اثر خورشید بر تغییرات آب و هوایی زمین

 به رغم تاثیرات تغییرات خورشیدی بر تغییرات آب و هوایی زمین در طول حیات این سیاره، بررسی‌های صورت گرفته نشان داده‌اند خورشید سهمی کمتر از 15 درصد در افزایش دمای جهان طی یک قرن گذشته داشته است.
تغییراتی حتی کوچک در فعالیت‌های خورشیدی می توانند آب و هوای سیاره زمین را به شدت تحت تاثیر قرار دهند. با این وجود، خورشید در مقایسه با بسیاری از ستاره‌های کهکشان، ستاره‌ای پایدار محسوب می شود.
برخی از ستارگان با تغییرات فاحشی در اندازه، میزان نور و حتی انفجار مواجه می شوند، اما خورشید تنها از نظر میزان نور خود در الگوهای نسبتا ثابت 11 ساله که به عنوان "چرخه خورشیدی" شناخته می شود، تغییر 0.1 درصدی را تجربه می کند.
به گفته "گرگ کوپ"، فیزیکدان خورشیدی در دانشگاه کلرادو، انرژی نور خورشید که به بالای اتمسفر سیاره زمین می رسد حدود 2 هزار و 500 برابر بیشتر از مجموع منابع این سیاره است.
بر همین اساس، حتی 0.1 درصد از میزان نور خورشید از تمامی منابع انرژی اتمسفر زمین مانند رادیواکتیویته‌ای که به طور طبیعی از هسته این سیاره ساطع می شود، پیشی می گیرد.
برای بررسی هرچه بیشتر چگونگی تاثیر این تغییرات کوچک در انرژی خورشید بر شرایط آب و هوای زمین، "شورای ملی تحقیقات" (NRC) ده‌ها تن از کارشناسان و دانشمندان در زمینه‌های مختلف مانند فیزیک پلاسما، فعالیت‌های خورشیدی، شیمی اتمسفری، دینامیک سیالات و فیزیک ذرات پر انرژی را گرد هم آورده است.
نقش خورشید در آب و هوای سیاره زمین
اکثر تاثیرات نوسانات فعالیت‌های خورشیدی بر سیاره زمین از ماهیت پیچیده‌ای برخوردار هستند. به عنوان مثال، ذرات پر انرژی خورشیدی و پرتوهای کیهانی می توانند به کاهش سطوح ازن در استراتوسفر منجر شوند.
این مساله نیز رفتار اتمسفر زیرین را تغییر می دهد و حتی ممکن است توفان‌های خورشیدی را به سمت سطح هدایت کند.
شکسته شدن ملکول‌های ازن که در پایین استراتوسفر قرار دارند به وسیله نور فرا بنفش می تواند موجب گرمایش محلی بشود.
همچنین، هنگامی که ازن از بین برود، استراتوسفر خنک‌تر می شود و موجب افزایش اختلاف دما بین مناطق استوایی و مناطق قطبی می شود. اختلاف دماها در استراتوسفر و تروپوسفر فوقانی به ناپایداری در جریان اتمسفری غرب به شرق منجر می شود.
ناپایداری‌ها، جریان‌های مخالف و حرکات نامنظم را ایجاد می کنند. این جریان‌های مخالف موجب تقویت "جت استریم‌"ها شده و در نهایت، جریان‌های تروپوسفر فوقانی، لایه اتمسفر نزدیک به سطح زمین، را تغییر می دهند.
از این رو، خورشید ممکن است نقش مهمی در این نوع فرآیند ایفا کند. افزون بر این، به گفته "جرالد میهل" از مرکز ملی پژوهش اتمسفری، تغییرپذیری خورشیدی اثری قطعی بر آب و هوا به ویژه در اقیانوس آرام بر جای می گذارد.
بررسی داده‌های دمای سطح دریا طی سال‌های اوج لکه‌های خورشیدی، الگویی بسیار شبیه با "لا نینا"، خنک کننده ادواری اقیانوس آرام که به طور منظم بر آب و هوای سراسر جهان اثر می گذارد، بوده و در آن دوران به کاهش یک درجه سانتیگرادی دما در شرق اقیانوس آرام استوایی منجر شده است.
همچنین، دوران اوج چرخه لکه‌ خورشیدی با افزایش بارندگی در مناطقی از جهان و فشار فوق طبیعی سطح دریا در اواسط عرض جغرافیایی شمالی و جنوبی اقیانوس آرام مرتبط بوده است.
به گفته میهل، اقیانوس آرام به تغییرات کوچک جریان‌های باد حساس بوده و فعالیت‌های خورشیدی ممکن است فرآیندهای مرتبط با قدرت باد را تحت تاثیر قرار دهد.
از این رو، دانشمندان معتقدند اگر خورشید واقعا در حال ورود به مرحله‌ای ناآشنا از چرخه خورشیدی است، ما باید تلاش‌های خود را برای درک ارتباط خورشید و آب و هوا دو برابر کنیم.
از سوی دیگر، اگرچه خورشید منبع اصلی گرما و انرژی برای سیاره زمین محسوب می شود، اما باید به این نکته توجه داشت که تغییرپذیری خورشیدی دلیل گرمایش جهانی سال‌های اخیر محسوب نمی شود.
همانگونه که اشاره شد، خورشید ستاره‌ای بسیار پایدار بوده و به رغم نیروی چشمگیری که برای ایجاد تغییرات شگرف دارد، اما خوشبختانه برای ما ستاره تنبلی محسوب می شود.
به رغم تاثیرات تغییرات خورشیدی بر تغییرات آب و هوایی زمین در طول حیات این سیاره، بررسی‌های صورت گرفته نشان داده‌اند خورشید سهمی کمتر از 15 درصد در افزایش دمای جهان طی یک قرن گذشته داشته است.
در حقیقت، فعالیت‌های انسان مانند افزایش انتشار گازهای گلخانه‌ای نقش پررنگی در گرمایش جهانی ایفا کرده و می کنند.

