في الجزء الأسفل من الغلاف الغازي هو وجود عوائق السطح، وتعمل عوائق السطح أيضًا على تغيير اتجاه الرياح وانقسام التيار الهوائي الواحد إلى عدة أقسام حسب شكل التضاريس أو وجود مباني أو أشجار أو غير ذلك
الرياح السطحية الدائمة:
يقصد بالرياح السطحية تلك التي تهب في الجزء السفلي من الغلاف الغازي على ارتفاع يتراوح بين ١.٠٠٠ و ٢.٠٠٠ قدم من سطح الأرض، ومن الصورة العامة لتوزيع مناطق الضغط على سطح الكرة الأرضية يمكن لنا رسم صورة عامة للرياح السائدة، فمن منطقتي الضغط المرتفع عند خطي عرض ٣٠ درجة شمالًا وجنوبًا تهب رياح متجهة نحو منطقة الضغط المنخفض الاستوائي وتسمى هذه الرياح التجارية وهي بسبب دوران الأرض حول نفسها تصبح شمالية شرقية إلى شمال خط الاستواء وجنوبية شرقية في النصف الجنوبي. كذلك تهب رياح من مناطق الضغط المرتفع عند ٣٠ شمالًا وجنوبًا إلى مناطق الضغط المنخفض حول الدائرتين القطبيتين في الشمال والجنوب وهذه هي الرياح الجنوبية الغربية في نصف الكرة الشمالي الغربية في نصف الكرة الجنوبي، وهذه هي الرياح العكسية. أما فيما وراء خطي عرض ٦٠ أو ٦٥ شمالًا وجنوبًا فإن الأرصاد الجوية قليلة ولا يمكن الاعتماد عليها في رسم صورة واضحة للرياح في تلك الجهات، وإن كانت بعض الدراسات المتناثرة تدل على أن هناك رياحًا قطبية


شرقية تهب شمالية شرقية في نصف الكرة الشمالي وجنوبية شرقية في نصف الكرة الجنوبي.
وفي النطاق الذي تتقابل فيه الرياح التجارية من الشمال ومن الجنوب وذلك في العروض الاستوائية يوجد نطاق تسود فيه رياح متغيرة وضعيفة ويسمى هذا النطاق بأسماء مختلفة مثل الجبهة المدارية lnter-trcpical covergence أو منطقة الركود الاستوائي Doldrnms كذلك يوجد بين منطقة التفرقة بين الرياح التجارية والرياح الغربية العكسية في نصفي الكرة نطاق آخر تسود فيه رياح ضعيفة متغيرة وذلك حول خطي عرض ٣٠ شمالًا وجنوبًا ويسمى هذا النطاق عروض الخيل Horse Latitudes "شكل ٧٥".
غير أن هذه الصورة العامة لتوزيع الرياح تعدل منها بعض الظروف المحلية مثل تداخل اليابس والماء أو وجود المرتفعات ويحدث ذلك على وجه الخصوص في نصف الكرة الشمالي.
وفيما يلي بعض صفات الرياح السطحية الدائمة كل على حدة:
الرياح التجارية: Trades تهب الرياح التجارية -كما ذكرنا- من نطاق الضغط المرتفع في عروض الخيل نحو نطاق الضغط المنخفض الاستوائي. ويتمثل الضغط المرتفع فيما وراء مدار السرطان في منطقة الضغط المرتفع الأزوري في المحيط الأطلسي الشمالي ومنطقة الضغط المرتفع في المحيط الهادي الشمالي ومنطقتي الضغط المرتفع فوق كتلتي أوراسيا وأمريكا الشمالية في يناير، أما في نصف الكرة الجنوبي فتتمثل في مناطق ضغط مرتفع فوق المحيطات الثلاثة الجنوبية ومناطق الضغط المرتفع فوق قارات استراليا والنصف الجنوبي من إفريقيا وأمريكا الجنوبية وهي توجد في فصل الشتاء الجنوبي فقط، ومن المعروف أن


الرياح التجارية تهب شمالية شرقية في نصف الكرة الشمالي، وجنوبية شرقية في نصف الكرة الجنوبي متجه نحو منطقة الضغط الاستوائي، غير أن منطقة الضغط المنخفض عند خط الاستواء تنتقل إلى الشمال قليلًا في فصل الصيف الشمالي مع حركة الشمس الظاهرية فتضطر الرياح التجارية إلى عبور خط الاستواء الفلكي لكي تصل إلى منطقة الضغط المنخفض وبذلك يصبح اتجاهها جنوبية غربية، وتحدث حالة مماثلة في الصيف الجنوبي عندما تنتقل منطقة الضغط المنخفض الاستوائي إلى جنوب خط الاستواء فتعبر الرياح التجارية الشمالية الشرقية خط الاستواء ويصبح اتجاهها شمالية غربية.
والرياح التجارية تتصف بعدم التغير من وقت لآخر، وقد أدى هذا إلى تسميتها بالتجاريات فهي ثابتة في سرعتها، كذلك تقل الاضطرابات الجوية في مناطق نفوذ الرياح التجارية إذا قورنت بالرياح الغربية العكسية، وتبلغ سرعة الرياح التجارية عادة ما بين ١٦، ٢٤ كيلو متر في الساعة، غير أنها أكثر هدوءًا في الأجزاء الشرقية من المحيطات، أما في الأجزاء الغربية فهي أقل استقرارًا. كذلك نجد أن الرياح التجارية أسرع في نصف الكرة الجنوبي "حوالي٢٣ كيلو متر في المتوسط" منها في نصف الكرة الشمالي "حوالي ١٨ كيلو متر في المتوسط" والسبب في هذا أن المسطحات المائية التي تغلب على نصف الكرة الجنوبي لا تمثل عائقًا يحد من سرعة الرياح، بينما في نصف الكرة الشمالي حيث يغلب اليابس والتضاريس المرتفعة فتقل سرعة الرياح نتيجة لهذه العوائق.
الرياح الغربية: تخرج هذه الرياح من مناطق الضغط المرتفع حول خطي عرض ٣٠ شمالًا وجنوبًا متجهة نحو القطبين، فهي بذلك تختلف عن الرياح التجارية في أنها تتحرك من جهات معتدلة إلى جهات باردة نسبيًا، ولذلك فهي تحمل إليها الدفء على عكس الرياح التجارية التي تعمل على تلطيف حرارة الجهات المدارية التي تسود فيها.


والرياح الغربية العكسية رياح متغيرة من وقت لآخر، إذ تتغير في سرعتها واتجاهها تغيرًا كبيرًا، خاصة وأن نطاق الرياح الغربية تسود به الأعاصير التي تنتقل من الغرب إلى الشرق. وأثناء هبوب تلك الأعاصير تسود اضطرابات في اتجاه الرياح وسرعنها وقد تحدث عواصف كما قد تهب رياح من جميع الجهات، والرياح الغربية -كما هو الحال في جميع المظاهر المناخية الأخرى- أكثر انتظامًا في نصف الكرة الجنوبي عنها في نصف الكرة الشمالي، كما أن الرياح الغربية تتصف بزيادة قوتها في فصل الشتاء عنها في فصل الصيف وخاصة في نصف الكرة الشمالي، فعندما تصبح القارات مناطق ضغط منخفض في الصيف يقلل هذا من حدة الاختلاف في الضغط بين مناطق الضغط فوق القارات، وفوق المحيطات، وبالتالي يؤدي ذلك إلى ضعف الرياح.
الرياح القطبية: تهب هذه الرياح من منطقتي الضغط المرتفع القطبي نحو مناطق الضغط المنخفضة عند الدائرتين القطبيتين الشمالية والجنوبية، والرياح القطبية تكون شمالية في نصف الكرة الشمالي وجنوبية شرقية في نصف الكرة الجنوبي، وهي رياح ضعيفة عادة، ولذلك عندما تلتقي الرياح الغربية العكسية قد تطغى عليها الأخيرة وتسود في مناطق نفوذها، ويؤدي التقاء الرياح القطبية بالرياح العكسية إلى تكوُّن جبهة هوائية تتولد على طولها الانخفاضات الجوية أو الأعاصير التي تتحرك من الغرب إلى الشرق والتي سنتكلم عنها بالتفصيل فيما بعد.
الرياح الموسمية:
الرياح الموسمية Monsoons أثر مباشر للاختلافات الحرارية بين اليابس والماء بحيث يؤدي ذلك إلى تغير في الضغط الجوي من فصل لآخر، ومن ثم إلى نشأة نظام فصلي للرياح في تلك الجهات، والسبب في هذا الوضع هو الاختلاف في درجة التسخين والبرودة بين اليابس والماء، ففي فصل الشتاء تبرد الكتل اليابسة بدرجة


أكثر من البحار المجاورة، ويؤدي إلى زيادة كثافة الهواء فوق اليابس وبالتالي إلى ارتفاع الضغط فوق اليابس عنه فوق الماء، وينتج عن ذلك هبوب الرياح الموسمية الشتوية، ولأن الرياح الموسمية الشتوية تنشأ فوق اليابس البارد فإنها عادة جافة وباردة.
أما في فصل الصيف فينعكس الوضع إذ تصبح الحرارة مرتفعة في المناطق القارية مما يؤدي إلى تركز مناطق للضغط المنخفض فوق اليابس، بينما يكون الضغط فوق الماء أكثر ارتفاعًا ويترتب على ذلك هبوب رياح من البحر إلى اليابس، وهذه هي الرياح الموسمية الصيفية، وبما أن هذه الرياح تنشأ فوق الماء فإنها تكون رطبة ودفيئة وتحمل معها الأمطار "شكل ٢٦".
وتعتبر الرياح الموسمية ذات أثر كبير من حيث الحرارة وسقوط المطر في المناطق التي تسود فيها، وينتج عن هذا اختلافات موسمية واضحة في الأحوال المناخية، في تلك المناطق، فالصيف يتميز بالدفء والمطر بينما الشتاء يتميز بالبرودة والجفاف، ويجب أن نلاحظ أن النظام الموسمي ما هو إلا تعديل للنظام العادي للرياح في تلك المناطق. فعلى سبيل المثال في شرق آسيا تهب رياح شمالية في فصل الشتاء على الأجزاء الجنوبية والشرقية من القارة وهذه هي الموسمية الشتوية أو بمعنى آخر هي الرياح التجارية الشمالية الشرقية معدلة تعديلًا بسيطًا.
مناطق نفوذ الرياح الموسمية: تعتبر قارة آسيا أهم مناطق نفوذ الرياح الموسمية، ويدخل تحت تأثير الرياح الموسمية كل الأجزاء الشرقية والجنوبية الشرقية من القارة ممتدة من منشوريا وكوريا واليابان نحو الجنوب الشرقي إلى الهند وباكستان، وفي الواقع يوجد في قارة آسيا نوعان للرياح الموسمية هما:
١- الرياح الموسمية الشرقية التي تؤثر في الصين واليابان وكوريا وهي تتصف بأنها أقوى في الشتاء عن فصل الصيف، وفي كلا الفصلين ينقطع هبوب الرياح الموسمية أحيانًا بسبب مرور الانخفاضات الجوية في هذه العروض، وينتج عن الرياح الموسمية الشتوية انخفاض شديد في درجات الحرارة على طول سواحل شرقي آسيا، وهي في الواقع من أكثر جهات العالم انخفاضًا في الحرارة


