مطلب آموزشی(تاوایی پتانسیل)

شماتیک کژفشاری (باروکلنیک,سطوح دما و پتانسیل و چگالی همدیگر را قطع می کنند) از دیدگاه تاوایی پتانسیل

منبع تاوایی پتانسیل استراتوسفر است. تاوایی پتانسیل همواره مقداری مثبت است که دارای آنومالی کمتر یا بیشتر از نرمال می باشد. تغییرات یا آنومالی مثبت در هر جا بمعنی نفوذ هوای استراتوسفر به داخل تروپوسفر است.وقتی در یک سطحی از جو تغییرات تاوایی پتانسیل رخ می دهد سبب تغییرات در ژئوپتانسیل ترازهای دیگر می شود که این نتیجه قابل توجهی را از بابت نفوذ آشفتگیهای سطوح بالا به بخشهای پائینی تروپوسفر بازی می کند.اگر دو عامل تواما وجود داشته باشند (توزیع تاوایی و توزیع دما) موج کژفشار می تواند توسعه پیدا کند.کمیتی که این دو را تواما دارد تاوایی پتانسیل است.زیر تروپوپاز تاوایی پتانسیل کمتر است و بالای تروپوپاز تاوایی پتانسیل بیشتر است.اگر در جایی آنومالی مثبت تاوایی پتانسیل داشته باشیم سه اتفاق می افتد.

1- در پیرامون خود بصورت پادساعتگرد چرخش ایجاد می کند.

2-در زیرخود میدان دما را کاهش می دهد.

3- در بالای خود میدان دما را افزایش می دهد.

برای آنومالی منفی تاوایی پتانسیل دقیقا برعکس این عمل می کند.

در بالاتصویر شرایط کژفشاری از دیدگاه تاوایی پتانسیل دج شده است که در زیر توضیحاتی در این خصوص ارائه می شود.

درسطوح بالای جو یک تراف مشاهد می شود که در واقع از تروپوپاز تبعیت می کند. در اینجا در واقع یک آنومالی تاوایی پتانسیلی مثبت داریم که بهمراهش یک گردش چرخندی ایجاد شده است. تصور A حالتی را نشان می دهد که هنوز تراف القا چرخش در سطح زمین نکرده است همانطور که مشاهده می شود خطوط همدمای پتانسیل در سطح زمین بصورت موازی و بدون تغییراتی در جهت عرضها دیده می شوند. اما تصویر B نشان می دهد که از طرف تراف بالا چرخش به سطح زمین القا شده است و خطوط همدمای پتانسیل از حالت موازی خارج وفرارفت هوای سرد و گرم بوسیله پیکانها نشان داده شده است و چرخش D1را بوجود آورده است. در سطح زمین فرارفت هوای گرم معادل آنومالی تاوایی پتانسیل مثبت است و فرارفت هوای سرد در سطح زمین معادل آنومالی منفی تاوایی پتانسیل است. پیکان C2 در اثر چرخش C1 از تراز بالا به سطح زمین القا شده است و چرخش D1سبب القا چرخش D2با شدت کمتر در تراز بالا می شود لذا چون پیکانهای بالایی همجهت هستند سبب تقویت یکدیگر می شوند.لذا به این شکل چرخش بالایی نسبت به حالت اولیه قوی تر خواهد شد و به دنبال آن چرخش اولیه ای که به سطح زمین القا کرده بود نیز قوی تر خواهد شد که آنومالی فرارفت سرد و گرم هم بیشتر می شود. در کل  سطوح زیرین و  سطوح بالایی یکدیگر را تقویت می کنند که  توسعه و گسترش شرایط موجی و کژفشاری را بدنبال خواهد داشت.لذا چون این کمیت در ایجاد و توسعه جریانهای چرخندی در ترازهای پائین جو نقش عمده ای دارد. بگونه ای که اگر در یک منطقه بیشینه تاوایی پتانسیلی در تراز بالا دیده شود در تراز پائین یک آشفتگی کوچک در دمای پتانسیل بوجود می آید که سبب ایجاد یک گردش چرخندی در تراز پائین می شود که در نتیجه آن در قسمت شرق این ناحیه فرارفت هوای گرم و در قسمت غرب آن فرارفت هوای سرد شکل می گیرد و یک باند کژفشار در تراز پائین بوجود می آید. لذا از آنومالی تاوایی پتانسیل در تشخیص و تعقیب آشفتگیهای جوی استفاده می شود. از طرفی دیگر ,برای تحلیل سامانه های جوی تاوایی پتانسیل به دلیل دارا بودن سه خاصیت ,پایستاری ,وارون پذیری و فرارفت افقی آن برروی سطوح همدمای پتانسیلی از اهمیت خاصی برخوردار است. پایستاری تاوایی پتانسیلی در تشخیص کیفی نوع توده هوا , و وارون پذیری آن برای بدست آوردن میدان باد و تابع جریان دربررسی های همدیدی و عددی همواره مورد توجه پژوهشگران هواشناسی قرار گرفته است.

