اخبار و اطلاعیه های مهم

یخچال‌ها توده‌های بزرگی از یخ و برف می‌باشند که در مناطقی که آب و هوا سرد و یخبندان است تشکیل می‌شوند. در این نوع مناطق ریزش برف بیش از مقدار ذوب و تبخیر آن می‌باشد. البته وجود سرما در یک منطقه برای تشکیل یخچال کافی نیست. برای تشکیل یخچال علاوه بر وجود سرما حتما ریزش زیاد برف نیز لازم است. هرچه از مناطق استوایی به مناطق قطبی نزدیکتر شویم به علت کم شدن درجه حرارت خورشید یخچال‌ها در ارتفاع کمتری تشکیل می‌شوند.

در دوران‌های گذشته مخصوصا در دوره پلیستوسن یخچال‌های طبیعی بخش وسیعی از قاره‌ها را می‌پوشاندند. ولی از آن زمان تابحال این یخچال‌ها پس ‌روی کرده‌اند و اثر زیادی بر توپوگرافی زمین گذاشته‌اند. امروزه در حدود ۱۰ درصد از سطح زمین (حدود ۱۶ میلیون کیلومتر مربع) توسط یخچال‌ها اشغال شده‌اند.

برف و بهمن

برف در اثر یخ‌زدن قطرات آب در هوا بوجود می‌آید که بصورت بلورهای بسیار زیبا و به انواع اشکال هگزاگونال دیده می‌شود. برف تازه بسیار سبک بوده و وزن مخصوصی در حدود ۰.۱ دارد. این برف در دامنه کوههایی که دارای شیب هستند جمع شده و بعد از مدتی در اثر انباشته شدن و سنگین شدن تحت اثر وزن خود به نقاط پست‌تر حرکت کرده و موجب تشکیل بهمن می‌شوند.

حرکت یخچال‌ها

در مناطقی که درجه حرارت متوسط سالیانه در حدود صفر درجه است اکثرا مقداری برف برروی زمین باقی می‌ماند که هر ساله به مقدار آن اضافه می‌شود. وقتی ضخامت این توده زیاد باشد در اثر وزون خودش به طرف پایین شروع به حرکت کرده و در نتیجه یخچال‌های طبیعی را تشکیل می‌دهد.

سرعت حرکت یخچال‌ها متفاوت بوده و به عواملی چون شیب دره یخچالی ، ضخامت توده یخ ، صاف بوده دیواره‌ها و بستر دره و بالاخره به مقدار آب موجود در یخ بستگی دارد. اندازه گیری‌هایی که درباره سرعت حرکت یخچال‌های به عمل آمده است، نشان می‌دهد که یخچال‌ها بطور متوسط بین ۳۰ سانتیمتر تا ۱ متر در روز تغییر مکان می‌دهند.

انواع یخچال

یخچال‌ها را بر حسب محل تشکیلشان به ۳ دسته عمده تقسیم می‌کنند :

• یخچال‌های کوهستانی یا دره‌ای (از نوع آلپ) :

این نوع یخچال‌ها در قلل کوهها و دامنه‌های آنها تشکیل می‌شوند. برای مثال می‌توان یخچال‌های آلپی را نام برد. این توده‌های یخی در گودی‌ها و ناودیس‌ها تشکیل می‌گردند.

• یخچال‌های قطبی :

در اثر نزدیکی به قطب وسعت زیادی از سطح قاره را اشغال کرده‌اند. این نوع یخچال‌ها در قطب جنوب و گرینلند دیده می‌شوند. یخچال‌های قطبی (که به آنها یخچال‌های قاره‌ای نیز اطلاق می‌شود) ۹۰% سطح قطب جنوب و ۸۰% جزیره گرینلند را می‌پوشاند. این نوع یخچال‌ها در دره‌ها حرکت نمی‌کنند. بلکه حرکت آنها به صورت یک توده وسیعی در سطح قاره‌ها می‌باشد.

• کلاهک‌های یخی :

کلاهک‌های یخی ، وسعت زیاد در کوههای مناطق قطب جنوب ، گرینلند و ایسلند دیده می‌شوند. کلاهک‌های یخی کوچکتر در قله کوههای مرتفع مانند اورست دیده می‌شوند.

تخریب و حمل مواد بوسیله یخچال‌ها

برف‌های یخچال‌ها در اثر وزن خود به تدریج متراکم شده و بعد از مدتی به یخ تبدیل می‌گردد. سپس این یخچال‌ها به آهستگی به طرف دره و ناحیه‌ای که ذوب می‌گردند حرکت می‌کنند. قدرت حمل یخچال‌ها بسیار بالا بوده و می‌توانند قطعات سنگ‌های بسیار بزرگی را همراه با قطعات سنگ‌ها کف و دو طرف بستر خود را حمل نمایند. حمل این قطعات توسط یخچال‌ها باعث ساییدگی کف و بستر رودخانه‌ها می‌شوند. به همین خاطر بستر یخچال و قطعات سنگ‌های همراه یخچال اغلب صاف و یا در سطح خطوطی را نشان می‌دهند.

تمام مواد تخریبی که بوسیله یخچال‌ها حمل می‌شوند مورن (Moraine) نامیده می‌شوند که برحسب موقعیت و محل آن در یخچال‌ها به نام مورن‌های کناری (آنهایی که در کناره‌های یخچال جمع گشته‌اند) مورن‌های میانی (معمولا از برخورد دو مورن کناری تشکیل می‌شوند) و مورن‌های پیشانی (در اثر ذوب شدن یخچال در پیشانی یخچال جمع می‌گردند) نامیده می‌شوند.

تقسیم‌بندی دیگری که برای مورن‌ها انجام داده‌اند برحسب این است که این مواد در روی یخچال ، در میان یخچال و یا در زیر یخچال می‌باشند آنها را به ترتیب مورن‌های روی یخچالی ، درون یخچالی و زیریخچالی نامگذاری می‌کنند. مورن‌ها تا پیشنای تا زمانی که یخچال ذوب می‌شود حمل می‌شوند.

رسوبگذاری بوسیله یخچال‌ها

در اثر ذوب یخچال مواد حمل شده که شامل قطعات ریز و دشت می‌باشد، رسوب می‌نمایند که این نوع رسوبات را Glacial drift می‌نامند. رسوبات یخچالی را به دو دسته رسوبات در هم یا تیل و رسوبات لایه‌لایه تقسیم می‌نمایند.

 تیل‌ها

به رسوبات غیر منظم و طبقه‌بندی نشده یخچالی اطلاق می‌شود. مواد تشکیل دهنده این رسوبات از نظر ابعاد و قطعات و دانه‌ها تفاوت خیلی زیادی دارند و هیچگونه نظمی در آنها دیده نمی‌شود و کاملا فاقد جورشدگی می‌باشند. اندازه دانه‌ها در این رسوبات از قطعه سنگ‌های بسیار بزرگ تا رس تغییر می‌کند.

