این نقش عمدتاً بدلیل اضافه نمودن دی اکسید کربن و گازهای گلخانه ای به داخل جو پدیدار شده است. اغلب گفته می شود که تاثیر انسان بر روی اقلیم منطقه ای و جهانی، با شروع دوره صنعتی اخیر آغاز شده است. اما این گفته احتمالاً نادرست است. شواهد خوبی وجود دارد مبنی بر اینکه ما در هزاران سال پیش محیط را تغییر داده ایم. استفاده از آتش و چرای بیش از حد سرزمین های حاشیه ای (حد واسط) بوسیله حیوانات اهلی هر دو سبب کاهش فراوانی و پراکندگی پوشش گیاهی شده اند با تغییر پوشش سطح زمین ما سبب تغییر فاکتورهای مهم اقلیمی همچون آلبدوی سطحی، میزان تبخیر و باد سطحی شده ایم. (عزیزی، ۱۳۸۳، ۱۸۹)
۲-۵. انواع متغیرهای اقلیمی
متغیر به مشخصه ای اطلاق می شود که بیش از یک ارزش داشته باشد و از موردی به مورد دیگر تغییر کند، علاوه بر آن قابل مشاهده یا اندازه گیری نیز باشد و بتوان ارزش های عددی به آن اختصاص داد. برای مثال دما متغیری است که از جایی به جای دیگر و از زمانی به زمان دیگر تنوع و تغییر می یابد. این متغیر با وجود آن که کیفیتی (غیر کمی) از جو است اما می توان آن را اندازه گیری کرد و برای آن یک ارزش و عدد مشخص اختصاص داد.

( اینجا فقط تکه ای از متن درج شده است. برای خرید متن کامل فایل پایان نامه با فرمت ورد می توانید به سایت feko.ir مراجعه نمایید و کلمه کلیدی مورد نظرتان را جستجو نمایید. )

عناصر متفاوت اقلیمی (دما، رطوبت، فشار و. . . ) به دلیل فرایندهای متغیر جو، غالباً در فواصل زمانی معین، دستخوش نوسان می شوند. همچنین مقادیر مربوط به این عناصر از مکانی به مکان دیگر متفاوتند. بدین دلیل کمیت های حاصل از دیده بانی های اقلیمی حاوی تغییر و تنوع اند و از لحاظ اندازه و شدت در امتداد زمان – مکان تغییراتی را متحمل می شوند. از این رو کمیت های مذکور ماهیتی آمارس دارند و با نام متغیر شناخته می شوند. متغیرهای مورد توجه در اقلیم شناسی را می توان در چهار گروه به شرح زیر رده بندی کرد :
الف – عناصر اقلیمی : عناصر اقلیمی مشخصات تشکیل دهنده اجزاء جوی اقلیم (دما، رطوبت، تابش و فشار) است که در ایستگاه های هواشناسی اندازه گیری می شود. همچنین آمیزه ای از این عناصر که معرف یک حالت فیزیکی معین در جو است (مانند گرما، بارش، ابرناکی و. . . ) و یا حالتی خاص از این عناصر که به پدیده اقلیمی موسومند (یخبندان، بارش سیلابی، هاریکان و. . . ) نیز یک عنصر اقلیمی تلقی می‎شود.
ب – عوامل اقلیمی : به مشخصاتی گفته می شود که قادر به تشدید، تقلیل یا تعدیل اثر عناصر اقلیمی اند (مثل ارتفاع محل، جهت و پوشش سطح زمین، دوری و نزدیکی به دریا و. . . ) و به نحوی در پراکنش زمانی – مکانی عناصر تاثیر دارند. گاهی یک عنصر اقلیمی می تواند عاملی برای عنصر دیگر باشد، مثلاً دما برای رطوبت، رطوبت برای ابرناکی و ابرناکی برای تابش عاملی اقلیمی به شمار می آید.
پ - مکان : اقلیم وابسته به مکان است. متغیر مکان از دو جنبه یعنی بعد (ریز، محلی، همدید، جهانی) و پراکندگی پدیده های اقلیمی در آن حائز اهمیت است. در حالت نخست مقیاس مطالعه مشخص می شود و در حالت دوم مکان به عنوان یک عامل اقلیمی با سه مولفه عدد (طول و عرض جغرافیایی و ارتفاع) مورد توجه قرار می گیرد.