في ذلك الفصل خاصة وأن هذه المناطق ليست مرتفعة ارتفاعًا كبيرًا عن سطح البحر، كذلك تتميز هذه الرياح الموسمية بجفافها كما هو الحال في شمال الصين وفي منشوريا، غير أنه عندما تحدث جبهات بين تيارين هوائيين مخلتفين كما هو الحال فوق اليابان وجنوب الصين فإن الأمطار تسقط بكميات متوسطة، وإن كانت كميتها أقل من المطر الصيفي الذي ينتج عن الرياح الموسمية الصيفية.
٢- الرياح الموسمية في جنوب آسيا: وهي من أصل مداري وترتبط بانخفاض شديد في الضغط الجوي فوق شمال الهند وتكون أشد عنفًا في فصل الصيف عنها في فصل الشتاء، وفي الواقع ليست الرياح الموسمية الشتوية سوى الرياح التجارية العادية كما ذكرنا من قبل، وتسقط الرياح الموسمية الصيفية كميات هائلة من الأمطار، أما في فصل الشتاء فإن الرياح الموسمية الشتوية تتصف بالجفاف إلا في حالة مرور الرياح على مسطحات مائية ثم مقابلتها لمرتفعات كما يحدث على ساحل كرومندل في شرق الهند وفي جزيرة سيلان.
وفيما عدا آسيا فإن النظام الموسمي ليس في نفس القوة ويوجد نظام شبه موسمي في جنوب وجنوب شرق الولايات المتحدة وفي شمال استراليا وفي الحبشة وسواحل اليمن وعسير وغير ذلك.
الرياح المحلية:
أولًا: الرياح المحلية الحارة:
١- الخماسين: الخماسين رياح رملية هواؤها شديد الحرارة تهب من الجهات الصحراوية الجنوبية على شمال مصر، ويرجع سبب هبوبها إلى مرور انخفاضات جوية آتية من الغرب بعضها يتجه في سيره على طول ساحل البحر المتوسط وهذا النوع كثير الحدوث في شهر فبراير وبعضها الآخر يأتي على طول الصحراء الليبية وهو النوع الغالب في شهري إبريل ومايو.


"شكل ٢٦"


وتهب الخماسين على مصر في فترات متقطعة أثناء فصل الربيع، وإن كانت موجاتها لا تستمر أكثر من يومين أو ثلاثة في كل مرة. ويذكر المستر ستون Sutton في إحدى مقالاته عن الخماسين١ أن عدد الموجات التي سجلت في مدة ١٦ سنة كانت ١٨٥ موزعة كالآتي:
فبراير مارس أبريل مايو يونية
٤١ ٤٤ ٤٨ ٣٤ ١٨
ويقصر البعض اسم الخماسين على الموجات الحارة التي تحدث ابتداءً من شهر إبريل، ولذلك يصح أن نميز بين الموجات المبكرة "فبراير ومارس" وبين الموجات المتأخرة "إبريل ومايو ويونية"، فالأولى عبارة عن رياح خماسينية قصيرة المدى تدوم نحو يوم أو يومين، بينما الموجات التي تحدث في شهري إبريل ومايو تسبب ارتفاعًا شديدًا في الحرارة لمدة قد تصل إلى ثلاثة أيام. أضف إلى ذلك أن الموجات المتأخرة نحس بها أكثر، وتأثيرها أوضح من سابقتها؛ وذلك لأن الشمس في شهر أبريل تكون قد تحركت حركتها الظاهرية من خط الاستواء واتجهت شمالًا صوب مدار السرطان فتكون الصحراء الكبرى قد ارتفعت حرارتها تبعًا لذلك، فإذا مر انخفاض جوي على سواحل مصر هبت من الصحراء رياح ساخنة حارة وفي الواقع أن هبوب الرياح من الجنوب نحو شمال مصر لا يقتصر على فصل الربيع، وإنما هو يحدث حتى في أوائل فصل الشتاء أي قد يحدث في شهر ديسمبر نتيجة لمرور انخفاض جوي مبكر، غير أنه في ذلك الوقت من السنة لا يوجد فرق كبير بين حرارة الجنوب والشمال فوصول هواء من الصحراء إلى مصر السفلى لا تكون له آثار جوية تذكر.
ويبدأ الانخفاض الجوي عادة في التكون في الغرب ثم يتحرك شرقًا نحو الدلتا فإذا كان الانخفاض شديد العمق اشتد هبوب الرياح، ولرياح الخماسين آثار سيئة على النباتات خاصةً في محافظتى الجيزة والقليوبية حيث تقع أكبر مساحة

١ Sutton, L.J. & Barometric Dapression of the kham asin Tybe, physical Deparment paper, Government press Gairo ١٩٣٢


من أراضي الخضر، والفاكهة في مصر، وتتعرض مثل هذه المزروعات الحساسة للتلف الذي ينجم عن انخفاض الرطوبة النسبية انخفاضًا واضحًا دون المعدل.
٢- السيروكو والسولانو: السيروكو رياح شديدة العنف تهب من شمال إفريقيا إلى صقلية وجنوب إيطاليا واليونان، ويساعد على شدتها التغير السريع في الضغط الجوي من الجنوب إلى الشمال، وتعمل السيروكو على رفع درجة الحرارة في كثير من المناطق التي تهب عليها وخاصة في فصل الربيع، كما أن السيروكو تتميز بالرطوبة العالية ذلك لأنها تحمل بخار الماء نتيجة لمرورها فوق البحر المتوسط؛ لذلك فهي تؤدي إلى مضايقة الإنسان بسبب اجتماع الحرارة والرطوبة، كذلك للسيروكو آثار سيئة على النباتات، فكثير من أشجار الفاكهة التي يشتهر بها إقليم البحر المتوسط يتلف بسببها
أما السولانو فهي رياح ساخنة شأنها في ذلك شأن رياح السيروكو وتهب هذه الرياح على جنوب أسبانيا وبخاصة منطقة جبل طارق "شكل٢٧".
٣- رياح الهرمطان: وهي نوع آخر من الرياح المحلية الساخنة التي تحمل الرمال، وتهب من الصحراء الكبرى في فصلي الشتاء والربيع نحو ساحل غانا


وإفريقيا الغربية، وسبب هبوبها التباين بين الضغط المرتفع فوق الصحراء الكبرى في الشتاء وبين الضغط المنخفض الاستوائي، وتؤثر رياح الهرمطان على زراعة القطن في شمال نيجيريا؛ لذلك يقوم السكان بزراعة أشجار نخيل الزيت لصد هذه الرياح، وتثير رياح الهرمطان أثناء هبوبها سحبًا من الرمال والأتربة فوق اليابس الإفريقي والسواحل الغربية للقارة المطلة على المحيط الأطلسي.
ومن أمثلة رياح الهرمطان رياح الهبوب التي تهب على أواسط وشمال السودان في فصل الصيف وهي ناتجة عن ارتفاع درجة حرارة اليابس ارتفاعًا كبيرًا خلال هذا الفصل، مما يؤدي إلى تكون مناطق ضغط منخفض محلية ينخفض فيها الضغط انخفاضًا شديدًا، بحيث يؤدي هذا إلى حدوث تيارات هوائية صاعدة محملة بالأتربة، وفي نفس الوقت تعمل الرياح الجنوبية على تجمع الأتربة في تلك المناطق المتفرقة ودفعها على هيئة سحب هائلة من التراب.
ومن أمثلة الرياح المحلية الحارة أيضًا رياح تعرف باسم لفش Leveshe تهب على الأجزاء الجنوبية من أسبانيا قادمة من الجنوب الشرقي، وكذلك رياح البريكفيلدرز Brickfielders التي تهب على جنوب استراليا في الربيع والصيف ورياح زوندا Zonda التي تهب على إقليم بتاجونيا في جنوب الأرجنتين ورياح الجبلي في طرابلس الغرب وغير ذلك.
ثانيا: الرياح المحلية الدفيئة:
١- رياح الفهن Fohn، وهي رياح دافئة جافة تهب على المنحدرات الشمالية لجبال الألب في أوربا خاصة في سويسرا وألمانيا، وهي تهب عندما يوجد ارتفاع جوي في منطقة سهل لمباردي ثم يمر انخفاض جوي فوق وسط أوربا من الغرب إلى الشرق، فيؤدي هذا إلى اندفاع الهواء من الضغط المرتفع نحو الضغط المنخفض، ويضطر هذا الهواء إلى عبور مرتفعات الألب ويصعد على المنحدرات الجنوبية، فتنخفض حرارته ويحدث تكاثف وسقوط أمطار على هذه السفوح، ثم يبدأ الهواء في الهبوط على المنحدرات الشمالية ويؤدي هبوطه إلى تسخينه وارتفاع حرارته Adiabetic heating هذا بالإضافة إلى الحرارة


الكامنة التي تضاف إلى الهواء نتيجة لعملية التكاثف؛ لذلك يصبح هذا الهواء دفيئًا وجافًا، وقد ترتفع درجة الحرارة في الجهات التي تتأثر برياح الفهن ١٢درجة م غير أن هذا الارتفاع في الحرارة لا تكون له آثار سيئة مثل رياح الخماسين أو السيروكو، إذ إن السكان في وسط أوربا يرحبون عادة بوصول الفهن التي تعمل على إذابة الثلوج، ويستفاد منها في نضج بعض المحاصيل في جنوب ألمانيا والنمسا كالتفاح والكمثري غير أنه بسبب جفافها قد تؤدي إلى حدوث حرائق في الغابات لأنها لا تعمل على جفاف الأشجار.
٢- الشنوك Chinook: وهي تشبه الفهن إلى حد كبير، وتهب رياح الشنوك في فصلي الشتاء والربيع من المحيط الهادي نحو غرب أمريكا الشمالية فتعترضها جبال روكي فيضطر الهواء إلى الصعود على السفوح الغربية للمرتفعات ثم الانحدار بشدة على سفوحها الشرقية، وكلمة شنوك ذات أصل هندي أمريكي وتعني آلة الثلوج إذ إن هذه الرياح تعمل على رفع درجة الحرارة وتساعد على إذابة الثلوج ونضج بعض الغلات في براري كندا والولايات المتحدة.
ومن أمثلة الرياح المحلية الدفيئة أيضًا رياح سانتا أنا Santa Anna وهي تهب على جنوب كاليفورنيا بالولايات المتحدة في فصلي الربيع والشتاء عندما يوجد ضغط مرتفع إلى الشرق من المرتفعات الغربية فيخرج منه الهواء ويعبر المرتفعات ثم ينحدر إلى الساحل الغربي دفيئًا وجافًا.
ثالثا: الرياح المحلية الباردة:
١- المسترال Mistral: وهي رياح شديدة البرودة، وتهب في فصل الشتاء من أواسط فرنسا نحو الجنوب على طول وادي الرون وتندفع بسرعة إذ يتراوح متوسط سرعتها بين ٥٥، ٦٥ كيلو مترا في الساعة؛ والسبب في هبوب هذه الرياح هو مرور الانخفاضات الجوية على الحوض الغربي للبحر المتوسط مما يؤدي إلى جذب الرياح من داخل القارة الأوربية، وبسبب وجود الحواجز الجبلية تضطر الرياح إلى البحث عن منفذ تسلكه فتجد أمامها وادي الرون فتندفع على طوله بسرعة كبيرة.


