આબોહવા (Climate)

આબોહવા એટલે કોઈ પણ સ્થાન કે પ્રદેશ ઉપરની લાંબા સમય દરમિયાનની હવામાનની સરેરાશ લાક્ષણિક પરિસ્થિતિ. પૃથ્વી ઉપરનાં કોઈ બે સ્થાનની આબોહવા સર્વ રીતે સમાન હોતી નથી. વાતાવરણમાં તથા વાતાવરણ અને પૃથ્વીની સપાટી વચ્ચે થતા ઊર્જા અને દ્રવ્યના વિનિમયથી હવામાન તથા આબોહવાનાં વિશિષ્ટ સ્વરૂપોનું સર્જન થાય છે. કુદરતી પર્યાવરણના અંગ તરીકે તે વનસ્પતિ, જમીન તથા જલસ્રોતોનું સ્વરૂપ નક્કી કરવા ઉપરાંત સીધી કે આડકતરી રીતે માનવજાતની હરેક પ્રવૃત્તિ ઉપર પ્રભાવ પાડે છે. વસવાટ, ખેતી, ઉદ્યોગ, પરિવહન વગેરે અંગેની કોઈ પણ પ્રદેશની યોગ્યતા તે નક્કી કરે છે. ભૂતકાલીન આબોહવાના ફેરફારોના અભ્યાસ ઉપરથી હિમયુગ, સમુદ્રના પાણીની સપાટીની વધઘટ, દુષ્કાળ, સજીવોનાં સ્થળાંતર વગેરેની સમજૂતી મળી છે. માનવજાતની પ્રવૃત્તિની પર્યાવરણ ઉપર થતી અસર સ્થાનિક કે વૈશ્વિક હવામાનમાં ફેરફારો સર્જે તેવા પુરાવા ઉપલબ્ધ છે.

આબોહવાનો અભ્યાસ પ્રાચીન છે. ગ્રીક શબ્દ klima એટલે કે સૂર્યનાં કિરણોના સંદર્ભમાં પૃથ્વીનો ઢાળ (આધુનિક અક્ષાંશનો ખ્યાલ) તે ઉપરથી climate શબ્દ યોજાયો છે.

હવામાન અને આબોહવા નક્કી કરનાર તત્વો (elements) સૂર્યાઘાત (insolation), તાપમાન, હવાનું દબાણ, પવનો, ભેજ અને વરસાદ (precipitation) છે. આબોહવાના સંદર્ભમાં precipitation-નો અર્થ વરસાદ, હિમ, કરા વગેરેનો સમુચ્ચય પૃથ્વી પર પડે તે છે. હવામાન અને આબોહવા ઉપર અસર ઉત્પન્ન કરનાર પરિબળોમાં અક્ષાંશ, સમુદ્રથી અંતર, ઊંચાઈ, સમુદ્રપ્રવાહો, પર્વતોના ઢોળાવની દિશા, વનસ્પતિનું પ્રમાણ, ભૂમિનો પ્રકાર વગેરેને ગણાવી શકાય. આ પરિબળો આબોહવાનાં તત્વોના વિતરણ પર અસર કરે છે અને પૃથ્વીની સપાટી પરના વિવિધ ભાગોમાં તેનું પ્રમાણ નક્કી કરે છે. આ ઉપરથી વિવિધ આબોહવાકીય પ્રદેશો નક્કી થાય છે.

આબોહવાના વર્ગીકરણ માટે પ્રચલિત ત્રણ અભિગમો છે : (1) ઉત્પત્તિદર્શક (genetic) પદ્ધતિ : આબોહવાની ઉત્પત્તિનાં સ્વીકૃત કારણો અનુસાર જૂથો રચાય છે; દા.ત., ઉષ્ણકટિબંધીય (tropical), ઉચ્ચપ્રદેશીય (highland), ખંડીય (continental), મોસમી (monsoonal). (2) અનુભવમૂલક (empirical) પદ્ધતિ : વિશિષ્ટતાઓ (જેવી કે તાપમાન, સૂર્યાઘાત, પવન વગેરે) માટે આંકડાકીય સીમા (numerical limits) વરસાદની માત્રા નક્કી કરેલી હોય છે. (3) પ્રયુક્ત (applied) પદ્ધતિ : આ પદ્ધતિમાં આબોહવાની બીજી ઘટનાઓ ઉપર થતી અસરોને માપદંડ તરીકે લેવામાં આવે છે; દા.ત., ભૂમિસ્વરૂપો (landforms), વનસ્પતિ, કૃષિ, માનવીય સુખાકારી, ઊર્જાની વપરાશ, વાતાવરણનું થતું પ્રદૂષણ અને શહેરી પર્યાવરણ ઉપર પણ થતી આબોહવાની અસરોને લક્ષમાં રાખીને આ વર્ગીકરણ કરવામાં આવે છે. આ ઉપરાંત આબોહવાને આંકડાકીય રૂપ આપવા માટે નાના પ્રદેશ ઉપરના છીછરા વાતાવરણનો અભ્યાસ કરવામાં આવે છે. તેને સૂક્ષ્મ આબોહવા (micro-climate) તરીકે ઓળખવામાં આવે છે. વર્ગીકરણનો આધાર તેના હેતુ ઉપર રહેલો હોય છે. દરેક પદ્ધતિના લાભાલાભ છે.

આબોહવાના વર્ગીકરણનો હેતુ સામાન્ય પ્રકારની મહત્તમ માહિતીની કાર્યક્ષમ વ્યવસ્થાનો વિકાસ સાધવા માટેનો છે. તે ઉપરથી વિસ્તૃત સમાન લક્ષણોવાળી આબોહવા ધરાવતા ભૌગોલિક પ્રદેશોનાં જૂથ બનાવી શકાય છે.

આબોહવા, પ્રાચીન : પ્રાચીન આબોહવા (ancient climate, palaeo climate) ભૂસ્તરીય અતીતની એટલે કે અતિ પ્રાચીન ભૂતકાળની આબોહવા. પૃથ્વીની ઉત્પત્તિને 4.6 x 10⁹ વર્ષ થયાં તે સમયથી શરૂ કરીને હાલના સમયગાળા દરમિયાનના કોઈ પણ કાળની ગમે તે પ્રદેશની આબોહવામાં ફેરફારોની સમજ આપવી તે આબોહવાશાસ્ત્રની આ શાખાનું ધ્યેય છે. છેલ્લાં કેટલાંક કરોડ વર્ષના ગાળા માટે આ મહદંશે શક્ય પણ બન્યું છે.

દર 25 કરોડ વર્ષે પૃથ્વી પર હિમયુગ(ice age)નું આગમન થતું માલૂમ પડ્યું છે. છેલ્લો હિમયુગ 20 લાખ વર્ષ પૂર્વે શરૂ થયેલો માનવામાં આવે છે. દરેક હિમયુગમાં હિમજન્ય (glacial) અને હૂંફાળા આંતરહિમજન્ય (interglacial) તબક્કાઓનો સમાવેશ થાય છે. હિમજન્ય તબક્કો લાખ વર્ષનો અને આંતરહિમજન્ય તબક્કો દસ હજાર વર્ષના ગાળાનો હોય તેવું માલૂમ પડ્યું છે.

પૃથ્વીના કક્ષીય પ્રાચલો(parameters)માં થતા આવર્તી (periodic) ફેરફારના પરિણામે આબોહવાના દીર્ઘકાલીન ફેરફારો થાય છે. વિષુવાયન (precession of quinoxes; આવર્તનકાલ 22,000 વર્ષ), ક્રાંતિવૃત્તની તિર્યક્તા (obliquity of ecliptic; આવર્તનકાલ 41,000 વર્ષ) તથા કક્ષાની ઉત્કેન્દ્રિતતા(accentricity of the oribit; આવર્તનકાલ 1,10,000 વર્ષ)માં નિયત ક્રમે ફેરફારો થયાં કરે છે. તેને પરિણામે સૂર્યમાંથી મળતા સૂર્યાઘાત(insolation)માં પણ ફેરફારો થયાં કરે છે. આ ઉપરાંત જ્વાલામુખીમાંથી ઊડતી રજ, પર્વતોની ઊંચાઈમાં થતા ફેરફારો તથા સમુદ્રીય પ્રવાહોના ફેરફારો પણ આબોહવા ઉપર નોંધપાત્ર અસર કરે છે. પનામા અને સુએઝની સામુદ્રધુનીઓ બંધ થતાં તથા ગરમ પાણીના પ્રવાહોના પરિભ્રમણમાં ફેરફારો થતાં છેલ્લો હિમયુગ વહેલો શરૂ થયો મનાય છે. આબોહવાના નિર્માણમાં સૂર્યનાં ધાબાંઓ(sun-spots)ના ફેરફાર પણ કેટલેક અંશે જવાબદાર હોય તેમ લાગે છે.

આબોહવાના ફેરફારો અનેક રીતે અભિવ્યક્ત થાય છે : વનસ્પતિ, પ્રાણીસૃષ્ટિ, ભૂરસાયણ (geo-chemistry), અવસાદન (sedimentation), ભૂ-આકૃતિ (geomorphology), મૃદાજનન (pedogenesis) વગેરે ઉપર આ અસરોનો પ્રભાવ દેખાય છે. આબોહવાની ઘટનાઓને અર્થપૂર્ણ ક્રમમાં ગોઠવવા માટે તેમનું કાળનિર્ધારણ (dating) કરવા માટે રેડિયોકાર્બન, પુરાચુંબકત્વ (palaeo-magnetism), તાપસંદીપ્તિ (thermo-luminescence), વિખંડન પથ (fission track) વગેરે પ્રવિધિઓનો ઉપયોગ કરવામાં આવે છે. ઉપરનાં સાધનોથી પ્રાપ્ત થતી અવેજી (proxy) વિગતોનો ઉપયોગ કરીને પ્રાચીન આબોહવાનાં ઘટનાચક્રોનું પુનર્નિમાણ (reconstruction) કરવાનો પ્રયત્ન થાય છે. તે અભ્યાસ ઉપરથી કોઈ પણ યુગ દરમિયાન પવનની દિશા, વરસાદનું પ્રમાણ, વાતાવરણનું તથા સમુદ્રનું તાપમાન વગેરે બાબતો અંગેની માહિતી મેળવી શકાય છે.

આબોહવાના આવા ફેરફારો અંગેના પુરાવા સમુદ્રીય અવક્ષેપ અને દ. ધ્રુવ તથા આઇસલૅન્ડના હિમપ્રદેશમાંથી નીકળતા આંતરપદાર્થો(cores)માંથી મળે છે. વળી આફ્રિકા, ભારત તથા જાપાનમાંથી ખંડની પરિસ્થિતિનો અભ્યાસ થઈ રહ્યો છે અને વૃષ્ટિની વિસ્તૃત માહિતી ઉપલબ્ધ થઈ રહી છે. ભારતમાં પણ અરબી સમુદ્ર, રાજસ્થાન અને કાશ્મીરમાંથી આવી વિસ્તૃત માહિતી મળે છે.

રાજસ્થાનમાં આશરે વીસ લાખ વર્ષ પૂર્વે વધુ વરસાદ પડતો હોઈ સુગ્રથિત બારમાસી (perennial) નદી-પ્રણાલી અસ્તિત્વમાં હતી, જેમાંની કેટલીક નદીઓના પટ 10 કિમી. પહોળા હતા. આ પટનું તળિયું ગોલાશ્મ (boulders) અને ગોલાશ્મિકાઓ(cobbles)નું બનેલું હતું. આશરે દસ લાખ વર્ષ પહેલાં વરસાદમાં ઘટાડો થતાં નદીઓ માત્ર રેતીને જ વહી જવા લાગી, તેમનાં વહેણ વાંકાચૂકા થયાં અને કિનારે તળાવો તથા સરોવરો રચાયાં, જેના કાંઠે પાષાણયુગના માનવે વસવાટ કર્યો હતો. એક લાખથી વધુ વર્ષો અગાઉ થયેલ છેલ્લા હિમયુગ સાથે સંકળાયેલ શુષ્કતાના પ્રારંભની નિશાનીરૂપ થરનું રણ ગણાય છે. આજથી 20,000થી 13,000 વર્ષ પૂર્વે આ વિસ્તારમાં તીવ્ર શુષ્કતા સર્જાઈ હતી, જેના કારણે સરોવરો અતિ ખારાં બન્યાં. આજથી 13,000થી 6,000 વર્ષ પહેલાં વરસાદના પ્રમાણમાં વારંવાર વધઘટ થતી રહી અને છેલ્લાં 4,000 વર્ષ દરમિયાન લગભગ હાલના જેવી પરિસ્થિતિ ચાલુ રહી.

અરબી સમુદ્રના તળિયાના આંતરપદાર્થોની પરાગરજનું અને ઑક્સિજનના સમસ્થાનિકોનું પૃથક્કરણ થયેલું હોવાથી તેમનું કાલનિર્ધારણ વધુ ચોક્કસ થયેલું છે. 1,15,000થી લગભગ 5,000 વર્ષ (આંતરકાલ) પૂર્વે વાતાવરણ હૂંફાળું હતું. આજથી આશરે 70,000 અને 18,000 વર્ષ પૂર્વે, એમ બે વાર મહત્તમ ઠંડી નોંધાયેલી છે અને આને કારણે સમુદ્રની સપાટી હાલની સરખામણીમાં લગભગ 100 મી. નીચે ઊતરી ગઈ હતી !

પરાગરજ, ડાયટૉમ, અવસાદન, ભૂરસાયણ અને સ્થાયી સમસ્થાનિકો અંગેની સામગ્રી ઉપર આધારિત વધુ વિગતવાર માહિતી કાશ્મીરમાંથી ઉપલબ્ધ થયેલી છે. આજથી 35 લાખ વર્ષથી વધુ સમય પહેલાં કાશ્મીરશ્રેણી સમશીતોષ્ણ (temperate) આબોહવાથી શરૂ થાય છે, જોકે વરસાદ(precipitation)ના સંદર્ભમાં વઘઘટ નોંધાઈ છે. 35થી 28 લાખ વર્ષ દરમિયાન ઉપોષ્ણ(subtropical)માંથી ઠંડી અને શુષ્ક પરિસ્થિતિ તરફ આબોહવાનું પરિવર્તન થયું હતું. 18 લાખ વર્ષ અગાઉ સ્પષ્ટ હિમજન્ય આબોહવા નોંધાયેલી છે. સાતથી ત્રણ લાખ વર્ષ દરમિયાન કેટલાક હિમજન્ય ચઢાવ-ઉતાર નોંધાયા છે. લગભગ 18,000 વર્ષ પૂર્વે જ્યારે છેલ્લો ભૂમંડલીય હિમયુગનો પ્રભાવ ચરમસીમાએ પહોંચેલો ત્યારે કાશ્મીરપ્રદેશ ગરમ થવા માંડ્યો હતો. તે વિચિત્ર ગણાય. આશરે 10,000 વર્ષ પૂર્વે ત્યાંની આબોહવા ફરીને ઠંડી થઈ અને લગભગ 5,000 વર્ષ પૂર્વે તે હૂંફાળી થવા લાગી.

સમયના કેટલાક મોટા ગાળાઓ દરમિયાન આબોહવા અંગેની માહિતીમાં ત્રુટીઓ છે તેમ છતાં છેલ્લાં 40 લાખ વર્ષ દરમિયાનની કાશ્મીરની આબોહવામાં થયેલા ફેરફારોનું સામાન્ય વલણ નિરૂપી શકાય તેમ છે.

આવી દીર્ઘકાલીન માહિતી ઉપરથી આબોહવાના ફેરફારો અંગેની લાંબા ગાળાની આવર્તિતાનો ખ્યાલ મેળવી શકાય. આવી વિગતોને આધારે જ ભવિષ્યમાં આવનાર હિમયુગને કારણે સંભવિત આપત્તિઓનો સામનો કરવાની પેરવી માટેની તૈયારી માનવજાત કરી શકે.

આબોહવા અને વનસ્પતિ

આબોહવાની વનસ્પતિઓ ઉપર સામુદાયિક અસરને કારણે જુદા જુદા પ્રદેશોમાં અને જુદી જુદી પરિસ્થિતિમાં વનસ્પતિમાં વિવિધતા આવે છે. ઉત્ક્રાંતિની પ્રક્રિયાનું તે પ્રથમ પગથિયું છે.

મેસોઝોઇક યુગમાં પૃથ્વી ઉપરના જુદા જુદા ભાગોનો વનસ્પતિસમૂહ એકબીજા સાથે અત્યંત સામ્ય ધરાવતો હતો. છેક ટર્શિયરી કાળ સુધી આવી પરિસ્થિતિ એકધારી રહી. જેમ જેમ ઋતુ ઋતુ વચ્ચેના ફેરફારો તીવ્ર બનતા ગયા અને એક પ્રદેશનું હવામાન બીજા પ્રદેશના હવામાન કરતાં જુદું પડતું ગયું તેમ તેમ પ્રદેશ-પ્રદેશની વનસ્પતિઓનો નકશો બદલાતો ગયો. આજે છે તેવો યુગો પૂર્વે તે ન હતો. આવા વનસ્પતિ-વિતરણ(distribution)નો અભ્યાસ કરીને પૉંડિચેરી(પુદુચેરી)માંના પ્રા. વી. એમ. મેહેર હોમજીએ તેના નકશા તૈયાર કર્યા છે. આ અભિગમને અનુલક્ષીને તેમણે વનસ્પતિવિજ્ઞાનમાં વનસ્પતિભૂગોળની એક નવી જ શાખા ઉમેરી.

તૃતીય યુગ દરમિયાન ઉત્તર ગોળાર્ધમાં ગાઢ જંગલો હતાં, પરંતુ દક્ષિણ ગોળાર્ધનું હવામાન ઘણું જ પરિવર્તનશીલ હતું; તેથી ત્યાં જૂજ વનસ્પતિઓનો વિકાસ થયો. આમ પુરાતનકાળની વનસ્પતિઓનું વિતરણ આધુનિક વિતરણ કરતાં તદ્દન જુદા જ પ્રકારનું રહેલું, કારણ કે ધ્રુવપ્રદેશની આબોહવા પહેલાં સમધાત હતી, પણ કાળક્રમે ઠંડી થવા લાગી. તેને કારણે વનસ્પતિઓનો નાશ થવા લાગ્યો. પર્મિયન કાળમાં થયેલ હિમીભવન(glaciation)થી દક્ષિણ આફ્રિકાની વનસ્પતિઓનો સર્વનાશ થયો અને સમય જતાં તે પ્રદેશ વેરાન બની ગયો. જે વનસ્પતિઓ સલામત સ્થળોએ રહી, પ્રતિકૂળ આબોહવા સામે ટક્કર ઝીલી શકી તે અનુકૂળ આબોહવા થતાં આજુબાજુના પ્રદેશમાં વિસ્તરવા લાગી; દા. ત., શિંગોડાં(water chestnut)ના અવશેષો ઉત્તર અમેરિકામાં પ્લાયોસીન કાળમાં વિપુલ પ્રમાણમાં હતા; પરંતુ હાલ તે કુદરતી અવસ્થામાં ત્યાં જોવા મળતાં નથી; બાદિયાન (Star-anise), અંકુર (Talauma) અને પીળો ચંપો (Michelia અને Magnolia) યુરોપમાં ફેલાયેલાં હતાં; પરંતુ હિમકાળ દરમિયાન તે ત્યાં નાશ પામ્યાં. હાલ તે ઉત્તર અમેરિકા અને દક્ષિણ એશિયામાં સલામતી મળતાં ત્યાં ટકી રહેલાં છે. હિમાલયની ગોદમાં બદરીકેદારના રસ્તે પુષ્પોની ખીણનો પ્રદેશ (Valley of Flowers) અદભુત રીતે બચી ગયેલ છે.

સમયના વહેણ સાથે આબોહવામાં થયેલાં પરિવર્તનોને લીધે વિશાળ વૃક્ષો અતિ નાના કદનાં થતાં ગયાં હતાં. તે નીચેના ઉદાહરણથી સ્પષ્ટ થશે :

લેપિડોડેન્ડ્રોન (વિશાળ વૃક્ષ) → નાથૉર્સ્ટિયાના (શાકીય, herbs) → સીવાર્ડિયાના (ક્ષુપ) → આઇસોઈટીસ (છોડ).

જો આઇસોઈટીસ(ટ્રાયાસિકની વનસ્પતિ)ના છોડને એક લાખ ગણો મોટો કરીએ તો તે ડેવોનિયન કાળની લેપિડોડેન્ડ્રોનની પ્રતિકૃતિરૂપ લાગે. તે જ પ્રમાણે પુષ્પવિન્યાસની ઉત્ક્રાંતિ નીચે પ્રમાણે દર્શાવી શકાય :

આબોહવા અને વનસ્પતિના ચાર પ્રકાર વચ્ચેનો સંબંધ એટલો ઘનિષ્ઠ છે કે પ્રાચીન આબોહવાનું પુનર્નિર્માણ(reconstruction) કરવામાં અશ્મીભૂત વનસ્પતિનો અભ્યાસ ઘણો જ ઉપયોગી નીવડેલ છે.

