شیوه‌ی اندازه‌گیری قدرت توفان Haiyan

در صورت نبود امکان اندازه‌گیری مستقیم سرعت باد، یکی از روش‌های متداول به منظور برآورد شدت توفان‌های گرمسیری، استفاده از روش Dvorak می‌باشد. در این روش که سه دهه پیش توسط هوا‌شناس آمریکایی Vemon Dvorak پایه‌گذاری شد، بیشینه‌ی سرعت باد را به کمک تجزیه و تحلیل اندک اختلافی که بین تصاویر ماهواره‌ای گرفته شده در نور مرئی و مادون قرمز وجود دارد، برآورد می‌کند. با این حال، روش Dvorak سرعت توفان را به طور مستقیم اندازه گیری نمی‌کند. برخی از هوا‌شناسان معتقدند که این روش بیشینه سرعت باد را در برخی شرایط، بالا‌تر از مقدار واقعی برآورد می‌کند. 

داده‌های این تصویر متعلق به آزمایشگاه پیشرانش جت سازمان ناسا (JPL) و سازمان تحقیقات فضایی هندوستان می‌باشد.

از آنجایی که سازمان‌های هوا‌شناسی، با توجه به خطرات احتمالی، از ارسال هواپیماهای تجسسی برای رصد توفان‌های استوایی در اقیانوس آرام خودداری میکنند و همچنین ابزار نصب شده در ایستگاه‌های زمینی نیز به ندرت از این توفان‌ها جان سالم به در می‌برند، مراکز هشدار توفان و دیگر گروه‌های تحقیقاتی، مجبور به تکیه بر تخمین‌های به دست آمده از روش Dvorak به منظور برآورد سرعت این طوفان‌ها می‌باشند. با این حال، به گفته هوا‌شناس آمریکایی Eric Holthaus ابـَرتوفان Haiyan که هفته پیش فیلیپین را درنوردید، حتی از بالا‌ترین مقیاس تعریف شده در روش Dvorak (٠/٨) نیز پیشی گرفت.

در روشى دیگر، می‌توان از پراکنشسنج (Scatterometer) که نوعی رادار مایکروویو می‌باشد نیز براى سنجش قدرت توفان‌های استوایی استفاده کرد. برای نمونه، می‌توان از این ابزار که بر روی ماهواره Oceansat-2 متعلق به سازمان تحقیقات فضایی هندوستان نصب شده است، برای اندازه گیری قدرت توفان در سطح اقیانوس استفاده کرد. در تاریخ ۱۵ آبان ۱۳۹۲، Oceansat-2 قدرت گرباد هایان را بر روی سطح اقیانوس در ساعت ۹:۳۰ صبح به وقت محلی اندازه‌گیری کرد که در تصویر بالا نشان داده شده است. جهت پیکان‌ها، جهت باد و رنگ‌ها، سرعت باد را نشان می‌دهد، رنگ‌های ارغوانی نشان دهنده بادهای قوی‌تر می‌باشند. همانطور که در تمام توفان‌های نیمکره شمالی دیده می‌شود، قوی‌ترین منطقه این توفان نیز در سمت شمال شرقی مرکز توفان (چشم توفان) قرار گرفته است.

با توجه به داده‌های بدست آمده از ماهواره Oceansat-2 که توسط پژوهشگران آزمایشگاه پیشرانش جت سازمان ناسا (JPL) با استفاده از روش‌های تجربی پردازش شده است، شدت این توفان در زمان اندازه گیری بین ۱۹۰ تا ۳۰۰ کیلومتر در ساعت به اوج خود رسید که این میزان برای نابودی کامل هر آنچه بر روی سطح زمین است کافی است.

با این حال، Bryan Stiles از سازمان JPL این نکته را یادآور می‌شود که حداکثر قدرت توفان هایان احتمالا بالا‌تر از آنچه که Oceansat-2 اندازه‌گیری کرده است می‌باشد. بر اساس الگوریتمى که گروه Bryan تهیه کرده است، میانگین داده‌های Oceansat-2 در منطقه‌ای به مساحت بیش از ۲۴ کیلومتر مربع محاسبه شده است که تا حدودی کمتر از مقدار حداکثر مطلق قدرت توفان می‌باشد. بر همین اساس، Bryan حداقل سرعت این توفان را در حدود ۲۴۰ کیلومتر در ساعت تخمین می‌زند که حدودن ۲۰ درصد بالا‌تر از داده‌های بدست آمده از Oceansat-2 می‌باشد. با این حال، تیم او زمان کافی برای انجام محاسبات دقیق‌تر را در اختیار نداشت. 

