پچھلے باب 8 میں زمین کی سطح پر درجہ حرارت کی غیر مسانوی تقسیم بیان کی گئی تھی۔ ہوا گرم ہونے پر پھیلتی ہے اور ٹھنڈی ہونے پر سکڑتی ہے۔ اس کے نتیجے میں فضائی دباؤ میں تغیرات پیدا ہوتے ہیں۔ نتیجتاً یہ ہوا کو زیادہ دباؤ والے علاقے سے کم دباؤ والے علاقے کی طرف حرکت دیتا ہے، جس سے ہوا میں حرکت پیدا ہوتی ہے۔ آپ پہلے سے جانتے ہیں کہ افقی حرکت میں ہوا ہوا کہلاتی ہے۔ فضائی دباؤ یہ بھی طے کرتا ہے کہ ہوا کب اوپر اٹھے گی یا نیچے بیٹھے گی۔ ہوا سیارے بھر میں حرارت اور نمی کی دوبارہ تقسیم کرتی ہے، اس طرح پورے سیارے کا درجہ حرارت مستقل رکھتی ہے۔ نمی بھری ہوا کا عمودی اُٹھاؤ اسے ٹھنڈا کر کے بادلوں کی تشکیل کرتا ہے اور بارش لاتا ہے۔ اس باب کا مقصد دباؤ کے فرق کی وجوہات، وہ قوتیں جو فضائی گردش کو کنٹرول کرتی ہیں، ہوا کا پرتشدد نمونہ، ہوائی کمیتوں کی تشکیل، ہوائی کمیتوں کے آپس میں تعامل سے پیدا ہونے والا غیر مستحکم موسم اور پرتشدد استوائی طوفانوں کے مظہر کی وضاحت کرنا ہے۔

فضائی دباؤ

کیا آپ کو احساس ہے کہ ہمارا جسم ہوا کے بہت زیادہ دباؤ کے تابع ہے۔ جیسے جیسے کوئی اوپر جاتا ہے ہوا پتلی ہوتی جاتی ہے اور سانس لینے میں دشواری محسوس ہوتی ہے۔

اوسط سمندر کی سطح سے لے کر فضا کی چوٹی تک ایک اکائی رقبے میں موجود ہوا کے ستون کے وزن کو فضائی دباؤ کہتے ہیں۔ فضائی دباؤ کا اظہار ملی بار کی اکائیوں میں کیا جاتا ہے۔ سمندر کی سطح پر اوسط فضائی دباؤ $1,013.2$ ملی بار ہے۔ کشش ثقل کی وجہ سے سطح پر ہوا گھنی ہوتی ہے اور اس لیے اس کا دباؤ زیادہ ہوتا ہے۔ ہوا کا دباؤ پارے کے بیرومیٹر یا اینیرائڈ بیرومیٹر کی مدد سے ناپا جاتا ہے۔ اپنی کتاب، جغرافیہ میں عملی کام - حصہ اول (این سی ای آر ٹی، 2006) سے رجوع کریں اور ان آلات کے بارے میں جانیں۔ دباؤ بلندی کے ساتھ کم ہوتا ہے۔ کسی بھی بلندی پر یہ جگہ جگہ مختلف ہوتا ہے اور اس کا یہ تغیر ہوا کی حرکت کی بنیادی وجہ ہے، یعنی ہوا جو زیادہ دباؤ والے علاقوں سے کم دباؤ والے علاقوں کی طرف چلتی ہے۔

دباؤ میں عمودی تغیر

نچلی فضا میں دباؤ بلندی کے ساتھ تیزی سے کم ہوتا ہے۔ بلندی میں ہر $100 \mathrm{~m}$ اضافے پر دباؤ میں تقریباً $1 \mathrm{mb}$ کمی آتی ہے۔ یہ ہمیشہ ایک ہی شرح سے کم نہیں ہوتا۔ جدول 9.1 ایک معیاری فضا کے لیے منتخب بلندیوں پر اوسط دباؤ اور درجہ حرارت دیتا ہے۔

