هوا و اقلیم شناسی

صفحه 1:


صفحه 2:
جایگاه درس * درس هوا و اقلیم شناسی به ارزش *6 واحد جزء دروس اصلی رشته اقصاد کشاورزی در مقطع کارشناسی 

صفحه 3:
هدفهای ارائه این درس به دانشجویان رشته اقتصاد کشاورزی عبارتند از: شناخت ساختار اتمسفر زمین. شناخت عواملی مانند تابش خورشید» رطوبت, فشار؛ دما كه باعث تغييرات جوى مىشوند. شناخت توده‌ها و جبهه‌های هوا و تقسیم بندی آنها. شناخت اقلیم‌های مختلف و روش طبقه‌بندی آنها. 

صفحه 4:
فیرست درس ‎٠»‏ فصل اول- کلیات سح > توده‌های هوا و * د جبهه ‏* فصل سوم- تایش ‎ae‏ ابرها و بارندگی ‎a aS‏ 7 * فصل پنجم- رطوبت ۰ فصل یازدهم- طبقه‌بندی‌های * فصل ششم- فشان اقليمى ‏۰ فصل هفتم- باد ‎ 

صفحه 5:


صفحه 6:
* داشتن اطلاعاتی در مورد بخشهای مختلف این کره خاکی 0-5 2 » حداکثر تلدش خود را برای استفاده از اين منابع خدادادی به کار برد. کره ایی که در آن زندگی می کنیم از سه بخش اتمسفر» ليتوسفرو هيدرو سفر تشكيل شده است . آنچه که دراین کتاب مورد بررسی قرارمی کیرد » بخشی از دانشی است که به اتمسفر زمین و تغییراتی که درآن بوجود می آید» می پردازد. 

صفحه 7:
* پوشش گازی شکلی که اطراف کره زمین را احاطه کرده است را اتمسفر یا نیوار می گویند. 

صفحه 8:
اقسام متئورهای هواشناسی 6 متثورهای آبگین: این گروه متئورها » از ذرات آب تشکیل شده آند که ممکن است از سطح آب > خاك ويا گیاهان » تحت تاثیر نیروی باد وانرژی حاصل از تابش خورشیدی » وارد آسمان ما اف ‎G‏ متتورهای خاکی: اینها از مورد جامدی که از سطح خاك کنده شده و وارد اتمسفر می شوند. تشکیل یافته اند. مثل گرد وخاك » ذرات شن » كرددهاى كياهى و ... ‏9. متئورهای نوری: اين گروه متئورها برا ثر شکست » انعکاس » پخش وانتشار امواج نورانی در اتمسفر زمین ایجاد می شوند. مانند رعد و برق و شفقهای قطبی ‎ 

صفحه 9:
فصل اول: كليات ديدبانى هواشناسى * مجموعه عملیاتی که به منظور بدست آوردن اطلاعاتى راجع به اتمسفر در يك زمان خاص و دريك مکان خاص صورت می گیرد دید‌بانی هواشناسی می‌گویند. * این دیده بانی شامل اندازه گیری های مربوط به دم رطوبت » فشار » سرعت و جهت باد» شدت و مدت تابش a ۶ 

صفحه 10:
1 دیده‌بانهای مربوط به سطح ‎CO‏ دیده‌بانهای جو بالا که به لایه های بالایی اتمسفر مربوط می شوند . 

صفحه 11:
+ محلی که دیده‌بانیهای هواشناسی در آن انجام می گیرد» ایستگاه هواشناسی می گویند. * در يك ایستگاه هواشناسی » ادوات اندازه گیری عوامل و عناصر جویی نصب شده اند. 

صفحه 12:
انواع ایستگاههای هواشناسی عبارتند از : 6. ایستگاههای بارانی سنجی: در آنها فقط ریزشهای جوی اعم از باران و برف اندازه گیری ميشود. 6 ایستگاههای کلیما تولوژی: دراین ابستگاهها عوامل جوی نظیر بارندگی » دمای هوا » دمای خاك » رطوبت جوی » تبخير » جهت و سرعت باد» مقدار ابر و وضع هوا اندازه گیری می‌شوند. 

صفحه 13:
© ايستكاههاى سينوبتيك: در اين ایستگاهها علاوه بر اندازه كيريهاى مذكورء فشار هوا و جهت حركت ابرها نيز اندازه گیری می‌شوند. <- ایستگاههای جو بالا: دراین ایستگاهها » اندازه گیری های مربوط به ایستگاههای سينوتپيك و نیز فشار » دما» رطوبت » جهت وسرعت باد در ارتفاعات مختلف اندازه گیری می شود. ©- ایستگاههای هواشناسی کشاورزی: دراین ایستگاهها علاوه بر دیده‌بانیهای معمولی» دید‌بانیهای فنولوژی واندازه گیری عواملی که در تخمین نیاز آبی گیاهان و تبادل بخار آب » ©00 و ساير عوامل مؤثردر رشد گیاهان » انجام می‌گیرد. 

صفحه 14:
مخابره اطلاعات حاصل از دیده بانی * در ایستگاههای ذکر شده اطلاعات بمنظور مخابر» شدن بایستی به صورت کد در آیند و سپس به صورت کدهای مخصوص به مرکز مخابره شوند. برای هر ایستگاه يك شماره منطقه و يك شماره ایستگاه داریم که مشخص کننده موقعیت ایستگاه در سطح جهانی است . 

صفحه 15:
* برخی از ادوات مورد استفاده بمنظور سنجش عناصر جوی» نسبت به یکسری عوامل نظیر باد » تابش مستقیم و ... حساس هستند. از اين جهت . آنها را داخل جعبه ای به نام پناهگاه هواشناسی قرار میدهند . 

صفحه 16:
مشخصات پناهگاه های هواشناسی ۰ این پناهگاهها در حالت استاندارد» به شكل مكعبى به طول ‎PO‏ ‎PO Vase‏ 5 ارتفاع 060 هستند. معمولا کف آنها را دو جداره می سازند تا تاثیر زمینتاب بر روی ادوات اندازه گیری به حداقل برسد و دیواره های آنها را به شکل کرکره ای و طوری می سازند که اولا تشعشع مستقیم وارد آنها نشود و ثانيا هوا به راحتى به يناهكاه وارد و از آن خارج شود. اين كركره ها به صورت تعدادى عدد © هستند كه روى هم قرار مى كيرند . در برخى مناطق قسمت بالايى يناهكاه را نيز دو جداره مى سازند. ارتفاع اين يناهكا ه ها از سطح زمين بين (000©- 66) سانتی متر است. 2557 

صفحه 17:


صفحه 18:
2۳ ae 0- هواشناسی ديناميك * این علم حرکتهای جو را در. جهات افقی و عمودی و عوامل بوجود آورنده آنها را مورد بررسی قرار می دهد. 0 هواشناسی سینوپتيك ۰_هواشناسی سینوپتیکی دانشي است که قوانین حاکم بر فرایندهای جوی و تغییرات آن را به منظور. پیش بینی وضع هواء مطالعه می نماید. 

صفحه 19:
* اپن علم به بررسی شرایط متوسط عوامل جوى در يك منطقه و تعیین اقلیم آن منطقه می پردازد و تابع مکان بوده وبستگی خاصی به زمان ندارد. خرد اقلیم شناسی ‎٠‏ اين علم به مطالعات جوی در مقیاسهای کوچك و در نزدیکی سطح زمین می پردازد. ‎ 

صفحه 20:
* این علم به مطالعه واکنشهای هوا ومواد آلودکننده واثرات آلودگیها بر روی محيط زیست و موجودات زنده موجود در آن می پردازد. هواشناسی کشاورزی ‎٠‏ این علم ارتباط پارامترهای هواشناسی با تولید محصولات کشاورزی را مورد بحث و بررسی قرار می دهد. به کمك اين شاخه از هواشناسی می‌توان اقلیم های مناسب بربای کشت گیاهان را پیشنهاد نمود. ‎ 

صفحه 21:
۰ علاوه بر شاخه هایی که ذکر گردیده است شاخه هایی دیگری از هواشناسی نیز وجود دارد که مهمترین آنها عبارتند از - ۰ هیدرومتئورولوژی این علم به بررسی ارتباط بین هواشناسی و هیدرولوژی می پردازد. ‎٠‏ هواشناسی آثربونوتيك ( ناوبری هوایی) ‏۰ مهندسی ابزار هو اشناسی که در رابطه با ساخت و استفاده از وسایل مورد استفاده در دیده بانیها و سایر وسایل مورد استفاده در اندازه گیری های جوی می باشد . ‎ 

صفحه 22:
اهمیت کاربرد علم هواشناسی در کشاورزی حبارتند از: )- شرایط آب و هواپی اعم از نور » حرارت و رطوبت و بارندگی تعیین کننده محصولاتی هستند که قابل کشت در يك ناحیه می باشند. - انتشار بیماریهای گیاهی و آفات و علفهای هرز تابع شرایط آب و هوایی است و کنترل آنها نیازمند کنترل شرايط آب وهوایی و یا تطبیق مراحل رشد با شر ایط مناسب آب وهوایی است . 

صفحه 23:
- وقوع پدیده‌های زیانبخش جوی مثل یخبندانها و سرماهای زود رس پاییزه و دیررس بهاره » تگرگ » سيل و خشکسالی و ... که مباریزه با آنها مستلزم شناخت شرایط و پیش بینی آب وهوایی است . <6- به كمك علم هواشناسی کشاورزی می توان میزان تولید محصولات زراعی را تخمین زده و در صورت کمبود» نسبت به وارد کردن آنها از کشور های دیگر. اقدام ‎US‏ 

صفحه 24:


صفحه 25:
۰ اتمسفر زمین مخلوطی از ‎(cla IS‏ مختلف است که دور تا دور کرة زمین را فراگرفته‌اند و نمی‌توان ارتفاع ثابتی برای آنها درنظر گرفت. عمدتاً تمرکز گاز های اتمسفری در 0 کیلومتر. اولیه زمین می‌باشد و مجموعه وقایعی که در اين لایه رخ می‌دهد از اهمیت بالایی برخوردار است. 

صفحه 26:
به طور. کلی اتمسفر زمین را می‌توان از سه دیدگاه طبقه‌بندی نمود: 6. تقسی‌بندی از دیدگاه ترکیبات گازی اتمسفری 9 تقسیم‌بندی از دیدگاه ساختمان حرارتی جو 9. تقسیم‌بندی از دیدگاه پدیده‌های یونیز اسیون 

صفحه 27:
م : ساختار اتمسفر »- تقسیم‌بندی اتمسفر از دیدگاه ترکیبات گازیی اتمسفر در حالت کلی اتمسفر زمین را از دیدگاه ساختمان گازی آن می‌توان به دو بخش تقسیم نمود: * بخشی از پوشش گازی اتمسفر است که در آن نسبت اختلاط گاز‌های اتمسفری جز در موارد خاص. ثابت می‌باشد. اين بخش از. اتمسفر تا ارتفاع تقریبی 660 کیلومتری از سطح را شامل می‌شود. 

صفحه 28:
ب) جو ‎(Deterosplere) Katy‏ + اين لايه در ارتفاعات بالاتر از 00 کیلومتری قرار دارد و ویژگی بارز آن این است که در آن اختلاط گازهای اتمسفری به خوبی صورت نمىكيرد. در اين لايه عموماً ملكولهاى كازهاى مختلف در اثر تشعشعات خورشيدى تجريه شده و به اتمهاى تشكيل دهندة أنها تبديل مىشوند. اتمهاى سنكينتر تحت تأثير نيروى جاذبة زمين» در قسمتهاى يائينى اين لايه قرار. مىكيرند. 

صفحه 29:
ترکیبات اتمسفری را ‎ieee‏ ‏ارتفاع 26 کیلومتری نشان می‌دهد. وزن 02/18 00/32 88/39 00/44 18/20 00/4 00/48 02/2 درصدی از حجم هوا كه توسط اينها اشغال شده 087/78 949/20 93/0 0 منفیر) 0018/0 00052/0 00006/0 00005/0 نیتروژن (,[ظ) اکسیزن(,0) آرگون (۸۲) دى اكسيدكربن (ره © ( (Ne)osii (He) eal ‏ازن(:0)‎ هیدروژن(11) 

صفحه 30:
تغييرات = اتمسفری با ارتفاع »* انتظار مىرود كه كازهاى سبك (مخصوصاً هيدروثين و هلیم) در لایه‌های بالایی اتمسفر فراوان‌تر از لایه‌های پائین‌تر باشند اما اختلاط آشفته اتمسفری در مقیاس بزرگ (جهانی)» مانع از اين پدیده می‌شود. 

صفحه 31:
* این شکل تغییرات ازن با ارتفاع را نشان می‌دهد. * از روی شکل می‌توان ناحیه‌ای را که در آن میزان ازن حداکثر مقدار را دارد بيدا كرد. stratosphere troposphere 11 2 13 4 6 Ozone density {trillion molecules{cubic centimeter) yey 

صفحه 32:
تخبیرات گازها نسبت به زمان ‎٠‏ تحقیقاتی که در زمينة گازهای گلخانه‌ای انجام شده است» نشان می‌دهند که میزان این گازها از زمانیکه انقلابات صنعتی آغاز شده‌اند» افزايش پیدا کرده است. ‏احتراقات ناشی از سوختهای فسیلی ‏یکی از مهمترین منابع افزایش ‏غلظت این گاز‌ها به شمار می‌رود. ‎ ‏برکشت به فهرست درس 

صفحه 33:
یکی از گازهایی که تغییرات آن با زمان مورد بررسی قرار گرفته است. گاز دی‌اکسیدکربن است. اگر منحنی تغییرات دی‌اکسیدکربن را نسبت به زمان ترسیم نمائیم شکلی مانند شک روبرو به دست می‌آید. 0 370 360 350 = 340 330 320 310 

صفحه 34:
* تخمین زده می‌شود که يك درصد کاهش غلظت ازن 0-02 = بنفش خورشیدی به میزان 6 درصد گردد که یکی از نتایج افزايش این تشعشعات. افزایش سرطان‌های پوستی برای انسان‌ها خواهد بود. 

صفحه 35:
تغييرات گازهای اتمسفرى با عرض جغرافبایی و فصل »* اين تغييرات مخصوصاً در مورد ازن و بخار آب از اهميت بيشترى برخوردار است. ‎٠‏ در مورد ازن» مقدار آن در عرض‌های استوایی و در عرض‌های بالاتر از 6060 درجة شمالی (مخصوصا در بهار) زیاد است. ‏* تغییرات میزان بخار آب اتمسفری وابسته به دمای هوا است. میزان بخار آب در عرض‌های جغرافیایی پائین و در فصل تابستان زیادتر از بقیه نواحی است. غلظت این گاز در زمستان‌ها به علت پائین بودن دما و کم بودن ظرفیت پذیرش رطوبتی هواء پائین است. ‎yey 

صفحه 36:
ی هوا * ناخالصی‌های هوا شامل ناخالصی‌های جامد و گازی شکل هستند که در اتمسفر زمين پراکنده شده‌اند. »* از مهمترين اين ناخالصی‌ها می‌توان ذرات گرد و غبار که توسط عمل مکانیکی باد از سطح زمین کنده شده و به فضا انتقال مىيابند» ذربات ناشی از فعالیت‌های آتشفشانی» ذربات ريز تم که عمدتاً از قطرات-ریز: آبی که در ات طرفان‌ها از آب دریا جدا شده و به اتمسفر پیوسته‌اند و دانه‌های گردة گیاهی که توسط باد در اتمسفر پراکنده می‌شوند» نام برد. 

صفحه 37:
اين ذرات دارای ابعاد مختلفی هستند و می‌توان آنها را از لحاظ اندازه در سه گروه جای ‎tala‏ الف) هستههاى كوجك با قطر كمتر از (0/) ميكرون» ب) هستدهاى بزرك با قطر 0/1 تا ) ميكرون ج) ابرهستهها با قطر بزركتر از يك ميكرون كه فعاليتهاى نقد افك = 

صفحه 38:
تعداد ناخالصی‌های هرا با افزایش ارتفاع کاهش مويابد. ‎ *‏ این کاهش تعداد ذرات به صورت نمایی است و از قانون زیر طبعیت می‌کند: ‏در این معادله. ‎ ‏4 ‏۰ ,1 ارتفاعی که می‌خواهیم تعداد ذرات را در ۰ : تعداد ناخالصی‌ها در واحد حجم هوا در سطح زمین. ‎ ‏تعداد ناخالصی‌های موجود در واحد حجم هوا در ارتفاع را». ‎= 0 ‏به این ترتیب با داشتن ميزان ناخالصىها در سطح زمين» مىتوان مقدار أنها را در هر ارتفاعی بدست آورد. ‎ 

صفحه 39:
همه ‎ey‏ بندی از دیدگاه ساختار حرارتی اتمسفر + تشعشعات ورودى از جانب خورشيد نقش بسيار مهمى در دمای لایه‌های مختلف جو دارند. در سال 42 سازمان ‎(DDO) ltl ss Giles‏ اتمسفر زمین را بر اساس ساختمان حرارتی آن به چهار لاية اصلی تقسیم‌بندی نمود که اين لایه‌ها شامل تروپوسفر» استراتسفر» مزوسفر و ترموسفر هستند. 

صفحه 40:


صفحه 41:
* این شکل تقسیم‌بندی حرارتی جو و همچنین نحوة تغییرات دما در هر يك از لایه‌های مذکور را نشان می‌دهد. #ا ۳ 

صفحه 42:
‎ae‏ حك ‏* پائین‌ترین لاية اتمسفر از نظر حرارتی تروپسفر است. عمدة پدیده‌های هواشناسی که از. بسیاری جهات حائز اهمیت است» در همین لایه رخ می‌دهد. از مهمترین پدیده‌های اين لایه می‌توان ابرهاء باران» برف» رعد و برق و ... رانام برد که در اين لایه تشکیل می‌شوند. ‏* در حالت كلى ضخامت ترويوسفر را 0) تا ©) كيلومتر در نظرمىكيرند. ‎ 

صفحه 43:
لايه لرويسفر بهاذو قسمت تقسيم ميشود: الف) لاية با تغييرات نامنظم: اين لايه تا ارتفاع © كيلومترى را شامل می‌شود و به شدت تحت تأثیر پدیده‌های سطحی می‌باشد. در این لابه تغییرات دما با ارتفاع ثابت نبوده و متغیر است. گرادیان قائم دما در این لایه عدد ثابتی نمی‌باشد و متغیر است. ب) لايه با تغييرات این لایه از بالای لاية نامنظم تا ارتفا حدود و را شامل مىشود و از خصوصیات آن» این است که که گرادیان قائم دما با ارتفاع ثابت است., 

صفحه 44:
‎٠»‏ لايه دوم م اتعسفر که در بالای تروپوپاز قرار گرفته است» اسر اتسفر تام دار به طو عترسط تار تفاع 50 کیلومتری از سطح دریاها را شامل می‌شود. ‏* به طور کلی در لاية استراتسفر ابر قابل توجهی ندارد. ‏» یکی دیگر از ویژگی‌های بارز استراتسفر تمرکز مقدار زیادی ازن در آن می‌باشد که در ارتفاع 48 تا 50 کیلومتری تجمع یافته‌اند. ‎ 

صفحه 45:
برخی از دانشمندان اين لایه را به سه بخش تقسیم نموده‌اند: الف) استراتسفر پائین: اين لایه از سطح تروپوپاز تا ارتفاع 0 کیلومتری را شامل می‌شود. در اين لابه معمولا دمای هوا با افزایش ارتفاع تغییری نمی‌کند و ثابت می‌ماند. ب) استراتسفر میانی: از سطح بالای استر اتسفر پائین تا ارتفاع 0 کیلومتری را استراتسفر میانی می‌نامند. در اين لایه با افزايش ارتفاعی دما افزایش می‌یابد. ج) استراتسفر فوقاری: از ارتفاع ‎٩00‏ کیلومتری تا ارتفاع ‎SO‏ ‏کیلومتری را استراتسفر فوقاتی می‌نامند در اين لایه نیز با افزايش ارتفاع» دما افزايش بيدا مىكند اما روند اين افزايش نسبت به لاية قبلى بسيار شديدتر است. 

صفحه 46:
+ این لایه از ارتفاع متوسط (60 کیلومتری شروع شده و تا ارتفاع ©© کیلومتری ادامه دارد. از مشخصات بارز این لایه می‌توان کاهش دما با ارتفاع را نام برد. آهنگ کاهش دما در اين لایه حدود 2 درجه در هر کیلومتر ارتفاعی cual SS ‏که گاهاً سرعت آنها به ۲26060 کیلومتر بر ساعت و بالاتر می‌رسد.‎ ‏بسیار کم بوده و اگر هم بخار آبی‎ OY Gul ‏میزان بخار آب موجود در‎ ‏وخر هک‎ ‏کریستالهای یخی درمی‌آید.‎ yey 

صفحه 47:
ترمرسفر ‎(Vherwosptere)‏ ‏* در اين لایه. با افزایش ارتفاع افزايش دما را شاهد هستیم. شفق‌های قطبی و ابرهای نوکتولوسنت (سس»)) در این لایه تشکیل می‌شوند. ۰ اصطلاح ترموسفر به خاطر دمای بسیار بالای اين لايه به آن اطلاق شده است. دما در این لایه گاهاً به 68000 درجة کلوین می‌رسد (از نظر تئوری). * در اين لایه ملکول‌های بسیاری از سس عر ابن كا تو صط ائعة مازراء ينقد و ‎ee‏ ‏صورت می‌گیرد. 

صفحه 48:
2 تقسیم‌بندی از دیدگاه پدیده‌های یونیزاسیون * آن بخش از اتمسفر فوقانی که حاوی مقادیر زیادی ذرات باردار است» پونسفر نامیده می‌شود. + اين لایه از ارتفاع 000 کیلومتر به بالاتر را شامل می‌شود. این لایه در اثر فرایندهای یونیزاسیون ملکول‌ها و اتم‌های گازها توسط پرتوهای پرانرژی خورشیدی» شکل می‌گیرد. این پرتوها ‎Gch‏ شکسته شدن اتم‌ها و ملکول‌های گاز های مختلف به الکترون‌ها و پروتون‌ها می‌شود. از جملة مهمترین ویژگی‌های اين لايه می‌توان قابلیت بسیار بالای انعکاس امواج راداری و رادیوئی اين لایه را نام برد. 

صفحه 49:
‎aa ay‏ زیربخشهایی به صورت زير تشکیل شده است: ‏۰ لایه 0): اين لایه از ارتفاع 06 کیلومتری تا 00 کیلومتری را شامل می‌شود و از تجمع الکترونها و پروتون‌های حاصل از یونیزاسیون گاز ازت تشکیل می‌گردد. ‏۰ لایه 5): این لایه در ارتفاع تقریبی ‎(ID‏ کیلومتری تشکیل می‌گردد و علت تشکیل آن» یونیزاسیون ملکول‌های اکسیژن است. ‏۰ لایه <): این لایه در ارتفاع 60000 تا 630000 کیلومتری بر اثر يونيزاسيون اتم‌های اکسیژن به وسيلة پرتوهای ماوراء بنفش خورشیدی, ایجاد می‌شود. ‎ 

صفحه 50:


صفحه 51:
تابشهای خورشیدی * منبع اولیه انرژی که وارد زمین و اتمسفر آن می شود از خورشید است که به طور مستمر با تشعشع امواج الکترومغناطیس می درخشد و انرژی زیادی را وارد فضا می‌کند. اين انتشار پایدار انرژی توسط خورشید بسیار مهم است زیرا که قسمت اعظم انرژی مورد نیاز زمین را تامین می کند به استثنای مقدار, بسیار کمی که توسط تجزیبه عناصر رادیواکتیو آزاد می شود. 

صفحه 52:
طول موج تابشهای الکترو مغناطیس از رابطه زیر به دست می آید : ‎Cc‏ ‎A=—‏ ۶ در این معادله ‎T‏ ۰ عبارتلستاز تولتر یبا تعداد نوساناتهر ثانيه ۶ طول موج که بنا به تعریف عبارت است ازکوتاه ترین فاصله بین دونقطه مشابه متوالی در يك سلسله امواج (بر حسب ‎(oe‏ : ‏سرعتحركتفور میب‌اشدکه مقدار آن‌برلبر لستبا‎ :0 ٠ و 0-۳۱۰ 

صفحه 53:
عه آه ۵۵ gamma X-rays rays infrared. radar ™| TV A rays rays = =~ 10" ‏و1‎ ۲ 192 10% 10% To'— ‏كور‎ 1 3 3 ‏ل‎ ~ _, Wavelength (meters) sin: Visible Light FON RE Ea ۳۹ 400 500 600 700 ‘Wavelength (nanometers) ‏خورشید با طول موجهای مختلفی ۰ امواج الکترومغناطیسی را به طرف زمین و فضا كسيل‎ ‏می‌کند که درآن » انواع طول موجها ( طول موجهای بسیار کوتاه مثل اشعه ایکس و گاما تا‎ طول موجهای بسیار بلند مثل امواج الکتریکی) را شامل می شود. برکشت به فهرست درس 

صفحه 54:
دامنه تغييرات طول موج (۳7) ۳ ۰ ۳/۰ للع وده ‎VV‏ + ۱۰/۷۲ ۰ 1:7۸ ۷ ۲5-۰ yell jet ee ۵/۷۱۰۸ gol! ‏و‎ ‎۳۱۰۲ ۳ pelt ۳۶۱۰۱ ۳ ۸ 

صفحه 55:
۰ بخش مرنی تبشهای خورشيدى | ...29001 = 0 سفید 8 ‎a‏ سح ‎‘Wavelength In nanometer (nm)‏ طیف کوچکی از تابشهای خورشیدی است که خود از چندین رنگ تشکیل شده است. عساط 500 لت 570 اد لیب 2 50 red 

صفحه 56:
‎٠‏ مقدار انرژی دریافتی از خورشید توسط زمین » در لحظه ای ‎SS Ss Se‏ == عبارتند: ‏انرژی خروجی ‏©. فاصله زمين تا خورشيد 9©. ارتفاع خورشيدى ‏طول روز ‎yey 

صفحه 57:
الرژی خروجی ‎٠‏ انرژی خورشیدی از مجموعه فعالیتهای که در هسته داغ خورشید انجام می گیرد سرچشمه گرفته وبه سطح خورشید انتقال داده می شود که این عمل توسط تابش و کنوکسیون هیدروژنی انجام می گیرد. ‏* دمای هسته خورشید حدود 9 * 009 ۲" می‌باشد. ‏+ تابشهای قابل ديد خورشیدی ( طیف مرثی ) از لایه بیرونی خورشید که فتوسفر. نامیده می شود و دارای دمای 6" 600 است » ساطع می شود . ‎ 

صفحه 58:
لایه های تشکیل دهنده خورشید عبارتند از * هسته مرکزی که قسمت اعظم خورشید را شامل بوده و تمامی جرم خورشید را در بر می گیرد. ۰ فتوسفر (شید سپهر) لایه نیمه مایع نازکی به ضخامت (10()(60(0) کیلو متر که تابش های خورشیدی از همین لایه به زمین میرسد . ۰ لایه برگردان ضخامت آن چند صد کیلومتر است که از بخار تشکیل شده است کروموسفر ( فام سپهر) لایه قرمز رنگی است که جو خورشید را تشکیل می‌دهد. * تاج یا خرمن خورشیدی لایه سفید رنگی که آخرین لایه ای است که بالای خورشید است و شکل ظاهری آن تابع فعالیتهای سطح خورشید می باشد. yey 

صفحه 59:
Prominence Convective zone 2 Radiative 0 ‏ممم‎ ‎Core a Flare \ Photosphere’ 2 ~~ Corona 1 ١ 58 i Coronal hole Chromosphere 

صفحه 60:
* در خورشید جریانی از گاز‌های داغ (پلاسما) وجود دارد که بر وجود بارهای خورشیدی دلالت می کند. سرعت این بارها به حدود 0/© * 0009 عا / محا ميرسد كه برهم كنش متقابل با ميدان مغناطيسى زمين و اتمسفر فوقانى آن دارند. زمين هر دوتابشهاى الكتر ومغناطيسى و ذرات ير انرژی ساطع شده از خورشید را در طول مدت روشنايى روز دريافت مى كند. 