مراکز فشار

High Atmospheric Pressure	Low Atmospheric Pressure

پرفشار آزور

پرفشار آزور که در امریکا با نام پر فشار برمودا یا پرفشار اطلس شمالی نیز شناخته می شود، مرکز عظیمی از هوای نیمه استوایی پرفشاری است که بر فراز جزایر آزور در اقیانوس اطلس قرار دارد. این توده هوا به همراه کم فشار ایسلند، نوسانات اقیانوس اطلس را شکل می دهند و بر هوای اروپا و شمال آفریقا تاثیر گذار هستند. خشکی هوا در صحرای افریقا و حوضه مدیترانه، بعلت نشست هوا در این سیستم است.

در فصل تابستان فشار نقاط مرکزی این توده هوا به ۱۰۲۴ هکتوپاسکال می رسد و این توده به سمت شمال و شبه جزیره ایبری حرکت می‌کند و باعث افزایش فشار هوا در اروپای غربی می گردد که خشکی و دمای هوا را در این نقاط افزایش می دهد. گاه مرکز پرفشار این سیستم با حرکت به سمت غرب در اطراف جزایر برمودا قرار می گیرد که در فصل تابستان مسبب استقرار هوای گرم به همراه خشکسالی برای سواحل شرقی ایالات متحده می شود.

قبل از شروع فصل زمستان، پرفشار آزور به عرضهای جنوبی تر حرکت کرده و به سامانه‌های کم فشار اجازه ورود به شبه جزیره ایبری و مدیترانه را می دهد.

جهت چرخش هوا در سامانه‌های پرفشار در نیمکره شمالی، در جهت عقربه‌های ساعت است که این موضوع باعث رانده شدن امواج شرق آفریقا به آفریقای غربی، ذریای کارایب و آمریکای مرکزی  می‌شود که در فصل تابستان در این نقاط باعث ایجاد توفانهای استوایی می شوند.

پرفشار سیبری

برخی از سامانه‌های پرفشار نام منطقه شکل‌گیری‌شان را به خود می‌گیرند. پرفشار سیبری از این دسته است که برای مدت زمانی بیشتر از یک ماه در فصول سرد در سطح زمین ساکن می‌ماند.پرفشار سیبری توده هوای خشک و فوق العاده سردی است که در منطقه وسیعی از سطح زمین در شمال روسیه و منطقه سیبری تشکیل می‌شود و در اغلب ماههای سال در آن منطقه ساکن است. بیشترین قدرت این توده هوا در فصل زمستان است، به گونه‌ای که دمای هوا در مرکز آن اغلب زیر ۴۰- درجه سانتیگراد (۴۰- درجه فارنهایت) و فشار اتمسفری در آن نقطه بالای ۱۰۴۰ میلیبار(هکتوپاسکال) می‌باشد. این پرفشار کمی قوی تر و ساکن تر از بخش دیگرش در شمال قاره آمریکا است. بادهای سطحی سبب شتاب گرفتن حرکت این هوای سرد به عرضهای پایین تر می‌شود که در زمستان باعث وقوع مونسون‌های زمستانی در سواحل غربی اقیانوس آرام می‌گردد. حرکت این توده هوا از سیبری به سمت آسیای مرکزی و عبور آن از روی دریای خزر نیز باعث بارندگی در سواحل شمالی ایران می‌شود. همراهی این پرفشار با سامانه‌های اروپای شمالی در فصل زمستان بارش‌های شدید برف را در ایران و ترکیه به دنبال دارد

اقلیم-لایه های مختلف جو

اقلیم به شرایط آب و هوایی یک منطقه جغرافیایی نظیر دما، رطوبت، فشار اتمسفر، باد، بارش و سایر مشخصه‌های هواشناسی در مدت زمانی نسبتاً طولانی نسبت داده می‌شود. در هواشناسی معمولاً شرایط حال حاضر آب و هوا مورد بررسی قرار می‌گیرد در حالی که در اقلیم‌شناسی مشخصه‌های درازمدت آب و هوا مورد توجه‌است.