جدول 9.1 : منتخب سطحوں پر معیاری دباؤ اور درجہ حرارت

عمودی دباؤ میلان قوت افقی دباؤ میلان قوت سے کہیں زیادہ بڑی ہوتی ہے۔ لیکن، یہ عام طور پر تقریباً برابر مگر مخالف کشش ثقل کی قوت سے متوازن ہو جاتی ہے۔ اس لیے، ہمیں اوپر کی طرف تیز ہواؤں کا تجربہ نہیں ہوتا۔

دباؤ کی افقی تقسیم

دباؤ میں معمولی فرق بھی ہوا کی سمت اور

شکل 9.1 : شمالی نصف کرہ میں آئسوبار، دباؤ اور ہوا کے نظام

رفتار کے لحاظ سے انتہائی اہم ہوتے ہیں۔ دباؤ کی افقی تقسیم کا مطالعہ مستقل سطحوں پر آئسوبار کھینچ کر کیا جاتا ہے۔ آئسوبار وہ خطوط ہیں جو برابر دباؤ والی جگہوں کو ملاتے ہیں۔ دباؤ پر بلندی کے اثر کو ختم کرنے کے لیے، موازنہ کے مقاصد کے لیے اسے سمندر کی سطح پر کم کرنے کے بعد کسی بھی اسٹیشن پر ناپا جاتا ہے۔ سمندر کی سطح کے دباؤ کی تقسیم موسم کے نقشوں پر دکھائی جاتی ہے۔

شکل 9.1 دباؤ کے نظاموں کے مطابق آئسوبار کے نمونے دکھاتی ہے۔ کم دباؤ کا نظام ایک یا زیادہ آئسوبار سے گھرا ہوتا ہے جس کا سب سے کم دباؤ مرکز میں ہوتا ہے۔ زیادہ دباؤ کا نظام بھی ایک یا زیادہ آئسوبار سے گھرا ہوتا ہے جس کا سب سے زیادہ دباؤ مرکز میں ہوتا ہے۔

سمندر کی سطح کے دباؤ کی عالمی تقسیم

جنوری اور جولائی میں سمندر کی سطح کے دباؤ کی عالمی تقسیم کو شکلوں 9.2 اور 9.3 میں دکھایا گیا ہے۔ خط استوا کے قریب سمندر کی سطح کا دباؤ کم ہوتا ہے اور اس علاقے کو استوائی کم دباؤ کہا جاتا ہے۔ $30 \mathrm{~N}$ اور $30^{\circ} \mathrm{S}$ کے ساتھ ساتھ زیادہ دباؤ والے علاقے پائے جاتے ہیں جنہیں زیراستوائی زیادہ دباؤ کہتے ہیں۔ مزید قطب کی طرف $60^{\circ} \mathrm{N}$ اور $60^{\circ} \mathrm{S}$ کے ساتھ ساتھ، کم دباؤ والے پٹیوں کو زیرقطبی کم دباؤ کہا جاتا ہے۔ قطبین کے قریب دباؤ زیادہ ہوتا ہے اور اسے قطبی زیادہ دباؤ کہتے ہیں۔ یہ دباؤ کی پٹیاں فطرت میں مستقل نہیں ہوتیں۔

شکل 9.2 : دباؤ کی تقسیم (ملی بار میں) — جنوری

شکل 9.3 : دباؤ کی تقسیم (ملی بار میں) — جولائی

یہ سورج کی ظاہری حرکت کے ساتھ جھولتی ہیں۔ شمالی نصف کرہ میں، سورج موسم سرما میں جنوب کی طرف اور موسم گرما میں شمال کی طرف حرکت کرتا دکھائی دیتا ہے۔

ہوا کی رفتار اور سمت کو متاثر کرنے والی قوتیں

آپ پہلے سے جانتے ہیں کہ فضائی دباؤ میں فرق کی وجہ سے ہوا میں حرکت پیدا ہوتی ہے۔ حرکت میں ہوا کو ہوا کہتے ہیں۔ ہوا زیادہ دباؤ سے کم دباؤ کی طرف چلتی ہے۔ سطح پر ہوا رگڑ کا تجربہ کرتی ہے۔ اس کے علاوہ، زمین کی گردش بھی ہوا کی حرکت کو متاثر کرتی ہے۔ زمین کی گردش سے پیدا ہونے والی قوت کو کوریولس قوت کہتے ہیں۔ اس طرح، زمین کی سطح کے قریب افقی ہوائیں تین قوتوں کے مشترکہ اثر کا جواب دیتی ہیں - دباؤ میلان قوت، رگڑ کی قوت اور کوریولس قوت۔ اس کے علاوہ، کشش ثقل کی قوت نیچے کی طرف کام کرتی ہے۔