ولرياح المسترال آثار سيئة على المزروعات في المنطقة، وقد عملت الحكومة الفرنسية على تلافي أضرارها بواسطة زراعة نطاقات الغابات على طول الريفيرا الفرنسية.
٢- البورا: Bora وهي رياح شمالية باردة، وهي تشبه المسترال إلى حد كبير، ومنطقة نفوذها في حوض البحر المتوسط أيضًا، وتهب البورا في فصل الشتاء في منطقة البحر الأدرياني ويكون اتجاهها شماليًا ثم تعبر جبال الألب الدينارية وتهبط على سفوحها الغربية فترتفع حرارتها نتيجة لذلك وتكتسب صفة الفهن.
وهناك أمثلة أخرى للرياح المحلية الباردة غير المسترال والبورا، مثال ذلك الرياح التي تهب على طول ساحل نيو سوث ويلز في استراليا وتعرف باسم Southely Busters وتعمل هذه الرياح على خفض درجات الحرارة إلى أكثر من ١٥ درجة م خلال بضع دقائق من هبوبها. ويساعد على هبوب هذه الرياح مرور انخفاضات جوية عميقة على البحار المجاورة، كذلك تهب على البرازيل رياح جنوبية وجنوبية غربية باردة في فصل الشتاء تعرف باسم رياح بامبيرو Pampero سببها مرور انخفاضات جوية في الأجزاء الشمالية من البرازيل متجهة من الغرب إلى الشرق.
هناك نظم يومية للرياح تنشأ نتيجة لظروف محلية خاصة. ولهذه آثار مناخية هامة في الجهات التي تهب فيها ومن أمثلة الرياح اليومية نسيم البحر والبر ونسيم الوادي والجبل.
١- نسيم البحر ونسيم البر: في الجهات المدارية وفي العروض المتوسطة يصبح لنسيم البحر ونسيم البر أثر واضح في المناخ، ونسيم البحر والبر ما هو إلا صورة مصغرة من الرياح الموسمية، غير أن حركة الهواء يومية بدلًا من أن تكون فصلية، ويهب نسيم البحر نحو اليابس الساخن أثناء النهار، ومن اليابس البارد أثناء الليل يهب نسيم البر نحو الماء "شكل ٢٩" تأثير نسيم البحر إلى مسافة حوالي ١٥ أو ٢٠ كيلو مترًا من الساحل وذلك في العروض المدارية،


أما في العروض المعتدلة حيث يقتصر أثر نسيم البحر على فصل الصيف، فإن أثره يصل إلى مسافة محدودة من الساحل. ويشتد أثر نسيم البحر على طول السواحل المدارية الجافة وعلى طول السواحل التي تمر بجوارها تيارات باردة بحيث
يصبح الفرق واضحًا بين حرارة الماء وحرارة اليابس، ونسيم البر أضعف عادة من نسيم البحر، وفي الجهات المدارية نجد أن لنسيم البحر أثر ملطف إذ قد يؤدي هبوبه إلى انخفاض درجة الحرارة حوالي ٨ أو ١٠ درجات مئوية في ظرف


١/٤ أو ١/٢ ساعة؛ لذلك كانت تلك السواحل مرغوبة لسكنى الإنسان خاصة في فصل الصيف.
٢- نسيم الجبل ونسيم الوادي: وهو يشبه نسيم البحر والبر من ناحية
"شكل ٣٠"
أنه رياح يومية، ففي أثناء النهار يسخن الهواء في الأودية فيتمدد ويصعد إلى أعلى، وهذا الهواء الدافئ المتصاعد يسمى نسيم الوادي ويرى أثره في ظهور


السحاب المرتفع من النوع التراكمي Cumulus لذلك قد تسقط الأمطار بعد الظهر نتيجة لعملية التصعيد هذه، وبعد غروب الشمس يبدأ الهواء على المرتفعات في البرودة فيزداد وزنه ويتزلق إلى أسفل ليجتمع في بطون الأودية ويسمى هذا الهواء البارد نسيم الجبل "شكل ٢٩".
العواصف المدارية:
توجد عواصف من أنواع مختلفة في العروض المدارية، ولكن أشدها عنفًا هي التي توجد في نطاق الرياح التجارية الشمالية الشرقية، ولذلك كانت معظم المناطق التي تتأثر بالعواصف المدارية تقع على الجوانب الغربية من المحيطات، وتحدث معظم العواصف المدارية فوق الماء والأجزاء اليابسة التي تتأثر بها محدودة، وهذه العواصف المخربة تشبه إلى حد كبير أعاصير العروض المعتدلة، ومن أهم ما يميز العواصف المدارية أنها شديدة السرعة والانخفاضات الجوية التي تصاحبها شديدة العمق؛ وتصل سرعة الرياح في هذه العواصف أحيانًا إلى ١٢٠ كيلو مترًا في الساعة كما أن الأمطار التي تسقط نتيجة لها تكون غزيرة جدًا على هيئة سيول ولا يوجد اختلاف كبير في كمية المطر أو في توزيع الحرارة في أجزاء العاصفة المدارية، ويكثر مرور العواصف المدارية في فصلي الصيف والخريف، ولكل عاصفة مركز أو عين، وهذه عادة تتصف بالهدوء ويخلوها من السحب، ونصف قطر هذه العين يتراوح بين ٨، ٤٠ كيلو مترًا. وينتج عن العواصف المدارية تخريب شديد المناطق الساحلية التي تمر بها العاصفة وترتفع الأمواج فتغرق الشواطئ.
وأهم المناطق التي تتأثر بالعواصف المدارية هي:
١- منطقة البحر الكاريببي بما في ذلك خليج المكسيك، وتهب على هذه الجهات عواصف مدارية تعرف باسم الهريكين Hurricanes وتتولد هذه العواصف فوق خليج المكسيك أو فوق البحر الكاريببي أو فوق المحيط الأطلسي الجنوبي، ومن هذه المناطق تتجه عواصف الهريكين نحو شبه جزيرة فلوريدا


وهي أكثر جهات الولايات المتحدة تأثرًا بهذه العواصف كذلك يتأثر بها جنوب شرق وشرق الولايات المتحدة ثم يتلاشى أثرها قرب لونج إيلاند Long lsland قريبًا من مدينة نيويورك.
وموسم الهريكين يشمل أواخر فصل الصيف وأوائل الخريف خاصة شهري أغسطس وسبتمبر، وهي تهب سبع مرات في السنة في المتوسط، ولكل عاصفة تاريخ حياة وأدوار يتتبعها رجال الأرصاد الجوية ويسجلون حركتها وتطورها ويصدرون إنذاراتهم لسكان المناطق المعرضة لخطر العاصفة، وتفقد الهريكين قوتها إذا تحركت فوق اليابس؛ ذلك لأنها تفقد العامل الأساسي في قيامها واستمرارها ألا وهو بخار الماء الذي تستمده من المسطحات المائية، وقد تتجدد العاصفة بمرورها فوق الماء مرة أخرى ويحدث هذا في حالة عبور العاصفة لشبه جزيرة فلوريدا من خليج المكسيك ثم عودتها إلى المحيط الأطلسي، ومن أشد العواصف التي أصابت الولايات المتحدة تلك التي هبت على فلوريدا في سبتمبر سنة ١٩٢٦ ودمرت معظم مدينة ميامي، وصحبت هذه العاصفة أمواج هائلة طغت على أجزاء من المدينة، وقد قدرت الخسائر التي نجمت عن هذه العاصفة بحوالي ٨٠ مليون دولار١.
٢- منطقة البحر العربي وخليج بنغال وتصاب هذه المنطقة بعواصف مدارية مدمرة تؤدي إلى عرقلة الملاحة خاصة في فصلي الصيف والخريف، وتحدث العواصف في هذه الجهات خاصة في فترات هدوء الرياح الموسمية، ويقدر حدوثها بحوالي ثلاث مرات في المتوسط.
٣- منطقة بحر الصين وحول جزر الفلبين، وتعرف العواصف المدارية في هذه العروض باسم التيفون Typhoons، وتصحبها أمطار غزيرة وهي تؤثر في منطقة واسعة وتصل سرعة الرياح أثناء هبوبها إلى حوالي ١٢٠ كيلو مترًا في

١ T. A. Blair& R. C. Fite Weather Elements pp ٢١٢-٢٢٠


الساعة، لذلك تؤدي إلى تخريب المناطق الساحلية التي تتأثر بها. ومن أمثلة ذلك ما حدث لجزيرة لوزون أحدى جزر الفلبين.
٤- منطقة المحيط الهندي، وتتأثر بالعواصف المدارية في هذا المحيط الجهات الواقعة إلى الشرق من جزيرة مدغشقر، ويكثر هبوب هذه العواصف في فصلي الشتاء والربيع، ومتوسط هبوبها حوالي سبع مرات في السنة.
٥- منطقة المحيط الهادي إلى الشرق من قارة استراليا ويطلق على العواصف المدارية في هذه المنقطة اسم Willy-Willy وموسمها فصلا الشتاء والربيع ومعدل هبوبها قليل لا يزيد عن مرتين في السنة.
وتبدأ العاصفة المدارية عادة بنصف قطر لا يزيد في المتوسط على ٨٠ كيلو مترًا ثم تزداد مساحتها حتى يصل نصف قطرها إلى أكثر من ٧٠٠ كيلو متر.
وبسبب شدة عمق الانخفاض الجوي الذي يصاحب هذه العواصف سريعة نحو أن خطوط الضغط المتساوي تقترب من بعضها؛ لذلك تهب الرياح سريعة نحو المركز. ولاحظ أن المركز يكون عادة عديم السحب هادئ نوعًا؛ لذلك قد يتوهم البعض أثناء مرور التيارات أنها قد انتهت ولكن لا تلبث العاصفة أن تتجدد مرة أخرى عندما يبدأ نصفها الآخر في المرورة بالمنطقة.
الترنيدو:
الترنيدو Tornado نوع فريد من العواصف المحلية، وهي صغيرة الحجم إذا قورنت بالعواصف المدارية، إذا يبلغ نصف قطرها ١/٢ كيلو متر وهي تشبه القمع لمن يراها من بعيد إذ إن جزءًا من السحابة يمتد في شبه قمع نحو سطح الأرض وهذا الجزء يمثل عملية التصعيد الشديد للهواء وبخار الماء في مركز العاصفة، والترنيدو رغم صغرها من أكثر أنواع العواصف تدميرًا ويرجع ذلك إلى شدة انخفاض الضغط الجوي في مركز العاصفة لدرجة أن ذلك يؤدي أحيانًا إلى انفجار المباني التي تتعرض لها، كما أن العاصفة قد تعمل على رفع أشياء


أو حيوانات أو أشخاص من أماكنهم والإلقاء بهم في أماكن أخرى؛ لذلك يبنى الأهالي في المناطق التي تتعرض للترنيدو مخابئ يلجأون إليها يحتمون بها وقت هبوب هذه العواصف المخربة.
وتتكون عواصف الترنيدو نتيجة لعملية تسخين شديدة لهواء رطب ويترتب على ذلك تصاعد سريع للهواء ومن ثم انخفاض الضغط انخفاضًا كبيرًا. وارتفاع نسبة بخار الماء في ذلك العمود المتصاعد من الهواء يساعد على خفض ضغطه فيندفع هواء آخر من حركة أفقية نحو مركز العاصفة من جميع الجهات بسرعة شديدة.
وهناك رأي آخر يفسر حدوث الترنيدو بأنه نتيجة لتوليد انخفاضات جوية محلية صغيرة على طول جبهة التقاء بين كتلتين هوائيتين مختلفتين في اتجاههما وحرارتهما.
وأكثر جهات العالم تعرضًا لعواصف التريندو هو حوض المسيسبي الأدنى والأوسط في الولايات المتحدة. ومن أمثلة عواصف الترنيدو ما تعرضت له مدينة جلفستن الواقعة على خليج المكسيك في جنوب الولايات المتحدة في سبتمبر ١٩٠٠، وقد أدت إلى ارتفاع الأمواج في خليج المكسيك وطغيانها على اليابس، وقد راح ضحية تلك العاصفة نحو ستة آلاف شخص رغم أن السكان كانوا قد أنذروا بالعاصفة قبل هبوبها.


