کشند جوی
کشند جوّی[۱] یا کشند اتمسفری (به انگلیسی: Atmospheric tide) نوسانات تناوبیِ سراسری در جوّ زمین است. این پدیده از بسیاری جهات با کشندهای اقیانوسی قابل مقایسه است. کشند جوی می‌تواند توسط عوامل زیر برانگیخته شود:
- چرخهٔ منظم روز و شب در گرمایش جو توسط خورشید (برتابش خورشیدی)
- کشش میدان گرانشی ماه
- برهم‌کنش‌های غیرخطی میان کشندها و موج‌های سیاره‌ای
- آزادسازی بزرگ‌مقیاسِ گرمای نهان ناشی از همرفت عمیق در مناطق حاره‌ای
مشخصات عمومی
بیشترین دامنهٔ کشندهای جوّی معمولاً در تروپوسفر و استراتوسفر تولید می‌شود؛ جایی که بخار آب و ازون در طول روز، نور خورشید را جذب می‌کنند و جو را به‌طور تناوبی گرم می‌کنند. این کشندها از مناطق منشأ خود دور می‌شوند و به مزوسفر و ترموسفر صعود می‌کنند. کشند جوّی را می‌توان به‌صورت نوسانات منظم در باد، دما، چگالی و فشار اندازه‌گیری کرد. هرچند کشند جوی وجوه مشترک زیادی با کشند اقیانوسی دارد، دو ویژگیِ متمایزکننده دارد:
- کشند جوی عمدتاً با گرمایش جو توسط خورشید برانگیخته می‌شود، در حالی که کشند اقیانوسی با کشش گرانشی ماه و تا حدی کمتر با گرانش خورشید برانگیخته می‌شود. از همین رو، بیشتر کشندهای جوی دوره‌ای در پیوند با طول ۲۴ ساعتهٔ روز خورشیدی دارند، در حالی که کشند اقیانوسی هم به روز خورشیدی و هم به روز کشندیِ ماه (زمان میان دو گذر متوالی ماه)، که حدود ۲۴ ساعت و ۵۱ دقیقه است، وابسته است.
- کشند جوی در اتمسفری منتشر می‌شود که چگالی‌اش با ارتفاع به‌شدت تغییر می‌کند. پیامد این امر آن است که دامنهٔ کشند، به‌طور نمایی، با صعود به مناطق رقیق‌ترِ جو افزایش می‌یابد. در مقابل، چگالی اقیانوس‌ها با عمق تغییر چندانی نمی‌کند، پس دامنهٔ کشند اقیانوسی الزاماً با عمق تغییر نمی‌کند.
در سطح زمین، کشند جوی به‌شکل نوسانات منظم اما کوچک در فشار سطحی، با دوره‌های ۲۴ و ۱۲ ساعته، قابل شناسایی است. اما در ارتفاعات بیشتر، دامنهٔ این کشندها می‌تواند بسیار بزرگ شود. در مزوسفر (ارتفاع تقریبی ۵۰ تا ۱۰۰ کیلومتر)، کشند جوی می‌تواند به دامنه‌ای بیش از ۵۰ متر بر ثانیه برسد و اغلب مهم‌ترین بخش حرکت جو در این ناحیه است.
دلیل این رشد چشمگیرِ دامنه، از نوسانات ناچیز نزدیک سطح زمین تا نوساناتی که بر حرکت مزوسفر چیره می‌شوند، در این واقعیت نهفته است که چگالی جو با افزایش ارتفاع کاهش می‌یابد. هنگامی که کشند یا موج به سمت بالا منتشر می‌شود، وارد مناطقی با چگالی هرچه کمتر می‌شود. اگر کشند یا موج فروکش نکند، چگالیِ انرژی جنبشی آن باید حفظ شود؛ از آن‌جا که چگالی کاهش می‌یابد، دامنهٔ کشند یا موج به همان نسبت افزایش می‌یابد تا انرژی حفظ شود. در نتیجهٔ این رشد با ارتفاع، کشندهای جوی در جو میانی و بالایی دامنه‌ای بسیار بزرگ‌تر از سطح زمین دارند.
