વાયુસમુચ્ચય અને વાતાગ્ર (air masses and air front)

વાયુસમુચ્ચય અને વાતાગ્ર (air masses and air front)

પૃથ્વીની આજુબાજુ વીંટળાયેલા વાતાવરણમાં રહેલા હવાના વિશાળ જથ્થા. તે વાતસમુચ્ચય તરીકે પણ ઓળખાય છે. તે વાતાવરણમાં આશરે 1,600 કિમી.ની ઊંચાઈએ લંબાઈ, પહોળાઈ અને ઊંડાઈમાં ઘણા મોટા વિસ્તારો આવરી લે છે. ત્યાંની વિવિધ ઊંચાઈએ સમક્ષિતિજ દિશામાં તેમની અંદર તાપમાન અને ભેજનું વિતરણ એકસરખું જોવા મળે છે. એકરૂપ લક્ષણ ધરાવતા આ પ્રકારના હવાના વિશાળ જથ્થા વાયુસમુચ્ચય તરીકે ઓળખાય છે.

ઉત્પત્તિ અને ઉદભવસ્થાનો : વાયુસમુચ્ચયનું સર્જન પૃથ્વીની સપાટી પરના એકસરખું તાપમાન ધરાવતા પ્રદેશો પરથી થાય છે. ઠંડા કે ગરમ ભૂમિખંડોના સમતળ ભાગો કે વિશાળ સમુદ્ર-સપાટીઓ તાપમાનના વિતરણમાં એકરૂપતા ધરાવે છે ત્યારે તેમની ઉપર આવેલા હવાના વિશાળ જથ્થાઓ તે સપાટી ઉપરથી ગરમી અને ભેજ ગ્રહણ કરે છે. ધીમે ધીમે ત્યાંના સમગ્ર વિસ્તારની હવા તાપમાન અને ભેજના વિતરણમાં સમક્ષિતિજ દિશામાં એકરૂપતા મેળવી લે છે; ત્યારે જ તે વાયુસમુચ્ચય તરીકે ઓળખાય છે. આ રીતે જોતાં, તેનો ઉદભવ ભૂમિસપાટી કે જળસપાટી પરથી થાય છે, તેથી આ સપાટીઓને વાયુસમુચ્ચયના ઉદગમ પ્રદેશો તરીકે ઓળખવામાં આવે છે. ખાસ કરીને તો, પૃથ્વી પરના ભારે દબાણવાળાં કેન્દ્રોમાંથી (પ્રતિચક્રવાતના વિસ્તારોમાંથી) વાયુસમુચ્ચય શરૂ થાય છે. ત્યાંથી તે દબાણની ઢાળ પ્રવણતા (gradient) પ્રમાણે ધીમે ધીમે હજારો કિમી. ગતિ કરતા હોય છે.

વાયુસમુચ્ચયના ઉદભવ માટેનાં મુખ્ય પરિબળો નીચે મુજબ છે :

1. અત્યંત ઊંચું કે અત્યંત નીચું, પરંતુ એકસરખું તાપમાન ધરાવતી વિશાળ વિસ્તાર આવરી લેતી ભૂમિસપાટી કે સમુદ્રસપાટી.

2. ભૂમિસપાટી કે સમુદ્રસપાટી ઉપર ગોઠવાયેલો ખૂબ જ સ્થિરતા ધરાવતો હવાનો જથ્થો.

તાપમાન અને ભેજ કોઈ પણ વાતસમુચ્ચયનાં પ્રાથમિક પરિબળો કે લક્ષણો ગણાય છે. પ્રાથમિક લક્ષણોમાંથી અનેક ઉપલક્ષણો સ્વરૂપ લે છે; તે પ્રાદેશિક હવામાન પર મોટી અસર ઉપજાવે છે અને વાતસમુચ્ચયને ઓળખવામાં મહત્વનો ભાગ ભજવે છે. વાદળોના પ્રકાર, ઝાકળ, ધુમ્મસ, વીજ, વરસાદ, પવનની દિશા, હવાની શ્યતા વગેરે તાપમાન અને ભેજમાંથી પરિણમતાં ઉપલક્ષણો છે; તે જે તે પ્રદેશની હવામાન અને આબોહવા પર અસર કરે છે તેમજ વાયુસમુચ્ચયને ઓળખવામાં મદદરૂપ બને છે.