الفصل الثالث: الرطوبة والتساقط
قياس الرطوبة:
هناك ما يسمى بالرطوبة المطلقة Absolutc Humidty وهي عبارة عن الكمية الحقيقية لبخار الماء الموجود في الهواء مقيسة بعدد الجرامات في المتر المكعب من الهواء, وتصل الرطوبة المطلقة منتهاها في المناطق الاستوائية ثم تقل نحو القطبين، كما أنها تتأثر كذلك بوجود المسطحات المائية والغطاء النباتي.
أما الرطوبة النسبية Relative Humidity فهي عبارة عن نسبة بخار الماء في الهواء، وهذه النسبة هي عبارة عن كمية بخار الماء الفعلية في الهواء منسوبة إلى كمية بخار الماء التي يستطيع الهواء أن يحملها تحت نفس درجة حرارته، أو بمعنى آخر طاقة الهواء على حمل بخار الماء فمثلًا إذا كان الهواء في درجة حرارة ٣٠ درجة م يستطيع أن يحمل ٨ ذرات من بخار الماء في المتر المكعب الواحد، ولكنه يحمل فعلًا ٦ ذرات فقط، فمعنى هذا أن درجة تشبع الهواء هي ثلاثة أرباع فقط، والرطوبة النسبية في هذه الحالة هي ٦/٨×١٠٠= ٧٥%.
وتقاس الرطوبة بواسطة أجهزة تسمى السيكرومترات Psychrometers ويتكون السيكرومتر من أنبوبتين من الزجاج مملوءتين بالزئبق وتوضع الأنبوبتان في وضع رأسي على حامل يمكن تحريكه بسهولة، والأنبوبتان أو بمعنى آخر الترمومتران من نوع واحد، غير أن أحدهما تُلَفّ قطعة من القماش النظيف حول فقاعته، وتبلل قطعة القماش بالماء "شكل ٣١". ثم يترك الترمومتران في الهواء لمدة دقيقة أو دقيقتين ثم يقرأ الترمومتران، وبالطبع تكون قراءة الترمومتر الجاف هي عبارة عن درجة الحرارة العادية، بينما قراءة الترمومتر


المبلل ستكون أقل من الترمومتر الآخر، ويرجع انخفاض درجة حرارة الترمومتر المبلل إلى تأثر فقاعة الترمومتر بعملية تبخير الماء الموجود في قطعة القماش، وما تستنفذه عملية التبخير من حرارة، ويسمى الفرق بين درجة الحرارة العادية ودرجة الحرارة التي يعطيها الترمومتر المبلل depdressiom of the wet bulb وباستعمال جداول خاصة يمكن الحصول على رطوبة الهواء.
شكل ٣١: الهيجرومتر.
وهناك جهاز حديث لقياس درجة حرارة الترمومتر المبلل بطريقة آلية دون الحاجة إلى تحريك الترمومتر في الهواء ويدار هذا الجهاز بالكهرباء ويسمى تليسيكرومتر Telepsychrometsr.
وهناك جهاز آخر لقياس الرطوبة في الهواء بطريقة مباشرة, وهو الهيجروجراف Hyhrograph وتستخدم فيه شعرة تشد في جزء من الجهاز وتتأثر


بتغير الرطوبة في الهواء فتتمدد، وتنكمش وتؤدي حركتها إلى تحريك ريشة ترسم خطًا متصلًا على إسطوانة دوارة فتسجل بذلك التغيرات التي تحدث في الرطوبة، ومن المعروف أن شعر الإنسان يزيد طوله مع زيادة نسبة الرطوبة في الهواء.
بخار الماء في الهواء:
بخار الماء في الهواء أو بمعنى آخر الرطوبة من عناصر المناخ الهامة، ورغم أن بخار الماء يكون ٢% فقط من حجم الهواء إلا أن هذه النسبة البسيطة تعتبر أهم العناصر المكونة للهواء، وبخلاف الغازات الأخرى في الهواء. فإن نسبة بخار الماء تختلف في الهواء من مكان لآخر ومن وقت لآخر، فهي تتراوح بين صفر، ٥%، وترجع أهمية بخار الماء في الهواء إلى العوامل الآتية:
١- وجود بخار الماء في الهواء يعتبر دليلًا على إمكان حدوث التكاثف في الهواء أو سقوط أمطار أو غير ذلك من صور التكاثف التي سنتكلم عنها فيما بعد.
٢- لبخار الماء أثر في الإشعاع الأرضي للحرارة، إذ إن وجوده في الهواء ينظم عملية فقدان الأرض لحرارتها وبذلك ينظم حرارة الأرض.
٣- كمية بخار الماء في الهواء تدل على كمية الحرارة الكامنة في ذرات البخار الموجودة في الهواء.
٤- لنسبة بخار الماء في الهواء علاقة كبيرة بمقدرة الإنسان على تحمل الحرارة المرتفعة أو عدم تحملها.
وتعتمد مقدرة الهواء على حمل بخار الماء على درجة حرارة الهواء، فالهواء الحار أكثر مقدرة على حمل بخار الماء من الهواء البارد، وبالتالي تزداد مقدرة الهواء على حمل بخار الماء إذا زادت حرارته.
التبخر: بخار الماء مثل الغازات الأخرى لا يمكن رؤيته في الهواء بواسطة العين المجردة، وينتقل بخار الماء إلى الهواء عن طريق التبخر Evaporation


وتتوقف سرعة التبخر وكميته على درجة حرارة الهواء على درجة جفافه وكذلك على مدى تحركه، ففي الأيام الحارة الجافة ذات الرياح النشيطة يكون التبخر سريعًا.
وهناك صفات عامة لتوزيع التبخر هي:
١- التبخر فوق المحيطات أكثر من التبخر فوق القارات حيث مصدر الماء متوفر في الأولى وقليل في الثانية.
٢- يزداد التبخر في العروض الاستوائية والمدارية بسبب ارتفاع الحرارة، ويقل في العروض العليا والقطبية بسبب البرودة.
ومصدر بخار الماء في الهواء هو المحيطات والبحار التي تغطي حوالي ثلاثة أرباع الكرة الأرضية، كذلك يضيف سطح الأرض الرطب والنباتات كمية من بخار الماء للهواء، وهذه المياه تعاد مرة أخرى إلى سطح الأرض عن طريق التكاثف، ويلاحظ أن حوالي نصف كمية بخار الماء في الهواء توجد في الجزء الأسفل من الغلاف الغازي تحت ارتفاع ٢٥٠٠ متر.
نقطة الندى: Dew Point إذا أصبح الهواء مشبعًا ببخار الماء عند درجة حرارة معينة ثم انخفضت حرارة الهواء عن ذلك أو أضيفت إليه كميات أخرى من بخار الماء فإنه يحولها إلى ماء "إذا كانت درجة حرارة الهواء فوق الصفر" أو ثلج "إذا كانت حرارة الهواء تحت الصفر"، ويقال إن التكاثف قد حدث، وتسمى درجة الحرارة التي يحدث عندها التكاثف بدرجة الندى أو نقطة الندى.
التكاثف ومظاهره Codensation يحدث التكاثف في الهواء نتيجة لانخفاض حرارته، ويحدث التكاثف في صور مختلفة منها الندى والصقيع الأبيض والضباب والسحاب والمطر، والملاحظ أن المطر لا يحدث نتيجة لظروف محلية محدودة -كما هو الحال بالنسبة للندى والصقيع والضباب- وإنما يحدث عادة نتيجة لتبريد كتل هوائية كبيرة قادرة على إسقاط كميات كبيرة من المياه.


الضباب: Fog الضباب عبارة عن ذرات وقتية متطايرة من بخار الماء، ويختلف الضباب في كثافته إذ قد يكون كثيفًا جدًا بحيث يمنع الرؤية ويؤدي ذلك إلى أخطار في الملاحة والمواصلات، وقد يكون الضباب خفيفًا بحيث لا يمنع الرؤية لمسافة كبيرة.
وهناك أنواع مختلفة من الضباب:
أولًا: ضباب يحدث فوق اليابس نتيجة لفقدان الأرض لحرارتها بالإشعاع ويسمى ضباب الإشعاع Radiational fog ويسود هذا النوع في الليالي ذات الهواء الساكن، فتبرد الأرض ويبرد الهواء الملامس لها فيحدث التكاثف، ويكثر هذا النوع من الضباب في الأدوية والأحواض المنخفضة حيث يتجمع الهواء البارد، ويلبث ضباب الإشعاع فترة قصيرة حيث إنه يتكون في ساعات الليل البارد ثم تبدده الشمس بعد شروقها في الساعات الأولى من النهار.
ثانيًا: الضباب المنتقل Advectional fog ,وهو يتكون في الهواء الرطب الدفيء إذا تحرك فوق سطوح باردة فيبرد حتى تصل حرارته إلى نقطة الندى، وهنا نجد السبب الرئيسي لحدوث هذا الضباب هو تحرك الهواء من مكان دافئ إلى مكان أبرد، ويكثر حدوث هذا النوع من الضباب فوق المحيطات خاصة في فصل الصيف، وعلى شواطئ البحيرات الداخلية وعلى اليابس في العروض المعتدلة أثناء فصل الشتاء، ومن المناطق التي يكثر فيها تكون هذا النوع من الضباب السواحل التي تمر بجوارها تيارات بحرية باردة مثل ساحل كاليفورنيا وحول جزيرة نيوفوندلند في أمريكا الشمالية، وساحل شيلي في أمريكا الجنوبية، وساحل إفريقيا الشمالي الغربي، وحول جزر اليابان في شمال شرق آسيا.
ثالثا: ضباب الجبهات الهوائية Frontal fog وهو الذي يتكون في مناطق التقاء كتلتين هوائيتين مختلفتين في درجة حرارتها، فيؤدي التقاء الهواء البارد بالهواء الدافئ الرطب إلى حدوث التكاثف على طول جبهة الالتقاء ومن ثم يتكون الضباب.