صفحه 61:
مقدار انرؤى كه توسط بك جسم سياد منتشر می شود را مي توان با اندازه ‎Goal‏ زير منحنى بدست أورد كه مقدار آن توسط انتكرال كيرى از رابطه Ss. ‏نگ بستمی آیذاقه موزل تحت وان گترن اقا بوازس فناه سم‎ ثابت استفان بولتزمن = 2 6-5610 ‎m‏ 7 : دمای چسم پرحسب درجه کلوین ‎F‏ : مقدار انرژی تابش شده برای جسم سپاه ؛ ‎٩‏ م - ب[ ‏ملاحظه می شود که مقدار انرژی تا دمای مطلق آن جسم (۲) می باشد . ‎ ‎ ‎ ‎ 

صفحه 62:
* میزان انرژی گسیل شده توسط يك جسم بستگی به مشخصات آن (متلا شکل و ترکیب » نوع بافت سطحی و .۰ )دارد . میزان انرژی که در يك طول موج مشخص توسط هر جسم گسیل می شود تابعی از دمای آن است . هر چه دمای جسم بالاتر باشد » میزان انرژی گسیل شده توسط آن بیشتر خواهد بود. 

صفحه 63:
*با توجه به اين شكل لل م پیداست كه حداكثر منحتىتشعشهات جسم سيا مدردرجهحرارت ف انرژی گسیل شده از يك ‎———e‏ 0 جسم با افزایش دماءدر طول موجهای کوتاهتر اتفاق میافند. عتحنی تشیشدات چسم سیاه دردرجه‌حرارت زمیسسین طرلموحامیکر ومتر ) 58 6 « و 2 1 ‎‘oroz os‏ Wevelengh oe انرزی ساطم ‎ead‏ 

صفحه 64:
* همه انرژی تابشسی خورشید توسط سطح زمین دریافت نمی شود بلکه بخشی از آن توسط گاز های اتمسفری از قبیل ط) , هام , 1120 ,... جذب مى شود و تنها بخشى از. امواج الکترو مغناطیسی خورشيدى به خوبى از اتمسفر زمين عبور مى كند كه اين بخش تحت عنوان روزنه های اتمسفرى شناخته مى شود . 

صفحه 65:
‎pyle‏ شکل نشان دهنده باندهای جذب شده توسط اتمسفر زمین و گازهای موجود در آن می باشد . ‎ ‎ ‏برکشت به فهرست درس 

صفحه 66:
فاصله از خورشید * تغییرات سالانه فاصله زمین تا خورشید باعث بوجود آمدن تغییرات فصلی در میزان انرژی خورشیدی می شود که ناشی از چرخش زمین به دور خورشید می باشد. در نتیجه اين عامل می بایست که زمستانهای نیمکره شمالی گرمتر از نیمکره جنوبی و تابستان نیمکره جنوبی گرمتر از نیمکره شمالی باشند. * گردش عمومی گرمای اتمسفری وتاثیرات قاره ای آن مانع از توزیع یکنواخت دما در جهان می شود که درنتیجه آن» تضاد فصلی در دونیمکره بوجود می آید. yey 

صفحه 67:
اين شكل شرح گر افیکی تغييرات فصلى انرژی دريافتى از خورشيد را با عرض جغرافيايى نشان مى دهد . 

صفحه 68:
5205 ove »مقادیر واقعی تابشهای دریافت شده دريك سطح افقی در بیرون اتمسفر در این جدول ارائه شده اند: 70 vay 1۲ 30 yr TAL ۳۸۳ 70 0°N 

صفحه 69:
مقدار تابش در يك سطح افقی(4) از رابطه زیر تعيين می شود: تحص 11 در اين معادله : ‎٠‏ م4: تابتخورشیدی ۶ : زاویه بین‌پرتو تابش‌وسطح لفقی ۰ 7: مقدار تابش‌در يك‌سطح لفقی yey 

صفحه 70:
ارتفاع خورشیدی ‎٠‏ ارتفاع خورشیدی عبارت است از زاویه بین اشعه های خورشید و خط مماس بر سطح زمین در نقطه مورد نظرء که اغلب مقدار تابشهای خورشیدی دریافتی توسط سطح زمین را تحت تاثیر خود قرار می دهند. ارتفاع خورشیدی بالاتر باعث متمرکز شدن شدت تابش بر واحد سطحء در سطح زمین می شود. ‏* عوامل اساسی که تعیین کننده ارتفاع خورشیدی هستند عبارتند از: عرض جغرافیایی منطقه » زمان در شبانه روز و فصل . ‎ 

صفحه 71:
* طول دوره روشنایی روز برمقدار تابشهایی که توسط زمین دریافت می شوند تأثیر می گذارد. بدیهی است که بلندتر و طولانی تر. شدن زمان تابش خورشید باعث می شود که مقدار بیشتری تابشهای خورشیدی به زمین برسد. در استوا طول روز در تمام ماهها حدود 1) ساعت است در حالیکه در قطبها مقدار. آن متغییر بوده و بین 6 ساعت در زمستان » تا حدود 20 ساعت در تابستان متغییر است . 

صفحه 72:
روشهای انتفال الرژی * انرژی به سه شکل عمده انتقال می یابد : ‎call‏ تابث ب- رسانایی ج- همرفت 

صفحه 73:
‎٠‏ در اين روش امواج الکترومغناطیسی انرژی (شامل نور و ۳ سرعت (0(5:00) ع/ب انتقال می دهند. انرژی خورشیدی به طور کامل به زمین نمی رسد و اتمسفر زمین فقط اجازه عبور تابشهایی با طول موجهای معین را داده و بقیه را جذب می نماید . بخشی از اين تابشها توسط گاز های اتمسفر »در طول موجهای مشخص جذب می شوند. اغلب تابشهای طول موج کوتاه خورشیدی بدون جذب شدن ازاتمسفر زمین عبور می نمایند. ‎ 

صفحه 74:
* در این مکانیزم » گرما از میان مواد و از نقطه ای به نقطه دیگر توسط ارتعاش ملکولی » از يك ملکول به ملکول مجاور منثقل می شود. از آنجا که هوا يك هادی ضعیف ‎Gul‏ از این نوع انتقال انرژیی درمورد اتمسفر میتوان چشم پوشی نمود. ‎ 

صفحه 75:
ج - همرفت ‎٠‏ این فرایند در مورد سیالاتی که قابلیت انتشارتوده ای دارند » صادق است . این روش یکی از اصلی ترین راههای انتقال گرما ی اتمسفری می باشد. پدیده همرفت به دو فرم انرژی را انتقال می دهد: اولی گرمای محسوس که مستقیما توسط فربایند بالارفتن هوای گرم و مخلوط شدن آن با هوای سرد بالایی صورت می گیرد و فرم دوم انتقال انرژی » شامل انتقال غير مستقیم آن توسط فر ایند گرمای نهان می باشد. ‎ 

صفحه 76:
تالیرات اتمسفر بر تابش دریافتی * تابشهای خورشیدی عموما دارای طول موجهای ‎ali gS‏ هستند. حدود 000 ازانرژی خورشیدی ورودی به اتمسفر. توسط آزن و بخار آب جذب می شود. * از باقیمانده انرژی » بخشی از آن به صورت انعکاس بیواسطه به فضا منعکس می شود. ابررها و سطح زمین هم قسمتی از این تابشها و انرژی را دریافت و صرف گرم کردن زمین و اتمسفر آن می نمایند. 

صفحه 77:
تاثیرات پوشش ابر بر تابش دریافنی * پوشش ابری بطور. آشکاری مقدار تابش دریافتی از خورشید را در يك محل کاهش میدهد . * اثرتضعیفی ابرها برحسب نوع ابرناکی فرق می کند. اگر ضخامت پوشش ابر به اندازه کافی باشد می تواند به عنوان ‎Boies aaah SS‏ ميشود. * اينكه جه مقدار تابشهایی واقعاً منعکس و با جذب می شوند بستگی به مقدار پوشش ابر و ضخامت آن دارد. 

صفحه 78:
تاثيرات عرض جخرافيايى * بخشهاى مختلف كره زمين به ميزان متفاوت تابشهاى خورشيدى دريافت مى كنند دراين زمينه يكى از فاكتورهاى اساسى زمان سال مى باشد. مثلا در تابستان ميزان انرزى دريافتى بيشتراست » اين امر به دليل ارتفاع خورشيدى بالاتر وطول روز بلندتر مى باشد و هر دو اين فاكتورها مى توانند به عرض جغرافيايى هم وابسته باشند زيرا كه موقعيت جغرافيايى يك منطقه و نقطه است كه تعيين كننده طول دوره روشنايى روز و نيز فاصلهاى كه اشعه هاى خورشيدى بايستى طى نمايند تابه سطح برسند. 2557 

صفحه 79:
+ شکل زیر نشان می‌دهد که در اتمسفر فوقانی برروی قطب شمال يك ماکزیمم محسوس و قابل توجهی در میزان تابشهای خورشیدی در انقلاب ژوئن دارید ولی فقط 9۵6 آن توسط سطح جذب می شود . اين مسئله به خاطر متوسط بالای ابر ناکی در طول تابستان در منطقه آركتيك و نیز میزان انعکاس بالای برف و يخ در سطح می‌باشد. ee LATITUDE 30°S 04 9 0 ENERGY FLUX OENSITY (wi) 8 ۶ 8 ۶ 

صفحه 80:
تلثیرات خشکی ها و دریاها ۰ آب تمایل دارد تا گرمایی که به آن می رسد را ذخیره کند واز این لحاظ تفاوت آشکاری با خشکیها که به آسانی و سریعا گرما را به اتمسفر می دهند » دارد. دلایل اين امر این است که نسبت بزرگی از تابشهای خورشیدی ورودی به زمین بدون آنکه جذب شوند وسطح آنرا گرم نمایند به اتمسفر بر گشت داده می شوند که این نسبت » به نوع سطح بستگی دارد. اما سطح دریایی مقدار کمی از اشعه را منعکس می کند.تنها در حالتی که زاویه برخورد تابشها با سطح آب زیاد باشد امکان انعکاس امواج از سطح آب بالا می رود . yey 

صفحه 81:
کاربردهای تابش خورشیدی در صنعت و کشاورزی ‎GL »‏ خورشیدی یکی از فاکتور هایی است که در بخشهای کشاورزی » صنعت » شهر سازی و... اهمیت خاصی دارد. * در مورد کشاورزی به عنوان متال » روزنه ها در حضور نور بال می شوند و فعالیتهای حیاتی خود را ادامه می دهند همچنین برای محاسبه تبخیر و تعرق گیاهان یکی از فاکتورهای مورد نیاز در اکثر روابط » تابش خورشیدی 

صفحه 82:
اندازه گیری تابشهای خورشیدی * درمورد تابشهای خورشیدی دو فاکتور اندازه گیری می شود: » طول مدت تابش عم شدت تابقن 

صفحه 83:
اندازه گیری طول مدت ابش ‎٠‏ براى اين منظور از وسیله ای به نام آفتاب نگار استفاده مشود که شکل آن به صورت زیر است: 

صفحه 84:
به طور کلی آفتاب نگار از قسمتهای زیر ساخته شده است : * عدسی کروی به قطر نقریبی 9 مه * نیمکره فلزی ناقص به قطر حدود 6۴ سانتی مترکه در داخل آن شیارهایی وجود دارد که کارتهای آفتاب نگار در آن قرار می ‎ALS‏ ‎٠‏ يايه اى به طول تقريبى 6/0- 2/0 متر که مجموعه عدسى كرروى ونيمكره فلزى روى آن سوارمى شوند. ‎٠‏ يك تراز كروى روی دستگاه بمنظور. اينكه كل مجموعه بصورت مناسب استقرار يابد. ‎ 

صفحه 85:
* در روی تیمکره فلزی یکسری شیارهایی وجود دارد که کارتهای آفتاب نگار در داخل اين شیارها قرار می گیرند. کارتهای آفتاب نگار از جنس بخصوصی ساخته می شوند که اولا رطوبت را جذب نمی کنند در نتیجه خیس نمی شوند » ثانیا چون رنگ آنها تیره ‎col)‏ ‏تیره) است.اشعه خورشید را به راحتی جذب و در اثر آن يك رد سوختگی باقی می ماند. اثر سوختگی معمولا به صورت خطی به پهنای حدود 0 بر روی کارت ظاهر می شود. خود کارت بر حسب ساعت مدرج شده و کوچکترین تقسیم بندی روی آن 6/0 ساعت می باشد. باشمارش تعداد ساعتهایی که گراف سوخته است ء می توان تعداد ساعتهای آفتابی را در شبانه روزء به دست آورد. yey 

صفحه 86:
* گفنیم که سه سری شیار. روی نیم کره فلزی آفتاب نگار وجود دارد» لذا سه سری کارت آفتاب نگار وجود دارد که دراین شیاررها قرار می گیرند. علت اینکه از سه سری شیار استفاده می شود این است که زاویه تابش خورشید در فصول مختلف متفاوت است. 

صفحه 87:
معمولا کارت خمیده بلند برای فصول تابستان » کارت مستقیم بزتَاى فصول"اكتدالين و كارت حميدة كوتاه برَائ ‎dma‏ ‏زمستان مورد استفاده قرار می گیرند برکشت به فهرست درس 

صفحه 88:
۰ طول مدت آفتابی بدست آمده ( بررحسب ساعت ) از کارت » به دقت آن و شفاف بودن کره شيشه ای بستگی دارد. معمولا مقدار تابشی به میزان ‎GMS PID BCID‏ برسانتی متر مربع در درقیقه » کاغذ را می سوزاند و با تابش کمتر از اين مقدان» هیچگونه ای اثری از سوختگی بر روی کاغذ برجای نمی ماند . 

صفحه 89:
شرایط محل نصب آفتاب نگار ۰ محل نصب آفتاب نگار نباید در اثر وجود موانعی نظیر ساختمانها و درختان در هیچ زمانی از طول روز در سایه قرار گیرد. معمولا دستگاه در ارتفاع 9/0 متری روی يك پایه نصب می شود. به هنگام نصب دستگاه دقت زیادی باید به عمل آید تا موانعى مثل تيه ها و كوه دريافق شرق و غرب موجود نباشد. گر چه گاهی اين امر اجتناب ناپذیر است ‏ 

صفحه 90:
در نصب آفتاب نگار پیروی از مراحل زیر ضروری است: + صفحه اصلی باید به پایه بنونی به قطر تفریبا ‎oy OO‏ متصل گردد. محور اصلی دستگاه در جهت شمال و ‎a Se‏ = ۶ _ صفحه بین صفحه اصلی و کاسه دستگاه (نیمکره فلزی) » باید بوسیله پیچ های تنظیم تراز گردد. بربای این منظور از يك ترازو کروی شيشه ای که روی این صفحه موجود است استفاده میشود. 

صفحه 91:
اندازه گیری شدت تابش * یکی از وسایلی که برای اندازه گیری شدت تابش استفاده میشود شدت سنج پا اکتینوگراف می باشد. این دستگاه تشکیل شده است از تیغه های فلزی که پشت يك نیمکره شیشه ای نصب شده اند. هريك از تیغه ها از پرس نمودن دو فلز غیر همجنس تشکیل شده است که یکی از آنها آلیاژی از مس و روی و دیگری آلیاژی از آهن و نیکل است. معمولا دوتای اين تبغه ها سفید و یکی هم سیاه رنگ میباشد. 

صفحه 92:
* شکل زیر نمای کلی اين تيغه ها را نشان می دهد . سس * تغییر تابش باعث تغییر دمای محیط شده و درنتیجه تغییراتی در شکل و اندازه تیغه ها پدیده می آید که این تغییرات توسط یکسری اهرمهایی بزرگ شده و به قلم ثبات منتفل می شود . قلم ثبات هم این تغیبرات را برروی گراف اکتینوگراف ثبت می کند. » به گراف اکتینوگراف » اکنینو گرام می گویند. 

صفحه 93:
* يك نمونه اکتینوگراف که در ایستگاهها مورد استفاده قرار می گیرد. را نشان میدهد. گراف این وسیله به صورت هفتگی تعویض می شود. بركشت به فهرست درس 

صفحه 94:
در ایستگاهها (ایستگاههای سينوتپيك) معمولا از سه نوع اکتینوگراف استفاده می‌شود- تابش مستقیم توسط اکتینوگراف معمولی اندازه گیری می شود. تابش پراکنده توسط وسیله ای به نام نوار سایه افکن (و بجن) اندازه‌گیری می شود که ساختمان آن مشابه اکتینو گراف است اما اطراف آن يك حنقه طوری قرار گرفته است که مانع از تابش مستقیم خورشید به بخش حساس دستگاه می‌شود. زمینتاب که برای اندازه گیری آن عنصر حساس دستگاه طوری نصب می شود که رو به زمین باشد تا سطح بازتاب کننده . توسط آن دیده شود. 

صفحه 95:
(Grxp) $1} gia cad ‏تشکیل شده است از دو دماسنج که مخزن یکی از آنها دوده‎ ۰ ‏اندود بوده و مخزن دیگربی سفید است . در اثر تغییرات‎ ‏شدت تابش » چون این دودماسنج » دماهای مختلفی را نشان‎ ‏می دهند » با داشتن دمای دو دماسنج و استفاده از. جداول‎ ‏تشعشع سنجی » می‌توان شدت تابش را در لحظه مورد نظر‎ ‏محاسبه کرد. معمولا این جداول را از روی فرمول استفان‎ ‏بولتزمن تهیه می نمایند.‎ 

صفحه 96:


صفحه 97:
* یکی از عوامل بسیار مهمی که در زندگی انسانها» حیوانات و گیاهات تأثیرات حیاتی دارد» دمای هوا و خاك است که اگر از يك مقدار آستانه تجاوز کند» حیات برای موجودات زنده غير ممکن خواهد شد. ‎٠‏ به عنوان مثال» در مورد گیاهان سه نقطة دمایی مهم وجود ‎sala‏ ‏* دمای آستانة حداقل» دمای اپتیمم و دمای آستانة حداکثر. ‎ 

صفحه 98:
راه‌های انتقال انرژی در اتمسفر زمین به شکل زیر هستند _ انرژی تابشی که در حین عبور از اتمسفر زمین» مقداری از آن توسط گازهای موجود در آن جذب شده و باعث گرم شدن آن می‌شود. 6 گرم شدن از طریق همرفت یا کنوکسیون » چه طبیعی و چه ‎ee‏ ۳ اجباری» کنوکسیون در اثر اختلاط و حرکت باد می‌باشد. 6 گرمای نهان. این فاکتور بیشتر در مجاورت مخازن آبی» اقیانوس‌ها» دریاها و دریاچه‌ها اتفاق می‌افتد 

صفحه 99:
ثیر جنس و رنگ سطح دریافت کننده انرژی ©. تأثیرات ناشی از ارتفاع ‎e‏ تأشر ذ . تأثير ناهموارىها و جهت ذ كد ‎tS‏ = ©. ابرناکی 2 جریانات آبهای گرم yey 

صفحه 100:
0- میزان تابش رسیده به سطح + اگر تأثیر سایر عوامل را ثابت در نظر بگیریم هر جه میزان تابش رسیده به يك سطح بیشتر بوده و بیشتر در معرض تابش آفتاب قرار گیرد» بالطبع دمای آن هم بالاتر خواهد رفت. در نتیجه همین عامل است که دمای هوا در ‎cles ye‏ پائین بالاتر بوده و نوسانات آن کمتر است زیرا که در این نواحی خورشید عموماً به صورت عمودی می‌تابد در نتیجه میزان انرژی دریافتی در اين نواحی زیاد می‌باشد . 

صفحه 101:
2 ار جنس و ‎Sy‏ سطح دریافت کننده انريذى * تأثير اين فاكتورها بیشتر به صورت تاثیر در میزان اتلافات انرژی دریافتی می‌باند. از مقدرب انرژی که به سطح زیمین می‌رسد مقداری از آن منعکس می‌شود که میزان اين انعکاس به جنس سطح دریافت کننده انرژی و رنگ آن بستگی دارد. 

صفحه 102:
۶ نسبت میزان انرژی بازتابش شده به انرژی ورودی به يك سطح يا جسم را آلبیدو می‌گویند که میزان آن برای سطوح مختلف» متفاوت است. دما" 1,496 

صفحه 103:


صفحه 104:
ه تأثیرات ناشی از ارتقاع + همانطور که در بخشهای قبلی هم بیان شد عمده انرژی تابشی توسط سطح زمین دریافت و جذب می‌شود. در نتیجه طبیعی است که دمای لایه‌های نزدیکتر به سطح بالاتر از دمای لایه‌های بالایی باشند و هر چه از سطح دورتر شویم. دمای هوا کاسته می‌شود. * میزان کاهش دما با ارتفاع را افتاهنگ با لاپسریت می‌گویند كه میزان آن به طور متوسط 00/-6/)0 درجه سانتی‌گراد به ازای هر 000 متر می‌باشد. * در برخی مواقع» میزان دما با افزايش ارتفاع» افزايش می‌یابد که این حالت را وارونگی دمایی می‌گویند. 

صفحه 105:
< تأثیر ناهمواری‌ها و جهت شیب * شیب‌هایی که رو به جنوب هستند دارای دمای نسبتاً بالاترری نسبت به شیبهای شمالی می‌باشند. * در شیب‌های جنوبی چون خورشید عمودتر می‌تابد» عمده انرژی آن توسط سطح جذب شده و مقدار کمتری از آن منعکس می‌شود در حالیکه در شیبهای شمالی این زاویه از حالت عمودی دورتر. بوده و درقسمت بیشتری از ‎“aol‏ ‏رسیده به آن از طریق انعکاس به هدر می‌رود. 

صفحه 106:
‎٠‏ باد عامل مهمی در انتقال عمودی و افقی گرما از يك محل به محل دیگر به شمار می‌رود. در صورتی که هوا ساکن ‎ath‏ در طول روز دمای لایه نزديك به سطح مرتباً افزایش می‌یابد ولی در صورت وجود باد» این لایه با لايههاى بالاتر مخلوط مىشود» همچنین در اثر حركت به نواحى ديكرء با هواى آن مناطق آميخته شده و طبيعتاً شاهد ‎Gla‏ متعادل‌تری در لایه‌هایی که باد در آن‌ها می‌وزد؛ خواهیم بود. ‎ 

صفحه 107:
ه ابرناکی » ابرناکی هم از طریق تأثیری که روی میزان انرژی ورودی و خروجی دارد بر روی رژیم دمایی تأثیر می‌گذارد. در طول روزهاى ابرىء مقدار زیادی از اترژی ورودی توسط ابر‌ها دریافت می‌شود (در صورتی که ضخامت اير‌ها به ندازه گافی باشد) و در نقیجه حما در طول روز زیاد بالا نمی‌رود 

صفحه 108:
۳ oe ‏جريقات‎ » این جریانات از طریق حمل آبهای گرم از يك منطقه به منطقه دیگرء سبب انتقال انرژی گرمایی می‌شوند. نمونه‌های بارز اين نوع جریانات جریان آب گرم گلف آستریم است که آبهای مناطق حاره را که گرمای بیشتری دریافت کرده و دارای دمای بالاتری هستند را به مناطق شمالی می‌برند و از این طریق باعث افزایش دمای در نواحی شمالی که این جریانات به آنها حمل شده‌اند» می‌شود. 

صفحه 109:
مقیاسهای وچ دما معمولاً در اندازه‌گیری‌های دما سه نوع درجهبندى مصطلح است که عبارتند از: 0. درجه‌بندی سلسیوس یا درجه سانتی‌گراد درجه‌بندی فارنهایت درجه بندی کلوین 

صفحه 110:
درجه‌بندی سلسپوس یا درجه سالتی‌گراد: ‎٠‏ در این مقیاس معمولاً برای مدرج ساختن دماسنج‌ها از نقطه ذوب و جوش آب خالص در فشار استاندارد (طاب4009) استفاده می‌شود به اين ترتیب که نقطه ذوب يخ را روى دماسنج علامت زده و صفر می‌نماییم و دمایی که در آن» اب شروع به جوشیدن می‌کند را علامت گذاری نموده و صد می‌نامیم و بین اینها را به صد قسمت مساوی تقسیم می‌کنیم. ‎ 

صفحه 111:
» در اين مقیاس هم از نقطه ذوب یخ و جوش آب استفاده می‌شود. با این تفاوت که نقطه ذوب یخ در فشار استاندارد 9 میلی باری را علامت‌گذاری کرده و با عدد 90 مشخص می‌کنيم و دمای مربوط به نقطه جوش أب در فشار استاندارد را هم علامت گذاری نموده و به آن عدد 00 را نسبت می‌دهند و نهایتاً بين اينها را به 900 قسمت مساوی تقسیم‌بندی می‌نمایند. 

صفحه 112:
نرجة يدي كنريق (87: * اين نوع مقياس دمايى؛ يك مقياس علمى است و در آن صفر دماسنج نقطهاى است كه در آن دماء ‎eee‏ ‏صفر باشد. معمولا اين دما را حدود ‎4m) IG/ORO‏ سانتيكراد مىكيرند. * یکی از مهمترین محاسنی که دمای کلوین داشته و در _ کارهای علمی از آن استفاده می‌شود. این است که در آن دماهای منفی وجود ندارد و همواره دما بالاتر از صفر مطلق قرار می‌گيرد. 

صفحه 113:
* علاوه بر این رابطه یکسری گرافها و نمودارهایی هم برای تبدیل اینها به هم وجود دارد که نمونه‌ای از آن در اين شکل آمده است: owsan Ccomton sie onto Melt 

صفحه 114:
* دماسنج‌ها را بر اساس مکانیزم‌هایی که برای اندازه‌گیری دما در آنها به ‎mis‏ می‌رود به گروه‌های زیر تقسیم‌بندی می‌کنند: دماسنج‌های مایع در شيشه ‎oO‏ دماسنج‌های مایعی با محفظة فلزی ‏5 دماسنج‌های تغییر شکل دهنده ‏ترموکوپل‌ها ‏دماسنج‌های الکتریکی ‏©. ترمسیتورها ‏. دماسنج های با خاصیت تغییر فشار بخار در آنها ‎yey 

صفحه 115:
معمولاً در ایستگاه‌های هواشناسی از دو نوع دماسنج مایعی استفاده می‌شود. الف) دماسنج‌های جیوه‌ای که می‌توانند محدوده دمایی ©2- تا ۵۵00+ درجه سانتیگراد را نشان دهند. ب) دماسنج‌های الکلی که محدوده دمایی آنها از 10 تا 20+ درجه سانتیگراد است. 