આબોહવાનું વર્ગીકરણ

વીસમી સદી દરમિયાન થયેલા વર્ગીકરણના મહત્વના પ્રયત્નો નીચે મુજબ છે :

વાતાવરણશાસ્ત્રી	વર્ષ	વર્ગીકરણનો આધાર
આલ્બ્રેક્ટ પેન્ક	1910	વરસાદ, હિમ, ભેજ, કરા વગેરેનો દર
વ્લાદિમિર કોપેન	1918	તાપમાન તથા શુષ્કતા
ચાર્લ્સ ડબ્લ્યૂ. થૉર્ન્થવેઇટ	1948	વરસાદ, હિમ, ભેજ, કરાનો દર – બાષ્પન – બાષ્પોત્સર્જન (evapotranspiration)
એચ. ફ્લોહન	1950	વરસાદ, હિમ, ભેજ, કરા – પવનના પટાઓ
એ. એ. મિલર	1953	સંચિત તાપમાન
હાવર્ડ જે ક્રિચફિલ્ડ	1966	આબોહવાનો સર્વાંગી અભ્યાસ
જ્યૉર્જ આર. રુમ્ને	1968	વિશ્વની બદલાતી આબોહવા
વિલિયમ એચ. મેથ્યુસ	1971	માનવીની પ્રવૃત્તિઓને કારણે આબોહવા પર થતી અસરો

છેલ્લાં એક હજાર વર્ષ દરમિયાન થયેલા આબોહવાના ફેરફારોની જાણકારી ભૂભૌતિકશાસ્ત્રીઓ પોપડામાં થયેલાં શારકામોની માહિતીનો ઉપયોગ કરીને આપી શકે. પૃથ્વીના પોપડાના પહેલા 500 મીટરની ઊંડાઈ સુધી ગરમી ખૂબ જ ધીમી ગતિથી વહન પામતી હોય છે; જેમાંથી છેલ્લાં એક હજાર વર્ષના તાપમાનની વિગત પૂરી પાડી શકાય.

કોપેનની આબોહવાના વર્ગીકરણની પદ્ધતિ : સુપ્રસિદ્ધ વાતાવરણશાસ્ત્રી વ્લાદિમિર કોપેને અનુભવમૂલક આબોહવાના વર્ગીકરણ માટે વનસ્પતિ અને આબોહવા વચ્ચેના સંબંધને પાયામાં રાખીને આ યોજના કરી. તેણે વનસ્પતિના વિવિધ પ્રદેશો(zones) અને આબોહવાનાં સરળતાથી માપી શકાતાં તાપમાન, વરસાદ વગેરે જેવાં તત્વોનો સંબંધ આ પદ્ધતિમાં માત્રાત્મક (quantitative) સ્વરૂપે દર્શાવ્યો છે. દરેક ઘટક માટે વિવિધ સીમામૂલ્યો (boundary values) નક્કી કરવામાં આવ્યાં છે. એની પદ્ધતિમાં આબોહવાના મુખ્ય પાંચ પ્રકારોને અંગ્રેજી મૂળાક્ષરોથી દર્શાવવામાં આવે છે :

A    :    ઉષ્ણકટિબંધનાં જંગલોની બારે માસ ગરમ આબોહવા. બાષ્પન કરતાં વરસાદ વધારે.

B    :    સૂકી આબોહવા. પાણીનું આધિક્ય નહિ.

C    :    ઉનાળુ વરસાદવાળી આબોહવા, જેમાં શિયાળો મધ્યમ હોય.

D    :    જંગલોની ઠંડી આબોહવા, જેમાં શિયાળો તીવ્ર હોય.

E    :    ધ્રુવીય (શીતકટિબંધોની) આબોહવા.

આના પેટાવિભાગ દર્શાવવા માટે મુખ્ય સંજ્ઞા સાથે વધારાની બીજી મૂળાક્ષરરૂપ સંજ્ઞાઓ ઉમેરવામાં આવે છે, જેના ઉપયોગથી વરસાદનો તથા તાપમાનનો પ્રભાવ કે આબોહવાની ઇતર વિશિષ્ટતા દર્શાવાય છે. આ અક્ષરોના સંયોજનથી આબોહવાના પેટાવિભાગો ચોકસાઈ-પૂર્વક નક્કી કરી શકાય છે. શુષ્ક આબોહવા માટે S અને W જોડાય છે એટલે કે તેનાં બે જૂથો BS અને BW મળે.

f = ભેજયુક્ત (ફક્ત A, C, Dને જ રૂપાંતરિત કરે), W = શુષ્ક (શિયાળો), S = શુષ્ક (ઉનાળો), m = વરસાદી જંગલોની આબોહવા, ફક્ત Aની સાથે જ જોડાય. આ ઉપરાંત a, b, c, d, h, k પણ જોડવામાં આવે છે, જે સ્થળના તાપમાનનું નિર્દેશન કરે છે.

આ અક્ષરો જોડાવાથી બનતી સંજ્ઞા આબોહવાને માત્રાત્મક રીતે રજૂ કરે છે; દા.ત., BWk = રણની ઠંડી આબોહવા; Dfc = શીતળ; બરફાળુ જંગલની શીતળ ટૂંકા ઉનાળાવાળી આબોહવા.

કોપેન પદ્ધતિ અનુસાર આબોહવાના પેટાવિભાગો નીચે પ્રમાણે છે :

Af      :     ઉષ્ણકટિબંધીય વરસાદી જંગલો. ગરમ; બારે માસ વરસાદ

Am    :     ઉષ્ણકટિબંધીય વર્ષાઋતુ. ગરમ; ઋતુ પ્રમાણે વધુ વરસાદ.

Aw     :     ઉષ્ણકટિબંધીય મોટા ઘાસનાં મેદાનો (savanna). ગરમ;

                ઋતુ પ્રમાણે શુષ્ક (સામાન્યપણે શિયાળો).

Bsh    :     ઉષ્ણકટિબંધીય ટૂંકા ઘાસનાં મેદાનો (steppe). અર્ધશુષ્ક, ગરમ.

Bsk    :     મધ્ય-અક્ષાંશી ટૂંકા ઘાસનાં મેદાનો. અર્ધશુષ્ક; શીતળ કે ઠંડી.

BWh   :     ઉષ્ણકટિબંધીય રણ. શુષ્ક; ગરમ.

BWk   :     મધ્ય અક્ષાંશી રણ. શુષ્ક; શીતળ કે ઠંડી.

Cfa    :     ઉપઉષ્ણકટિબંધીય ભેજવાળી; મૃદુ શિયાળો; બધી ઋતુઓ
               ભેજવાળી; દીર્ઘ, ગરમ ઉનાળો.

Cfb    :     દરિયાઈ. મૃદુ શિયાળો; બધી ઋતુઓ ભેજવાળી; ટૂંકો શીતળ ઉનાળો.

Cfc    :     દરિયાઈ, મૃદુ શિયાળો; બધી ઋતુઓ ભેજવાળી; ટૂંકો શીતળ
               ઉનાળો.

Csa    :     અંતર્ભૂમધ્ય સમુદ્રીય. મૃદુ શિયાળો; શુષ્ક અને ગરમ ઉનાળો.

Csb    :    તટીય-ભૂમધ્યસમુદ્રીય. મૃદુ શિયાળો; શુષ્ક ટૂંકો હૂંફાળો ઉનાળો.

Cwa   :     ઉપઉષ્ણકટિબંધીય. વર્ષા. મૃદુ શિયાળો; શુષ્ક શિયાળો; ગરમ ઉનાળો.

Cwb   :     ઉષ્ણકટિબંધની ઉચ્ચભૂમિની. મૃદુ શિયાળો; શુષ્ક શિયાળો;ટૂંકો હૂંફાળો ઉનાળો.

Dfa    :     ભેજવાળી ખંડીય. તીવ્ર શિયાળો; બારેમાસ ભેજવાળી; દીર્ઘ,ગરમ ઉનાળો.

Dfb    :     ભેજવાળી ખંડીય. તીવ્ર શિયાળો; બારેમાસ ભેજવાળી; ટૂંકો હૂંફાળો ઉનાળો.

Dfc    :     ઉપઉત્તરધ્રુવીય. તીવ્ર શિયાળો; બારેમાસ ભેજવાળી; ટૂંકો શીતળ ઉનાળો.

Dfd    :     ઉપઉત્તરધ્રુવીય. અતિ ઠંડો શિયાળો; બારે માસ ભેજવાળી; ટૂંકો ઉનાળો.

Dwa   :     ભેજવાળી ખંડીય. તીવ્ર શિયાળો; શુષ્ક શિયાળો; દીર્ઘ ગરમ ઉનાળો.

Dwb   :     ભેજવાળી ખંડીય. તીવ્ર શિયાળો; શુષ્ક શિયાળો; હૂંફાળો ઉનાળો.  

Dwc   :     ઉપઉત્તરધ્રુવીય. તીવ્ર શિયાળો; ટૂંકો શિયાળો, ટૂંકો શીતળ ઉનાળો.

Dwd   :    ઉપઉત્તરધ્રુવીય. અતિ ઠંડો શિયાળો, શુષ્ક શિયાળો; ટૂંકો શીતળ ઉનાળો.

ET      :    ટુંડ્ર. અતિ ટૂંકો ઉનાળો.

EF     :    કાયમી બરફ અને હિમ.

H      :    અવર્ગીકૃત ઉચ્ચપ્રદેશીય આબોહવા.

કોપેને સૂચવેલા વર્ગીકરણમાં વસ્તુલક્ષિતાનો અભાવ મુખ્ય ખામી ગણાય છે; તેમ છતાં તે વર્ગીકરણ હજુ ઘણું પ્રચલિત છે. જી. ટી. ટ્રેવર્થાએ આ પદ્ધતિમાં ઘણો સુધારો-વધારો કર્યો છે.

થૉર્ન્થવેઇટે તેના વર્ગીકરણ માટે સંભાવ્ય-બાષ્પન-બાષ્પોત્સર્જન(PE : Potential Evapotranspiration)ના વિચારને પાયામાં રાખેલ છે. PE એટલે ભૂમિમાંથી બાષ્પીભવન પામતા અને પ્રાપ્ય વનસ્પતિમાંથી બાષ્પોત્સર્જનથી છૂટતા ભેજનો સરવાળો. વરસાદ(અવક્ષેપન)થી મળતા ભેજ (P) અને PE(પાણીની જરૂરિયાત)ની સરખામણી કરવાથી આબોહવાની આર્દ્રતા કે શુષ્કતા નક્કી કરી શકાય છે. 1955ના સુધારેલ વર્ગીકરણ અનુસાર PE અને Pને પાયામાં રાખતા ચાર આબોહવાકીય માપદંડ(criteria) આ પ્રમાણે નક્કી કરવામાં આવ્યા છે : (i) ભેજની પર્યાપ્તતા (adequacy), (ii) ઉષ્મીય ક્ષમતા, (iii) ભેજપર્યાપ્તતાનું ઋતુ અનુસાર વિતરણ, (iv) ઉષ્મીય ક્ષમતાનું ગરમ ઋતુમાં સંકેન્દ્રણ. ભેજપર્યાપ્તતા નક્કી કરવા માટે ભેજસૂચકાંક (Moisture Index : MI) મેળવવા માટે નીચેનું સૂત્ર વાપરવામાં આવે છે :

ભેજના પ્રભાવને દૃષ્ટિમાં રાખતાં આબોહવાના થતા મુખ્ય પ્રકારો (દરેક માટેની સંજ્ઞા તથા MI કૌંસમાં દર્શાવ્યાં છે):

અતિભેજયુક્ત : per-humid (‘A’, MI > 100)

આર્દ્ર : humid (‘B’, MI 20થી 100)

ભેજવાળી ઉપઆર્દ્ર : mositure sub-humid (‘C’₂, MI 0થી 20)

શુષ્ક ઉપઆર્દ્ર : dry sub-humid (‘C’, MI – 20થી 0)

અર્ધસૂકી : semi-arid (‘D’, MI -40થી -20)

સૂકી : arid (‘E’, – MI < -40)

આ ઉપરાંત ઋતુ પ્રમાણેની ભેજપર્યાપ્તતા અને ઉનાળાની ઋતુમાંની ઉષ્મીય ક્ષમતાના સંકેન્દ્રણને આધારે પેટાપ્રકારો રચવામાં આવ્યા છે. દરેક પ્રકારની આબોહવાની ઓળખ મૂળાક્ષરોથી આપવામાં આવે છે અને આ મૂળાક્ષરોને ભેગા મૂકીને વિવિધ પ્રકારની આબોહવા માટે સંજ્ઞાઓ રચાય છે (સરખાવો કોપેનનું વર્ગીકરણ) આ પદ્ધતિ અનુસાર ઉત્તર-પશ્ચિમ ભારતના રણવિસ્તાર માટેની સંજ્ઞા EA (da) છે, જેનો અર્થ સૂકી (E), બૃહદ્ ઉષ્મીય (megathermal : A), બારે માસ ભેજની ખેંચવાળી આબોહવા (d), જેમાં ઉષ્મીય ક્ષમતાનું સંકેન્દ્રણ ઉનાળામાં (a) હોય.

પાણીના સંતુલનના સંદર્ભમાં પાણીના વપરાશના પ્રશ્નોના વ્યાવહારિક અભ્યાસમાં સંભાવ્ય-બાષ્પન- બાષ્પોત્સર્જનની વિભાવના ઘણી ઉપયોગી નીવડી છે.

આબોહવાના મુખ્ય ચાર પ્રકારો તથા તેમના પેટાપ્રકારો :

I વિષુવવૃત્ત તથા ઉષ્ણકટિબંધ ઉપરની હવાના જથ્થાથી મહદંશે નક્કી થતી આબોહવા :

1. વરસાદી ઉષ્ણકટિબંધીય; 2. મોસમી ઉષ્ણકટિબંધીય; 3. ભેજવાળી અને શુષ્ક ઉષ્ણકટિબંધીય; 4. ઉષ્ણકટિબંધની શુષ્ક; 5. ઉષ્ણકટિબંધની અર્ધશુષ્ક.

II ઉષ્ણકટિબંધ અને ધ્રુવીય હવાના જથ્થાથી મહદંશે નક્કી થતી આબોહવા :

6. સૂકી ઉનાળુ ઉપ-ઉષ્ણ (subtropical); 7. ભેજવાળી ઉપ-ઉષ્ણ; 8. દરિયાઈ; 9. સમશીતોષ્ણ શુષ્ક (mid-latitude arid) 10. સમશીતોષ્ણ અર્ધશુષ્ક; 11. ખંડીય ભેજયુક્ત ગરમ ઉનાળુ; 12. ખંડીય ભેજયુક્ત શીત ઉનાળુ.

III ધ્રુવીય (40-60⁰ અક્ષાંશ) અને ઉત્તરધ્રુવીય હવાના જથ્થાથી મહદંશે નક્કી થતી આબોહવા :

13 ટેઇગા (શંકુદ્રુમ જંગલો : ટુંડ્ર અને સમશીતોષ્ણ ઘાસિયા જમીનો વચ્ચેનાં); 14. ટુંડ્ર; 15. ધ્રુવીય.

IV ઊંચાઈ વડે મહદંશે નક્કી થતી આબોહવા :

16. ઉચ્ચ પ્રદેશની આબોહવા.

આબોહવા પ્રમાણે પૃથ્વીના પ્રદેશો : (1) ગરમ આબોહવા : વાર્ષિક સરેરાશ તાપમાન ઓછામાં ઓછું 21.1⁰ સે. (2) હૂંફાળી સમશીતોષ્ણ આબોહવા : સરેરાશ તાપમાન 6.1⁰ સે.થી ઓછું ન હોય તેવા ઠંડામાં ઠંડા મહિનાવાળી આબોહવા. (3) શીતળ આબોહવા : એકથી પાંચ માસ સરેરાશ તાપમાન 6.1⁰ સે.થી નીચે હોય. (4) શીતકટિબંધની આબોહવા : શીતળ આબોહવાના પ્રદેશોથી ધ્રુવવૃત્તીય, જેના ટુંડ્ર, ધ્રુવીય અને પહાડી એવા જુદા જુદા તાપમાનના નિયમન પ્રમાણે ત્રણ ભાગ પડે.

આબોહવાના મુખ્ય ત્રણ પ્રકારો અને તેના પેટાપ્રકારો નીચે મુજબ અલગ રીતે દર્શાવી શકાય :

(1) વિષુવવૃત્તીય : બધી ઋતુઓમાં વરસાદ અને ક્યારેક તો બે વાર મહત્તમ વરસાદ થાય.

(2) ઉષ્ણકટિબંધીય : (અ) ગરમ ઋતુમાં જ વરસાદ થાય તેવી ખંડીય; (બ) બધી ઋતુમાં વરસાદ હોય તેવી દરિયાઈ, જેમાં વર્ષના નિશ્ચિત સમયે જ મહત્તમ વર્ષા થાય; (ક) ચોમાસુ (મોસમી) : તેમાં વરસાદ મુખ્યત્વે ઉનાળાની ઋતુમાં થાય.

(3) ગરમ રણ : ઉષ્ણકટિબંધ જ્યાં વરસાદ ન થાય અથવા (અ) નહિવત્ થાય; (બ) દરિયાઈ (પશ્ચિમ કિનારો) : જ્યાં વરસાદ અલ્પ કે નહિવત્, પરંતુ કિનારાથી દૂરના ઠંડા પ્રવાહોથી પ્રભાવિત. આવી આબોહવાવાળા પ્રદેશોનો અમુક ભાગ સરેરાશ વાર્ષિક 21.1⁰ સે. દર્શાવતી સમતાપી રેખાની બહાર હોય છે.

આબોહવામાં ફેરફારો

પૃથ્વીની આબોહવામાં હમેશાં ફેરફારો થયાં કરે છે. આ ફેરફારોનું પ્રમાણ સ્થળ અને સમય પ્રમાણે બદલાયાં કરે છે. અતિશય ગરમી અથવા લંબાતા જતા દુષ્કાળનો સામનો કરવાનો આવે ત્યારે સામાન્ય રીતે આપણે આપણી અલ્પકાલીન સ્મૃતિને કારણે આશ્ચર્ય અને ભય અનુભવીએ છીએ. આમ તો પ્રતિવર્ષ આબોહવામાં સર્વત્ર નોંધપાત્ર ફેરફારો થતા રહે છે. તે જ રીતે દશક, શતક અને સહસ્રાબ્દ કે તેથી પણ વધુ સમયપટ પર આબોહવામાં ફેરફારો થયાં કરે છે. લાંબા સમયગાળા દરમિયાન થતા આબોહવાના ફેરફાર સરેરાશ આંકના વિસ્થાપનની દૃષ્ટિએ જ નહિ, પરંતુ સરેરાશની લગભગ થતી વધઘટના ફેરફારોની દૃષ્ટિએ પણ થતા હોય છે. આવા વાર્ષિક કે લાંબા ગાળાના ફેરફારો કુદરતી આંતરિક ઘટનાઓ અથવા તો વાતાવરણ, સાગરો, ભૂમિ, હિમજથ્થો અને જીવમંડળ વગેરેનો જેમાં સમાવેશ થાય છે તે પૃથ્વીની આબોહવાના સંકુલતંત્ર ઉપરની બાહ્ય અસરોનું પરિણામ હોય છે. યંત્રો દ્વારા નોંધાયેલી આબોહવાની વધઘટ અંગેનું આપણું જ્ઞાન વધુમાં વધુ છેલ્લા બે શતકોમાં કરેલી નોંધો પૂરતું મર્યાદિત હોય છે. છેલ્લાં સો વર્ષોમાં કરેલી સંક્ષિપ્ત નોંધોએ પૃથ્વી પરના વિશાળ પ્રદેશમાં થયેલા આબોહવાના ભૌગોલિક પ્રકારોમાં ફેરફારોનું વિશ્લેષણ શક્ય બનાવ્યું છે. તેથી પ્રાક્યંત્રકાળની આબોહવાનું ચિત્ર રજૂ કરવા આપણે ઐતિહાસિક પુરાતત્વની અને આદિ વાતાવરણશાસ્ત્રની પુરાવારૂપ સામગ્રીનો ઉપયોગ કરીએ છીએ. મુખ્યત્વે બરફ, ભૂમિ અને દરિયાના પેટાળનો ભાગ; વૃક્ષ-વલયો આદિ વાતાવરણને લગતા સ્રોતો ઉપલબ્ધ હોય છે. આમ આવી પરોક્ષ માહિતીને આધારે ગત દસ લાખ વર્ષો સુધીની આબોહવાની થોડી વિગતવાર માહિતી એકત્ર કરી શકાય તેમ છે. આનાથી વધુ પ્રાચીન આદિકાળની આબોહવાની માહિતી ખંડિત સ્વરૂપમાં જ મળે છે.