الندى: Dew تستمر عملية إضافة بخار الماء إلى الهواء أثناء النهار، وعندما تنخفض حرارة الهواء أثناء الليل بسبب الإشعاع الأرضي تقل مقدرته على حمل بخار الماء ويقترب أو يصل فعلًا إلى حالة التشبع وفي هذه الحالة يتكاثف بخار الماء على شكل قطرات صغيرة من الماء ويتم هذا التكاثف على أي جسم صلب مثل زجاج النوافذ وأوراق النباتات ويعرف هذا الماء المتكاثف باسم الندى، وقطرات الندى ما تلبث أن تتبخر بعد شروق الشمس بوقت قصير. والظروف التي يجب توافرها لتكوين الندى هي:
أولًا: أن تكون السماء صافية خالية من السحب خلال الليل؛ لأن ذلك يساعد على سرعة فقدان الأرض لحرارتها عن طريق الإشعاع كما ذكرنا من قبل.
ثانيًا: أن تكون حركة الهواء ضعيفة أو معدومة؛ لأن ذلك يعطي فرصة لتكاثف بخار الماء وتحوله إلى نقط مائية فوق الأجسام الصلبة.
ثالثًا: وجود كتل هوائية رطبة ترتفع فيها نسبة بخار الماء. ويحدث التكاثف على هيئة ندى إذا كان الهواء قد وصل إلى نقطة الندى وكانت درجة حرارته حينئذ أعلى من الصفر المئوي، أما إذا وصل الهواء إلى نقطة الندى وكانت درجة حرارته تحت الصفر المئوي فإن التكاثف في هذه الحالة يحدث على هيئة صقيع أبيض Hoarfrost.
الصقيع: lirost سبق أن تكلمنا عن الصقيع في الفصل الخاص بالحرارة كمظهر من مظاهر انخفاض درجة الحرارة عن معدل معين، وفي هذا القسم من الكتاب نتكلم عن الصقيع الأبيض كمظهر من مظاهر التكاثف والصقيع يشبه الندى في كيفية تكونه، ولكن الفرق بينهما في حالة الصقيع يتحول بخار الماء من الحالة الغازية إلى الحالة الصلبة مباشرة وتسمى هذه الظاهرة Sublimation، والصقيع الأبيض عبارة عن بللورات من الثلج.
الثلج: Snow يعتبر الثلج مظهرًا من مظاهر التساقط شأنه في ذلك شأن


المطر، كما أنه كمية الثلج الساقطة تضاف أو تعتبر هي وحدها كمية التساقط Precip talion ويلاحظ أن كل قدم من الثلج يساوي بوصة واحدة من المطر، ويلاحظ أن قياس كمية الثلج الساقطة من الأمور الصعبة والنتائج التي يحصل عليها غير دقيقة. وذلك يرجع إلى أن أجهزة قياس الثلج لا تظل في أماكنها طول السنة وإنما يسرع بوضعها عندما يبدأ الثلج في السقوط وبذلك يضيع جزء لا يتم تسجيله، كذلك على سفوح المرتفعات لا يمكن للجهاز أن يتلقى كل الثلج الساقط بسبب زاوية الميل، ويضاف إلى ذلك أن الثلج الذي يسقط في مكان ما وخاصة في مناطق المرتفعات لا يظل في مكانه وإنما ينحدر إلى المناطق المجاورة.
والثلج عبارة عن قطرات متجمدة وله أشكال مختلفة، فقد يكون على هيئة مثلثات أو معينات أو غيرها، ويغطي الثلج المتساقط سطح الأرض في طبقة هشة في أول الأمر ولكنها لا تلبث أن تتماسك إذا ما كثرت كمية الثلج الساقطة فيتحول الثلج في هذه الحالة إلى الجليد lce.
وتسقط كميات من الثلج في العروض دون المدارية ولكن الثلج في هذه العروض لا يلبث على سطح الأرض فترة طويلة وإنما يذوب بعد سقوطه بفترة قصيرة، أما في العروض الاستوائية والمدارية فإن الثلج لا يسقط إلا على الارتفاعات العالية، كذلك يسقط الثلج في العروض المعتدلة الباردة. غير أن الثلج لا يوجد بصفة دائمة هناك إلا في مناطق المرتفعات، حيث يوجد ما يسمى "بخط الثلج الدائم" وهو الارتفاع الذي فوقه يظل الثلج دون ذوبان طول السنة سواء في الشتاء أو في الصيف، وارتفاع هذا الخط كبير في العروض الاستوائية والمدارية ثم يقل كلما اتجهنا نحو القطبين حتى نصل إلى عروض يظل الثلج فيها على سطح الأرض طول العام حتى على ارتفاع سطح البحر.
البرد: Hail هو مظهر آخر من مظاهر التساقط غير أنه يسقط نادرًا وفي مناطق محدودة، والبرد عبارة عن كرات من الجليد، يتراوح نصف قطرها بين ١.٥ إلى ١٠ سنتيمترات، وقد يكون حجم حبات البرد كبيرًا بحيث تؤدي إلى تهشم زجاج النوافذ، كما حدث في مدينة طرابلس الغرب في ليبيا في شتاء سنة


١٩٥٥ وفي القاهرة في يوم ٨ نوفمبر سنة ١٩٦٦، ويحدث سقوط البرد عادة أثناء هبوب العواصف الرعدية، فيحدث أن تتكاثف قطرات من الماء ثم تتجمد داخل السحب ويضاف إليها قطرات أخرى فيثقل وزنها وتحاول السقوط ولكن بسبب وجود حركة التصاعد القوية فإن التيارات الهوائية الصاعدة تحملها معها إلى أعلى حتى يزداد وزنها ولا يستطيع الهواء حملها فتسقط إلى الأرض.
ويندر سقوط البرد في المناطق القطبية لخلوها من العواصف الرعدية، وكذلك يندر سقوطه في المناطق الاستوائية؛ لأن البرد يذوب قبيل وصوله إلى الأرض.
السحب: Cloud تتكون السحب من ملايين من الجزئيات الصغيرة من الماء، وبسبب صغر هذه الجزئيات يستطيع الهواء أن يحملها وتتمكن الرياح من نقلها وتحريكها من مكان لآخر. وهناك تشابه كبير بين السحب والضباب، والضباب ليست إلا سحابة ترسو على سطح الأرض.
وأهمية السحب في دراسة المناخ هي أنها مصدر الأمطار والثلوج المتساقطة وإن كان ليس من الضروري أن تسقط جميع السحب أمطارًا إلا أن سقوط الأمطار لا بد أن يسبقه وجود سحب، كما أن للسحب أثرًا آخر يتعلق بالإشعاع الشمسي والإشعاع الأرضي كما ذكرنا من قبل.
وتنقسم السحب إلى الأنواع الرئيسية الآتية:
المجموعة الأولى:
وهي السحب المرتفعة ومتوسط ارتفاعها ٢٠.٠٠٠ قدم وتنقسم إلى:
١- السمحاق: Cirrus وتوجد هذه السحب على ارتفاع كبير وتتكون من حبات الثلج وتشبه في شكلها الريش أبيض اللون. وليس لهذه السحب ظل على سطح الأرض. ويدل وجودها على الجو الصحو ولكن إذا زاد سمكها وكثافتها دل ذلك على قرب حدوث جو رديء.


ب- السمحاق الركامي Cinrocumlus ويوجد على شكل قطع أو بقع بيضاء وفي مجموعات مع بعضها.
جـ- السمحاق الطبقي Cirrostratu وهذه السحب توجد على شكل قناع أبيض يغطي السماء فيصبح شكلها مثل اللبن، وقد تحجب هذه السحب ضوء الشمس.
المجموعة الثانية:
وهي السحب متوسطة الارتفاع. ومتوسط ارتفاعها يتراوح بين ٦٥٠٠قدم و ٢.٠٠ قدم وتنقسم إلى:
أ- الركامي المرتفع Altocumulus وهذه السحب تشبه الكتل وتكون طبقات تنتظم على شكل خطوط أو موجات ويختلف عن السمحاق الركامي في أن كتلة أكبر حجمًا ويضرب لونها إلى الغمق في الجزء الأسفل.
ب ـ الطبقي المرتفع Altostratus وهذه السحب عبارة عن طبقة ذات لون رمادي أو ضارب إلى الزرقة وتوجد بها بقع تحجب أشعة الشمس.
المجموعة الثالثة:
وهي السحب المنخفضة وارتفاعها أقل من ٦٥٠٠ قدم وقد تصل إلى قرب سطح الأرض وتنقسم إلى:
أ- الركامي الطبقي Statocumulus ويتكون من لفات كثيفة من السحب بينها أجزاء خفيفة وقطع السحاب منظمة في أشكالها ولونها رمادي غامق.
ب- الطبقي Stratus وهي سحب منخفضة رمادية اللون منتظمة تشبه الضباب ولكنها لا تصل إلى سطح الأرض وإن كانت قريبة منها وقد تسقط منها قطرات من المطر الخفيف.
جـ- المزن الطبقي Nimbosrtatus وهو سحاب كثيف عديم الانتظام من ناحية الشكل، ويحتمل سقوط المطر منه وهو غامق اللون.


المجموعة الرابعة:
وهي السحب ذات الامتداد الرأسي الكبير ويتراوح ارتفاعها بين ١٦٠٠قدم، ٦٠٠٠قدم، وتنقسم إلى:
أ- الركامي Cumulus وهي سحب تشبه في شكلها زهرة القرنبيط، وهذه السحب يدل وجودها على أن هناك حركة تصعيد في الهواء، غير أن معظمها يوجد أثناء الجو الصحو.
ب- المزن الركامي Cumulonimbus وهي سحب ترتفع رأسيًا حتى تصل إلى مستوى التكاثف ويصحبها سقوط أمطار غزيرة وحدوث رعد وبرق وأحيانًا سقوط البرد.
المطر والتساقط:
كيف يحدث التساقط:
ذكرنا سابقًا أنه لا بد من وجود سحب حتى يمكن سقوط الأمطار، ولسقوط المطر لا بد من وجود نواة تتكاثف حولها حتى يصبح حجم قطرات المياه من الثقل بحيث لا يستطيع الهواء حملها فتسقط إلى الأرض، ومن العوامل الأساسية التي يترتب عليها سقوط الأمطار حالة الثبات Stability أو عدم الثبات lnstability في الكتلة الهوائية، ومن المعروف أن الأمطار تسقط إذا كانت الكتلة الهوائية تتصف بعدم الثبات، وعدم الثبات في الكتلة الهوائية معناه أن الهواء لا يقاوم الارتفاع الرأسي أو التصعيد، وأن معدل انخفاض الحرارة بالارتفاع كبير، أما في حالة الثبات فإن الهواء يقاوم أي حركة رأسية ولا توجد فرصة لحدوث حركة تصعيد ويساعد على ذلك بالطبع تبريد الأجزاء السفلى من الكتلة الهوائية بحيث يصبح معدل انخفاض الحرارة قليل جدًا. وفي هذه الحالة تنعدم فرص سقوط المطر.
قياس المطر: جهاز قياس المطر Rain gage عبارة عن إناء أسطواني نصف قطره ٢٠سم يوجد في جزئه العلوي قمع يصل المطر الساقط عن طريقه إلى


داخل الإناء، وبداخل الإناء أنبوبة طولها حوالي ٥٠ سم ويمكن قياس كمية المطر الموجودة في الأنبوبة بواسطة مسطرة توضع داخل الأنبوبة "شكل ٣٢".
"شكل ٣٢" مقياس المطر.
وهناك جهاز قياس مطر يعمل بالكهرباء ويقوم بتسجيل كل ٠.٠٢٥ سم من المطر تسقط ويستقبلها الجهاز.
وللحصول على نتائج دقيقة لا بد أن يوضع جهاز المطر في مكان مكشوف بعيدًا عن الأشجار والمباني، كذلك لا يصح وضع الجهاز في مكان مرتفع كثيرًا عن الأجزاء المحيطة؛ لأن شدة سرعة الرياح تعرقل وصول المطر الساقط كله إلى الجهاز
أنواع المطر حسب أسباب سقوطه: يمكننا القول أن جميع التساقط يحدث نتيجة لعملية تبريد الكتلة الهوائية بسبب ارتفاع الهواء إلى أعلى، لذلك علينا أن