نقشه اقلیمی جهان

لایه های مختلف جو

لیتوسفر، جو و هیدروسفر

کره زمین بوسله لیتوسفر، جو و هیدروسفر پوشیده شده است. جو

شامل گازهایی است که زمین را می‌پوشاند. هیدروسفر آبی است که

 71 درصد از سطح زمین را می‌پوشاند. لیتوسفر به سنگهای سطح

زمین و بالای گوشته یا در زیر صفحات اشاره می‌کنمد. جو، هیدروسفر و

 لیتوسفر با همدیگر روی قدرت زندگی گیاهان اثر می‌گذارند. بدون وجود

یکی از این عوامل ما گیاهان را نخواهیم داشت.

جو لایه لایه است. لایه ای که ما در آن

زندگی می‌کنیم تروپوسفر نام دارد و

جایی است که باد، ابرها و تمام آب و

هوای اطراف ما در آنجاست. در

تروپوسفر مخلوطی از اکسیژن،

نیتروژن، دی اکسید کربن و دیگر

گازهایی که ارگانیسم ها برای حیات نیاز دارند وجود دارد. اگر شما از جو

بالاتر بروید مخلوط گازها تغییر خواهد کرد و دما نیز تغییر خواهد کرد. اگر

شما از جو بالاتر بروید مخلوط گازها تغییر خواهد کرد و دما نیز تغییر

خواهد کرد. لایه بالای تروپوسفر، استراتوسفر نامیده می شود و حدود

 32کیلومتر ضخامت دارد. قسمت بالایی استراتوسفر لایه اوزون نامیده

 می‌شود. ازن از اکسیژن تشکیل یافته است که سطح زمین را از اشعه

ماوراء بنفش خورشید محافظت می‌کند. ازن به فرم اکسیژنی که ما از آن

تنفس می‌کنیم نیست.

لایه بعدی مزوسفر نامیده می‌شود که سردتر از استراتوسفر است. این

لایه به وسیله یونسفر که دمای آن افزایش می‌یابد دنبال می شود.

مقدار هوا در هر لایه متغیر است. نزدیک زمین هوا متراکم می گردد و

فشار کم می‌گردد تا هنگامی که حدود 35000 متر (115000 فوت) وزن

هوا حدود یک صدم حجم آن در سط حاست. به عبارت دیگر اگر شما در

هواپیمایی قرار بگیرید که به ارتفاع می‌رود شما در خارج از هواپیما

نمی‌توانید تنفس کنید.

اهمیت	ترکیب
اکسیژن یکی از گازهایی است که به وسیله اکثر موجودات مورد احتیاج است	گازها شامل بخار آب	جو
بدون آب حیات ممکن نیست و یک عامل انتقال دهنده نیز هست	آب، شامل نمک و آب تازه	هیدروسفر
لازم است که مواد خاک برای ساخت و ساز فراهم شوند	سنگها	لیتوسفر

منبع: پایگاه ملی داده های علوم زمین کشور

مخاطرات طبیعی

                                               

از قدیم الایام انسان و زندگی او ار سوی حوادث طبیعی مورد تهدید قرار گرفته است .حوادث طبیعی هنگامی بعنوان مخاطره مورد بررسی و توجه قرار می گیرند که انسان و محیط زندگی او را تحت تاثیر خود قرار دهد . رشد جمعیت و ساخت سکونتگاهها در مناطق پرمخاطره بویزه در کشورهای کمتر توسعه یافته  سالانه موجب خسارات مالی و جانی زیادی در این مناطق می شود .

 از نظر منشا مخاطرات  را می توان به دو گروه تقسیم کرد  الف) مخاطرات طبیعی  ب) مخاطرات انسانی .

که مخاطرات طبیعی نیز به چهار دسته 1- مخاطرات اقلیمی یا آب و هوا شناسی 2- مخاطرات زمین شناسی 3- مخاطرات هیدرولوژیکی4- مخاطرات بیولوژیکی تقسیم می شوند . مخاطرات اجتماعی و تکنولوژیکی را میتوان در حیطه مخاطرات انسانی قرار داد .

یک دسته از حوادث سریع ،شدید و ناگهانی و اتفاق می افتند مثل زلزله ، سیل ، آتشفشانها، هاریکن ها ،صاعقه توفانهای گردوغباری  و هجوم امواج گرمایی و سرمایی . دسته دوم تدریجی هستند که در طول زمان اتفاق افتاده و تاثیرات خود را نمایان می سازند مانند خشک سالیها و بیابانزایی و در مقیاس بزرگ تر افزایش دمای کره زمین و تغییرات اقلیمی .