صفحه 116:
2 9 حوامل اشتباه در اندازه‌گیری دما مهمترین عوامل اشتباه در اندازه‌گیری دما با دماسنج‌های مایعی عبارتند از: ‎٠‏ تغییر ضریب انبساط حجمی جیوه؛ ۶ انبساط لولة شیشه‌ای دما سنج ۰ تغییر صفر دستگاه» ‎٠‏ اختلاف دمای مخزن و لولة دماسنج ‎٠‏ خطای پارالاکس ۶ خطای ناشی از اینرسی yey 

صفحه 117:
۰ مهمترین انواع دماسنج‌های مایع در شیشه که هواشناسی و ایستگاه‌ها کاربرد دارند به صورت زیر هستند- . دماستج خشك 0 © دماسنج تن ©. دماسنج حداكثر دماسنج حداقل ‎GS‏ مجموعه دماسنج‌های خاك 

صفحه 118:
* ساده‌ترین نوع دماسنج در مجموعه دماسنج‌های هو اشناسیء دماسنج خشك است که از آن برای اندازه‌گیری دمای لحظه‌ای استفاده می‌شود. این دماسنج در داخل پناهگاه هواشناسی به صورت عمودی روی پایه‌ای نگه داشته می‌شود. مایع درون اين نوع دماسنج» جیوه است و دقت اندازه‌گیری دما در آن ممکن است بين 0/0 تا 0/0 درجة سانتیگراد باشد 

صفحه 119:
ار _ دماسنج ثر = * ساختمان این دماسنج کاملا مشاه تماسح حش اسر ماج درون آن جیوه می‌باشد. اين دماسنج هم به صورت عمودی در پناهگاه قرار می‌گیرد. ها تفاوتی که این حماستج با دماسنج خشك دارد این است که اطراف مخزن آن پارچه‌ای از جنس موسلین پیچیده شده است و طرف دیگر این پارچه در داخل يك مخزن کوچك آب قرار. می‌گیرد. حتی‌الامکان بایستی سعی نمود که منبع کوچك آب را با آب مقطر پر نمود. 

صفحه 120:
۰ اين شکل نمونه‌ای از دماسنج‌های تر و خشك را نشان می‌دهد. 

صفحه 121:
این دماسنج نوعی دماسنج جیوه‌ای به حساب می‌آید که از آن برای اندازه‌گیری و تعیین حداکثر دمایی که در يك دورة زمانی رخ می‌دهد. استفاده می‌شود. ساختمان دماسنج حداکثر مشابه دماسنج خشكك است منتهی قسمت انتهایی لولة موئین که نزديك مخزن است بسیار باريك ‎qa Bell ge Sepa Se‏ باعث می‌شود که جیوه در داخل لوله دماسنج بالا برود آما وقتی دما کاهش می‌یابد جيوة داخل لوله نمی‌تواند به مخزن برگردد 

صفحه 122:
‎٠‏ اين دماسنج برای اندازه‌گیری حداقل دمایی که در يك دورة زمانی مشخص (معمولاً <©© ساعته) اتفاق افتاده است به كار می‌رود. مايع درون اين دماسنجء الكل اتيليك است. ‏* وقتى دما زياد مىشودء الكل به راحتى و بدون اينكه حركتى به شاخص بدهد از کناره‌های آن رد شده و به سمت دماهاى بالا صعود می‌کند اما موقعیکه دما کاهش یافته و الکل به شاخص می‌رسده در اثر نیروی کشش سطح, شاخص را هم به سمت پائین حرکت می‌دهد. این وضعیت تا زمانی که دما در حال نزول است . ادامه مىيابد. به اين ترتیب شاخص دمای حداقل را به ما نشان خواهد ‎wala‏ ‎yey 

صفحه 123:


صفحه 124:
* وسیله‌ای که برای ثبت تغییرات دما به کار می‌رود را دمانگار می‌گویند. در اين وسيله تغیبرات لحظه به لحظة دمای هوای روی يك گراف ثبت می‌شود. گراف دمانگار طوری مدرج می‌شود که محور افقی آن زمان را نشان می‌دهد و روی محور عمودی آن » دما قرار دارد. واحد زمان معمولا بر حسب روز و ساعت مشخص شده است. گرافهای دمانگار را بسته به نوع دمانگار به صوریت روزانه يا هفتگی تعویض می‌نمایند. 

صفحه 125:
بركشت به فهرست درس 

صفحه 126:
اندازه‌گیری دمای هوا در سطوح فوقانی ۰ _ این نوع اندازه‌گیری‌ها در ایستگاه‌های جو بالا انجام می‌گيرد. عمده‌ترین وسیله‌ای که برای اندازه‌گیری دمای هوا در سطوح فوقانی استفاده می‌شود رادیو سوند است. * رادیوسوند از چهار بخش تشکیل شده است: بالن حاوی هیدروژن 6 منعکس کنندة امواج راداری ©. جزء اندازه‌گیری کننده “6. مخایره کننده برکشت به فهرست درس 

صفحه 127:
ساختار حرارتی اتمسفر در مجاورت سطح زمین ‎٠‏ خورشید با طول موجهای مختلفی که از خود ساطع می‌کند باعث گرم شدن زمین و اتمسفر آن می‌شود. اما از آنجایی که اکثر تابشهای خورشیدی دارای طول موجهای کوتاه (کمتر از 6۴ میکرون) هستند که اتمسفر زمین نسبت به آنها عموماً شفاف بوده و جذب نمی‌کند لذا عمده انرژی توسط سطح زمین دریافت می‌شود. همین عامل سبب می‌شود که دمای زمین با لایه‌های فوقانی آن تفاوت داشته باشد. ‏* ساختار دمایی اتمسفر در مجاورت زمین (عمدتاً لایه‌های پانین‌تر از ارتفاع 6 متری از سطح) در طول روز و شب مورد بررسی قرار گیرند . ‎yey 

صفحه 128:
4 ساختار دمایی روزانه در مجاوریت زمین * در طول روز به علت دریافت تابشهای خورشیدی توسط سطح, دمای سطح زمین بالا می‌رود و لایه‌های هوایی که در مجاورت زمین قرار گرفته‌اند به تدریج گرم می‌شود. این انتقال انرژی از سطح زمین به اتمسفر مجاور آن از طریق مجاورت و یا کنوکسیون صورت می‌گیرد که در این بین عمل اختلاطی باد هم می‌تواند بسیار موثر و کارساز باشد 

صفحه 129:
| مکا سطح یبن و لایه‌های بالاتر حرکت می‌کنیم, ‎iy Saas slo‏ زیر تفییرات دمای هوا با ارتفاع را در اتمسفر مجاور زمین ل جاور رمين 

صفحه 130:
2 ساختار دمایی شبانه در مجاورت زمین ۰ هر جسمی که دارای دمای بالاتر از صفر مطلق باشد از خود انرژی گسیل می‌کند. سطح کره زمین نیز از این قاعده مستثنی نمی‌باشد و در طول شب » انرژی توسط اين عمل از زمین خارج می‌شود. منتها این انرژی ساطع شده در طول موجهای بلند انجام می‌گیرد. اين عمل باعث می‌شود تا سطح زمین سرد شود. با گذشت زمان اتمسفر مجاوز زمین در اثر هدایت و کنوکسیون سرد می‌گردد . 

صفحه 131:
همین عامل باعث می‌شود تا نیمرخ دمایی در طول شب به صورتی باشد که سطح زمین سردترین بخش بوده و با افزایش ارتفاع بر میزان دما افزوده شود. شکل زیر نیمرخ دمایی اتمسفر را در طول شب و در مجاورت زمین نشان می‌دهد. ارتفاع 2 دما 

صفحه 132:
* تغییرات دما بر حسب زمان را رژیم دمایی گویند که یکی از فاکتورهای بسیار کاربردی در علم هواشناسی است . رژیم دمایی هواء مشتمل بر رزيم های شبانه‌روزی یا سالانه و.... می باشد. * به عنوان مثال رژیم شبانه‌روزی دمای هوا به صورت زیر تعریف می‌شود : ‎٠‏ رژیم دمایی شبانه‌روزی هوا عبارت از تغییرات دمای هوا بر حسب زمان در طول يك ‎ths (Gels OP) js GS‏ ‎ 

صفحه 133:
تغییرات شبانه‌روزیی دمای هوا: * اگر يك منحنی رژیم شبانه‌روزی را مورد بررسی قرار دهیم ملاحظه خواهیم کرد که دمای هوا در يك زمانی حداقل بوده و سپس رو به افزایش می‌گذارد تا اينکه به حداکثر خود رسیده و پس از آن رو به کاهش می‌گراید تا اينکه به حداقل شبانه‌روز بعدی برسد. 

صفحه 134:
۰ حداکثر شباته روزی را با نشان می دهند که توسط دماسنج حداكثر انداز مكيرى مم می‌شود. و حداقل دمای شبانه روزى راه با ,4 نشان مىدهند كه توسط دماسنج حداقل اندازه‌گیری می‌شود. ‎٠‏ اختلافات دمای حداکثر شبانه‌روزی با حداقل شبانه‌روزی را دامنه تغییرات شبانه روزی دما می‌نامند که از رابطه زير به دست می‌آید: ‏نطف يب ‎٠‏ ‎vast ‏* در این رابطه ه دامنه تغییرات شبانه روزی دما است. ‎ 

صفحه 135:
دامنه تغییرات شبانه روزی دما تحت تأثیر فاکتورها زیر است: 0 عرض جغرافیایی فصل سال ‎-O‏ بری یا بحری بودن منطقه ارتفاع ‏تأثیر پوشش سطحی ‏0 رطوبت هوا ‏حك باد ‏0 پرشش ابر ‎ 

صفحه 136:
* تغییرات دمای هوا در طول سال را رژیم سالانه دمای هوا می‌نامند. برای ترسیم رژیم سالانه دمای هوا بایستی که مقادیر میانگین دمای ماههای مختلف را داشته باشیم و با توجه به آن رژیم سالانه دمای هوا به دست می آید . 

صفحه 137:
يك رژیم دمایی کامل سالانه از 6 منحنی تشکیل یافته است که عبارتند از میانگین حداکثرها در ماههای مختلف میانگین حداقل‌ها در ماههای مختلف میانگین‌های ماهانه دما حداکثر مطلق برای ماههای مختلف حداقل مطلق برای ماههای مختلف ۱۱۰ ex yey 

صفحه 138:
JFMAMJJASOND Month © Mean Monthly Minimum — © Record Daily Minimum A Mean Monthly Maximum A Record Daily Maximum 

صفحه 139:
اختلاف بین حداکثر و حداقل دمای سالانه را دامنه سالانه دمای هوا می‌نامند که از رابطه زیر به دست می‌آید. سا ‎TD As -— TD A‏ دن © : دلمنه ساایه دمای‌ها ‎TD‏ : ميانكيندماوكرمترينماد سلل 1 : ميانكيندماوسردترينماه سلل 2557 

صفحه 140:
مقدار 9) تحت تأثیر عواملی به شرح زیر است: * با افزایش عرض جغرافیایی میزان 9) افزايش پیدا می‌کند. با افزایش ارتفاع میزان ) کاهش پیدا می‌کند که ميزان اين کاهش در انمسفر آزاد بیشتر از مناطق کوهستانی است. میزان 9) در مناطق بحری کمتر از مناطق بری است. * مقدار ) در اعماق دره‌ها بیشتر از دشت و در دشتها بیشتر از کو هستانها است. مقدار () در اقلیمهای مرطوب کمتر از اقلیمهای خشك است. 

صفحه 141:
توزیع اققی دما ‎ae ey ۰‏ ی » ابتدا خط ‏ايزوترم يا همدما ( طی که نواحی با دمای یکسان را به هم وصل می‌کنند) ترسیم می‌گردند. قاعدتاً اگر جنس سطح زمين یبود می‌بایستی که این خطوط به صورت مستفیم و موازی از جهت شرق به غرب به موازات مدارات زمین قرار ‏میگ فد ‎ee Lk‏ پوشل عطحی ر مد عوامل موثر در توزیع افقی دما وجود دا د باعث می شود که این خطوط موازی نبوده و دارای ناهماهنگی‌های بسیار زیادی باشند . این ایزوترمها از فصلی به فصل دیگر و از نیمکره‌ای به نیمکره دیگر تغبیر می‌يابند. ‎ 

صفحه 142:
۲ 5 هوا و ۳ به طور کلی از بررسی نقشه‌های ایزوترمال نتایجی به دست می‌آید که به صورت زیر است: * توزیع افقی دما به پراکندگی دریاها و خشکیها وابستگی شدیدی دارد. ۰ اختلاف دمای بین قطبهای زمین و استوا در نیمکرة جنوبی بیشتر است. . قطب جنوب با داشتن دمای زمستانی حدود (20- درجه سانتیگراد و دمای 22 درجه سانتیگراد در تابستان» نسبت به قطب شمال سردتر است. * استوای حرارتی زمین بر استوای جغرافیایی منطبق نبوده و با حرکت ظاهری خورشید در منطقه حاره جابجا می‌شود. ‎٠‏ جریانات دریایی (جریانات آبهای گرم و سرد) نقش بسیار مهمی در توزیع دما در زمین دارند. ‎yey 

صفحه 143:
توزیع قائم دما ۰ هر چه از يك کوهستان بالاتر می‌رویم هوا خنكتر می‌شود. ‎AIS Gal‏ دما به دلایل زیر است: * بدیهی است که هر چه از سطح زمین بالاتر برویم» چون زمان بیشتری طول می‌کشد تا دمای سطح به آن لایه ها برسد لذاء دمای هوا کاهش خواهد یافت. ۰ هر چه از سطح زمین به لایه‌های بالاتر برویم میزان بخار آب موجود در اتمسفر کاهش می‌یابد و با کاهش آن میزان دما کاهش خواهد یافت. ۰ فشار هوا با افزایش ارتفاع از سطح زمین کاهش پیدا می‌کند. در نتیجه انتقال حرارت کندتر صورت خواهد گرفت. yey 

صفحه 144:
‎٠‏ هر جه از سطح زمین به لایه‌های بالاتر برویم میزان بخار أب موجود در اتمسفر کاهش می‌یابد و با کاهش آن میزان دما کاهش خواهد یافت. ‏* فشار هوا با افزايش ارتفاع از سطح زمین کاهش پیدا می‌کند. در نتیجه انتقال حرارت کندتر صورت خواهد گرفت. ‎ 

صفحه 145:
* میزان کاهش دما با ارتفاع ثابت نبوده و بسته به شرایط مختلف» متغیر است. مقدار کاهش دما به ازای يك واحد افزايش ارتفاع را كراديان قائم دما (جم: ججدوما) مىنامند و معمولاً آن را با 3 نشان مىدهند: ‎٠‏ معمولاً م را بر حسب واحد درجه سانتيكراد در هر كيلومتر نشان مىدهند. ‎_AT ‎Poy ‎yey 

صفحه 146:
* در بخشهای قبلی ملاحظه گردید که در تروپسفر با افزایش ارتفاع قاعدتاً بایستی که دما کاهش پیدا نماید. اما بعضی مواقع حالاتی پیش می‌آید که اين روند بر. هم خورده و با افزبايش ارتفاع در برخی لایه‌های اتمسفری (تروپسفر) » دما افزايش خواهد یافت. چنین حالتی را که در آن با افزایش ارتفاع» میزان دما افزايش پیدا می‌کند را پدیدة وارونگی می‌نامند. 

صفحه 147:
در شکل زیر نمونه‌هایی از حالات وارونگی دمایی نشان داده شده است. ‎Inversionen‏ 1 Feuchte Temperatur| | Feuchte Temperatur Temperatur Aufgleitinversion = Absinkinversion —_ Bodeninversion ,, 8 ©) ey *حالت (الف) را وارونگی دمایی سطحی می‌نامند چرا که در نزدیکی سطح رخ می‌دهد. حالت (ب) را وارونگی دمایی در لایه‌های بالاتر گویند. 

صفحه 148:
در طبیعت عوامل مختلف و متعددی باعث ایجاد لاية وارونگی می‌شوند که این عوامل و نوع وارونگی حاصل از آنها به شرح زیر است: * وارونگی تشعشعی که در اثر تشعشع زمینی در طول شب شکل می‌گیرد. * وارونگی دمایی که در اثر وجود گرد و غبار و یا ابرها شکل می‌گیرد. * وارونگی که در اثر نزول توده‌ای از هوا شکل می‌گیرد. ۶ واروتگی توربولانسی که در اثر توبولانس مکانیکی» شکل می‌گیرد. * وارونگی جبهه‌ای که در آثر جابجایی توده هوای سرد و گرم شکل =e ‏وارونگی فرونشینی که در اثر اختلاف فشار لایه‌های بالایی و پائینی‎ * ‏می‌گیرد.‎ JSS yey 

صفحه 149:
تأثیرات وارونگی دمایی وجود لاية وارونگی دمایی در هر طبقه‌ای از جو باعث پایداری هوا در همان لايه میقود. بنابر این باعث ايجاد يكسرى تأثيرات مىكردد كه عمدة آنها به صورت زير است: + جلوكيرى از انتشار عمودى ابرها و در نتيجه سقف ابر در زير لاية وارونكى قرار * شكست تشعشعات ورودى خورشيدى به زمين كه در اثر اختلاف داتسيتة لآية وآرونكى با لايةهاى بالا و يآنين ايجاد مىشود. + ايجاد اختلال در انتقال امواج راديويى و رادارى. + تأثير بر روى انتشار آلودكىها و تجمع آنها. 2557 

صفحه 150:
یکی ازج عوامل عمج و مود رخا دماى حاك است -دهای خاك از جهات زیادی در کشاورزی و مدلهای اکولوژیکی مورد نیاز است. مواردی مانند: تاثیر دما بر جوانه زنی بذور نرخ واکنشهای بیوشیمیایی خاك» کاهش مصرف حشره کش ها و علف کش ها؛ تبتیل کردهای ازته و بخ زدن خاك. 

صفحه 151:
عواملی که دما را در هر عمقی از خاك کنترل می کنند عبارتند از مقدار مطلق گرمای داده شده به سطح ©. مدت كرمايش 9 ویزگیهای فیزیکی خاك 

صفحه 152:
+ كرماى ويزه ‎(GpevPc Wea)‏ بن یا گرمای مخصوص عبارت است از میزان گرمای لازم برای افزايش دمای يك گرم خاك به اندازه يك درجه سانتی گراد. واحد گرمای مخصوص کالری بر گرم بر درجه سانتیگراد است. که میزان آن در خاکها بین 0/0 تا 6۳/۵0 کالری در گرم است. 

صفحه 153:
۰ ظرفیت گرمایی خاك ‎b Ov (Wea Oupanty)‏ 4856 گرمایی عبارتست از میزان گرمای لازم برای افزايش دمای يك سانتی متر مکعب خاك به اندازه يك درجه سانتیگراد که واحد آن کالری برسانتی متر مکعب بر درجه است. ظرفیت حرارتی با حرارت مخصوص رابطه ای به شکل زیر دارد: Cy.p=Cv ‎٠‏ که در آن م چگالی خاك بر حسب گرم بر سانتی متر مکعب است .ررز) در خاکها عموما بین 9/0 تا 0/0 کالری در سانتی متر مکعب است. ‎ 

صفحه 154:
۰ ) یا هلیت‌حرارتی‌خاك عبارتلستاز میزان‌حرارتی‌که در ‎ee ee‏ ی زمانیکه لختاههرجه حرارتبین‌دو لنتهایآن‌يك‌درجه باشد عبور. می‌کند. در شرلیط مساوی‌هرچه هلیتحراریتی خاك زیادتر باشد تغییرلتحرارنسطحی‌لن‌کمتر بودم و نقش‌آن‌به عنولنيكذخیرم کنندم حرارتب یشتر لستبٍِ هدلیتحربار تی‌خاك به میزان‌ت-خلخل رطوبتو مواد آسلی ولبسته ‎Gaul‏ 

صفحه 155:
۰ قابلیت انتشار. حرارتی ( »6) عبارت است از خارج قسمت قابلیت هدایت حرارتی به ظرفیت حرارتی و واحد آن سانتی متر مربع بر ثانیه می باشد. 

صفحه 156:
۰ مس قابلیت انتشار حرارتی خاك اندك و بطور قابل ملاحظه ای از قابلیت انتشار حرارتی هوای ساکن کمتر می باشد. بطور نظری دامنه دما در هر عمقی از خاك (با فرض اينکه توزیع ویژگی‌های خاك در اعماق خاك یکنواخت باشد) از رابطه زیر بدست می آید: 4 7 R, =R; ۷ ۳ ۱ که در آن ‎٩2‏ و ‎٩8‏ به ترتیب دامنه های دما در عمق ,رآ" و سطح می باشد. الفا قابلیت انتشار حرارتی و <) دوره نوسان بر حسب تانیه است. 

صفحه 157:
ال رک از تج جر * انتقال حرارت در لایه مجاور سطح که به آن لایه آرام نیز می گویند بصورت جابجایی و انتشار مولکولی انجام می گیرد. اما در حالت همرفت حرارت هوای گرم به سمت بالا حرکت کرده و هوای سرد جایگزین آن می‌گردد. 

صفحه 158:
درجه حرارت خاك » درجه حرارت خاك یکی از ویژگی های عمده آن بوده و رشد و نمو گیاه و تکوین فرآیندهای خاکسازی در گرو تغییرات آن می باشد.در دمای کمتر از صفر درجه سانتیگراد فعالیتهای زیستی موجود نبوده و آب به حالت مایع نمی تواند حرکت کند و جوانه زنی متوقف می گریدد. دمای خاك در هر زمان و هر عمق متفاوت بوده و در طی روز و سال نوسان دارد. در اغلب موارد دمای خاك نسبت به دمای هوا از نظر اکولوژیکی برای گیاه مهمتر می باشد. 

صفحه 159:
عوامل موثر بر دمای خاك عبارتند از 0 ابرناکی Sib .© 9 خصوصیات سطح زمین <6. نوسانات دمای خاك 

صفحه 160:
* ابرناکی مقدار نوع و ارتفاع ابر تأثیر مهمی بر تغييرات شبانه روزی دمای خاك دارد. هرجه ميزان ابر بيشتر و ارتفاع آن کمتر باشد تاثیر بیشتری بر کاهش تغییرات دما دارد. ‎٠»‏ بارندگی. بارندگی نیز بدلیل مرطوب کردن خاك و افزایش شدید قابلیت هدایت حرارتی دامنه نوسان دما را کاهش می‌دهد. ‎ 

صفحه 161:
۰ خصوصیات سطح زمین: شامل جنس» پوشش, پستی و بلندی و شیب و . . . می‌باشد. که هر در دمای خاک موثر هستند مثلا دمای شیبهای جنوبی بیشتر از شیبهای شمالی است. ۰ نوسانات دمای خاك: دمای خاك در اعماق مختلف و در زمانهای مختلف(طی روز و سال) مقدار ثابتی نبوده و دارای تغییرات پريوديك می باشد. دامنه تغییرات دمایی خاك از سطح به عمق کاهش می یابد و این کاهش تا جایی ادامه می یابد که در آنجا دما برابر میانگین سالانه است که به اين عمق» عمق ميرش يا عمق استهلاك می گویند. yey 

صفحه 162:
۰ هر نوع خاکی دارای يك میانگین سالانه دما است که ضرورتا در کلیه افقها و کلیه اعماق مختلف و زیرین خاك یکسان است. میانگین اندازه گیری شده دمای خاك بندرت در کلیه اعماق متوالی يك منطقه خاص یکسان است ولیکن این تفاوت های دمایی به قدری کوچك است که در نظر گرفتن ‎chy‏ مقدار واحد به عنوان میانگین سالیانه دمای خاك منطقی رس بارعا الم ترسی 3 

صفحه 163:
رژیم 0 خاك * رژیم حرارتی خاك معمولا شامل جریان حرارتی در خاك» خصوصیات دمایی خاك و تبادل حرارتی بین خاك و هوا می باشد و معمولا بر حسب دمای خاك بیان می شود. رژیم حرارتی خاك یکی از مهمترین عواملی است که فعالیت های بیولوژیکی و فرآیندهای در ارتباط با تولید گياهان را کنترل می کند. این واقعیت به اثبات رسیده است که میزان تجزیه مواد آلی و معدنی شدن اشکال آلی نیتروژن با دما افزایش بيدا مىكند. 

صفحه 164:


صفحه 165:
+ آب در طبیعت به یکی از اشکال جامد. مایع و با گازی شکل یافت می‌شود. بخار آب شکل گازی آب است که از طریق فر آیند تبخیر از سطوح مرطوب. وارد هوا می‌شود. میزان بخار آب موجود در اتمسفر» رطوبت هوا را تشکیل می‌دهد که مقدار آن با توجه به زمان و مکان» متغیر است. همانطور که در فصل مربوط به تركيبات اتمسفری ملاحظه گردید» حداکثر بخار آب موجود در اتصسفر زمین» حدود () درصد بوده و حداقل آن هم اندکی بالاتر از صفر است. بنابراين میزان بخار آب اتمسفری بین صفر تا 6۴ درصد متغیر است و این تغییرات تابعی از زمان و مکان می‌باشند. yey 

صفحه 166:
هرای اشباع () مصعو) * هر بستة هوا ظرفیت معینی برای پذیرش بخار آب دارد و اگر میزان بخار آب موجود در يك بستة هوا از يك حدی فراتر رود پديدة تراکم روی داده و رطوبت اضافی مجدداً تبدیل به مایع می‌شود. حداکثر رطوبتی که يك بستة هوا می‌تواند در خود جای دهد را ظرفیت آن بستة هوا برای جذب و پذیرش بخار آب می‌گویند. هر گاه يك بستة هوا به حد ظرفیت خود برای پذیرش رطوبت برسد» گوییم آن بستة هوا به حالت اشباع رسیده است و چنین هوایی را هوای اشباع می‌نامیم. 

صفحه 167:
جم : رطوب 72 * برای اينکه يك بستة هوا به حالت اشباع برسد. دو راه وجود دارد: الف) افزايش میزان بخار آب آن بستة هوا تا نقطة اشباع ب) کاهش دمای هوای آن بسته * در طبیعت معمولاً حالت دوم اتفاق می‌افتد. یعنی بستة هوا به طریقی سرد شده و به حالت اشباع می‌رسد. 

صفحه 168:
۳3 sa): ‏میزان بخار آب موجود در هوا توسط یکسری فاکتوررهایی سنجیده‎ ‏می‌شود که مهم‌ترین آنها عبارتند از:‎ (Outer Ouper Presourr) ‏فشار بخار آب‎ ۰ (Gutwratos Ouper Pressure) gluil 6; oid + (Dew Pond) pink Leis ‏عاسسله)‎ bucridyy) ‏رطوبت مطلق‎ ٠ (Gotwrutva ‏رطوبت مطلق اشباع (ررل محا عداموحك‎ ۰ (GpevPic Wrrcotdiy) ‏رطوبت ويذه‎ (wordy Ratz) ‏نسبت اختلاط‎ ۰ ‏رطوبت نسبی (رولسیسا٩ عه2؟)‎ ۰ ‏کمبود اشباع (0۳) ع+-:0))‎ 

صفحه 169:
* در بحث فشار گفته شد که هر يك از گازهای موجود در جو زمین فشار جزيى دارند كه مجموع اين فشارهاى جزئى؛» فشار هوا را در هر نقطه تشکیل می‌دهد. از آنجایی که بخار آب نیز یکی از گاز-های اتمسفری است. از این قاعده مستثنی نبوده و يك فشار جزیی ایجاد می‌کند که مقدار آن بسته به میزان بخار آب موجود در اتمسفر آن منطقه متفاوت است. فشار جزیی مربوط به بخار آب موجود در اتمسفر, را فشار بخار آب می‌گویند. 

