اقلیم
اِقلیم (climate)
ترکیب اوضاع هوا در مکانی خاص، طی دوره‌ای مشخص. این دوره را معمولاً ۳۰ سال در نظر می‌گیرند. اقلیم‌ها براساس مقادیر میانگین و فراوانی همۀ عناصر هواشناختی دسته‌بندی می‌شوند ازجمله دما، فشار جَو، میزان بارش، باد، رطوبت و آفتاب، و عواملی که بر این عناصر تأثیر دارند. عامل‌های اصلی دخیل در اقلیم عبارت‌اند از عرض جغرافیایی[۱] (به‌واسطۀ حرکت‌های وضعی و انتقالی زمین)؛ جریان‌های اقیانوسی[۲]؛ حرکت‌های بزرگ‌مقیاس کمربندهای باد[۳] و توده‌های هوا بر فراز سطح زمین؛ اختلاف دما بین سطوح خشکی و دریا؛ توپوگرافی[۴]؛ وضعیت‌های قاره‌ای و پوشش گیاهی زمین. در بلندمدت، تغییرات مدار حرکت زمین و زاویۀ مِیل محور زمین نیز در اقلیم تأثیر می‌گذارد. اقلیم‌شناسان، به‌ویژه، مراقب تأثیرات فعالیت انسان بر تغییرات اقلیمی‌اند. ازجمله مهم‌ترین فعالیت‌های انسانی، چه در سطح محلی و چه در سطح جهانی، فعالیت‌های مرتبط با تخریب لایۀ اُزون[۵]، اثر گلخانه‌ای، و گرم‌شدن کرۀ زمین[۶] است.
دسته‌بندی اقلیم. واژۀ اقلیم برگرفته از واژۀ یونانی به معنای مِیل یا شیب است و به زاویۀ تابش پرتوهای خورشید و عرض جغرافیایی اشاره می‌کند. قدیمی‌ترین دسته‌بندی شناخته‌شدۀ اقلیم، دسته‌بندی یونانیان باستان است. سیستم دسته‌بندی آن‌ها بر عرض جغرافیایی مبتنی بود. در دوران اخیر، سیستم‌های متعدد و متنوعی برای دسته‌بندی اقلیم پیشنهاد شده است که بیشتر آن‌ها دنباله‌رو سیستم پیشنهادی اقلیم‌شناس آلمانی، والدیمیر کوپن[۷] (۱۸۴۶ـ۱۹۴۰)، به‌شمار می‌روند و سیستم خود را در ۱۹۰۰ فرمول‌بندی کرد. در این سیستم‌ها دسته‌بندی براساس پوشش گیاهی صورت می‌گیرد و مثلاً با اقلیم بیابانی، توندرا و جنگل بارانی متمایز می‌شوند. دسته‌بندی براساس تودۀ هوا نیز، در کنار این روش به‌کار گرفته می‌شود. این نظر را ابتدا تور برگرون[۸]، اقلیم‌شناس نروژی، در ۱۹۲۸ عرضه کرد، و در آن اقلیم هر ناحیه را به حرکت توده‌های هوا در آن ناحیه مربوط دانست. در قرن ۱۸، جورج هدلی[۹]، دانشمند انگلیسی، مدلی برای گردش عمومی جَو ابداع کرد که بر همرفت[۱۰] مبتنی بود. او الگوی ساده‌ای از سلول‌های هوای گرم را مطرح کرد که در نواحی استوایی صعود می‌کنند و در قطب‌ها فرود می‌آیند (← سلول_هدلی). در حقیقت، براثر حرکت وضعی زمین، در هر نیمکره سه جفت سلول از این نوع یافت می‌شود. دو سلول اول از هوایی تشکیل می‌شوند که در استوا صعود می‌کند و در عرض‌های شمالی و جنوبی مناطق حاره فرود می‌آید. دو سلول بعدی در عرض‌های جغرافیایی میانی مستقرند؛ یعنی در جایی که هوای در حال صعود از مناطق فروحاره‌ای (نیمه‌حاره‌ای)[۱۱] به سمت توده‌های هوای[۱۲] سردی جریان دارد. سومین دستۀ سلول‌ها از دو ناحیۀ قطبی سرچشمه می‌گیرند. بدین ترتیب در این مدل، شش سلول اصلی