تیل‌ها بیشتر شامل تخته‌سنگ‌های بسیار بزرگ و کوچک ، قلوه سنگ ، شن ، ماسه ، همراه با ذرات ریزتر از قبیل رس هستند. قطعات درشت‌تر در تیل‌ها در اثر فرسایش یخچالی دارای سطحی صاف و صیقلی شده و گاهی نیز مخطط می‌باشند. موقعی که تیل سخت گردد و به سنگ تبدیل شود، تیلیت نامیده می‌شوند.

رسوبات لایه لایه

آب حاصل از ذوب یخچال‌ها بصورت جوی و رودخانه جریان می‌یابد که دارای مقادیری ذرات ریز از قبیل رس و دانه‌های ریز ماسه می‌باشد. این مواد در محلی دورتر از یخچال و در محیط آرام رسوب می‌کنند. این رسوبات دارای لایه‌بندی بوده و دانه‌های آنها نیز از یکدیگر تفکیک شده‌اند.

فرسایش یخچالی

قدرت حمل مواد بوسیله یخچال‌ها بسیار زیاد می‌باشد و می‌توانند قطعات بسیار بزرگ را تا مسافت‌های طولانی حمل نمایند. در نتیجه موقعی که یخچال به حرکت در می‌آید سنگ‌های کف و بستر و دیواره‌های یخچال را با خود حمل کرده و همچنین باعث ساییدگی ، خراش و صیقلی شدن آنها می‌شود. این عمل فرسایش بوسیله یخچال‌ها را Earation می‌نامند. از پدیده‌هایی که در اثر فرسایش یخچالی بوجود می‌آید دره‌‌های یخچالی هستند. این دره‌ها معمولا دارای شکل U می‌باشند. در واقع دره‌هایی که مدت زمان زیادی توسط یخچال‌ها اشغال شده‌اند در اثر فرسایش به صورت U در می‌آیند.

یکی دیگر از فرم‌هایی که در اثر فرسایش یخچالی بوجود می‌آید. دره‌های معلق است. وقتی یخچال دره بزرگی را اشغال می‌کند که شامل دره اصلی و دره‌های فرعی است از آنجایی که دره اصلی دارای یخ بیشتری است در نتیجه کف بستر خود را سریعتر حفر خواهد کرد و کف دره فرعی در بالای دره اصلی قرار خواهد گرفت. این اختلاف سطح که بین دره اصلی و دره فرعی بوجود می‌آید باعث تشکیل دره‌های فرعی می‌شود. یخچال‌ها باعث تخریب قله کوهها می‌شوند و آنها را نوک تیز و هرمی شکل می‌کند. این نوع فرسایش در کوههای آلپ بسیار زیاد دیده می‌شود.

یخچالی شدن

دریا‌ها و رودخانه‌های یخ متحرک که به یخچال طبیعی شهرت یافته‌اند، در قلب قطب شمال ، قطب جنوب و مناطق کوهستانی جهان ، توجه بسیاری از پژوهشگران را به خود جلب کرده‌اند. پژوهشگران دریافتند که یخچالهای طبیعی ، عوامل فعال فرسایش ، ترابری و رسوبگذاری در نواحی یاد شده می‌باشند و این توده‌های جذاب و گیرای یخ ، در گذشته بسیار گسترده‌تر از پهنای کنونی بوده‌اند. زمین‌شناسان نیز آموختند که یخ آخرین دوره یخچالی بزرگ ، مناطق وسیعی از چشم‌اندازهای زمین را در مناطقی که امروزه در نواحی معتدل نامیده می‌شوند، شکل داده و قالب ریزی کرده است.

چگونگی تشکیل یخ یخچال های طبیعی

یخچال یخی است که در اثر تبلور مجدد برف تشکیل شده و و تحت تاثیر نیروی ثقل ، از جریانی رو به جلو برخوردار بوده و یا زمانی در گذشته ، جریان داشته است. این تعریف توده‌های یخی که در عرضهای جغرافیایی قطبی از آب دریا تشکیل می‌شوند و نیز کوههای یخ را از شمول تعریف یخچال طبیعی خارج می‌سازد. هر چند که کوههای یخ قطعاتی درشت هستند که از انتهای رو به دریای یخچالها ، شکسته و جدا شده‌اند. یخچالهای طبیعی نیز مانند رودهای سطحی و مخازن زیر زمینی آب ، برای تغذیه خود به اقیانوسها وابسته هستند. بدین ترتیب که بخشی از آب تبخیر شده اقیانوسها به صورت برف بر روی خشکی می‌بارد.

اگر شرایط اقلیمی مناسب باشد، بخشی از این برف ممکن است که تابستان را بدون ذوب شدن پشت سر بگذارد. به تدریج و همزمان با گذشت سالها ، این انباشتگی ممکن است که رشد عمیق و عمیق‌تری یافته و نهایتا به تولید یخچالی طبیعی منجر شود. در مناطقی که مقدار بارش برف زمستانی بیش از مقدار برفی است که در طول تابستان ذوب می‌شود، گسترده‌ای از برفهای دائمی به نام برفدشت (Snowfield) چشم انداز زمین را می‌پوشاند.

طبقه بندی یخچال های طبیعی

یخچالهای طبیعی جهان ، به چهار دسته اصلی طبقه بندی می‌شوند که عبارتند از :

یخچال دره‌ای : رودهای یخینی هستند که در دره‌های مناطق کوهستانی جریان دارند. پهنا ، عمق و طول این رودها نیز مانند رودهای حاصل از آبهای جاری متفاوت است. گاهی اوقات ، یخچالهای طبیعی را که در دامنه کوههای مرتفع تغذیه شده و از پهلوی کوهها به پایین جریان می‌یابند، یخچال کوهستانی و یا یخچال آلپی می‌نامند. یخچالهای کوهستانی بسیار کوچک را یخچالهای دیواره‌ای ، یخچالهای آویزان و با رخسارک می‌نامند. بعضی اوقات در مناطقی که حضور یک رشته کوهستانی در امتداد ساحل ، حرکت توده‌های بزرگ یخ را سد می‌کند، نوع خاصی از یخچالهای دره‌ای پدید می‌آید.

یخچال کوهپایه‌ای : هنگامی تشکیل می‌شوند که دو یا تعداد بیشتری یخچال دره‌ای ، از دره‌های خود خارج شده و با پیوستن به یکدیگر ، پیش‌بند بزرگی از یخهای متحرک را در دشتهای پایینی بوجود می‌آورند.

 توده‌های پهناور و کومه مانند از یخ یخچالی هستند که تحت تاثیر وزن خود ، ‌سریعا گسترش می‌یابند.