વાયુસમુચ્ચયો વિશાળ સમક્ષિતિજ અને ઊર્ધ્વ સ્થિતિ ધરાવતા વિસ્તારો રચે છે. તેના બધા ભાગોમાં તાપમાનનું વિતરણ જાણવું મુશ્કેલ છે. મોટેભાગે સૂકી હવાનો એડિયાબેટિક દર 1 કિમી. 10° સે. (અથવા 100 મીટરે 1° સે.) હોય છે. આ ઉપરથી વાયુસમુચ્ચયની હવા અમુક ઊંચાઈ પર જાય ત્યારે તેનું તાપમાન કેટલું હોઈ શકે તે પૃથ્વીની સપાટી પરથી જ નક્કી થઈ શકે છે આને ‘સંભવિત તાપમાન’ કહે છે. (ભીની હવાનો એડિયાબેટિક દર સૂકી હવા કરતાં અલગ હોય છે.) આજે તો આધુનિક સાધનો દ્વારા જુદાં જુદાં સ્થળો પર જુદી જુદી ઊંચાઈએ વાયુ-સમુચ્ચયનાં વાસ્તવિક તાપમાન, દબાણ, ભેજ, વેગ વગેરેની રજેરજ માહિતી મળી શકે છે.

ઘનીભવન અને બાષ્પીભવનની ક્રિયાઓથી વાયુસમુચ્ચયના તાપમાનમાં ઉમેરો કે ઘટાડો થાય છે, જે તેની ગુપ્ત ગરમી (latent heat) જેટલો હોય છે. હવામાં રહેલા ભેજના પ્રમાણ પરથી ઘનીભવન કે બાષ્પીભવનની ગુપ્ત ગરમીનો અંદાજ મળે છે. આ કારણથી જ વાયુસમુચ્ચયની હવામાં ભેજનું પ્રમાણ અને વિતરણ તેનું બીજું મહત્વનું લક્ષણ ગણાય છે. આથી તાપમાનનો અંદાજ મેળવવા ભેજને લગતી ઘનીભવન કે બાષ્પીભવનની ક્રિયાઓ ધ્યાનમાં લેવી પડે છે.

ગતિ અને વિકાસક્રમ : કોઈ એક પ્રદેશ ઉપર વાયુસમુચ્ચયનું સર્જન થયા પછી તે વાતાવરણના દબાણના ઢાળની દિશામાં સરકવા લાગે છે અને જુદા જુદા પ્રદેશો પરથી પસાર થાય છે; અર્થાત્ વાયુસમુચ્ચય પોતાનો ઉદગમ-પ્રદેશ છોડીને બીજા પ્રદેશ પર જાય છે. તેની વહનસપાટી ભૂમિખંડ કે સમુદ્ર પરની હોઈ શકે. જ્યાં જ્યાંથી તે પસાર થાય ત્યાંની ગરમી, ભેજ, વગેરે લક્ષણો તે વાયુસમુચ્ચયમાં ઉમેરાય છે. ઊંચેની હવાનાં નવાં લક્ષણો પણ આ વાયુસમુચ્ચયમાં ભળે છે. પરિણામે વાયુસમુચ્ચયનાં મૂળભૂત લક્ષણો બદલાવા લાગે છે; છેવટે વાયુસમુચ્ચયના સ્વરૂપમાં સદંતર ફેરફાર થઈ જાય છે. આમ મૂળ ઉદભવેલા વાયુસમુચ્ચયનો જીવનક્રમ ત્યાં પૂરો થયો ગણાય. વાયુસમુચ્ચયમાં ક્રમશ: થતા રહેતા ફેરફારોના જુદા જુદા તબક્કાઓને રૂપાંતરિત (modified), સંક્રાંત (transitional) અને પરિવર્તક (neutralized) તબક્કાઓ તરીકે ઓળખાવાય છે.