ندرس الأسباب التي تؤدي إلى ارتفاع الهواء إلى أعلى، غير أننا يجب أن نأخذ في الاعتبار عند الكلام عن كل عامل من هذه العوامل على حدة، أنه ليس من الضروري أن يسقط المطر نتيجة لعامل واحد فقط في كل حالة، وإنما قد يجتمع عاملان أو حتى ثلاثة مرة واحدة في مكان واحد.
المطر التصاعدي: نتيجة لتسخين الهواء فإنه يتمدد ويضطر للارتفاع إلى أعلى وبارتفاعه يبرد حتى تصل درجة حرارته إلى نقطة الندى فيحدث التكاثف، وحدوث التكاثف يؤدي إلى إطلاق سراح الحرارة الكامنة في ذرات بخار الماء وتعمل هذه الحرارة على تسخين طبقات الهواء التي تمت بها عملية التكاثف، فيحدث تصعيد آخر وهكذا تستمر العملية على مستويات مختلفة حتى تنخفض نسبة بخار الماء في الهواء أو حتى يبرد إلى درجة لا تساعد على ارتفاعه مرة أخرى ومن صفات مطر التصعيد أنه يحدث في مناطق محدودة وليس على نطاق واسع والسحب المصاحبة لهذا النوع ولكنها من الأمطار هي الركامي أو المزن الركامي. وتستمر الأمطار فترة قصيرة من الزمن ولكنها أمطار غزيرة منهمرة؛ لذلك فهي غير مفيدة كثيرًا للمحاصيل الزراعية ويضيع معظمها في الجريان على سطح الأرض ويضر ذلك بالتربة إذ يؤدي إلى جرفها وتعريتها. وقد تحدث العواصف الرعدية الناتجة عن التصعيد في العروض المعتدلة والباردة أثناء الساعات الدفيئة من النهار وذلك في فصل الصيف فقط.
وأهم مناطق سقوط مطر التصعيد هي العروض الاستوائية والمدارية حيث يسقط المطر هناك بصورة منتظمة في كل أيام السنة وفي الساعات الدفيئة من النهار.
المطر التضاريسي:
تضطر الكتل الهوائية إلى الارتفاع إذا قابلت عوائق تضاريسية مثل الجبال والهضاب العالية وحتى التلال أحيانًا. وحيث إن بخار الماء يتركز في الطبقات السفلى من الغلاف الغازي. فإن مطر التضاريس قد


يسقط نتيجة لوجود أي عائق حتى إذا كان منخفضًا فسواحل القارات في مواجهة الرياح قد تكون سببًا لسقوط أمطار غزيرة حتى لوكانت تلك السواحل منخفضة،
"شكل ٣٣"
ومن أمثلة العوائق التضاريسية التي تؤدي إلى سقوط أمطار غزيرة جبال هملايا في شمال الهند وجبال كسكيد Cascade في غرب الولايات المتحدة، وتسقط الأمطار غزيرة على السفوح المواجهة للرياح d Windwa أما السفوح غير المواجهة للرياح Leeward فلا يصيبها نصيب يذكر من الأمطار ويقال إنها تقع في ظل المطر Rain Shadow وذلك؛ لأن الرياح تفقد معظم ما بها من بخار الماء على السفوح المواجهة لها، كما أن الرياح بعد عبورها للمرتفعات وفقدانها لبخار الماء تكون دفيئة بسبب هبوطها وما يصحب ذلك من عملية تسخين وبسبب إضافة الحرارة الكامنة الناتجة عن تكاثف بخار الماء إلى الهواء "شكل ٣٢، شكل ٣٤".
وليس لمطر التضاريس دورة يومية أو فصلية خاصة كما هو الحال بالنسبة للمطر


التصاعدي، وإنما نجد أن مطر التضاريس يجتذب المطر الموجود في الكتل الهوائية التي تمر على المرتفعات وقت مرورها، وقد تحتاج الكتلة الهوائية إلى عملية رفع بسيطة حتى يحدث التكاثف ويسقط المطر.
"شكل ٣٤"
المطر الإعصاري:
يسقط هذا النوع من الأمطار نتيجة لمرور انخفاضات جوية أو ما نسميه بالأعاصير Cyclones ويحدث أن يجتذب الإعصار تيارات هوائية من الشمال والجنوب أو بمعنى آخر من مصدرين مختلفين في حرارتهما، وعندما يحدث تقابل بين تيارين هوائيين فلابد من حدوث حركة تصاعدية، وبالطبع يصعد الهواء الدافئ وهو الأخف وزنا إلى أعلى، "شكل ٣٥" وارتفاع الهواء إلى أعلى يؤدي إلى برودته وحدوث التكاثف خاصة إذا كان الهواء محملًا ببخار الماء، وهذا الوضع يحدث أثناء مرور الأعاصير في العروض المعتدلة حيث تلتقي الكتل الدفيئة القادمة من العروض المعتدلة بالكتل الهوائية الباردة القادمة من ناحية القطب. أما في حالة تقابل الكتل الهوائية في المناطق الاستوائية والمدارية فإنه لا تنتج عن ذلك آثار مناخية هامة؛ ذلك لأن الكتل الهوائية التي تتقابل في هذه العروض تكون متشابهة من حيث حرارتها.
فصلية المطر: Seasonality أي مناقشة تفصيلية للمطر لا يكفي أن تتناول كمية المطر السنوي فقط، ولكن لا بد من معرفة فصلية المطر ومدى الاعتماد على


"شكل ٣٥"
المطر وتركيز المطر ودرجة غزارته. وكذلك درجة احتمال سقوط المطر أو عدم سقوطه.
فمن المهم أن نعرف متى يسقط المطر، وفي أي فصل من الفصول، إذ لا يكفي أن نعرف أن كمية المطر السنوي في مكان ما هي ٤٠ سم إذ قد يسقط من هذه الكمية ٣٠ سم في فصل الصيف أو بالعكس، ولفصلية المطر أهمية كبيرة فيما يتعلق بالنباتات، ففي العروض الوسطى تستفيد النباتات من مطر الصيف أكثر من مطر الشتاء؛ ذلك لأنه في الصيف يأتي المطر مع ارتفاع درجة الحرارة وهو فصل النمو عندما تكون النباتات في حالة نشاط.
وفي العروض المدارية لا يهم كثيرًا في أي فصل من فصول السنة يسقط المطر، حيث إن الحرارة مرتفعة باستمرار.
درجة الاعتماد على المطر: Reliabity وهذه تتعلق بمدى الذبذبة التي تحدث في كمية المطر من سنة لأخرى، وقد لوحظ أن الذبذبة في الأقاليم ذات المطر الغزير أقل منها في الأقاليم الجافة أو بمعنى آخر أن درجة الاعتماد على المطر تقل كلما قلت كميته، ولهذا أهمية كبيرة بالنسبة للزراعة في الأقاليم شبه الجافة والجافة حيث تتعرض المحاصيل لأخطار قلة المطر أو تأخره في بعض السنوات، كذلك في الدراسات المناخية لا بد من الحصول على إحصائيات عن المطر لمدة طويلة قد تصل إلى ٢٥ سنة في حالة الأقاليم الجافة حتى تكون النتئائج دقيقة، بينما قد تكفي ١٠ سنوات في حالة الأقاليم المطيرة.


تركيز المطر ودرجة غزارته: lntensity
من المهم أن نعرف عدد الأيام التي يسقط فيها المطر وكمية المطر التي تسقط في اليوم الماطر، ويهتم الزراع بمعرفة عدد الأيام التي يسقط بها المطر وكيفية توزيعها على مدار السنة لما في ذلك من أهمية قصوى بالنسبة للمحاصيل.
التوزيع العام للمطر في العالم: يعتمد توزيع المطر في العالم على عوامل متعددة فقد تكون مرتبطة بمرور الأعاصير أو بحدوث حركة تصعيد للهواء عن طريق تسخينه أو قد تكون منطقة مرتفعات، ومن أهم مظاهر توزيع المطر في العالم ما يلي:
١- هناك منطقة مطر غزير حول خط الاستواء وذلك في منطقة الجبهة المدارية lnter Tropical Convergence.
٢- المناطق دون المدارية Subtropical تتميز بقلة المطر حيث تفترق الرياح عند خطي عرض ٣٠ شمالًا وجنوبًا، ويوجد هواء هابط وضغط مرتفع مما لا يساعد على سقوط الأمطار.
٣- بالاتجاه نحو القطبين تبدأ كمية المطر في الزيادة وتوجد منطقة مطر غزيرة فيما بين خطي عرض ٤٠، ٥٠ شمالًا وجنوبًا، وهذا هو نطاق تقابل الرياح وحدوث الأعاصير.
٤- تبدأ كمية المطر في القلة مرة أخرى نحو القطبين فيما وراء خطي عرض ٥٥ شمالًا وجنوبًا.
٥- من تفاصيل توزيع المطر أن المناطق الجافة وشبه الجافة تتركز في غرب القارات حيث تشتد حركة هبوط الهواء في مناطق الضغط المرتفع وحيث تمر بهذه السواحل الغربية تيارات مائية باردة، وفي العروض الوسطى والعليا نجد أن الأجزاء الجافة توجد في قلب القارات حيث تبعد عن مصدر الرطوبة، وتبدو هذه الظاهرة أكثر وضوحًا في قارات نصف الكرة الشمالي بسبب اتساع الكتل اليابسة "شكل ٣٦".


التوزيع الفصلي للمطر:
نلاحظ على التوزيع الفصلي للمطر في العالم ما يأتي:
١- لا توجد فصلية واضحة للمطر في العروض الاستوائية، فالمطر يتوزع فيها على مدار السنة.
٢- إلى الشمال والجنوب من خط الاستواء بين خطي عرض ١٠، ١٥ تبدأ الفصلية في سقوط المطر في الظهور، وترتبط قيمة المطر بفصل الحرارة المرتفعة وبانتقال الجبهة المدارية إلى الشمال والجنوب مع حركة الشمس الظاهرية.
٣- في العروض المدارية بين خطي عرض٢٠ درجة، ٣٠ درجة شمالًا وجنوبًا نجد أن فصل المطر هو فصل الشتاء وهو فصل مرور الأعاصير
"شكل ٣٦"


٤- في العروض العليا ابتداء من خط عرض ٤٠ درجة ومتجها نحو القطب توجد عروض مطيرة طول العام، غير أن السواحل الغربية في هذه العروض تنال كمية من المطر في فصل الشتاء، أما داخل القارات وشرقها فينال كمية أكبر من المطر في فصل الصيف "انظر شكل ٣٦".
٥- قلب القارات مطره أكثر في فصل الصيف نتيجة لارتفاع حرارته وحدوث حركة تصعيد للهواء.
نظم المطر:
يمكن أن نجمل نظم المطر وتوزيعها على العالم فيما يلي١:
١- النظام الاستوائي:
ويسود على جانبي خط الاستواء بين خطي عرض ٥ درجة شمالًا وجنوبًا، وتبلغ كمية المطر السنوي في هذا النطاق حوالي ١٥٠ سم سنويًا وقد تصل إلى ٢٠٠ سم، وهناك بالطبع بعض اختلافات محلية نتيجة لتباين مظاهر السطح أو توزيع اليابس والماء فالمطر في حوض الكونغو أقل منه
"شكل ٣٧"