یخچال قاره‌ای : معمولا در مورد صفحات یخی بزرگ بکار می‌رود که کوهستانها و دشتهای تشکیل‌دهنده‌ بخش بزرگی از یک قاره را می‌پوشانند، مانند صفحات بزرگ و یخی گرینلند و قطب جنوب.

ادامه مطالب در فایل شامل موضوعاتی چون:

• پراکندگی یخچالهای طبیعی جدید
• تغذیه و تباهی یخچالهای طبیعی
• یخچال های طبیعی ایران
• یخچال طبیعی
• یخچال های سرد و گرم

این فایل دارای تصویر می باشد.

نقش پدیده های جوی در آلودگی هوا و غلظت آلاینده ها چیست؟

شرایط هواشناسی اثر قابل ملاحظه‌ای در مسئله آلودگی هوا دارند. پارامترهای هواشناسی تأثیرگذار بر مسئله آلودگی هوا را می‌توانیم به دو دسته اولیه و ثانویه تقسیم بندی کنیم. پارامترهای اولیه عبارتند: از جهت و سرعت باد، دما، ارتفاع آمیختگی و پارامترهای ثانویه عبارتند از بارش، رطوبت، تابش و دید. این پارامترها بطور قابل ملاحظه‌ای تابع عرض جغرافیایی، فصل و توپوگرافی هستند. همانطوری که شرایط آب و هوایی بر شدت آلودگی تأثیر می‌گذارد، آلودگی هوا نیز شرایط آب و هوایی را تغییر می‌دهد. مثلا آلودگی هوا سبب کاهش دید، افزایش فراوانی و مدت مه‌های غلیظ (fog) و کاهش تابش ورودی خورشید شود. همچنین بارندگی و رطوبت نسبی در شهرها ممکن است به ترتیب بیشتر و کمتر گردد.

پراکنش و پخش آلاینده ها

در هواشناسی آلودگی هوا کلمه پراکنش (Dispersion) و پخش (Diffusion ) بسیار کاربرد دارند پراکنش به حرکت یا انتقال آلاینده‌ها بطور افقی یا قائم توسط باد اشاره می‌کند. در حالیکه پخش به رقیق شدن آلاینده‌ها اشاره دارد. پراکنش در جهت قائم توسط پایداری جوی کنترل می‌شود، در حالی که پراکنش افقی با جهت باد تعیین می‌شود. Diffuپخش عمدتاً نتیجه‌ای از تلاطم (Turbulence) در جو می‌باشد و بستگی به تغییرپذیری ویژگی های رژیم باد دارد.

باد

باد انتقال و پخش آلاینده‌ها را در جهت افقی و قائم به عهده دارد. غلظت آلاينده‌ها در سطح زمين اساساً به شدت و جهت باد و ميزان افت بستگي دارد. اگر باد بطور مداوم در یک جهت خاص بوزد، آلاینده‌ها در آن جهت انتقال می‌یابند، اما اگر جهت باد متغیر باشد مانند شرایط آرام نزدیک سطح زمین ، آلاینده‌ها در یک سطح گسترده پراکنده می‌گردند. در جایی که چند منبع آلودگی در جهت وزش باد و در یک ردیف قرار بگیرند، آلاینده‌ها در آنجا تجمع پیدا می‌کنند. بهترین محل برای ایجاد صنایع آلوده کننده در اطراف شهرها ، ناحیه پشت به باد آنهاست. مثلا برای تهران که باد غالب غربی است، محل صنایع آلوده کننده بهتر است در شرق باشد. اما حوادث ناشی از آلاینده‌های شدید زمانهایی اتفاق افتاده است که باد غالب حاکم نبوده و شرایط ناپایداری جوی نسبت به حالت طبیعی تفاوت زیادی داشته است و این شرایط الگوهای متفاوت با بادهای غالب را تولید کرده است. بنابراین نتیجه می‌گیریم که تعیین محل منابع آلاینده در جریان سوی باد در شرایط پایدار جوی صدق می‌کند و سرعت باد در سطح زمین به علت وجود شرایط اصطکاکی کاهش می‌یابد و هر چه از سطح زمین بالاتر رویم سرعت باد افزایش می یابد.

باران

بارش باران با دو مکانیزم عمده موجب کاهش موقت برخی از آلاینده های هوا می شود. در ابتدا، باران با ناپایداری جوی و وزش باد همراه است. ناپایداری جوی و اغتشاش در اتمسفر موجب کاهش تمامی آلاینده ها به واسطه فرآیندهای انتقال جرم (جابجایی و نفوذ) می شود. از طرف دیگر عناصر گوناگون گازی، مایع و جامد موجود در اتسفر دارای حلالیت به درجات مختلف در آب بوده، و لذا با بارش باران برخی از آلاینده ها در آب حل شده و از اتمسفر جدا می شوند. علاوه بر ذرات جامد معلق در اتسفر که دارای حلالیت مناسبی در آب هستندآلاینده های گازی دارای درجه حلالیت مختلفی در آب هستند که میزان حلالیت نیز تابعی از دمای محیط است. با کاهش دمای محیط، میزان حلالیت این عناصر در آب باران افزایش می یابد.

رطوبت

رطوبت هوا اصولا به دو صورت رطوبت مطلق هوا و رطوبت نسبی هوا در نظر گرفته می شود. رطوبت مطلق عبارتست از مقدار بخار آبی که در واحد حجم از هوا موجود باشد. مقدار رطوبتی که یک حجم هوا می تواند داشته باشد بستگی به دمای هوا دارد .رطوبت نسبی مقدار رطوبت موجود در یک حجم هوا با دمای مشخص به حداکثر رطوبتی که آن هوا می تواند در همان دما داشته باشد. هوای بدون بخار آب را هوای خشک می‌گویند. این نوع هوا در جو وجود ندارد، حتی در جو روی بیابانها و عرضهای بالا. هوای خشک به علاوه رطوبت را هوای مرطوب می‌گویند. تبخیر که عامل مرطوب ساختن هوای خشک است، از سطح اقیانوسها و آبهای سطحی و تعرق، منبع رطوبت هوا، ایجاد ابرها و بارندگی است. حداکثر بخار آب موجود در جو ۴ – ۳ درصد است.

بخار آب موجود در جو در متعادل نگه داشتن درجه حرارت جو کره زمین نقش عمده‌ای دارد. زیرا بخار آب امواج تشعشعی با طول موج بلند را جذب می‌نماید. پس اگر در جو مقدار بخار آب کم باشد، اختلاف درجه حرارت بسیار زیاد می‌شود. پس بحث در مورد متغیرهای هوای مرطوب از جمله رطوبت نسبی حائز اهمیت است.