کشور ما در ردیف 10 کشور اول حادثه خیز جهان است ،از نظر اقلیمی کشور ما جز مناطق خشک و نیمه خشک جهان است و همواره با بحرانهای خشکسالی و کمبود آب روبه رو بوده  است، بیشتر مکانهایی که منشأ ایجاد و تولید توفانهای گردوغباری هستند در قسمت های گرم وخشک دنیا قرار گرفته اند کشور  ما به دلیل واقع شدن در کمربند خشک و نیمه خشک جهان،در معرض و در مسیر گردوغبارهای محلی وسینوپتیکی می باشد ، بدلیل حرکات و فعالیتهای تکتونیکی 70٪ سرزمین ایران در معرض خطر زلزله قرار دارد  همچنین  وجود بارشهای شدید و کوتاه مدت باعث شده که  بیش از 50% از مناطق کشور در معرض خطر سیل باشند  .

بروز مخاطرات طبیعی را می نوان  امری اجتناب ناپذیر دانست اما باتوجه به اینکه این حوادث در مناطق خاصی بیشتر به چشم می خورند شناسایی و پیش آگاهی از  نوع و زمان وقوع این حوادث می توان مدیریت بهتری را در جهت کاهش خسارات مالی و جانی  اتخاذ کرد 

_{^{محمد میر}}

رعدوبرق

مدلسازی اقلیمی

Regional Model

: REGCM4

A Regional Climate Model system

The Regional Climate Model system RegCM , originally developed at the National Center for Atmospheric Research (NCAR), is maintained in the Earth System Physics (ESP) section of the ICTP. The first version of the model, RegCM1, was developed in 1989 and since then it has undergone major updates in 1993 (RegCM2), 1999 (RegCM2.5), 2006 (RegCM3) and most recently 2010 (RegCM4). The latest version of the model, RegCM4, is now fully supported by the ESP, while previous versions are no longer available. This version includes major upgrades in the structure of the code and its pre- and post- processors, along with the inclusion of some new physics parameterizations. The model is flexible, portable and easy to use. It can be applied to any region of the World, with grid spacing of up to about 10 km (hydrostatic limit),  and for a wide range of studies, from process studies to paleoclimate and future climate simulation.

Model improvements currently under way include the development of a new microphysical cloud scheme (to be released by the end of 2014), coupling with a regional ocean model, inclusion of full gas-phase chemistry, upgrades of some physics schemes (convection, PBL, cloud microphysics) and development of a non-hydrostatic dynamical core.

ESP also supports the Regional Climate Research Network, or RegCNET. The objective of RegCNET is to expand and strengthen the network of model users and to develop collaborative research projects across the network to improve the understanding of climate change at the regional scale. The RegCNET also provides a forum for current and future model users to discuss relevant issues, exchange research experiences and

formulate needs and priorities for further model development and dissemination

کلیک کنید

اقلیم شناسی سینوبتیک

اقلیم شناسی سینوپتیک علم جوانی است که شکل گیری آن به دهه 1940 برمی گردد .انسان موقعی که نتوانست با استفاده از میانگینها و روشهای موجود اقلیم شناسی مسائل خود را چاره کند،به محاسبه و استفاده از فراوانیهای زمانی و مکانی عناصر اقلیمی روی آورد.بدین ترتیب اقلیم شناسی سینوپتیک پایه گذاری شد.درواقع اقلیم شناسی سینوپتیک اصل کلی نگری و کلی شناسی علم جغرافیا را عملی کرد و به دین جهت نزدیک ترین شاخه اقلیم شناسی به جغرافیا ست.اولین کتاب در زمینه این علم به سال 1973به وسیله بری و پری اقلیم شناسان جغرافیدان منتشر شد .درست 20 سال بعد یارنال دومین کتاب را منتشر کرد.  به نظر یارنال اقلیم شناسی سینوپتیک تنها علمی است که میتواند مشکلات محیطی را به صورت بنیادی و علمی تحلیل و چاره سازی کند.در ایران نیز علم اقلیم شناسی سینوپتیک با آغاز فعالیت دانشگاهی دکتر بهلول علیجانی و انتشار  کتب مختلف  در زمینه اقلیم شناسی آغاز گردید.اصطلاح اقلیم شناسی سینوپتیک برای اولین بار در نیروی هوای امریکا  کاربرد پیدا کرد. 

هدف هواشناسی سینوپتیک کسب یک تصویر سه بعدی  کامل و هم زمان در یک مکان خاص است (ساتکلیف1952). 

 مطالعه هم زمان همه عناصر هوای یک مکان و کشف رابطه بین آنها با الگوههای پراکندگی فشار یا گردش هوا تعریف اقلیم شناسی سینوبتیک است. جاکوبس (1974) .

 در سالهای اول شکل گیری اقلیم شناسی سینوپتیک،منظور از همزمانی عناصر اقلیم مطالعه همه عناصر اقلیمی بود. معمولا در این حالت مطالعه همه عناصر تک تک و جدا جدا بررسی میشد. اما بعدها چنین مطرح شد که هوا یک کلیت غیر قابل تجزیه است؛یعنی هوا در صورت اجتماع همه عناصر آن معنی و مفهوم پیدا می کند.