صفحه 170:
فشار بخار اشباع ‎Prevoure)‏ هن مسسه) ۰ عبارت است از حداکثر فشار بخار آب در يك دمای معین که مقدار آن در هر دما ثابت است. همانطور که قبلاً اشاره شد ظرفیت هوا برای جذب بخار آب محدود است و اگر میزان بخار آب موجود در هوا از يك حدی فراتر رود مازاد آن مجدداً تبدیل به مایع می‌شود. در نتيجه میزان فشار بخار اشباع نیز در هر دماء مقدار مشخص و ثابتی است. به عبارت دیگر می‌توان گفت که در حالت اشباع بخار آب با سطح آب مجاور آن در حالت تعادل است و تعداد ملکول‌های هوایی که از سطح آب وارد هوا می‌شوند دقیقاً برابر تعدادی است که در اثر تراکم وارد آب می‌شوند. میزان فشار بخار آب در این حالت را فشار بخار آب اشباع می‌گویند. yey 

صفحه 171:
* نقطة شبنم دمایی است که اگر يك بستة هوا را تا آن دما سرد کنیم» به حالت اشباع در می‌آید. پديدة شبنم‌تشینی عموماً در طول شب‌های صات و ارام اتفاق می‌افند. بر طول چنین شب‌هابی سطوح آجسام در اثر تشعشع شبانه سرد می‌شود و در نتیجه هوایی که با آنها در تماس است ۰ به تدریج سرد می‌شود تا اینکه دمای آن به نقطة شبنم برسد و پس از این مرحله. فرآيند شبنمنشينى رخ مىدهد. * برای به دست آوردن نقطة شبتم کافی است که فشار بخار آب موجود در هوا را داشته باشیم. yey 

صفحه 172:
* یکی از شاخص‌هایی که برای نشان دادن میزان بخار آب موجود در هوا به کار می‌رود» رطوبت مطلق است. رطوبت مطلق بنا به تعریف عبارت است از. میزان (وزن) بخار آب موجود در يك متر مکعب هوا است و معمولاً بر حسب گرم بخار, آب در يك متر مکعب هوا بیان می‌شود. میزان رطوبت مطلق يك بسته هوا ثابت نبوده وتابعی از دمای آن بسته هوا می‌باشد و با تغییر دما » تغییر می‌یابد. 

صفحه 173:
رطویت مطلق اشباع (بطس! سك مسسه9) * حداکثر بخار آبی که در يك متر مکعب هوا می‌تواند وجود داشته باشد را رطوبت مطلق اشباع می‌گویند اين فاکتور تابع دما بوده و بر حسب واحد گرم بر متر مکعب بیان می‌شود. * واضح است که رطوبت مطلق اشباع در يك دمای معین» مقداری ثابت است. © در مورد رطوبت مطلق این نکته قابل ذکر است که میزان که میزان آن با افز اش عرض جغرافیایی» کاهش می‌یابد و با افز ایش ارتفاع هم از میزان آن کاسته می‌شود. همچنین هر چه از سواحل دریاها به سمت خشکی‌ها پیش رویم از مقدار آن کاسته می‌شود. 

صفحه 174:
‎٠‏ از دیگر سنجه‌هایی که برای بیان میزان بخار آب موجود در يك بستة هوا به کار می‌رود» نم ویژه است. رطوبت ویژه (نم ویژه) بنا به تعریف عبارت است از وزن بخار آب موجود در هر واحد وزن از هوای مرطوب . اين فاکتور نسبت به رطوبت مطلق از ثبات بیشتری دارد چرا که وزن بخار آب را در يك کیلوگرم هوای مرطوب نشان می‌دهد» چه اینکه این يك کیلوگرم يك متر مکعب حجم داشته باشد و جه اينكه حجم آن چندین متر مکعب باشد. ‎ 

صفحه 175:
(cotter Rutz) ‏نسبت اختلاط‎ ۰ ۰ عبارت است از جرم بخار آب موجود در حجم معینی از هوا به جرم هوای خشك هم حجم آن. این نسبت عموماً بر حسب واحد گرم بخار آب بر كيلوكرم هواى خشكء بیان می‌شود. 

صفحه 176:
۰ رطوبث نسبی (رطسسا ‎(Rekave‏ ۶ رطوبت نسبی بنا به تعریف عبارت است از نسبت فشار بخار آب موجود در هر حجمی از هوا به فشار بخار اشباع در همان دما. رطوبت نسبی را عموما بر حسب درصد بیان می‌شود. xyes 

صفحه 177:
۰ این پارامتر همان طور که از اسم آن پیداست. نشان دهندة مقدار رطوبتی است که بایستی به يك بسته هوا اضافه شود تا بدون تغيير دماء به حالت اشباع درآید. اگر چنانچه بخواهیم مقدار کمبود اشباع را بر اساس فشار بخار آب پیدا کنیم» لازم است که فشار بخار هوا و فشار بخار اشباع در همان دما را از. هم کسر نمائیم. 

صفحه 178:
الف) توزیع افقی رطوبت در هوا * توزیع افقی رطوبت هوا بستگی به دما و جنس سطح زمین دارد. میزان بخا رآب در بخش‌های مختلف کرة زمین با هم متفاوت است. توزیع بخار آب در درجه اول تابعی از دمای هوا است ۲ آتجایی که دمای هرابا آفز ‎Bape Del‏ جغرافیایی» در هردو نیمکره کاهش می‌یابد بخار آب موجود در آن » به طور ناهمسانی ضمن حرکت از استوا به قطب کاهش خواهد یافت. 

صفحه 179:
‎٠»‏ شکل زیر توزیع جغرافیایی رطوبت نسبی را بر حسب تغییرات عرض جغرافیایی نشان می‌دهند. ‎ ‎ ‎ ‎ ‎ ‎ ‎ ‎ ‎ ‎ ‎ ‎ ‎ ‎ ‎ ‎Peet ado:‏ تسه ‎Te Tt zt‏ “ ‎2 it ¢ ‎MELA‏ بو ‎ ‏مب بيد رطوبت نسبی در استوا حداکثر مقدار را دارا بوده و با افزایش عرض جغرافيايى در هر دو نیمکره. تا حدود عرض‌های میانی مقدار آن کاسته می‌ود و سپس با ادامه افزایش عرض جغرافیایی» رطوبت نسبی افزايش مىيابد تا اينكه مجدداً در قطب‌ها به حداکثر خود می‌رسد. ‎yey ‎ ‎ ‎ ‎ 

صفحه 180:
* شکل زیر رطوبت ویژه را بر حسب تغییرات عرض جغرافیایی نشان مىدهند. يرفثار جب حازلى _كمريد ممكرلى حازهى ‎١‏ برفشار ينب حلزنا 7 1 1 ' } 1 0 0 | | | ‎A‏ ل ‎an‏ ‎dt a4‏ ۶ ‎rye‏ ‏0 ‏صل ۰ رطوبت ویژه نیز در استوا حداکثر مقدار خود را داشته و هر چه از استوا به سمت قطبین پیش می‌رويم از میزان آن کاسته می‌شود به طوری که در قطب‌ها به حداقل خودش می‌رسد. 

صفحه 181:
* جرم ملکولی بخار آب 9 و از آن هوا؛ 60 می‌باشد. با توجه به اين مقادير» انتظار می‌رود. که چون جرم حجمی بخار آب کمتر از هوای خشك است. بخار آب در لایه‌های بالا جو بیشتر از لایه‌ای پایین‌تر باشد در حالی که در طبیعت این گونه نیست. بایستی توجه داشت که تغییرات میزان رطوبت موجود در لایه‌های مختلف جو با ارتفاع از روزی به روز دیگر متفاوت ات اما در حالت کلی می‌تران اظهار دافت که‌با اف ایشن ارتفاع از میزان رطوبت موجود در جو کاسته می‌شود. 

صفحه 182:
جدول زیر کاهش بخار آب با ارتفاع را در اتمسفر آزاد نشان می‌دهد. هميشه میزان رطوبت با افزایش ارتفاع »كاهش نمىيابد. به عنوان مثال در روزهاى ابرى؛ ميرزان رطوبت لايهاى که در آن ابر وجود دارد حدا کش بوده وبه سمت بالا و پایین » کاهش می‌یابد. LL SS ‏ص‎ متدار بخار آب(*1) r/ AN WwW ۰/۰ ۳۷/۰ ۳۷/۰ to/+ ۹/۰ ۰/۰ 

صفحه 183:
تخبیرات شبانه‌روزی رطوبت هرا * میزان رطوبت هوا در طول شبانه روز تغییرات چندانی ندارد و با نوسانات ناچیزی همراه است. ۰ تیرات شا بخار آب در طول شبش‌روز بسیار کم است و گر شم وجود داشته باشد به خاطر عواملى و پديدة شبنم نشيني می‌باشد. تنها در يك حالت ممكن است تغييرات فشار بخار آب عل ‎SS SS Se‏ مرطوب به منطقه نزديك شود که در اين حالت تغييرات فشار بخار در طول شبانه روز می‌تواند زیاد باشد. ۰ بر خلاف فشار بخار آب كه در طول شانه روز تقريباً ثابت است» 2 ‏ا و و‎ ee ‏دارد.‎ 2557 

صفحه 184:
شكل زیر روند تغییرات شبانه‌روزی دما و رطوبت نسبی را نشان می‌دهد. 

صفحه 185:
تخییرات سالانة رطویت * تغییرات سالانة رطوبت نسبىء از روند سالانة تغییرات دما پیروی می‌کند به این صورت که حداکثر مقدار آن در ماهی رخ می‌دهد که حداقل دما اتفاق افتاده است و حداقل آن هم مربوط به ماهی است که حداکثر دما حادث شده است. * در حالت کلی» میزان فشار بخار آب در گرم‌ترین ماه سال بالا است كه علت أنه بالا يودن ظر فيت ذیرش رطوبت و بخار آب ت كه باعث مىشود در اثر فرآيندهايى مثل تبخير و تبخير و تعرق» ميزان فشار بخار آب در هوا بالا رود. در طى سردترين ماه سالء به دليل يايين بودن ظرفيت جذب و يذيرش بخار آبء ميزان فقا بك أب خرن ار ات 2557 

صفحه 186:
۰ منحنی زیر تغییرات سالانة دما و رطوبت را در یک ایستگاه هواشناسی نشان میدهد. ماههاي سل 

صفحه 187:
0۳ اندازه‌گیری رطویت هرا ‎٠‏ به طور کلی روش‌های اندازه‌گیری رطوبت موجود در هوا به شرح زیر هستند: روش سایکرومتری یا ترمودینامیکی ‎O‏ روش هیکروسکرپی (عسسسبسک) و ررش جذب روش الکترولیتی ع روش تراکم (لس مه س8) 

صفحه 188:
4 روش سایکرومثری با ترمودینامیکی * در این روش از اختلاف دمای دمای دماسنج‌های تر و خشك برای اندازه‌گیری رطوبت استفاده می‌شود در حقیقت با توجه به قوانین ترمودینامیکی و روابطی که بین رطوبت و دمای دماسنج‌های تر و خشك وجود دارد» میزان رطوبت برآورد می‌شود. ©- روش هیکروسکرپی ‎(Wrgrvevnpin)‏ ‏* در این روش از تأثیر رطوبت روی مواد آلی» برای اندازه‌گیری رطوبت استفاده می‌شود. این مواد آلی می‌توانند» پوست. ناخن و 

صفحه 189:
روش جذب * در روش جذب از خاصیت جذب برخی طول موج‌ها توسط ‎Gl‏ برای اندازه‌گیری رطوبت استفاده می‌شود. برای اندازه‌گیری در این روش ابتدا یکسری طول موج‌های مشخصی توسط يك مولد امواج تولید شده و از درون محیطی که رطوبت آن اندازه‌گیری می‌شود؛ عبور داده می‌شود . با اندازه‌گیری میزان امواج عبور کرده از اين محیط می‌توان میزان اشعة جذب شده را به دست آورده و از آن برای محاسبة رطوبت آن محیط استفاده نمود . 

صفحه 190:
نمای کلی دستگاه اندازه‌گیری رطوبت در روش جذب اشعه دربافت کننده امراج ‎ely‏ x > محبط اندازه گیری ۲ ۲ ۲ ۲ 

صفحه 191:
۰ بعضی از نمك‌ها این خاصیت را دارند که جاذب رطوبت هستند و میزان هدایت الکتریکی آنها با تغبیر میزان رطوبت جذب شده توسط آنهاء تغییر می‌کند. ۶ در روش الکترولیتی از این خاصیت برای اندازه‌گیری رطوبت هوا استفاده می‌شود. میزان هدایت الکتریکی این نمك‌ها با استفاده از يك سری روابطی به رطوبت ارتباط داده می‌شود. به این ترتیب با اندازه‌گیری هدایت الکتریکی اين مواد » می‌توان میزان رطوبت محیط را به دست آورد. از جملة اين نك‌ها میتوان کلرورلیتیوم را نام برد. yey 

صفحه 192:
* در این روش اساس کار بر اندازه‌گیری نقطة شبنم استوار عسوو تج هتسه اج 2 يك سطح فلزی یا شیشه‌ای را سرد می‌کنند. دمایی را که در آن دما بخارآب موجود در هوا روی جداره‌های ظرف شروع به مثراکم شدن نمود » یادداشت می‌نمایند . این دما معرف دمای نقطة شبنم است. با داشتن حمای نفطه شبنم و ارتباطی که بین دمای نقطة شبنم و فشار بخار آب موجود در هوا وجود دارد» می‌توان فشار بخار آب را به دست آورد. yey 

صفحه 193:
(Csyclvowetrs) ‏سایکرومترها‎ * ساده‌ترین روش اندازه‌گیری رطوبت, استفاده از سایکرومترها است. ساختار سایکرومتر شامل دو دماسنج است که به موازات هم قرار گرفته‌اند و مخزن یکی از دماسنج توسط پارچه‌ای با سطح آب در تماس می‌باشد. واضح است که دمای دماسنجی که مخزن آن توسط يك پارچه خیس پوشیده شده است کمتر از دماسنج دیگر می‌باشد. چرا که از اطراف مخزن آن عمل تبخیر صورت می‌گیرد که يك فرآیند گرماگیر بوده و باعث می‌شود دمایی که دماسنج تر نشان می‌دهد پایین‌تر باشد. 

صفحه 194:
رابطةٌ سایکرومتری که برای اندازه گیری رطوبت به کار می‌رود به صورت زیم است: 6< 6 - Apt- t) (9) 029 4S < : فشار بخار آبهوجود در هو رم © : فشار بخار لشباع‌در دمایی‌که دماسنج تس نشان‌میبهد ): ض رببسايكرومتروكه مقدار آزبس حسبنوع سایکرومتر تغیی میک ند <): فشار هوا 1 : دماییکه دماستج معمول ین شانمیهد. 

صفحه 195:
: رطو هوا و ا8 * انواع سايكومترها مورد استفاده در هواشناسى عبارتند از: الف) سایکرومتر ایستگاهی ‎(®sswaa Pspohroweter) (aul =e Sle (G‏ ج) سايكرومتر فلاخنى ‎(Ghory Paychroweter)‏ 

صفحه 196:
لف) سایکرومتر ایستگاهی * این وسیله در واقع همان دماسنجهای تر وخشك هواشناسی است که در داخل پناهگاه هواشناسی نگهداری می شود . ساختمان این وسیله مرکب از دو دماسنج است که به صورت عمودی روی پایه ای قرار گرفته اند . اطراف مخزن دماسنج تر» فتیله ای از جنس موسلین پیچیده شده است که طرف دیگر این فتیله در داخل مخزن آبی قرار دارد. * یکسری جداول و گراف‌هایی وجود دارند که با استفاده از آنها و داشتن دمای دماسنج‌های تر و خشك می‌توان میزان رطوبت نسبی را محاسبه نمود. 

صفحه 197:
۶ شکل روبرو يك نمونه از اين سايكرومترها را نشان می دهد . 

صفحه 198:
۰ ساختمان آن مشابه سایکرومتر ایستگاهی است. منتها در این وسیله جریان هوا توسط يك بادبزن کوچك از روی مخزن دماسنج‌ها عبورداده می‌شود. ضریب سایکرومتری در اين حالت با سایکرومتر پناهگاهی فرق دارد. اگر سرعت تهویه هوا در اطراف مخزن دماسنجها (0: متر بر ثانیه باشد مقدار ضریب 9 برای حالتی که ) مثبت باشد 0000660/0( و برای حالتی که ! منفی باشد 009/0 خواهد بود. سایکرومتر آسمن برای اندازمگیری‌های مزرعه‌ای» وسیله مناسب به شمار می‌رود. 

صفحه 199:
‎٠‏ شکل روبرو سایکرومترر آسمن را نشان می‌دهد. ‎ ‏برکشت به فیرست درس 

صفحه 200:
* این وسیله از دو دماسنج تشکیل شده که روی پایه‌ای قرار گرفته‌اند و خود پایه مجهز به يك دستگیره است که می‌تواند به راحتی حول محور افقی بچرخد. به اين ترتیب تهویه هوا در این وسیله از طریق چرخش سایکرومتر به وجود می‌آید. ‎٠‏ قبل از استفاده از اين وسيله براى اندازه‌گیری رطوبت ۰ بایستی که فتيلة اطراف دماسنج تر را خيس نموده و سپس از آن استفاده کنیم. ضریب سایکرومتری در اين وسیله برای حالتی که 1 بزرگتر از صفر باشد برابر با ‎Gly s DODSSIO‏ حالتی که " فرض باشد بر ابر ‎DOOGO/D‏ خواهد بود. ‎ 

صفحه 201:
* شکل روبرو نمونه‌ای از سایکرومترهای فلاخنی را نشان می‌دهد. 

صفحه 202:
5 رطویت‌نگار ۰ دستگاهی که برای ثبت تغییرات لحظه به لحظة رطوبت به کار مي‌رود» رطوبت‌نگار نامیده مي‌شود. متداول‌ترین نوع رطوبت نگارهاء رطوبت نگار وت ۰ ‎es ae‏ ۳ بح دراثر تغییرات رطوبتی» تغییر طول می‌دهند. © اهرم‌های رابط: اين اهرم‌ها اسبابی هستند که تغییرات طولی را که در ‎Ji‏ ‏تست رطوبتی در رشته‌های مو ایجاد می‌شود » توسط یکسری مکانیزم‌هایی بزرگنمایی نموده و آن را به قلم ثبات منتقل می‌کنند. 2 اسقرانه ثابت. شامل ساعتی است که وفتی کرف می‌شرد باعث چرخش یکنواخت آن می‌گردد. دور استوانة ثابت گرافی قرار می‌گیرد که روی آن منحنی تغییرات رطوبت نسبی ثبت می‌گردد. محور افقی گراف درصد رطوبت نسبی و محور عمودی آن زمان را نشان می‌دهد. yey 

صفحه 203:
شکل زیر نمونه‌ای از نگ زیرنمونه‌ای از رطوبت‌نگارهای موئی را نشان می‌دهد. Hook 

صفحه 204:


صفحه 205:
* فشار كه توسط يك جسم ايجاد مى شود عبارت است از نيرويى كه از طرف أن جسم وارد مى گردد »تقسيم بر احت سطح مقطع آن . SS ‏وزن است وفشار ایجاد می کند .فشار هوا در هر نقطه از‎ SSS ‏رین ربراک ری جارس وس‎ ‏آن قسمت قرار گرفته است تقسیم بر سطح مقطع آن قسمت‎ . ‏از زمين‎ 

صفحه 206:
* نخستین کسی که موفق به اندازه گیری فشار هوا شد» توریچلی بود . او توسط يك آزمایش ساده ای موفق به اندازه گیری فشار هوا گردید. آزمایش وی از اين قرار بود که او تشتی را پر از جیوه ساخت و سپس يك لوله شيشه كه يك طرف آن مسدود بود » از جیوه پر نموده و سپس طرف باز لوله را توسط دست یا چیز دیگر مسدود نگه داشته و آنرا در داخل جیوه تشت به صورت معکوس قرار دارد. 

صفحه 207:
یمود 79 ۵0 ۵۵92۱۱ Mercury pressure pressure ل — 

صفحه 208:
۰ از آنجاپی که طبق قوانین مكانيك سبالات فشار نقطه 9) و با هم بر ابر است خواهیم داشت : PA=P4 PA = pgh=13.6«9 81x 760=1013mb ‏در ولقع هما نفشار هوا مىياشد كه بر سطح جيوه دلخل‎ 008 ٠ ‏تشتوارد مشود و لينفشار با فشار جيوه دلخللوله به تعادل‎ ‏رسیدم لس ت-وریچلی‌مااحظه نمود که در لین‌حالتارتفاع ستون‎ ‏جیوم در سطح دریا حدود 660" میلی‌متر لستو در نتیجه لعلام‎ ‏کرد که فشارهوا در سطح دریا ۸660 میلی‌متر جیوه می‌ب‌اشد.‎ yey 

صفحه 209:
واحدهاى اندازه كير ی فشار ۰ از جمله واحدهایی که برای بیان فشار به کار می رود » طول ستون مایع است که معادل با نیرو در سطح مقطع مایع می‌باشد. * معروفترین واحد از این گروه فشار بر حسب طول ستون جیوه است که برحسب میلی متر» سانتی متر و پا اینچ جیوه بیان می گردد. به عنوان مثال فشار اتمسفر در سطح دریا برحسب میلیمتر جیوه برابر با (۳6 است. * از دیگر واحدهای فشار »میتوان میلی بار را نام برد که کاربرد زیادی در مباحث فشار دارد . 

صفحه 210:
* وسایلی که برای اندازه گیری فشار هوا به کار می روند » فشار سنج ‎(Bavweter)‏ می‌گویند. ۰ فشارسنجها را میتوان به دو گروه فشارسنجهای جیوه‌ای عمحوا رسحو() 5 ‎buroweter S58‏ لیم تقسیم نمود. * فشار سنجهای جیوه ای بهترین و دقیقترین وسایل اندازه گیری فشار هوا می باشند . * خود فشار سنجهای جیوه به دو گروه فرتین (۳)) و تونلو (اداعدون”©) تقسيم بندى مى شود . 2557 

صفحه 211:
* در فشارسنج‌های جیوه‌ای از رابطه اساسی هیدرو استاتيك استفاده می‌شود. با توجه به شکل داریم : jour of mercury | P; = P, =o gl is almost 0. در اين رابطه: Atmospheric pressure acts at B 0 جرم مخصوص جیوه و پ شتاب ثقل می باشد. 

صفحه 212:
با توجه به اینکه فشار روی جیوه داخل لوله صفر است» 0= بط خواهيم داشت : Pa=p.h.g ‎٠»‏ فشار در نقطه )۰ همان فشار اتمسفر است که بر سطح جیوه مخزن دارد می شود به این ترتیب با اندازه گیری ارنفاع جیوه داخل لوله» خواهیم توانست فشار هوا را از. رابطه بالا محاسبه نمائیم. ‎yey 

صفحه 213:
5 فشار سنج جیوه ای از نوح فرتین (۳7۵)) ۰ در نوع فشار سنج »كت مخزن جيوه از يك غشاء نرم ‎Jae)‏ پوست بز کوهی) پوشانده می شود و از طریق يك ‎td lab‏ 26 . قبل از قرائت ارتفاع ستون جیوه داخل لوله » بایستی که سطح ‎elses‏ ور نمود. مخزن این نوع فشار سنجها (دیواره جانبی ) معمولا شیشه ای بوده و جیوه داخل مخزن قابل مشاهده است . برای تنظیم. سطح جیوه مخزن ۰ بایستی پیچی را که به کف چرمی تشت متصل است را آنقدر بچر. سطح جیوه داخل مخزن با نوك = ee ee ‏چرخاندن پیچ » باعث حرکت کف چرمی به سمت بالا و پایین‎ ‏و درنتیجه حرکت جیوه داخل مخزن می شود.‎ 

صفحه 214:
Adjusting Screw برکشت به فهرست درس 

صفحه 215:
* برای اندازه گیری فشار کافی است که قسمت پایین شاخصی را که روی لوله فشار سنج تعبیه شده است بر سطح جیوه داخل لوله مماس کنیم . برای قرائنت فشار » ابتدا عدد روی خط کش فشا رسنج را به عنوان رقم صحیح فشار و عدد روى ورنية شاخص را به عنوان اعشار فشار » قرائت می 30 

صفحه 216:
فشار سنج جیوه ای از نوع ونلو ‎(Tocrets)‏ * این نوع فشار سنج را فشار سنج کیو (سر)) هم می‌نامند. در ‎Gal‏ ‏فشارسنج کف مخزن جیوه ثابت بوده و خود مخزن از جنس فلزی ساخته می شود و جیوه داخل مخزن قابل رویت نمی باشد. * با توجه به اینکه کف مخزن جیوه ثابت است در اثر نوسانات سطح جیوه داخل لوله. سطح جیوه در مخزن هم بالا و پایین خواهد رفت . لذا صفر خط کش اندازه‌گیری ثابت نخواهد بود. چون در اینجا تنظیم سطح جیوه را نداریم » بایستی عمل تنظیم را روی خط کش اندازه گیری انجام دهيم .به همین دلیل آنرا فشار سنج با مقیاس جبران شونده نیز می نامند. yey 

صفحه 217:


صفحه 218:
عنايع خطا د شار سنح حای 2۳ ۱2 ده و و و و ۳۳ ee ee : ‏از‎ موئینگی باد دما قائم نبودن فشار سنج شتاب ثقل اشتباه اندكس (صلم) 

صفحه 219:
۰ فشار هوا پس از اينکه در مراکز هواشناسی و ایستگاههای سينوپتيك قرائت شد به مرکز مخابره می‌گردد. برای اينکه بتوان فشار مناطق مختلف را نسبت به هم مقایسه نمود» لازم است كه اين فشار را به يك استانداری تبدیل نموده و سپس مناطق مختلف را از نظر فشاری باهم مقایسه کرد. + طبق رابطه فشارسنجی داشتیم : P=p.gh * _پس بنابراین منابع تصحیح فشار در فشار سنجها بر می باشند که باید اینها را به ‎dh‏ سطوح استاندارد» تصحیح نمود. 

صفحه 220:
* این تصحیح از آن جا ناشی می شود که جیوه درون فشار سنج در اثر افزایش دماء انبساط يافته وبه ميزان كمى در لوله؛ بالا ميرود و متعاقبا با كاهش دماء انقباض و كاهش حجم در جيوه بوجود مىايد كه باعث ايجاد خطا در اندازكيرى فشار مىكردد. ۰ دمايى كه به عنوان دماى استاندارد در نظر كرفته مى شود و تصحیحات نسبت به آن انجام می‌گردد» دمای صفر درجه 6 ۳ ۳ بایستی که میزان تصحیح را از فشار قرائت شده توسط فشار سنج كم کنیم و اگر دما پایین تر از صفر باشده میزان تصحیح به مقدار قرانت شده توسط فشارسنج » افزوده می‌شود. اگر دما صفر درجه باشد هیچ تصحیحی نسبت به دما انجام نمی‌گیرد. yey 

صفحه 221:
*میزان تصحیح فشار نسبت به دما با استفاده 0.0001634 ee 1+01 ن رابطه داریم : بیزان‌تصحیح فشار نسبنبه دما (میلی‌متر جیوه ) ‎loans!‏ (درجه سانتی‌گراد) نشار قرلئتشده توسط فشار سنج (میلی‌متر جیوه ) 

صفحه 222:
به طورخلاصه برای تصحیح فشار نسبت به دما سه حالت خواهیم داشت: اگر دما برابر با صفر باشد. میزان تصحیح برابر صفر خواهد بود. (20 ). . اگر دما بالاتراز صفر باشد میزان تصحیح, از. فشار قرائت شده کم می‌شود (0) > ۱). . اگر دما پایین ترا از صفر باشد میزان تصحیح بر فشار قرائت شده, اضافه می شود (0) < ۱). 