دما

به طور طبيعي درلايه تحتاني جو(تروپوسفر) با افزايش ارتفاع، دما بطور آدياباتيك خشك(بي دررو) كاهش مي يابد، يعني هواي سطح زمين كه در مجاورت زيست كره واقع شده گرم تر از سطوح بالاتر است، لذا در چنين شرايطي نوسانات عمودي جو به راحتي مهيا شده و هواي سطح زمين با هواي پاك و پاكيزه سطوح بالايي جابجايي صورت داده و تهويه طبيعي به اين شكل انجام مي گيرد. بنابراین تغيير درجه حرارت هوا با افزايش ارتفاع سبب حركت نسبتاً سريع آلاينده‌ها مي‌گردد.

وارونگی دما

وارونگی دما نقش اساسی در آلودگی هوا دارد چراکه سبب پایداری جو و در نتیجه پایداری در برابر حرکت عمودی آلاینده ها می گردد همچنین انرژی باد را میرا کرده و در نتیجه مانع پراکنش عمودی و افقی آلاینده های می شود. به عبارتی اگر شرايط به گونه اي باشد كه با افزايش ارتفاع دما نيز افزايش يابد، يعني هواي مجاور سطح زمين سردتر از سطوح بالايي باشد، در اين حالت جابجايي عمودي جو متوقف شده و هواي سطح زمين به حالت پايدار مسكوت مي گردد، به چنين حالتي وارونگي دمايي يا اينورژن گفته مي شود، و از آنجاييكه منابع آلاينده هوا به طور دائم آلاينده هاي خود را در داخل لايه سطحي تزريق مي كنند، غلظت آلاينده ها در اين شرايط به شدت افزايش مي يابد. آلودگي هوا زماني به شديدترين حد خود مي رسد كه پديده وارونگي، با ارتفاع كم و براي مدت طولاني تر در هواي شهر باقي بماند. در واقع لايه اينورژن با ارتفاع كم و مدت زمان مديد، حائل پايدار و ساكني ايجاد مي كند كه مانع اختلاط اين سطح با سطوح بالايي شده و با افزايش غلظت آلاينده ها در زير آن، آلودگي هوا تشديد مي شود. وارونگي هوا به معناي تغيير يا انحراف هوا از وضعيت موجود به حالتي ديگر به علت ارتفاع مي باشد كه در بيشتر موارد به وارونگي دمايي مربوط بوده و منجر به تهديد سلامتي انسان ها مي شود. اين پديده همچنين مي تواند باعث جلوگيري از پديده انتقال حرارت جابجايي گردد. وارونگي دمايي بسته به نوع تشكيل و عوامل بوجود آورنده، به چهار دسته تقسيم مي شود: تابشي، توربولانسي، فرونشيني و جبهه اي.

انواع ابرها

به طور كلي، انواع مهم ابرها را به طور خلاصه به شرح زير مي‌توان بيان داشت:

۱-ابرهاي سيروس (Cirrus) : اين ابرها از مرتفع‌ترين ابرها بوده واغلب به صورت پرمانند و سفيد رنگ و شفاف (ملو از بلورهاي يخ) در آسمان ديده مي‌شوند. اين ابرها بعضاً به صورت دسته‌هاي منظم جدا از هم، در آسمان ديده مي‌شوند در اين صورت موسوم به سيروس‌هاي هواي خوب بوده و اگر توأم با ابرهاي سيرواستراتوس و آلتواستراتوس گردند. معمولاً علامت هواي بد مي‌باشند.

۲- سيرو استراتوس (Cirrostratus) : اين ابرها را مي‌توان سيروس‌هاي نازك تور مانندي دانست كه از ابرهاي كوچك سفيد و به هم فشرده به شكل گوله پشمي شكيل يافته‌اند و به علت شفافيت خورشيد و ماه و ستارگان از پشت آنها قابل رويت بوده و اغلب هاله‌اي دور خورشيد و ماه تشكيل مي‌دهند. اين هاله‌ نتيجه شكست نور بوسيله بلورهاي يخ معلق در هوا است ظهور اين ابرها، علامت نزديك شدن هواي طوفاني بوده و به همين لحاظ، اين ابرها را مي‌توان پيش از فرا رسيدن هواي بد و يا حالت‌هاي طوفاني هوا، مشاهده نمود.

۳- سيرو كومولوس (Cirrocumulus) : اين ابرها اغلب از توسعه ابرهاي سيرو استراتوس حاصل شده و بدون سايه مي‌باشند و غالباً به جاي خورشيد و ماه هاله‌اي در آسمان بوجود مي‌آورند. ساختمان آنها اغلب متشكل از قطعات سفيد رنگ بوده و معمولاً پيش از ابرهاي سيروس در آسمان ظاهر مي‌شوند. ظهور آنها در آسمان، مقدمه فرا رسيدن هواي ابري و طوفاني است.

۴- آلتو استراتوس (Altostratus) : اين ابرها به صورت لايه‌هاي يكنواخت و متحدالشكل خاكستري يا متمايل به آبي به صورت تركيبي از الياف، آسمان را مي‌پوشانند.

به علت قشر ظريف اين ابرها تشخيص موقعيت خورشيد از پشت آنها امكان‌پذير است معمولاً پس از پيدايش ابرهاي آلتو استراتوس، ريزيش‌هاي جوي در سطح وسيعي به طور مدام شروع مي‌گردد.

۵- آلتوكومولوس : (Altocumulus) اين ابرها شامل لايه‌ها و يا تكه‌هاي بزرگ گوي مانندي از قطرات زير آب بوده كه معمولاً بصورت شيار و يا امواج نسبتاً منظمي مشاهده مي‌گردد. جريان عمودي هوا در لايه‌اي كه بوسيله اين ابرها پوشيده شده، سبب رشد سريع قابل ملاحظه‌ايي در جهت عمودي در اين ابر مي‌گردد به همين سبب، اين ابرها اغلب در بالاي قلل كوهها و يا در فوق جريانات عمودي مشاهده مي‌گردند . اين ابر اغلب شكل عدسي دارند . پديدار شدن اين ابرها در آسمان بيانگر شرايط بد هوا و ايجاد رعد و برق مي‌باشد.

۶- استراتوس : (Stratus) نوع اصلي اين ابر لايه‌اي يكدست و شبيه مه مي‌باشد . و معمولاً به صورت توده متراكمي از بخار آب كه قطر آن در همه‌جا يكسان است، مشاهده مي‌گردد. ارتفاع اين ابر از سطح زمين بسيار كم است بارندگي در اين ابرها در حرارت‌هاي فوق صفر درجه سانتي‌گراد بصورت ريزدانه مي‌باشد.

۷- استراتوكومولوس (Stratucumulus): اين ابرها داراي رنگي تيره و يا سفيد متمايل به خاكستري بوده معمولاً بصورت دسته يا خطوط و يا توده‌هاي كروي مانند بزرگ و امواج كروي از ابرهاي خاكستري با فواصل و شكاف‌هاي روشن تشكيل مي‌گردد. اين ابرها اغلب بيشتر آسمان را پوشانده و بارندگي آن بصورت ريزدانه بود. و در نتيجه فاقد شرايط بارندگي‌هاي رگباري است.