دباؤ میلان قوت

فضائی دباؤ میں فرق ایک قوت پیدا کرتا ہے۔ دباؤ میں فاصلے کے لحاظ سے تبدیلی کی شرح دباؤ میلان ہے۔ دباؤ میلان اس جگہ مضبوط ہوتا ہے جہاں آئسوبار ایک دوسرے کے قریب ہوں اور کمزور ہوتا ہے جہاں آئسوبار دور ہوں۔

رگڑ کی قوت

یہ ہوا کی رفتار کو متاثر کرتی ہے۔ یہ سطح پر سب سے زیادہ ہوتی ہے اور اس کا اثر عام طور پر $1-3 \mathrm{~km}$ کی بلندی تک پھیلا ہوتا ہے۔ سمندر کی سطح پر رگڑ کم سے کم ہوتی ہے۔

کوریولس قوت

زمین کا اپنے محور کے گرد گھومنا ہوا کی سمت کو متاثر کرتا ہے۔ اس قوت کو کوریولس قوت کہتے ہیں جس کا نام فرانسیسی طبیعیات دان کے نام پر رکھا گیا جس نے 1844 میں اس کی وضاحت کی۔ یہ ہوا کو شمالی نصف کرہ میں دائیں طرف اور جنوبی نصف کرہ میں بائیں طرف موڑ دیتی ہے۔ جب ہوا کی رفتار زیادہ ہوتی ہے تو انحراف زیادہ ہوتا ہے۔ کوریولس قوت عرض البلد کے زاویے کے راست متناسب ہوتی ہے۔ یہ قطبین پر زیادہ سے زیادہ ہوتی ہے اور خط استوا پر غیر موجود ہوتی ہے۔

کوریولس قوت دباؤ میلان قوت کے عموداً کام کرتی ہے۔ دباؤ میلان قوت ایک آئسوبار کے عموداً ہوتی ہے۔ دباؤ میلان قوت جتنی زیادہ ہوگی، ہوا کی رفتار اتنی ہی زیادہ ہوگی اور ہوا کی سمت میں انحراف اتنا ہی بڑا ہوگا۔ ان دو قوتوں کے ایک دوسرے کے عموداً کام کرنے کے نتیجے میں، کم دباؤ والے علاقوں میں ہوا اس کے گرد چلتی ہے۔ خط استوا پر، کوریولس قوت صفر ہوتی ہے اور ہوا آئسوبار کے متوازی چلتی ہے۔ کم دباؤ شدت اختیار کرنے کے بجائے بھر جاتا ہے۔ یہی وجہ ہے کہ خط استوا کے قریب استوائی طوفان نہیں بنتے۔

دباؤ اور ہوا

ہوا کی رفتار اور سمت ہوا پیدا کرنے والی قوتوں کا خالص نتیجہ ہیں۔ اوپری فضا میں ہوائیں، سطح سے $2-3 \mathrm{~km}$ اوپر، سطح کے رگڑ کے اثر سے آزاد ہوتی ہیں اور بنیادی طور پر دباؤ میلان اور کوریولس قوت سے کنٹرول ہوتی ہیں۔ جب آئسوبار سیدھے ہوں اور جب کوئی رگڑ نہ ہو، تو دباؤ میلان قوت کوریولس قوت سے متوازن ہو جاتی ہے اور نتیجتی ہوا آئسوبار کے متوازی چلتی ہے۔ اس ہوا کو جیوسٹروفک ہوا کہتے ہیں (شکل 9.4)۔

شکل 9.4: جیوسٹروفک ہوا

کم دباؤ کے گرد ہوا کی گردش کو طوفانی گردش کہتے ہیں۔ زیادہ دباؤ کے گرد اسے ضد طوفانی گردش کہتے ہیں۔ ایسے نظاموں کے گرد ہواؤں کی سمت مختلف نصف کرہ میں ان کے مقام کے مطابق بدلتی ہے (جدول 9.2)۔