માનવસમાજ તેમજ પર્યાવરણ પર થતા સમકાલીન આબોહવાની વધઘટના પ્રભાવને કારણે આ ઉપકરણો દ્વારા પ્રાપ્ત થતી માહિતીનો સમયગાળો વૈજ્ઞાનિકો તેમજ સામાન્ય જન માટે ખાસ રસનો વિષય બને છે. વિશેષતયા 19મી સદીના મધ્યભાગ પછીના સમય દરમિયાન વરસાદ અને સપાટી પરની હવાનું તાપમાન – એ બે આબોહવાના ઘટકો અંગેની માહિતી વિપુલ પ્રમાણમાં ઉપલબ્ધ છે. 1885થી 1940 દરમિયાન સમગ્ર ઉત્તર ગોળાર્ધના સરેરાશ વાર્ષિક તાપમાનમાં આશરે 0.5⁰ સે.નો વધારો નોંધાયો હતો. ત્યારબાદ લગભગ 1970 સુધીમાં આશરે 0.3⁰ સે. જેટલો ઘટાડો નોંધાયો. 1970 પછી ગરમી વધ્યાના સંકેતો પ્રાપ્ત થયા છે. છેલ્લા શતક દરમિયાન દક્ષિણ ગોળાર્ધમાં આશરે 0.3⁰ સે. જેટલો તાપમાનમાં વધારો નોંધાયેલ છે. તાપમાનથી વિરુદ્ધ સ્થળ અને સમય પરત્વે વરસાદ અતિશય અસમાન હોય છે અને પૃથ્વી પર થતા વરસાદની પ્રણાલીના દીર્ઘકાલીન ફેરફારો પરત્વે ઘણી જૂજ માહિતી મળે છે; તેમ છતાં વરસાદના લાંબા સમયના ફેરફારો અંગે આબોહવાકીય દૃષ્ટિએ સમરૂપ ભૂમિપ્રદેશોનો અભ્યાસ કરવામાં આવ્યો છે એમ કહી શકાય. આજે પણ પૃથ્વીની સપાટીના 2/3 ભાગ જેટલા દરિયાઈ પ્રદેશમાં ઉપકરણો દ્વારા થતી નોંધોની માહિતી ઉપલબ્ધ નથી.

ગત શતકની ભારતની આબોહવા : સમગ્ર ભારત માટે વરસાદ એક અગત્યનું આબોહવાકીય પરિમાણ છે. સારો વરસાદ પ્રજાને સમૃદ્ધિ અપાવનારો હોય છે અને લંબાતી અનાવૃષ્ટિ વિપત્તિકારક નીવડે છે. દુષ્કાળ અને તેને કારણે થતા વિનાશના ઉલ્લેખો પ્રાચીન તેમજ મધ્યકાલીન સાહિત્યમાં જોવા મળે છે; પરંતુ આવી ઘટનાઓ અને તેમનું પુનરાવર્તન આવી પરોક્ષ માહિતી વડે કોઈ એક પેટાપ્રદેશ પૂરતું પણ સમયની દૃષ્ટિએ નક્કી થઈ શકતું નથી. 1771થી આજ સુધીમાં ભારતમાં ભીષણ દુષ્કાળ અનિયમિત રીતે પડેલા છે એવું ઐતિહાસિક પુરાવાઓને આધારે કહી શકાય તેમ છે. ભારતમાં તાપમાન અને વરસાદ અંગેની યાંત્રિક નોંધો છેલ્લા એકાદ શતકથી ઉપલબ્ધ છે.

સમગ્ર ભારતમાં થયેલા સરેરાશ વરસાદના સંદર્ભમાં 1871થી 1986 દરમિયાન ભારતની ઉનાળુ વર્ષાની ગતિવિધિ ઉપરની આકૃતિ 1 દર્શાવે છે. આ શ્રેણીમાં એકધારા વધારા કે ઘટાડાનું વલણ જોવા મળતું નથી. તેમ છતાં ચોમાસું વરસાદમાં મુખ્ય આબોહવાના ચાર કાલખંડ જોવા મળે છે. તેમાં બે સરેરાશ કરતાં વધારે વરસાદના (1878થી 1898 અને 1933થી 1964) અને અન્ય બે સરેરાશ કરતાં ઓછા વરસાદના (1899થી 1932 અને 1965થી આજ સુધી) છે. કેટલાક સંશોધકોએ 14-14 વર્ષના અને 2થી 3 વર્ષના આવર્તનકાલ (cycles) દર્શાવ્યા છે, પરંતુ સમગ્ર સમયગાળા દરમિયાન તેની સુસંગતતા જોવા મળતી નથી. પ્રદેશે પ્રદેશે ભારતમાં વર્ષાનું પ્રમાણ નોંધપાત્ર રીતે જુદું હોય છે. અત્રે એ પણ ઉલ્લેખનીય છે કે સૌરાષ્ટ્ર અને કચ્છમાં પડતા સરેરાશ વરસાદનું પ્રમાણ ગુજરાતના તળપ્રદેશ કરતાં અડધું હોય છે. આ શ્રેણીમાં પણ સતત વધારો કે ઘટાડો જોવા મળતો નથી. 1954થી 1974નો ગાળો ગુજરાત પ્રદેશ માટે ઉત્તરોત્તર ઘટતા જતા વરસાદનો હતો, જ્યારે સૌરાષ્ટ્ર અને કચ્છમાં 1939થી 1959ના ગાળા દરમિયાન વરસાદમાં ઉત્તરોતર વધારો નોંધાયો છે. અખિલ ભારતના સંદર્ભમાં જોતાં 1871થી 1986ના સમય દરમિયાન 20 તીવ્ર અનાવૃષ્ટિ(સામાન્ય કરતાં 10.6 %થી પણ ઓછો વરસાદ)ના અને 17 અતિવૃષ્ટિ(સામાન્ય કરતાં 10 ટકા વધુ વરસાદ)ના પ્રસંગો બન્યા હતા. તે દરમિયાન લાગલાગટ અનાવૃષ્ટિ બે વાર (1904-1905 અને 1965-1966) આવી છે. લાગલાગટ બેથી વધારે અનાવૃષ્ટિની ઘટના ક્યારેય બની નથી.

આકૃતિમાં સમગ્ર ભારતની વાર્ષિક સરેરાશ સપાટી પરની હવાના તાપમાનની વિસંગતિની શ્રેણી દર્શાવેલી છે. છેલ્લા શતકમાં ભારતના તાપમાનમાં 0.4⁰ સે.ના  વધારાનું વલણ જોવા મળ્યું છે; પરંતુ આ ગરમી 1950ના પાછલા ભાગમાં ઘટવા લાગી છે. આ તાપમાનનો વધારો મુખ્યત્વે અનુવર્ષા અને શીત ઋતુઓને આભારી છે. પશ્ચિમ કિનારો, અંત:સ્થ દ્વીપકલ્પ, ઉત્તર-મધ્ય અને ઉત્તર-પૂર્વ પ્રદેશોમાં સરેરાશ વાર્ષિક તાપમાનમાં નોંધપાત્ર વધારો જોવા મળે છે. અમદાવાદનું તાપમાન છેલ્લા શતક દરમિયાન કોઈ વિશિષ્ટ વલણ દર્શાવતું નથી.

આબોહવામાં ફેરફારનાં સંભવિત કુદરતી કારણો : આબોહવામાં થતા ફેરફારોનાં અનેક સંભવિત કારણોનો વર્ષોથી નિર્દેશ થતો આવ્યો છે. અમુકનું પ્રવર્તન કેવળ ભૂસ્તરીય કાળપરિમાણ અનુસાર થતું હોય છે તો અમુકનું વર્ષોવર્ષની દૃષ્ટિએ મહત્વનું હોઈ શકે. આબોહવામાં થતા ફેરફાર બે પ્રકારના ગણાવી શકાય : 1. બાહ્ય (સૌર વિકિરણ), 2. આંતરિક (હિમ અને બરફનું આચ્છાદન). તે કુદરતસર્જિત કે માનવસર્જિત પણ હોય. આબોહવાતંત્રના કોઈ પણ ઘટકમાં થતા ફેરફાર કુદરતી કે માનવસર્જિત હોવાને કારણે આબોહવાના ફેરફાર કોઈ વિશિષ્ટ કક્ષાનાં પરિબળોને લીધે થતા નથી. આબોહવાની પ્રણાલી અત્યંત જટિલ હોય છે, એટલે એવું બને કે અરસપરસની અસરોને લીધે બધાં કારણો એટલાં બધાં ગૂંચવાય કે તેનાથી મૂળ સંક્ષોભ વધે અથવા તો શમી જાય.

ભૌતિક રીતે જોઈએ તો આબોહવામાં થતા કુદરતી ફેરફાર ઊર્જાના સ્રોત કે ગર્ત(sink) તેમજ પૃથ્વીવાતાવરણ-પ્રણાલીની સંવેગસમતુલામાં ઉત્પન્ન થતી અસ્થિરતા કે ટૂંકા ગાળાના પલટાને આભારી હોય છે. તેને પરિણામે ભૂમંડલીય પરિભ્રમણ(global circulation)ના બળમાં તેમજ ક્રિયાકેન્દ્રોમાં સ્થળાંતરની અસંગતિઓ જન્મતી હોય છે. વર્ષાચક્રની શક્તિમાં થતા ફેરફારો, મધ્યઅક્ષાંશના પશ્ચિમી પવનોમાં અને ધ્રુવીય પરિભ્રમણ-તંત્રમાં થતા ફેરફારો તેનાં કેટલાંક દૃષ્ટાંતો છે. ટૂંકા સમયને માપદંડ તરીકે રાખતાં વાતાવરણના પરિભ્રમણની અસરોની સહજ અસ્થિરતાનો પ્રભાવ દેખાય છે; છતાં બીજા કુદરતી પ્રક્રમો(processes)ની પ્રતિપોષી અસરો પણ ભાગ ભજવે છે. સામગ્રીના વિશ્લેષણ અને સિદ્ધાંત તેમજ પ્રતિકૃતીકરણ (modelling) પર આધારિત નિષ્ણાતોના અભિપ્રાય મુજબ આબોહવામાં થતા ફેરફારો માનવીના પ્રાદેશિક તેમજ ભૂમંડલીય પર્યાવરણ પરના પ્રભાવને લીધે ઝડપી બની શકે છે.

આબોહવાનું નિયમન કરનાર ખાસ અગત્યનાં પરિબળોમાંનું એક તે સૌરવિકિરણ છે. સૂર્યમાં થતા વિક્ષોભ (સૌર પ્રજ્વલન, સૂર્યમાંનાં ધાબાં વગેરે) સૌરવિકિરણના સ્વરૂપ પર અસર કરે છે. કેટલાક અભ્યાસો પરથી દર્શાવાયું છે કે ભારતની નદીઓનાં પ્રચંડ પૂર સૂર્ય-ધાબાંની ક્રિયાશીલતા સાથે સંકળાયેલાં છે. સૌર ક્રિયાશીલતા ઉચ્ચ વાતાવરણના પ્રકાશ-રસાયણ અને પ્રવહનના સ્વરૂપ ઉપર પણ અસર જન્માવી શકે છે અને તેને કારણે નિમ્ન વાતાવરણના પ્રવર્તન પર પણ અસર થાય છે; તેમ છતાં ખાસ કરીને ટૂંકા (શતક કરતાં ઓછા) સમયગાળામાં સૂર્ય-હવામાન-સંબંધ અને તેનું પ્રાદેશિક સ્વરૂપ ભૌતિક પ્રમાણોના અભાવે ચર્ચાસ્પદ રહેલું છે. સૂર્યની આસપાસના પરિભ્રમણના ઉપવલયી સમતલના સંદર્ભમાં પૃથ્વીની ધરીનું નમન (tilt), પરિક્રમણ-પથની ઉત્કેન્દ્રીયતા, ઋતુઓના ફેરફારો ઇત્યાદિ ખગોળને લગતી અસરો પણ પૃથ્વીની આબોહવામાં ગણનાપાત્ર પરિવર્તનો લાવે છે. આ અસરો ઉપર આધારિત સિદ્ધાંતો 20,000 વર્ષો કરતાં પણ વધુ લાંબા સમયના ગાળામાં અને ખાસ કરીને ભૂતકાળના હિમયુગોમાં થયેલા ફેરફારોને સમજાવી શકે છે. પાણીનો ભેજ, વાદળો, વાયુરૂપ ઘટકો અને સૂક્ષ્મ કણોના ફેરફારોને લીધે વાતાવરણની પારગમ્યતા(transmittance)માં આવતું પરિવર્તન વિકિરણ-સમતુલા પર અસર કરે છે અને તેને પરિણામે આબોહવાકીય પ્રાચલો(parameters)માં ફેરફાર થતો હોય છે. માનવનિર્મિત પરિબળો (વર્ષદીઠ આશરે 40થી 80 કરોડ ટન) કરતાં કુદરતી પરિબળો(આશરે 2થી 3 અબજ ટન)નો સૂક્ષ્મ કણોના ઉદગમમાં વધુ ફાળો છે. દરિયાઈ લવણ, ભૂમિના ઘસારાથી થયેલ ધૂળના કણો, દાવાનલ, જ્વાળામુખી વગેરેમાંથી સૂક્ષ્મ કણોનો પ્રાથમિક સ્રાવ થતો હોય છે. આ સૂક્ષ્મ કણો સંઘનન માટેનાં કેન્દ્રો (nuclei) તરીકે વાદળોના નિર્માણ પર અસર કરે છે. સમતાપમંડળનાં વાયુવલયો(aeroslso)ના ઉદગમસ્થાન તરીકે જ્વાળામુખીના ધૂલિકણો હોય છે. કેટલાક અભ્યાસો પરથી જણાયું છે કે જ્યારે નિમ્ન અક્ષાંશ પરના જ્વાળામુખીના મોટા સ્ફોટો થાય છે ત્યારે હિંદી મહાસાગર ઉપર વિકિરણ તેમજ બાષ્પીભવન ઓછું થતાં ચોમાસાના વરસાદમાં ઘટાડો થાય છે. ઘણાંખરાં માનવનિર્મિત વાયુવલયો વાતાવરણમાં અતિનિમ્ન સ્તરે હોય છે અને સ્થાનિક પ્રદેશોમાં તેમનું સંકેન્દ્રણ અતિશય વધારે હોય છે. ઓઝોન, કાર્બન-ડાયૉક્સાઇડ અને જલબાષ્પ જેવા વાતાવરણના ઘટકો મોટેભાગે પૃથ્વી-વાતાવરણતંત્રનો વિકિરણ-અંદાજ (radiation budget) નક્કી કરે છે. ઉપર જણાવેલા એકાદ ઘટકમાં ફેરફાર થતાં આબોહવામાં અતિમહત્વનાં પરિણામો જોવા મળે છે. કાર્બન-ડાયૉક્સાઇડનો માનવસર્જિત ઉમેરો, કુદરતી પ્રક્રિયાને ઘણો અતિક્રમી જાય છે, તેને લીધે વાતાવરણમાં કાર્બન-ડાયૉક્સાઇડનું સંકેન્દ્રણ વધે છે. કાર્બન-ડાયૉક્સાઇડ અથવા જલબાષ્પમાં થતા વધારાને કારણે વિકિરણનું વાતાવરણમાં શોષણ વધે છે અને ઓછા તાપમાને તેનું પૃથ્વી તરફ પુન: વિકિરણન થાય છે. પરિણામે પૃથ્વીની સપાટી પરની ગરમીનો વ્યય ઘટે છે. આ ઉષ્ણપ્રક્રિયા(warming)ને ‘હરિતગૃહ (green house) અસર’ કહે છે. આ ઉષ્ણપ્રક્રિયાનો પ્રત્યક્ષ પુરાવો પ્રસ્થાપિત થવાનો બાકી છે, છતાં કાર્બન-ડાયૉક્સાઇડમાં થતી વૃદ્ધિ સમગ્ર જગતને માટે ચિંતાનો વિષય બનેલ છે. નમૂનાઓના અભ્યાસો પરથી એમ કહી શકાય કે કાર્બન-ડાયૉક્સાઇડના સંકેન્દ્રણનું પ્રમાણ હાલના કરતાં બમણું થતાં ઉષ્ણતાનું પ્રમાણ 2⁰થી 4⁰ સે. વચ્ચેનું હોઈ શકે. આ ઉષ્ણતાનું પ્રમાણ ઉષ્ણકટિબંધના પ્રદેશ કરતાં ધ્રુવીય અક્ષાંશોમાં વધુ હશે. હાલની પરિસ્થિતિ પ્રમાણે ઇન્ધનનો ઉપયોગ જો અનિયંત્રિત રીતે ચાલુ રહેશે તો 21મી સદીના અંત સુધીમાં કાર્બન-ડાયૉક્સાઇડનું પ્રમાણ બમણું થશે. જલબાષ્પમાં કરાતા માનવસર્જિત ફેરફારો તેના પ્રમાણમાં નજીવા ગણાય. તે મુખ્યત્વે જુદાં જુદાં પ્રતિપોષક તંત્ર સાથે સંકળાયેલા તાપમાનના ફેરફારોનું પરિણામ હોય છે. ઓઝોન સંકેન્દ્રણમાં મુખ્યત્વે કુદરતી કારણોસર થતા ફેરફારો સૂર્ય-ડાઘની ક્રિયાશીલતા, સૌર-ઉત્પાદન(out-put)માં થતા ફેરફારો, જ્વાલામુખી-પ્રક્રિયા વગેરેને આભારી હોય છે. સમતાપ-મંડળમાં ઓઝોન પર અસર કરી શકે તેવાં માનવસર્જિત પરિબળોમાં મુખ્યત્વે ક્લૉરો-ફ્લોરોમિથેનનો ઉપયોગ ગણાય. આ પદાર્થો જટિલ રાસાયણિક પ્રક્રિયાથી આબોહવામાં ઓઝોનનો વિનાશ કરે છે.

આબોહવામાં ભૌગોલિક અસરોથી પણ ફેરફાર થાય છે. ખંડીય વિસ્થાપન (drift), ગિરિનિર્માણ, ધ્રુવીય હિમટોપ (ice caps), દરિયાઈ સપાટીની વધઘટ, પૃથ્વીનું ચુંબકીય ક્ષેત્ર, દરિયાઈ પ્રવાહો, ભરતી-ઓટ વગેરેને આ માટેનાં કારણો તરીકે ગણાવી શકાય; આમાંનાં ઘણાંખરાં હજારોથી લાખો વર્ષ જેટલા અતિ દીર્ઘ સમયપટ પર કામ કરતાં હોય છે. આબોહવાતંત્રના આંકડાશાસ્ત્રીય ગુણધર્મો લાંબા સમય સુધી પ્રર્વતતા જોવા મળે, પરંતુ તે કાયમી હોતા નથી. અનેક પ્રતિપોષક ક્રિયાઓ સમેત વિવિધ ભૌતિક પ્રક્રમો મારફત પૃથ્વી-વાતાવરણ-સમુદ્ર-બરફ-જીવસૃષ્ટિ વચ્ચેનાં ઘનિષ્ઠ સંકીર્ણ આંતર-ક્રિયાત્મક યુગ્મનને કારણે આબોહવા-તંત્રનો પ્રતિભાવ મંદ હોય છે; દા.ત., વધતું તાપમાન જલબાષ્પની વૃદ્ધિ કરે છે અને તેથી હરિતગૃહની અસર વધે છે. સાથે સાથે બરફની પરાવર્તનશક્તિને ઘટાડીને વિકિરણનું શોષણ વધારે છે. આનાથી તાપમાનની વૃદ્ધિનો પ્રવેગ વધે છે. વિકિરણમાં થતા ફેરફારો વાતાવરણના ગતિશીલ પ્રવર્તન પર અસર કરે છે. રણના છેડાના પ્રદેશમાં વધુ પડતા ચરાણને લીધે તેમજ જમીનના અલ્પ ઉપયોગને કારણે પરાવર્તનશક્તિ વધવાથી તે પ્રદેશ રણમાં ફેરવાતો જાય છે.

જલચક્રને પાણીનો પુરવઠો પૂરો પાડવાની સાગરની દેખીતી કામગીરી ઉપરાંત વાતાવરણના પવનો અને તાપમાનનું સાગરના તથા દરિયાઈ સપાટીના તાપમાન સાથેનું ગતિકીય સંકલન આબોહવા નક્કી કરવામાં મુખ્ય ભાગ ભજવે છે. El-Ninoનું દાક્ષિણાત્ય આંદોલન સાથેનું સંકલન આનો ધ્યાનપાત્ર દાખલો છે.

આબોહવામાં ફેરફારો : કુદરતી : કોઈ સ્થળ કે વિસ્તારની આબોહવાનું વર્ણન કરવા માટે સામાન્યત: વાતાવરણનું દબાણ, તાપમાન, વરસાદ (precipitation), પવન, ભેજ (humidity), સૂર્યપ્રકાશ ઇત્યાદિ ચલરાશિઓ(variables)નાં, સમયના ગાળા દરમિયાન લેવામાં આવેલ માપનોનાં સરેરાશ મૂલ્યોનો ઉપયોગ કરવામાં આવે છે. તે બધાં આબોહવાનાં તત્વો (elements) તરીકે ઓળખાય છે. આબોહવાનું વર્ણન કરવા માટે સામાન્યત: 30 વર્ષથી વધુ એવા સમયગાળા દરમિયાનની સરારેશ સ્થિતિનો ઉપયોગ કરવામાં આવે છે. ઉનાળા અને શિયાળા જેવી ઋતુઓ અને વચ્ચેના સંક્રમિક ગાળાઓ (transitional periods) સહિત થતું ઋતુઓનું પરિવર્તન, આબોહવાનો અંતર્ગત ભાગ બને છે. ઉપલબ્ધ સૂર્યવિકિરણના જથ્થામાં થતા ફેરફારને સાંકળતાં ખગોળીય પરિબળો દ્વારા આ ઋતુઓનું નિયમન થતું હોય છે. કોઈ પણ વિસ્તારમાં ઋતુઓનું પરિવર્તન સ્થાનિક પ્રાકૃતિક લક્ષણો (physical features), ભૂગોળ અને મોટા પાયે થતા વાતાવરણના અને મહાસાગરના પરિભ્રમણ તેમજ ભૂસ્તરરચનાના પ્રકાર(landsurface conditions)ને કારણે થતું હોય છે.