ت – زمان : از آنجا که شرایط اقلیمی یک مکان از رویدادهای ناگهانی و آنی حاصل نمی شود، زمان مشخصه ای اساسی در تعریف اقلیم به شمار می آید. زمان بعنوان مقداری جهت دار (برداری) با بازه های مختلف مورد توجه اقلیم شناسان قرار گرفته است. فاصله زمانی مورد استفاده در اقلیم شناسی معمولاً روز، ماه، فصل و سال است. (عساکره، ۱۳۹۰، ۴۰)
۲-۶. دما و بارش
۲-۶-۱. دما
مقداری از انرژی تابشی خورشید توسط عوارض سطح زمین جذب شده، تبدیل به انرژی حرارتی می‎شود. این انرژی به شکل ( (دما) ) یا درجه حرارت جلوه می کند. دما یکی از عناصر اساسی شناخت هوا می باشد، با توجه به دریافت نامنظم انرژی خورشیدی توسط زمین، دمای هوا در سطح زمین دارای تغییرات زیادی است که این تغییرات به نوبه خود سبب تغییرات دیگری در سایر عناصر هوا می گردد. دمای هوا را به وسیله دماسنج اندازه گیری می کنند.
اقلیم کره زمین، در نیمه دوم قرن نوزدهم، دستخوش تغییر مهمی شد. البته تاکید بر روی دمای هوا بعنوان مولفه اصلی این تغییر بیشتر بوده است و با این حال، جابجایی فراگیری در رژیم های بارندگی، الگوهای فشار و دمای سطح آب دریاها صورت گرفته است. روند تغییرات دما در خشکی و اقیانوس برای ۱۴۰ سال گذشته، حدود ۰. ۵ درجه سانتی گراد در قرن افزایش داشته است.
شکل ۲-۱- روند تغییرات دمای جهانی در ۱۴۰ سال گذشته
قبل از شتاب گیری مجدد در دو دهه پایانی قرن بیستم، در بین ۱۹۷۷-۱۹۴۵ کاهش دمای خفیفی مشاهده می شود. در حالیکه میزان گرم شدن دو نیمکره مشابه هستند، در تغییر دمای این مناطق همزمانی وجود ندارد، دماهای ثبت شده در نیمکره جنوبی حاکمیت افزایش یکنواخت در تمام دوره را نشان می دهد. گرمای ناشی از تاثیر گلخانه ای در سطح جهان ثابت نیست، بین استوا و قطب ها و بین خشکی و اقیانوس، اختلاف ها بیشتر است. اگر سطح زمین شده است، لازمه آن کاهش دمای استراتوسفر برای حفظ موازنه تابش جو زمین خواهد بود.
۲-۶-۱-۱. انواع دماسنج ها
۱ - دماسنج معمولی استاندارد (Thermometer)
این دماسنج یک لوله بسیار باریک شیشه ای مسدود است که در انتهای آن محفظه ای تعبیه و از جیوه یا الکل پر شده است. در داخل لوله دماسنج خلاء کامل وجود دارد. گرم و سرد شدن مخزن باعث گرم و سردشدن مایع درون مخزن شده و متعاقب آن باعث بالا و پایین رفتن مایع در داخل مخزن شیشه ای می‎شود، با مشاهده سطح مایع در داخل لوله دماسنج و قرایت عددی که روی بدنه شیشه نوشته شده است دمای هوا در آن لحظه مشخص می شود.