هاریکن ها

هاریکنها

---

هاریکن ها هاریکن ها چرخند هایی هستند که برروی اقیانوس های گرم حاره ای توسعه می یابند و دارای باد های تقویت شوند های هستند که سرعت آنها حد اقل 64 نات (74 متر در ساعت ) می باشد این توفان ها قابلیت تولید باد های خطر ناک و باران های سیل آسا و طغیان گرا دارند که همه این موارد باعث بروز خسارات فراوان و تلفات جانی در نواحی ساحلی می گردد به طور مثال یک طوفان به یاد ماندنی که تلفات جانی 50 نفره و خسارت مالی 30 میلیون دلاری در بر داشت توفان Andrew است که تصویر آن در بالا نشان داده شده است هدف اصلی دراین مبحث معرفی هاریکن ها و نحوه شکل گیری آنها و تشریح چگونگی تاثی شرایط جوی در توسعه هاریکن ها می باشد هاریکن ها :  هاریکن ها چرخند های حاره ای هستند که سرعت باد آنها از 64 نات بیشتر باشد هاریکن ها در نیمکره شمالی در خلاف جهت عقربه های ساعت و در نیمکره جنوبی در جهت عقربه های ساعت حول مرکز خود می چرخند هاریکن ها از تجزای ساده توفان های تنمدری شکل می گیرند این توفان های تندری به کمک اقیانوس و شرایط جوی به هاریکن تبدیل می شوند در ابتدا دمای آب اقیانوس باید بیشتر از 25 درجه سانتیگراد باشد( 81 درجه فارنهایت ) گرما ورطوبت آب گرم اقیانوس ها به عنوان منبع انرژی برای هاریکن ها حساب می شوند به همین دلیل است که هاریکن ها به هنگام عبور از روی خشکی و یا اقیانوس های سرد تر ویا مناطقی که دارای گرما ورطوبت کافی نباشند به سرعت تضعیف می شوند علاوه بر اقیانوس ها ی گرم شرجی و رطوبت بالادر تراز های میانی و پایین جو برای توسعه هاریکن ها مورد نیاز می باشند این شرجی بالا مقدار تبخیر را در ابرها کاهش می دهدو گرمای نهان آزاد شده ناشی از بارندگی را افزایش می دهد تمرکز گرمای نهان برای حرکت سیستم حیاتی است برش قائم باد در محیط اطراف چرخند های حاره ای بسیار با اهمیت است که منظور از برش باد میزان تغییر ر سرعت و جهت باد با افزایش ارتفاع است هنگامی که برش باد ضعیف باشد توفان که قسمتی از چرخنده است به صورت قایم رشد می کند و کرمای نهان ناشی از چگالش در هوایی که مستقیما در بالای توفان قرار دارد آزاد می شود و به توسعه توفان کمک می کند هنگامی که برش باد قوی تری وجود داشته باشد توفان به صورت اریب وکج در می آید و گرمای نهان بر روی منطقه گسترده تری آزاد می شود پیشرفت اولیه توفان) توفان هایی که تبدیل به هاریکن می شوند ): هاریکن ها از منطقه یک توفان تندری سرچشمه می گیرند این توفان های تندری معمولا به یکی از سه روش زیر شکل می گیرند اولین مورد (ITCZ) یا منطقه همگرایی درون حاره ای(ITCZ) می باشد حلقه توفان های تندری می باشد که دور تا دور کره زمین را د مناطق حاره ای می پوشاند همان طور که در شکل زیر نشان داده شده است امواج شرقی تجارتی در نزدیکی استوا همگرا می شوند و توفان های تندری را ایجاد می کنند که می توان آنها را توسط تصاویر ماهواره ای در طول استوا مشاهده کرد. دومین منبع برای توفان های تندری که می توانند هاریکن ایجاد کنند امواج متحرک جوی هستند که به امواج شرقی معروفند امواج شرقی شبیه امواج عرض های میانی هستند با این تفاوت که آنها در جریان تجاری شرقی هستند همگرایی ناشی از این امواج باعث ایجاد توفان های تندری می گردد که می توانند به هاریکن تبدیل شوند سومین مکانیسم تولید توفان های تندری در امتداد مرز جبهه های پیر (old) می باشد که به سوی سواحل فلوریدا و خلیج مکزیک حرکت می کنند توسعه و پیشرفت این جبهه ها می تواند باعث ایجاد توفان گردد که اگر شرایط جوی واقیانوسی مساعد باشد این توفان ها می توانند به چرخند های حاره ای توسعه پیدا کنند نقشه زیر مناطقی از جهان را که چرخند های حاره ای می توانند از آنجا سرچشمه بگیرند نشان می دهد توفان های تندری معمولا در نیمکره شمالی یافت می شوند اما اقیانوس آرام و اقیانوس هند نیز می