خصوصیات و خواص توده های هوا از مناطق منشأ آن ها کسب می گردد. بنابراین در حالی که توده های هوای قاره‌ای معمولا حاوی رطوبت کمی بوده در حالی که توده های هوای دریایی حداقل در سطوح زیرین آن ها رطوبت بالایی دارند. در حالی که توده های هوای حاره‌ای و استوایی گرم بوده، توده های قطبی و منجمده سرد هستند. توده های هوای منجمده در واچرخندهای قطبی تشکیل می شوند. اگر چه رطوبت نسبی می تواند کاملا بالا باشد این توده ها با دما و رطوبت مطلق پایین مشخص می شوند. این توده ها نزدیک سطح زمین ثابت بوده و معمولا دارای وارونگی دمایی(Inversion) وسیعی در ارتفاع یک یا دو کیلومتری از سطح زمین می باشند.
هر چند توده هواهای قطبی قاره‌ای از پدیده های نیمکره شمالی هستند. توده های قطبی دریایی در هر دو نیمکره بر روی اقیانوس های عرض های بالای جغرافیایی تشکیل می شوند. این توده ها هنگامی تشکیل می شوند که یک واچرخند در نواحی خشکی عرض های بالا طولانی باقی بماند، نظیر آلاسکا، کانادای شمالی، قسمت هایی از روسیه یا سیبری. در زمستان ها این مناطق سرد و کاملا پایدار هستند. در تابستان هنوز نسبتا سرد بوده و پایداری آن ها نسبتا کم و رطوبت آن ها بالاتر است. گر چه تعداد کمی از واچرخندها برای مدت طولانی در عرض های بالای جغرافیایی در مناطق منشأ توده‌های هوای قطبی دریایی، باقی نمی مانند، نواحی اقیانوسی برای دادن خصوصیات مشخص به هوای متحرک به اندازه کافی وسیع هستند. در زمستان دمای توده‌های هوا mP، در مقایسه با هوای cP یا منجمده(A) نسبتا ملایم بوده، ولی در تابستان سرد هستند. توده های هوای mP هم در زمستان و هم در تابستان مرطوب بوده و به آسانی می توانند ناپایدار شوند. توده های هوای حاره‌ای قاره‌ای بر روی خشکی های نواحی جنب حاره، بیشتر در نیمکره شمالی، شکل می‌گیرند. بنابراین، شمال آفریقا، جنوب غربی ایالات متحده و مکزیک و نواحی بیابانی آسیا، به ویژه در تابستان، نواحی مناسب برای تشکیل هوای cP هستند. فقط شمال غرب و مرکز استرالیا از نواحی منشأ عمده در نیمکره جنوبی هستند. توده‌های هوای حاره‌ای قاره‌ای گرم و خشک و ناپایدار هستند، ولی این ناپایداری به علت این که هوا رطوبت کمی دارد، نشانه وجود ابرهای زیاد نیست. توده های هوای حاره‌ای دریایی در اقیانوس های عرض های پایین جغرافیایی در مجاورت واچرخندهای جانب حاره به ویژه در کناره های شرقی اقیانوس ها توسعه می یابند. هر چند به علت فرونشینی در داخل واچرخندها عموما یک وارونگی در چند صد متری بالای دریا وجود دارد سطوح پایین‌تر گرم و مرطوب هستند. در بالای این وارونگی، هوا گرم و خشک است. هم چنان که هوا به سمت غرب حرکت می کند در بادهای تجارتی رطوبت عمیق و لایه‌های ناپایدار بوجود می آید، بطوری که وارونگی فوقانی محو شده و در کناره های غربی اقیانوس ها خصوصیات اصلی توده هوا بطور کلی از بین می رود. مناطق منشأ توده های استوایی در منطقه همگرایی درون حاره‌ای قرار دارند. در این مناطق توده‌های هوای گرم و مرطوب که عموما در سطح فوقانی ناپایدار هستند، شکل می‌گیرند. در قسمت های شرقی اقیانوس ها به علت عمل فراچاهی(Upwelling) آب از اعماق دریا، که از خصوصیات این قسمت از اقیانوس هاست، هوای سطحی سرد بوده و توده هوا بسیار پایدار می باشد.
تغییر خصوصیات توده های هوا
هم چنان که توده‌های هوا از مناطق منشأ خود حرکت می کنند خصوصیات شان تعدیل و یا تغییر می کند. این تغییرات به طرق مختلفی صورت می گیرد. طریقه معمول آن وقتی است که جریان هوا، توده هوا را از ناحیه منشأ اصلی، به روی سطوحی با خصوصیات متفاوت می برد. یک توده سرد ممکن است از روی یک سطح گرم عبور کرده و حداقل در لایه‌های زیرین گرم و ناپایدار شود. یا عکس این حالت می تواند اتفاق بیفتد و بنابراین باعث افزایش پایداری در لایه های زیرین هوا گردد. یک توده هوای خشک با عبور از خشکی بر روی دریا می تواند مرطوب گردد و یا برعکس. مشابه خصوصیت عمومی توده هوا می تواند با عبور از رشته‌های کوهستانی، تغییر نماید. یک مثال مشخص وقتی است که هوای mP در شمال آمریکا، بر روی کوهستان راکی صعود می کند.
محتوای رطوبتی بالا در یک توده هوا منجر به بارندگی سنگین در قسمت رو به باد کوهستان(Wind Ward) می گردد. در قسمت پشت به باد (LeeWard) هم چنان که هوا به سمت پایین کوهستان می وزد به علت فشرده شدن، گرم و خشک شده و باد گرم و خشکی را بوجود می آورد که به ویژه در زمستان می تواند در عرض چند دقیقه دما را چندین درجه بالا ببرد. تغییراتی نظیر این از شرایط سطح زمین ناشی می شود. لیکن تغییرات می تواند از طریق اثر جریان های سطوح فوقانی نیز بوجود آید، که می تواند از بالا بوسیله حرکات رو به پایین در قسمت های شرقی سیستم های نیمه دائمی پرفشار در اقیانوس های مناطق حاره وجود دارد. در این منطقه حرکت به سمت استوا با جریان واچرخندی در پایین جو ترکیب شده و ناحیه‌ای را با هوای در حال حرکت بوجود می آورد که از طریق فشرده شده هوای فرونشینی گرم شده است. در هر حال این هوا نمی تواند به هیچ طریقی به سطح زمین نزول کند، زیرا اقیانوس گرم ایجاد یک لایه کم عمق ناپایدار همرفتی را تقویت می کند. بنابراین یک لایه وارونگی توسعه می یابد که سطح آن به شدت نسبی گرمایش از زیر و فرونشینی هوا از بالا، بستگی دارد. این مسأله هنگامی اتفاق می افتد که تماس مستقیم بین دو توده هواب متضاد و نسبتا تعدیل نشده روی می دهد. این مورد مکررا در عرض های میانه در مناطق جبهه‌ای(Frontal Zone) همراه با چرخندهای عرض های میانه، اتفاق می افتد. اما می تواند در نقاط دیگر هم بوجود آید. به ویژه یک مثال قابل توجه در ناحیه تضادهای سریع در وضعیت جوی در غرب آفریقا وقتی است که هوای mT مرطوب از اقیانوس اطلس یه هوای گرم و خشک cT از بیابان صحرا برخورد می کند.
منبع: سایت رشد
• فناوري نانو چيست؟