۲ - دماسنج حداکثر ( (Max-Thermometer
اغلب نیاز است علاوه بر دمای معمولی هوا حداکثر دمایی که در طول یک دوره معین مثلاً یک شبانه روز اتفاق افتاده است نیز اندازه گیری و تثبیت شود به این منظور از دماسنج حداکثر استفاده می کنند. این نوع دماسنج با یک تفاوت جزیی تقریبا مشابه دماسنج های معمولی است به این صورت که لوله مویین آن در محلی که به مخزن منتهی می شود بسیار باریک شده است. هنگامی که دما زیاد می شود جیوه داخل مخزن منبسط شده و نیروی حاصل می تواند باعث راندن جیوه از داخل مجرای باریک بالای مخزن به قسمت بالای لوله گردد به این ترتیب ارتفاع جیوه در داخل مخزن بالا می رود و با کاهش دما مایع داخل مخزن منقبض می شود ولی باریک بودن لوله از برگشت مایع به داخل مخزن جلوگیری می کند و سطح مایع در داخل لوله در محلی که بالاترین دمای قبلی اتفاق افتاده است باقی می ماند بنابراین سطح فوقانی جیوه نشان دهنده حداکثر دمای اتفاق افتاده است.

۳ - دماسنج حداقل (Minimum Thermometer)
دماسنج های حداقل برای تثبیت پایین ترین دمای اتفاق افتاده در یک دوره معین به کار می رود دماسنج‎های حداقل مشابه دماسنج های معمولی است با این تفاوت که مایع داخل مخزن این نوع دماسنج به جای جیوه از مایعات رقیق تر مانند الکل استفاده می شود. به علاوه در داخل لوله مویین یک سوزن شیشه ای که دوسر آن گرد می باشد رها گردیده که به عنوان شاخص از آن استفاده می شود، وقتی دمای هوا کاهش می یابد با انقباض مایع سطح بالای الکل در داخل لوله مویین با اعمال نیروی کشش سطحی شاخص سوزنی را نیز به طرف پایین مخزن حرکت می دهد با افزایش دما مجدداً الکل در داخل لوله مویین از اطراف سوزن عبور کرده و به طرف بالا صعود می کند اما سوزن در پایین ترین محلی که قبلا در اثر کشش سطحی پایین آمده بود باقی می ماند.
بنابراین قسمت بالایی شاخص شیشه ای پایین ترین دمایی را که اتفاق افتاده است نشان می دهد در حالی که انتهای سطح الکل در بالای لوله دمای لحظه ای هوا را نشان می دهد.

۴ - دماسنج حداقل - حداکثر (Min-Max Thermometer)
این دماسنج ترکیبی از دو دماسنج حداقل و حداکثر می باشد، این دماسنج از یک لوله شیشه ای U شکل ساخته شده است که دو انتهای آن مسدود می باشد. قسمت پایینی لوله U شکل با جیوه پر شده است. علاوه بر جیوه قسمت بالایی لوله قسمت چپ به طور کامل از الکل پر شده است اما نصف حجم لوله سمت راست که انتهای آن به صورت یک مخزن گشاد شده می باشد از الکل پر شده است و نصف دیگر آن از یک نوع گاز پر شده است. در بالاترین سطح جیوه و در داخل الکل در هر دو ستون شاخص های شیشه ای رنگی که یک سوزن در وسط آن تعبیه شده است وجود دارد در اثر گرم و سرد شدن و متعاقب آن انبساط و انقباض سطح جیوه بالا و پایین می رود. بالاترین حدی که جیوه در شاخه سمت چپ بالا رفته است دمای حداقل و بالاترین حدی که جیوه در شاخه سمت راست بالا رفته دمای حداکثر را نشان می‎دهد.