એશિયા વિસ્તારની ઉનાળુ-ચોમાસાની ઋતુ આવા ફેરફારનું અજોડ ઉદાહરણ છે. એશિયાની ભૂમિનો વિશાળ વ્યાપ વરસાદથી તરબોળ હોય છે, જ્યારે એ જ અક્ષાંશ પર આવેલાં અન્ય સ્થળોએ દઝાડતી ગરમીનો પ્રભાવ હોય છે. આબોહવારૂપ પર્યાવરણ(climatic environment)ને સમજવા માટે, સ્થાનિકથી સાર્વત્રિક એમ વિવિધ પ્રકારની આબોહવા વિશે વિચારવું અનિવાર્ય છે. ભૂગોળની ભાષામાં, આબોહવાને લાક્ષણિક સ્વરૂપ આપતાં પરિબળોને અક્ષાંશ, સમુદ્રથી અંતર, સમુદ્રથી ઊંચાઈ, સ્થળાકૃતિ (topography), વાદળોની સ્થિતિ, વનસ્પતિ, ભૌમિક પરિસ્થિતિ, જલસ્રોતો ઇત્યાદિ પ્રાચલો (parameters) વડે વર્ણવી શકાય.

આબોહવા અને માનવ : સમગ્ર વિશ્વમાં આબોહવાની અસર માનવજીવનનાં વિવિધ પાસાંઓ પર અનુભવાતી અને દેખાતી હોય છે. વિરોધાભાસી માનવપર્યાવરણ હેઠળ આર્કટિક વિસ્તારના એસ્કિમો તથા ઉષ્ણ કટિબંધનાં જંગલોમાં વસતા આદિવાસીઓ પોતાનું જીવન જે રીતે વિતાવે છે તે માનવજીવન અને સમાજોના ઘડતરમાં આબોહવા કેટલો મહત્વનો ભાગ ભજવે છે તેનું નિદર્શન કરે છે. માનવસમાજો આહાર, પોશાક, રહેઠાણ, જીવનરીતિ, રીતરિવાજો અને આવી ઘણી સામાજિક તથા પર્યાવરણને લગતી બાબતોમાં જુદા પડે છે. તેનું કારણ તે જેમાં જીવે છે અને ઊછરે છે તે આબોહવા છે. આબોહવા કૃષિ, વ્યાપાર, ઉદ્યોગ ઇત્યાદિ ઘણી બધી વિશ્વની આધુનિક પ્રવૃત્તિઓનું નિયમન કરે છે.

આબોહવાના તબક્કા : જ્યારથી પૃથ્વીનું વાતાવરણ-તંત્ર અસ્તિત્વમાં આવ્યું છે ત્યારથી પૃથ્વીની આબોહવા જુદી જુદી વિકાસલક્ષી પ્રક્રિયાઓમાંથી  પસાર થતી રહી છે. કોઈ ભૂસ્તરીય યુગ (geological era) દરમિયાનની આબોહવા હિમ-આવરણ, મહાસાગર અને ભૂમિ-તલ-વિતરણ, વાતાવરણનું સંઘટન તથા તેની જલસંગ્રાહક શક્તિ (જેનું નિયંત્રણ આપાત થતા સૂર્યવિકિરણરૂપ બાહ્ય સ્રોતથી થાય છે) – એ બધાંની અંદાજિત સરેરાશ સ્થિતિ છે.

વિવિધ જૈવ-ભૌગોલિક લક્ષણો(bio-geographical features)ના આધારે ભૂસ્તરશાસ્ત્રીઓ અને જીવશાસ્ત્રીઓએ પૃથ્વીના ઇતિહાસનું મુખ્ય યુગ અને પેટાયુગ એમ બે યુગોમાં વર્ગીકરણ કરેલું છે. હિમજન્ય (glacial) અને આંતરહિમજન્ય (interglacial) તબક્કા આબોહવાના યુગના સીમાંકનમાં અગત્યના ઘટકો છે. અહીં ખાસ નોંધવું ઘટે કે સમયનાં અનેક પરિમાણ ઉપર આબોહવાનું પરિવર્તન અવિરત અને એકસાથે સંભવત: ભિન્ન ભિન્ન કારણસર ચાલતું હોય છે.

ભૂસ્તરીય પુરાવા દર્શાવે છે કે પૃથ્વીના આયુના મોટાભાગની આબોહવા, હિમની કોઈ કાયમી ઉપસ્થિતિ તેમજ ધ્રુવો અને વિષુવવૃત્ત વચ્ચેના પ્રમાણમાં નાના ફેરફારોને બાદ કરીએ તો સર્વત્ર ઠીક ઠીક હૂંફાળી જણાઈ છે. પૃથ્વીના આયુ દરમિયાન ફક્ત ત્રણ મુખ્ય સમયગાળા – 60 કરોડ વર્ષ આસપાસ, 30-25 કરોડ વર્ષ આસપાસ અને 20 લાખથી 4 લાખ વર્ષની આસપાસના નિક્ષેપો (deposits) નિ:શંકપણે હિમજન્ય છે તેમ સાબિત કરવામાં રેડિયોઍક્ટિવ વયમાપનપદ્ધતિ ઘણી મદદરૂપ થયેલી છે. બે ક્રમિક હિમયુગ (glacial periods) વચ્ચેના સમયગાળા અને મોટા હિમયુગના પ્રારંભનું નિયંત્રણ કરનાર પ્રક્રમો (processes) વિવિધ પરિમાણના હિમાવર્તન માટે તદ્દન ભિન્ન હોય છે. હાલ પ્રવર્તમાન તેમજ લુપ્ત થયેલી ઘણી બધી વનસ્પતિ અને પ્રાણીસૃષ્ટિની સુમેળભર્યા પર્યાવરણમાં થયેલી ઉત્ક્રાંતિને આવરી લેતી ભૂસ્તરીય વિશિષ્ટતાઓ કેટલાય મોટા અને નાના હિમાવર્તન અને આંતરહિમાવર્તન તબક્કાઓમાંથી પસાર થયેલી છે. આમાંનો સૌથી વધુ નજીકનો હિમાવર્તનકાળ એ વધુમાં વધુ 18,000 વર્ષો પૂર્વેની આસપાસનો છે. ત્યારથી વિહિમાવર્તન (deglaciation) ક્રિયાની શરૂઆત થઈ અને સમગ્ર વિશ્વમાંથી મળતા પ્રાચીન આબોહવા અંગેના પુરાવા સૂચવે છે કે છેલ્લાં 10,000 વર્ષ દરમિયાન તે આબોહવાનું કાલિક (temporal) અને સ્થાનીય (spatial) નિરૂપણ હાલની આબોહવાને મળતું આવે છે. લઘુ હિમયુગ (little ice age) તરીકે ઓળખાતો ગૌણ શીત યુગ એ તાજેતરનાં વર્ષોની ચોખ્ખી અસંગતતા (anomaly) છે. 1450થી 1850ની આસપાસ ઉચ્ચતર ઉત્તરીય અક્ષાંશોમાં આવેલા વધુ શીત ગાળાઓથી આ હિમયુગ ઓળખાય છે. દક્ષિણ ગોળાર્ધમાં આ સંદિગ્ધ છે. આ ગાળામાં ઉષ્ણ-કટિબંધોની આબોહવાની સ્થિતિ દર્શાવતા કોઈ સીધા પુરાવા મળતા નથી. લઘુ-હિમયુગ દરમિયાન આર્કટિક પરનો બરફ ગ્રીનલૅન્ડ અને આઇસલૅન્ડને અસર કરે તે પ્રમાણે પ્રસરણ પામ્યો અને તેના કારણે યુરોપ અને ઉત્તર અમેરિકાના શિયાળા અતિ ઠંડા બન્યા. સ્પષ્ટધ્રુવીય પ્રતિચક્રવાત(polar anti-cyclones)ની સાથે, ઉત્તર ગોળાર્ધમાં, હવામાન ઉત્પન્ન કરતાં તંત્ર(હવાના દબાણના ઘટાડા – depressions)નો પથ વિષુવવૃત્ત તરફ ચલિત થતો ગયો.

આબોહવા–તંત્ર : પ્રાદેશિક આબોહવા મુખ્યત્વે વાતાવરણ, મહાસાગર, ભૂમિતલ [સૃષ્ટિ-મંડળ (biosphere) સહિત] અને હિમમંડળ(cryosphere)ને સમાવિષ્ટ કરતી વિશ્વ આબોહવાના તંત્રનું નિદર્શન છે. તે બધાં સમયના માપક્રમ વિશાળ પરિમાણ ઉપર એકબીજાંની સાથે જટિલ પ્રકારે પ્રક્રિયા કરતાં હોય છે. સંપૂર્ણત: આંતરપ્રક્રિયા-તંત્રની સર્વગ્રાહી (વિસ્તૃત) પ્રતિકૃતિઓ (models) એ હાલના આબોહવા-સંશોધનનું મુખ્ય અંગ છે. તાજેતરમાં મહાસાગરો અને વાતાવરણ વચ્ચેના યુગ્મન(coupling)ની સમજ વિશ્વ આબોહવા અભિયાનને ઉપક્રમે એકસૂત્રિત સંશોધન-પ્રયાસનો વિષય બનેલ છે. વિશ્વ આબોહવા-તંત્રની વિભાવના દર્શાવતી પ્રતિકૃતિમાં સૂર્યમાંથી આવી રહેલા વિકિરણનો સમાવેશ કરવામાં આવે છે. આ વિકિરણનું આશરે 30 %થી 35 % જેટલું પરાવર્તન થાય છે. પરાવર્તનની આ ઘટનાનું પ્રમાણ આલ્બેડોના રૂપમાં મપાય છે. પૃથ્વીની સપાટી પરથી બહાર જઈ રહેલું મોટા તરંગોનું વિકિરણ બાષ્પ અને કાર્બન-ડાયૉક્સાઇડ જેવા વાતાવરણના ઘટકો સાથે પ્રક્રિયા કરે છે. ઉષ્ણ કટિબંધો ગરમ હોય છે, કારણ કે તે ઇન્ફ્રારેડ વિકિરણ દ્વારા જે ગરમીનું ઉત્સર્જન કરે છે તેના કરતાં વધુ ગરમી સૂર્યમાંથી મેળવે છે. સરેરાશ વધુ મોટા શિરોબિંદુકોણ (solar zenith angle) અને વધુ પરાવર્તનશીલ બરફ અને હિમઆવરણને કારણે જે સૂર્યઊર્જા મળે છે તેના કરતાં વધુ ઊર્જાનું વિકિરણ થતું હોઈ ધ્રુવો શીત રહે છે. આવા વિભેદી ઉષ્મીકરણ(differential heating)થી વિષુવવૃત્તથી તે ધ્રુવ સુધી એક પ્રબળ તાપમાનપ્રવણતા ઉત્પન્ન થાય છે. નીચાથી ઊંચા અક્ષાંશો તરફ વધારાની ગરમીને વહી જવા માટેની પ્રાથમિક જરૂરિયાતરૂપ હવાના સામાન્ય પરિભ્રમણ ઉપર પૃથ્વીના પરિભ્રમણની અસર પડે છે. સામાન્ય સંવાદી (convective) પરિભ્રમણની સરખામણીમાં હવાના પ્રવાહો વધારે જટિલ બને છે. જેમ હવાનો જથ્થો ધ્રુવ પ્રતિ ગતિ કરે છે તેમ પૃથ્વીના અક્ષથી તેનું ત્રિજ્યા (radial) અંતર ઓછું થતું જાય છે અને વિષુવવૃત્તની ઝડપી પરિભ્રમણગતિ પ્રાપ્ત કરીને મધ્ય અક્ષાંશોના પશ્ચિમી પવનોની ઉત્પત્તિ માટેનો સંવેગ (momentum) પૂરો પાડે છે. તે જ પ્રમાણે વાતાવરણના નીચલા સ્તરોમાં પાછો ફરતો પ્રવાહ પૂર્વીય બની વ્યાપારી પવનો ઉત્પન્ન કરે છે. સમગ્ર દૃષ્ટિએ જોતાં કોઈ એક સ્થળની આબોહવા એ વિભેદી સૌર ઉષ્મીકરણ પ્રવાહોની અસ્થિરતા, હવામાન અને તેની અંતર્ગત સીમારૂપ પરિસ્થિતિઓ (સમુદ્ર, ભૂમિ, વનસ્પતિ, હિમ, બરફ) વચ્ચેની આંતરક્રિયાઓ, સૌર વિકિરણમાં થતા ફેરફારો, વાયુની હરિતગૃહ (green house) અસર અને બીજા કુદરતી તથા માનવીય સ્રોતોની અસરથી થતા વિકિરણની અસમતુલા વગેરેનું સંયુક્ત પરિણામ છે.

આબોહવામાં ફેરફારો – માનવસર્જિત : આબોહવા એટલે માનવજીવનના કોઈ સમયગાળા દરમિયાન હવામાનની અપેક્ષિત પરિસ્થિતિ એવી સામાન્ય સમજ પ્રવર્તે છે. એક જ સ્થળમાં થતા હવામાનના ફેરફારોની ક્રમિક નોંધ લેવાની સભાનતા માનવીમાં હોય છે. પોશાકની અંગત પસંદગીથી માંડીને ખેડૂતનાં કાર્યોના આયોજન જેવા અનેક રોજિંદા નિર્ણયો પર તેની અસર વરતાય છે. ઋતુ, વર્ષ અને ક્યારેક તો દસકા જેટલા સમયપટ અને વિશાળ ક્ષેત્ર ઉપર થતા હવામાનના ક્રમિક ફેરફારોને આયોજકો આવરી લેતા હોય છે.

ધારણા મુજબના હવામાનના ક્રમને સ્વાભાવિક રીતે સ્વીકારી લેવામાં આવે છે; પરંતુ જ્યારે અણધાર્યું હવામાન સર્જાય ત્યારે જ સામાન્ય માનવી વાતાવરણના પરિવર્તનથી ઊભી થતી મુશ્કેલીઓ વિશે સભાન બનતો હોય છે. એક કે બે ઋતુ સુધી વાતાવરણની આવી અસામાન્ય સ્થિતિ ચાલુ રહે તો જ પ્રશ્ન થાય કે શું આબોહવા બદલાઈ રહી છે ? પ્રવર્તમાન હવામાન સાધારણ અપેક્ષાથી નિરાળું, એટલે કે સામાન્ય રીતે પ્રવર્તતી આબોહવાથી અલગ પડતું હોવાની શંકામાંથી તે પ્રશ્ન ઉદભવે છે. ભૂતકાળમાં વીસ વર્ષ કે તેથી ઓછા સમયમાં હવામાનની આવી વિષમતા વારંવાર અનુભવાયાનો સંભવ છે, પરંતુ માનવસ્મૃતિ સીમિત હોય છે.

વ્યાવસાયિક આબોહવાશાસ્ત્રીઓ માને છે કે (1) કોઈ એક સ્થળમાં નિશ્ચિત સમયે વિશિષ્ટ આબોહવા અસ્તિત્વ ધરાવે છે. (2) નજીકના ભૂતકાળના સુગ્રથિત અનુભવ પરથી આબોહવાનો નિર્દેશ થઈ શકે છે.

સામાન્ય રીતે એવી ધારણા કરવામાં આવે છે કે ભાવિ હવામાન નજીકના ભૂતકાળના હવામાન જેવું જ હશે.

આકૃતિમાં ભારતના જુદા જુદા વિસ્તારોમાં લગભગ 100 વર્ષના ગાળામાં થયેલો સરેરાશ વરસાદ દર્શાવ્યો છે. લાંબા ગાળાનાં કોઈ વલણોની નોંધ ઉપલબ્ધ નથી. પરંતુ સુકાળ કે દુકાળનાં વર્ષોનો ક્રમ ક્યારેક ખોટી આશા અથવા ભય જન્માવે છે અને કાયમી પરિવર્તનનાં અનુમાનો પર દોરી જાય છે. તેમ છતાં ભૂતકાળમાં આબોહવામાં પરિવર્તન થયું છે. સમયનો ગાળો 10 કરોડ વર્ષ, 1 લાખ વર્ષ, 40 હજાર વર્ષ, 20 હજાર વર્ષ કે પછી થોડાંક હજાર વર્ષનો હોઈ શકે. સમુદ્રતળના બરફના વિસ્તારના તથા સરોવરના નિક્ષેપના અંતર્ભાગ (core) વગેરેના પૃથક્કરણ દ્વારા મળતા પરોક્ષ પુરાવાઓને આધારે આ ફેરફારો જાણી શકાયા છે. વૃક્ષવલયોના અભ્યાસો 100 વર્ષના સમયગાળાના આબોહવાના ફેરફારો દર્શાવે છે, પરંતુ આવા ફેરફારો પ્રમાણમાં નાના અને સ્થિર સરેરાશ દર્શાવતા હોય છે.

પ્રાચીન સમયની આબોહવાના અભ્યાસો બેએક સૈકાના સમયગાળા દરમિયાન થયેલા નોંધપાત્ર ફેરફારોની શક્યતાઓ સ્પષ્ટ કરે છે. સૌર પ્રવૃત્તિની વધઘટને કારણે સૌર ઊર્જાના નિવેશ અંગેની વધઘટ, સૂર્ય અને પૃથ્વી વચ્ચેના અંતરમાં થતા ફેરફારો અને પૃથ્વીની ધરીના અયનવૃત્ત સાથેના નમનમાં થતા ફેરફારો જેવાં પ્રબળ ખગોળીય પરિબળો આબોહવાના પરિવર્તન માટે કારણભૂત બનતાં હોય છે. સૌર વિકિરણમાં માત્ર બે ટકા જેટલો ફેરફાર પણ આબોહવામાં ફેરફારો લાવવા માટે પૂરતો હોય છે. આવા ફેરફારો માનવસર્જિત નથી.

આબોહવામાં થતા પરિવર્તન માટે માનવસર્જિત મુખ્ય પ્રક્રિયાઓમાં : (1) કાર્બન-ડાયૉક્સાઇડના પ્રમાણમાં વધઘટ તથા હવાને પ્રદૂષિત કરતા ક્લૉરોફ્લોરોમિથેનની અને રજકણોના મોટા જથ્થાની હાજરી વાતાવરણના પ્રકાશિકી (optical) ગુણધર્મોમાં ફેરફાર લાવે છે. (2) વનસ્પતિનું આવરણ અને માનવીના વસવાટમાં થતા પરિવર્તન દ્વારા પૃથ્વીની સપાટીની પરાવર્તનશક્તિમાં અથવા પૃથ્વીની સપાટીના પરાવર્તન ગુણોત્તર – માં ફેરફાર થાય છે. (3) સૂર્ય-ઊર્જા અને પવન-ઊર્જા સિવાયની પ્રક્રિયા દ્વારા વાતાવરણમાં વધુ પ્રમાણમાં ઉષ્મા-ઊર્જા ઉમેરાતાં ફેરફારો થાય છે.

ખનિજ બળતણ અને જંગલો બાળવાને કારણે વાતાવરણમાં કાર્બન-ડાયૉક્સાઇડ એકત્રિત થવાને લીધે થતા આબોહવાના ફેરફારો ગંભીર જણાય છે.

આકૃતિમાં વાતાવરણમાં કાર્બન-ડાયૉક્સાઇડના પ્રમાણમાં થયેલા ફેરફારો દર્શાવ્યા છે. 1983માં વાતાવરણમાં દર 10 લાખે 342 ભાગ કદના હિસાબે (P. P. M. V.) કાર્બન-ડાયૉક્સાઇડનું પ્રમાણ હતું. દસ લાખ ભાગે એક ભાગ (કદથી) = એક પી. પી. એમ. વી. (part per million volume). આ પ્રમાણ વાતાવરણીય ભંડારમાં 724 × 10⁹ મેટ્રિક ટન કાર્બન તત્વ બરાબર થાય છે. આનો વધારાનો દર, દર વર્ષે આશરે 1.2 પી. પી. એમ. વી. જેટલો હોય છે, જ્યારે ખનિજ-બળતણ દ્વારા દર વર્ષે 2.4 પી. પી. એમ. વી.ના દરે વાતાવરણમાં કાર્બન-ડાયૉક્સાઇડનું પ્રમાણ વધે છે. આમ, વાતાવરણમાં જે કાર્બન-ડાયૉક્સાઇડ ઉમેરાય છે તેમાંથી 50 % જેટલું જ કાર્બન-ડાયૉક્સાઇડનું પ્રમાણ વાતાવરણમાં રહે છે, જ્યારે બાકીનું સમુદ્રતલના અંતર્ભાગમાં અથવા અક્ષાંશોમાં વધતા જૈવિક સ્તરમાં ભળી જાય છે. ભવિષ્યમાં વાતાવરણમાં ઉમેરાતો કાર્બન-ડાયૉક્સાઇડ, ભૂતકાળની જેમ, વાતાવરણ અને મહાસાગરોના અંતર્ભાગ વચ્ચે વહેંચાશે કે કેમ તે આપણે બહુ સ્પષ્ટ રીતે કહી શકીએ નહિ; આમ છતાં ભવિષ્યમાં વાતાવરણમાં થનારા કાર્બન-ડાયૉક્સાઇડના વધારાના પ્રમાણની ગણતરી આવી વહેંચણીને શક્ય ગણીને કરવામાં આવી છે. આવા ઝડપી વધારાની કેટલીક અસરો જોઈ શકાય છે. કાર્બન-ડાયૉક્સાઇડ સૌર વિકિરણ માટે ઘણો પારદર્શક હોવા છતાં તે 15 માઇક્રોમીટરની તરંગલંબાઈ આસપાસનાં ઇન્ફ્રારેડ વિકિરણોને શોષી લે છે. પાણીની વરાળ આ વિસ્તારમાં શોષક તરીકે કામ કરતી નથી. આ પ્રકારનાં વિકિરણો પૃથ્વીસપાટી પરથી રાતદિવસ બહાર ફેંકાય છે, તેથી પૃથ્વી પર ઉષ્માની સમતુલા જાળવવા સપાટી પરથી વિકિરણ દ્વારા બહાર ફેંકાયેલ ઉષ્માના શોષણને લીધે પૃથ્વીની સપાટીની ગરમીમાં વધારો થવો જોઈએ.