વર્ગીકરણ : વાતાવરણમાં રહેલા મોટાભાગના વાયુસમુચ્ચયોનાં ઉદભવસ્થાનો કાં તો ઠંડા ધ્રુવીય પ્રદેશો અથવા ધ્રુવવૃત્તીય પ્રદેશો હોય છે, અથવા તો ઉષ્ણકટિબંધમાં અયનવૃત્તીય અને વિષુવવૃત્તીય ગરમ પ્રદેશો હોય છે. આ પ્રદેશો એવા છે જેમાં વિશાળ સપાટીઓ હવામાનનાં એકસરખાં લક્ષણો તેની ઉપરના હવાના વિશાળ જથ્થામાં સંચિત કરી શકે એવી ક્ષમતા ધરાવે છે. પરિણામે આવા બે મુખ્ય ઉદગમ પ્રદેશોને આધારે વાયુસમુચ્ચયોને મહત્વના બે પ્રકારોમાં વહેંચવામાં આવેલા છે : (1) ધ્રુવીય વાયુસમુચ્ચય (Polar air masses) : જે ધ્રુવીય પ્રદેશમાંથી ઉદભવ પામે છે, તેથી તે પ્રમાણમાં ઠંડા હોય છે. આ વાયુસમુચ્ચયને આબોહવાશાસ્ત્રમાં ‘P’ અક્ષરથી દર્શાવવામાં આવે છે. (2) ઉષ્ણ-કટિબંધીય વાયુસમુચ્ચયો (Tropical air masses) : તે ઉષ્ણકટિબંધના પ્રદેશમાંથી ઉદભવ પામે છે. તે પ્રમાણમાં ગરમ હોય છે. આ વાયુસમુચ્ચયને આબોહવાશાસ્ત્રમાં ‘T’ અક્ષરથી દર્શાવવામાં આવે છે.

મધ્ય અક્ષાંશીય પ્રદેશો એટલે કે સમશીતોષ્ણ કટિબંધના વિસ્તારો મોટેભાગે ધ્રુવીય અને ઉષ્ણકટિબંધના વાયુસમુચ્ચયના આંતરઅથડામણના પ્રદેશો બની રહે છે. પરિણામે ત્યાં હવાના વિસ્તારો અસમાન લક્ષણો વધુ પ્રાપ્ત કરે છે, તેથી જ ત્યાંનું હવામાન અનિશ્ચિતતાઓ ધરાવે છે.

ધ્રુવીય અને ઉષ્ણકટિબંધીય વાયુસમુચ્ચયો ભૂમિખંડોની સપાટી પર અથવા તો સમુદ્રસપાટી પર ઉદભવે છે. આ ઉપરથી ધ્રુવીય અને ઉષ્ણકટિબંધીય વાયુસમુચ્ચયોના બીજા બે પેટાપ્રકારો પડે છે :

1. દરિયાઈ વાયુસમુચ્ચય (Maritime air masses).
2. ખંડીય વાયુસમુચ્ચય (Continental air masses).

દરિયાઈ અને ખંડીય વાયુસમુચ્ચયો દર્શાવવા અનુક્રમે ‘M’ અને ‘C’ અક્ષરો વપરાય છે. ખંડીય વાયુસમુચ્ચય તાપમાન અને દરિયાઈ વાયુસમુચ્ચય ભેજ જેવાં લક્ષણોનો વધુ પ્રભાવ ધરાવે છે.