S. petterssen lntroduction to Meteorolgy ,New York, ١٩٥٨ pp ٢٦٥-٢٨٢


في جزر الهند الشرقية؛ وذلك لارتفاع السطح في جزر الهند الشرقية، ولأنها محاطة بالماء.
ويسقط المطر في الأقاليم الاستوائية طول العام، وليس هناك فصل جفاف، غير أن للمطر الاستوائي قمتان في الاعتدالين الربيعي والخريفي، وهاتان القمتان ترتبطان بحركة الشمس الظاهرية، وتمثل هذا النظام مدينة ليبرفيل في حوض الكنغو "شكل ٣٧".
وتأخذ قمتا المطر في الاقتراب من بعضها كلما بعدنا عن خط الاستواء؛ لذلك يمكن تمييز نظام شبه استوائي يظهر بين خطي عرض ٥، ٨ درجة شمالًا وجنوبًا، وفي هذا النظام تبدأ كمية المطر في القلة، وتبدأ قمة المطر في التركيز في فصل الصيف، وتمثل هذا النظام مدينة واو في جنوب السودان "شكل ٣٨".
٢- النظام السوداني:
وقمة المطر في هذا النظام توجد في فصل الصيف. بحيث يصبح فصل الشتاء فصل جاف. كذلك كمية المطر في هذا الإقليم أقل منها في الإقليم الاستوائي. وتظل كمية المطر في التدرج نحو القلة حتى نصل إلى الإقليم


الصحراوي الحار. ويمثل النظام السوداني مدينة ملكال في وسط السودان "شكل ٣٩".
"شكل ٣٩"
٢- النظام الصحراوي الحار:
ابتداء من خطي عرض ١٨ درجة شمالًا وجنوبًا يأخذ المطر في الندرة، ويظهر في النظام الصحراوي ويمتد حتى خطي عرض ٣٠ درجة شمالًا وجنوبًا خاصة في غرب ووسط القارات، ويلاحظ أن أطراف الإقليم الصحراوي المتاخمة للإقليم السوداني تنال أمطارها في فصل الصيف فتتبع في ذلك النظام السوداني. بينما الأطراف المتاخمة لإقليم البحر المتوسط تنال أمطارها في فصل الشتاء متأثرة في ذلك بالأعاصير التي تصيب إقليم البحر المتوسط في فصل الشتاء. ومن أمثلة الإقليم الصحراوي على أطراف الإقليم السوداني مدينة الخرطوم، ومن أمثلة الإقليم الصحراوي على أطراف إقليم البحر المتوسط مدينة القاهرة "شكل ٤١".
٤- النظام الموسمي:
سبق أن عرضنا النظام الموسمي للرياح وشرحنا كيف أن النظام الموسمي يخضع للفصلية الحادة؛ نتيجة لاختلاف درجة حرارة اليابس


"شكل ٤١"
والماء في فصل الصيف والشتاء وما يترتب على ذلك من اختلافات في الضغط الجوي، ومن المعروف أن الرياح الموسمية الشتوية الخارجة من اليابس لا تحمل مطرًا؛ لذلك يتميز فصل الشتاء في الإقليم الموسمي بالجفاف فيما عدا بعض أجزاء محدودة بسبب ظروف محلية خاصة، أما في فصل الصيف فتسقط أمطار غزيرة


تجلبها الرياح الموسمية الصيفية التي تهب من البحار محملة ببخار الماء، وقد سجلت أكبر كميات للمطر في العالم في الأقليم الموسمي في مدينة تشيرابونجي على السفوح الجنوبية لجبال هملايا، حيث تصل كمية المطر السنوي إلى حوالي ١٠٦٠ سم. ومن أمثلة النظام الموسمي مدينة بومباي في الهند "شكل ٤٢".
"شكل ٤٢"
٥- نظام البحر المتوسط:
يوجد هذا النظام بين خطي عرض ٣٠، ٤٠ درجة شمالًا وجنوبًا في غرب القارات، وكذلك في منطقة حوض البحر المتوسط، وفي فصل الصيف تسود في هذا الإقليم الظروف الصحراوية الجافة، أما في فصل الشتاء فيتعرض هذا الإقليم لمرور الانخفاضات الجوية التي تؤدي إلى سقوط مطر إعصاري، وتتراوح كمية المطر في هذا الإقليم بين ٥٠، ١٥٠سم، ويمثل هذا النظام مدينة الجزائر.


٦- النظام الصيني:
يظهر هذا النظام في شرق القارات في نفس عروض نظام البحر المتوسط، ويتميز هذا النظام بسقوط أمطاره طول العام، وإن كانت هناك قمة واضحة في فصل الصيف، ويساعد على زيادة المطر في فصل الصيف وجود النظام الموسمي في هذه الجهات، وكمية المطر في هذا الإقليم أكثر منها في إقليم البحر المتوسط، ويمثل هذا الإقليم مدينة شنغهاي "شكل ٤٣".
"شكل ٤٣"
٧- نظام غرب أوربا:
يوجد هذا النظام على السواحل الغربية للقارات بين خطي عرض ٤٠، ٦٠ درجة شمالًا، وجنوبًا، ويسقط المطر في هذا الإقليم طول العام، وإن كانت هناك قمة ملحوظة أثناء فصلي الشتاء والخريف بسبب ازدياد نشاط الأعاصير في هذين الفصلين، ويمثل هذا النظام مدينة فالنسيا في جنوب غرب جزيرة أيرلندة "شكل ٤٤".
٨- النظام اللورنسي:
ويسود هذا النظام في شرق القارات في عروض إقليم غرب أوربا، وقد سمي بهذا الاسم نسبة إلى حوض سنت لورنس بأمريكا الشمالية، ويسقط المطر في هذا الإقليم طول العام غير أن هناك قمة واضحة في فصل الصيف، ويمثل هذا النظام مدينة كويبك في كندا "شكل ٤٥".


٩- النظام القاري في العروض المعتدلة:
يوجد هذا النظام في الأجزاء الداخلية من العروض المعتدلة، والمطر في هذا الإقليم قليل إذ تسود به ظروف صحراوية أو شبه صحراوية، ومعظم الأمطار في هذا الإقليم تسقط في فصل الصيف
"شكل ٤٥"


عندما ترتفع الحرارة فوق اليابس وينخفض الضغط، وبذلك يسود نظام شبه موسمي، بينما في فصل الشتاء تتركز مناطق ضغط مرتفع فوق القارات فلا تسمح بوصول رياح رطبة إليها، وبذلك يسود الجفاف، ويمثل هذا النظام مدينة كييف عاصمة أوكرانيا في الاتحاد السوفيتي "شكل ٤٦".
"شكل ٤٦"
١٠- نظام التندرا:
ويسود هذا النظام في المناطق القطبية حيث تشتد البرودة طول العام، والمطر في هذا الإقليم نادر بسبب ارتفاع الضغط وشدة البرودة التي لا تساعد على أن تحمل الكتل الهوائية كمية كبيرة من بخار الماء، ويسقط معظم المطر في فصل الصيف القصير ولا تتعدى كمية المطر في هذا الإقليم ٢٥ سم في السنة، لذلك يطلق البعض على هذه الجهات اسم الصحراء الجليدية.


<span data-type="title" id=toc-8>الفصل الرابع: الكتل الهوائية والجبهات </span>Air Masses and Fronts
الكتلة الهوائية عبارة عن جزء كبير من الهواء المتجانس من ناحية حرارته ورطوبته، وتتكون الكتلة الهوائية إذا ظل الهواء لفترة طويلة فوق سطح متجانس يتميز بالمساحة الواسعة؛ وذلك حتى يكتسب الهواء صفات الإقليم، وتسمى هذه الأقاليم التي تتكون فيها الكتل الهوائية Source Regions، ومعظم مناطق تكون الكتل الهوائية توجد في مناطق الضغط المرتفع، حيث الهواء راكد وحركته الرأسية ضعيفة، ومن أمثلة ذلك سيبيريا وشمال كندا في فصل الشتاء، والصحراء الكبرى في فصل الصيف.
وبالطبع لا تظل الكتلة الهوائية في مكانها طول الوقت، وإنما تتحرك وتصيبها عادة تعديلات في صفاتها المناخية من ناحية الحرارة والرطوبة خاصة في أجزائها السفلى نتيجة لمرورها على سطوح تختلف صفاتها المناخية عن الكتلة الهوائية في مصادرها الأصلية، غير أن الكتل الهوائية تظل محتفظة بالكثير من صفاتها الأساسية التي اكتسبتها في أقاليم مصادرها الأصلية.
وعندما تتقابل كتلتان هوائيتان مختلفتان في حرارتهما ورطوبتهما، فإنهما لا تندمجان مع بعضهما بسهولة، وإنما يتكون حد فاصل بينهما حيث يبدأ الهواء الأكثر دفئًا في الصعود فوق الهواء الأبرد، وتسمى منطقة التقابل هذه بسطوح عدم الاستمرار Surfaces of Discontinuity أو بالجبهات FronrsK والجبهات ليست خطوطًا وإنما هي مناطق واسعة يتراوح عرضها عادة بين ٥٠، ٨٠ كيلو مترًا.
ولوجود الجبهات أثر كبير في الصفات المناخية للمنطقة التي تتأثر بها،


ولا تظل الجبهات في أماكنها وإنما تتحرك تبعًا لحركة الشمس الظاهرية، وعلى طول الجبهات تتكون اضطرابات جوية وتتولد الأعاصير التي يكون هواء الكتلة الدفيئة جزءًا منها بينما يكون هواء الكتلة الباردة الجزء الآخر، فإذا كان الهواء الدافئ أقوى فإنه يتحرك بسرعة ويصعد إلى أعلى وتسمى هذه بالجبهة الدفيئة Warm Front، أما إذا كان العكس وكان الهواء البارد هو الذي يدفع الهواء الدافئ إلى أعلى ويحل محله تسمى هذه بالجبهة الباردة Cold Front.
تقسيم الكتل الهوائية:
أي تصنيف للكتل الهوائية لا بد أن يبدأ باعتبار مصادرها الأصلية وتستخدم الحروف الأبجدية كرموز لتمييز الكتل الهوائية عن بعضها، فهناك تقسيم على أساس خطوط العرض سواء أكانت الكتلة الهوائية قطبية ويرمز لها بالحرف p أو مدارية ويرمز لها بالحرف T.
أما الدرجة الثانية من التقسيم فهي على أساس طبيعة المصدر سواء أكانت قادمة من اليابس ويرمز لها بالحرف c أو قادمة من فوق مسطحات مائية ويرمز لها بالحرف m.
وإذا كانت الكتلة الهوائية تتميز بالثبات أي أن انخفاض الحرارة بالارتفاع في أجزائها المختلفة أقل من المعدل العادي وكان احتمال سقوط المطر منها ضعيفًا يرمز لها بالحرف s، أما إذا كانت غير ثابتة فإنه يرمز لها بالحرف u.
وأخيرًا إذا كانت الكتلة الهوائية أبرد من السطح الذي تمر فوقه رمز لها بالحرف k أما إذا كانت أدفأ أضيف لها الحرف w ومجموع هذه الحروف يعطي الصفات العامة الأساسية للكتلة الهوائية فمثلًا إذا رمزنا لكتلة هوائية بأنها cp sk فمعنى هذا أن الكتلة الهوائية ذات أصل قطبي قاري أي أنها تأتي من العروض العليا ومن داخل القارات وإنها تتميز بالثبات، ولا يحتمل أن يصحبها سقوط مطر كما أن درجة حرارتها منخفضة عن السطوح التي تمر عليها.
أما إذا رمزنا لكتلة هوائية أخرى بأنها m Tuw فمعنى هذا أنها ذات أصل مداري بحري أي أنها تأتي من العروض المدارية وتتكون فوق مسطحات مائية