વાર્ષિક 2 ટકાના દરે ખનિજબળતણના વપરાશમાં વધારો થતો જાય છે. 8.2 × 10¹² વૉટ્સમાંથી 27 × 10¹² વૉટ્સ જેટલું પ્રમાણ ઈ. સ. 2025માં થશે. તે પ્રમાણ જો જળવાઈ રહે તો એમ માનવામાં આવે છે કે વાતાવરણમાં કાર્બન-ડાયૉક્સાઇડનું પ્રમાણ 2060માં 684 પી. પી. એમ. વી. જેટલું થશે, જે 1983માં 342 પી. પી. એમ. વી. જેટલું હતું. વાતાવરણમાં કાર્બન-ડાયૉક્સાઇડનું પ્રમાણ બમણું થવાથી પૃથ્વીના સરેરાશ તાપમાનમાં વધારો થવાની જુદી જુદી ધારણાઓ સાથેનાં, આબોહવાની સંભવિત અસરો દર્શાવતાં ગાણિતિક મૉડલ ઘણાં જૂથો દ્વારા તૈયાર કરવામાં આવ્યાં છે. આમ છતાં એ બાબતમાં સર્વસંમતિ પ્રવર્તે છે કે તાપમાનમાં ઉષ્ણકટિબંધીય પ્રદેશોમાં 1.0⁰ સે. થી 3.5⁰ સે. જેટલો વધારો અને ધ્રુવીય પ્રદેશમાં સહેજ વધુ એટલે 5.0⁰ સે.થી 8.0⁰ સે. જેટલો વધારો શક્ય છે.

એક અભ્યાસ પ્રમાણે પૃથ્વીના વાતાવરણમાં દર વર્ષે 0.04⁰ સે. જેટલો વધારો તાપમાનમાં થાય છે. આંતરવર્ષીય મોટા ફેરફારોને લીધે આ ધ્યાનમાં આવતો નથી. સ્વાભાવિક છે કે કાર્બન-ડાયૉક્સાઇડના વધારાને લીધે આબોહવામાં થતા ફેરફારો બહુ મોટા પ્રમાણમાં ન થાય ત્યાં સુધી નોંધપાત્ર બનતા નથી. કેટલાક વિચારકોના મત મુજબ તાપમાનમાં ધારણા પ્રમાણેનો વધારો શોધી કઢાયો નથી; જ્યારે બીજા કેટલાકના મત પ્રમાણે આ વધારાનો સંકેત મળી ગયો છે.

કાર્બન-ડાયૉક્સાઇડ ઉપરાંત ખાતરોનો વધુ પડતો ઉપયોગ, સ્ટ્રૅટોસ્ફિયરમાં વિમાનોના ઉડ્ડયન જેવી માનવપ્રવૃત્તિઓ દ્વારા વાતાવરણમાં નાઇટ્રોજનના ઑક્સાઇડ, એમોનિયા અને નાઇટ્રિક ઍસિડ ઉમેરાય છે. આ વાયુઓની વિકિરણ તરફની વર્તણૂક કાર્બન-ડાયૉક્સાઇડ જેવી હોઈ તે પૃથ્વીની સપાટી ઉપરથી પાછાં ફેંકાતાં પારરક્ત કિરણોને વરણાત્મક (selective) રીતે શોષે છે; અને તે પણ પૃથ્વીસપાટીના વાતાવરણના તાપમાનમાં વધારો કરવામાં ફાળો આપે છે. એવો અંદાજ મૂકવામાં આવ્યો છે કે તેના દ્વારા એક અંશ સેન્ટિગ્રેડ જેટલો એટલે કે કાર્બન-ડાયૉક્સાઇડ દ્વારા તાપમાનમાં જે વધારો થાય છે તેના કરતાં અડધો વધારો થાય છે. આમ બંને ઘટનાઓ તાપમાનમાં વધારો કરવામાં ફાળો આપે છે.

‘સ્પ્રે’ જેવાં સૌંદર્યપ્રસાધનો અને બીજી લોકોપયોગી ચીજોના ઉદ્યોગો દ્વારા વાતાવરણમાં ક્લૉરોફ્લોરોમિથેન્સ (ફિયોન્સ) નામે વાયુઓ ઉમેરાય છે. વાતાવરણમાં તેનું પ્રમાણ લગભગ એક અબજે 2 ભાગ જેટલું સતત જળવાઈ રહે છે, જે કાર્બન-ડાયૉક્સાઇડ કરતાં ખૂબ જ ઓછું છે. વાતાવરણમાં તે ઘણા લાંબા સમય સુધી ટકે છે. તે પ્રસરણ દ્વારા સમતાપમંડળ(stratosphere)માં પહોંચે છે અને પ્રકાશ-વિઘટન પછી રાસાયણિક પ્રક્રિયા કરીને ઓઝોનસ્તરમાં ઘટાડો કરે છે. નાઇટ્રોજનના ઑક્સાઇડો પણ આવા ઘટાડામાં ભાગ ભજવે છે. આમ, વાતાવરણના ઓઝોનમાં 10 ટકાના જેટલો નોંધપાત્ર ઘટાડો થાય છે. પરિણામે પૃથ્વીની સપાટી પર સૂર્યનાં પારજાંબલી વિકિરણનું પ્રમાણ, પ્રવર્તમાન પ્રમાણ કરતાં 30 ટકા જેટલું વધી જવાના બનાવો સર્જાય છે. જોકે આ બાબત સપાટીના તાપમાન પર નહિવત્ અસર ઉપજાવે છે (0.5⁰ સેલ્સિયસ કરતાં પણ ઓછી); પણ માનવ અને વનસ્પતિજીવન પર તેની નોંધપાત્ર જૈવકીય અસરો થઈ શકે. એમ મનાય છે કે જૈવ દૃષ્ટિએ આવાં સક્રિય અલ્ટ્રાવાયોલેટ વિકિરણો ગોરી ચામડીવાળા લોકોને થતા ચામડીના કૅન્સરના કિસ્સામાં વધારો કરે છે. ઉપરાંત સમગ્ર ઓઝોનના પ્રમાણમાં ઘટાડો થતાં અને તેના ઊર્ધ્વ વિતરણમાં ફેરફાર થતાં, તે સ્ટ્રૅટોસ્ફિયરની કાયમી પવનપ્રણાલી પર અસર કરે છે. આ ફેરફારો કેવા હશે અને તે કેવી અસરો ઉપજાવશે તે બાબત હજુ સંશોધનનો વિષય રહ્યો છે.

માનવપ્રવૃત્તિઓ દ્વારા પ્રત્યક્ષ રીતે નોંધપાત્ર પ્રમાણમાં અને પરોક્ષ રીતે માનવ-વસવાટ તેમજ ખેતી જેવા જમીન-ઉપયોગ દ્વારા પણ વાતાવરણમાં ધૂળના રજકણોમાં વધારો થાય છે. આ રજકણો સૌર વિકિરણને શોષે છે અને પૃથ્વીના વાતાવરણમાં તેનું પ્રસરણ કરે છે. ધૂળના રજકણોની પ્રસરણ-પ્રક્રિયા વાતાવરણના સ્તરની ઊર્ધ્વ જાડાઈમાં વધારો કરે છે; તેથી સૂર્યનાં વિકિરણોને વાતાવરણનો વધુ રસ્તો કાપવો પડે છે. વાતાવરણમાં ધૂળના રજકણોમાં થયેલો વધારો વાતાવરણના નીચા પરાવર્તન-આંકવાળા મહાસાગર જેવા પ્રદેશોની ઊર્જામાં ઘટાડો કરે છે, જ્યારે બરફ-આચ્છાદિત ધ્રુવીય પ્રદેશો જેવા વધુ ઊંચા પરાવર્તન-આંકવાળા વિસ્તારોમાં ઊર્જામાં વધારો કરે છે. ધૂળના રજકણો પૃથ્વી-વાતાવરણની પ્રણાલીમાં ઊર્જાનું પુન: વિતરણ કરે છે અને પૃથ્વીની સપાટી તથા વાતાવરણના સ્તરો વચ્ચે ગરમીના તફાવતમાં ઘટાડો કરે છે. આમ સમગ્ર રીતે વાતાવરણીય ધૂળના રજકણો પૃથ્વીની ગરમીમાં ઘટાડો કરે છે, એટલે કે કાર્બન-ડાયૉક્સાઇડના અણુઓમાં વધારો કરવાથી જે અસર નીપજે છે, તેનાથી વિરુદ્ધ અસર કરે છે. જ્વાળામુખી-પ્રસ્ફોટનને લીધે વાતાવરણમાં ધૂળના રજકણો ઉમેરાતાં સપાટીના વાતાવરણને ઠંડું બનાવ્યું હોવાની સાબિતી મળે છે. આવાં કારણો હિમયુગોની શરૂઆત માટે જવાબદાર હોઈ શકે. અણુયુદ્ધને લીધે ‘અણુરજસર્જિત શિયાળો’ સર્જાવાની ભીતિ વાતાવરણમાં રજકણોનું પ્રમાણ વધવાને લીધે આવતાં પરિણામોના અભ્યાસો પર આધારિત હોય છે. જ્વાળામુખી-પ્રસ્ફોટન માનવસર્જિત નથી, પણ ‘અણુરજસર્જિત શિયાળો’ માનવસર્જિત હોઈ શકે.

પૃથ્વીસપાટી પરથી પાછાં ફેંકાતાં સૂર્ય-વિકિરણો સપાટી પરના વાતાવરણના સ્વરૂપ પર, એટલે સપાટીના પરાવર્તન-આંક પર, આધારિત હોય છે. સૂકા પ્રદેશમાં જમીન પર તેનું પ્રમાણ 45 ટકાથી માંડી વધુ ગીચ વનસ્પતિ ધરાવતા ભેજવાળા પ્રદેશોમાં 14 ટકા જેટલું હોઈ શકે. માનવી તેના વ્યવહાર દ્વારા આ મર્યાદામાં પરાવર્તન-આંકમાં ફેરફાર સર્જી શકે છે. (તાજા જ પડેલા બરફની સપાટીવાળા પ્રદેશોમાં 90 ટકા કરતાં પણ વધુ અને મહાસાગરોના પાણી ઉપર તદ્દન નીચો, 10 ટકા કરતાં પણ ઓછો આંક જોવા મળે છે.) પ્રમાણમાં સાદા એવા અંકવિષયક મૉડલના પ્રયોગ દ્વારા એવું દર્શાવવામાં આવ્યું છે કે જો 5⁰ અક્ષાંશ જેવા ચોરસ વિસ્તારમાં એટલે કે 500 × 500 ચો.કિલોમીટર વિસ્તારમાં પરાવર્તન-આંકમાં ફેરફાર થયો હોય તો તે સ્થાનિક આબોહવામાં કેટલાક નોંધપાત્ર ફેરફારો લાવી શકે છે. પરાવર્તન-આંકમાં થતા ફેરફારો સપાટી પર વહેંચાતી ગરમીમાં ફેરફાર કરે છે. તેના પરિણામે જમીનમાં રહેલા ભેજને આધારે બાષ્પનિષ્કાસન(evotranspiration)ના પ્રમાણમાં ફેરફાર થાય છે. આને કારણે સંદિગ્ધ પ્રતિપોષી (feed-back) ક્રિયાવિધિઓની શ્રેણી સર્જાય છે. આથી પરિણમતા આબોહવાના ફેરફારોનો પરિમાણાત્મક ખ્યાલ આપવાનું હજી શક્ય બન્યું નથી; તેમ છતાં એક બાબત પર સર્વસંમતિ પ્રવર્તે છે કે પરાવર્તન-આંકમાં ફેરફાર થયેલ વિસ્તારમાં તથા આસપાસના વિસ્તારોમાં વરસાદની તરેહમાં 10 ટકા જેટલો ફેરફાર થઈ શકે છે.

કેટલાક નિષ્ણાતોના મત અનુસાર ખનિજ-બળતણના દહન દ્વારા તેમજ પરમાણુ-ઊર્જા દ્વારા આબોહવામાં ઉત્તરોત્તર વધુ ને વધુ ઊર્જાશક્તિ ઉમેરાતાં એક અનોખો માનવસર્જિત પ્રભાવ પડે છે. કેટલાક નમૂનારૂપ પ્રયોગો કરવામાં આવ્યા, જેમાં 14 વૉટ જેટલી શક્તિ 2,50,000 ચોરસ કિલોમીટરના વિસ્તારમાં વિકિરિત કરવામાં આવી હોય તેવાં બે ક્ષેત્રોનો અભ્યાસ કરવામાં આવ્યો છે. આ પ્રયોગોનું પરિણામ સૂચવે છે કે આ પ્રકારના ઊર્જા-વિસ્તારનો પ્રભાવ વાતાવરણના પ્રવાહો ઉપર નજીવો હોય છે.

આમ છતાં આધુનિક ઔદ્યોગિક વિસ્તારો અને મોટાં શહેરો એક પ્રકારનાં તેજસ્વી ઊર્જાકેન્દ્રો છે, જેમનાથી વાતાવરણમાં ‘ઉષ્મા-ટાપુ’ ઉદભવે છે, જ્યાં તાપમાન આસપાસના કરતાં થોડા અંશ સે. ઊંચું હોય છે. આ ઉષ્મા-ટાપુમાં વરસાદ 5થી 10 ટકા જેટલો નોંધપાત્ર વધારે થતો અને આ ઉષ્મા-ટાપુમાંથી પર્યાવરણમાં હવાના પ્રવાહો વહેતા હોવાનું નોંધાયું છે.

બીજી શક્યતા એવી છે કે વાતાવરણની ગતિશીલતા અને તેનાં અર્ધસ્થિર સંતુલનો (quasi-stationary states) અંગેનાં સમીકરણોનો ઉલ્લેખ લગભગ અશક્ય છે. પૃથ્વીના વાતાવરણને લગતાં ગતિકી (dynamics) અને ઉષ્માગતિકી અંગેનાં પ્રવર્તમાન સમીકરણોનો ઉકેલ એક કરતાં વધુ સંતુલનસ્થિતિનાં જૂથો સૂચવે છે. એક જૂથમાંથી બીજા જૂથમાં નજીવા ફેરફારોથી રૂપાંતરણ શક્ય બને છે. આ અજાણતાં કે અભાન રીતે થયેલા નજીવા ફેરફારો, ધૂળના રજકણોનો વધારો, કાર્બન-ડાયૉક્સાઇડનો વધારો, વસ્તીવધારાને સમાવવા માટે મોટા પાયે જંગલોનો નાશ વગેરે પ્રકારનો હોઈ શકે; પણ હજુ સુધી આ ફક્ત અનુમાનાત્મક સંભાવના છે.

પ્રવર્તમાન આબોહવાકીય ફેરફારોની કેટલીક અસરો આ પ્રમાણે છે : (1) કુદરતી આફતો દ્વારા 40 × 10⁹ યુ. એસ. ડૉલર જેટલી સંપત્તિનો નાશ અને વાર્ષિક 2,50,000 માણસોનાં મૃત્યુ થાય છે. તેમાંથી 30 × 10⁹ ડૉલરનું નુકસાન, નોંધપાત્ર એવા હવામાન અને આબોહવા સાથે સંકળાયેલ ત્રણ પ્રકારની ઘટનાઓથી થાય છે. પૂરથી 40 ટકા, ઉષ્ણકટિબંધીય ચક્રવાતોથી 20 ટકા અને દુષ્કાળથી 15 ટકા જેટલું નુકસાન થાય છે. 95 ટકા જેટલાં મૃત્યુ ગરીબ રાષ્ટ્રોમાં થાય છે. 75 ટકા આર્થિક નુકસાન સમૃદ્ધ રાષ્ટ્રોમાં થાય છે. (2) આગળના બે દસકા કરતાં છેલ્લાં ત્રીસ વર્ષ (1970 પછી) દરમિયાન અનાજનું ઉત્પાદન હવામાનમાં થતા ફેરફારો પર વધુ આધારિત રહે છે. (3) સમૃદ્ધ ઘરોમાં એરકન્ડિશનરો તથા વિદ્યુત-હીટરના વધતા ઉપયોગે તાપમાનના ફેરફારો સાથે ઊર્જાની માંગ પણ વધારી છે. પાંચ વર્ષે એક વાર આવી વીજળીની માંગ લાંબા ગાળાની સરેરાશના 4 ટકા જેટલી અને દર સો વર્ષે 10 ટકા જેટલી વધે છે. (4) કોઈ પણ દેશમાં વપરાશી ચીજવસ્તુઓના ઉત્પાદનનો મોટો હિસ્સો સીધી કે આડકતરી રીતે વાતાવરણના ફેરફારોની આર્થિક અસરોને નાબૂદ કરવા માટે યોજેલો હોય છે. વિકસિત દેશોમાં ગ્રાહક પોતાની આ પ્રકારની ખરીદી પાછળ માથાદીઠ આવકના 10 ટકા જેટલી રકમ ખર્ચે છે.

સરેરાશ સ્થિર એવી આબોહવામાં ઉપરની પરિસ્થિતિ માત્ર સાધારણ તફાવતથી ઊભી થાય છે. આબોહવાના નોંધપાત્ર ફેરફારોની અસર આથી વધુ પણ હોઈ શકે.

તેથી આંતરવર્ષીય અને દસકા/દસકા વચ્ચે થનારા આબોહવાના ટૂંકા ગાળાના શક્ય ફેરફારો વિશે જાણી લેવું ખાસ આવશ્યક બને છે. બધાં રાષ્ટ્રોની નીતિ ઘડનારાઓએ આપણી વર્તમાન પ્રવૃત્તિઓ દ્વારા વાતાવરણમાં વધતા કાર્બન-ડાયૉક્સાઇડ, રજકણો અને અન્ય પ્રદૂષકોની લાંબા ગાળાની અસરો વિશે સભાન રહીને તેના નિવારણ અંગેનું દીર્ઘકાલીન આયોજન કરવું જોઈએ.

પૃથ્વીના વ્યાપક આબોહવા–વિભાગો

પૃથ્વીના આબોહવાકીય વિભાગોના વર્ગીકરણ ઉપર નિયમન કરતાં મુખ્ય તત્વોમાંનું એક તે પવનોનું સામાન્ય પરિભ્રમણ છે. ઉષ્ણકટિબંધના વિશાળ પ્રદેશોમાં વધુ વિષુવવૃત્તીય ઘટકવાળા વ્યાપારી પવનો તરીકે ઓળખાતા પૂર્વીય પવનો વાય છે તે સામાન્ય રીતે ખુલ્લા ઉજાસવાળા મજેદાર હવામાનને કારણે જાણીતા છે. વાતાવરણનું દબાણ નીચું હોય તેવા વિષુવવૃત્તની નજીકના પ્રદેશમાં પવનો કેન્દ્રિત થઈને ઊંચે ચડે છે. આ આંતરઉષ્ણકટિબંધીય કેન્દ્રીકરણ ધરાવતો વિભાગ સ્થાન તથા તીવ્રતા પરત્વે વિવિધ ઋતુઓમાં બદલાતો રહે છે. વ્યાપારી પવનોની ધ્રુવીય બાજુના પ્રદેશો વ્યાપક રીતે પ્રશાંત હવા અને સામાન્યપણે પ્રતિચક્રવાતી પરિસ્થિતિ ધરાવતા હોય છે અને પૃથ્વી પરનાં મોટાં રણને ટકાવી રાખે છે. મધ્ય અક્ષાંશમાં સામાન્ય રીતે હવામાનની ગતિ પૂર્વ તરફ હોય છે, પરંતુ તે પ્રવાહ અતિશય સંક્ષુબ્ધ હોય છે. ધ્રુવીય અક્ષાંશમાં ફરી પાછા પવનો પૂર્વીય હોય છે. ભારે વિકિરણ ખોટવાળા ધ્રુવીય પ્રદેશોમાં સામાન્યપણે હવાનો જથ્થો નીચે ઊતરતો હોય છે. મધ્ય અક્ષાંશોના પશ્ચિમી પવનો અને ધ્રુવીય પૂર્વીય પવનો અર્ધધ્રુવીય નીચાણોમાં અથવા ધ્રુવોના અગ્રપ્રદેશોમાં મળીને કેન્દ્રિત થાય છે. અહીં વારંવાર ઉપ-ઉષ્ણકટિબંધ અને ધ્રુવીય સ્રોતપ્રદેશોના પવનોના તાપમાનમાં ફરક પડતો હોય છે. તેને પરિણામે ચક્રવાતી (cyclonic) વમળો ઉત્પન્ન થઈને પશ્ચિમી પવનોની સાથે વહે છે.