نتیجه: هر سامانه ای که با تاوایی پتانسیل بیشتری همراه باشد چون دارای هر دو عامل (توزیع تاوایی و توزیع دمایی) یعنی فرارفت و تغییرات فرافت می باشد دارای شرایط کژفشاری خوبی خواهد بود. و نشان دهنده نفوذ هوای سرد و خشک از ناحیه استراتوسفر به داخل تروپوسفر می باشد. تجربه نشان داده است سامانه هایی که در سطح ایران با هسته های سرد ومراکزبسته فعالیت داشته انداز تاوایی پتانسیل بالایی برخوربوده اند سبب ناپایداری و بارشهای فراگیری شده اند. درناوهاچون تاوایی مطلق زیاد می شود و ارتفاع تروپوپاز کم لذا پایداراری ایستایی زیاد می شود از طرفی افزایش تاوایی مطلق و پایداری ایستایی سبب افزایش تاوایی پتانسیل می شود. واحد تاوایی پتانسیل PVU است. توزیع تاوایی پتانسیل :همانطور که قبلا هم اشاره شد مقدار تاوایی پتانسیل استراتوسفر یا پوش سپهر معمولا زیاد است. و مقادیر تاوایی پتانسیل تروپوسفر یا ورد سپهر کمتر از 1.5 واحد است. اما در تروپوپاز یا وردایست این مقدار ممکن است به چند واحد پرش کند سپس با افزایش ارتقاع با شیب زیادی افزایش یابد. 

 تاوایی پتانسیل در جو فشارورد یا باروتروپیک (جوی که سطوح فشاری و دما و چگالی همدیگر را قطع نمی کنند و موازی هم هستند.) توسط راسبی و ارتل بررسی شده است که معادله های بدست آمده آنها در زیر درج شده است.

ضخامت یا ارتفاع / ( تاوایی نسبی + تاوایی سیاره ای=تاوایی مطلق) = تاوایی پتانسیلی راسبی

پایداری ایستایی  . (تاوایی مطلق =تاوایی سیاره ای + تاوایی نسبی) . شتاب گرانی = تاوایی پتانسیلی ارتل 

بکمک معادله تاوایی پتانسیل ارتل می توان برای درک مقادیر عددی تاوایی پتانسیل استاندارد همبسته به جو ایدال ساکن ین کمیت کمک گرفت. از انجائیکه در جو ساکن مولفه های افقی باد صفر هستند لذا تاوایی نسبی صفر خواهد شد.

لذا  :   تاوایی سیاره ای . شتاب گرانی . پایداری ایستایی = تاوایی پتانسیل استاندارد.

تاوایی سیاره ای از استوا بطرف قطب با افزایش عرض جغرافیایی زیاد می شود از طرفی عموما پایداری ایستایی در ترازهای بالای جو نیز از استوا بطرف قطب با افزایش تاوایی پتانسیل همرا است. لذا تاوایی پتانسیل از استوا بطرف قطب افزایش می یابد.