۵ – دمانگار ( (Thermograph
دمانگار یک وسیله کاملاً مکانیکی است و با بهره گرفتن از یک عنصر فلزی که انحنای آن با دما تغییر می کند ساخته شده است یک طرف عنصر فلزی حساس به تغییرات دما که دارای انحنا می باشد به بازوی اهرم طویل و متحرکی بسته شده است که این بازو ممکن است مستقیماً دما را از روی یک مقیاس ساده درجه بندی شده نشان دهد و یا اینکه انتهای بازو به یک قلم ثبات متصل گردد. با تغییر دمای هوا انحنای فلز تغییر می کند و این امر با توجه به نحوه تغییرات دما باعث انحراف قلم در انتهای بازوی مکانیکی به طرف بالا و پایین در روی کاغذ گراف می گردد و دماها ثبت می شوند. (عزیزی، ۱۳۸۳، ۲۰۶)
در بین عناصر اقلیمی مختلف، دما و همچنین بارش اهمیت خاصی دارند. گرچه اصلی ترین عامل ایجاد دما، انرژی حاصل از جذب تابش کوتاه خورشیدی در سطح زمین است، عوامل دیگری نیز در چگونگی دمای مناطق مختلف سطح زمین تعیین کننده اند که عبارتند از :
۱ – شرایط تابشی و ارتباط آنها با عوارض سطح زمین
۲ – هدایت گرمایی در قشر فوقانی سطح زمین
۳ – ارتفاع از سطح زمین
۴ – ناهمواری و جهت آفتابگیری
۵ – جابه جایی افقی و عمودی هوا
۶ – ابرناکی
۷ – جریانهای اقیانوسی
تاثیر تابش :
دمای مناطقی که در معرض تابش شدید خورشیدند، در صورتی که بخش قابل ملاحظه ای از این تابش جذب شود، بالاست. اگر شرایط تابشی، همانند مناطق گرمسیری، در تمام طول سال بالا باشد، نوسان سالانه دمای زیاد حاکم بر محیط، چندان زیاد نیست. برعکس، در مناطق معتدل و عرضهای بالا تغییرات سالانه تابش بسیار مشخص و در نتیجه نوسان سالانه دما نیز شدید است.
اتلاف شدید انرژی تابش از سطح زمین، به کاستن دمای محل منجر می شود ؛ بنابراین، جذب یا هرز تابش در سطح زمین، برای روند روزانه و سالانه دما، چه از نظر کمی و چه از نظر کیفی، تعیین کننده است. آلبدوی سطوح مختلف، در میزان جذب تابش خورشیدی، عامل تعیین کننده ای است. در حقیقت، آلبدوی شدید، توان جذب تابش را ضعیف می کند و برعکس، آلبدوی ضعیف، با توان جذب شدید تابش همراه است. در این رابطه، آنچه تعیین کننده است، این است که جذب مذبور تنها در سطحی ترین قشر یا تا اعماق قابل توجهی از سطح زمین انجام می گیرد. مقایسه آب، خشکی و پوشش برف با یکدیگر، این نکته را بخوبی نشان می دهد. آب دریاها تابش خورشید را بشدت جذب می کند. این انرژی تا اعماق زیاد در آب نفوذ می کند و در بخش وسیعی از آن توزیع می شود. سطوح سنگ و شن نیز به اندازه کافی توان جذب تابش را دارند، اما این جذب، تنها در سطحی ترین قشر آنها انجام می پذیرد. در مقابل، برف توان جذب ناچیزی دارد و انرژی تابشی تنها تا اعماق نیم الی یک متری آن می تواند نفوذ کند.
بنابراین سطوح مختلف در شرایط یکسان تابش و تاثیر یکسان عوامل گوناگون جوی، دمای متفاوتی خواهند داشت و بدینگونه است که آب دریا در طول روز به مقدار ناچیز، و سطح شنزار به مقدار زیاد گرم می شود، اما در مورد سطح برفی، شرایط پیچیده تری حاکم است که به حالت برف بستگی دارد. در حالی که دما در برف در حال ذوب، تقریباً ثابت و میزان آن در حول صفر درجه سانتی گراد باقی می ماند، در موارد نزول برف خشک و تازه، در صورتی که دمای هوا کمتر از صفر درجه باشد، دمای سطح برف بشدت دستخوش تغییر می شود. برای شناخت نوسان دما در سطح زمین و قضاوت در مورد آن، باید به مکانیسم هدایت انرژی جذب شده به لایه های زیرین توجه کرد. در حقیقت، گرما جز مفهومی برای توجیه انرژی حرکتی مولکولها و در نهایت، اتمها نیست. معمولاً گرما از نقاطی که دمای بیشتری دارند، به سمت نقاطی که دمای کمتری دارند جریان می یابد. قدرت هدایت گرمایی، یک ثابت فیزیکی است که برای شی ء جامد، پیوسته عددی است معین. گازها و مایعات گرما را از طریق دیگری نیز می توانند منتقل کنند که بسیار موثرتر است. در ورای سرعتی بحرانی که به شرایط مختلف، از قبیل دما، فشار و ماهیت سیال بستگی دارد و این حرکات نامنظم و گردابی و تلاطمی هستند.