زمین کی سطح پر کم اور زیادہ دباؤ کے گرد ہوا کی گردش کئی مواقع پر اوپر کی سطح پر ہوا کی گردش سے گہرا تعلق رکھتی ہے۔ عام طور پر، کم دباؤ والے علاقے پر ہوا اکٹھی ہو کر اوپر اٹھے گی۔ زیادہ دباؤ والے علاقے پر ہوا اوپر سے نیچے بیٹھے گی اور سطح پر پھیل جائے گی (شکل 9.5)۔ اکٹھا ہونے کے علاوہ، کچھ بھنور، حرارتی روئیں، پہاڑی اٹھاؤ اور محاذوں کے ساتھ اٹھاؤ ہوا کے اوپر اٹھنے کا سبب بنتے ہیں، جو بادلوں اور بارش کی تشکیل کے لیے ضروری ہے۔

شکل 9.5: ہواؤں کا اکٹھا ہونا اور پھیلاؤ

فضا کی عمومی گردش

سیاروی ہواؤں کے نمونے کا انحصار بڑی حد تک اس پر ہے: (i) فضائی حرارت میں عرضی تغیر؛ (ii) دباؤ کی پٹیوں کا ظہور؛ (iii) سورج کی ظاہری راہ کے بعد پٹیوں کا نقل مکانی؛ (iv) براعظموں اور سمندروں کی تقسیم؛ (v) زمین کی گردش۔ سیاروی ہواؤں کی حرکت کے نمونے کو فضا کی عمومی گردش کہتے ہیں۔ فضا کی عمومی گردش سمندری پانی کی گردش کو بھی حرکت میں لاتی ہے جو زمین کے

جدول 9.2: طوفانوں اور ضد طوفانوں میں ہوا کی سمت کا نمونہ

$ \begin{array}{|l|l|l|} \hline \text{دباؤ کا نظام} & \text{مرکز میں دباؤ کی حالت } & \begin{array}{c} \text{ہوا کی سمت کا نمونہ} \end{array} \\ & \text{at the Centre} & \begin{array}{l|l} \hline \text{شمالی نصف کرہ} & \text{جنوبی نصف کرہ} \end{array} \\ \hline\text{طوفان} & \text{کم} & \begin{array}{l|l} \text{گھڑی کی سوئیوں کی سمت } & \text{گھڑی کی سوئیوں کے مخالف سمت} \\ \\ \text{گھڑی کی سوئیوں کے مخالف سمت } & \text{گھڑی کی سوئیوں کی سمت} \end{array} \\ \text{ضد طوفان} & \text{زیادہ} \\ \hline \end{array} $

موسم پر اثر انداز ہوتی ہے۔ عمومی گردش کی ایک خاکہ وضاحت شکل 9.6 میں دکھائی گئی ہے۔