گردش هوا بر فراز زمین در نظر گرفته می‌شود که هفت منطقۀ زمینی پدید می‌آورند: سه منطقۀ باران‌خیز در استوا و عرض‌های جغرافیایی معتدل، حاصل از هوای مرطوب در حال صعود، در میان چهار منطقۀ خشک یا بیابانی در قطب‌ها و در نواحی فروحاره‌ای، حاصل از هوای خشک در حال فرود. نواحی وزش بادهای غالب نیز از سیستم‌های مختلف وزش باد تأثیر می‌پذیرند که حاصل حرکت وضعی زمین و گرم‌شدن نایکنواخت هوای سطح آن است. هوایی که براثر تابش آفتاب گرم شده است، منبسط می‌شود و بالا می‌رود و هوای خنک‌تر جای آن را می‌گیرد. این حرکت سبب پیدایش کمربندهای باد غالب می‌شود. به‌سبب حرکت وضعی زمین، در نیمکرۀ شمالی این کمربندها به سمت راست و در نیمکرۀ جنوبی به سمت چپ منحرف می‌شوند. این اثر، که در عرض‌های جغرافیایی بالاتر شدت بیشتری دارد، اثر کوریولیس[۱۳] نامیده می‌شود. از آن‌جا که بادها گرما و رطوبت را با خود حمل می‌کنند، بر دما، رطوبت، بارش و تشکیل ابر منطقه تأثیر می‌گذارند؛ درنتیجه، مناطقی که جهت وزش باد غالب در آن‌ها متفاوت است، ممکن است اقلیم‌های متفاوت داشته باشند.
تغییرات دما. مقدار گرمای دریافتی زمین از خورشید با تغییر فصل و عرض جغرافیایی تغییر می‌کند. در نواحی استوایی، میانگین دمای روزانه در نزدیکی سطح زمین تغییرات فصلی بسیار ندارد؛ اما در نواحی قطبی، دما در زمستان‌های طولانی، که طی آن تابش اندکی از خورشید به زمین می‌رسد، بسیار پایین‌تر از دمای تابستانی است. دمای دریا و دمای هوای بالای آن، در طول روز یا شب چندان تغییر نمی‌کند، اما در نبود تابش خورشید، دمای خشکی به‌سرعت کاهش می‌یابد. این پدیده ناشی از تفاوت ظرفیت گرمایی ویژه است. ظرفیت گرمایی ویژه[۱۴]، مقدار انرژی لازم برای افزایش دمای خشکی یا دریاست. انرژی لازم برای افزایش دمای دریا به میزان یک درجۀ سلسیوس ۲.۵ برابر انرژی لازم برای ایجاد همین مقدار تغییر دما در خشکی است. آب دریا شفاف است و انرژی از آن عبور می‌کند. به‌علاوه، جریان‌های اقیانوسی انرژی دریافتی را در منطقۀ وسیعی پخش می‌کنند. به همین ترتیب، تغییر سالانۀ دما در دریا نسبتاً کم، و در خشکی زیاد است. بنابراین زمستان‌های خشکی سردتر و تابستان‌های آن گرم‌تر از دریاست. درنتیجه بادهایی که از دریا به سوی خشکی می‌وزند در زمستان گرم و در تابستان خنک‌اند، اما بادهایی که از نواحی مرکزی قاره‌ها سرچشمه می‌گیرند تابستان‌ها داغ و زمستان‌ها سردند. با افزایش ارتفاع خشکی، میانگین کاهش دمای هوا هر ۹۰ متر یک درجۀ سانتی‌گراد است. حتی در نواحی استوایی هم ممکن است قلل کوه‌ها در سراسر سال پوشیده از برف باشد. بارش باران در اقلیم‌هایی با پوشش گیاهی، براثر میعان بخار آب در هوا صورت می‌گیرد. وقتی باد به سمت رشته‌کوهی می‌وزد، هوا ناگزیر از صعود است، درنتیجه بارش