هدایت گرمایی در قشر فوقانی سطح زمین :
سطح جامد زمین، با تابش روزانه گرم می شود، اما این گرما از طریق هدایت گرمایی به قشرهای زیرین آن منتقل می گردد. چنین انتقالی اصولاً آهسته انجام می گیرد و موج گرمایی پس از مدت زمانی نسبتاً زیاد به قشرهای عمیقتر سطح زمین نفوذ می کند. درجه حرارت قشرهای نزدیک به سطح با دمای سطح زمین بسیار هماهنگ است، در حالی که دامنه نوسان دما (تفاوت بین حداقل و حداکثر دمای روزانه، ماهانه یا سالانه) با افزایش عمق، پیوسته کاهش می یابد و همزمان با آن، زمان رسیدن به درجات حرارت نهایی (حداکثر و حداقل) به تعویق می افتد. بدیهی است دمای معینی که بر سطح زمین حاکم است، در گذار خود به درون زمین، به صورت امواج گرمایی در مدت زمان های متفاوت به ژرفاهای متفاوتی می رسد. در صورتی که هدایت گرمایی یک مکان، نظیر شنزارها، ناچیز باشد، سطح زمین به شدت گرم می شود و بنها بخش ناچیزی از انرژی دریافتی به اعماق ان می رسد. در این رابطه برف با مشخصاتی که در پی می آید، موقعیت ویژه ای دارد. اولاً پوشش برف آلبدوی شدیدی دارد و این به معنی قدرت ( (جذب تابش) ) کم برف است، در عین اینکه همین جذب ضعیف هم در لایه نسبتاً ضخیمی انجام می گیرد. ثانیاً، تابش مؤثر در لایه ای از پوشش برف که اصولاً هادی حرارتی نامناسبی است، تنها در سطح آن حاکم است. با این مجموعه شرایط، سطح خارجی برف به شدت به تغییرات دمایی حاصل از تابش بلند، واکنش نشان می دهد و دمای آن بسرعت می تواند با شرایط متغییر هوای اطراف خود تطبیق پیدا کند، در حالی که برعکس، در مواقعی که دما پایین و ارتفاع خورشید نسبتاً کم باشد، برف بندرت از تغییرات تابشی خورشید تأقیر می پذیرد. در هنگام ذوب، دمای برف در حد صفر درجه سانتی گراد باقی می ماند و مادام که عمل ذوب ادامه دارد، واکنشی نسبت به تغییرات گرم کننده هوا نشان نمی دهد. آبها بخش عمده ای از تابش خورشید را جذب می کنند، اما قسمت قابل ملاحظه ای از این انرژی صرف تبخیر می شود و بقیه نیز ضمن تلاطم به لایه های عمقی آب انتقال پیدا می کند. البته تلاطم در انتقال سرمابه اعماق آب نیز مؤثر است و به همین دلیل، دمای سطح آبها در روند تغییرات روزانه دما تقریباً تغییر نمی کند، به طوری که دامنه نوسان آن حداکثر به ۵/۰ تا ۱ درجه سیلسیوس می رسد. گرمای ویژه بالای آب باعث می شود که دریاها منبع ذخیره گرما به حساب آیند. بر اثر حرکت و جریانهای بزرگ در آب دریاها و اقیانوسها، این گرمای ذخیره شده به مناطق کم دماتر منتقل و از آنجا به هوا پس فرستاده می شود بنابراین، آبها نقش متعادل کننده ای در مورد دما دارند، به این نحو که باعث تعدیل گرمای تابستان و سرمای زمستان می شوند و اختلاف دمای بین شب و روز را پایین می آورند. طبیعتاً این تأثیر آبها تا مسافتهای معینی به درون خشکیها نفوذ می کند و در مناطقی که ( (بادهای غالب) ) از روی آبها می گذرد (مثلاً سواحل غربی اروپا، جزایر کوچک، حواشی قاره ها و سواحل دریای خزر) در ایجاد و تثبیت اقلیم های دریایی نقش فعالی دارد.