صفحه 223:
سس میم ‎٠‏ ارتفاعی که به عنوان مبنا برای اندازه گیری و تصحیح فشار. در نظر. گرفته می شود سطح دریاهای آزاد است . هر چه از سطح دریاهای آزاد بالاتر برویم از فشار هوا کاسته می شود و فشار سنج» فشار کمتری را نسبت به سطح دریاها نشان می دهد. پس لازم است که میزان تصحیح فشار را از فشار قرانت شده توسط فشارستج »کم کنیم تا فشار تصحیح شده نسبت به سطح دریاها بدست آید . ‎ 

صفحه 224:
* برای تصحیح فشار نسبت به ارتفاع از رابطه زیر استفاده می شود: 6 2-2 در این رابطه داریم : ۶ ا): میزان‌تتصحیح فشار نسبنبه ارتفاع ‎(we)‏ ‏* ا: ارتفاع از سطح دریا در محل‌لندازم گیریف شار (متر) * رلا: عدد قرلنتشده توسط فشار سنج ‎(coy)‏ yey 

صفحه 225:
تصحیح فشار نسبت به عرض جغرافیایی . ‏میزان شتاب جاذبه در قطبین بیشتر از عرضهای نزديك استوا است‎ ٠ ۳ ‏اهكان كال اس ا تو تكن كلو ل ون‎ ‏عرضهاى بالاترء بيشتر فشرده شده و ميزان فشار را اندكى كمتر از‎ ‏مقدار واقعى آن نشان دهد. در نتيجه لازم است كه يك تصحيحى نسبت‎ ‏به عرض جغرافيايى صورت كيرد.‎ * مبنای اندازه گیری فشار نسبت به عرض جغرافیایی» عرض ‎PS‏ ‏درجه می باشد» در عرضهای بالاتر از 6 درجه. میزان تصحیح مثبت بوده و بایستی آنرا به فشار قرائت شده توسط فشار سنج اضافه نمائيم» اما در عرضهای پایین تر از 430 درجه میزان تصحیح منفی بوده و بایستی از میزان فشارقرانت شده کم گردد. yey 

صفحه 226:
مینران تصحیح فشار نسبت به عرض جذرافیایی از رابطه زیر به دست می آید : 2-0 ما در این رابطه داریم : )۳7/,۳( ‏مییزان تصحیح فشار نسبت به عرض جغرافیایی‎ : Cy ) ‏:عرض جذرافیایی منطته (درجه‎ ۳ 10/1, ‏فشار قرائت شده توسط فشار سنج(‎ 

صفحه 227:
فشار سنجهای فلزی (طسسه) * فشار سنجهای فلزی از يك کپسول فلزی که سنسور حساس ‎SS ee‏ = است ساخته مىشود. معمولاً داخل اين كيسول رآ به طور کامل از هوا تخليه مى كنند كه اين كار باعث به هم جسبيدن صفحات بالا و يايين كيسول مى شود. براى جلوكيرى از اين امرء در داخل آن يك فنر قرار می دهند که مانع از مچاله شدن و به هم جسبيدن صفحات کپسول گردد. * در اثر تغییرات فشار» فاصله صفحات کیسول تغییر مي یاید.. به كمك یکسری اهرمها می توان این تغییر فاصله را بزرکنمایی نموده و آذرا به يك عقربه منتقل ساخت . عقربه هم با تغییر مکان خود فشار را در روی يك صفحه مدرج نمایش می دهد. yey 

صفحه 228:
ا زير يك نمونه فشار سنج فلزى را نشان مىدهد . ‎pointer‏ vacuum chamber برکشت به فهرست درس 

صفحه 229:
: ‏ات يك فشار سنج فلزی از نظر سازمان جهانی هواشناسی‎ i 4 تغییر دما روی آن تاثیر چندان نداشته باشد. تغییر دمایی برابر با 0 درجه سانتی گراد. بایستی کمتر از 0/60 میلی بار تغییر در فشار خوانده شده ایجاد کند. 9 ب) حداکثر اشتباه در اندازه گیری فشارء 6/0 ميلى بار (در هر فشارى) بوده و اين اشتباه در طول يك دوره يكساله از اين حد بالاتر نرود. 9 9 اثر هیسترزیس تا حد امکان در آن ازبین برده شود به طوری که تغییر فشاری به میزان 600 میلی بار و بازگشت مجدد آن به فشار قبلی» بیش از 6/0 ميلى بار خطا نسبت به فشار اولیه نشان ندهد. 

صفحه 230:
فشار نگار ۶ وسیله ای که برای ثبت تغبیرات فشار نسبت به زمان به کار می رود » فشار نگار («امسپسی) گویند. فشار نگار از سه بخش تشکیل یافته است : ). عضو یا سنسور حساس که مجموعه ای از کپسولهای آنرونید است که روی هم قرار گرفته اند و در اثر تغییرات فشار» ضخامت این مجموعه تغییر پیدا می کند. ‎CO‏ اهرمهای رابط که تغییر ضخامت ایجاد شده در کپسولهای ویدی را بزرگتر کرده و آنرا به قلم ثبات منتقل می نمایند ‏©. استوانه تبات که خود مجهز به ساعتی می باشد که با استفاده از آن استوانه به دور خود می چرخد . ‎yey 

صفحه 231:


صفحه 232:
ET = | aoe es es فشار نگارهای معمولی a: ‏أقر ايش‎ igs ۱ ‏دقت و حساسیت آن » تعداد‎ ‏کپسولها را به مقدار زیادی‎ افز ايش داده اند. ركشت به فهرست درم = 

صفحه 233:
). يك دستگاه فشار نگار دقیق بایستی بتواند تغییرات فشار را تا یکدهم میلی بار اندازه گیری و ثبت نماید. فاصله هر ده میلی بار روی گراف » معادل 6 میلی متر باشد. . در اثر تغییر درجه حرارت. تغییر فشارآن» ناچیز باشد. . خطای اندازه گیری با آن در اثر تغییر فشاری در حدود 600 ميلى بارء از يك میلی‌بار کمتر باشد. هرگاه بوسیله انگشت دست. قلم و پا قسمت حساس دستگاه را حرکت دادیم » قلم می بایست به محض برداشتن انگشت دست به نقطه اولیه خود بازگشت نماید بدون اينکه اختلافی از نظر نمایش فشار بر روی گراف بوجودآمده باشد . 0 2557 

صفحه 234:
تغییرات عمودی فشار * در مباحث قبلی گفتیم که فشار هوا در هر نقطه از سطح زمین عبارت است از وزن ستون هوایی که روی آن قسمت از زمين قرار گرفته است تقسیم بر مساحت سطح مورد نظر . با توجه به تعریف» ملاحظه می شودکه میزان فشار در سطح زمین حداکثر مقدار خود را داشته و هر چند از سطح به طرف ارتفاعات بالاتر حرکت می کنیم» از فشار هوا کاسته می شود چراکه با افزایش ارتفاع ءوزن ستون هوایی که روی نقطه مورد نظر قرار گرفته لل سه افزايش ارتفاع» كاهش يابد. 2557 

صفحه 235:
‎٠‏ شکل زیر تغییرات فشار با ارتفاع را در مختصات ‎“ha‏ ‏دکارتی نشان می دهد. 9 ‎ ‎ ‎ ‎ ‎ ‎ ‎ ‎ ‎ ‎ ‎ 

صفحه 236:
* برای اينکه بتوانیم توزیع افقی فشار را بررسی کنیم» از خطوط همفشار (-محادح1)) استفاده مى كنيم . + خطوط همفشارء مكان هندسى نقاط از يك سطح افقى هستند كه فشار در سرتاسر آنها با هم برابر است. از آنجا که درمنطقه ایستگاههای با ارتفاعات مختلف وجود دارد » بایستی که ابتدا فشار آنها را به سطح دریاها تبدیل نموده و سپس خطوط همفشار برای منطقه ترسیم گردند. مجموعه منحتی های همفشار را میدان فشار یا نقشه توزیع فشار می گویند. 

صفحه 237:
برکشت به فهرست درس 

صفحه 238:
تغييرات ‎wi}‏ فشار الف) تغييرات شبانه روزى فشار ب) تغييرات سالانه فشار 

صفحه 239:
2 الف) تخییرات شبانه روزی فشار جح اوج و دو نقطه قعر می باشد» به اين ترتيب كه فشار هوا از ساعت <6 به وقت محلی تا ساعت (10) صبح افزایش می‌یابد و بعد از آن میزان فثمار تا ساعت 42 کاهش يافته و پس از آن دوباره روند صعودی به خود می‌گیرد و تا ساعت 60 ميز ان فشار افرايش بيدا مى كند. مجددا آر ساعت 05 كا صبح روز بعد » روند نزولى خود را طى مىكند . 

صفحه 240:
ب تغیرات سالانه فشار 5 تدر أن سالاكة فشا ‎١.‏ نفظة إلى به نقظه تيك قر و هد كلد برای عرضهای میانه می‌توان گفت که در روى خشكيها میانگین فشار در تابستان کم و در زمستان زیاد است در حالیکه در مورد دریاها عکس قضیه صادق است . 

صفحه 241:
پرفشارها و کم فشارها (ععامسو لب عس) + هرگاه منحنهای هم فشار به صورت منحنی های بسته ای (شبیه دایره يا بیضی و....) درآیند که در آنها فشار ضمن حرکت از داخل سیستم به خارج آن افزايش یابد. در اینصورت يك کم فشار یا سیکلون خواهیم داشت که روی نقشه های هواشناسی با حرف ,امشخص می شود. + هرگاه خطوط همفشار به صورت منحنی های بسته ای باشند که در آنها فشار از خارج به داخل افزايش بيدا كند » چنین میدان فشارى را ير فشار يا آنتی سیکلون می‌گویند. يرفشارها را روی نقشه ها ی هواشناسی با حرف ,لا" نشان می دهند. 

صفحه 242:


صفحه 243:
و کر رن های سطح زمین * ترسیم خطوط هم فشار بر روی نقشه‌های سطح زمین یکی از مهمترین عملیات مقدماتی تحلیل نقشه‌های هواشناسی است . ترسیم این خطوط تصویر. روشنی از قانون‌مندی توزیع فشار بر سطح دریا و موقعیت کم فشارها و پرفشار ارئه می‌دهد و اصول مهم سازو کار گردش جو را آشکار می‌سازد. 

صفحه 244:
يراكندكى فشار در سطوح فوقاني ‎٠‏ توزيع فشار در سطوح فوقانى به علت از بين رفتن اثرات عوارض طبيعى زمين در يراكندكى فشارء به طور قابل ملاحظه ای با پراکندگی آن در. سطح زمین تفاوت دارد. معمولاً در بيش بينى وضع هوا از اطلاعات جو بالا به ميزان بسيار زيادى استفاده مىشود. در مورد نقشه هاى جو بالاء به جای بررسی وضع هوا در سطوح هم ارتفاع وضع هوا در سطوح هم فشار برررسی می شوند. ‎ 

صفحه 245:
کمربندهای فشاری در جهان ۰ گره زمین توسط یکسری گمربندهای فشاری احاطه شده است که موقعیت آنها در اثر تغییرات با دو درجه حرارت که خود تابعی از تابش خورشیدی و زمان است » در فصول مختلف تغییر می کند. به طور کلی مهمترین کمربندهای فشاری که کره زمین را احاطه کرده اند به شرح زیر می باشند: آرامگان استوایی . پرفشارهای جنب حاره (عرضهای اسبی) کم فشار های جنب قطبی پرفشارهای قطبی BOOa yey 

صفحه 246:
۶ این شکل توزیع فشار و کمربندهای فشاری و همچنین بادها در سطح کره زمین نشان می دهد برکشت به فهرست درس 

صفحه 247:
آرامگان استوایی ۶ دراین ناحیه بادهای تجارتی از سمت جنوب شرقی و شمال شرقی » به صورت همگرا می وزند. در اين ناحیه غالباً هوای ساکن حاکم است و صعود هوای مرطوب باعث پیدایش ابرهای کومولوس وکومولونیمبوس می‌شود که منشاء بارانهای رگباری شدید در اين منطقه می‌باشند. اين پدیده‌ها در فصولی که آفتاب در سمت‌الراس باشد شدیدتر هستند. ‎٠‏ اين منطقه را از آن جهت آرامگان گویند که سطح دریاها در اين منطقه به صورت صاف و براق است و عمده حرکات هوا در اين ناحیه قائم ولی با بادهای سبك و متغیر همراه است. ‎yey 

صفحه 248:
2 پرفشارهای جنب حاره (عرضهای اسبی) ‎٠‏ این کمربند پرفشار در عرضهای حدود 000 درجه در هر دو نیمکره شمالی و جنوبی دیده می شود. پرفشارها درباین ناحبه در نتیجه نزول هوایی که به صورت بی درروگرم می شود ایجاد می شوند. از خصوصيات اين ناحيه مى توان هوای صاف و آفتابی همراه با رطوبت نسبی پایین را نام برد. ‏+ در نتیجه نزول هوای گرم و خشك است که باعث پیدایش بیابانهای بزرگ در اين ناحیه گردیده است. ‎ 

صفحه 249:
* در عرضهای نزديك قطب و درهر دو نیمکره » کم فشاررهایی وجود دارند که هنگام زمستان عمدتاً در اقیانوس آرام شمالی و اقیانوس اطلس شمالی بسیار بارز بوده و به نامهای الئوسن وایسلند معروفند. * این مراکز فشارتابستان ها ضعیف می شوند تا آنجا که کم فشار آلنوسن تقريباً از بين مى رود و كم فشار ايسلند نيز فوق العاده ضعيف مى كردد. مراكز كم فشار در نيمكره جنوبى به دليل غلبه اقيانوسهاء تغييرات كمترى را نشان مىدهند. 

صفحه 250:
ead jy ga ‏لاش‎ تاد ره اتید قطبی و در هر دو نیمکره حاکم هستند. این مراکز پرفشار طی فصول مختلف تغییر می نمایند و به عبارتی تابع فصول سال هستند . علت نامگذاری اینها به نام کلاهک ‎=a ee‏ 

صفحه 251:


صفحه 252:
‎٠‏ باد عبارت است از. جریان افقی هوا از يك منطقه به منطقة دیگر. این جریان افقی هوا نقش بسیار مهمی در زندگی همه موجودات روی کرة زمین» بازی می‌کند. ‏* عامل اصلی که باعث انتقال جریان هوا از يك منطقه به منطقة دیگر می‌شود. اختلاف فشار بین تواحی مختلف است به طوری که هوا از مناطقی که فشار زیادتری دارند به نواحی با فشار. کمتر» جریان می‌یابد. ‎ 

صفحه 253:
عرامل مزثر دس تشکیل باد و حرکت ‎OF‏ * مهم‌ترین عاملی که باعث ایجاد باد می‌شود» توزیع غیریکنواخت دماو فشار در نواحی مختلف می‌باشد. وقتی هوای موجود بر روی يك سطح گرم می‌شود به تدریح سبك شده و به سمت بالا جریان می‌یابد و یا اينکه در امتداد افقی به ناحیه‌ای که دارای دمای کمتری است حرکت می‌کند. این حرکت و جریان هوا از يك منطقه به منطقه دیگر همان باد است که ضمن این حرکت. باعث تغییراتی در هوای منطقه‌ای که باد به آنجا می‌وزد» خواهد شد. 

صفحه 254:
ء حركت هوا از يك منطقه به منطقه دیگر تحت تأثیر یکسری نیروها است که عمده‌رین آنها عبارتند از: 6 - نیروی گرادیان فشار ©. نیروی کوریولیس ‎oO‏ نيروى اصطكاك سطح 

صفحه 255:
0- نیروی گرادیان فشار ۰ همان طور که در فصل فشار ملاحظه شد. گرادیان فشار عبارت است از اختلاف فشار بین دو نقطه تقسیم بر فواصل افقی همان دو نقطه. از این عبارت پیداست که نیروی گرادیان فشار در مکان‌هایی که خطوط هم‌فشار نزديك هم هستند قوی‌تر از نقاطی است که این خطوط از هم فاصله بیشتری دارند . * نیروی باد و حرکت آن نیز با گرادیان فنشاری نسبت مستقیم دارد. به عبارت دیگر هر چه نیروی گرادیان فشار شدیدتر و بزركتر باشدء باد قوی‌تر خواهد بود. 

صفحه 256:
© نیروی کوریولیس (عاسیح) * این نیرو در آثر چرخش زمین به دور خودش ایجاد می‌شود. اگر ها يك بسته هوا داشته بأشيم كه حال حركت بإشد و مسير حركت أن كروى باشدء اين بسته ضمن حركت به سمت راست خويش منحرف شده و ادامه مسير خواهد داد. جنانجه بخواهيم آن را در امتداد مسیر کروی نگه داریم» بايستى بر آن نيروى وارد نمائيم كه اين نيرو مائع از انحراف بسته هوا از مسير كروى أن شود. * نيرويى را كه باعث مىشود تا بستة هوا از مسير خودش خارج شود را نيروى كوريوليس مىنامند. اين نيرو در اثر حركت دورانى زمين ايجاد مىشود. 2557 

صفحه 257:
A Projectile fired northward B Projectile fired southward yey 

صفحه 258:
‎٠‏ يك مركز كمفشار را در نظر ب نیروی گرادیان در اين ‎SS‏ ‏سمت فشار کم بوده و در جهت عمود بر خطوط همفشار وارد می‌شود. از طرفی نیروی کوریولیس نیز باعث انحراف بستة هوا به سمت راست در نیمكرة شمالی خواهد گردید. در نتیجه بردار برآیند این دو نیرو (گرادیان و کوریولیس) باعث می‌شود که جریان هوا با يك زاویه‌ای به سمت مرکز ناحیه کم‌فشار جریان یابد ‎ ‏+ نتيجه این خواهد شد که جریان هوا در نزدیکی مرکز کم‌فشار در نیم کرة شمالی» حالت هم‌گرایی پیدا نمایند و جهت حرکت بسته‌های هوا در جهت خلاف عقربه‌های ساعت باشد. ‎yey 

صفحه 259:
* در مورد حرکت پرفشار قضیه به این صورت است که بردار گرادیان از سمت داخل به خارج است. نیروی کوریولیس در نیمکرة شمالی باعث انحراف بستة متحرك به سمت راست آن می‌گردد. ماحصل اینها این خواهد بود که جریان هوا حالت واگرایی پیدا نموده و جهت حرکت هم در جهت عقربه‌های ساعت باشد. در مورد نیم‌کرة جنوبی» واگرایی در جهت خلاف عقربه‌های ساعت صورت مىكيرد. 

صفحه 260:
Clockwise ‘Wind Flow ) اسه With Coriolis Effects Top View: Top View: Counterclockwise 5 ۱ ۳ ‘Wind Flow Ne Nie eS ‏و‎ 1 2 es ١ ‏ما‎ Side View: ۳ ١ | With Coriolis, Effects 

صفحه 261:
‎-O‏ نیروی اصطکاك ‎٠‏ اين نيرو در اثر تماس بسته هوای متحرك با سطح زمین به وجود می‌آید. همان طور که می‌دانیم سطح زمین »يك سطح ناهمواراست و جریان هوا ضمن برخورد با این سطح ناهموار تا حدودی از سرعت آن کاسته می‌شود. هر چه از سطح زمین بالاتر برویم» چون تأثیر ناهمواری‌ها بر جریان هوا کاهش می‌یابد» نیروی اصطکاك نیز کاهش خواهد یافت به طوری که از ارتفاع يك کیلومتر به بعد تاثیر آن بسپار کم شده و می‌توان از آن صرف نظر نمود. ‎ 

صفحه 262:
* از آنجایی که باد يك کمیت برداری است. مانند هر کمیت برداری دیگری با دو فاکتور سنجیده می‌شود: 0 جهت باد : سمتی است که باد از آن سمت می‌وزد. به عنوان مثال وقتی می‌گویيم جهت باد شمال غربی است یعنی اینکه باد از سمت شمال غرب به سمت جنوب شرق جریان دارد . 2 سرعت باد : مشخص کننده میزان حرکت بسته‌های هوا است و اينکه این بسته‌ها با چه سرعتی در حال حرکت هستند . 

صفحه 263:
مقیاس‌ها و واحدهای اندازه‌گیری باد * برای مشخص کردن جهت باد» می‌توان از سیستم حرفی یا رقومی استفاده نمود. * در سیستم حرفی؛ از حروف انگلیسی برای مشخص کردن جهت باد استفاده می‌شود. خود اين مقیاس می‌تواند به صورت 0 قسمتی يا ) قسمتی باشد. در سیستم 6 قسمتی» 90 درجه به 6 قسمت تقسیم شده و هر قسمت با یکسری حروف مشخص خواهد شد. برای این منظور ابتدا چهار جهت اصلی یعنی شمال» شرق» جنوب و غرب را مشخص می‌نمایند و اين‌ها را بترتیب با حروف 8 (0 و () مشخص می‌نمایند. 2557 

صفحه 264:


صفحه 265:
* در سیستم رقمی» جهت باد با يك عدد دو رقمی نمايش داده می‌شود. برای این منظور» جهت وزش باد را بر ‎ami UD‏ نموده و حاصل را گرد می‌نمایند و به صورت دو رقمی گزارش می‌کنند. ۰ جهت باد شمال را در اين سیستم با عدد 26 مشخص می‌کنند و در صورتی که وزش باد نداشته باشیم با رقم صفر گزارش می‌شوند. 

صفحه 266:
۶ برای مشخص کردن سرعت باد از واحدهای مختلفی استفاده می‌شود که مهم‌ترین آنها عبارتند از: 0. متر بر ثانیه 2 کیلومتر بر ساعت 9 کیلرمتر بر روز نات یا گرة دریایی (0۳) 

صفحه 267:
مشخص کردن باد در نقشه‌های هواشناسی * در روی نقشه‌های هواشناسی» هر يك از ایستگاه‌های هواشناسی توسط دایره‌ای مشخص می‌شوند و سپس خطی در امتداد باد غالب آن ایستگاه ترسیم می‌گردد که این خط مشخص کنندة جهت باد غالب منطقه یا ایستگاه می‌باشد. سرعت باد هم توسط يك سری خط و نیم‌خط‌ها و مثلث‌هایی بر روى خط جهت » مشخص می‌گردد. هر خط معرف 40 نات» هر نیم معرف © نات و هر متلث معرف سرعت باد 600 ناتی می‌باشند. جهت باد از سمتی که خط ترسیم شده است به سمت ایستگاه می‌باشد. 

صفحه 268:
* شکل زیر يك ایستگاه را به عنوان نمونه نشان می‌دهد. ادا بركشت به فهرست درس 

صفحه 269:
5782 0% موجه ‎199m‏ 

صفحه 270:
رژیم شبانه‌روزی باد * تغییرات سرعت باد در طول شبانه روز را رژیم شبانه روزی سرعت باد می‌گویند. سرعت باد پس از طلوع آفتاب شروع به افزايش می‌کند. اين امر به این دلیل است که هوای مجاور زمین با دریافت انرژی ۳ شده و به تدریج صعود می‌کند و در نتیجه صعود هواء باد تشکیل می‌شود. به مرور که دمای هوا افزايش بيدا مىكندء سرعت باد نیز روند صعودی يافته » تا اینکه در حوالی بعد از ظهر که دما به حداکثر خود رسيد» سرعت باد نيز به حداکثر خودش می‌رسد. پس از آن با سرد شدن هوا» میزان صعود هوا نیز کاهش می‌یابد و به این ترتیب سرعت باد نیز تا اوایل صبح کاهش خواهد یافت. yey 

صفحه 271:
ء اين بادهاء در مقیاس کوچك و به صورت محلی اتفاق می‌افتند و در مقیاس قاره‌ای و وسیع آنها را نخواهیم داشت. عامل اصلی که باعث ایجاد اين بادها می‌شود اختلاف دما یا اختلاف فشار بین دو نقطه است که باعث جریان هوا از منطقه با فشار زياد به منطقه با فشار کم‌تر می‌گردد. > اختلاف فشار بين دو نقطه ممكن است ناشي ان جنس طبيعت سطح و يا تويوكرافى باشد. 

صفحه 272:
نسیم خشکی و دریا این پدیده در اثر اختلاف دما و فشار بين دريا و خشكى به وجود می‌آید. نسیم دریا در صول روز جریان دارد و نسیم خشکی به عکس نسیم دریا » در طول شب جریان دارد. 

صفحه 273:
باد کوه و دره (عصلهه) لب سشسلده0) ‎٠‏ اين باد » جریان هوایی است که بین کوه و دره برقرار است و جهت آن در روز و شب معکوس می‌گردد. ‏* جريان شبانة هوا از كوه به سمت دره به نام باد كوه (كاتاباتيك) معروف است. ‏* جریان روزانه هوا از دره به سمت کوه به نام باد دره (كاتاباتيك) معروف است. ‎ 

صفحه 274:
برکشت به فهرست درس 

صفحه 275:
‎٠‏ اين يديده در سمت يشت به باد كوههايى كه در آنها هوا مجبور به صعود شده است. مشاهده می‌گردد. از جمله این بادها می‌توان بادهایی که در سمت شمالی کوه‌های آلپ می‌وزند را نام برد. ‏* پديدة فون عامل مهمى در ذوب شدن برف‌هاء تبخیر آب از سطح خاك و درخشك شدن سطح خاك و مزارع بوده و می‌تواند عامل مهمی در آتش‌سوزی جنگل‌ها به شمار آید. ‎ 

صفحه 276:
» Adabatec برکشت به فیرست درس 

صفحه 277:
اندازه‌گیری جهت باد برای اندازه‌گیری جهت باد از وسیله‌ای به نام بادنما استفاده 0 می‌شود . 5 انتماها ر ا كم تان در = ساختمان انا به کار فته-استه تفس بندی مود از وج دیدگاه سه نوع باد نما خواهیم داشت: آلف) بادنمای يك صفحه‌ای © ب) بادنمای دو صفحه‌ای 9 ج) بادنمای کیسه‌ای yey 

صفحه 278:
نکات مهم در مورد ساختمان بادنما ۰ رعایت تکات زیر در ساختمان بادتما ضروری است: ۰ بادنما مىبايست كاملاً به طور قائم قرار گیرد تا قسمت افقی آن به راحتی حول محور عمودی حرکت کند. * بادنما بایستی به راحتی حول محور عمودی دوران نماید به عبارت دیگر اصطکاك بین محور افقی بادنما و محور عمودی آن» حداقل ‎th‏ ۶ وزن بادنما در دو طرف محور عمودی, بایستی با هم برایر باشد. + سطح فلش را كوجكتر از سطح صفحات آن انتخاب کنیم تا به راحتی در جهت باد قرار گیرد. yey 

صفحه 279:
در شکل روبرو نمونه‌هایی از بادنماها مشاهده می‌شوند. بات برکشت به فهرست درس 

صفحه 280:
اندازه‌گیری سرعت باد » اندازه‌گیری سرعت باد توسط وسیله‌ای به نام بادسنج ‎(Ouewoweter)‏ انجام می‌گیرد. بادسنج‌ها خود به گروه‌های زیرنقسیم می‌شوند: الف) بادسنج فنجانی 1 بادسنج فنجانی شمارنده © بادسنج الکتریکی ب) بادسنج پاندولی 

صفحه 281:
*شکل روبرو نمونه هایی از بادسنجها را نشان می دهد. برکشت به فهرست درس 

صفحه 282:


صفحه 283:
توده‌های هوا * تودة هوا عبارت است از حجم وسیعی از اتمسفر. که خصوصیات فیزیکی آن در امتداد افقی یکسان است. » این خواص فیزیکی شامل دما و رطویت می‌باشند. به عبارت دیگر گرادیان افقی دما و رطوبت در داخل توده‌های هوا کم است اما بایستی توجه داشت که خصوصیات فیزیکی تودة هوا در امتداد عمودی یکسان نبوده و تغییرات دماو رطوبت با ارتفاع از قوانین مشخصی که مخصوص هر توده هوا است» پیروی می‌کند. 