کشندهای جوّی خورشیدی
بزرگ‌ترین دامنهٔ کشندهای جوی از گرمایش تناوبیِ جو توسط خورشید پدید می‌آید؛ جو در طول روز گرم و در شب گرم نمی‌شود. این چرخهٔ شبانه‌روزیِ منظم در گرمایش، نوعی کشند گرمایی تولید می‌کند که دوره‌شان با روز خورشیدی مرتبط است. در نگاه نخست ممکن است انتظار رود این گرمایش شبانه‌روزی کشندی با دورهٔ ۲۴ ساعته ایجاد کند که متناظر با تناوب خود گرمایش است. اما مشاهدات نشان می‌دهد کشندهایی با دامنهٔ بزرگ و دوره‌های ۲۴ و ۱۲ ساعته تولید می‌شوند. کشندهایی با دوره‌های ۸ و ۶ ساعته نیز مشاهده شده‌اند، هرچند این دسته معمولاً دامنهٔ کوچک‌تری دارند. این مجموعه از دوره‌ها از آن‌جا پدید می‌آید که گرمایش خورشیدیِ جو الگویی تقریباً مشابه یک موج سینوسیِ نیم‌یکسوشده دارد و از همین رو غنی از هماهنگی است. با تجزیهٔ این الگو به مؤلفه‌های بسامدیِ جداگانه با استفاده از تبدیل فوریه، افزون بر میانگین و نوسان روزانه (۲۴ ساعته)، نوسانات قابل‌توجهی با دوره‌های ۱۲، ۸ و ۶ ساعته پدید می‌آید. کشندهایی که با اثر گرانشیِ خورشید تولید می‌شوند، بسیار کوچک‌تر از کشندهای ناشی از گرمایش خورشیدی‌اند. از این پس، «کشند خورشیدی» تنها به کشندهای گرمایی خورشیدی اشاره دارد.
انرژی خورشیدی در سراسر جو جذب می‌شود؛ از مهم‌ترین موارد در این زمینه، بخار آب در ارتفاع تقریبی صفر تا ۱۵ کیلومتریِ تروپوسفر، ازون در ارتفاع تقریبی ۳۰ تا ۶۰ کیلومتریِ استراتوسفر، و اکسیژن و نیتروژن مولکولی در ارتفاع تقریبی ۱۲۰ تا ۱۷۰ کیلومتریِ ترموسفر است. تغییرات در توزیع و چگالی جهانیِ این گونه‌ها به تغییر دامنهٔ کشندهای خورشیدی می‌انجامد. این کشندها همچنین از محیطی که در آن حرکت می‌کنند تأثیر می‌پذیرند.
کشندهای خورشیدیِ مهاجر و غیرمهاجر
کشندهای خورشیدی را می‌توان به دو مؤلفه تقسیم کرد: مهاجر و غیرمهاجر.
کشندهای مهاجر با خورشید هم‌گام هستند. از دید یک ناظر ثابت روی زمین، این کشندها همراه با حرکت ظاهریِ خورشید به سمت غرب منتشر می‌شوند. از آن‌جا که کشندهای مهاجر نسبت به خورشید ثابت می‌مانند، الگویی از برانگیختگی شکل می‌گیرد که آن نیز نسبت به خورشید ثابت است. تغییرات کشند که از یک نقطهٔ ثابت روی سطح زمین مشاهده می‌شود، ناشی از چرخش زمین نسبت به این الگوی ثابت است. تغییرات فصلیِ کشندها نیز به دلیل کجی زمین نسبت به خورشید و در نتیجه نسبت به الگوی برانگیختگی رخ می‌دهد.[۲]
کشندهای غیرمهاجر را می‌توان همچون موج‌های سراسری‌مقیاس با همان دوره‌های کشندهای مهاجر در نظر گرفت. اما کشندهای غیرمهاجر از حرکت ظاهریِ خورشید پیروی نمی‌کنند. یا به‌طور افقی منتشر نمی‌شوند، یا به سمت شرق حرکت می‌کنند، یا با سرعتی متفاوت از خورشید به سمت غرب منتشر می‌شوند. این کشندهای غیرمهاجر می‌توانند ناشی از تفاوت‌های توپوگرافی بر حسب طول جغرافیایی، تضاد خشکی-دریا، و برهم‌کنش‌های سطحی باشند. یکی از منابع مهم آن‌ها، آزادسازیِ گرمای نهان ناشی از همرفت عمیق در مناطق حاره‌ای است.
منبع اصلیِ کشند ۲۴ ساعته در جو زیرین است، جایی که اثرات سطحی اهمیت دارند. این موضوع در مؤلفهٔ نسبتاً بزرگِ غیرمهاجر که در تفاوت‌های طولی دامنهٔ کشند دیده می‌شود، بازتاب دارد. بزرگ‌ترین دامنه‌ها بر فراز آمریکای جنوبی، آفریقا و استرالیا مشاهده شده‌اند.[۳]
کشندهای قمری
کشند جوی همچنین از طریق اثرات گرانشیِ ماه پدید می‌آید.[۴] کشندهای قمری (گرانشی) بسیار ضعیف‌تر از کشندهای گرماییِ خورشیدی‌اند و از حرکت اقیانوس‌های زمین (که ناشی از ماه است) و تا حدی کمتر از اثر جاذبهٔ گرانشیِ ماه بر جو پدید می‌آیند.