با این حال، Brian McNoldy از دانشگاه میامی معتقد است که از آنجا که تفکیک‌پذیری یک پراکنشسنج معمولن در حدود ۲۵ تا ۵۰ کیلومتر می‌باشد، این ابزار قادر به تخمین بادهای شدید نمی‌باشد. در نتیجه، گروه وی بر روی روش دیگری کار می‌کند که برپایه میزان آشفتگی بوجود آمده در سطح اقیانوس بر اثر توفان استوار می‌باشد.

در این روش آنچه اندازه گیری می‌شود در واقع نه سرعت باد، بلکه اختلاف در نحوه‌ی پراکنش انرژی تابشی بر روی سطح اقیانوس می‌باشد. پس از مشخص شدن این میزان، با استفاده از یک مدل پیچیده، مقدار سرعت بادی که مسئول این آشفتگی سطحی می‌باشد تعیین خواهد شد.

گرفتگی ترکیبی بر روی آفریقا

آخرین خورشید گرفتگی سال ۲۰۱۳ از نوع غیرمتداول این پدیده بود. در این گرفتگی که به "گرفتگى ترکیبى (Hybrid Eclipse)" معروف است، خورشید در ابتدا (و این بار با طلوع آفتاب در غرب اقیانوس  طلس)، وارد گرفتگی حلقوی می‌شود. در گرفتگی حلقوى، ماه به دلیل قرار گرفتن در فاصله دورتری نسبت به زمین، تنها بخشی از نور خورشید را مسدود می‌کند و خورشید مانند حلقه آتشین بر گرداگرد ماه می‌درخشد. در ادامه و با حرکت ماه به مدارى نزدیک‌تر به زمین، خورشید وارد گرفتگی کلى می‌شود. برای کمی بیش از ٣ ساعت، سایه ماه، نوارى به طول حدودا ١٣۶٠٠ کیلومتر و پهناى ۵٨ کیلومتر را بر روى مرکز آفریقا پیمود.

تصویر متعلق به وبگاه Earth Observatory سازمان ناسا می‌باشد که توسط

Robert Simmon و Jesse Allen با استفاده از داده‌های VIIRS تهیه شده است.

تصویر بالا بکمک ابزارک تصویربردار پرتوى مرئى نور مادون قرمز (VIIRS) که بر روى ماهواره مشارکتى Saumi قرار گرفته، تهیه شده است. خط زرد رنگ، مسیرى را نشان می‌دهد که تحت گرفتگى کلى قرار داشت. نقشه نشان داده شده نیز محل قرارگیرى این مسیر را نسبت به آفریقاى مرکزى ترسیم می‌کند. VIIRS این تصویر را در ساعت ۱۳:۲۵ به وقت گرینویچ و در تاریخ ١٢ آبان سال ١٣٩٢، تقریبا ٣٨ دقیقه پس از شروع حداکثر گرفتگى برداشت.

منطقه تاریک، حاصل ترکیب سایه کامل (Umbra) و پیش سایه (Antumbra) ماه بر روی سطح زمین است. ناظرانى که در سایه کامل قرار داشتند، شاهد گرفتگى کلى بودند که در زمان حداکثر گرفتگى (ساعت ۱۲:۴۷ دقیقه به وقت محلى) ٩٩ ثانیه به درازا انجامید. براى افرادى که در پیش سایه قرار داشتند، گرفتگى جزئى رخ داد. آخرین گرفتگى سال ٢٠١٣ از آنجا بسیار غیر معمول بود که گرفتگى از جزئی به حلقوی‌ تبدیل و پس از آن با گرفتگى کلى به پایان رسید، در حالى که گرفتگی‌های ترکیبی به طور معمول به شکل حلقوی شروع، تبدیل به کلى، و سپس دوباره با گرفتگى حلقوى پایان می‌رسند. آخرین گرفتگی ترکیبی در تاریخ ٢٩ آبان سال ١٢٣٣ رخ داد و به گفته مجله Sky and Telescope، تا تاریخ ٢۶ مهر ١۵۵٢ دیگر شاهد هیچ نوع گرفتگى ترکیبى نخواهیم بود. برای مشاهده نقشه مسیر گرفتگی، اینجا را تلیک کنید.

هزار مدل توفان داریم

نسخه بزرگتر اینجا

برای توصیف پدیده‌های آب و هوایی از عبارت‌هایی همچون توفان، کولاک، سیستم‌های کم فشار، گردباد، دِرِچو [۱] و عبارت‌های بسیار دیگری نیز استفاده می‌شود. توفان‌های استوایی (گرمسیری) خود نیز اغلب توسط سازمان جهانی هواشناسی و مرکز ملی توفان آمریکا نام گذاری می‌شوند. حتا اخیرن، رسانه‌ها شروع به نامگذاری توفان‌های زمستانی نیز کرده‌اند.