ધ્રુવીય પ્રદેશોમાંના ભૂમિખંડ પર ઉદભવેલા વાયુસમુચ્ચયને ધ્રુવીય ખંડીય વાયુસમુચ્ચય (Polar continental air masses) કહે છે. તેને હવામાન નકશા પર ‘CP’ અક્ષરોથી ઓળખાવાય છે. ધ્રુવીય-દરિયાઈ વાયુસમુચ્ચય ‘MP’ તરીકે દર્શાવાય છે. એ જ પ્રમાણે ઉષ્ણકટિબંધીય ખંડીય વાયુસમુચ્ચય અને ઉષ્ણકટિબંધીય દરિયાઈ વાયુસમુચ્ચયને અનુક્રમે ‘CT’ અને ‘MT’થી દર્શાવાય છે. ભૂમિખંડો પરથી ઉદભવેલા polar કે tropical વાયુસમુચ્ચય પ્રમાણમાં સૂકા હોય છે; જ્યારે સમુદ્રો પર ઉદભવેલા વાયુસમુચ્ચયો પ્રમાણમાં વધુ ભેજ ધરાવે છે.

આ રીતે જોતાં, ઉદભવસ્થાન પ્રમાણે વાયુસમુચ્ચયોનાં ચાર જૂથ થયાં, જે CP, MP, CT અને MT જેવા ટૂંકાક્ષરી નામોથી જાણીતાં છે.

આ ઉપરાંત, વાયુસમુચ્ચયના તાપમાનના લક્ષણને આધારે ઉપર દર્શાવેલાં જૂથો વધુ બે પેટા પ્રકારોમાં પણ વહેંચાયેલાં છે :

1. ઠંડો વાયુસમુચ્ચય (Cold air masses) ‘K’(Kalt એટલે Cold)ના ટૂંકાક્ષરી નામથી ઓળખાય છે.

2. ગરમ વાયુસમુચ્ચય (Warm air masses) ગરમ લક્ષણ ધરાવતો હોવાથી તે ‘W’ અક્ષરથી ઓળખાય છે.

કોઈ પણ વાયુસમુચ્ચયને ગરમ કહેવો કે ઠંડો કહેવો તે વાયુસમુચ્ચયની નીચે આવેલી સપાટીના સંદર્ભમાં નક્કી કરી શકાય છે. નીચેની સપાટી કરતાં તેની ઉપરના વાયુસમુચ્ચયની હવા ગરમ હોય તો તેને ગરમ વાયુસમુચ્ચય અને ઠંડી હોય તો તેને ઠંડો વાયુસમુચ્ચય કહે છે. આ બાબતને આધારે ધ્રુવીય દરિયાઈ વાયુસમુચ્ચય ગરમ સમુદ્ર પરથી ઉત્પન્ન થઈને ધ્રુવીય ઠંડા ભૂમિખંડની વધુ ઠંડી સપાટી પરથી પસાર થાય છે ત્યારે તે ‘ધ્રુવીય દરિયાઈ ગરમ વાયુસમુચ્ચય’ કહેવાય છે. તેમ છતાં, ધ્રુવીય વાયુસમુચ્ચય હમેશાં ઠંડો જ હોય કે ઉષ્ણકટિબંધીય વાયુસમુચ્ચય હમેશાં ગરમ જ હોય એવું બનતું નથી. આ સંદર્ભમાં K કે W અક્ષરો વાયુસમુચ્ચય ઠંડો કે ગરમ છે તે દર્શાવતા નથી, પરંતુ તેની નીચેની સપાટીના સંદર્ભમાં જ જે તે વાયુસમુચ્ચયનું તાપમાન સહેજ ઊંચું કે નીચું હોવાનો સંકેત આપે છે, જેમ કે CPW, MPW, CTW, MTW, CTK, MTK વગેરે જૂથ બને છે.