باران یا برف روی می‌دهد. مقدار بارش به ارتفاع خشکی و رطوبت آن بستگی دارد. در اطراف خط استوا، کمربندی از جنگل‌های بارانی[۱۵] گرمسیری به چشم می‌خورد که همواره بارانی‌اند یا کیفیتی موسمی، و در هر سال دو فصل خشک و بارانی، دارند. در هر دو طرف این جنگل‌ها کمربند گرمدشت[۱۶] واقع شده است که بارش باران فصلی آن کمتر و پوشش گیاهی آن تُنُک‌تر، و عمدتاً به‌صورت علفزار است. پس از آن، معمولاً استپ (ناحیۀ نیمه‌‌خشک)، و بعد از آن بیابان[۱۷] (ناحیۀ خشک) مشاهده می‌شود. گذار دیگر از استپ به اقلیم مدیترانه‌ای[۱۸] روی می‌دهد که تابستان‌هایی خشک دارد. بعد از این نواحی، اقلیم معتدل و مرطوب عرض‌های جغرافیایی میانی قرار دارد، و سپس نوبت به اقلیم سرد با زمستان‌های مرطوب می‌رسد. در جاهایی که بیابان تا عرض‌های جغرافیایی میانی گسترش یافته است، مناطق مدیترانه‌ای و معتدل و مرطوب حذف می‌شوند و گذار از بیابان به اقلیمی سرد با زمستان‌های مرطوب صورت می‌گیرد. در منتهی‌الیه شرق آسیا، اقلیم سردی با زمستان‌های خشک از عرض جغرافیایی ۷۰ تا ۳۵ درجۀ شمالی گسترده است. کلاهک‌های قطبی، اقلیم توندرا[۱۹] و یخچالی دارند؛ بارش در آن‌ها اندک است، یا فاقد بارش‌اند.تغییرات اقلیمی. تغییرات اقلیمی در طبیعت به علل گوناگون رخ می‌دهد. این تغییرات گاه براثر فعالیت‌های انسانی است و گاه ممکن است ناشی از نوسان میزان دریافت تابش خورشید باشد، از آن جمله است تغییرات اقلیمی زمین براثر فعالیت لکه‌های خورشیدی[۲۰]. همچنین وقوع تغییر در مدار حرکت زمین به دور خورشید، موسوم به فرضیۀ میلانکوویچ[۲۱]، ممکن است سبب پیدایش تغییرات اقلیمی در زمین شود. رویدادهای طبیعی در سطح کرۀ زمین، مانند فوران قلل آتشفشانی و اثراِل نینیو[۲۲] نیز ممکن است تغییرات اقلیمی موقتی، امّا در مقیاس جهانی، ایجاد کنند. این تغییرات گاه ماه‌ها، یا حتی سال‌ها ادامه می‌یابند. تأثیر انسان بر اقلیم آثاری موضعی و محلی، مانند بارورسازی ابرها برای تولید باران، و آثاری جهانی، همچون بارش باران اسیدی براثر نشر گازهای حاصل از فعالیت‌های صنعتی، آلودگی و تخریب جنگل‌های بارانی را دربر می‌گیرد. مطالعۀ اقلیم‌های گذشته، دیرین‌اقلیم‌شناسی[۲۳]، به بررسی تغییرات اقلیمی، از عصر یخبندان تا آغاز ثبت داده‌های اقلیم‌شناختی در قرن ۱۹، می‌پردازد.
- ↑ latitude
- ↑ ocean currents
- ↑ wind belts
- ↑ topography
- ↑ ozone depleters
- ↑ global warming
- ↑ Waldimit Köppen
- ↑ Tor Bergeron
- ↑ George Hadley
- ↑ convention
- ↑ Sub-tropics
- ↑ air mass
- ↑ Coriolis effect
- ↑ specific heat capacity
- ↑ rainforest
- ↑ belt of savanna
- ↑ desert
- ↑ Mediterranean climate
- ↑ tundra
- ↑ sunspots
- ↑ Milankovitch hypothesis
- ↑ El Niño
- ↑ paleoclimatogy