هواشناسان و اقلیم‌شناسان، از یک روش ساده برای دسته‌بندی توفان‌ها استفاده می‌کنند. آنها توفان‌ها را به سه دسته‌ی توفان‌های «تندری»، «استوایی» و «برون استوایی» تقسیم‌بندی می‌کنند که همه آن‌ها از اختلالات جوی حاصل شده و باعث توزیع مجدد گرما و ایجاد ترکیب‌های متنوعی از انواع ابرها، بارندگی و بادهای ملایم تا متوسط و شدید می‌شوند.

این تصویر که در تاریخ ۲۹ ژانویه ۲۰۱۳ توسط ماهواره‌ی EUMETSAT تهیه شده است، همزمان نمونه‌ای از هر سه نوع توفان را نشان می‌دهد. توفان‌های تندری کوچکترین، توفان‌های استوایی به طور قابل توجهی بزرگتر، و توفان‌های برون استوایی از بزرگترین سامانه‌های جوی می‌باشند. در این تصویر ماهواره‌ای، ابرهای بالغ توفان برون استوایی به شکل کاما و بسیار گسترده می‌باشد. در حالی که یک توفان استوایی بالغ، مارپیچی و اغلب بشکل بارزی دارای یک چشم در مرکز خود می‌باشد، توفان‌های تندری در مقابل، دارای شکلی نامنظم بوده و از ابرهای کومه‌ای‌بارا تشکیل می‌شوند که بشکل تابدار بسمت بالا کشیده می‌شوند. این خصوصیت ساختاری بارز، در تصاویر ماهواره‌ای، به سطح فوقانی یک تندر، ظاهری آشفته می‌دهد.

هر سه نوع توفان نیاز به رطوبت، انرژی، باد و شرایطی خاص برای توسعه دارند، اما ترکیب این مواد تشکیل دهنده، بسته به نوع توفان و شرایط هواشناسی محل بروز توفان، متفاوت می‌باشد. برای مثال، تندر زمانی شکل می‌گیرد که یک ماشه، برای نمونه یک جبهه هوای سرد، بادهای سطحی را همگرا کند و یا عوارض سطحی موجب عدم پایداری یک جبهه هوای گرم و مرطوب و افزایش ارتفاع آن شود. با افزایش ارتفاع، هوا در جبهه‌ی گرم گسترش یافته و همزمان با افرایش ارتفاع، خنک‌تر شده و در طی این فرایند، رطوبت هوا تا متراکم شدن بخار آب به قطرات مایع و سپس تشکیل بلورهای یخ در ابرهای بارشی افزایش می‌یابد.

توفان‌های استوایی که معمولن با عنوان Typhoon و یا Hurricane (توفند) شناخته می‌شوند، زمانی رخ می‌دهند که چندین تندر در یک سیستم بزرگتر جمع شده و با یک الگوی دورانی به دور یک مرکز کم فشار (چشم توفان) جریان یابند. این توفان در حین حرکت از میان محیط گرم اقیانوس مقاوم و پایدار شده و انرژی خود را افزایش می‌دهد [دمای مورد نیاز  آب سطح دریا برای شکل گیری یک توفند استوایی بالای ۲۶/۵ درجه سانتیگراد می‌باشد]. با این حال، هنگامی که چینش باد [۲] قوی باشد، این توفان‌ها نمی‌تواند رشد کنند. چینش باد زمانی اتفاق می‌افتد که سرعت و جهت وزش بادهای سطحی از یک سو و بادهای طبقات بالاتر در جو اختلاف بالایی داشته باشند.

بروز توفندهای برون استوایی در عرض‌های جغرافیایی میانی‌تر، می‌تواند باعث ایجاد گونه‌های متنوعی از آب و هوا اعم از بارش‌های خفیف، کولاک‌های شدید و یا حتی توفان‌های گسترده شود که به طور معمول در عرض‌های میانی ​​و یا بالاتر آغاز می‌شوند. در حالی که توفان‌های استوایی، انرژی خود را از توده‌های هوای گرم اقیانوسی مناطق استوایی بدست می‌آورند، توفان‌های برون استوایی سوخت و انرژی خود را از فعل و انفعالات ناشی از برخورد توده‌های هوا (با درجه حرارت یا رطوبت متفاوت) در طول جبهه خود کسب می‌کنند.

[۱] دِرِچو (Derecho): توفان باد راست‌خط گسترده، ناشی از فروهنج همرفتی شدید.

[۲] چینشِ باد (Wind shear): تغییر محلی بردار باد یا هریک از مؤلفه‏‌های آن در یک راستای معین.