صفحه 284:
تشیچددی ‎aa ae‏ هوا * یکی از عمده‌ترین مشخصه‌هایی که برای طبقه‌بندی توده‌های هوا استفاده می‌شود. خصوصیات دمایی آنها است. از این نظر می‌توان توده‌های هوا را به صورت زیر تقسیم‌بندی نمود. 6 توده‌های هوای گرم 2 توده هوای سرد ©- توده هواى خنثى 1 ‏تبرت دوه‎ 3 cute 

صفحه 285:
* توده هوای گرم عبارت است از توده هوایی که دمای آن بیشتر از سطح زیرین بوده و بتدریج با گذشت زمان سرد می‌شود. * توده هوای سرد عبارت است از توده هوایی است که دمای آن کمتر از سطح زیرین آن بوده و بتدریج گرم می شود. * توده هوای خنثی عبارت است از توده هوایی که طی روزهای متوالی» خصوصیات دمایی و رطوبتی خود را بدون تغییر قابل ملاحظه‌ای حفظ می‌کند. 

صفحه 286:
هر کدام از گروه‌های توده هوای گرم یا سرد را می‌توان بر اساس خصوصیات پایداری يا ناپایداری آنهاء به دو كروه توده هوای پایدار و ناپایدان تقسیم‌بندی نمود. tee ee ed ۰ قسمت عمدة ضخامت آن» گرادیان قائم دما کمتر از گرادیان قائم در حالت بی‌دررو اشباع می‌باشد و حرکات همرفتی قائم هوا در آن وجود ندارد. ۰ توده هوای ناپایدار » عبارت است از توده هوایی که در قسمت مامت آن كراديان قائم دما بیشتر از گرادیان قائم بی‌دررو اشباع باشد. از مهمترین خصوصیات توده هوای ناپایدار» وجود حرکات همرفتی صعودی در آنها می‌باشد که باعث تشكيل ابرهاى کومولوسی می‌شود. yey 

صفحه 287:
توده هوای گرم پایدار * این توده هوا در نیمه سرد سال بر روی خشکی‌ها و در نیمه گرم سال بر روی دریاها مشاهده می‌شود. علت تشکیل توده هوای گرم پایدار بر روی خشکی‌ها این است که وقتی توده هوای گرم در نیمه سرد سال وارد خشکی‌ها می‌شود به علت تاثیر سطح سرد زیرین بر روی آن» گرادیان قائم دما در لایه‌های مجاور سطح کاهش يافته و اغلب يك لایه وارونگی دمایی در ارتفاعات چند صد متری تشکیل می‌شود که این لایه وارونگی از حرکات صعودی هوا جلوگیری می‌کند ۶ از مهمترین مشخصه‌های ت ده هوای گرم پایدار وجود ابرهای استر اتوکومولوسی است که ها همراه با مه فرا رفتی و باران ریزه می‌باشند. yey 

صفحه 288:
توده هوای گرم ناپایدار * اين نوع تودة هوا عموماً در تابستان بر روی خشکیها و در نیمه سرد سال (زمستان) بر سطح دریاها و اقیانوسها مشاهده می‌شود. این توده هوا طی فصول گرم در قاره‌ها شکل گرفته و ضمن حرکت به سمت شمال ناپایدارتر نیز می‌شود» چرا که گرم شدن آن توسط سطح زیرین و افزایش رطوبت موجود در آن در اثر تبخیر از سطح آب و خاك و ... باعث افزايش ناپایداری در آن می‌گرند. مهمترین مشخصه‌های اين نوع تودة هواء ظهور ابرهای کومولوس و کومولونیمبوس همراه با بارشهای رگباری و مه تابشی شبانه می‌باشد. yey 

صفحه 289:
توده هوای سرد ناپایدار * اين تودة هواء عموماً در نيمة كرم سال (تابستان) بر روی قاره‌ها مشاهده می‌شود و آن هنگامی است که هوای سرد شمالگان به سمت خشکی‌ها هجوم می‌آورد.در نیمه سرد سال (زمستان‌ها) اين توده هوا بر روی دریاها و اقیانوسها مشاهده می‌شود. تغیبرات شبانه‌روزی عناصر جوی (از جمله دماء رطوبت. فشار و ...) در اين تودة هوا بسیار زیاد بوده و نسبت به دو گروه قبلی» زیادتر است. * از مهمترین مشخصه‌های این نوع تودة هواء وجود ابرهای کومولوسی و کومولونیمبوسی طی ساعات مناسب و همچنین بارشهای رگباری و رعد و برق است . yey 

صفحه 290:
توده هوای سرد پایدار ‎٠‏ اين تودة هوا عموماً طی فصول سرد (زمستان‌ها) بر روی خشکی‌ها و قاره‌ها مشاهده مىشود و معمولاً بر روى اقيانوسها و درياها ديده نمىشود. البته در برخى موارد استثنائاتى نيز وجود دارد. به وان ‎Obie BS Bh‏ توده وا را نز فصول گرم بر روی مناطق شمالگان و جنوبگان» مشاهده نمود. ‏* از مهمترین مشخصه‌های این توده هواء وجود یخبندان توأم با هوای صاف و گاهاً همراه با مه تابشی و یا اينکه ابرهای پوششی استراتوسی یا استراتوکومولوسی است که بعضی مواقع با بارش ملايم برف همراه هستند . ‎2557 

صفحه 291:
توده هوای خنلی ۰ اين توده هوا عموماً در اثر سرد شدن يك توده هوای گرم توسط سطح زیرین آن» ایجاد می‌شود و معمولاً خصوصیات توده هوای پایدار را داراست. در حالت کلی این توده هوا می‌تواند هم به صورت پایدار و هم به صورت ناپایدار وجود داشته باشد» اما اغلب در تابستان و فصول گرم بر روی قاره ها ناپایدار بوده و در زمستان پایدار است اما بر روی دریاها و اقبانوسهاء در تابستان پایدار بوده و در زمستان ناپایدار است . 

صفحه 292:
‎ee‏ جغراقيابى ‎ae‏ هوا توده‌های هوا را می‌توان از دو دیدگاه تقسیم‌بندی نمود؛ ‏). تقسیم‌بندی توده‌های هوا بر اساس ناحية جغرافیایی که آن تودة هوا روی آن شکل گرفته است. ‏9 تقسیم‌بندی از دیدگاه جنس و طبیعت سطحی که تودة هوا روی آن شکل گرفته است: ‎ 

صفحه 293:
در دیدگاه اول چهار نوع تودة هوا قابل تشخیص است )- توده هوای آرکتیکی توده هوای قطبی ©- توده هوای جنب حاره (تراپیکی) توده هوای استوایی * در دیدگاه دوم» هر کدام از توده‌های مذکور در دیدگاه دوم را می‌توان بر حسب اينکه توده مورد نظر بر روی سطح دریاها و یا خشکی‌ها شکل گرفته باشد» به دو گروه تقسیم‌بندی نمود که یکی توده هوای دریایی و دیگری توده هوای قاره‌ای می‌باشد. yey 

صفحه 294:
زير موقعيت تودههاى مختلة نذ ‎Ja‏ لكك كتفت د سوا تتا د ی 

صفحه 295:
خصوصیات انواع مختلف توده‌های هوا نوع توده هوا ‎(A) dai‏ توده هوای قطبی قاره‌ای ‎(CP)‏ توده هوای قطبی دریایی ‎(MP)‏ توده هوای تراپیکی قاره‌ای ‎(CT)‏ توده هوای تراپیکی خصوصیات دمایی فوق‌العاده سرد خیلی سرد بسیار سرد اما نه به اندازة 6۳)) بسیار گرم " خصوصیات دمایی رطوبتی مرطوبت 

صفحه 296:
(@rotc Orr wase) ASI sla =e ‏این توده هوایی مخصوص نواحی بالاتر از عرضهای قطبی‎ ‏(کلاهك‌های قطبی) می‌باشد و عمدتاً در داخل آنتی‌سیکلونهای قطبی‎ ‏تشکیل می‌شود. از آنجایی که دمای هوا در این مناطق بسیار پانین‎ ‏است» میزان تبخیر بسیار کم بوده و همین عامل باعث می شود كه‎ ‏میزان رطوبت مطلق هوای این مناطق در حد بسیاری پائین قرار‎ ‏گیرد. هر چند که به دلیل پائین بودن دمای هواء رطوبت نسبی تا‎ ‏حدودی بالا است.‎ * _توده هوای منجمده (آركتيك) به دو بخش تقسیم می شود: 0 توده هوای آركتيك قاره‌ای (مسب 0 عسه سم هه 6. توده هوای آرکتيك دریایی (معس ‎Or‏ سس سسحه) ۵۵ yey 

صفحه 297:
و سس 

صفحه 298:
توده ‎eet Tht ald ain‏ مج * این تودة هوا که مخصوص نیمکرة شمالی است» عمدتاً در طی فصول سرد (زمستان) بر روی نواحی سرد و یخ‌زدة عرض‌های شمالی که شامل شمال آسیاء آلاسکاء کانادا و سییری است تشکیل می‌گردد. و در فصول گرم سال (تابستان‌ها) به دلیل افزايش دماء به عرض‌های بالات و نو اعی شمالیتر» عقب‌نشیتی می‌کند ۰ معمو لا این تودة هوارا با 00 نشان می‌دهند. 

صفحه 299:
توده هوای قطبی بحری (عت ‎(Dercawe Polar‏ * این تودة هواء هم طی فصول تابستان و هم زمستان می‌تواند تشکیل شود و عمدتاً اروپا را تحت تأثیر قرار می‌دهد. منبع اصلی تشکیل این توده هوا در نیمكرة شمالی اقیانوس آرام و اطلس, و در نيمكرة جنوبی تمامی اقیانوس‌ها می‌توانند باشند. در حقیقت می‌توان گفت که این تودة هواء همان حالت تغییر يافتة توده هوای 00 است كه در اثر عبور از سطح دریاها و اقیانوسهاء تغيير ماهيت داده و شرايط نايايدارى مشروط بيدا مىكند. ‎٠‏ اين تودة هوا را با 0() نشان می‌دهند. ‎2557 

صفحه 300:
توده هوای تراپیکی بری (سب 6 ‎(Ovcaaeatd Tropod‏ ‎Lie +‏ اصلی این تودة هوا ربا خشکیهای موجود در مناطق حاره تشکیل می‌دهند. این توده هوا در زمستان‌ها عمدتاً در نواحی شمالی آفریقا و در تابستان‌ها در آفریقای شمالی» آسیای جنوب غربی و شبه‌جزایر بالکان تشکیل می‌شود. در نیمکرة جنوبی تنها محل تشکیل این تودة هواء بخشهای مرکزی و جنوب غربی استرالیا است. ‏* این توده هوا را با ‎OT‏ نمایش می‌دهند. ‎ 

صفحه 301:
توده هواى ترابيكى بحرى (-س- -© اسم ---©) * اين توده هوا بر روى اقيانوسها و درياهاى عرضهاى جغرافیایی تراپیکی» در مجاورت آنتی‌سیکلونهای جنب حاره ‎Se ee‏ اين توده هواء دمای نسبتا بالا و رطوبت نسبی و مطلق بالای آن است. اين توده هوا را با 1/() نمایش می‌دهند. منشأ تشكيل توده هواى 7() در زمستان» آنتی‌سیکلون‌های اقیانوس اطلس است وحوضه دریای مدیترانه را تحت تأثیر قرار می‌دهد. این توده در اثر صعود در مجاورت کو هستان‌ها و مناطق جبهه‌ای. حالت ناپایدار پیدا کرده و می‌تواند بارشهای قابل توجهی را ایجاد نماید. 

صفحه 302:
توده هواى استوايى ۰ منشا تشكيل اين توده هواء كمربند استوايى واقع در بين بادهاى تجارتى است و از مهمترين مشخصدهاى آنء ميزان دما و رطوبت بالای این توده هوا مىباشد. اين توده هوا چه نوع قاره‌ای و چه نوع دریایی آن از رطوبت قابل ملاحظه‌ای برخوردارند چرا که به سبب دمای بسیار بالای آن» ظرفیت پذیرش رطوبت زیادی را دارد. از طرف دیگر تفاوت بین میزان رطوبت نوع قاره‌ای و دریایی آن زیاد نمی‌باشد چرا که نوع قاره‌ای آن هم بر روی جنگل‌های پرباران و مرطوب استوایی شکل می‌گیرد. yey 

صفحه 303:
تغییر و دگرگونی توده‌های هوا © محلهایی به عنوان سرچشمة توده‌های هوا شناخته شده‌اند که توده‌های هوا خصوصیات اصلی خود را از محل تشکیل در سرچشمه می‌گيرند. توده‌های شکل گرفته ممکن است به مرور سرد شده و یا اينکه گرم شوند. همچنین میزان رطوبت آنها به تدریج زیاد شده و یا از مقدار آن کاسته شود. پایداری توده هوا هم ممکن است دستخوش تغییراتی گردد. ۶ به طور کلی دو فرایند مهم به طور مستقل و یا با هم باعث تغبیر و دگرگونی توده‌های هوا می‌شوند» که عبارتند از: 

صفحه 304:
الف) تغییر محتوای رطویتی تودة هرا + هنگامی که يك توده هوایی از روی سطح دریا یا اقیانوس عبور می‌کند میزان رطوبت آن مخصوصا در لایه‌های پائینی افزايش موىيابد. اين پدیده عموماً به دلیل تبخیر. آب از سطح دریا و ورودآن به توده هواء صورت می‌گیرد» در حالیکه توده هوایی که از روی سطح خشکی‌ها و یا قاره‌ها عبور می‌کند همچنان بدون تغییر قابل توجه در محتوای رطوبتی آن» به حرکت خود ادامه می‌دهد. 

صفحه 305:
تغییر محتوای رطوبت توده هوا در نتیجه عبور از سطح دریا یا خشکی Air mass remains dry moving over land برکشت به فهرست درس 

صفحه 306:
ب) تغيير دمای تودة هوا * وقتی که يك توده هوای سرد از سرچشمه خود شروع به حرکت کرده و از يك سطح گرم عبور می‌کند» از زیر شروع به گرم شدن می‌نماید و این گرم شدن باعت ‏ ناپایداری تودة هواء بخصوص در لایه‌های زیرین آن می‌شود. هنگامی که يك توده هوای گرم از روی يك سطح سرد عبور می‌کند» از زیر شروع به سرد شدن نموده و بنابراین لایه‌های پانین آن» شرایط پایدار به خود می‌گیرند. 

صفحه 307:
‎cles‏ توده هوا در آثر هبور از يك سطح گرم یا سرد ‎ ‏دام ‏بركشت به فهرست درس 

صفحه 308:
(ROOTS) waa * در هواشناسی محل برخورد توده‌های هوا را جبهه می‌نامند. * در حالت کلی می‌توان جبهه را به این صورت تعریف نمود که جبهه عبارت از يك منطقة عبوری و باریکی است که بين دو تودة مختلف (در محل تقاطع آنها) ایجاد می‌شود. به این ترتیب» سطحی که جداکنندة توده‌های مجاور هم استء سطح جبهه‌ای نامیده می‌شود. 

صفحه 309:
* جبهه‌ها را بر پایه گسترش عمودی, افقی و نوع گردش هوا در داخل آنهاء می‌توان به سه گروه تقسیم‌بندی نمود: الف) جبهه‌های اصلی: جبهه‌هایی که از نظر افقی هزاران کیلومتر و از نظر عمودی چندین کیلومتر توسعه دارند .این جبهه‌ها جداکنندة توده‌های هوایی هستند که به طور کامل با هم تفاوت دارند. ب) جبهه‌های ثانوی: اين جبهه‌ها از نظر افقی صدها کیلومتر توسعه دارند اما توسعة عمودی آنها کم است و معمولا طول مدت فعالیت آنها بیش از يك تا دو شبانه‌روز» طول نمی‌کشد. ج) جبهه‌های بالا: اين نوع جبهه‌ها فقط در سطوح فوقانی جو مشاهده می‌شوند و نمی‌توان آنها را بر روی نقشه‌های سطح زمین مشاهده نمود. 

صفحه 310:
قرار گرفته است از روی شکل می‌توان مرز بین توده‌های هوا را که همان جبهه باشند را ملاحظه نمود. ٠ ‏د ب ص‎ ie ae ae a ۵ aon canbe Lage ue برکشت به فهرست درس 

صفحه 311:
جبهه‌های جوی را بر اساس نحوة حرکت ساختار عمودی و وضع هوا می‌توان به گروه‌های زیر تقسیم‌بندی نمود: جبهه‌های گرم (عاهس ‎(Dare‏ (Codd Prous) ys cles (Graizoary Prous) OSs Gaage (Qookided Proc) 2 ise csladgin 

صفحه 312:
الف) چبهه گرم = ee foe as Gan ‏به عبارت دیگر»‎ ‏می‌نماید و باعث می‌شود که توده هوای سردی که در‎ ‏جلوی جبهه واقع است به سمت پشت. عفب‌نشینی کند.‎ ۰ جیهه‌های گرم عموماً از نوع بالاسو هستند یعنی اینکه در این نوع جبهه‌ها» هوای گرم در امتداد شیب جبهة سرد به سمت بالا حرکت می‌کند. 

صفحه 313:
جبهه گرم را بر روی نقشه‌های هواشناسی به صورت نیم دایره‌های پر و به رنگ قرمز نمایش می‌دهند. جهت نیمدایره‌ها به سمتی است که جبهه به آن سمت حرکت می‌کند. اش ۲۵۲ ۱۷/۵۲ برکشت به فهرست درس 

صفحه 314:
* از مهمترین علائم شناسایی جبهه گرم در سطح زيمين اين است که ابر های سیروس و سپس سیرو استراتوس مشاهده می‌شوند که به تدریج ابررهای آلتواستراتوس و نیمبو استر آتوس نیز ظاهر شده و شروع به ضخیم شدن می‌نمایند و بارش آغاز می‌شود. در این حالت معمولا کاهش فشار را در منطقه خواهیم داشت و با نزديك شدن جبهه باد قویتر می‌شود . 

صفحه 315:
ب) جبهه سرد * در اين نوع جبهه توده هوای سرد به سمت توده هوای گرمتر حرکت نموده و باعث عقب‌نشینی آن می‌شود. به عبارت دیگر جبهه به سمت توده هوای گرمتر حرکت می‌کند ‎٠‏ جبهه سرد را بر روی نقشه‌های هواشناسی با مثلئهایی که به رنگ آبی رنگ‌آمیزی می‌شوند نشان می‌دهند. جهت این مثلث‌ها به سمتی است که جبهه در آن جهت حرکت می‌کند. ‎00۱0 ۲۵۲۲ 7 ‎ 

صفحه 316:
* این نوع جبهه عمدتاً با ابرهاى استراتوكومولوسء آلتوکومولوس و کومولونیمبوس همراه است که این ابرها در پشت جبهة سطح زمین مشاهده می‌شوند.سرعت حرکت جبهة سرد معمولا بیشتر از سرعت حرکت جبهة گرم است. ‎CROSS SECTION OF 6100005 0۱۷ ۸ 60۱0 ۷‏ ‎USS‏ روبرو يك نمونه جبهه سرد را نمایش می‌دهد. ‎ ‏برکشت به فهرست درس 

صفحه 317:
* این شکل خصوصیات مختلف وضع هوا را قبل از عبور» در حین عبور و پس از عبور جبهة سرد از روى يك منطقه نشان می‌دهند. 

صفحه 318:
ج) جبهة ساکن * در صورتی که يك جبهه جوی جابجایی نداشته باشد یا اينکه حرکت آن بسیار کم باشد چنین جبهه‌ای را جبهة ساکن می‌گویند. * این نوع جبهه عموماً با هوای صاف تا کمی ابری و گاهاً تمام لا ‎=a‏ * علت اصلی تشکیل جبهه ساکن ‎Cyl‏ است که باد در دو طرف اين جبهه به موازات هم می‌وزند و در نتیجه نمی‌تواند جبهه را جابجا سازد. 

صفحه 319:
36% Light snow oo Freezing rain 2 Light drzzie wy Siationary front ۶ جبهة ساکن را بر روی نقشه‌های هواشناسی با ترتیبی از علانم جبهه‌های گرم و سرد نشان می‌دهند. Stationary Front ‏ا سب‎ 

صفحه 320:
د) جبهة بند آمده يا مسدود * وقتى كه يك توده هواى كرم بين دو توده هواى سردتر قرار كيرد » از آنجایی که جبهة سرد با سرعت بیشتری نسبت به جبهة گرم جلوتر از آن حرکت می‌کند» پس از مدت زمانی جبهة سرد به جبهة گرم رسیده و به هم برخورد می‌کنند و در محل برخوردشان جبهه مخلوط یا بند آمده تشکیل می‌گردد. به اين ترتیب توده هوای گرمی که بین دو توده هوای سرد قرار داشت. به سمت بالا حرکت کرده و دیگر با سطح زمین تماسی نخواهد داشت. » در جبهه بند آمده» علاوه بر خط جبهة سطح زمين» خط جبهة بالا نيز وجود دارد به اين ترتيب كه در جلوى جبهة مخلوط جبهة سرد بالا و در قسمت عقب آنء جبهه كرم بالا قرار مىكيرند. 2557 

صفحه 321:
* معمولاً جبهه مسدود (بندآمده) را با ترکیبی از علائم جبهة گرم و سرد نشان داده و بر روی نقشه‌های چاپی آنرا با يك خط پر ارغوانی رنگ Occluded Front Sees OCCLUDED FROM “Saracen ohare ‏شکل روبرو يك نمونه‎ ٠ جبهه مخلوط را نشان می‌دهد. برکشت به فهرست درس 

صفحه 322:
جبهة مخلوط (بندآمده) خود ممکن است به سه گروه تقسیم شود: الف) جبهة مخلوط سرد جبهة مخلوط سرد مخصوص تابستان است. در اینجا جبهه سرد. جبهة گرم را به سمت بالا هدايت کرده و هوا به تدریج سردتر می‌شود. ب) جبهة مخلوط گرم در مورد جبهة مخلوط گرم» هوای پشت جبهة سرد به اندازة کافی سرد و متراکم نیست که بتواند هوای سرد جلو جبهة گرم را به سمت بالا هدایت کنند. ج) جبهة مخلوط خنثی در مورد جبهة مخلوط خنثی سیستم ابرها و بارندگی آن مشابه سیستم ابرها و بارش جبهة مخلوط گرم است. اين جبهه از آن جهت خنثی نامیده می‌شود که دمای هوا در دو طرف خط جبهة سطح زمین» تفاوت زیادی با هم ندارد. 

صفحه 323:
برکشت به فهرست درس 

صفحه 324:


صفحه 325:
‎٠»‏ چرخة آب در طبیعت از بخشهای مختلفی تشکیل یافته است که ماحصل آن این است که آب مرتباً بين بخشهای مختلف کرة زمین و اتمسفر آن در حال جریان باشد. یکی از فرایندهای اساسی که در این چرخه وجود دارد» فرایند تبدیل بخار آب به صورت مایع و ریزش آن به سطح زمین است که تأمین کنندة آب برای سطح می‌باشد. ‏* برای اينکه فرایند بارندگی اتفاق بیفتد» لازم است که بخار آب موجود در جو متراکم شده و تبدیل به مایع گردد. ‎yey 

صفحه 326:
۰ ماحصل تراکم بخار آب تشکیل ابرها و مه است. ‎SS‏ = جع ‏* اگر فرایند تراکم در مجاورت سطح زمین صورت گیرد در ۳ ‏* اگر در ارتفاعات بالاتر تراکم صورت گیرد. ابر تشکیل خواهد شد. ‎ 

صفحه 327:
مه ‎(Pra)‏ ‏مه عموماً در اثر سرد شدن هوای مجاورت سطح و يا اشباع هوای مجاورت سطح تشکیل می‌گردد. لهچ شرایطی که در تشکیل مه ممکن است وجود داشته باشد آنرا به گروههای زیر تقسیم مینمایند: 0. مه تابشی (ب< منمدی؟٩))‏ (Odvertion Poo) ‏مهفرارفتی‎ ۵ (Proatal Pox) ‏مه جبهه‌ای‎ OD مه فر اشیبی(ب۳ عمسعم()) 

صفحه 328:
Radiation Fog اس تسا ‎oe‏ و ۱ برکشت به فهرست درس 

صفحه 329:
Advection Fog Fog forms, برکشت به فهرست درس 

صفحه 330:
برکشت به فهرست درس 

صفحه 331:
مکانیزم تشکیل مه فراشیبی در شکل زیر نمایش داده شده است. ‎Up-Slope Fog‏ 5 وهم .عمماق مه اش ل انا 

صفحه 332:
* ابرها حالت مرتی بخار آب موجود در اتمسفر می‌باشند که از قطرکهای کوچك آب تشکیل یافته‌اند. هر کدام از اين قطرکها شامل هزاران ملکول بخار آب است. هر قطعه ابر از میلیاردها قطرك کوچك تشکیل یافته است. هر قطره باران میلیونها قطرك کوچك تشکیل می‌شود. + لازمة تشکیل این قطرکها اين است که هوا به حالت اشباع د رآید. + اشباع شدن هوا در اثر صعود بسته های هوا به وقوع می‌پیوندد. yey 

صفحه 333:
چهار مکانیزم زیر باعث صعود هوا می‌شوند : صعود در اثر گرم شدن از سطح زیرین . صعود در اثر برخورد با يك سطح شیبدار . صعود هوا بر روی سطح جبهه‌های سرد و گرم , صعود در اثر همگرایی یا کاهش فشار 

صفحه 334:
۰ آبر‌ها ممکن است در ار تفاعات مختلفی که از سطح زمین سا اس گردند. ‎٠‏ معمولاً ابرها را از نظر ارتفاع به سه گروه تقسیم می‌نمایند: ‏الف) ابرهاى يائين ‏ب) ابرهاى ميانه ‎(e‏ ابرهاى بالا ‎yey 

صفحه 335:
مقادیر ارتفاع هر کدام از این گروه‌ها در نواحی قطبی» عرض‌های میانی و نواحی تراپیکی در جدول زیر نشان داده شده است. نواحی قطبی عرض‌های میانی | نواحی تراپیکی نوع ابى ‎Yell Wess Tees ۱۳۰۰-۵۰ ۸-۳‏ مك وو ۱ ۰ اب‌های متوسط از سطح تا ارتفاع | از سطح‌تا ارتفاع | از سطح تا ارتفاع ود ۰۰ مت ‎sa Yous aa Yous‏ برطاى يانين ‎oe‏ ری عنی‌ی yey 

صفحه 336:
* معمولاً برای نامگذاری آبرها از یکسری واژه‌های لاتین استفاده می‌شود که این واژه‌ها به صورت زیر هستند: - عبن) . این واژه برای مشخص نمودن ابرهای پرسان که ارتفاع زیادی دارند» به کار می‌رود. - لین . برای مشخص نمودن ابررهای پف کرده. انبوه» پشته‌ای و متراکم از واژه کومولوس استفاده می‌گردد. - صحاد:(0) . اين وازه به معنى باران زا است و برای مشخص نمودن ابرهاى بارانزا استفاده مىشود. - ع8 . در این‌گروه لبرها به صورتورقهلیو لایهلایه yey 

صفحه 337:
به طور کلی 10گروه ابر وجود دارد که به صورت زیر هستند: ‎(Cire) U1‏ ©. سيروكومولوس (ص ]لح 9-0 ) آلتوکومولوس ‎(Pleura)‏ ‏©6. استراتوکومولوس (صلسسسسه5) ©. سیرواستراتوس (عمسس) ج. آلتواستراتوس ‎(OleCrr<tes)‏ ‎(Crone) visita!‏ ©. نيمبواستراتوس (س»:6)م-<(0) ‎dO‏ کومولونیمبوس (صماه‌سلسیه) ‎yey‏ 

صفحه 338:
شكل زیر موقعیت ارتفاعی گروه‌های 40 گانه ابرها را نشان می‌دهد. Cumulonimbus (Low - High) Cumulonimbus Nimbostratus Cirrocumulus Altocumulus Cumulus Cirrostratus ml Altostratus Stratocumulus Cirrus Stratus 14000 m 12006 High 10000 3000 0 م مومه Middle 4000 m 2000 m Low om 

صفحه 339:
* پرای اينکه فرایند بارندگی رخ دهد لازم است که قطرکهای کوچك آب که ابر را تشکیل داده‌اند به نحوی به هم متصل شوند تا بتدریج قطرات بزرگ را که همان باران باشد را تشکیل دهند. معمولا هر قطره باران از میلیون‌ها قطرك کوچك تشکیل یافته است. * وجود رطوبت شرط لازم برای بارندگی است اما شرط کافی نمی‌باشد و نیاز به يك عامل اضافی می‌باشد. * این عامل اضافی» وجود هسته‌های تراکم در جو می‌باشد که ذرات بخار آب روی این هستك‌ها تجمع یافته و قطرك‌های باران را م تشکیل می‌دهند و در اثر همامیزی این قطرکهاء قطرکهای بزرگتر تشکیل می‌شوند. yey 

صفحه 340:
معمولاً دو نوع هستك در اتمسفر وجود دارد: آلف) ذرات آبدوست (ععسحسیررا) که تمایل فراوانی به جذب بخار آب داشته و آنرا به سطح خود جذب می‌نمایند. از جمله اين نوع هستك‌ها می‌توان ذرات نمکی موجود در اتمسفر را نام برد. ب) هسته‌های آبگریز (عمسسسممرراا_مسس) که از ذرات كرد و غبار تشكيل شده‌اند و تمایلی به جذب بخار آب بر سطح خود ندارند. این ذرات در اثر عمل اختلاطی باد از سطح خشکیها وارد اتمسفر زمین می‌شوند. 