توانند توفان هایی را در نیمکره جنوبی ایجاد کنند در نقاط مختلف جهان هاریکن ها با نام های مختلف نام گذاری می شوند دراستوا سطح اقیانوس برای تولید هریکن به اندازه کافی گرم است اما هیچ هاریکنی ایجاد نمی شود زیرا نیروی کوریلیس برای ایجاد چرخش والقا کردن پتانسیل هاریکن کم است. CISK: چگونه توفان های تندری به هاریکن تبدیل می شوند : CISK (واپیچش همرفتی نوع دوم ) نظریه معروفی است که توضیح می دهد که چگونه توفان ها تندری می توانند چگالیده شده و به هاریکن تبدیل شوند CISK یک سیستم  feedback مثبت است به این معنی که هرگاه یک عملیات آغاز می شود منجر به یک سری پیشرفت هایی می شود که خود باعث پیشرفت کل آن عملیات می گردد و این چرخه به طور متناوب تکرار می گردد. هوای روی سطح که به درون یک مرکز کم فشار می چرخد باعث ایجاد همگرایی می شود و مرکز کم فشار به طرف بالا صعود می کند هوا سرد می شود و رطوبت چگالیده می شود که موجب آزاد شدن گرمای نهان می گردد این گرمای نهان آزاد شده است که باعث تامین انرژی توفان ذمی شود از آنجا که چگالی هوای گرم از هوای سرد کمتر است هوای گرم فضای   کمتری را اشغال می کند این گسترش هوای گرم هوای بیشتری را از مرکز توفان به بیرون منتقل می کند و فشار سطح (وزن هوای بالای سطح) کاهش میابد وقتی که فشار سطح کاهش پیدا می کند یک گرادیان فشار بزرگتر شکل می گیرد و هوای بیشتری به سمت مرکز توفان همگرا می شود این امر باعث ایجاد همخگرایی سطحی بیشتری می شود وموجب می رشود که هوای مرطوب سطحی بیشتری به هوا بلند شود این هوا وقتی که سرد شود چگالیده شده و به ابر تبدیل می شود وقتی این امر اتفاق می افتد گرمای نهان بیشتری آزاد می شود این چرخه به طور متناوب تکرار می شود و هر بار باعث قوی تر شدن طوفان می شود تا آنجا که فاکتورهای دیگر مانند آب سرد سطح خشکی و یا برش شدید باد باعث ضعیف شدن آن می شود مراحل توسعه توفان )از آشفتگی های حاره ای تا هاریکن): طوفان ها در یک چرخه از تولد تا مرگ دچار آشفتگی های زیادی می شوند یک آشفتگی حاره ای می تواند با دستیابی به یک سرعت باد مشخص به یک مرحله شدید تر توسعه پیدا کند پیشرفت آشفتگی حاره ای در تصویر زیر قابل دیدن است. توفان ها گاهی اوقات می تو.انند برای یک دوره زمانی طولانی به اندازه دو یا سه هفته زندگی کنند آنها ممکن است از دسته ای از توفان های تندری بر روی آب های اقیانوس های حاره ای سرچشمه بگیرند وقتی که یک آشفتگی به یک آشفتگی حاره ای تبدیل می شود مدت زمانی که طول می کشد تا به مرحله بعد توسعه پیدا کند (توفان حاره ای) نصف روز تا دو روز می باشد گاهی اوقات هم ممکن است اتفاق نیافتد همین مدت زمان نیز طول می کشد که یک توفان حاره ای به شدت یک هاریمن تقویت شود شرایط اقیانوس و جو مهمترین نقش را در رخداد این پدیده ها ایفا می کنند. در تصویر زیر که مربوط به یک تاوفان در سال 1995 است آشفتگی های حاره ای به وضوح دیده می شوند. در سمت چپ تصویر توفان حاره ای Jerry در بالای فلوریدا مشاهده می شود ودر سمت راست توفان Iris بین دو آشفتگی حاره ای قابل دیدن است آشفتگی حاره ای ( Tropical depression) هر گاه دسته از توفان های تندری در شرایط مساعد جوی در کنار یکدیگر قرار گیرند تشکیل آشفتگی حاره ای می دهند سرعت باد در مرکز آشفتگی تقریبا به طور ثابتی بین 30_20 نات می باشد یک آشفتگی حاره ای زمانی اتفاق می فتد که اولین علایم کم فشاری و چرخش در مرکز توفان تندری رخ دهد در نقشه های سطح زمین ایزو بار ها به هم نزدیک می شوند و این کم فشاری را نشان می دهد وقتی که تصاویر ماهواره ای مشاهده می شود به نظر می رسد که آشفتگی حاره ای سازمان دهی اندکی داشته باشد با وجود این معمولا مقدار اندکی چرخش به هنگام مشاهده تصاویر ماهواره ای مشاهده می شود علاوه بر حالت چرخشی که آشفتگی حاره ای را شبیه هاریکن ها نشان می دهد اشفتگی