વાયુસમુચ્ચય સ્થિર કે અસ્થિર લક્ષણ ધરાવે છે તેને આધારે વાયુસમુચ્ચયનાં જૂથોમાં વધુ બે પેટા પ્રકાર પણ પડે છે : 1. જો વાયુસમુચ્ચયની હવા સ્થિરતા ધરાવતી હોય તો તે સ્થિર વાયુસમુચ્ચય (stable air masses) કહેવાય છે; જે વાયુસમુચ્ચય સાથે નાના ‘s’ અક્ષર વડે હવામાન નકશા પર દર્શાવાય છે. એ જ પ્રમાણે ઉપર સુધીની હવાના વિસ્તારો અસ્થિર હોય તે ‘અસ્થિર વાયુસમુચ્ચય’ (unstable air masses) તરીકે ઓળખાય છે, જે મૂળ વાયુસમુચ્ચય સાથે નાનો ‘u’ અક્ષર જોડીને દર્શાવાય છે; જેમ કે, ‘ધ્રુવીય દરિયાઈ ગરમ અસ્થિર વાયુસમુચ્ચય’ – તે ‘MPWu’ તથા એ જ વાયુસમુચ્ચય સ્થિરતા ધરાવતો હોય તો ‘MPWs’થી દર્શાવાય છે. વાયુસમુચ્ચયની સ્થિરતા કે અસ્થિરતાનું તત્વ તેની સપાટી પર આવેલી કેન્દ્રત્યાગી (divergence) કે કેન્દ્રગામી (convergence) હવા પર આધારિત છે, આવા વાયુસમુચ્ચયમાં મોટા પાયા પરનું ઊંચે તરફનું (ascending) કે નીચે તરફનું (descending) હવાનું સ્થાનાંતર થાય છે. કેન્દ્રત્યાગી સ્થળથી નીચે હવા ફેલાઈ જાય છે અને તેથી ઉપરથી નીચે તરફનું હવાનું મોટા પાયા પરનું સ્થળાંતર થાય છે; તે વાયુસમુચ્ચયમાં પવનતંત્રવાળો વાયુસમુચ્ચય સ્થિર કહેવાય છે.

એ જ પ્રમાણે કેન્દ્રગામી પવનતંત્ર હોય ત્યાં વાયુસમુચ્ચયમાં હવાનું મોટા પાયા પર ઉપર તરફ સ્થળાંતર થાય છે, પરિણામે ઘનીભવન ક્રિયાઓથી ગુપ્ત ગરમી હવાને મળતાં હવા વધુ ને વધુ અસ્થિરતા અનુભવે છે. વાદળો, વરસાદ વગેરે સ્વરૂપો હવાની અસ્થિરતાનાં જ પરિણામો છે. આમ કેન્દ્રગામી પવનતંત્રવાળો વાયુસમુચ્ચય મહદંશે અસ્થિર હોય છે. આથી તે અસ્થિર વાયુસમુચ્ચય તરીકે ઓળખાય છે.

ઉપર દર્શાવેલા વિવિધ મુદ્દાઓને આધારે દુનિયામાંના વાયુ-સમુચ્ચયો જુદી જુદી સંજ્ઞાઓથી ઓળખવામાં આવે છે, તેનું માળખું નીચે મુજબ છે :

સંજ્ઞા મુજબનું વાયુસમુચ્ચયનું વર્ગીકરણ

ધ્રુવીય (Polar) :

ઉષ્ણકટિબંધીય (Tropical) :

P = Polar – ધ્રુવીય, K = (Kalt) Cold  શીત, T = Tropical – અયનવૃત્તીય, W = Warm  ઉષ્ણ, M = Maritime  સમુદ્રવર્તી-તટવર્તી, s = stable – સ્થિર, C = Continental – ખંડીય u = unstable – અસ્થિર

વિશ્વના મુખ્ય વાયુસમુચ્ચયો

ઉત્તર અમેરિકાના વાયુસમુચ્ચયો : ઉત્તર અમેરિકી ખંડ પરથી શિયાળા અને ઉનાળામાં તૈયાર થયેલા જુદા જુદા વાયુસમુચ્ચયો પસાર થાય છે અને ત્યાંની આબોહવાને વૈવિધ્ય આપે છે.

(1) ઉત્તર અમેરિકામાં શિયાળાના વાયુસમુચ્ચયો : (i) ધ્રુવીય ખંડીય વાયુસમુચ્ચય (CP), (ii) ધ્રુવીય દરિયાઈ વાયુસમુચ્ચય (MP) અને (iii) ઉષ્ણકટિબંધીય દરિયાઈ વાયુસમુચ્ચય (MT).