જમીન, સમુદ્ર-વિસ્તાર, દરિયાઈ પ્રવાહો, પ્રવર્તમાન પવનો, ભારે અને હળવા દબાણવાળા પ્રદેશોનું સ્થાન, ભૂસ્તર, વનસ્પતિ વગેરે જટિલ રીતે સંયોજાઈને અક્ષાંશને અનુરૂપ વિવિધ આબોહવા ઉપર અસર કરીને ભિન્ન ભિન્ન પ્રદેશોની અલગ અલગ આબોહવાનું નિર્માણ કરે છે, જેમાંની કેટલીક અજોડ ગણી શકાય તેવી હોય છે. આ બધાં પરિબળો આબોહવાકીય ઘટકોનું ભૌગોલિક વિસ્તરણ નક્કી કરે છે. આંતરખંડીય આબોહવા કરતાં સમુદ્રની નિકટતાને લીધે કિનારાની આબોહવા ખાસ જુદી પડે છે. મુંબઈ જેવા શહેરના સમુદ્રકિનારા પરનાં સ્થળોમાં ભેજ હોય છે અને સમધાત તાપમાન હોય છે; જ્યારે નાગપુર જેવા આંતરખંડીય પ્રદેશો સાધારણપણે સૂકા અને તાપમાનની શ્રેણીમાં મોટા તફાવતવાળા હોય છે. પવનોનું ઘર્ષણ અને (પાણીનું) ઘનતાવૈષમ્ય જેવાં પરિબળોની સંયુક્ત અસરથી પેદા થતી પાણીના વહનની પ્રણાલી ધરાવતા દરિયાઈ પ્રવાહો કિનારાની આબોહવાને અસર કરે છે. આ અસરનો આધાર જમીન અને સમુદ્રસપાટીના સાપેક્ષ તાપમાન તથા પવન ઉપર રહેલો હોય છે. પશ્ચિમ યુરોપ આનું સચોટ ઉદાહરણ છે. ત્યાંના કેટલાક ભાગો સમાન અક્ષાંશ પરના અન્ય પ્રદેશો કરતાં નોંધપાત્ર રીતે વધુ હૂંફાળા હોય છે, તેનું કારણ અખાતના પ્રવાહ તરીકે ઓળખાતો અતિ હૂંફાળો સમુદ્રપ્રવાહ છે. વધારે ઉન્નતાંશમાં તાપમાન ખાસ ઠંડું હોય છે અને તે સાથે વાતાવરણનું દબાણ પણ નીચું રહે છે. દૈનિક તાપમાનનો પરિસર (range) પણ ઘણો ઊંચો હોય છે. દાર્જીલિંગ, સિમલા, મહાબળેશ્વર અને ઉટાકામંડ જેવાં ગિરિનગરો નિમ્ન ઉન્નતાંશવાળા પ્રદેશોની ગરમીથી બચવા સારુ ઉનાળામાં આર્થિક દૃષ્ટિએ સુખી-સંપન્ન લોકોનાં આશ્રયસ્થાનો બને છે. પર્વતીય અવરોધો ભેજવાળા પવનોના ચઢાણને ગતિ આપે છે અને પવનની દિશાના ઢોળાવ પર વરસાદ કેન્દ્રિત કરીને ઊલટી દિશામાં વર્ષાછાયા રચે છે. પર્વતીય ઉત્થાપન જ્યાં અગત્યની ઘટના હોય ત્યાં વિક્રમ(record) વર્ષા થાય છે, પર્વતીય ઉત્થાન (orographic lifting) સાથે તાપમાન નોંધપાત્ર રીતે નીચું રહે છે ત્યારે વરસાદમાં વધારો થતો રહે છે. ઓછામાં ઓછા 3,000 મી.થી 5,000 મી. ઊંચાઈ સુધીમાં વરસાદના મહત્તમ ક્ષેત્રથી ઉપર પર્વતીય અસરને લીધે વર્ષણ માટેનો ભેજ ખતમ થવાથી ઘટાડા તરફનું વલણ જોવા મળે છે. વિસ્તૃત પર્વતમાળા હવાના જથ્થાની ગતિને અવરોધરૂપ નીવડે છે અને બીજી બાજુની સપાટી પરની આબોહવાને સ્પષ્ટ રીતે ભિન્ન બનાવે છે. હિમાલયની શ્રેણીને કારણે શિયાળામાં ધ્રુવીય શીત પવનો ભારતમાં પ્રવેશી શકતા નથી અને તેને કારણે ઉત્તર ભારતની આબોહવા ચીનની આબોહવા કરતાં વધુ હૂંફાળી હોય છે.

વિશ્વના તાપમાનની ભાત અનેક ઘટકોથી નક્કી થતી હોય છે. અક્ષાંશ અથવા સૂર્યના નિયંત્રણ પછીનું બીજું તાપમાન-વિતરણનું અગત્યનું નિયંત્રણ તે જમીન અને પાણીની વિરોધી અસરો છે. સામાન્ય રીતે પૃથ્વી પર જાન્યુઆરી અને જુલાઈનાં તાપમાન ઋતુના ચરમ આંક દર્શાવે છે. જાન્યુઆરીમાં ઉત્તર ગોળાર્ધમાં શિયાળો હોય છે અને દક્ષિણ ગોળાર્ધમાં ઉનાળો. જુલાઈમાં તેનાથી વિરુદ્ધ ઋતુઓ હોય છે. આ બે માસની વચ્ચેના ગાળામાં તાપમાનના ફેરફારના પ્રકારનું અક્ષાંશ પ્રમાણે સંચલન થતું હોય છે. ઉનાળો હોય તે ગોળાર્ધના ઉષ્ણકટિબંધ અને ઉપઉષ્ણકટિબંધના ભૂમિપ્રદેશોમાં તાપમાન ઊંચામાં ઊંચું હોય છે. શિયાળાવાળા ગોળાર્ધની ભૂમિ પર નીચામાં નીચું તાપમાન હોય છે. આમ થવાનું કારણ એ છે કે જમીનની સપાટી સમુદ્રની સપાટી કરતાં જલદી ગરમ થાય છે અને ઠંડી પણ જલદી થાય છે. પૃથ્વી પરની સૌથી ઠંડી જગાઓ ધ્રુવપ્રદેશો છે. શિયાળામાં ઉત્તર ધ્રુવ વૃત્ત સાઇબીરિયામાં તાપમાન -40⁰ સે.થી પણ નીચું જાય છે અને દક્ષિણ ધ્રુવ ઍન્ટાર્કટિકામાં -70⁰ સે.થી પણ નીચું જાય છે. લગભગ આખી દુનિયામાં ઊંચામાં ઊંચું તાપમાન ઉત્તર આફ્રિકાના સહરા અને તેની આસપાસમાં હોવાનું નોંધાયેલું છે. ત્યાં ઉનાળામાં 50⁰ સે. તાપમાન અસામાન્ય નથી હોતું. સારું છે કે પૃથ્વીના મોટાભાગમાં ઋતુઓના અંતિમો આ આંકડાઓની લગોલગ પહોંચતા નથી. પૃથ્વીની જમીનના લગભગ છઠ્ઠા ભાગમાં તાપમાન 40⁰ સે.થી ઉપર જતું નથી તેમ શૂન્યથી નીચે ઊતરતું નથી. દક્ષિણ ગોળાર્ધમાં જમીનનો પ્રદેશ ઓછો હોવાથી વિષુવવૃત્તથી ધ્રુવ સુધી તાપમાનમાં એકસરખો ઘટાડો થાય છે. એક એવું અનુમાન કરવામાં આવ્યું છે કે જો વર્ષના કુલ સરેરાશ વરસાદને પૃથ્વીની સપાટી પર એકસરખી રીતે પાથરી દેવામાં આવે તો તેનો 1 મીટર જેટલો ઊંડો સ્તર થાય. વાસ્તવમાં વાર્ષિક વરસાદ અને તેનું વિસ્તરણ અસમાન રીતે ભિન્ન હોય છે; કારણ કે એવા મોટા રણપ્રદેશો છે, જ્યાં 150 મિમી.થી પણ ઓછી અને થોડાંક સ્થાનોમાં 10,000 મિમી.થી પણ વધારે વર્ષા થાય છે. કેટલાક આબોહવાકીય ભાત રચતા હોય છે. તેમ છતાં સામાન્ય તારણો સ્પષ્ટ દર્શાવી શકાય છે. વિષુવવૃત્તીય અક્ષાંશોમાં વરસાદના જથ્થાનું પ્રમાણ સૌથી વધુ હોય છે અને ધ્રુવો તરફ તે અતિ અનિયમિત પ્રમાણમાં ઘટતું જાય છે.

આઇ.ટી.સી. (intertropical convergence) વિભાગમાં હવામાનનું સામાન્ય પરિભ્રમણ હવાના આરોહણની વિશિષ્ટતાવાળું હોય છે તેથી એકંદર વાર્ષિક વર્ષાનું પ્રમાણ વધુ હોય છે; એથી ઊલટું, ઉપોષ્ણ ઉચ્ચ સ્થાનોમાં શાંત પવનો પ્રભાવી હોવાથી ઘણો ઓછો વરસાદ થાય છે. ઉચ્ચ અક્ષાંશો પર ઠંડી હવાની ભેજશક્તિ મર્યાદિત હોવાથી ભેજવાળી ઉષ્ણકટિબંધીય હવાનાં આક્રમણો થોડાં હોય છે અને તેથી વરસાદ ઘણો ઓછો હોય છે. મોસમ પ્રમાણે થતું વરસાદનું વિતરણ કુલ જથ્થા જેટલું જ મહત્વનું ગણી શકાય. તે પ્રદેશે પ્રદેશે મોટા પ્રમાણમાં બદલાતું રહે છે. આમ થવાના કારણમાં વાતપટ્ટાનું ઉત્તર-દક્ષિણ સ્થાનાંતર, ભૂમિ-સમુદ્રનું વિસ્તરણ વગેરે ગણાય. જૂનથી સપ્ટેમ્બરના ચાર માસમાં ભારતમાં વાર્ષિક વરસાદનું કેન્દ્રીકરણ ઋતુ અનુસાર થતા વિતરણ પરની ઉપર કહેલી અસરોનું વિશિષ્ટ દૃષ્ટાંત છે.

વિશ્વની આબોહવામાં ઉષ્ણપ્રદેશીય મહાસાગરોનો ફાળો : ઉષ્ણકટિબંધ ક્ષેત્રમાં ઘણા મોટા વિસ્તારમાં મહાસાગરો આવેલા છે. લાંબા ગાળાની આબોહવાનો વિચાર કરીએ તો દરિયાના પ્રવાહો તથા દરિયાઈ પરિભ્રમણ (circulation) વિશ્વના ઉષ્મીય અને ઊર્જાના સંતુલનમાં મહત્વનો ભાગ ભજવે છે. વરસ કે દસકાને માપદંડ તરીકે લેતાં ઉષ્ણકટિબંધીય પ્રદેશ ઉપરનાં પ્રભાવશાળી આંદોલનો (dominant oscillations) પૃથ્વીના અમુક પ્રદેશોના વાતાવરણમાં પરિભ્રમણીય વિસંગતિ પેદા કરવામાં પ્રતિપોષી (feed-back) પ્રક્રમ દ્વારા સક્રિય હોય છે. El-Ninoh (પેરુ પાસેના ઠંડા હમ્બોલ્ટ પ્રવાહને બદલે ક્યારેક ક્યારેક ચાલુ થતો ગરમ પ્રવાહ) તથા દાક્ષિણાત્ય આંદોલન (southern oscillations) અને એશિયાઈ ઉનાળુ વરસાદને ઉષ્ણકટિબંધીય સમુદ્રની આબોહવાનાં અગત્યનાં લક્ષણો ગણાવી શકાય. સમુદ્ર તથા વાતાવરણ વચ્ચેના સંકીર્ણ યુગ્મન સાથે આ લક્ષણો જોડાયેલાં છે. દર બેથી સાત વર્ષે આ ઉષ્મનક્રિયા (warming) મધ્ય અને પૂર્વ પૅસિફિક સુધી વિસ્તરે છે. દાક્ષિણાત્ય આંદોલનો સપાટી ઉપરના દબાણની વિશ્વવ્યાપી વધઘટ છે, જેનાં ક્રિયાશીલ કેન્દ્રો ઇન્ડોનેશિયા, ઉત્તર ઑસ્ટ્રેલિયા અને અગ્નિ પૅસિફિકની આસપાસ આવેલાં છે.

આ બંને ઘટનાઓની શોધ અને તે અંગેનો અભ્યાસ દસકાઓ સુધી તેમને પરસ્પર ભિન્ન ગણીને જ થયો હતો. વાતાવરણ સમુદ્રરૂપ આબોહવાપ્રણાલીમાં કડીરૂપ છે એવો ખ્યાલ તાજેતરનાં વર્ષોમાં બંધાયો છે. તેને માટે ENSO સંજ્ઞા સામાન્ય રીતે વપરાય છે. ENSOનો ભારતની મોસમી પ્રવૃત્તિ સાથેનો સંબંધ સ્થાપિત થયેલો છે. મોસમ સાથેના સહસંબંધ(co-relation)ને કારણે વરસાદ દક્ષિણતરફી આંદોલનોને સમવર્તી અને અનુવર્તી ઘટના છે. ENSOની ઉત્કટતા અને વલણ પર આધારિત નૈર્ઋત્યના મોસમી પવન દરમિયાન ભારતના મોસમી વરસાદની આગાહી સાર સંભાવના રહેલી છે.

આબોહવાની સમજ આપતું મૉડલ : દ્રવગતિવિદ્યા(hydrostatics)નાં સમીકરણોમાં ભૌતિક ઘટનાઓને પ્રાચલ તરીકે લઈએ, તો આબોહવા-તંત્ર યોગ્ય સીમાન્ત શરતો સાથે આવાં સમીકરણોના સમયના સંકલન રૂપે રજૂ થાય છે. અનુકરણાત્મક નમૂનાઓમાં વાતાવરણ, જલાવરણ અને શીતાવરણને આંતરિક તંત્ર રૂપે તેમજ ભૂપૃષ્ઠ અને તેની આસપાસના અવકાશને બાહ્ય તંત્ર તરીકે ગણવામાં આવે છે. તે પરથી દીર્ઘ સમયને અંતે ઉદભવતી પરિસ્થિતિના અનુકરણ રૂપે લાંબા સમયના પરિમાણનો નમૂનો રચી શકાય. આ નમૂનાઓ પરથી સૌર વિકિરણની તીવ્રતા જેવા બાહ્ય પ્રભાવકો અને વાતાવરણમાંના કાર્બન-ડાયૉક્સાઇડ તેમજ સમુદ્ર-સપાટીના બદલાતા તાપમાન જેવા આંતરિક પ્રભાવકોની અસરનો અભ્યાસ થઈ શકે છે. બદલાતી સીમારેખાની પરિસ્થિતિની સંવેદનશીલતાના અભ્યાસ સારુ આ નમૂનાઓનો વિનિયોગ થાય છે. છેલ્લે વિવિધ સ્થળ અને સમયના પરિમાણ અનુસાર આબોહવાની આગાહીનો આલેખ દોરી શકાય. આ ઉદ્દેશથી તૈયાર કરેલા નમૂના આબોહવા-પરિમાણને અસર કરતાં પરિબળો અને તેને અનુરૂપ સીમાવર્તી પરિસ્થિતિનો સમાવેશ કરતા સર્વસામાન્ય પરિભ્રમણ મૉડલ(General Circulation Models – GCM)નાં વિવિધ સ્વરૂપો છે. નિયત સમયગાળા બાદ આભાસી (simulated) સામાન્ય પરિભ્રમણ પ્રકાર(pattern)નું સંલગ્ન આબોહવાકીય પરિસ્થિતિના સંદર્ભમાં, અર્થઘટન કરી શકાય. સંશોધકોનાં વિભિન્ન જૂથો દ્વારા વાતાવરણના સર્વસામાન્ય પરિભ્રમણને લગતા અનેક જટિલ નમૂના તૈયાર કરવામાં આવ્યા છે. તેનો ઉપયોગ આબોહવાનાં વિવિધ સ્વરૂપોની પ્રમાણિતતા અને સંવેદનશીલતાના અભ્યાસ માટે કરવામાં આવે છે. આધુનિક સંશોધનનો ઝોક વાતાવરણ અને મહાસાગરને સંકલિત કરતા વિવિધ સંકુલ નમૂનાઓ દ્વારા પૃથ્વી પરની તેમ પ્રાદેશિક આબોહવામાં વર્ષ દરમિયાન આવતાં ભિન્ન ભિન્ન પરિવર્તનોનો વાસ્તવિક અભ્યાસ કરવા તરફ છે. તાપમાન અને પરાવર્તનશક્તિના પ્રાચલો સહિત પૃથ્વીના પટ પર વિપુલ પ્રમાણમાં આવતાં પરિવર્તનોની પ્રતિકૃતિ તૈયાર કરવા માટે જે નમૂનાઓનો ઉપયોગ થાય છે તે આબોહવાના સાદા એકપરિમાણી નમૂનાઓ અંતિમ છેડાનો દાખલો છે. તે નમૂનાઓ દ્વારા આબોહવા અંગેના રચાતા આભાસીકરણની સફળતાનો આધાર વિવિધ ભૌતિક પ્રવિધિઓના પ્રાચલીકરણ, તેમના પલટાતા પ્રવર્તનની રચના અને વિભિન્ન સમયપરિમાણને અનુરૂપ સીમાકીય પરિસ્થિતિ પર રહેલો હોય છે.

વિશ્વ–આબોહવા–સંશોધન

વાતાવરણશાસ્ત્રનો વિકાસ વિજ્ઞાન, તંત્રવિદ્યા, સમાજ અને દેશ વચ્ચેની પારસ્પરિક સહકારરૂપ આંતરક્રિયાનું નિદર્શન કરે છે. વાતાવરણશાસ્ત્રમાં સહકાર માટેની વ્યાપક તકોની શક્યતા ધ્યાનમાં રાખીને, વિશ્વવાતાવરણશાસ્ત્ર-સંસ્થા(World Meteorological Organization – WMO)ની સ્થાપના 1947માં કરવામાં આવી હતી. તે સંયુક્ત રાષ્ટ્ર સંઘની વિશિષ્ટ પ્રતિનિધિ રૂપે આંતરરાષ્ટ્રીય અને આંતરરાજ્ય સ્તરે કામ કરતી સંસ્થા છે. વાતાવરણની પ્રક્રિયાઓ, હવામાન અને આબોહવા વિશેનું લોકોનું જ્ઞાન વધારવા માટે વિશ્વવાતાવરણસંસ્થાએ અનેક કાર્યક્રમો હાથ ધરેલ છે. તેમાંના મુખ્ય તે વિશ્વ હવામાન નિરીક્ષણ (World Weather Watch – WWW), ભૂમંડલીય નિરીક્ષણ તંત્ર (Global Observing System – GOS), ભૂમંડલીય વાતાવરણ – સંશોધન કાર્યક્રમ (Global Atmoshperic Research Programme – GARP), વિશ્વ-આબોહવા કાર્યક્રમ (World Climate Programme – WCP) વગેરે છે. GARPના ભાગ રૂપે મોસમી પ્રયોગ (MONEX) 1979માં યોજવામાં આવ્યો હતો. તેમાં મોસમ સમજવા માટે અનેક દેશોએ સક્રિય ભાગ લીધો હતો અને વિપુલ જથ્થામાં નિરીક્ષણ-આધારસામગ્રી એકત્ર કરી હતી. ભારતીય મોસમ આ પ્રયોગનું એક અગત્યનું અંગ હતું.