۸- نيمبواستراتوس : (Nimbostratus) اين ابرها متراكم و فاقد شكل معيني بوده و تمام آسمان را به‌طور نامنظم مي‌پوشانند بارندگي‌هاي حاصل از اين ابرها اغلب مداومند.

۹- كومولوس: (Cumulus) اين ابرها اغلب ساختمان گل كلمي داشته و سطح بالاي آن حالت گنبدي دارد و متشكل از قطعات كوچك ابرهاي سفيد پنبه‌اي است كه معمولاً صبحگاهان در امتداد ارتفاعات تشكيل مي‌گردند و داراي حالت جوشش (در اثر صعود هواي مرطوب) هستند . قطعات پراكنده اين ابرها تقريباً داراي ارتفاع يكسان و معرف به كومولوس‌هاي هواي خوب مي‌باشند.

۱۰- كومولونيمبوس (Cumulunimbus): اين ابرها را توده‌هاي بزرگ و انبوه ابر كه به شكل برج عظيمي سر به آسمان كشيده‌اند تشكيل مي‌گردند رنگ قسمت فوقاني در اين ابرها متمايل به آبي و سطح زيرين آب كاملاً تيره مي‌باشد . اين ابرها به نام ابرهاي رعدوبرق نيز معروف‌اند. و بارندگي آنها بصورت رگباري است. اغلب با يك جبهه سرد و فعال همراه بوده و يا در اثر ناپايداري محلي ايجاد مي‌شوند و در عرض‌هاي ميانه اغلب در اوايل بهار و پاييز مشاهده مي‌شوند.

جبهه های هوا

 زماني كه دو توده هواي با دماي مختلف‌، در مسير حركتشان به هم مي‌رسند، حالت انتقال شديدي (از لحاظ دما، فشار، رطوبت، باد و غيره) در مرز بين آنها بوجود مي‌آيد.

اگر يك نفر همراه با توده هواي گرم به سمت شمال حركت كند، به تدريج و به طور يكنواخت با كاهش دما مواجه مي‌شود؛ سپس با برخورد به يك توده هواي سرد، دما به طور ناگهاني و شديد افت مي‌كند يعني تغييرات آهسته و يكنواخت در محل برخورد با توده سرد، به تغيير ناگهاني و غير مداوم تبديل مي‌شود. به اين خاطر اصطلاح خط ناپيوستگي (Line Of Discontinuity) در مورد مركز توده هوا به كاربرد، مي‌شود. عبارت جبهه (Front)

مترادف با خط ناپيوستگي است و امروزه به خوبي جانشين آن شده است. در واقع جبهه‌ها مرزهاي بين توده‌هاي هوا هستند. بر روي نقشه‌هاي هواشناسي جبهه‌ها را با يك خط نشان مي‌دهند.

سطحي كه دو توده هواي مجاور را از هم جدا مي‌كند سطح جبهه (Frontal Surface) ناميده مي شود.

انواع جبهه ها

بسته به حركت توده هاي هوا، انواع مختلف جبهه ها كه هر كدام خواص خود را دارند تشكيل مي شوند. اين جبهه‌ها عبارتند از:

– جبهه هاي گرم (warm fronts)

– جبهه هاي سرد (Cold fronts)

– جبهه هاي ساكن (Stationary fronts)

– جبهه هاي بند آمده (Occluded fronts)

جبهه هاي گرم (warm fronts)

یک جبهه گرم، جبهه ای است که در طول آن، هوای گرم جانشین هوای سرد می شود. در صورتیکه که جهت حرکت توده های هوا به طریقی باشد که هوای گرم به تدریج از روی سطح زمینی عبور کند که قبلاً در آن جا هوای سرد وجود داشته است، جبهه تشکیل شده، جبهه گرم خواهد بود.

بر روی نقشه های هواشناسی، جبهه گرم معمولاً به صورت نیم دایره های سیاه رنگ و در سمتی که جبهه به آن طرف حرکت می کند رسم می شود. بر روی نقشه های چاپی، جبهه گرم با خط پر رنگ و قرمز مشخص شود.

حاصل شکل گیری جبهه گرم ایجاد پوشش نسبتاً ضخیم ابر بر روی سطح جبهه و در نزدیکی دنباله آن و بارندگی یکنواخت است.

جبهه هاي سرد (Cold fronts)

در جبهه های سرد، هوای سرد جانشین هوای گرم می شود. تیغه های سیاه رنگ بر روی خطی که جبهه را نشان می دهد علامت جبهه سرد هستند و همیشه بر روی جهتی قرار داده می شوند که جبهه در آن مسیر حرکت می کنند.

بر روی نقشه های هواشناسی جبهه سرد با خط پررنگ آبی مشخص می شود. حاصل تشکیل جبهه سرد بوجود آمدن ابرهای کومولوس و کومولونیمبوس، همراه با بارندگی های رگباری است.

جبهه هاي ساكن (Stationary fronts)

فرض کنید دو توده هوای گرم و سرد توسط یک جبهه از هم جدا شده اند. آیا این جبهه گرم است یا سرد؟ جواب این است که تشخیص جبهه، به رفتار آن بستگی دارد. اگر جبهه در جهت هوای گرم جابه جا شود، جبهه سرد است و اگر در جهت هوای سرد جابه جا شود، جبهه گرم است. اما اگر توده های هوا در حرکت نباشند، جبهه به حالت سکون در می آید پس در واقع جبهه ساکن، جبهه ای است که در جهت افقی دارای حرکات بسیار کمی بوده و تقریباً اصطلاحی است که به مرز توده های هوای ساکن گفته می شود و بر روی نقشه های هواشناسی با ترکیبی از جبهه گرم و سرد نشان داده میشود.

جبهه هاي بند آمده (Occluded fronts)

جبهه بند آمده از ادغام جبهه های سرد و گرم تشکیل می شوند. اگر یک جبهه سرد از یک جبهه گرم پیشی گیرد، نتیجه کار یک جبهه بندآمده است.

با نزدیک شده به جبهه بندآمده، سیستم ابر یا بارندگی حاصل از آن بسیار شبیه یک جبهه گرم است، زیرا تشکیل دنباله توده هوای گرم قبل از جبهه تغییری نکرده است. با گذر جبهه، ابرها و بارندگی متعاقب آن از نوع جبهه سرد خواهد بود.