نظریهٔ کلاسیک کشند
ویژگی‌های پایه‌ایِ کشند جوی با نظریهٔ کلاسیک کشند توصیف می‌شود.[۵] این نظریه با نادیده‌گرفتن نیروگذاریِ مکانیکی و فروکش، فرض می‌کند که حرکات موجیِ جو را می‌توان اختلالاتی خطی نسبت به یک حالت میانگینِ منطقه‌ایِ اولیهٔ بی‌حرکت دانست که به‌طور افقی لایه‌بندی‌شده و هم‌دما است. دو نتیجهٔ اصلیِ این نظریهٔ کلاسیک عبارت‌اند از:
- کشندهای جوی، مدهای ویژهٔ جو هستند که با توابع‌ها و توصیف می‌شوند.
- دامنهٔ آن‌ها به‌طور نمایی با ارتفاع افزایش می‌یابد.
از معادلات نخستین می‌توان معادلات خطی‌شده برای اختلالات را در یک جوِ کروی و هم‌دما به‌دست‌آورد که شامل معادلات تکانهٔ افقی، معادلهٔ انرژی و معادلهٔ پیوستگی است. با حل این دستگاه معادلات برای موج‌هایی که طولاً منتشر می‌شوند (با عدد موج منطقه‌ای و بسامد مشخص)، ساختار عرضی و عمودیِ کشندها به‌دست می‌آید.[۶]
ساختار عرضیِ کشندها با معادلهٔ ساختار افقی، که معادلهٔ کشند لاپلاس نیز نامیده می‌شود، توصیف می‌شود. از همین رو، کشندهای جوی، نوسانات ویژهٔ جو زمین‌اند با توابع ویژه‌ای به‌نام توابع هاو و مقادیر ویژه‌ای که «عمق معادل» را تعریف می‌کنند؛ این عمق معادل، ساختار عرضیِ کشندها را به ساختار عمودیِ آن‌ها پیوند می‌دهد.
لانگه-هیگینز[۷] معادلات لاپلاس را به‌طور کامل حل کرد و مدهای کشندی با مقادیر ویژهٔ منفی را کشف کرد. دو گونه موج وجود دارد: موج‌های ردهٔ ۱ (که گاه موج گرانشی نامیده می‌شوند) با اندیس مثبت، و موج‌های ردهٔ ۲ (که گاه موج چرخشی نامیده می‌شوند) با اندیس منفی. موج‌های ردهٔ ۲ وجود خود را مدیون اثر کوریولیس هستند و تنها برای دوره‌های بیش از ۱۲ ساعت وجود دارند. موج‌های کشندی می‌توانند یا درونی (موج رونده) با مقادیر ویژهٔ مثبت باشند که طول موج عمودیِ محدودی دارند و می‌توانند انرژیِ موج را به بالا انتقال دهند، یا بیرونی (موج میرا) با مقادیر ویژهٔ منفی و طول موج عمودیِ بی‌نهایت بزرگ، به این معنا که فازشان با ارتفاع ثابت می‌ماند. این مدهای موجِ بیرونی نمی‌توانند انرژیِ موج را انتقال دهند و دامنه‌شان بیرون از منطقهٔ منشأ خود، به‌طور نمایی با ارتفاع کاهش می‌یابد.
مهم‌ترین مد کشندیِ شبانه‌روزیِ خورشیدی که با الگوی ورودیِ گرمای خورشید بهینه‌ترین تطابق را دارد و از همین رو قوی‌ترین برانگیختگی را می‌گیرد، مد هاو (۱، −۲) است. این مد به زمان محلی وابسته است و همراه با خورشید به سمت غرب حرکت می‌کند. این مد از نوع بیرونیِ ردهٔ ۲ است. بزرگ‌ترین موج نیمه‌شبانه‌روزیِ خورشیدی، مد (۲، ۲) است که از نوع درونیِ ردهٔ ۱ است و دامنه‌اش به‌طور نمایی با ارتفاع افزایش می‌یابد.