صفحه 341:
۰ فرایند ‎a‏ — | = ‎aes‏ است به ی باران ریزه ‎Orizale)‏ ‏2 ران ریزه ( : ‏برف(سمه8)‎ oO (kei) ‏اسليت‎ .© (Hal) ‏تكرك‎ .© ‏گلیز. (ص)‎ 5 yey 

صفحه 342:
0- باران: * فرمی از بارندگی که به شکل مایع به سطح زمین می‌رسد. باران نامیده می‌شود. اين گروه خود شامل باران معمولی باران ریزه و شبتم است. باران در اثر تراکم و هم‌آمیزی قطرکهای کوچك آب در داخل ابرها و سقوط آنها به زمین» ‎Gale‏ می‌شود. ه- باران ریزه: * _نوعی از بارندگی است که در آن قطر قطرات باران بسیار كوجك است. اين نوع باران قبل از اينكه به سطح زمين برسد؛ تحی ‎Spl fee iy ae‏ 

صفحه 343:
‎٠‏ محصول بارش از ابرهایی که در آنها دما پائین از نقطه انجماد است. برف می‌باشد. که به شکل بلورهای شش گوش به صورت منفرد یا ادغام شده در هم به سطح زمين نزول ‏می‌کند. ‏اسلیت: ‏* باران یخ زده یا مخلوطی از باران و برف را اسلیت می‌گویند. ‎yey 

صفحه 344:
ند گرگ تگرگ محصول صعود و نزول قطرات باران در داخل اير کومولونیمیوس است. © كليز: * در صورتى كه بارندكى بر روى سطح زمين يا سطح هر شئى دیگری که دمای آن پائین‌تر از دماى نقطة انجماد است ‎ee‏ ا ا د تت تحت عنوان كليز شناخته مىشود. 

صفحه 345:
‎eu‏ بارشها ‎05 0 0 ‏بارش‌ها از دیدگاه نحوة صعود هوا به پنج گروه تقسیم می‌شوند: ‎(Oroqraphic Previpttctiva) ‏بارشهاى كو هستانى‎ (Procd Previptaion) see clei . (Cpolour Previptctiva) ‏بارشهاى سيكلونى‎ . (Comevive Previptation) 985 93 ‏بارشهاى‎ . ‏بارش‌های همگرایی‎ ‎ 

صفحه 346:
الدازكيرى اراق * رايجترين روشی که برای اندازه‌گیری باران به کار می‌رود» استفاده از باران سنج‌ها (عهیج() >۵()) است. * معروفترین نوع باران‌سنج‌ها بر اساس قطر دهانة آنها عبارتند از: 4 بارائسنج با قطر دهانة 1 .ينج ©- بارانسنج با قطر دهانة 870 © بارانسنج با قطر دهانة © اينج در كشور ما بيشتر از باران سنج با قطر دهانة © اينج استفاده مىشود. 

صفحه 347:
باران‌سنج 6 اینچی * این باران‌سنج از سه بخش اصلی تشکیل شده است که عبارتند از : الف) دهانة جمع کننده ب) استوانه داخلی ج) بدنه اصلی ۰ در باران‌سنج 0 اینچی دهانه جمع کننده از يك قیف با طرح مخصوص و به قطر 6 اینچ تشکیل یافته است. معمولاً لبه‌های قیف به صورت تيز ساخته می‌شوند. وظیفه اصلی این قیف جمع کننده این است که بارش را در يك سطح دایره‌ای به قطر 0 اینچ جمع نموده و آنرا به استوانة داخلی انتفال دهد. yey 

صفحه 348:
برکشت به فهرست درس 

صفحه 349:
* وسیله‌ای که برای ثبت میزان بارندگی به کار می‌رود» باران‌نگار نامیده می‌شود. این گروه وسایل علاوه بر ثبت میزان بارندگی» زمان شروع و خاتمه بارندگی را هم نشان می‌دهند. در نتيجه به كمك آنها می‌توان شدت بارندگی را در هر دوره‌ای بدست آورد. ۰ 1 در هواشناسی از سه نوع باران‌نگار استفاده می‌شود که عبارتند از: الف) باران‌نگار وزنی ب) باران‌نگار سیفونی (شناور) ج) باران‌نگار نوع ظرف مايل (ترازويى) 2557 

صفحه 350:
الف) باران‌نگار وزنی : ۰ اساس کار این سیستم بر توزین آب حاصل از بارندگی استوار است. مکانیزم عمل به این ترتیب است که آب باران از طریق يك دهانة گیرنده وارد يك سطلی که بر روی کفة ترازویی قرار دارد؛ می‌شود. این مجموعه به یکسری وزنه‌های تعادل متصل است که حرکت این کفه را متناسب با وزن آب جمع شده در داخل سطل می‌سازند. در اثر وزن آب جمع شده در داخل سطل کفه ترازو به سمت پانین حرکت می‌کند و با حرکت خود. قلم ثباتی را که توسط اهرمهایی به این مجموعه متصل است را حرکت می‌دهد. قلم ثبات نیز ضمن حرکت» میزان بارندگی را بر روی گراف باران‌نگار» ترسیم می‌کند. yey 

صفحه 351:


صفحه 352:
ب ‎Su‏ سیفونی (شناور) * در این باران‌نگار» آب حاصل از بارندكى از طریق دهانة گیرنده وارد يك استوانه‌ای که درون آن بك شناور سبك تعبیه شده است» می‌گردد. این شناور توسط یکسری اهرمها به قلم ثبات متصل می‌شود. در اثر بارندگی سطح آب داخل استوانه به سمت بالا حركت می‌کند و ضمن حرکت خود» جسم شناور را به بالا انتقال می‌دهد. در نتیجه جسم شناور هم اين حرکت را به قلم ثبت منتقل می‌نماید و قلم ثبات آن را بر روی گراف مربوط به اين باران نگار» ثبت می‌کند. 

صفحه 353:
* شکل زیر ساختمان باران‌نگار سیفونی را نشان می‌دهد. Figure:82 NATURAL: SPHON RAN RECORDER ‘som 

صفحه 354:
ج) باران‌نگار نوع ظرف مایل (ترازوبی) * این نوع باران‌نگار از يك ظرف فلزی تشکیل یافته است که توسط يك ديوارة میانی به دو بخش یا پیمانه تقسیم شده است و این مجموعه در حالت تعادل ناپایدار بر روی يك محور قرار گرفته و می‌تواند روی آن محور نوسان نماید. هميشه یکی از اين پیمانه‌ها مقابل محل جمع‌آوری آب باران قرار می‌گیرد. وقتی که حجم داخل این پیمانه به ل ل شده و به سمت يائين سرازير مىشود و آب داخل آن تخليه مىكردد. همزمان با اين كارء ييمانه ديكر به سمت بالا حركت كرده ودر مقابل لوله مرتبط با دهانة جمع كنندة بارندكى قرار مىكيرد. * در اين وسیله تعداد نوبتهای خالی شدن پیمانه‌ها ثبت می‌گردد. yey 

صفحه 355:
برکشت به فهرست درس 

صفحه 356:
اندازهكيرى برف ۰ برای اندازه‌گیری برف از دو مکانیزم استفاده می‌شود: آلف) روش سنجش مستقیم برف :در این روش از خطکش‌های مخصوص اندازه‌گیری برف استفاده می‌شود. این خطکش‌ها را به طور قائم بر روی صفحات کاملاً تخت و افقی که برای همین منظور تعبیه شده‌انده فرو می‌برند و ارتفاع برف را روی این خطکش قرائت می‌نمایند. معمولاً برای بالا بردن دقت کار اندازه‌گیری‌ها را در چند نقطه انجام می‌دهند. ب) روش حجمی: در اين روش آب حاصله از ذوب برفی را که بر روی باران سنج نشسته است. اندازه‌گیری می‌کنند تا آب معادل برف به دست آيد. 2557 

صفحه 357:


صفحه 358:
د * در حالت کلی» تغییر حالت فیزیکی آب يا يخ به بخار را عمل تبخیر مي‌نامند. به عبارتی دیگر تبخیر به مجموعه پدیده‌های فیزیکی گفته می‌شود كه توسط آن ذرات آب از سطح آب با سطح خاك مرطوب از طریق دریافت انرژی خورشیدی به حالت بخار وارد اتمسفر می شوند. عمل تخیر از سطح یج ۱ تصعید می‌نامند که ط ی آن بخار اب بدون كذر از فاز مايع» از سطح يخ به اتمسفر منتقل می‌شود. عمل تعرق فرآیندی است که گیاه آن آبی که توسط ریشه‌های خود جذب نموده است را به شکل بخار و توسط روزنه‌ها به اتمسفر منتقل می‌نماید. 

صفحه 359:
Se )4 تبخیر خلام: اگر قطره آبی وارد خلاء شود بلافاصله و تبخیر می‌گردد. 6 تبخیر درونی: در اين حالت به آب كرما مىدهيم تا به نقطه جوش برسدء در نقطه جوش حبابهایی از درون آب بیرون می‌آیند. حال از این به بعد هر چه گرما به آب بدهیم» صرف تبخير آب مىشود بدون اينكه دماى آب تغيير كند. اين نوع تيكير ‎pe‏ تبخير سطحى: انتشار بخار آب از يك سطح مرطوب يا سك ‎Ser 2‏ اعم از حالت ‎ile Ua‏ در دمایی پائین‌تر 5 ‎Sa‏ ‏حو ار أنه ‎eee‏ 2557 

صفحه 360:
هم : ‎dal ye‏ موثر بر تبخیر د 0 0 5 0 در حالت کلی می‌توان عوامل موثر در فرآیند تبخیر را به ينج دسته تقسیم نمود: دمای هوا کمبود فشار بخار, آب سرعت باد فشار هوا 

صفحه 361:
دمای هوا * هوای مجاور سطح تبخیر کننده در آثر تابش خورشید گرمتر می‌شود و همین گرما باعث تبدیل آب از حالت مایع به بخار و انتقال آن به اتمسفر می‌گردد. با افزايش دماى هوا» ميزان تبخير هم افزايش بيدا مىكند. اين يديده به اين دلیل است که هر چه دمای هوا بالاتر می‌رود» فشار بخار آب نیز افزایش پیدا می‌کند که اين پدیده باعث افزايش میزان تبخیر می‌گردد. 

صفحه 362:
كمبود فشار بخان آب cles ‏فشار بخار با دما رابطة مستقيم داريدء يعنى با افزايش‎ ٠ ‏فشار بخار آب نيز افزايش بيدا مىكند» هر جند كه ممكن‎ ‏است این آفز آیشل خطی تباهد‎ 

صفحه 363:
سرعت باد ‎٠»‏ باد با جابجا كردن هوای مرطوب. می‌تواند نقش بسیار مهمی در افزایش تبخیر. از سطح داشته باشد. در حقیقت عمل باد عبارت از جایجا نمودن هوای مرطوب مجاور سطح تبخیر شونده و جایگزین ساختن هوای خشکتر و سردتر به جای آن می‌باشد. ‏* در نتیجه سرعت باد» باعث افزايش میزان تبخیر می‌شود. ‎ 

صفحه 364:
فشار هوا ‎٠‏ كاهش فشار هواء ميزان تبخير را افزايش مىدهد. ‏* در مورد مناطق كوهستانى» جون با افزايش ارتفاع ميزان فشار كاهش مىيابد» يس بايستى كه ميزان تبخير هم افزايش بيدا کند» اما در اين نواحىء» هر جه ارتفاع افزايش می‌یابد میزان دما كاهش يافته كه اين يديده باعث كاهش تبخير مىشود. وقتى تاثير تلفيقى اينها را بررسى كنيم ملاحظه خواهيم كرد كه افزايش تبخیری که در اثر کاهش فشار بوجود می‌آید بر کاهش تبخير ناشی از کاهش دماء غلبه دارد. ‎ 

صفحه 365:
51 ۳ مساحث سطح تبخين کننده ۰ میزان تبخیر در همه قسمتهای يك سطح یکسان نمی‌باشد. در مورد سطوح آزاد آبهاء میزان تبخیر در کناره‌های آن منبع آبی بیشتر از قسمتهای مرکزی است. ۶ هر جه ميزان املاح موجود در آب بیشتر باشد. میزان تبخیر از آن کاهش می‌یابد. 2 علاوه بر اینها مواد خارجی موجود در آبها مثل شاخ و برگ درختان» لکه‌های روغن و ... همگی در میزان تبخیر از آب موثر می‌باشند. 

صفحه 366:
‎٠‏ تبخير به شکلهای مختلف و از سطوح مختلف انجام می‌گیرد که عمده‌ترین آنها به شرح زیر هستند: ‏4 تبخیر از سطح آزاد آب ‏©. تبخیر از سطح برف و يخ ‏©. تبخير از سطح خاك لخت بدون پوشش گیاهی ‏تبخیر و تعرق از سطوح گیاهی ‎ 

صفحه 367:
هم 5 تبخیر از سطح آزاد آب * این فاکتور بنا به تعریف عبارت است از مقدار آبی که از سطوح آزاد آب از جمله اقیانوسهاء درياها و دریاچه‌ها؛ مخازن آبی» رودخانه‌ها و .. تبخیر شده و وارد اتمسفر می‌شود. اين نوع تبخیر به مساحت سطح تبخیر شونده» مخصوصاً سطحی که در جهت بادهای غالب و آفع است و همچنین عمق آن؛ بستگی دارد. ۰ فرایند تبخیر موقعی انجام می‌گیرد که ملکول‌های آب به اندازة کافی انرژی جنبشی دریافت کنند که بتوانند از سطح مایع جدا شوند. آن دسته از ملکول‌هایی که انرژی جنبشی بیشتری نسبت به میانگین انرژی جنبشی ملکولهای مایع داشته باشند» می‌توانند راحت‌تر از بقیه» از سطح مایع جدا شوند. yey 

صفحه 368:
* میزان تبخیر تابعی از اختلافات فشار بخار آب بین هوا و سطح آب خواهد بود. این قانون توسط دالتون بیان شد. معادلة دالتون جهت محاسبة تبخیر از سطح آزاد آب‌ها به صورت زیر است: * در این معادله: ‎E=Ce,- e,)‏ ۶ : میزان‌تبخیر از سطح آزاد آب(/) = : فشار بخار اشباع در میانگین دمای ماهانه (رااکسس) ج : میانگین فشار بخار واقعى هوا (راا) 2 : ضريبىاستكه بستكويه يكسرىفاكتورهاىغيرقابل محاسباه در تبخير دارد. 2557 

صفحه 369:
5 .3 روش‌های تخمین تبخیر از سطح آزاد آب * معمولا تبخیر به دو روش زیر اندازه گیری میشود: معادلات تجربی: که عموماً بر اساس قانون دالتون بوده‌اند. منتها همراه با اندکی تغییرات در فاکتورهای تأثیرگذار بر 0- روش‌های مستقیم اندازه‌گیریی تبخیر: در این روش میزان تبخير از سطوح آزادء به صورت مستقیم اندازه‌گیری می‌شود. براى اين منظور از تشتهاى تبخير و اتمومترها (تبخیرسنج‌ها) برای اندازه‌گیری تبخیر استفاده می‌شود. 

صفحه 370:
چند نمونه از معادلات تجربی که از آنها در اندازه‌گیری تبخیر ‎es‏ تلات ول رد ا رابطة رو رابطة ممحبعما روش پنمن روش توازن آبی معادلات توازن انرژی روش انتقال توده‌ای ‎(Dess-TrenePer)‏ 

صفحه 371:
سین ل زكري تبخير ای اندازه‌گیری تبخیرء از تبخیرسنج با اتمومتر استفاده می‌شود. ‎aes‏ اندازه‌گیری تبخیر به چهار کلاس عمده تقسیم می‌شوند که عبارتند از: _تانکهای تبخیر که در زمین فرو رفته و مستغرق در خاك هستند و با اينکه به صورت شناور در آن می‌باشند. 6 تشتهای تبخیر کوچك که ممکن است در بالای سطح زمین به كار رفته و يا اینکه برخی از انواع آنها در داخل خاك نصب گردند. 5 اتمومترهای با سفالهای متخلخل اتمومترهای با کاغذهای صافی که سطح این کاغذها خيس شده و تبخیر از سطح آنها انجام می‌گیرد. (تبخیر سنجهای پیچ) yey 

صفحه 372:
تشتها و تالکهای تبخیر ‎٠»‏ در این گروه. میزان تبخیر از روی مشاهدات تغییراتی که در سطح آزاد آب داخل تشت يا تانك ایجاد می‌شود» برآورد و اندازه‌گیری می‌شود. از این وسایل بطور گسترده در سراسر جهان استفاده می‌شود و انواع مختلفی از اینها برای برآورد تبخیر از دریاچه‌ها و مخازن آبی و تخمین تبخیر و تعرق کاربرد دارند. ‏* این تشتها و تانکهای تبخیر به سه گروه عمده تقسیم می‌شوند: ‏الف) تشتها یا تانکهای فرو رفته در خاك . ‏ب) تشتهایی که بالای سطح زمین قرار می‌گیرند. ‏ج) تشتهای مستغفرق در آب. ‎yey ‎ 

صفحه 373:
11 212111111 هوا و مهمترين كروه تشتها و تانكهاى تبخير به شرح زير هستند. * تشت تبخیر کلاس 9) آمریکایی * تشت تبخیر روسی 901-2000) + تانك تبخیر 00 متر مربعی ‎(clephoct pas)‏ تشت تبخیر زمینی كلرادو ۰ تبخیر سنج ویلد لزع به ذكر أست كه در حال حاضير 023 استاتا رد محت بای تشتهاى تبخير وجود دارد كه موارد نامبرده شده در بالاء رايجترين آنها مىباشند. 2557 

صفحه 374:
U.S.WB. CLASS-A OPEN PAN EVAPORIMETER به فیرست درس 

صفحه 375:
۳ و Je LEVEL BOINTER STILLING ‏اس‎ Figure:7.2 SUNKEN SCREEN EVAPORIMETER ‎cas‏ ابه زوم درس ‎ ‎ ‎ ‎ 

صفحه 376:


صفحه 377:
نمای کلی تشت تبخیر کلرادو water level, 92 om ——_ ۷ measuring device sy 

صفحه 378:


صفحه 379:
* اتمومتررها وسایلی هستند که تلفات آب را ازيك سطح مرطوب و متخلخل اندازه‌گیری می‌نمایند. این سطوح مرطوب می‌توانند شامل سفالهای سر امیکی متخلخل استوانه‌ای یا تخت و يا اينكة از نوع کاغذ صافی‌هایی که به صورت دیسکهایی که با آب اشباع می‌شوند» باشند. * عمده‌ترین تفاوت اتمومتر ها با تشتهای تبخیر در این است که در اتمومترهاء تبخیر از سطح آزاد آب انجام نمی‌گیرد و در ابتدا صفحه سفالی یا کاغذ صافی که در ساختمان دستگاه وجود دارد در اثر تماس با آب» خيس و مرطوب شده و تبخیر از روی این سطح متخلخل و خيس انجام مىكيرد. 2557 

صفحه 380:
۰ عمده‌رین انواع اتمومترها عبارتند از: اتمومتر لیوینگستن ©. تبخير سنج بيج ©. اتمومترمسطح بلانى 

صفحه 381:
9 * اتمومتر ليوينكستن از يك كرة سفالى به قطر حدود ‎Fie GO‏ تشكيل شده است كه به عنوان سطح تبخير كننده عمل مىكند و قطر جدارة آن © ميلىمتر مىباشد. اين مجموعه توسط يك لولة فلزى يا شيشهاى و يا يك رابط لعابى به يك ظرف شيشهاى كه نقش مخزن تامين كنندة آب را دارا است» متصل مىشود. اين مخزن توسط آب مقطر ير مىشود. ۰ فشار اتمسفرى در بالآى أب داخل منيع؛ لوله و كرة سفالى را ‎ee‏ 2 مسبت 

صفحه 382:
» تبخیر سنج پیچ از يك لولة شيشه ای به طول 0/00 سانتی‌متر که يك انتهای آن بسته است. تشکیل شده است. قطر داخلی لوله 0 میلی‌متر و ضخامت شيشة دیواره‌هاء حدود 9 میلی‌متر است و در نتیجه قطر خارجی آن ‎UP‏ میلی‌متر می‌باشد. سمت باز لوله توسط يك کلیپ فلزی به يك کاغذ صافی متصل می‌شود. خود لولة تبخیرسنج پیچ هم ممکن است به دو شکل عصایی و مستقیم ساخته شود. لوله شیشه‌ای» معمولا بر حسب میلی‌متر مدرج می‌شود و مقدار آب تبخیر شده را می‌توان از روی درجات لوله قرانت نمود. لولة شیشه‌ای تبخیر سنج پیچ» پس از قرانت پر شده وداخل پناهگاه خود قرار می‌گیرد. 

صفحه 383:
cale j-— water level 

صفحه 384:
9 ‎pris ukerweter) Dk glans je yall‏ مب(9) ‏* در این نوع اتمومتر» سطح تبخیر کننده از يك صفحة نازك و متخلخل سفالی به قطر 6/0 سانتی‌متر تشکیل یافته است. این صفحه در طرف گشادی يك قیف از جنس سفال لعاب داده شده» متصل است. آب از طریق يك لولة شیشه‌ای مدرج که نقش منبع تامین آب و قسمت انتقال دهندة آب را دارد است به قیف مذکور متصل می‌گردد. رنگ صفحه اتمومتر بلانی عموماً سیاه رنگ است اما در برخی نواحی» نوع سفید آن هم ساخته و مورد استفاده قرار می‌گیرد. در کالیفرنیا» از اختلاف بين تبخير اتمومترهاى سياه و سفید» برای تخمین نیاز آبی گیاهان استفاده می‌شود. ‎yey 

صفحه 385:
‎a‏ ورن مهمترین منابع خطا که در اندازه‌گیری‌های اتمومتری» تاثیرگذار هستند عبارتند از: ‏6. تلفات آب بواسطة چکه کردن در مورد اتمومتر پیچ) ‏6 ایجاد تغییر در سطح تبخیر کننده (اعم از اندازه ساختار تمیزی ‏9. تغیبرات در میزان تهویه اطراف اتمومترها ‎PR‏ لازم به ذکر است که اتمومترها بایستی در داخل پناهگاه استیونسن نگهداری شوند و نبایستی آنها را در فضای آزاد استفاده نمود. ‎ ‎yey 

صفحه 386:
هم 6 وسايل ثبت تبخير ‎Se = ۰‏ 2 قرار می‌گیرند. سطح آب در داخل تشت به طور اتوماتيك ثابت نگه داشته می‌شود که اینکار از طریق آزاد کردن آب به داخل نشت از طريق يك تانك ذخیره‌ای و یا تخلیه آب اضافی در مواقع بارندگی» انجام می‌شود مقدار آبی که از داخل تشت تخلیه شده و يا به آن اضافه می‌گردد» ثبت می‌شود. ‏* در گروه دیگری از وسایل ثبت تبخیر» وزن آب باقی مانده در ‎Ser ane See a‏ تبخیر نگارها بایستی داخل پناهگاه استیونسن باشد از تأثیر تابش بر روی تبخیر حذف می‌شود» پس به نظر نمی‌رسد که نتایج آن» چندان نمایانگر میزان تبخیر وأقعی باشد. ‎yey 

صفحه 387:
نمای کلی يك نمونه تبخیرنگار recorder pan water-level —| reservoir or ری و precipitation water و evaporation pan 

صفحه 388:
تبخیر از دریاچه‌ها + تبخیر از تشتهای تبخیری که در داخل خاك و با بیرون از آن قرار می‌گیرند» تحت تاثیر خصوصیات تشت می‌باشد. تشتها در مقایسه با دریاچه‌ها ذخیره حرارتی کمتری داشته و نمایل دارند که چرخة سالانة متفاوتی را تجربه نمایند. همچنین تشتکها زودتر به آن حد نهایی تبخیر خود در يك فصل می‌رسند که اين فاکتور به نسبت ذخيرة حرارتی کمتر آنها است. * برای تخمین تبخیر سالیانه ازسطح دریاچه‌ها؛ از يك ضریبی استفاده می‌شود که تبخیر از تشت را به تبخیر از دریاچه» ارتباط می‌دهد. yey 

صفحه 389:
8 Ea eae 1 تبحیر آرسطح برف محکن است مستقیماً به صورت تصعید ‎ee‏ تبخیر از فاز مایع آن صورت گیرد. تبخیر ار ‎ge ol paleo al‏ خود محدود می‌شود و این محدود شدن به این دلیل است که تبخیر از سطح برف باعث می‌شود که سطح آن سردتر شده و در نتیجه گرادیان فشار بخار در لاية بالایی برف» کاهش يابد. بر,عکس, در طول فرآیند انجماد برف فشار. بخار درسطح برفء می‌تواند بالاتر از فشار بخار نقطه ذوب برف گردد. 