آشنايي با لايه هاي جو

اتمسفر زمين را بر حسب چگونگي روند دما، اختلاف چگالي،

تغييرات فشار، تداخل گازها و سرانجام ويژگيهاي الكتريكي به لايه‌هاي زير تقسيم كرده‌اند:

• تروپوسفر (Troposphere)
• استراتوسفر (Stratosphere)
• مزوسفر (Mesosphere)
• يونسفر (Ionosphere)
• اگزوسفر (Exosphere)

تروپوسفر

تروپوسفر پايين ترين لايه اتمسفر است كه خود از لايه هاي كوچكتري تشكيل شده است.

وجه تمايز اين لايه با ديگر لايه هاي اتمسفر، تجمع تمامي بخار آب جو زمين در آن است؛ به همين دليل بسياري از پديده هاي جوي كه با رطوبت ارتباط دارند و عاملي تعيين كننده در وضعيت هوا به شمار مي آيند (از قبيل ابر، باران، برف، مه و رعد و برق) تنها در اين لايه رخ مي دهند.

منبع حرارتي لايه تروپوسفر انرژي تابشي سطح زمين است. از اين رو با افزايش ارتفاع با كاهش دما مواجه خواهيم بود.

ضخامت تروپوسفر، از شرايط حرارتي متفاوتي كه در عرضهاي جغرافيايي مختلف حاكم است تبعيت مي كند. اين ضخامت معمولاً از ۱۷ تا ۱۸ كيلومتر در استوا به ۱۰ تا ۱۱ كيلومتر در مناطق معتدل و ۷ تا ۸ كيلومتر در قطبها تغيير مي كند.

استراتوسفر

لايه استراتوسفر بر روي لايه تروپوسفر قرار دارد و ضخامت متوسط آن حدود ۲۳ كيلومتر است. در ۳ كيلومتر اول استراتوسفر، دماي هوا ثابت است اما در قسمتهاي بالاتر دماي هوا با ارتفاع افزايش مي يابد.

در استراتوسفر به ندرت ابر تشكيل مي شود و تنها در شرايط ويژه اي ممكن است ابرهاي كوهستاني به نام ابرهاي مرواريدي در ارتفاع ۲۱ تا ۲۹ كيلومتري از سطح زمين ظاهر شوند كه علت وجود آنها حركات موجي شكل هوا از سوي موانع مي باشد.

از ديگر ويژگيهاي مهم استراتوسفر وجود ازن در اين لايه است كه بخصوص در ارتفاع ۲۰ تا ۳۰ كيلومتري سطح زمين بر اثر واكنشهاي مختلف فتوشيميايي بدست مي آيد. مقدار ازن در اين لايه معمولاً روند فصلي دارد حداكثر آن در بهار و حداقل آن در پاييز مشاهده مي شود.

مزوسفر

در بالاي لايه گرم ازن لايه مزوسفر قرار دارد كه دما در آن متناسب با افزايش ارتفاع با آهنگ ۳/۰ سانتيگراد به ازاي هر ۱۰۰ متر كاهش مي يابد به طوريكه دما در مرز فوقاني آن در ارتفاع ۸۰ تا ۹۰ كيلومتري به ۸۰- درجه سانتيگراد مي رسد. و نتيجه اين دماي پايين انجماد بخار آب ناچيز موجود در اين لايه است كه باعث بوجود آمدن ابرهاي شب تاب مي شوند. اين ابرها درتابستان و در عرضهاي بالا ديده مي شوند. مزوسفر سردترين لايه اتمسفر تلقي مي شود.

يونوسفر

از بخش فوقاني مزوسفر تا ارتفاع تقريبي ۱۰۰۰ كيلومتري اتمسفر زمين، بار الكتريكي شديدي حاكم است كه زاييده وجود يونها و الكترونهاي آزاد است. در حقيقت پرتوهاي پر انرژي خورشيد كه از فضاي خارج به طبقات بالايي اتمسفر وارد مي شوند باعث گسستگي پيوند يا يونيزاسيون مولكولها و اتمها مي شوند. بر اثر يونيزاسيون، الكترون آزاد مي شود و باقي مانده اتم به صورت يون در مي آيد؛ به همين علت اين لايه از جو را يونوسفر ناميده اند.

شدت يونيزاسيون در تمام ارتفاعات يونسفر يكسان نيست؛ بنابراين لايه هاي متفاوت با تراكم الكترون و يون متفاوت با ارتفاعات مجاور خود در يونسفر وجود دارد؛

اين لايه ها در ارتباطات راديويي اهميت بسياري دارند. اين لايه ها عبارتند از لايه هاي D,E,F .

اگزوسفر

شرايط موجود در يونوسفر در اين لايه نيز حاكم است؛ بدين معني كه گازها در اين لايه همچنان قابليت هدايت الكتريكي خود را حفظ مي كنند. سرعت ذرات در اين لايه بسيار زياد است و در مواردي به ۲/۱۱ كيلومتر در ثانيه مي رسد.

اگزوسفر لايه گذار جو به فضاي كيهاني به شمار مي آيد كه بخش فوقاني آن را در ارتفاع بيش از سه هزار كيلومتري از سطح زمين برآورد كرده اند.

پيش بينى و كنترل توفان

راس هوفمن

هر ساله توفان هاى موسمى بسيار بزرگ كه تندبادهايى با سرعت بيش از ۱۲۰ كيلومتر بر ساعت را ايجاد مى كنند، سراسر درياهاى گرمسيرى را درنورديده و به سوى خطوط ساحلى حركت مى كنند. اين امر غالباً باعث مى شود كه بخش هاى وسيعى از نوارهاى ساحلى در نقاط مختلف جهان دچار آسيب هاى جدى و فراوانى شوند. وقتى اين توفان هاى پى در پى كه در ميان ساكنين سواحل اقيانوس اطلس و سواحل شرقى اقيانوس آرام به نام Hurricane، در سواحل غربى اقيانوس آرام به نام Typhoon و در سواحل حاشيه اى اقيانوس هند به نام Cyclone معروف اند به نواحى پرجمعيت هجوم مى برند، ممكن است هزاران نفر كشته و ميلياردها دلار خسارت بر جاى گذارند. و هيچ چيز، مطلقاً هيچ چيز، در برابر آنها توان ايستادگى و مقاومت ندارد.

اما آيا اين نيروهاى مهيب طبيعت بايد براى هميشه از حيطه كنترل ما خارج باشند؟ من و همكاران محقق ام هرگز اينگونه نمى انديشيم. تيم تحقيقاتى ما از مدت ها پيش در پى يافتن پاسخ اين سئوال است كه چطور مى توان توفان ها را به مسيرهاى كم خطرتر هدايت كرد يا در غير اين صورت لااقل آنها را به جهات مختلف پراكنده ساخت. گرچه تحقق اين هدف بزرگ شايد براى دهه ها بعد قابل تصور باشد، اما نتايج تحقيقات ما نشان مى دهند كه مطالعه احتمالات متعدد در اين زمينه چندان آسان نخواهد بود.