سطح زمین در مقایسه با آب، همانگونه که اشاره شد، خیلی سریعتر به شرایط حرارتی محیط پاسخ می دهد؛ بنابراین، سطح زمین و هوای مجاور آن با دمایی نسبتاً بالا در تابستان و دمایی نسبتاً پایین در زمستان مشخص می شود. این نکته در مورد شب و روز نیز صادق است و به همین دلیل، اختلاف دمای شب و روز در قاره ها قابل ملاحظه است. سرما در خشکیها موقعی اوج می گیرد که سطح زمین از برف پوشیده شود. تضاد فصلی دما با بارش برف در زمستان و ذوب آن در بهار، کاملاً چشمگیر است. بر مناطقی که پیوسته در زیر پوششی از برف قرار دارند (قاره ها منجمد) سرمای شدید زمستانی حاکم است، اما ذوب برف، برای افزایش دمای تابستان نیز مرزی به وجود می آورد و دمای سطحی آن حداکثر می تواند به صفر درجه برسد. فقط هوای مجاور سطح آن کمی بالاتر از صفر درجه می شود. وقتی سطح دریا از یخ پوشیده شود، به طور موقت، نوعی اقلیم قاره ای به وجود می آید، زیرا منطقه ای وسیع که پوشیده از یخ باشد، از دیدگاه هواشناسی، نظیر یک سطح جامد در فرایندهای حرارتی شرکت می کند. بنابراین، همانگونه که ملاحظه می‎شود، خصوصیات متفاوت سطح زمین در اقلیم حرارتی لایه هوای مجاور سطح زمین، نقش تعیین کننده‎ای دارد.
تاثیر ارتفاع :
جو زمین را اساساً سطح آن گرم می کند و بنابراین با افزایش ارتفاع، پیوسته از دمای هوا کم می شود. مقدار این کاهش یا افت محیطی دما که آن را شیب تغییرات عمودی دما می نامند، معمولاً بین ۵/۰ تا ۶/۰ درجه سلیسوس در هر ۱۰۰ متر است. این مقدار رقمی متوسط است و امکان دارد که میزان آ کاهش یابد و گاهی هم با افزایش ارتفاع منفی شود که در این حالت، با افزایش ارتفاع بر مقدار آن افزوده می شود این موارد را که در آنها، دما با افزایش ارتفاع زیاد می شود وارونگی دمایی می نامند. شرایط ایجاد وارونگی دمایی، معمولاً بازتاب شدید تابش و در نتیجه، سرد شدن شدید سطح زمین و وجود هوای آرام است.
تاثیر ناهمواری :
پستی و بلندی های محلی می توانند در توزیع عمودی دمای هوا موثر باشد. چاله ها گودال ها و دره ها معمولاً منبع تجمع هوای سرد در شب به شمار می آیند و وجود آنها زمینه مناسبی برای وقوع وارونگی دمایی ایجاد می کند. از طرف دیگر، گرمای روزانه جمع شده در آنها، کمتر از عامل متعادل کننده باد تاثیر می پذیرد؛ چرا که چنین عوارضی نقش مانع را در برابر بادها دارند و نسبت به محیط اطراف خود با داشتن اقلیم حرارتی شدیدتری مشخص می شوند. بر عکس، تپه ها و سطوح ناهموار کوچک به ایجاد شرایط حرارتی متعادلتر کمک کنند ؛ زیرا لایه های هوای نزدیک به سطح زمین، به دلیل موقعیت اینگونه نواحی، نسبت به وضع تابش آفتاب، در طول روز نمی توانند بشدت گرم شوند و هوای گرم شده نزدیک دامنه می تواند با هوای اطراف مناطق پایین تر که گرمای چندانی کسب نکرده است، مخلوط شود. در شب نیز هوای سرد روی دامنه به پایین سرازیر می شود و هوای گرمتر ارتفاعات جای آن را می گیرد.