صفحه 390:
9 تبخير از سطح خاك لخت »* تبخير از سخت خاك لخت از نظر كميت بيشتر از مقدار تبخير از سطح برف و يخ مىباشد و حتى در برخى شرايط استثنايى كه خاك اشباع از" آب بوده و شرايط هواشناسى هم بهينه باشند» مىتواند بيشتر از تبخير از سطح آزاد آب باشد ولى عموماً از از سطح آزاد آبها كمتر است. ‎٠‏ رطوبت مورد نياز براى عمل تبخير از راه أبيارى يا بارندكى تامين مىشود. يس از آبيارى يا بارندكىء ابتداً خاك (لاية سطحى آن) اشباع از آب مىشودء در نتیجه تبخیر از آن حداکثر می‌باشد. با ادامة عمل تبخير و کاهش رطوبت خاك» میزان تبخیر هم کاهش پیدا می‌کند. در اين حالت رطویت از لایه‌های پائین‌تر توسط عمل موئینگی به لایه‌های بالاتر حرکت کرده و در سطح خاك تبخیر می‌شود. ‎ ‎yey 

صفحه 391:
9 تبخير و تعرق ‎٠‏ تركيب دو فرآيند مجزا شامل تلفات آب از سطح خاك توسط فرآيند تبخير و تلفات آب از كياهان توسط فرآيند تعرق را تبخير و تعرق مىنامند و با “0026 نمايش مىدهند. ‏* دو فرآیند تبخیر و تعرق به طور همزمان با هم رخ مىدهند و به همين دليل نمىتوان به آسانى اين دو وازه را از هم مجزا نمود. هنكامى كه كياهان كوجك هستندء عمدة آب قابل دسترسى آنها از طريق فرآيند تبخير تلف می‌شود اما وقتى كه كياه به خوبى توسعه يافته و به طور كامل سطح خاك را يوشاند» فرآيند تعرق غالب‌تر می‌گردد. ‎ 

صفحه 392:
مفاهم تبخر و تعرق ‎٠‏ وقتی صحبت از تبخیر وتعرق پیش می‌آید. سه حالت ممکن است مد نظر باشد: الف) تبخبر و تعرق گیاه مرجع ( 5 ). ب) تبخیر و تعرق گیاهی تحت شرایط استاندارد (7 5 ). ج) تبخیر و تعرق گیاهی تحت شرايط غير استاندارد ( ‎(ET aj‏ 

صفحه 393:
(ET eave dx al (ul ‏میزان تبخیر و تعرق از سطح گیاه مشخص و تعریف شده‌ای که‎ ۰ ‏نه محدودیت آبی نداشته باشد را تبخیر و تعرق گیاه مرجع‎ ‏می‌نامند و آن را با 27 نشان می‌دهند. منظور از سطح مرجع. يك‎ ‏سطح علفی فرضی از يك گیاه بخصوص ۰ با مشخصات معین‎ ‏می‌باشد.‎ ‎171 ‏تنها فاکتور تأثیرگذار بر تن پارامترهای اقلیمی هستند. در نتیجه‎ ۰ ‏تحت تأثیر توان تبخیری اتمسفر و پارامترهای اقلیمی است و از‎ ‏روی داده‌های هواشناسی به دست می‌آید.‎ ‏روش پنمن مونتیت اصلاح شده توسط (۳60) . به عنوان بهترین‎ * ‏روش برای برآورد تبخیر و تعرق پتانسیل پیشنهاد شده است.‎ yey 

صفحه 394:
5 لحمو ب) تبخير و تعرق كياهى در شرايط استاندارد (ب 7 ) ۰ ميزان تبخير و تعرق هر كياه تحت شرايط استاندارد» تحت عنوان تبخیر و تعرق گیاهی ( 7 ) نامیده می‌شود. که بیانگر میزان تبخیر و تعرق از گیاهاتی است که عاری از هر بیماری بوده و به خوبی کود داده شده‌اند و در مقیاس وسیع تحت شرایط مطلوب رطوبتی خاك رشد نموده‌اند و تحت شرایط اقلیمی موجود» بیشترین تولید را داشته‌اند. »* میزان آب مورد نیاز به منظور جبران تلفات ناشی از تبخیر و تعرق از گیاه کاشته شده» تحت عنوان نیاز آبی گیاه (محصول) نیز شناخته می‌شود. yey 

صفحه 395:
ج) تبخبر و تعرق گیاهی تحت شرایط غیر استاندارد ( ‎Ag‏ * این واژه عبارت است از میزان تبخیر و تعرق از گیاهانی که تحت ‎Gee‏ ۲ نموده‌اند. موقعی که گیاهی را در مزرعه می‌کاريم» ممکن است میزان تبخیر و تعرق واقعی گیاهی با میزان متفاوت باثعركهراين امر به واسطه مسائل و شرایطی نظیر حضور حشرات و بیگاری‌هاء شوری خاك حاصلخیزی کم خاك» کمبود آب و یا ماندابی بودن آن» ایجاد شود. همچنین ممکن است در نتیجه کم بودن رشد گیاهی و پانین بودن تراکم گیاهی ایجاد شده و میزان تبخیر و تعرق را نسبت به کاهش دهند. ‎ET.‏ yey 

صفحه 396:
حوامل موثر بر تبخیر و تعرق الف) عوامل هواشناسی: مهم‌ترین پارامترهای هواشناسی که بر میزان تبخیر و تعرق موثرند» شامل تابش دریافتی» دمای هواء رطوبت و سرعت باد می‌باشند. تبخیر و تعرق گیاه مرجع از روی توان تبخیری اتمسفر مشخص می‌شود. ب) فاکتورهای گیاهی: نوع گیاه» واریته و مرحلة رشد و توسعه گیاهی از فاکتورهایی هستند که بر روی تبخیر و تعرق از گیاهانی که در مقیاس وسیع کشت شده و بر روی آنها مدیریت اعمال می‌شود موثرند. ج) شرایط محیطی و مدیریتی: فاکتورهایی نظیر شوری خاك» حاصاخیزی یا عدم حاصلخیزی خاك» محدودیت استفاده از کودها و ... از جمله فاکتورهای محیطی و مدیریتی هستند که توسعه گیاهی را محدود نموده و میزان تبخیر و تعرق را کاهش دهند. yey 

صفحه 397:
روش‌های تخمین تبخیر و تعرق * روش‌های مستقیم * روش توازن انرژی ۶ روش انتقال توده‌ای * روش توازن آب خاك * تخمین 4/0 از روی داده‌های تشت تبخیر * محاسبة 2۳) با استفاده از داده‌های هواشناسی 

صفحه 398:
۶ برای اين منظور از لیسیمتر استفاده می‌شود. در لیسیمترها بایستی توزان آب خاك برقرار شود تا بتوان تبخیر و تعرق را اندازه‌گیری نمود. روش‌های مورد استفاده در این گروه. اغلب گران بوده و نیاز به اندازهگیری‌های بسیار دقیق پارامترهای مختلف دارند و فقط از طریق موسساتی که به خوبی در این زمینه آموزش دیده‌انده قابل اجرا هستند. هر چند که این روش‌ها برای اندازه‌گیری روتین 27۳ نامناسب هستند ولی وجود آنها برای ارزیابی و اعتبار بخشی به مقادير “2) كه از ساير روشهاى غير مستقيم به دست آمدهاند» بسیار مهم و حیاتی است. ساده‌ترین روش اندازه‌گیری مستقیم تبخیر و تعرق, استفاده از لیسیمترها می‌باشد. yey 

صفحه 399:
یسیمترها را می‌توان به روش‌های مختلفی طبقه‌بندی کرد که يك نمونة آن به صورت زیر است: الف) لیسیمترهای وزنی در اين لایسیمترهاء تبخیر و تعرق با تعیین مستقیم تغييرات وزن محتویات داخل لیسیمتر و تبدیل آن به ۲ به دست می‌آید. ب) لیسیمترهای غیروزنی در اين لیسیمترها از موازنة آب خاك جهت تعیین تبخیر و تعرق استفاده می‌شود. ج) لیسیمترهای زهکش‌دار اين لیسیمترها بر اساس اين فرضيه عمل می‌کنند که آب ما زاد بر نیاز گیاه به زمین داده شده و جریان خروجی آب از يك نقطه در کف لیسیمتر اندازه گیری می‌شود. yey 

صفحه 400:
روش توازن انرژی * تبخیر آب نیازمند انرژی نسبتاً زیادی است که این انرژی می‌تواند به فرم‌های گرمای محسوس و یا انرژی تابشی باشد. فرآیند تبخیر و تعرق از طریق تبادلات انرژی در سطح گیاه انجام می‌گیرد و میزان آن تابعی از انرژی قابل دسترس برای اين فرآیند می‌باشد. ‎٠‏ در اين روش می‌توان تبخیر و تعرق را بر مبنای اصل بقای انرژی به دست آورد. میزان انرژی که به يك سطح می‌رسد بایستی برابر انرژی باشد که آن سطح در طی همان دورة زمانی از دست می‌دهد. ‎yey 

صفحه 401:
روش انتفال توده‌ای * در اینجا انتقال عمودی بسته‌های کوچك هوا (حللح) به سطحی بالاتر از يك سطح افقی همسان؛ اساس کار می‌باشد. این بسته‌ها. مواد موجود در آنها که یکی از آنها بخارآب و انرژی (گرما و اندازه حرکت) است » از سطح تبخیر به ارتفاعات بالاتر و با بالعکس منتفل می‌نمایند. با فرض شرایط پایدار و اینکه ضریب انتقال بخار آب برای این بسته‌ها متناسب با آن چیزی است که برای گرما و اندازه ‎a‏ ‏از روی گرادیان عمودی دمای هوا و بخار آب» آزروی نسبت باون به دست آورد. yey 

صفحه 402:
روش توازن آب خاك * تبخیر. و تعرق را می‌توان با اندازه‌گیری اجزاء مختلف معادلة توازن آبی خاك به دست أورد. در اين روش شار آبى ورودى و خروجى به ناحيه ريشهاى كياهان در يك دورة زمانی معین اندازه‌گیری می‌شود . * روش توازن آبی خاك فقط می‌تواند تخمینی از 607۳ » برای يك دوره زمانی طولانی که معمولا بزرگ‌تر از يك هفته و پا ده روز است. ارائه دهد . 

صفحه 403:
5 لحمو ل لل تت قط تبخیر از سطح آزاد آب » می‌تواند به عنوان شاخصى كه ‎sue iG‏ دی مج و باد را بر روی تبخیر و تعرق نشان می‌دهد به کار رود. هر چند که تفاوت‌های موجود بین سطح آب و سطوح گیاهی »خود تفاوت‌های معنی‌داری در میزان تلفات آب از تشت و سطوح گیاهی ایجاد کند. ثابت شده است که با موفقیت می‌توان از داده‌های مربوط به که تشت تبخير يراى تخمين تبخير و تعرق كياه مرجع استفاده نمود. براى اين كار اندازه كيرى هاى مربوط به تشت تبخير را در يك ضریب تجربی ضرب می‌کنند تا . به نت آید. yey 

صفحه 404:
محاسبة تبخیر و تعرق با استفاده از داده‌های هواشناسی ۶ به واسطة مشکلاتی که اندازه‌گیری‌های مزرعه‌ای تبخیر و تعرق وجود دارد» معمولاً آن را از روی داده‌های هواشناسی محاسبه می‌نمایند. برای این منظور روابط تجربی و نیمه‌تجربی زیادی برای محاسبة تبخیر و تعرق گیاهی و تبخیر و تعرق ‎OLS‏ ‏مرجع از روی داده‌های هواشناسی ارائه شده است. برخی از این روابط در شرایط اقلیمی و کشاورزی خاصی معتبر هستند و نمی‌توان آنها را در شرایطی متفاوت با آنچه که رابطه برای آن شرایط تهیه شده است. استفاده نمود. yey 

صفحه 405:


صفحه 406:
* در يك تعریف ساده می‌توان طبقه‌بندی اقلیمی را به صورت» ‎eS eee‏ سا دارای ویژگی‌های مشترکی بوده و در آنها انتظار پدیده‌های خاصی داریم تعریف نمود. در حقیقت يك سیستم طبقه‌بندی أقليعى: تواعى راكة داراي خصوصبات مشترك يراى رك هدقف خاص هستند» را از هم جدا می‌کند و به كمك آنها می‌توان اطلا عاك اقليمى بك منطقة را به صررت مختصر_در_غالت ‎ae‏ = yey 

صفحه 407:
اولین طبقه‌بندی اقلیمی حدود 60000 سال قبل از ميلاد مسيح» توسط يونانىهاء ارائه شده است كه در آن كرة زمين به سه منطقة أقليمى تقسيم شده است. اين سه منطقه شامل : | مناطق تروبيكى شامل نواحى هستند كه بين مدارهاى رأس السرطان و رأس الجدى واقع شدهاند. . عرض‌های معتدله شامل نواحی هستند که بین عرض‌های قطبی و مدارهای رأس السرطان و رأس الجدی واقع‌اند. ‎Gholi‏ قطبی شامل نواحی که در عرض‌های بالاتر از عرض‌های قطبی (6/06 در جة شمالی و جنوبی)» واقع هستند . ‎ 

صفحه 408:
در این بخش سعی می‌شود طبقه‌بندی‌هایی را که استفادة بیشتری دارند» مورد بحث و بررسی قرار گیرند . این طبقه‌بندی‌ها عبارتند از: طبقه‌بندی دو مارتن طبقه‌بندی سیلیانینف طبقه‌بندی کوپن طبقه‌بندی تورنث ویت طبقه‌بندی گوسن طبقه‌بندی‌های اقلیمی براساس دوره خشکی طبقه‌بندی اقلیمی ۴0 طبقه‌بندی ایوانف 

صفحه 409:
طبقه‌بندی دومارتن (عسسبه() »() ۰ این طبقه‌بندی بر مبنای شاخص خشکی («ع۱ بول:7() بنا نهاده شده است و در آن از دما و رطوبت برای تعیین نوع اقلیم» استفاده می‌شود. * دو مارتن معادله تجربی زیر را جهت تعبین نوع اقلیم يك منطقه ارائه داد: * در این رابطه ‎BP‏ ‏سس 10+ ۰ ) : میانگینب ارش‌ساءلله بسر حسبمیلی‌تر ۰ : متوسط درجه حرارتسا له بر حسبدرجه سانتی‌گراد yey 

صفحه 410:
دومارتن بر در اين سيستم؛ شش نوع افلیم را مشخص نمود که عبارتند از: اقلیم خشك. در این اقلیم شاخص خشکی کمتر از ده می‌باشد. ©. اقليم نیمه خشك. شاخص خشکی در اين اقلیم بين 00 تا (0© قرار دارد. . اقلیم مدیترانه‌ای, در اين اقلیم شاخص خشکی در محدوده بین ‎SP GSO‏ قرار تسج یج در این اقلیم شاخص خشکی در محدوده بین ۵0۴ تا 66 قرار می‌گی 6 ۱ مرطوب. در این اقلیم شاخص خشکی در محدوده بین ۵0 تا 06 قرار ‎Fin alll .©‏ مرطوب. در اين اقلیم شاخص خشکی بزرگتر يا مساوی ‎OG‏ ‏می‌باشد. ‎yey 

صفحه 411:
* برای راحتی کار در اين طبقه‌بندی اقلیمی» با استفاده از رابطة بین ‎P‏ و و ۳» یکسری نمودارهای تهیه کرده‌اند که با استفاده از آنها می‌توان اقلیم يك تاحیه را مشخص نمود. این نمودارها را در اصطلاح کلیماگرام می‌گویند. این کلیماگرام با قرار دادن نقاط مرزی به جای شاخص2 در رابطة دومارتن به دست آمده است.برای استفاده از اين اقلیمنما (کلیماگرام) جهت مشخص کردن اقليم يك ناحيه» کافی است که میانگین بارش و دما را در محورهای مربوط به آنها پیدا کرده و در امتداد محور «ها و مها ادامه دهیم تا همدیگر را قطع نمایند. نقطه تقاطع در هر ناحیه‌ای که قرار گرفت. از روی گراف» نوع اقلیم آن نقطه را می‌خوانیم. yey 

صفحه 412:


صفحه 413:
ءشکل روبرو گروههای مختلف اقلیمی را در سیستم طبقهبندى دمارتن» براى كل ايران نشان مى دهد . 

صفحه 414:
طبقه‌بندی سیایانینف (رسممههج) ۰ ‎Sel O) el (Wydrotker cod)‏ در اين روش از مجموعه درجه حرارت‌ها در روززهایی که دمای آنها بالاتر از 400 درجه است و میانگین بارش سالیانه به منظور تعیین ضریب هیدروترميك استفاده می‌شود. رابطه‌ای که سیلیانینف برای محاسبة ضريب هیدروترميك ارائه داد به صورت زير است: در اين رابطه: ۲ : ضریب‌هیدروترميك 10 تکاس له ‎k=‏ ‏6 : مجموع درجه حرارنط در روزهاییکه میانگیندماوار ‏ كد (00) درجه لستٍ yey 

صفحه 415:
۶ بر اساس ضریب هیدروترميك. اقلیم‌های مختلف به صورت زیر مشخص می‌شوند: 0 اقلیم فراخشك. در اين اقليم شاخص ) در محدودة /0< 0 > ) قرار دارد. © اقليم خشك. در اين اقليم شاخص ) در محدودة 6/0 < 6/0 > ) واقع است. 2 اقلیم نیمه خشك. در این اقلیم در محدودة 9/4 > 4/0 > ) قرار دارد. نیمه مرطوب. در این اقلیم شاخص 6) در محدودة 6/0 < 9/4 > ) ‎ail‏ است. 6 اقلیم مرطوب. در اين اقلیم شاخص 6) بزرگتر از 0/0 می‌باشد. 

صفحه 416:
طبفه‌بندی گوپن ‎(Coppen)‏ ‏۰ در این طبقه‌بندی از مقادیر بارش و دما برای تعیین نوع اقلیم استفاده می‌شود. مرزها و محدوده‌های اقلیمی در این سبستم با پوشش گباهی منطقه انطباق دارند. این گرومندی اقلیمی؛ از پنج تیپ اقلیمی اصلی تشکیل شده است که عبارتند از 6 : لقلیم حارملیمرطوب © : لقليم خشك : لقلیم معتدل 0 : لقلیم سرد 6 : لقلیم قطبی yey 

صفحه 417:
* هر کدام ازاین گروه‌های اصلی بر حسب وجود فصل خشك یا عدم وجود آن» با حروف کوچکتری همراه می‌شوند اين حروف و تفسیر آنها به صورت زیر است: : وقتى که فسصل‌خشك وجود ندلشته بساشد ا ل ‎a‏ زر : وقتی كاه فصلخشكمنطبقبر زمستانلست * همجنين از يكسرى حروف بزرك ثانوى هم در اين طبقهبندى استفاده می‌شود که به صورت زیر می‌باشند: 5): شاخ صلبو هوای نیمه بیابانی(لستبی) 0 : شاخصلبو هوای خشك (کوبر ی ‎rp‏ شاخصلبو هرای نولحی‌قطبی(تسوندرا) ‏: شاخص‌لبو هوای هميشه یخبندان ‎ 

صفحه 418:
اقاليم حارهاى مرطوب اقالیم خشک اقاليم ستدل اقيم مسرد. 98 : لقيمحارمآوبا يطويتدائم ‎Ow‏ لقلی حارملی‌شک تس آنیمه خشکعارملی دج نیمه خشکهرضهای‌بیانه <0) لقلیم‌نیمه: >ابيابانوعارملى 2 > بیابانیعمرضهایبدیترانه ‎Ow‏ لقلیم‌بیابانی محتلب دون نصل‌خشک 

صفحه 419:
طبقه‌بندی تورئث ویت (ع#وسحامح!؟) * تورنث ویت این طبقه‌بندی را در سال 1950 ارانه نمود که در آن از دو عامل بارش و تبخیر برای تعیین اقلیم استفاده می‌شود. وی برای طبقه‌بندی» شاخصی به نام شخص بارش - تبخیر را که به صورت تجربی و بر اساس اطلاعات موجود معین می‌شد » ارانه نمود. در اين سیستم طبقه‌بندی تعيين عرز بدن مخدر ددهاى اقلدمى: = ‎SS‏ ‏كياهى ندارد و مرز بين محدودهها بر اساس فواصل منظم عددى ناشى از محاسبات رياضى تعيين مىشود. 

صفحه 420:
۶ تورنث ویت براساس مقادیر بارندگی (<4) و تبخیر (9)) ماهانه. نمایه‌ای به نام شاخص بارش موثر را ارائه نمود که مقدار آن برابر هر ماه از رابطه زیر به دست می‌آید: 10 cea T- 10, 9 ‎krdex) 118‏ میس ماه سپس 61 - كه در آن: ۰ 3 : می‌انگین‌ب ارش‌ماهیانه (بر حسبلینج) ۰ ۳ : میانگین‌دمای‌ماهانه (بر حسبدرجه ‎Gig‏ ‏۰ ۳) : شاخص‌بارش‌موثر * شاخص بارش متوسط سالانه از حاصل جمع شاخص‌های بارش ماهانة مربوط به هر يك از دوازه ماه سال به دست می‌آید: ‎ae ‎Os PEI=S' PEI“ 1 yey 

صفحه 421:
* تورنث ویت با استفاده از این شاخصء محدوده‌های رطوبتی و حرارتی زیر را که اولین گروه‌های عمدة طبقه‌بندی وی را تشکیل می‌دادند» ارائه نمود.جدول زیراین گروهها را نشان می دهد . جدكلهاى بس باران حنيلى مرطوب (تى ) ۷ > © جنگل معمولی مرطوب ‎ww‏ |[ @ چمن‌زار نیمه م,طوب ۳ ۱ 0 استپ نیمه خشک _ 5 ۱-۳۱ ‎oO‏ ‏کویری ‎Ste‏ حك 6 

صفحه 422:
* در این طبقه‌بندی توزیع بارندگی و دما در طول سال» برای تعییین اقلیم ناحیه به کار می‌رود. اساس این طبقه‌بندی بر نمودار آمبروترميك (صججسساسبولب) استوار است. ۰ 2 آمبروترميك در محور رها ماه‌های مختلف سال قرار گرفته و در دو طرف آن» دو محور عمودى > خواهيم داشت كه روی یکی از آنها مقدار بارندگی و روی دیگری, مقدار نرمال دمای هوا قرار می‌گیرد. گوسن و همکاران او اعتقاد داشتند که ماه خشك ماهی است که در آن میزان بارندگی بر حسب میلی‌متر از دو برابر دمای آن بر حسب درجه سانتی‌گراد» کوچکتر باشد. yey 

صفحه 423:
* برای اينکه بتوان اين امر را در روی محور ها پیاده نمود» می‌توان محور. ,رها را طوری درجه‌بندی کرد که مقیاس محور بارندگی دو برابر دما باشد. حال اگر نمودار بارش در ماه‌های مختلف» همچنین نمودار دما را در روی این نمودار ترسیم کنیم» از روی شکل حاصل خواهیم توانست دورة خشك را تعیین کنیم. براى اين منظورء آن دوره‌ای که در آن» منحنی بارش زیر منحنی دما باشد» جزء دورة ‎ASS‏ ‏به حساب می‌آید. 

صفحه 424:
حر فر جح حر ف هو هی ما في تي شت هر ملمهلي سال 

صفحه 425:
دی اقلیمی بر اساس دورة خشکی تا اینجا نحوه بدست آوردن طول دوره خشکی بیان شد حال می خواهیم نحوه طبقه‌بندی با استفاده از اين فاکتور را توضیح دهیم . برای این منظور علاوه بر استفاده از طول دورة خشکی از فاکتور میانگین دما در سردترین ماه سال » برای تعیین اقلیم ناحیه استفاده می‌شود . بر اين اساس, اقلیم‌های زیر تشخیص داده می‌شوند: زیست اقلیم‌های گرم» معتدل گرم و معتدل 2 زیست اقلیم‌های سرد و معتدل سرد 2 زیر آقلیم‌های یخبندان yey 

صفحه 426:
* در این اقلیم‌ها میانگین دمای سردترین ماه سال» همواره بالاتر از صفر درجه است و رژیم دمايي همواره بالاتر از صفر درجه قرار می‌گیرد. در اين گروه زیر اقلیم‌های زیر مشاهده می‌شوند: الف) آب و هوای بیابانی. در این نوع آب و هوا طول دورة خشکی بین 00000 تا 96000 روز می‌باشد. ب) اقلیم مدیترانه‌ای. از مشخصات اين نوع اقليم اين است که در أن ‎Ud gaia da‏ © ماه از سل طول مي‌کشد ج) اقليم استوايى. در اين زيراقليم هم فصل خشك بين تا © ماه از سال طول مىكشد منتها اين تفاوت را با گروه‌های قبلی دارد که در آن فصل خشك منطبق بر زمستان است. 

صفحه 427:
زیست اقلیم‌های سرد و معتدل سرد * در اين كروه» رژیم دمایی در بخشی از سال زیر صفر است. در این زیست اقلیم» بخشی از بارندگی که در فصول سرد می‌بارد به شکل برف است و میانگین دما در سردترین ماه سال کمتر از صفر درجه است. و دوره‌ای وجود دارد که در آن فعالیتهای مربوط به رشد گیاهی انجام نمی‌گیرد. در این حالت» طول دورة یخبندان که در آن میانگین دمایی کمتر از صفر درجه است جزء روزهای خشك به حساب می‌آید و در نتیجه تعداد روزهای خشك شامل طول دورة خشکی به اضافة دورة یخبندان است. 

صفحه 428:
در این گروه نیز زیراقلیم‌هایی به شرح مشاهده می‌شوند : اگر دورة مذکور بین 40 تا ©) ماه از سال طول بكشدء اقليم ناحیه از نوع بیابانی سرد است. اگر دورة خشك مذکور بین 4 تا (40 ماه از سال طول بكشد اقلیم ناحیه از نوع نیمه بیابانی سرد است. اگر دورة خشك ‎Gy‏ © تا 0 ماه از سال را شامل باشد اقلیم ناحیه از نوع استپی سرد خواهد بود. اگر دورة خشك 0 ماه از سال را شامل باشد» اقلیم ناحیه از نوع نیمه اكسريك سرد می‌باشد. اگر دورة مذکور کمتر از دو ماه باشد اقلیم ناحیه از نوع نیمه اكسريك است. 

صفحه 429:
زیر وج * در این گروه اقلیمی رژیم دمایی در تمام سال زیر صفر درجه قرار می‌گیرد. 

صفحه 430:
جچچ اقليمى ی ‎٠‏ اين نوع طبقهبندى؛ يك طبقه‌بندی اگرو کلیمایی است که در سال 666 توسط 060 ارائه شده است. در اين نوع طبقهبندى» مبناى تعيين ككروههاى اقليمى» تعيين طول دورة رشد بر اساس داده‌های هواشناسی و نقشه‌های کاربری آراضی و بافت خاك است. این روش ابتدا در قارة آفریقا ارائه گردد. که با اين روش مناطق کشاورزی قارة آفریقا با توجه به دوره‌های رشد مختلف» طبقه‌بندی شدند. ‎ 

صفحه 431:
۰ در این نوع طبقه‌بندی از بارندگی و تبخیر برای تعیین اقلیم استفاده می‌شود. برای اين منظور ابتدا ضریبی به نام ضریب رطوبتی را با استفاده از رابطة محاسبه نموده و از روی این ضریب. طبقهبندی انجام می‌گیرد. رابطة مذکور به صورت زیر است: در اين رابطه: ‎P‏ ‏© : ميانكينبارشسالانه —=[ 6 : میزلن‌تبخیر سا-لله ‎E‏ 1 : ضریبوطوبتی yey 

صفحه 432:
* برای محاسبة تبخیر سالانه» ابتدا تبخیر در هر يك از ماه‌های سال را محاسبه نموده و آنها را با هم جمع می‌کنیم. به منظور محاسبة تبخیر در هر ‎ch‏ از ماه‌های سال از رابطة زیر استفاده می‌شود: E,, =0.0018.5+ 2100 RH در اين رابطه: ,© : ميزلنت بخير در هر يكاز مامهاوسا لإبر حسبسانتيهتر) / : ميانكيندرجه حرارتماهانه (بر حسبدرجه سانتكراد) 1 : متوسط رطوبتنسبی ماهانه (به صورندرصد) 

صفحه 433:
پس از محاسبة شاخص 1 ۰ طبقه‌بندی اقلیمی به صورت زير انجام می‌گیرد: انواع تییهای اقلیمی بسیار مرطوب جنگلی مرطوب ‎BS‏ ‏استي ىككنكلى ات وضعیت شاخص 1 بزرگتر از 6/6 ‎٩ < 0‏ 1 0 < 0 1 0 < 9/8 1 0 900 1 کمتر از 19/0 

صفحه 434:
پایان