વિશ્વ–આબોહવા કાર્યક્રમ (WCP) :

ઉદ્દેશો : (1) વિવિધ રાષ્ટ્રોને માનવપ્રવૃત્તિઓનાં આયોજન ને વ્યવસ્થાપનમાં આબોહવા અંગેની માહિતીનો વિનિયોગ કરવામાં સહાયભૂત થવું. (2) કુદરતી તેમજ માનવસર્જિત આબોહવા-પ્રક્રિયાઓના જ્ઞાનમાં વૃદ્ધિ કરવી. (3) માનવપ્રવૃત્તિઓ પર મહત્વની અસર કરે તેવા આબોહવામાં થતા કુદરતી અને માનવસર્જિત ફેરફારોની આગાહી કરી શકાય અને તે અંગે વિવિધ દેશોને સાવધ કરી શકાય તેવું સામર્થ્ય કેળવવું. WCPનું કાર્યક્ષેત્ર વિશાળ છે. તેના ચાર મુખ્ય ઘટકો છે :

1. વિશ્વ-આબોહવા આધાર-સામગ્રી કાર્યક્રમ (World Climate Data Programme – WCDP)

2. વિશ્વ-આબોહવા વિનિયોગ કાર્યક્રમ (World Climate Applications Programme – WCAP)

3. વિશ્વ-આબોહવા-પ્રભાવના અધ્યયનનો કાર્યક્રમ (World Climate Impact-studies Programme – WCIP)

4. વિશ્વ-આબોહવા-સંશોધન કાર્યક્રમ (World Climate Research Programme – WCRP)

વિશ્વ–આબોહવા–સંશોધન કાર્યક્રમ : વૈજ્ઞાનિક સંઘોની આંતરરાષ્ટ્રીય સમિતિ (International Council of Scientific Unions – ICSU) અને વિશ્વવાતાવરણ સંસ્થાના સંયુક્ત ઉપક્રમે વિશ્વ-આબોહવા સંશોધનના કાર્યક્રમનું આયોજન કરવામાં આવ્યું છે. તેનો મુખ્ય હેતુ આબોહવાની આગાહી તેમજ આબોહવા પર માનવીના પ્રભાવની સીમા નક્કી કરવાનો છે. સમયનાં તમામ પરિમાણ અનુસાર આબોહવામાં ફેરફાર થતા રહે છે એટલે આ સંસ્થાએ સંશોધનનાં ત્રણ લક્ષ્ય નક્કી કર્યાં છે. પ્રત્યેક લક્ષ્ય નીચે મુજબના વિભિન્ન સમય-પરિમાણ પર સિદ્ધ કરવાનું હોય છે : (1) 1થી 2 માસમાં, (2) કેટલાક મહિનાઓથી કેટલાંક વર્ષો સુધીમાં અને (3) કેટલાક દાયકા સુધીમાં વાતાવરણના સર્વસામાન્ય પરિભ્રમણના નમૂના તૈયાર કરવા; ભૂમંડલીય આબોહવાનું સંશ્લેષણ; સાગર અને વાતાવરણ વચ્ચેની આંતરપ્રક્રિયાનો અભ્યાસ વગેરે આ સંસ્થાની સતત ચાલતી પ્રવૃત્તિઓ છે. તેના ઉપક્રમે ચાલતી કેટલીક નોંધપાત્ર યોજનાઓ આ પ્રમાણે છે :

1. ભૂમંડલીય સમુદ્ર-સપાટી તાપમાન યોજના; 2. ભૂમંડલીય વર્ષા-આબોહવા યોજના; 3. આંતરરાષ્ટ્રીય ઉપગ્રહ મેઘ-આબોહવા યોજના; 4. સમુદ્ર, બરફ અને આબોહવા; 5. ઉષ્ણકટિબંધના પ્રદેશનો દરિયો અને ભૂમંડલીય વાતાવરણ; 6. વિશ્વસાગર-પરિભ્રમણ પ્રયોગ; 7. કાર્બન-ડાયૉક્સાઇડનું સતત નિરીક્ષણ; 8. ભૂમંડલીય ઓઝોન-સંશોધન અને નિરીક્ષણ-યોજના.

ઉષ્ણકટિબંધીય સાગર અને ભૂમંડલીય વાતાવરણ કાર્યક્રમ (Tropical Ocean and Global Atmosphere Programme – TOGA) : ઉષ્ણકટિબંધીય સાગરો અને ભૂમંડલીય વાતાવરણમાં બનતી ઘટનાઓ સારી રીતે સમજી શકાય તે માટે આ કાર્યક્રમનું આયોજન કરવામાં આવ્યું છે. તેને લીધે દેશદેશની આબોહવામાં ઋતુ અનુસાર થતા ફેરફારોની આગાહી કરવાનું સરળ બની શકે છે. આ પ્રયોજન સિદ્ધ કરવા માટે ‘ટોગા’ની ત્રિવિધ પ્રવૃત્તિ ચાલે છે : (1) સાગર અને ભૂમંડલીય વાતાવરણનું સમયાધારિત તંત્ર રૂપે ચિત્ર આલેખવું, જેથી મહિનાઓથી વર્ષો પર્યંતની સમયાવધિની આગાહીની મર્યાદા નક્કી થઈ શકે અને આગાહીને લગતાં પ્રક્રમ અને પ્રવિધિઓ સમજી શકાય. (2) માસ અને વર્ષને ધોરણે થતા ફેરફારોની આગાહી કરવા માટે સાગર અને વાતાવરણના સંકલન-તંત્રની પ્રણાલીની પ્રતિકૃતિની શક્યતાનો અભ્યાસ કરવો. (3) સાગર-વાતાવરણ સંકલિત પ્રતિરૂપ દ્વારા આગાહીની શક્યતા પ્રતીત થાય તો નિરીક્ષણ અને આધારસામગ્રીનું સંચરણતંત્ર ઉપસાવવા સારુ, વૈજ્ઞાનિક ભૂમિકા તૈયાર કરવી.

વિશ્વ–આબોહવા આધારસામગ્રી કાર્યક્રમ : આ કાર્યક્રમનું મહત્વનું પ્રયોજન તે આબોહવા-પ્રણાલીનું સતત નિરીક્ષણ છે. વિષમ વિપરીત આર્થિક અસર થાય તેવી વર્ષો સુધી પ્રવર્તેલી મહત્વની આબોહવા-પ્રણાલીની વિષમતાને અનુલક્ષીને તેની શરૂઆત 1984માં કરવામાં આવેલી. તેની પ્રવૃત્તિઓનો મુખ્ય હેતુ આબોહવા-પ્રણાલીની સ્થિતિ તથા મોટા પાયા ઉપર તેનાં પ્રાદેશિક કે સાર્વત્રિક પરિણામો અંગેનું નિદાનકારક જ્ઞાન સુગ્રથિત રૂપમાં વાતાવરણશાસ્ત્રીય સેવાઓ તથા બીજી પ્રાદેશિક અને આંતરરાષ્ટ્રીય સંસ્થાઓને આપવાનો છે.

ભારતની આબોહવા

ભારતની આબોહવાનું વર્ગીકરણ : કોપેને સૂચવેલી અને ટ્રેવર્થાએ સંશોધિત કરેલી વર્ગીકરણ-પદ્ધતિ અનુસાર ભારતની આબોહવાના મુખ્ય ત્રણ પ્રકાર ગણાવી શકાય : રણવિસ્તારની કે સૂકી : વાયવ્યના સરહદી વિસ્તારોમાંની ગરમ (BWh); અર્ધસૂકી : વાયવ્ય ભારતથી દ્વીપકલ્પના મધ્ય ભાગો સુધી વિસ્તરેલી ગરમ (BSh); દેશના બાકીના વિસ્તારોમાં પ્રવર્તતી ઉષ્ણકટિબંધીય ભીની તથા સૂકી (Aw). વૈશ્વિક સ્તરે આ વ્યાપક વર્ગીકરણ કરવામાં આવ્યું છે. ભારતની આબોહવાનું વિસ્તૃત ચિત્ર મેળવવા માટે 1956માં વી. પી. સુબ્રહ્મણ્યમે સૌપ્રથમ થૉર્ન્થવેઇટ પદ્ધતિનો ઉપયોગ કર્યો. 1979માં આર. પી. સરકારે ભારતીય ઉપખંડની થૉર્ન્થવેઇટ પદ્ધતિ અનુસાર ભેજ-પ્રવૃત્તિ દર્શાવતું વર્ગીકરણ રજૂ કર્યું, જે આકૃતિમાં દર્શાવ્યું છે. ભારતીય દ્વીપકલ્પના પશ્ચિમ કિનારાનો વિસ્તાર, પશ્ચિમઘાટ, હિમાલય, આસામ, મેઘાલય, અરવલ્લી અને વિંધ્ય પર્વતોના ઊંચાણવાળા નાના વિસ્તારો નૈર્ઋત્ય મોસમી વરસાદ પુષ્કળ પ્રમાણમાં મેળવતા હોઈ, ભેજવાળી કે વધુ ભેજવાળી આબોહવા ધરાવે છે. પશ્ચિમ બંગાળ, ઓરિસા, મધ્યપ્રદેશ, વિદર્ભ, આંધ્રપ્રદેશનો ઉત્તર ભાગ, ઉત્તર તરફના પંજાબ, હરિયાણા, ઉત્તરપ્રદેશ અને તમિળનાડુનો દરિયાકાંઠો ઉપ-આર્દ્ર (subhumid), ભેજયુક્ત કે સૂકી આબોહવા ધરાવે છે; તેમ છતાં ભારતીય ઉપખંડના અડધા ઉપરાંતના વિસ્તારમાં, ખાસ કરીને દ્વીપકલ્પના અંદરના વિસ્તારો તથા ઉપખંડના વાયવ્ય ભાગમાં સૂકી અથવા અર્ધસૂકી આબોહવા હોય છે. ભારતીય ઉપખંડનો લગભગ આખો વિસ્તાર લગભગ અતિતાપીય (megathermal) પ્રકાર(સરેરાશ 23⁰ સે. કે તેથી ઉપર તાપમાન અને દિવસની લંબાઈ ફેરફારરહિત)માં આવી જાય છે.

ઋતુઓ : ભારતની આબોહવા ઉપરની નૈર્ઋત્ય મોસમની સવિશેષ અસરને લીધે વસંત, ગ્રીષ્મ, શરદ તથા શિયાળો – એમ ચાર પ્રણાલીગત વર્ગોમાં વર્ષની ઋતુઓનું સામાન્ય વર્ગીકરણ સ્વીકારી શકાય તેમ નથી. જાન્યુઆરી-ફેબ્રુઆરી શિયાળાની ઋતુ, માર્ચથી મે વર્ષાઋતુના આગમન પૂર્વેના ગરમ તાપમાનનો ગાળો, જૂનથી સપ્ટેમ્બરના ચાર માસ નૈર્ઋત્ય વર્ષા-મોસમનો સમય તથા ઑક્ટોબરથી ડિસેમ્બર વર્ષાઋતુ પછીનો ગાળો ગણાય. ઉત્તર ભારતમાં ડિસેમ્બર માસમાં શિયાળા જેવી ઋતુ હોય છે.

વર્ષાઋતુ/ચોમાસું : વિશાળ ભૌગોલિક વિસ્તાર પર વાતાવરણના પરિભ્રમણનો સામાન્ય પ્રવાહ ચોમાસાનો નિર્દેશ કરે છે. આ પરિભ્રમણમાં કોઈ એક દિશામાં ફૂંકાતા પવનનું પ્રાધાન્ય હોય છે, પણ શિયાળાથી ઉનાળામાં અને ઉનાળાથી શિયાળામાં આ પવનની દિશા બદલાતી હોય છે. દક્ષિણ એશિયાના મોટા ભાગના વિસ્તારોમાં તેમજ હિન્દી મહાસાગરની ઉત્તર દિશામાં આ પ્રકારની પવન-પ્રણાલી (wind system) હોય છે; જેમાં જૂનથી સપ્ટેમ્બર દરમિયાન નૈર્ઋત્ય દિશાથી અને નવેમ્બરથી ફેબ્રુઆરી દરમિયાન ઈશાનમાંથી પવનો વાય છે.

મોસમી પવનોની ઋતુ (monsoon) ચોમાસા સાથે સંકળાયેલ હોઈ ભારત માટે તે વિશેષ અગત્ય ધરાવે છે. જૂનથી સપ્ટેમ્બરના ચાર માસ દરમિયાન નૈર્ઋત્ય ચોમાસાની ઋતુમાં તામિલનાડુ સિવાય ભારતના બધા જ વિસ્તારોમાં વર્ષના કુલ વરસાદના 75 % વરસાદ પડે છે. તામિલનાડુમાં ઑક્ટોબર તથા નવેમ્બરમાં ઈશાન ચોમાસાનો વરસાદ પડે છે. હિમાલયના ઉપરવાસના વિસ્તારોમાં પણ શિયાળુ વરસાદ પ્રાધાન્ય ભોગવે છે. સમગ્ર ભારતમાં ખૂબ જ ઉત્કંઠા તથા આતુરતાથી વર્ષાઋતુની પ્રતિવર્ષ રાહ જોવાય છે. ભારતના વિવિધ વિસ્તારોમાં નૈર્ઋત્ય ચોમાસાના આગમનનો સામાન્ય ખ્યાલ આકૃતિમાં આપવામાં આવ્યો છે.

એકાદ વર્ષે ચોમાસાના આગમનના સમયમાં વહેલુંમોડું થયા કરે છે. કેરળમાં ચોમાસાના આગમનના પ્રમાણિત વિચલનનો ગાળો (standard deviation) એક અઠવાડિયાનો હોય છે. ચોમાસાની ક્રિયાશીલતાનો આધાર સપાટી અને ઉપરની હવાના પરિભ્રમણ અંગેનાં (પ્રાદેશિક તથા વૈશ્વિક) લક્ષણો ઉપર રહેલો છે. આ લક્ષણો અંગેની પૂરી સમજ હજુ મળી નથી અને આ દિશામાં ભારતમાં તથા પરદેશમાં સારું એવું સંશોધન ચાલી રહ્યું છે.

વરસાદ : ભારતમાં મોટા ભાગના વિસ્તારોમાં વરસાદની ઋતુ જૂનથી સપ્ટેમ્બરના ગાળામાં હોય છે; પરંતુ તમિળનાડુ, કર્ણાટક અને કેરળ – આ ત્રણ રાજ્યોમાં ઑક્ટોબરથી ડિસેમ્બર દરમિયાન પણ વરસાદ પડે છે. આ ગાળા દરમિયાન નૈર્ઋત્ય મોસમનાં વળતાં પગલાં હોય છે તથા ઈશાનની મોસમનો પ્રભાવ આ રાજ્યોના વિસ્તારોમાં વધતો હોય છે. આબોહવાની સંક્ષિપ્ત ભાષામાં (synoptic weather parlance), પશ્ચિમી વિક્ષોભ (western disturbances) તરીકે ઓળખાતા આ વિક્ષેપોના પૂર્વ તરફના વહનના ગાળા દરમિયાન ઉત્તર તથા ઈશાન ભારતમાં શિયાળા દરમિયાન અને વર્ષાઋતુની પહેલાં વરસાદ પડે છે. શિયાળામાં થાય છે તેમ, આ પશ્ચિમી વિક્ષેપો વ્યાપક આબોહવામાં વિક્ષોભો પેદા કરે છે અથવા વર્ષાના આગમન પહેલાં થાય છે તેમ, સ્થાનિક ઝંઝાવાત સર્જે છે. વર્ષાઋતુ દરમિયાન મોસમના નીચી સપાટીના પશ્ચિમિયા વહન દ્વારા મોટા પ્રમાણમાં ભેજ સર્જાય છે ત્યારે પણ ક્ષોભમંડળ(troposphere)ના વિવિધ ભાગોમાં આબોહવાના વિવિધ પ્રકારના સંક્ષિપ્ત વિક્ષેપોને લીધે સ્થળ અને સમયની દૃષ્ટિએ વરસાદ વહેંચાઈ જાય છે.

ભારતમાં વર્ષ દરમિયાન જે કુલ વરસાદ થાય છે તેમાંથી 78 ટકા જેટલો વરસાદ ફક્ત વર્ષાઋતુમાં જ થાય છે. 1871થી 1986ના ગાળા માટેની નોંધાયેલી હકીકતો સાબિત કરે છે કે જૂનથી સપ્ટેમ્બર દરમિયાન સરેરાશ 852 મિમી. જેટલો વરસાદ થાય છે, જેમાં પ્રમાણિત વિચલન (standard deviation) 83 મિમી. છે. દેશમાં ઉનાળાની મોસમમાં જે વરસાદ પડે છે તેની પ્રાદેશિક વહેંચણી આકૃતિમાં દર્શાવી છે. વરસાદની પ્રાદેશિક વહેંચણી ઉપર ભૂપૃષ્ઠીય (orthographic) લક્ષણોની અસર થાય છે. પશ્ચિમના તટવર્તીય વિસ્તારો અને આસામમાં આશરે 2,000 મિમી. વરસાદ પડે છે. પશ્ચિમ કિનારાના પ્રદેશથી દ્વીપકલ્પના અંદરના વિસ્તારો સુધીમાં વરસાદનું આ પ્રમાણ ઝડપથી ઘટતું જાય છે અને પૂર્વ કિનારે વધીને 1,000 મિમી. જેટલું થાય છે. ઉત્તર ભારતના મેદાની વિસ્તારોમાં વાયવ્ય રાજસ્થાનથી પશ્ચિમ બંગાળના મધ્યવર્તી ભાગ સુધીની એક એવી સાંકડી પટ્ટી છે, જ્યાં ઓછામાં ઓછો વરસાદ પડે છે. વર્ષાઋતુમાં ભારતના જુદા જુદા પ્રદેશોમાં પડતા વરસાદના પ્રમાણમાં વધઘટ જોવા મળે છે. આ વધઘટ એક તરફ પશ્ચિમ રાજસ્થાનમાં પડતા આશરે 250 મિમી, વરસાદથી માંડીને દ્વીપકલ્પના મધ્ય વિસ્તારો, આસામનો અમુક ભાગ અને હિમાલયની તળેટીમાં આવેલા પશ્ચિમ બંગાળના પ્રદેશોમાં પડતા 2,500 મિમી. સુધીની છે. દ્વીપકલ્પની દક્ષિણની અણી પર ઉત્તર-પૂર્વની મોસમ (ઑક્ટોબર-ડિસેમ્બર) નોંધપાત્ર પ્રમાણમાં વરસાદ પૂરો પાડે છે. દા.ત., આંધ્ર-પ્રદેશના કેટલાક વિસ્તારો અને કેરળમાં વાર્ષિક વરસાદના 25 ટકા તો તમિળનાડુમાં તે 50 ટકા જેટલો થાય છે.

ભારતનો વરસાદ ઋતુઓની વિવિધ તરેહ છતી કરે છે અને તે માટે ભૂપૃષ્ઠીય, ગત્યાત્મક (dynamic) તથા અન્ય કેટલાંક પરિબળો જવાબદાર હોય છે. પશ્ચિમના તટવર્તી પ્રદેશનાં કેટલાંક કેન્દ્રો એવાં છે, જ્યાં વર્ષાઋતુ શરૂ થાય કે તરત જ તેમાં આકસ્મિક વધારો થાય છે અને પછી તેમાં ઉત્તરોત્તર ઘટાડો થવા લાગે છે. મોસમના પ્રભાવ હેઠળ ઉત્તર ભારતનાં કેન્દ્રોમાં થતા વધારા કે ઘટાડાની ગતિ ધીમી હોય છે. મોસમનો પ્રવાહ પહોંચતો નથી તેવી કાશ્મીરની ખીણમાં દક્ષિણ-પશ્ચિમ મોસમી મહિનાઓ દરમિયાન જેટલો વરસાદ પડે છે, તેના કરતાં વધુ વરસાદ શિયાળાના ગાળામાં પડતો હોય છે. આકૃતિ 8માં પાંચ દિવસના ગાળાના સંદર્ભમાં વરસાદની ઋતુગત વિશિષ્ટ તરેહ દર્શાવવામાં આવેલ છે :

પરિભ્રમણીય લક્ષણો : (i) જાન્યુઆરી : આ માસમાં શિયાળુ પરિભ્રમણ થતું હોય છે અને તે સમયે ભારતીય ઉપખંડ સાઇબીરિયાના પવનોની સીમામાં આવી જાય છે. ઉપોષ્ણ (sub-tropical) ઉચ્ચ દબાણવાળા વિસ્તારના પ્રભાવ નીચેનાં મધ્યપૂર્વ તરફનાં ક્ષેત્રોમાં ઠંડો ખંડીય (continental) પવન ફૂંકાતો હોય છે. મધ્ય એશિયામાંથી આવતા ઠંડા પવનને હિમાલય ભારતના ઉત્તર તરફના પ્રદેશોમાં દાખલ થતાં અટકાવે છે. ઉત્તરથી દક્ષિણ તરફના પ્રયાણ દરમિયાન સપાટી પરનું પવનનું દબાણ ઘટે છે.

ઉત્તર તરફના પ્રદેશોમાં 850 mb સ્તરે પવનો સામાન્ય રીતે પશ્ચિમ દિશામાં અને દક્ષિણ દ્વીપકલ્પમાં પૂર્વ કે વાયવ્યમાં ફૂંકાતા હોય છે. મધ્ય દ્વીપકલ્પમાં એક નિર્બળ પ્રતિચક્રવાતીય વિસ્તાર પેદા થાય છે, જે 14 કિમી.ની ઊંચાઈએ દક્ષિણ તરફ ઢળે છે. આ ઊંચાઈ વધતાં પવનો સામાન્ય રીતે પશ્ચિમી બને છે. 200 mb સપાટીએ અને 25⁰-30⁰ ઉત્તર અક્ષાંશ આગળ અતિઝડપી પવનનો પશ્ચિમથી પૂર્વ તરફ ગતિ કરતો, ઉપોષ્ણ કટિબંધીય જેટ પ્રવાહ તરીકે ઓળખાતો (subtropical jet stream-STJ) અને પરિભ્રમણને અંકુશિત કરતો સાંકડો પટો પેદા થાય છે. ઉત્તર ભારતના પ્રદેશો ઉપર પવનની ઝડપ 50 મીટર/સેકન્ડ થી વધુ હોય છે.

(ii) જુલાઈ : આ મહિનો ઉનાળાના પરિભ્રમણનો ગણાય છે અને તે નૈર્ઋત્ય મોસમી પવનોની વિશિષ્ટ લાક્ષણિકતા દર્શાવે છે. સપાટી પરના દબાણની વિશિષ્ટ ભાત સિંધ (પાકિસ્તાન) ઉપર ઓછા દબાણનો વિસ્તાર અને ગંગાનાં મેદાનો ઉપરનો ગર્ત (trough) સ્પષ્ટ દર્શાવે છે. આ ગર્તની ધરી રાજસ્થાનના અતિ ઉત્તર ભાગોથી બંગાળના ઉપસાગરના ઉપરના ભાગ સુધી વિસ્તરેલી હોય છે. આને મોસમી ગર્ત તરીકે ઓળખવામાં આવે છે, અને તેનાં સ્થાન અને ઊંડાઈ મોસમી ક્રિયાશીલતાનો માપદંડ ગણાય છે. 850 mb સ્તરે પણ ગર્ત સ્પષ્ટ હોય છે; સાથે સાથે દ્વીપકલ્પ ઉપર પશ્ચિમી પવનો વાતા હોય છે. 500 mb અને ઉપરના સ્તરે મોસમી ગર્ત નિર્બળ બને છે. પૂર્વીય પવનો દ્વીપકલ્પ ઉપર બલવત્તર થાય છે. 100 mb (16 કિમી.) સ્તરે તેમની ઝડપ મહત્તમ હોય છે. મોસમી પરિભ્રમણનું મુખ્ય લક્ષણ 13⁰ ઉ. અ.ની આસપાસ પ્રતિસેકન્ડ 40 મીટરની ઝડપે 100 mb સ્તરે વહેતા ઉષ્ણકટિબંધીય પૂર્વીય જેટ (Tropical Easterly Jet – TEJ) પવનો છે.