شکل 9.6: فضا کی عمومی گردش کی سادہ شکل

بین الاستوائی اکٹھائی خطہ (آئی ٹی سی زیڈ) پر ہوا زیادہ شمسی تابکاری اور کم دباؤ کی وجہ سے حرارتی رو کے باعث اوپر اٹھتی ہے۔ استوائی خطوں سے ہوائیں اس کم دباؤ والے خطے میں اکٹھی ہوتی ہیں۔ اکٹھی ہوئی ہوا حرارتی خلیے کے ساتھ اوپر اٹھتی ہے۔ یہ ٹروپوسفیئر کی چوٹی تک تقریباً $14 \mathrm{~km}$ کی بلندی تک پہنچتی ہے اور قطبین کی طرف حرکت کرتی ہے۔ اس سے تقریباً $30^{\circ} \mathrm{N}$ اور S پر ہوا جمع ہو جاتی ہے۔ جمع ہونے والی ہوا کا ایک حصہ نیچے زمین پر بیٹھ جاتا ہے اور ایک زیراستوائی زیادہ دباؤ بناتا ہے۔ نیچے بیٹھنے کی ایک اور وجہ ہوا کا ٹھنڈا ہونا ہے جب یہ $30^{\circ} \mathrm{N}$ اور $\mathrm{S}$ عرض البلد تک پہنچتی ہے۔ نیچے زمین کی سطح کے قریب ہوا خط استوا کی طرف مشرقی ہواؤں کے طور پر بہتی ہے۔ خط استوا کے دونوں طرف سے مشرقی ہوائیں بین الاستوائی اکٹھائی خطہ (آئی ٹی سی زیڈ) میں اکٹھی ہوتی ہیں۔ سطح سے اوپر اور اس کے برعکس ایسی گردشوں کو خلیے کہتے ہیں۔ استوائی خطوں میں ایسے خلیے کو ہیڈلی خلیہ کہتے ہیں۔ درمیانی عرض البلد میں گردش قطبین سے آنے والی ٹھنڈی ہوا کے نیچے بیٹھنے اور زیراستوائی زیادہ دباؤ سے چلنے والی گرم ہوا کے اوپر اٹھنے کی ہوتی ہے۔ سطح پر ان ہواؤں کو مغربی ہوائیں کہتے ہیں اور خلیے کو فیریل خلیہ کہتے ہیں۔ قطبی عرض البلد پر ٹھنڈی گھنی ہوا قطبین کے قریب نیچے بیٹھتی ہے اور درمیانی عرض البلد کی طرف قطبی مشرقی ہواؤں کے طور پر چلتی ہے۔ اس خلیے کو قطبی خلیہ کہتے ہیں۔ یہ تینوں خلیے فضا کی عمومی گردش کا نمونہ طے کرتے ہیں۔ کم عرض البلد سے زیادہ عرض البلد تک حرارتی توانائی کی منتقلی عمومی گردش کو برقرار رکھتی ہے۔ فضا کی عمومی گردش سمندروں کو بھی متاثر کرتی ہے۔ فضا کی بڑے پیمانے کی ہوائیں سمندر کی بڑی اور آہستہ حرکت کرنے والی روئیں شروع کرتی ہیں۔ سمندر بدلے میں ہوا میں توانائی اور پانی کے بخارات کی فراہمی کرتے ہیں۔ یہ تعاملات سمندر کے ایک بڑے حصے پر کافی آہستگی سے رونما ہوتے ہیں۔

فضا کی عمومی گردش اور اس کے سمندروں پر اثرات

بحرالکاہل کے گرم اور ٹھنڈا ہونا فضا کی عمومی گردش کے لحاظ سے سب سے اہم ہے۔ وسطی بحرالکاہل کا گرم پانی آہستہ آہستہ جنوبی امریکی ساحل کی طرف بہتا ہے اور ٹھنڈی پیروویئن رو کی جگہ لے لیتا ہے۔ پیرو کے ساحل کے قریب گرم پانی کے اس طرح ظاہر ہونے کو ایل نینو کہتے ہیں۔ ایل نینو واقعہ وسطی بحرالکاہل اور آسٹریلیا میں دباؤ کی تبدیلیوں سے گہرا تعلق رکھتا ہے۔ بحرالکاہل پر دباؤ کی حالت میں اس تبدیلی کو جنوبی تھرکاوٹ کہتے ہیں۔ جنوبی تھرکاوٹ اور ایل نینو کے مشترکہ مظہر کو اینسو کہتے ہیں۔ جن سالوں میں اینسو مضبوط ہوتا ہے، دنیا بھر میں موسم میں بڑے پیمانے پر تغیرات رونما ہوتے ہیں۔ جنوبی امریکہ کا خشک مغربی ساحل بھاری بارش وصول کرتا ہے، آسٹریلیا اور کبھی کبھار ہندوستان میں خشک سالی ہوتی ہے اور چین میں سیلاب آتے ہیں۔ اس مظہر کی کڑی نگرانی کی جاتی ہے اور دنیا کے بڑے حصوں میں طویل مدتی پیش گوئی کے لیے استعمال کیا جاتا ہے۔