براى برداشتن نخستين گام ها در مسير كنترل توفان ها، محققان بايد قادر باشند كه اولاً مسير جارى شدن يك توفان را با دقت فوق العاده زيادى پيش بينى كنند، ثانياً هويت تغييرات فيزيكى (از قبيل تغييرات دماى هوا) را كه بر رفتار توفان اثرگذار خواهند بود تشخيص دهند و ثالثاً راه هايى را براى تأثيرگذارى بر آن تغييرات پيدا كنند. اين كار اكنون در مراحل آغازين خود قرار دارد، اما شبيه سازى هاى كامپيوترى توفان ها كه طى چند سال گذشته با موفقيت قابل وصفى انجام شده اند به وضوح نشان مى دهند كه تعديل رفتار توفان ها بالاخره روزى ميسر خواهد بود. در اين ميان، چيزى كه بيش از هر چيز ديگر پيش بينى آب و هوا را مشكل مى سازد، حساسيت فوق العاده اتمسفر (جو زمين) به تحريكات كوچك است، اما همين امر مى تواند كليد واقعى دستيابى بشر به كنترلى باشد كه دائماً در جست وجوى آن است. نخستين تلاش تيم تحقيقاتى ما براى اثرگذارى بر مسير يك توفان شبيه سازى شده، به عنوان مثال، از طريق ايجاد تغييرات كوچك در كيفيت اوليه توفان، به طور قابل ملاحظه اى موفقيت آميز از كار درآمد و نتايج بعدى نيز همچنان روند مطلوب قبلى را تداوم بخشيده اند.

ماهيت توفان ها

براى اينكه ببينيم اساساً چرا توفان ها (Hurricanes) و ساير تندبادهاى گرمسيرى مى توانند مستعد پذيرش مداخله انسان باشند، بايد ماهيت و منشاء اصلى وقوع توفان ها را دريافت. توفان ها، به شكل دسته هايى از تندبادهاى همراه با آذرخش و صاعقه بر فراز اقيانوس هاى گرمسيرى ظاهر مى شوند. درياهاى واقع در عرض هاى جغرافيايى پايين دائماً حرارت و رطوبت زيادى را براى اتمسفر به ارمغان مى آورند و اين امر باعث مى شود تا هواى گرم و مرطوب فراوانى بر فراز سطح دريا تشكيل شود. وقتى اين هوا به سمت سطوح فوقانى جو حركت مى كند، بخار آب موجود در آن تقطير مى شود و بدان وسيله موجبات تشكيل ابرها و فرو ريختن انواع نزولات را فراهم مى سازد. تقطير بخار آب موجود در هوا باعث آزاد شدن حرارت در سطوح فوقانى جو مى شود و اين حرارت كه اصطلاحاً از آن به عنوان «گرماى نهان تقطير» نام برده مى شود، به همراه حرارت تابشى خورشيد كه اصلى ترين عامل تبخير آب در سطح اقيانوس محسوب مى شود، سبكى بيشترى را براى هوا به ارمغان آورده و باعث مى شوند تا هوا طى يك فرايند بازخوردى تقويتى (Feedback) آمادگى صعود به ارتفاعات بالاتر را پيدا كند. نهايتاً، فرود اين هواى گرمسيرى باعث سازماندهى تدريجى و تقويت سامانه اى مى شود كه به نوبه خود موجبات تشكيل «قطب مركزى سكون»اى را فراهم مى سازد كه يك توفان دريايى به دور آن مى چرخد. با رسيدن اين سامانه به زمين، منبع پايدار آب گرم توفان از آن جدا مى شود كه همين امر به تضعيف سريع توفان مى انجامد.

روياى كنترل توفاناز آنجايى كه توفان بيشتر انرژى اش را از حرارت آزاد شده در نتيجه تقطير بخار آب بر فراز اقيانوس (كه بعدها به تشكيل ابر و فرود نزولات جوى مى انجامد) به دست مى آورد، لذا نخستين چيزى كه محققان در روياهاى خويش براى پيش بينى زمان وقوع اين پديده هاى وهم آسا مجسم ساخته بودند، تلاش همه جانبه براى ايجاد تغيير در فرايند تقطير با استفاده از تكنيك هاى بارورسازى ابرها بود كه در دهه هاى دورتر به عنوان تنها راه عملى براى تأثيرگذارى بر شرايط آب و هوايى مناطق مطرح بود. در اوايل دهه ،۱۹۶۰ يك هيات مشاوره اى علمى به نام Project Stormfury كه از سوى دولت آمريكا مأموريت يافته بود، اقدام به انجام يك سرى آزمايش هاى دليرانه يا شايد متهورانه با هدف تعيين چگونگى امكان اجرايى كردن آن راهكار نمود.

هدف Project Stormfury كاستن از سرعت گسترش يك توفان از طريق تشديد يا تقويت سرعت نزول باران در نخستين باند يا حوزه بارانى در خارج از Eye Wall يا حلقه ابرها و بادهاى شديدى بود كه در حوزه ديد قرار داشتند [براى آگاهى بيشتر در اين زمينه به مقاله «تجربيات ملايم سازى توفان» اثر«آر اچ سيمپسون» و «جوآنه اس مالكوس» در نسخه دسامبر ۱۹۶۴ نشريه ساينتيفيك آمريكن مراجعه كنيد]

آنها تلاش كردند تا اين هدف را با پاشيدن ذرات يديد نقره بر روى ابرها به وسيله طياره محقق سازند: در اين روش، از ذرات يديد نقره به عنوان هسته هايى لازم براى تشكيل يخ از بخار آبى

آب وهوا وضعيت غالب جو در نقطه معيني از زمين را شامل مي شود. يعني حالت ها و شرايطي كه در آن منطقه حكم فرماست. از طرفي عناصر اصلي آب و هوا كه تمام شرايط را در دست دارند و در بررسي آب و هواي يك منطقه مورد بررسي قرار مي گيرند عبارتند از :

۱- درجه حرارت
۲- رطوبت و ريزش هاي جوي ( باران، برف…. )
۳- فشار هوا و بادها

عناصر فوق به نام عناصر آب و هوايي معروف هستند و در ارتباط با هم عمل مي كنند، اما در بين اين عناصر، درجه حرارت  اساسي ترين عنصر آب و هوايي به شمار مي رود.به طوري كه بارش و فشار، هر يك تحت تاثير درجه حرارت مي باشند.
بر اساس دما آسيا را مي توان به سه بخش متفاوت تقسيم كرد.
۱- سرزمين هاي مجاور قطب شمال و سيبري با روزهايي سرد و يخبندان در تمام سال.
۲- سرزمين هاي جنوبي كه در مجاورت درياها واقع شده اند، از درياي سرخ در غرب تا جزيره ي تايوان در شرق.
۳- بخش هاي داخلي آسيا كه داراي سرماي سخت و خشن در زمستان ها و گرماي زياد در تابستان ها هستند.