كما أنها غير ثابتة ويحتمل أن تصحبها أمطار، كذلك درجة حرارتها أدفأ من السطوح التي تمر عليها.
وبالإضافة إلى هذه الأقسام الرئيسية للكتل الهوائية يوجد قسمان آخران وإن كان توزيعهما في العالم قليل، وهما الكتل الهوائية القطبية ويرمز لها بالحرف A، والكتل الهوائية الاستوائية ويرمز لها١ بالحرف "E".
الجبهات الهوائية:
ذكرنا من قبل أن مناطق الجبهات الهوائية هي المناطق التي تتلاقى فيها كتل من الهواء متفاوتة في خصائصها، وعلى هذا نجد ثلاثة أنواع رئيسية لهذه الجبهات الهوائية:
١- الجبهة المدارية: وتتكون في العروض القريبة من خط الاستواء نتيجة لتلاقي الكتل الهوائية المدارية إلى الشمال من خط الاستواء والكتل الأخرى إلى الجنوب من خط الاستواء، وهذه الكتل الهوائية لا تختلف عن بعضها كثيرًا من ناحية درجات الحرارة؛ لذلك كانت الاضطرابات الجوية الناتجة عنها ضعيفة وآثارها المناخية محدودة.
٢- الجبهة القطبية ويرجع الفضل الأكبر في دراستها إلى عالم المناخ والمتيورلوجي النرويجي بيركنز Bjerknes الذي يعتبر أول من درس الظواهر الجوية في العروض المعتدلة على أساس ربطها بالكتل الهوائية والجبهات، وتبدو الجبهة القطبية كمجموعة من الجبهات يتكون بعضها فوق اليابس وبعضها الآخر فوق الماء، وتتفاوت الكتل الهوائية التي تلتقي في هذه العروض من ناحية حرارتها ورطوبتها فبعضها قدام من العروض المدارية وتكون حرارته مرتفعة ورطوبته عالية وبعضها الآخر قادم من ناحية القطبين أكثر برودة وأقل رطوبة، ويؤدي تقابل هذه الكتل المختلفة إلى حدوث اضطرابات جوية عنيفة تطغى آثارها على الصفات المناخية للعروض التي تتأثر بها.

١ Jerome Namias, "An lntrcduction to the Study of Air Mass and lsentropic Analysis" Milton Mass ١٩٤٠


٣- الجبهة المتجمدة وتوجد في العروض العليا بالقرب من الدائرتين القطبيتين وهنا تلتقي الكتل الهوائية القادمة من القطبين مع الكتل الهوائية القادمة من العروض الوسطى "٣٠ ْ- ٤٠ ْ"، وتتميز هذه الجبهة بأن نشاطها ضعيف.
ويلاحظ أن هذه الجبهات الثلاثة تتحرك نحو الشمال والجنوب مع حركة الشمس الظاهرية نحو الشمال في يولية ونحو الجنوب في يناير، وإذا قارنا بين توزيع الكتل الهوائية والجبهات في فصل الشتاء وفي فصل الصيف نلاحظ ما يلي:-
أ- أن الجبهة المدارية تكون إلى شمال خط الاستواء بقليل في فصل الصيف الشمالي وإلى الجنوب منه في فصل الصيف الجنوبي، ومعظم هذه الجبهة يتكون فوق الماء، وعادة نجد أن الرياح على طول هذه الجبهة أقل حرارة من الجهات التي تهب عليها.
ب - الجبهات القطبية في شهر يوليو في نصف الكرة الشمالي تتقابل عندها كتل هوائية متفاوتة في حرارتها ورطوبتها، وتتمثل في الكتل القطبية القارية على اليابس cp والبحرية على الماء mp وفي الكتل المدارية البحرية القادمة من الجنوب mT.
جـ- تتحرك الجبهات القطبية في نصف الكرة الشمالي نحو الجنوب في يناير بحيث يتأثر بها حوض البحر المتوسط، وجزء كبير من المحيط الأطلسي ممتدًا من جزر آزور حتى خليج المكسيك، كذلك جزء من المحيط الهادي ممتدًا من جزر الهند الشرقية نحو الشرق؛ لذلك تتعرض هذه المناطق في فصل الشتاء لمرور الأعاصير التي تتجه من الغرب إلى الشرق على طول هذه الجبهة وتسبب سقوط الأمطار الشتوية التي تتميز بها هذه العروض.
د- الجبهة المتجمدة في نصف الكرة الشمالي يصل أثرها في يناير إلى جزيرة سبتزبرجن وجزيرة نوفيا زمليا فقط، أما في يولية فإن أثرها يمتد إلى جزيرة جرينلند وبعض أجزاء من أوراسيا وأمريكا الشمالية.


هـ- الجبهة القطبية في نصف الكرة الجنوبي سواء في الصيف أو في الشتاء تتميز بأنها منطقة التقاء كتل هوائية بحرية؛ وذلك بسبب سيادة الماء في هذه العروض وقلة المساحات اليابسة التي لا تصلح كمصادر لتكوين كتل هوائية قارية.
الظواهر المناخية المرتبطة بالجبهات الهوائية:
بعد أن عرضنا عرضًا سريعًا للكتل الهوائية والجبهات يحسن أن ندرس بعض الظواهر الجوية التي ترتبط بوجود الكتل الهوائية والجبهات. ولعل أهم هذه الظواهر مرور الانخفاضات الجوية أو ما يسمى بالأعاصير, وتكثر الأعاصير على وجه الخصوص في منطقة هبوب الرياح الغربية ويصحب مرور الأعاصير أو الانخفاضات الجوية مرور ارتفاعات جوية أو أضداد الأعاصير Anti-Cyclones.
الأعاصير وأضداد الأعاصير:
تظهر الأعاصير في خرائط الطقس اليومية على هيئة دوائر مغلقة، وتسود الأعاصير خاصة بين خطي عرض ٣٥ ْ، ٦٥ ْ شمالًا وجنوبًا وبما أن الأعاصير وأضداد الأعاصير توجد في منطقة الرياح الغربية فإنها تتحرك من الغرب إلى الشرق مع اتجاه هذه الرياح، وفي حالة الإعصار يكون أقل أجزائه ضغطًا في المركز ثم يأخذ الضغط في الارتفاع نحو الأطراف، ويكون الاختلاف في الضغط بين المركز والأطراف حوالي بوصة, أما في حالة ضد الإعصار فإن المركز هو أكثر أجزائه ضغطًا ثم يقل الضغط نحو الأطراف ويكون الاختلاف بين المركز والأطراف حوالي نصف بوصة في المتوسط.
حجم الإعصار وضد الإعصار:
توجد أحجام مختلفة للإعصار ولكنها عادة تغطي مساحة كبيرة تبلغ مثلًا ثلث مساحة الولايات المتحدة الأمريكية أو الحوض الشرقي للبحر المتوسط أو بمعنى آخر حوالي ٢ مليون كيلو متر مربع.
اتجاه الإعصار وحركته:
ذكرنا سابقًا أن الإعصار وضد الإعصار يتحركان عادة من الغرب إلى الشرق، غير أنه توجد بعض الأعاصير التي لا تتجه دائمًا من الغرب إلى الشرق كما أن الإعصار قد يتخذ طريقًا يختلف قليلًَا عن الطريق الذي تتخذه الأعاصير الأخرى، ومن ناحية سرعة حركة الإعصار نجد أنه في


"شكل٤٧"
الولايات المتحدة يتحرك الإعصار بسرعة حوالي ٣٠ كيلو مترًا في الساعة أثناء فصل الصيف وحوالي ٤٥ كيلو مترًا في الساعة أثناء فصل الشتاء، أما ضد الإعصار فهو أقل سرعة من الإعصار, وعلى هذا الأساس نجد أن الإعصار قد يستغرق يومين أو ثلاثة لعبور الولايات المتحدة من الساحل الغربي إلى الساحل الشرقي، كما أن الأعاصير التي تمر في شمال مصر تستغرق يومًا أو يومًا ونصف من حدود مصر الغربية إلى حدودها الشرقية.
وكما هو الحال بالنسبة لمناطق الضغط والرياح من حيث إنها تتحرك نحو الشمال والجنوب مع حركة الشمس الظاهرية. فإن الأعاصير وأضداد الأعاصير تتحرك أيضًا نحو الشمال والجنوب من فصل لآخر، وقد عرفنا في فصل سابق أن إقليم البحر المتوسط يتعرض لأعاصير الرياح الغربية العكسية في فصل الشتاء فقط عندما تتحرك مناطق الضغط والرياح ويقع الإقليم في طريق الأعاصير التي تتحرك من الغرب إلى الشرق في منطقة نفوذ الرياح الغربية العكسية، أما في فصل


الصيف فإن إقليم البحر المتوسط يظل بعيدًا عن مناطق نفوذ الأعاصير فتسود به ظروف صحراوية جافة.
تكون الإعصار وتاريخ حياته:
يبدأ تكون الإعصار بتغلب الهواء الدافئ على الهواء البارد على طول جبهة يطلق عليها الجبهة الدفيئة. وباستمرار هذا التغلب يبدأ الإعصار في النمو والقوة، وفي الجزء الجنوبي والجنوبي الشرقي من الإعصار يوجد هواء دافئ قادم من المناطق المدارية ومتجه نحو المناطق القطبية، وفي الناحية الغربية والشمالية الغربية من الإعصار يوجد هواء بارد جاف ذو أصل قطبي، ودورة الهواء في الإعصار تسمح بأن ينزلق الهواء الدافئ فوق الهواء البارد في جزء من الإعصار وذلك على طول الجبهة الدفيئة، وفي جزء آخر يتقدم الهواء البارد نحو الجنوب فيدفع الهواء الدافئ إلى أعلى ويحل محله ويسمى هذا الجزء بالجبهة الباردة، ويظل تقدم الجبهة الباردة نحو الجبهة الدفيئة حتى تلتقي الجبهتان أخيرًا ويتمكن الهواء البارد من التغلب واقتطاع الجزء الدافئ من الهواء ورفعه إلى أعلى ويقضي على الإعصار أو يتم امتلاؤه ويسمى هذا Occlusion "شكل ٤٨".
ولا تتصف الأعاصير بعنف الرياح فيها إلا نادرًا. ومن المعروف أن سقوط الأمطار يصحب مرور الأعاصير بينما تكون السماء صافية والجو ميال للبرودة أثناء مرور ضد الإعصار؛ ذلك لأن الهواء في الإعصار يكون صاعدًا بينما في ضد الإعصار يكون هابطًا.
صفات المطر المصاحب للإعصار:
يمكن تمييز ثلاثة أجزاء في الإعصار بها مطر:
١- مطر الجبهة الدفيئة إلى الشمال والشمال الشرقي والشرق من مركز الإعصار حيث يتقابل الهواء الدافئ الرطب القادم من الجنوب مع الهواء البارد الجاف القادم من ناحية القطب "هذه الاتجاهات بالنسبة لنصف الكرة الشمالي" لذلك يصعد الهواء بسهولة فوق الهواء البارد كما لو كان الهواء البارد سلسلة جبلية


"شكل ٤٨"