حاره ای به دسته ای از توفان ها ی تندری که در کنار یکدیگر نیز تجمع یافته اند نیز شبیه است. توفان های حاره ای وقتی که یک آشفتگی حاره ای به حد اکثر سرعت خود که بین 64_35 نات است می رسد به توفان تندری تبدیل می شود در این زمان به آن یک نام اختصاصی می دهند در این مدت توفان خو د به خود سازماندهی شده و حالت چرخشی آن بیشتر می شود و برای تبدیل شدن به هاریکن آماده می شود حالت چرخش توفان تندری نسبت به چرخش آشفتگی حاره ای بیشتر است توفان تندری حتی بدون تبدیل شدن به هاریکن نیز می تواند مشکلات زیادی ایجاد کند عموما بیشتر مشکلاتی که یک توفان تندری ایجاد می کند ناشی از بارش زیاد است تصویر ماهواره ای بالا مربوط به توفان تندری Charl می باشد (1998) بیشتر شهرهای جنوبی تگزاز بارندگی سنگین بین 10_5 اینچ را گزارش کردند از جمله این موارد بارش درDelrio بود که بیشتر از 17 اینچ در یک روز گزارش شد و مردم را از خانه هایشان خارج کرد و 6 نفر تلفات جانی در بر داشت ساختار کلی هاریکن ها: هنگامی که فشار سطح شروع به افت می کند توفان حاره ای تبدیل به هاریکن می شود و سرعت باد ان به 64 نات می رسد و چرخش حول هسته مرکزی توسعه پیدا می کند هاریکن ها قوی ترین چرخنده های حاره ای زمین هستند یک وی|گی مشخص در همه هاریکن ها که فقط مربوط به آنها می باشد نقطه تیره ای است که در وسط هاریکن ها یافت می شود و به آن چشم توفان می گویند اطراف چشم توسط کمربندی از شدید ترین باد ها و بارندگی ها احاطه شده است که به آن دیوار چشم (eye wall ) می گویند نوار بزرگی از ابرها ی باران زا در اطراف دیوار چشم به طور مارپیچ وجود دارد که به آنها نوار مارپیچی گفته می شود (Spiral bamd) هاریکن ها به راحتی توسط نوتر چرخشی دور چشم در تصاویر ماهواره ای و راداری قابل تشخیص هستند هاریکن ها با توجه به سعت باد آنها توسط مقیاس (saffir simpson) دسته بندی می شوند این مقیاس از دسته 1 تا دسته 5 تغییر می کند که توفان دسته 5 مخرب ترین توفان است در شرایط مساعد جوی هاریکن ها می توانند برای مدت 2 هفته عمر کنند در بالای اب های سرد یا سطح خشکی هاریکن ها به سرعت ضعیف می شوند چشم هاریکن :مرکز توفان مهمترین مشخصه که در هاریکن ها یافت می شود چشم توفان است چشم در مرکز توفان قرار دارد و قطرآن بین 50_20 کیلومتر است چشم نقطه تمرکز توفان است و نقطه ای است با کمترین فشار سطحی که بقیه توفان در آن می چرخد در تصویر زیر چشم طوفان به خوبی قابل دیدن است آسمان اغلب در بالای چشم صاف است و باد نسبتا آرام می باشد در حقیقت چشم آرام ترین قسمت هر توفان است چشم به این دلیل آرام ترین قسمت است که باد شدیدی که به سمت مرکز همگرا می شود هرگز به آن نمی رسد نیروی کوریلیس باد را به آرامی از مرکز منحرف می کند و منجر به چرخش آن دور مرکز هاریکن می شود (eye wall) که این امر موجب می شود مرکز آرام باشد چشم هنگامی قابل دیدن می شود که هوای صعود کننده به جای اینکه به بیرون منتقل شود به سمت مرکز توفان انتقال یابد این هوا از تمام راستاها به سمت داخل حرکت می کند این همگرایی موجب می شود که هوا در مرکز توفان نزول کند این نزول هوا محیط اطراف را گرم تر می کند و تبخیر ابرها موجب پیدا شدن یک منطقه صاف در مرکز می شود دیوار چشم (ویرانگر ترین منطقه هاریکن ) دیوار چشم در اطراف چشم قرار دارد این مکان جایی است که بیشترین باد های مخرب و شدید ترین بارندگی ها در انجا یافت می شود در تصویر زیر دیوار چشم نشان داده شده است دیوار چشم به این دلیل به این نام خوانده می شود که معمولا مرکز هاریکن توسط دیواری از ابر احاطه می شود در سطح زمین باد به طرف مرکز طوفان در حرکت است و هوا را مجبور می کند که در مرکز صعود کند همگرایی دیوار چشم به اندازه ای شدید است که هوا با سرعت بیشتری نسبت به نقاط دیگر هاریکن به بالا کشیده می شود بنابر این انتقال