از سوی دیگر تفاوت در آفتابگیری جهات مختلف دامنه ها شرایط دمایی متفاوت خاک و در نتیجه هوا را به وجود می آورد. معمولاً کمیت دمای شیب دامنه، در عرضهای جغرافیایی پایین، چندان قابل توجه نیست اما همین مقدار در مناطق برون حاره ای عامل مهمی به حساب می آید ؛ زیرا تابش آفتاب بر هر واحد سطح زمین، در عرض های برون حاره ای، در دامنه های جنوبی بیش از شیبهای شمالی است. معمولاً در صورت عدم وجود ابر و عوامل پیچیده دیگری، شیبهای جنوب غربی گرمتر از شیبهای جنوب شرقی اند. پرتو مستقیم خورشید بر روی یک شیب جنوب شرقی، نه تنها اندکی پس از سرمای پیوسته شبانه بر آن تاثیر می‎گذارد، بلکه تبخیر شبنم صبحگاهی نیز در این شیبها با صرف انرژی همراه است و مانع صعود سریع دما در آنها می شود. بزرگترین اختلاف دما بین شیبهای شمالی و جنوبی، در ماه های مربوط به بهار و تابستان وجود دارد. در بهار، دامنه های جنوبی بسرعت گرم می شوند، در حالی که دامنه های شمالی سرد و مرطوب باقی می مانند. معمولاً تفاوت حداقل دما بین شیبهای شمالی و جنوبی کمتر از تفاوت حداکثر دمای بین آنهاست و در نتیجه، دامنه تغییرات دما در دامنه های جنوبی بیشتر است. از این گذشته، دمای حداکثر در دامنه های شمالی غالباً دیرتر از دامنه های جنوبی فرا می رسد. درجه شیب دامنه ها، مقدار دریافت انرژی خورشید در واحد سطح آنها را مشخص می کند و این مقدار از تغییر شیب بسیار بیشتر از عرض جغرافیایی تاثیر می پذیرد. همچنین اختلاف دما بین شیبهای مختلف بر حسب تفاوت مقدار شیب آنها تشدید می شود، به طوری که در خارج از مناطق حاره، یک شیب ملایم رو به جنوب گرمتر از زمین مسطح است. بنابر این، با افزایش عرض جغرافیایی، باید میزان شیب زمین بیشتر باشد، تا همان مقدار تابشی را دریافت دارد که شیبی کمتر در عرضهای جغرافیایی پایین تر دریافت می دارد.
وزش و همرفت هوا :
هوای لایه مجاور سطح زمین، در صورت کسب شرایط لازم، ممکن است در طول روز و در تابستان بشدت گرم شود و در مواردی که باد شدید وجود داشته باشد، از طریق تلاطم، با هوای سرد ارتفاعات مخلوط شود. بر عکس، در شب و در زمستان و نیز در موارد استقرار هوای آرام، لایه مزبور ممکن است بشدت سرد شود. در این حال، ضخامت این هوای سرد و سنگین که آن را غشای هوای سرد نامیده اند، به چند ده متر می رسد. لایه یاد شده با افزای سرعت باد از هم گسیخته و با هوای گرم ارتفاعات مخلوط می شود.
بنابراین، بادهای ضعیف در قیاس با بادهای ملایم و شدید تضاد حرارتی بیشتری را بین شب و روز ایجاد می کنند.
دما و تغییرات آن در یک محل تا حدود زیادی به جابه جاییهای افقی هوای گرم و سرد بستگی دارد که می‎تواند مثلاً در مورد نسیم دریا _ خشکی به ساعات معینی از شب و روز محدود باشد یا در مورد مثلاً بادهای موسمی در فصول خاصی از سال جریان داشته باشد.
ابرناکی :
ابرها باعث کاهش تابش خورشید و در نهایت، کاهش تابش موثر می شوند ؛ بنابراین، تضاد تابشی بین شب و روز، در مواردی که لایه ابر ضخیمی وجود داشته باشد، متعادل شده، این امر باعث افزایش حداقل و کاهش حداکثر دمای روزانه محل می شود. نتیجه آنکه دامنه نوسانات حرارت یا اختلاف بین حداکثر و حداقل دما در روزهای ابری، در مقایسه با روزهای صاف، به مراتب کمتر است.
جریانهای اقیانوسی :
جریانهای اقیانوسی نقش عمده ای در انتقال انرژی و در نتیجه، در پراکندگی دما دارند و جریان های آب گرم دمای هوا را بالا می برد و جریان های هوای سرد دمای هوا را پایین می آورد.
(کاویانی، علیجانی، ۱۳۸۰، ۱۲۲-۱۱۲)
۲-۶-۲. بارش