موسمی ہوائیں

زیادہ سے زیادہ حرارت، دباؤ اور ہوا کی پٹیوں کے خطوں کے منتقل ہونے کی وجہ سے ہوا کی گردش کا نمونہ مختلف موسموں میں تبدیل ہو جاتا ہے۔ ایسی منتقلی کا سب سے واضح اثر مون سون میں محسوس ہوتا ہے، خاص طور پر جنوب مشرقی ایشیا پر۔ آپ کتاب ہندوستان: جسمانی ماحول (این سی ای آر ٹی، 2006) میں مون سون کی تفصیلات پڑھیں گے۔ عمومی گردش کے نظام سے دیگر مقامی انحرافات درج ذیل ہیں۔

مقامی ہوائیں

زمین کی سطحوں کے گرم اور ٹھنڈا ہونے میں فرق اور وہ چکریں جو روزانہ یا سالانہ بنتی ہیں، کئی عام، مقامی یا علاقائی ہوائیں پیدا کر سکتی ہیں۔

خشکی اور سمندر کی ہوائیں

جیسا کہ پہلے بیان کیا گیا، خشکی اور سمندر حرارت کو مختلف طریقے سے جذب اور منتقل کرتے ہیں۔ دن کے دوران خشکی تیزی سے گرم ہوتی ہے اور سمندر سے زیادہ گرم ہو جاتی ہے۔ اس لیے، خشکی پر ہوا اوپر اٹھتی ہے جس سے کم دباؤ کا علاقہ بنتا ہے، جبکہ سمندر نسبتاً ٹھنڈا ہوتا ہے اور سمندر پر دباؤ نسبتاً زیادہ ہوتا ہے۔ اس طرح سمندر سے خشکی کی طرف دباؤ میلان بنتا ہے اور ہوا سمندر سے خشکی کی طرف سمندری ہوا کے طور پر چلتی ہے۔ رات میں حالات کا الٹ ہو جاتا ہے۔ خشکی تیزی سے حرارت کھو دیتی ہے اور سمندر سے ٹھنڈی ہوتی ہے۔ دباؤ میلان خشکی سے سمندر کی طرف ہوتا ہے اور اس لیے خشکی کی ہوا بنتی ہے (شکل 9.7)۔

شکل 9.7: خشکی اور سمندر کی ہوائیں

پہاڑی اور وادی کی ہوائیں

پہاڑی علاقوں میں، دن کے دوران ڈھلوانیں گرم ہو جاتی ہیں اور ہوا اوپر کی طرف چلتی ہے اور پیدا ہونے والے خلا کو پر کرنے کے لیے وادی سے ہوا وادی میں اوپر چلتی ہے۔ اس ہوا کو وادی کی ہوا کہتے ہیں۔ رات کے دوران ڈھلوانیں ٹھنڈی ہو جاتی ہیں اور گھنی ہوا وادی میں نیچے پہاڑی ہوا کے طور پر اترتی ہے۔ اونچے سطح مرتفع اور برفانی میدانوں کی ٹھنڈی ہوا جو وادی میں نیچے اترتی ہے اسے کٹاباٹک ہوا کہتے ہیں۔ ایک اور قسم کی گرم ہوا پہاڑی سلسلوں کے ہوا کی مخالف سمت والے حصے پر ہوتی ہے۔ ان ہواؤں میں نمی، پہاڑی سلسلوں کو پار کرتے ہوئے، گاڑھی ہو کر بارش بن جاتی ہے۔ جب یہ ڈھلوان کے ہوا کی مخالف سمت والے حصے سے نیچے اترتی ہے تو خشک ہوا حرارتی عمل کے ذریعے گرم ہو جاتی ہے۔ یہ خشک ہوا برف کو کم وقت میں پگھلا سکتی ہے۔

ہوائی کمیتیں

جب ہوا کافی طویل وقت تک ایک ہم جنس علاقے پر رہتی ہے، تو یہ اس علاقے کی خصوصیات حاصل کر لیتی ہے۔ ہم جنس خطے وسیع سمندری سطح یا وسیع میدان ہو سکتے ہیں۔ درجہ حرارت اور نمی کے لحاظ سے مخصوص خصوصیات والی ہوا کو ہوائی کمیت کہتے ہیں۔ اسے ہوا کے ایک بڑے جسم کے طور پر بیان کیا جاتا ہے جس میں درجہ حرارت اور نمی میں افقی تغیر بہت کم ہوتا ہے۔ وہ ہم جنس سطحیں، جن پر ہوائی کمیتیں بنتی ہیں، ماخذ خطے کہلاتی ہیں۔