(i) ધ્રુવીય ખંડીય વાયુસમુચ્ચય (CP) : આ વાયુસમુચ્ચય 40° કે 44° ઉ. અક્ષાંશથી ઉત્તરે કૅનેડા, અલાસ્કા તેમજ આર્ક્ટિક મહાસાગર પર ઉદભવે છે. સપાટીની એકરૂપતા અને પ્રતિચક્રવાતીય હવાનું નબળું ઉતરણ જેવા સંજોગો અહીં CPના ઉદભવ માટે જવાબદાર છે : તેને કારણે યુ. એસ.ના ઘણા ભાગોમાં શરદઋતુથી વસંતઋતુ બેસતાં સુધી હિમ અને હિમવર્ષાનો અનુભવ થાય છે. ઉત્તર અમેરિકાના મધ્ય અને પૂર્વના પ્રદેશોમાં ત્યાંની ખુલ્લી સપાટીને કારણે શિયાળામાં અહીંનો ધ્રુવીય વાયુસમુચ્ચય ઉષ્ણકટિબંધીય વાયુસમુચ્ચયને મળે છે. ત્યાં વાતાગ્ર સપાટીએ વંટોળની સ્થિતિ ઉદભવે છે અને ખૂબ જ તોફાની હવામાન સર્જે છે. આ વિસ્તાર વંટોળના ઉદભવ વિસ્તાર (region of cyclogenesis) તરીકે દુનિયાભરમાં જાણીતો છે.

(ii) ધ્રુવીય દરિયાઈ વાયુસમુચ્ચય (MP) : ઊંચા અક્ષાંશોમાં પૅસિફિક મહાસાગર તથા આટલાંટિક મહાસાગર પર આ પ્રકાર(MP)ના વાયુસમુચ્ચય ઉદભવ પામે છે, તે ઉત્તર અમેરિકાના હવામાન પર અસર કરે છે. આટલાંટિક પરનો MP વાયુસમુચ્ચય ન્યૂફાઉન્ડલૅન્ડ, ગ્રીનલૅન્ડ અને લાબ્રાડોરની નજીકના ઉત્તર આટલાંટિક વિસ્તારમાં નિર્માણ પામે છે. ઉત્તર અમેરિકા ખંડમાં પૂર્વ તરફ આવતા CP વાયુસમુચ્ચયનું રૂપાંતર થતાં આટલાંટિક પર આ MP વાયુસમુચ્ચયમાં મિશ્ર થાય છે.

શિયાળામાં અહીંના આટલાંટિક MPમાં ઉપરની હવા સૂકી અને સ્થિર હોય છે; જ્યારે નીચેની હવા સાધારણ રીતે ભેજયુક્ત અને અસ્થિર હોય છે. ન્યૂ ઇંગ્લૅન્ડના કાંઠાના પ્રદેશમાં શિયાળાના કેટલાક સમયગાળામાં ઈશાનના વેગીલા પવનો, નીચાં વાદળો, ધુમ્મસ તથા વરસાદનો અનુભવ આટલાંટિક MPને આભારી છે.