સપાટી પરની હવાનું તાપમાન : જાન્યુઆરીમાં ભારતના ઉત્તરથી દક્ષિણ સુધીના પ્રદેશનું સરેરાશ તાપમાન 13⁰ સે. થી 27⁰ સે. વચ્ચે હોય છે. ઉનાળાનો પ્રારંભ થતાં જમીન ઉત્તરોત્તર તપે છે અને એપ્રિલ-મેમાં દેશના મધ્ય ભાગમાં સરેરાશ તાપમાન 35⁰ સે. હોય છે, જ્યારે કિનારાના પ્રદેશોનું તાપમાન મુકાબલે ઠંડું એટલે 28⁰ સે.ની આસપાસ રહે છે. એપ્રિલ માસ દરમિયાન મોટા ભાગના પ્રદેશનું સરેરાશ મહત્તમ તાપમાન 40⁰ સે. અને 42⁰ સે.ની વચ્ચે હોય છે, જ્યારે કિનારાના પ્રદેશોમાં પ્રમાણ ઓછું એટલે 35⁰ સે. હોય છે, ચોમાસાની ઋતુમાં વ્યાપક પ્રમાણમાં વાદળો છવાઈ જવાથી તાપમાનમાં ઘટાડો થાય છે અને તેથી લગભગ સમગ્ર દેશમાં 27⁰ થી 30⁰ સે. આસપાસનું એકસરખું તાપમાન રહે છે. જૂન મહિનામાં સૌથી ઊંચું તાપમાન વાયવ્ય પ્રદેશમાં હોય છે અને ત્યાંનું મહત્તમ તાપમાન 47⁰થી 50⁰ સે. સુધીનું નોંધાયેલું છે. ઓછામાં ઓછું તાપમાન પણ ભારતના વાયવ્ય પ્રદેશમાં જ થતું હોય છે, જ્યાં તીવ્ર ઠંડીના ગાળા દરમિયાન સપાટ મેદાનોમાં તે -4⁰ સે. જેટલું ઘટી જતું હોય છે. જાન્યુઆરી મહિનાનું સરેરાશ ઓછામાં ઓછું તાપમાન ઉત્તરમાં આશરે 7.5⁰ સે. અને દક્ષિણમાં 22⁰ સે.ની વચ્ચે ફરતું રહે છે.

ભારતની ઉપર જણાવેલ આબોહવાની પરિસ્થિતિ માત્ર સર્વસામાન્ય ખ્યાલ આપે છે. તેમાં વર્ષોવર્ષ સંભવત: લાંબા સમયપટ પર ગણનાપાત્ર ફેરફારો થતા હોય છે. તેનાથી ભારતની આર્થિક પરિસ્થિતિ પર ગંભીર અસર પડે છે. નૈર્ઋત્ય પવનોના વર્ષાઋતુમાં થતા ફેરફારોની દેશના અન્ન-ઉત્પાદન ઉપર ગંભીર અસર પડે છે. ભારતીય આબોહવાની મુખ્ય સમસ્યા અનાવૃષ્ટિ અને અતિવૃષ્ટિ હોય છે; તેનું કારણ વર્ષાની અનિશ્ચિતતા છે. ઉપરાંત બંગાળના ઉપસાગર અને અરબી સમુદ્રના ઉષ્ણ તેમજ શીત પ્રવાહો તથા ચક્રવાતો જેવી આબોહવાની હોનારતરૂપ ઘટનાઓની વિસ્તૃત ભાગ પર અસર પડતી હોય છે. જંગલોનું નિર્મૂલન, શહેરીકરણ, રણનિર્માણ, અતિચરાણ, ભૂમિના ઉપયોગના તરીકા વગેરેથી આબોહવામાં મહત્વના ફેરફારો સર્જાય તેવો ભય પણ સેવાઈ રહ્યો છે.

હિમાલયની આબોહવા : ભારતીય ઉપખંડના વાતાવરણની સ્થિતિ પર હિમાલય પર્વતમાળાની ઘણી મોટી અસર છે. દબાણ અને પવનપ્રણાલીના અક્ષાંશીય સ્થળાંતરને કારણે જુદા જુદા માસની આબોહવાની પરિસ્થિતિમાં મોટા ફેરફારો થાય છે. તેવા ઉપ-ઉષ્ણકટિબંધના ભારે દબાણના પટામાં હિમાલય આવેલો છે. અગાઉ જણાવ્યા પ્રમાણે મધ્ય રેખાંશના પશ્ચિમી પરિભ્રમણના ગતિશીલ વિક્ષોભો ખાસ કરીને પશ્ચિમ હિમાલય ઉપર સારો વરસાદ આપે છે. વર્ષા-વિરામમાં જ્યારે વર્ષા-ગર્ત હિમાલયની નજીક હોય છે ત્યારે દેશના મોટા ભાગમાં થોડા વખત માટે કોરાડુ થાય છે, પરંતુ એ વખતે હિમાલય પર ભારે વર્ષા થાય છે. વર્ષાઋતુમાં પૂર્વીય ભાગો કરતાં પશ્ચિમ હિમાલય પર વરસાદ ઓછો પડે છે. હવાનો પ્રવાહ સામાન્ય રીતે પર્વતમાળાને સમાંતર વહેતો હોય છે, પરંતુ તેની પર્વતીય અસરો વધુ પ્રબળ હોય છે. હિમાલય પર પડતા વરસાદનું સ્વરૂપ ઘણું જટિલ રહ્યું છે, તેનું કારણ સ્થળાકૃતિ(topography)ની અતિશય વિષમતા છે. પંજાબના શિવાલિક અને પીરપંજાલ હારમાળાના 2 કિમી.થી ઓછી ઊંચાઈવાળા વચ્ચેના હિમાલયના વિસ્તારમાં સામાન્ય રીતે વર્ષાપાત 700 થી 1,200 મિમી. હોય છે, પૂર્વીય વિસ્તારોમાં છૂટોછવાયો ભારે વરસાદ પડે છે. બૃહત્ હિમાલય (4 થી 6 કિમી. ઊંચાઈ) તરફ વરસાદ ઘટીને 500 મિમી.થી ઓછો, જ્યારે વૃષ્ટિ-છાયાવાળા પ્રદેશોમાં 100 મિમી.થી પણ ઓછો પડે છે. હિમાલયના કુમાઉં ક્ષેત્રમાં નિમ્ન હિમાલય (2થી 4 કિમી. ઊંચાઈ) અને શિવાલિક હારમાળાની વચ્ચે આવેલા પ્રદેશમાં 2,000 મિમી.થી વધારે વરસાદ થતો હોય છે, જ્યારે ઉચ્ચ હિમાલય આગળ તે ઘટે છે. નેપાળના સપાટ પ્રદેશમાં વરસાદ 1,000 મિમી.થી શરૂ કરીને શિવાલિક સુધી 1,400 મિમી. જેટલો વધે છે. મહાભારત હારમાળા(2થી 4 કિમી. ઊંચાઈ)ની દક્ષિણ બાજુએ 2,400 મિમી. સુધી વરસાદ નોંધાયેલો છે; પણ હારમાળાના શિખરના ઉત્તર ભાગના 20 કિમી. જેટલા અંતરમાં તેમાં 50 ટકા જેટલો ઘટાડો થાય છે. ઉત્તરમાં આશરે 100 કિમી. જેટલે દૂર આવેલો ઉચ્ચ હિમાલય અસંખ્ય પર્વતસ્કંધો અને ખીણોથી ભરચક છે. કાઠમંડુ ખીણ(1થી 3 કિમી. ઊંચાઈ)માં 1,100 મિમી. વરસાદ નોંધાયેલો છે. ઉચ્ચ હિમાલયના શિખરના 40 કિમી.ના વિસ્તારમાં વરસાદનો આંક 2,500થી 3,500 મિમી. સુધી વધે છે. વળી પાછો શિખરના 20 કિમી. વિસ્તારમાં ઘટીને 1,000 મિમી. કે 600 મિમી. જેટલો થઈ જાય છે. હિમાલયની ઉત્તર બાજુના ઢોળાવો પર 700 મિમી.થી પણ ઓછો વરસાદ પડે છે અને કેટલાક ભાગમાં તો તે 120 મિમી. જેટલો ઓછો થઈ જાય છે. નેપાળમાં પૂર્વથી પશ્ચિમ તરફના બધા વિસ્તારમાં વરસાદ ઘટતો જાય છે. આસામ પ્રદેશમાં પૂર્વથી પશ્ચિમ એકલો ઉચ્ચ હિમાલય પથરાયેલો હોવાથી ત્યાં 3,000 મિમી. જેટલો ચોમાસાનો વરસાદ સામાન્ય ગણાય છે.

શિયાળામાં વરસાદ સામાન્ય રીતે દસમા ભાગ જેટલો ઓછો થઈ જાય છે. હિમાલયમાં તે પશ્ચિમથી પૂર્વ તરફ ઘટતો જાય છે. પશ્ચિમ હિમાલય ઉપર માર્ચ મહિનામાં વધુમાં વધુ વરસાદ પડે છે; ત્યારબાદ તે ઘટે છે અને ઑગસ્ટમાં ફરીથી વધે છે. આનું મુખ્ય કારણ કાશ્મીર ખીણ અને લડાખ પ્રદેશમાં મોસમી પવનોનું આક્રમણ છે. સમગ્ર હિમાલયમાં ઑક્ટોબર અને નવેમ્બર માસ કોરા હોય છે. પૂર્વ હિમાલયમાં ફેબ્રુઆરીથી શરૂ કરીને ચોમાસું બેસતાં સુધી વરસાદ સતત વધતો હોય છે.

હિમાલયનું નામ સૂચવે છે તે પ્રમાણે તેની ઉત્તર હારમાળા કાયમ હિમથી આચ્છાદિત હોય છે. વળી શિયાળામાં એકત્ર થયેલો બરફ પછીના મહિનાઓમાં ઓગળે છે. હિમાલયમાં હિમવર્ષાની શરૂઆત ઑક્ટોબરમાં થાય છે અને તે એપ્રિલ સુધી ચાલુ રહે છે; જ્યારે જાન્યુઆરી અને ફેબ્રુઆરીમાં તેનું પ્રમાણ સૌથી વિશેષ હોય છે. વાર્ષિક હિમવર્ષાનું પ્રમાણ શિવાલિકમાં 3 મીટર જેટલું અને નિમ્ન હિમાલય પર 15 મીટર જેટલું હોય છે; ઉચ્ચ હિમાલય પર તેથી પણ વધુ હોય છે. આમ છતાં કાશ્મીર ખીણમાં હિમવર્ષા આસપાસના પર્વતીય વિસ્તારમાં હોય તેના કરતાં સહેજ ઓછી હોય છે. પશ્ચિમ હિમાલય પર ઠંડીનાં મોજાંની અસર વધુ હોય છે અને શ્રીનગરમાં સરેરાશ તાપમાન -3⁰ સે.થી પણ ઓછું નોંધાયેલ છે. હિમાલયમાં હિમવર્ષાનો પ્રારંભ ઑક્ટોબરમાં થાય છે. જાન્યુઆરી અને ફેબ્રુઆરી સુધીમાં તેનો મહત્તમ આંક જોવા મળે છે. શિયાળામાં બરફ એકત્ર થાય છે તે ઉનાળાના મહિનાઓમાં ઓગળીને ઉત્તર ભારતની નદીઓના પ્રવાહને પુષ્ટ કરે છે.

ગુજરાતની આબોહવા : ગુજરાતની ઉત્તરે રણપ્રદેશની હદ છે અને દક્ષિણે અરબી સમુદ્ર તથા કચ્છનો અને ખંભાતનો અખાત આવેલ છે. ઊંચું તાપમાન 36⁰ સે. થી 44⁰ સે. સુધી ઉનાળામાં બદલાતું રહે છે, જ્યારે નવેમ્બરથી ફેબ્રુઆરી દરમિયાન 2⁰ અને 18.3⁰ સે. વચ્ચે નીચું તાપમાન રહેતું હોય હોય છે. જાન્યુઆરીમાં કચ્છ, સૌરાષ્ટ્ર અને ખંભાતના દક્ષિણ પ્રદેશના મોટા ભાગમાં તાપમાન 20⁰ સે.થી વધારે નોંધાયેલ છે. જ્યારે ઉત્તર-પશ્ચિમ પ્રદેશના બાકીના ભાગમાં 17.5⁰ સે. અને 20⁰ સે. વચ્ચે તાપમાન રહેતું હોય છે.

ગુજરાતમાં ખંભાતના અખાતના અગ્રભાગમાંથી પશ્ચિમથી પૂર્વ તરફ પસાર થતી રેખાથી ઉનાળુ વરસાદની ઉત્તરની હદ દર્શાવાય છે. ગુજરાતના દક્ષિણ અને દક્ષિણ-પશ્ચિમની આબોહવા મોટે ભાગે ભેજવાળી હોય છે અને ત્યાં સરેરાશ વરસાદ  1,500 મિમી. પડે છે, જ્યારે ઉત્તર-પશ્ચિમનો પ્રદેશ સૂકો હોય છે અને ત્યાં 500 મિમી. વરસાદ થાય છે.

સ્થળાકૃતિ (topography) અને પવનોની દિશા મોસમી વરસાદની વહેંચણી ઉપર અસર કરતી હોવાથી આ પ્રદેશના કેટલાક ભાગોમાં વરસાદ વિષમ અને અનિયમિત હોય છે.

દક્ષિણ ગુજરાતમાં પુષ્કળ વરસાદ થાય છે, ઉત્તર અને પશ્ચિમમાં ઘટતો જાય છે. કચ્છના રણમાં 400 મિમી. પૂર્વ અને દક્ષિણના પટામાં 800 મિમી. અને મધ્ય ભાગમાં પર્વતીય પ્રદેશ સિવાય 400 મિમી.થી 800 મિમી. થતો હોય છે.

આબોહવાકીય ઘટનાઓ : ઝંઝાવાત : ઝંઝાવાત એટલે સામાન્યપણે ભારે વર્ષા, વીજળી અને જોરદાર ફૂંકાતા પવનો સાથેનું તોફાન. ગાજવીજ સાથેનું વાવાઝોડું ઉત્પન્ન કરતાં ક્યુમ્યુલોનિમ્બસ તરીકે ઓળખાતાં પ્રચંડ વાદળો 20 કિલોમીટર જેટલે ઊંચાં જતાં હોય છે અને તેની સાથે આકાશી વીજસક્રિયતાને કારણે વીજ-વિસર્જન (electrical discharge) થાય છે, જેમાં પ્રચંડ મેઘગર્જના ભળેલ હોય છે. વાદળો પૂરતી ઊંચાઈએ હોય અને ઉદવાહકો સાનુકૂળ હોય તો તોફાનમાં કરા પડે છે. ઝંઝાવાત ઘણુંખરું સ્થાનિક સ્વરૂપના હોય છે અને તેમનો ઘેરાવો 3થી 4 કિમી. જેટલો હોય છે. ભારતના ઉત્તર-પૂર્વ પ્રદેશો, હિમાલય પ્રદેશ, મધ્યપ્રદેશનો પૂર્વ વિસ્તાર અને તેની આસપાસનો વિસ્તાર, દક્ષિણ કેરળ અને આંદામાન ટાપુઓ વગેરે પ્રચંડ ઝંઝાવાતના પ્રદેશો તરીકે જાણીતા છે. ભારતના ઘણાખરા ભાગોમાં ઝંઝાવાત વારંવાર થતા હોય છે. ગંગાની ખીણના પ્રદેશમાં વર્ષાઋતુમાં પણ તે પ્રવર્તે છે. ભારતીય દ્વીપકલ્પમાં વર્ષાઋતુ પછી ઝંઝાવાતનો અનુભવ થાય છે.

આંધી : ધૂળ અને રેતીના કણોનો સમુચ્ચય પ્રબળ અને પ્રક્ષુબ્ધ પવનની અસર હેઠળ અતિશય ઊંચે ઊડતો હોય એને આંધી કહેવાય. સૂકી જમીન અને પોચી માટી આંધીના ઉદભવ માટે અનુકૂળ હોય છે. ભારે સંવાહી વાદળાં આંધીતંત્રમાં સામાન્ય રીતે સંનિહિત હોય છે. વર્ષાઋતુના અગાઉના મહિનાઓમાં ભારતનો વાયવ્ય પ્રદેશ વારંવાર આંધીનો ભોગ બને છે. આંધી પછી આવતા શીતળ વાયુપ્રવાહો અને વરસાદનાં છાંટણાં ઉત્તર ભારતના લોકોને મે અને જૂનની આકરી ગરમીમાંથી થોડોક વખત રાહત આપે છે.

ઉષ્ણકટિબંધીય ચક્રવાતો : અલ્પદાબ કેન્દ્રોની આસપાસ ફરતી હવાની પ્રચંડ ઘૂમરીઓ જે ઉષ્ણકટિબંધના સાગરો ઉપર ઉત્પન્ન થાય છે તે જ ઉષ્ણકટિબંધીય ચક્રવાતો છે. દુનિયાના અન્ય દેશોમાં તેમને વંટોળિયા (typhoons) કે ઝંઝાવાત (harricanes) તરીકે પણ ઓળખે છે. ઘણી વખત તે પ્રચંડ અને વિનાશકારી હોય છે. દરિયાકિનારાથી જમીન પર આવતાં, વિશાળ પ્રદેશોને તે અસર પહોંચાડે છે. ઉષ્ણકટિબંધની ગરમ અને ભેજવાળી હવાનો પુરવઠો હોય તેવા સાગરો ઉપર જ તે ટકી શકે છે. ઘર્ષણ અને આર્દ્રતાના અભાવે જમીન ઉપર તે ઝડપથી શમી જાય છે. તેમનો અંતર્ભાગ શાંત અથવા અતિ હળવા પવનનો હોય છે. ‘આંખ’ તરીકે ઓળખાતા આ અંત:સ્થ કેન્દ્રનો સરેરાશ વ્યાસ 20 કિમી.નો હોય છે અને મોટે ભાગે તે ભારે વાદળોથી મુક્ત હોય છે. ‘આંખ’ની બાહ્ય કિનારીની આસપાસ આશરે 60 કિમી. વ્યાસ સુધી પવનોની 150થી 200 દરિયાઈ માઈલ (knots) સુધીની ઝડપ શક્ય છે અને સાથે ભારે વર્ષા આવે છે. ઉષ્ણકટિબંધના ચક્રવાતોનો વ્યાસ 150 કિમી.થી 1,000 કિમી. વચ્ચેનો હોય છે. ‘આંખ’ની બાહ્ય કિનારીથી ચક્રવાતના સીમાક્ષેત્ર તરફ જતાં પવન અને વરસાદ ધીમે ધીમે ઘટતા જાય છે. આખું તંત્ર જ્યારે કિનારા તરફ ગતિ કરે છે ત્યારે સામાન્યપણે પ્રચંડ ભરતીનાં મોજાં નજીકમાં આવેલા વિસ્તૃત પ્રદેશને સમુદ્રના પાણીમાં ડુબાડે છે. બંગાળના ઉપસાગર અને અરબી સમુદ્રના વિસ્તારમાં 63 દરિયાઈ કિમી. અથવા તો તેથી પણ વધારે ગતિના પવનોવાળા અલ્પદાબવાળા વિસ્તારને ચક્રવાતી તોફાન કહે છે. અરબી સમુદ્ર કરતાં ચારગણાં ચક્રવાતી તોફાનો બંગાળના ઉપસાગરમાં ઉત્પન્ન થાય છે. અતિવિષમ ચક્રવાતી તોફાનો (48 દરિયાઈ માઈલ કે વધુ) મે, ઑક્ટોબર અને નવેમ્બરમાં બંગાળના ઉપસાગરમાં ઉત્પન્ન થઈને ભારે તારાજી સર્જે છે. છેલ્લા દાયકામાં આ ચક્રવાતોએ આંધ્રપ્રદેશ, ઓરિસા, તમિળનાડુ અને પશ્ચિમ બંગાળ (બાંગ્લાદેશમાં પણ) રાજ્યોમાં કરોડો રૂપિયાનું નુકસાન કર્યું હતું; અરબી સમુદ્રમાં પણ આવા ચક્રવાતોને કારણે ભારે તારાજી સર્જાઈ હતી.

ડી. પી. અગ્રવાલ

અનુ. બાળકૃષ્ણ માધવરાવ મૂળે
અવિનાશ બાલાશંકર વોરા

કે. ગીથા વોરા
પી. આર. પીશારોટી

અનુ. મંજુલા બી. દવે
વિમલા રંગાસ્વામી

જી. બી. પંત

ડી. આર. સિક્કા

નીતિન કોઠારી