ہوائی کمیتوں کو ماخذ خطوں کے مطابق درجہ بندی کیا جاتا ہے۔ پانچ اہم ماخذ خطے ہیں۔ یہ ہیں: (i) گرم استوائی اور زیراستوائی سمندر؛ (ii) زیراستوائی گرم صحرا؛ (iii) نسبتاً ٹھنڈے اونچے عرض البلد کے سمندر؛ (iv) اونچے عرض البلد میں برف سے ڈھکے بہت ٹھنڈے براعظم؛ (v) آرکٹک اور انٹارکٹیکا میں مستقل برف سے ڈھکے براعظم۔ اس کے مطابق، ہوائی کمیتوں کی درج ذیل اقسام تسلیم کی جاتی ہیں: (i) سمندری استوائی (mT)؛ (ii) براعظمی استوائی (cT)؛ (iii) سمندری قطبی (mP)؛ (iv) براعظمی قطبی (cP)؛ (v) براعظمی آرکٹک (cA)۔ استوائی ہوائی کمیتیں گرم ہوتی ہیں اور قطبی ہوائی کمیتیں ٹھنڈی ہوتی ہیں۔

محاذ

جب دو مختلف ہوائی کمیتیں ملتی ہیں، تو ان کے درمیان سرحدی خطے کو محاذ کہتے ہیں۔ محاذوں کی تشکیل کے عمل کو محاذ سازی کہتے ہیں۔ محاذوں کی چار اقسام ہیں: (a) سرد؛ (b) گرم؛ (c) ساکن؛ (d) بند۔ جب محاذ ساکن رہتا ہے، تو اسے ساکن محاذ کہتے ہیں۔ جب سرد ہوا

شکل 9.8 : عمودی حصے: (a) گرم محاذ؛ (b) سرد محاذ؛ (c) بند محاذ

سرد ہوائی کمیت کی طرف حرکت کرتی ہے، تو اس کا رابطہ خطہ سرد محاذ کہلاتا ہے، جبکہ اگر گرم ہوائی کمیت سرد ہوائی کمیت کی طرف حرکت کرتی ہے، تو رابطہ خطہ گرم محاذ ہوتا ہے۔ اگر کوئی ہوائی کمیت زمین کی سطح سے مکمل طور پر اوپر اٹھا دی جاتی ہے، تو اسے بند محاذ کہتے ہیں۔ محاذ درمیانی عرض البلد میں ہوتے ہیں اور درجہ حرارت اور دباؤ میں تیز میلان کی خصوصیت رکھتے ہیں۔ یہ درجہ حرارت میں اچانک تبدیلیاں لاتے ہیں اور ہوا کو اوپر اٹھا کر بادل بناتے ہیں اور بارش کا سبب بنتے ہیں۔

براستوائی طوفان

وسطی اور اونچے عرض البلد میں، استوائی خطوں سے باہر، بننے والے نظاموں کو درمیانی عرض البلد یا براستوائی طوفان کہتے ہیں۔ محاذ کا گزر درمیانی اور اونچے عرض البلد میں علاقے پر موسمی حالات میں اچانک تبدیلیاں لاتا ہے۔