بر اساس بارش نيز آسيا را مي توان در اين سه بخش بررسي نمود.
۱- سرزمين هاي مجاور قطب شمال و سيبري با توجه به نحوه ي تابش خورشيد و گرماي ناچيز، رطوبت و بارش را نداشته و خشك است.
۲- سرزمين هاي جنوبي كه در مجاورت درياها واقع شده اند، چنانچه عوامل ديگر دخالت نداشته باشند، از رطوبت و بارش كافي برخوردارند.
۳- بخش هاي داخلي آسيا كه از درياها و منابع رطوبتي دور هستند و بنابر اين از رطوبت و بارش نيز بي بهره و خشك هستند.

بر اين اساس آسيا را به دو قسمت آسياي مرطوب و آسياي خشك تقسيم مي كنند.
چنان كه در تقسيمات بالا ديده مي شود، موارد يك و سه از بارندگي بي بهره اند و تنها سرزمين هايي كه در مورد دوم نام برده شده اند از بارندگي كافي برخوردار هستند. بنابراين:

۱- آسياي مرطوب
شرق، جنوب و جنوب شرق آسيا كه از بادهاي مرطوب موسمي بهره مند هستند، مرطوب ترين بخش آسيا را تشكيل مي دهند.
۲- آسياي خشك
تمام آسياي مركزي، غرب و جنوب غرب آسيا كه از دريا دور يا مانع كوهستاني دارند و از ورود بادهاي باران آور جلوگيري مي كنند، از نواحي خشك آسيا محسوب مي شوند. همچنين سرزمين هاي مجاور قطب شمال و سيبري.

آب و هواي آسيا
به دليل وسعت زيادي كه اين قاره دارا مي باشد، اقليم هاي گوناگوني نيز در آن وجود دارد. تنوع اقليمي در آسيا از سرماي سخت و خشن قطب شمال، محيط بياباني گرم و خشك مركز و جنوب غرب، تا شرايط گرم و مرطوب حاره اي جنوب را شامل مي شود.

آسيا حدود ۵۰۰۰ مايل از دايره ي قطبي در شمال تا خط استوا در جنوب كشيده مي شود. از شرق تا غرب نيز تقريباً در نيمي از گرداگرد كره ي زمين امتداد مي يابد. اين سرزمين پهناور انواع بسيار گوناگوني از اقليم هاي گوناگون را دربرمي گيرد. آسيا، سردترين، گرم ترين، مرطوب ترين و خشك ترين مكان ها را در روي زمين از آن خود كرده است.

سرزمين هاي وسيع داخلي آسيا از اقيانوس ها به دور هستند. وجود كوهستان ها و طرز قرار گرفتن آن ها كه مانع عبور توده هاي هوايي مي گردند كه از سمت اقيانوس ها مي وزند، تفاوت اقليم بين سواحل و نواحي داخلي را در اين قاره تشديد مي كند. به همين دليل اقليم آسياي مركزي يكي از اقليم هاي سخت و افراطي به شمار مي رود، چرا كه زمستان هاي آن با توجه به بادهاي سردي كه از مناطق قطبي مي وزد، سرد و طولاني است، از طرفي تابستان هاي آن نيز در همه جا جز ارتفاعات بسيارگرم و كوتاه مي باشد. به جز كوهستان ها، در اين منطقه از آسيا بسيار ناچيز است. در نتيجه بيشتر اين منطقه بياباني محسوب مي شود.
آسياي شمالي، از نظر اقليمي با آسياي مركزي شباهت بسيار زيادي دارد. تنها ميزان بارندگي است كه از مقدار بيشتري برخوردار مي باشد. زمستان هاي  شمال آسيا فوق العاده سرد است، به طوري كه سردترين مكان سكونتي جهان در اين منطقه، ورخويانسك در سيبري واقع است. برخي اوقات درجه حرارت تا ۹۰ درجه ي فارنهايت زير صفر كاهش مي يابد.
آسياي جنوبي، اقليم كاملاً متفاوتي را داراست. به جز نواحي كوهستاني بقيه ي اين منطقه در سراسر سال گرم است، چنان كه در نواحي پست درجه حرارت تا ۱۲۵ درجه ي فارنهايت مي رسد. در اين منطقه تابستان و زمستان مطابق آن چه كه ما مي شناسيم وجود ندارد. در عوض داراي يك فصل باراني و يك فصل خشك مي باشد.

فصل باراني معمولاً از ژوئن تا اكتبر ادامه دارد. طي اين مدت بارش زيادي هر روز اتفاق مي افتد. بارندگي هاي زيادي در اين بخش از آسيا نسبت به ساير مناطق جهان صورت مي پذيرد. برخي نقاط هند بيش از ۴۵۰ اينچ بارش را در فصل باراني دريافت مي كنند. فصل هاي باراني و خشك توسط بادهايي ايجاد مي شوند كه به موسمي ها شهرت دارند و از آسياي مركزي به سمت حاشيه ي جنوبي و شرقي اين قاره مي وزند. موسمي هاي زمستاني بادهاي خشكي هستند كه از روي خشكي هاي آسيا مي وزند. اين بادها به دليل اين كه از مناطق سرد ( خشكي ها در زمستان سرد مي باشند.) سرچشمه مي گيرند، سرد و خشك مي باشند. موسمي هاي تابستاني به درون قاره و از اقيانوس ها مي وزند، به همين دليل نيز رطوبت را تا جايي كه پيش مي روند به درون قاره حمل مي نمايند.

فصل باراني براي ميليون ها نفري كه در جنوب و شرق آسيا زندگي مي كنند اهميت بسياري دارد. فعاليت هاي كشاورزي در اين نواحي بستگي بسيار فراواني به ريزش باران هاي موسمي دارد. بدون بارندگي رشد گياهان متوقف خواهد شدو فعاليت كشاورزي صورت نخواهد گرفت. در اين صورت خشكسالي موجب قحطي و گرسنگي هزاران نفر خواهد گرديد. گاهي اوقات باران هاي موسمي به موقع نمي بارد يا با تاخير روبروست، در اين صورت محصولات در زماني كه بايد به عمل آيند كاشته نمي شوند. ريزش باران هاي موسمي گاهي موجب به راه افتادن سيل در اين نواحي مي شود.

آسياي جنوب غربي نسب به ديگر مناطق بسيار خشك است. تابستان هاي اين قسمت از آسيا طولاني و بسيار گرم است. زمستان ها نسبتاً معتدل تر است. مگر در نواحي داخلي و دور كه هوا سردتر خواهد بود. نقاط خاصي از جنوب غرب آسيا زمستان فصل بارندگي است. زمستان فصل رشد گياهان نيز مي باشد، به خاطر اين كه محصولات در تابستان هاي گرم و خشك اين سرزمين ها قادر به رشد و نمو نمي باشند.