فروکش
میرایی کشندها عمدتاً در ناحیهٔ زیرینِ ترموسفر رخ می‌دهد و ممکن است ناشی از آشفتگیِ حاصل از شکستنِ موج‌های گرانشی باشد؛ پدیده‌ای مشابه شکستنِ موج‌های اقیانوسی بر ساحل، که در آن انرژی در جوِ زمینه پراکنده می‌شود. پدیده انتشار مولکولی نیز در سطوح بالاترِ ترموسفرِ زیرین، با افزایش مسیر آزاد متوسط در جوِ رقیق‌شده، اهمیت فزاینده‌ای می‌یابد.[۸]
در ارتفاعات ترموسفری، تضعیف موج‌های جوی، که عمدتاً ناشی از برخورد میان گاز خنثی و پلاسمای یونوسفر است، اهمیت می‌یابد؛ به‌گونه‌ای که بالاتر از ارتفاع تقریبی ۱۵۰ کیلومتر، همهٔ مدهای موج به‌تدریج به موج‌های بیرونی تبدیل می‌شوند. مد (۱، −۲) مد غالب در ترموسفر است و می‌تواند در اگزوسفر به دامنهٔ دماییِ شبانه‌روزیِ دست‌کم ۱۴۰ کلوین و بادهای افقی در حدود ۱۰۰ متر بر ثانیه یا بیشتر برسد که با افزایش فعالیت ژئومغناطیسی افزایش می‌یابد. این مد مسئول جریان‌های الکتریکیِ Sq در ناحیهٔ دینامو یون‌سپهر، در ارتفاع تقریبی ۱۰۰ تا ۲۰۰ کیلومتر، است.[۹]
تأثیرات
کشندها سازوکاری مهم برای انتقال انرژی از جوِ زیرین به جوِ بالایی به‌شمار می‌روند و بر دینامیکِ مزوسفر و ترموسفرِ زیرین چیره‌اند. از همین رو، شناخت کشندهای جوی برای درک جو به‌عنوان یک کل، ضروری است. مدل‌سازی و مشاهدهٔ کشندهای جوی برای پایش و پیش‌بینیِ تغییرات جوّ زمین لازم است.[۱۰]
جستارهای وابسته
منابع
- ↑ «کِشَند جوّ» [ژئوفیزیک، علوم جَوّ] هم‌ارزِ «atmospheric tide» مترادفِ: «نوسان جوّ» هم‌ارزِ واژهٔ بیگانه‌ای دیگر (atmospheric oscillation)؛ منبع: گروه واژه‌گزینی. دفتر هفتم. فرهنگ واژه‌های مصوب فرهنگستان. تهران: انتشارات فرهنگستان زبان و ادب فارسی. شابک ۹۷۸-۹۶۴-۷۵۳۱-۹۴-۸ (ذیل سرواژهٔ کِشَند جوّ)
{{cite book}}: نگهداری یادکرد:پی‌نوشت (رده) - ↑ Global Scale Wave Model سازمان دانشگاهی پژوهش‌های جوی
- ↑ Hagan, M. E.; Forbes, J. M.; Richmond, A. (2003). "Atmospheric Tides". Encyclopedia of Atmospheric Sciences.
- ↑ "Tides found in atmosphere". سیدنی مورنینگ هرالد. September 9, 1947. p. 17. Archived from the original on January 29, 2020.
- ↑ Chapman, S.; Lindzen, R. S. (1970). Atmospheric Tides. Norwell, Massachusetts: D. Reidel.
- ↑ Holton, J. R. (1975). "The Dynamic Meteorology of the Stratosphere and Mesosphere". Meteorological Monographs. 15 (37). Massachusetts: American Meteorological Society.
- ↑ Longuet-Higgins, Michael Selwyn (1968). "The eigenfunctions of Laplace's tidal equation over a sphere". Philosophical Transactions of the Royal Society A: Mathematical, Physical and Engineering Sciences. 262 (1132): 511–607. Bibcode:1968RSPTA.262..511L. doi:10.1098/rsta.1968.0003.
- ↑ Forbes, J. M.; Zhang, X.; Palo, S.; Russell, J.; Mertens, C. J.; Mlynczak, M. (22 February 2008). "Tidal variability in the ionospheric dynamo region". Journal of Geophysical Research: Space Physics. 113 (A2). Bibcode:2008JGRA..113.2310F. doi:10.1029/2007JA012737.
- ↑ Kato, S. (1 July 1966). "Diurnal atmospheric oscillation: 2. Thermal excitation in the upper atmosphere". Journal of Geophysical Research. 71 (13): 3211–3214. Bibcode:1966JGR....71.3211K. doi:10.1029/JZ071i013p03211.
- ↑ Volland, Hans (1988). Atmospheric Tidal and Planetary Waves. Dordrecht, Netherlands: Kluwer Academic Publisher. doi:10.1007/978-94-009-2861-9. ISBN 978-94-010-7787-3.
- دینامیک جوی