براستوائی طوفان قطبی محاذ کے ساتھ بنتے ہیں۔ ابتدائی طور پر، محاذ ساکن ہوتا ہے۔ شمالی نصف کرہ میں، گرم ہوا جنوب سے اور سرد ہوا محاذ کے شمال سے چلتی ہے۔ جب محاذ کے ساتھ دباؤ گرتا ہے، تو گرم ہوا شمال کی طرف اور سرد ہوا جنوب کی طرف حرکت کرتی ہے، جس سے گھڑی کی سوئیوں کے مخالف سمت طوفانی گردش شروع ہوتی ہے۔ طوفانی گردش ایک اچھی طرح سے ترقی یافتہ براستوائی طوفان کی طرف لے جاتی ہے، جس میں ایک گرم محاذ اور ایک سرد محاذ ہوتا ہے۔ ایک اچھی طرح سے ترقی یافتہ طوفان کا منصوبہ اور عرضی حصہ شکل 9.9 میں دیا گیا ہے۔ گرم ہوا یا گرم شعبہ کے جیبیں آگے اور پیچھے سرد ہوا یا سرد شعبہ کے درمیان پھنسی ہوتی ہیں۔ گرم ہوا سرد ہوا پر سرکتی ہے اور گرم محاذ سے پہلے آسمان پر بادلوں کا ایک سلسلہ ظاہر ہوتا ہے اور بارش کا سبب بنتا ہے۔ سرد محاذ پیچھے سے گرم ہوا کے قریب آتا ہے اور گرم ہوا کو اوپر دھکیلتا ہے۔ نتیجتاً، سرد محاذ کے ساتھ ساتھ کومولس بادل بنتے ہیں۔ سرد محاذ گرم محاذ سے تیزی سے حرکت کرتا ہے اور بالآخر گرم محاذ کو پیچھے چھوڑ دیتا ہے۔ گرم ہوا مکمل طور پر اوپر اٹھا دی جاتی ہے اور محاذ بند ہو جاتا ہے اور طوفان تحلیل ہو جاتا ہے۔

سطح پر اور اوپر دونوں جگہ ہوا کی گردش کے عمل گہرے طور پر باہم جڑے ہوئے ہیں۔ براستوائی طوفان کئی طریقوں سے استوائی طوفان سے مختلف ہوتا ہے۔ براستوائی طوفانوں میں ایک واضح محاذی نظام ہوتا ہے

شکل 9.9: براستوائی طوفان

جو استوائی طوفانوں میں موجود نہیں ہوتا۔ یہ ایک بڑے علاقے کو ڈھانپتے ہیں اور خشکی اور سمندر دونوں پر پیدا ہو سکتے ہیں۔ جبکہ استوائی طوفان صرف سمندروں پر پیدا ہوتے ہیں اور زمین پر پہنچ کر تحلیل ہو جاتے ہیں۔ براستوائی طوفان استوائی طوفان کے مقابلے میں کہیں زیادہ بڑے علاقے کو متاثر کرتا ہے۔ استوائی طوفان میں ہوا کی رفتار کہیں زیادہ ہوتی ہے اور یہ زیادہ تباہ کن ہوتا ہے۔ براستوائی طوفان مغرب سے مشرق کی طرف حرکت کرتے ہیں لیکن استوائی طوفان مشرق سے مغرب کی طرف حرکت کرتے ہیں۔

استوائی طوفان

استوائی طوفان پرتشدد طوفان ہیں جو استوائی علاقوں میں سمندروں پر پیدا ہوتے ہیں اور ساحلی علاقوں کی طرف حرکت کرتے ہیں، جو پرتشدد ہواؤں، بہت زیادہ بارش اور طوفانی لہروں سے بڑے پیمانے پر تباہی لاتے ہیں۔ یہ سب سے زیادہ تباہ کن قدرتی آفات میں سے ایک ہے۔ انہیں بحر ہند میں طوفان، بحر اوقیانوس میں ہریکین، مغربی بحرالکاہل اور جنوبی چین کے سمندر میں ٹائفون، اور مغربی آسٹریلیا میں ولی ولیز کہتے ہیں۔

استوائی طوفان گرم استوائی سمندروں پر پیدا ہوتے اور شدت اختیار کرتے ہیں۔ استوائی طوفانوں کی تشکیل اور شدت اختیار کرنے کے لیے موافق حالات یہ ہیں: (i) 27 ڈگری سیلسیس سے زیادہ درجہ حرارت والا وسیع سمندری سطح؛ (ii) کوریولس قوت کی موجودگی؛ (iii) عمودی ہوا کی رفتار میں معمولی تغیرات؛ (iv) پہلے سے موجود کمزور کم دباؤ والا علاقہ یا نچلی سطح پر طوفانی گردش؛ (v) سمندر کی سطح کے نظام کے اوپر اوپری پھیلاؤ۔

طوفان کو شدت بخشنے والی توانائی طوفان کے مرکز کے گرد کھڑے کومولونیمبس بادلوں میں گاڑھا ہونے کے عمل سے آتی ہے۔ سمندر سے نمی کی مسلسل فراہمی کے س