(iii) ઉષ્ણકટિબંધીય દરિયાઈ વાયુસમુચ્ચય (MT) : દક્ષિણ આટલાંટિક અને પૅસિફિક મહાસાગરોના ઉષ્ણકટિબંધના વિસ્તારોમાંથી આ (MT) વાયુસમુચ્ચય આવે છે. આટલાંટિક અને મેક્સિકોના અખાત પરથી આવતો MT વાયુસમુચ્ચય ઉત્તર અમેરિકાની આબોહવા પર ઘણી અસર કરે છે. અહીં હવાની નિરપેક્ષ આર્દ્રતા શિયાળાના ઉત્તર અમેરિકાના બીજા કોઈ પણ વાયુસમુચ્ચય કરતાં વધુ હોય છે. તેમાં સંભવિત અસ્થિરતા વધુ હોય છે. ઉત્તર તરફ જતાં પહાડી ઢોળાવોને કારણે ચક્રવાતી હવા ઊંચે ચઢે છે ત્યારે ખૂબ તોફાન સાથે ભારે વરસાદ પડે છે, તેથી નદીઓમાં પૂર આવે છે. ઉત્તર અમેરિકાના પૂર્વ અને મધ્ય ભાગમાં શિયાળાની ઋતુમાં જળવર્ષા કે હિમવર્ષા આ MT વાયુસમુચ્ચયને આભારી છે. શિયાળામાં ગાઢ ધુમ્મસ, ઝરમર ઝરમર વરસાદ વગેરેના કારણે દૃશ્યતા ઘટતાં હવાઈ વ્યવહારમાં મુશ્કેલીઓ સર્જાય છે. પૅસિફિકના ઉષ્ણકટિબંધના દરિયા પરથી આવતા પવનો અન્ય MT વાયુસમુચ્ચય ઉદભવે છે. તે યુ. એસ.ના નૈર્ઋત્યપ્રદેશ પર તથા મેક્સિકોના વાયવ્ય પ્રદેશ પર અસરકારક બને છે.

(2) ઉત્તર અમેરિકાના ઉનાળાના વાયુસમુચ્ચય : શિયાળાની માફક ઉનાળામાં પણ MP, MT અને CT ઉત્તર અમેરિકી ખંડ પરથી પસાર થાય છે અને ઉનાળાની આબોહવા પર અસર પહોંચાડે છે. અહીં બંને બાજુએ આટલાંટિક અને પૅસિફિક મહાસાગરો આવેલા હોવાથી દરિયાઈ વાયુસમુચ્ચયની અસર વધુ વરતાય છે.

1. ધ્રુવીય ખંડીય વાયુસમુચ્ચય (CP) : શિયાળામાં ઉદભવતો આ વાયુસમુચ્ચય (CP) ઉનાળાનો પણ CP બની રહે છે, પરંતુ ઉદભવ પ્રદેશ હેઠળ ભૂમિનું સ્વરૂપ જુદું હોય છે. શિયાળામાં જોવા મળતું હિમાવરણ ઉનાળામાં અદૃશ્ય થઈ જાય છે. ઉનાળામાં ભૂમિસપાટી સારી ગરમી મેળવે છે. આ વાયુસમુચ્ચયમાં સરોવરો, નદીઓ, વનસ્પતિ વગેરેમાંથી ભેજ ઉમેરાતો જાય છે. પ્રતિચક્રવાતને કારણે હવા સ્થિર બને છે, પરંતુ શિયાળા જેવી સ્થિરતા તો પ્રાપ્ત થતી નથી.

આ વાયુસમુચ્ચયના ઉદભવ પ્રદેશમાં આકાશ નિરભ્ર હોય છે. દિવસે હવામાં અસ્થિરતા નિર્માણ થતાં ઉષ્ણતાનયન રૂપે હવા ઊંચે જતાં ઢગવાદળોની રચના થાય છે, પરંતુ અહીં હવા તો ઠંડી જ રહે છે. ધ્રુવીય-ખંડીય વાયુસમુચ્ચય (CP) જ્યારે ચક્રવાત રૂપે ગતિ કરે છે, ત્યારે જ ઉત્તરની હવામાં, અસ્થિરતા નિર્માણ પામે છે. આથી સાંજે છૂટોછવાયો ગાજવીજ સહિત વરસાદનો અનુભવ થાય છે.

આ વાયુસમુચ્ચયને બે વિભાગોમાં વહેંચેલો છે : (i) ધ્રુવીય દરિયાઈ પૅસિફિક વાયુસમુચ્ચય, અને (ii) ધ્રુવીય દરિયાઈ આટલાંટિક વાયુસમુચ્ચય.