رطوبت از اقیانوس به توفان و گرمای نهان ازاد شده در این مکان بیشتر است نوار مارپیچ(جایی که بیشترین بارندگی مشاهده می شود ) ازسمت مرکز توفان که به بیرون حرکت کنیم می توانیم نواری را که ساختار ابری دارد مشاهده کنیم این ابرها نوار مارپیچ باران نیز نام دارند که در تصویر زیر به خوبی قابل مشاهده هستند گاهی اوقات فاصله هایی بین این نوار ها وجود دارد که هیچ بارندگی در آ؛نها دیده نشده است به طور کلی اگر از لبه هاریکن به طرف مرکز آن حرکت کنیم خواهیم دید که در برخی از نواحی آن بارندگی شدید است و در برخی نواحی بارندگی آرام است و این امر به طور متوالی تکرار می شود تا به مرکز توفان برسیم و هرچه به مرکز وچشم هاریکن نزدیک تر شویم بارندگی شدید تر می شود طرحی از این شکل مارپیچی در شکل بالا نشان داده شده است توفان تندری اکنون به مناطقی با هوای صعود کننده یا نزول کننده سازماندهی شده است بیشتر هوا در حال صعود است ولی مقدار کمی از هوا نیز یافت می شود که نزول می کند 11_فشار و باد ( توزیع در امتداد هاریکن) فشار جو و سرعت باد در امتداد قطر هاریکن تغییر می کند تصویر زیر تغییراتی از سرعت باد ابی و فشار سطح قرمز را در امتداد یک هاریکن نشان می دهد در فاصله بین 200_100 کیلومتر از چشم باد به اندازه کافی قوی است تا قابلیت های یک توفان حاره ای را داشته باشد فشار جو نیز در این فاصله نسبت به مرکز توفان به اندازه کافی بالا می باشد( ml 9901010 ) با این وجود هرچه به دیوار چشم نزدیک می شویم فشار بیشتر افت می کند و سرعت باد افزایش می یابد در فاصله حدود 100_50 کیلومتری بیشترین تغییرات در فشار و سرعت باد رخ می دهد فشار با سرعت بیشتری افت خواهد کرد اگر سرعت باد به طور همزمان با آن کاهش یابد در دیوار چشم سرعت باد به حد اکثر مقدار خود می رسد اما در مرکز و در چشم باد بسیار آرام است فشار سطح در امتدا دیوار چشم باز هم کاهش می یابد تا به حد اقل مقدار خود در مرکز برسد با خروج از مرکز باد و فشار با سرعت افزایش پیدا می کند در طرف دیگر دیوار چشم باد با سرعت افزایش پیدا می کند و سپس به مرور کاهش پیدا می کند نیمرخ فشار و باد در داخل یک هاریکن کاملا متناسب است بنابر این در دیوار چشم افزایش سریع فشار و سرعت باد انتظار می رود و همچنین بعد از آن افزایش آهسته تر فشار و کاهش سرعت باد مورد انتظار می باشد حرکت هاریکن ها : الگوی جهانی باد که با نام گردش عمومی شناخته می شود و باد های سطحی هر نیم کره به سه دسته کمر بند باد تقسیم می شوند : الف- امواج شرقی قطبی-از 90_60 درجه عرض جغرافیایی ب- بادهای غربی 60_30 درجه عرض جغرافیایی ج- امواج شرقی حاره ای از 30_0 درجه عرض جغرافیایی(بادهای تجاری) بادهای تجارتی شرقی در هر دو نیمکره در منطقه ای نزدیک استوا همگرا می شوند (ITCZ) که به آن منطقه همگرایی درون حاره ای می گویند که کمربندی از ابرها و توفان های تندری را پدید می آورد که بخش هایی از کره زمین را دور می زند مسیر یک هاریکن به طور کلی یک کمربند بادی دارد که هاریکن در آن واقع است به طور مثال هاریکنی که از آتلانتیک حاره ای شرقی سرچشمه می گیرد توسط باد های تجاری شرقی به غرب در منطقه حاره ای منتقل می شود سر انجام این توفان ها به سمت شمال و مناطق فوق حاره ای مهاجرت می کنند و به عرض های بالا تر می روند به عنوان مثال در اثر این حرکت ها خلیج مکزیک و سواحل شرقی ایالات متحده در این خطر هستند که هر سال یک یا دو هاریکن را تجربه کنند پس از آن هاریکن ها توسط امواج غربی به شمال و عرض های میانی منتقل می شوند و گاهی اوقات با سیستم های جبهه ای عرض های میانی ترکیب می شوند هاریکن ها انرزی خود را از سطح آبهای گرم مناطق حاره ای کسب می کنند به همین دلیل است که هنگامی که آنها از روی آبهای سرد مناطق عرض های میانی و خشکی ها عبور می کنند به سرعت ضعیف شده و از هم می پاشند.