1. ઉષ્ણકટિબંધીય દરિયાઈ વાયુસમુચ્ચય (MT) : ઉત્તર અમેરિકાના ઉષ્ણકટિબંધ વિસ્તારમાં પણ બંને બાજુના કાંઠે જુદા જુદા મહાસાગરો આવેલા હોવાથી બે પ્રકારના વાયુસમુચ્ચયો નિર્માણ પામે છે :

(i) ઉષ્ણકટિબંધીય દરિયાઈ અખાતીય અને આટલાંટિક વાયુસમુચ્ચય.

(ii) ઉષ્ણકટિબંધીય દરિયાઈ પૅસિફિક વાયુસમુચ્ચય.

(i) ઉષ્ણકટિબંધીય દરિયાઈ અખાતીય અને આટલાંટિક વાયુસમુચ્ચય : આ વાયુસમુચ્ચય રોકીઝ પર્વતમાળાથી પૂર્વ તરફના સમગ્ર ઉત્તર અમેરિકા ખંડના ઉનાળાના હવામાન પર અંકુશ ધરાવે છે. મધ્ય અને પૂર્વ યુ.એસ.નું અતિ ભેજવાળું ગરમ હવામાન આ વાયુસમુચ્ચયને આભારી છે. યુ. એસ.ના સૂકા નૈર્ઋત્ય પ્રદેશોમાં આ ગરમ ઋતુનાં ગાજવીજ સહિતનાં તોફાનો અખાતી આટલાંટિક વાયુસમુચ્ચયથી અવારનવાર થતા વેગવંત ધસારાને આભારી છે. આ વાયુસમુચ્ચયની ભારે અસર ઉત્તર અમેરિકા ખંડ પર અનુભવાય છે.

(ii) ઉષ્ણકટિબંધીય દરિયાઈ પૅસિફિક વાયુસમુચ્ચય : ઉનાળામાં ઉત્તર અમેરિકાના પૅસિફિક કિનારે મહદ્અંશે આની અસર અનુભવાતી નથી. આ વાયુસમુચ્ચયનું ભારે દબાણનું કેન્દ્ર ઉત્તર તરફ ખસીને 35°થી 40° અક્ષાંશો સુધી પહોંચે છે. પૅસિફિક કિનારાના હવામાન પર આ વાયુસમુચ્ચયનું પ્રભુત્વ વધુ જોવા મળે છે.

III. ઉષ્ણ કટિબંધીય ખંડીય વાયુસમુચ્ચય (CT) : ઉત્તર અમેરિકા ખંડ પર આ વાયુસમુચ્ચયની કોઈ ખાસ અસર વરતાતી નથી, કારણ કે ઉષ્ણકટિબંધમાં મેક્સિકો અને મધ્ય અમેરિકાના ભૂમિપ્રદેશો સાંકડા હોવાથી એકરૂપ કહી શકાય એવો સપાટીવાળો ઉદભવપ્રદેશ પ્રાપ્ત થતો નથી. આ વાયુસમુચ્ચયની અસર ઉનાળા પૂરતી મર્યાદિત રહે છે. શિયાળામાં તેનું મહત્વ રહેતું નથી. ઘણી ઓછી આર્દ્રતા અને વરસાદનો અભાવ એ આ વાયુસમુચ્ચયનું મુખ્ય લક્ષણ બની રહે છે. ઉદભવ-પ્રદેશની બહાર આ વાયુસમુચ્ચય જતાં ભારે સૂકા દુષ્કાળનો અનુભવ કરાવે છે.

એશિયા ખંડના વાયુસમુચ્ચય : એશિયા ખંડના મોટાભાગના વિસ્તાર પર સર્જાતા વાયુસમુચ્ચયો વિશે પ્રમાણમાં ઓછાં સંશોધનો થયેલાં હોવાથી તેના વિશેની માહિતી પૂરતા પ્રમાણમાં પ્રગટ થયેલી નથી; તેમ છતાં એમ કહી શકાય કે એશિયા ખંડના વાયુસમુચ્ચયો ઉત્તર અમેરિકાના વાયુસમુચ્ચયો સાથે થોડાઘણા પ્રમાણમાં સામ્ય ધરાવે છે.

શિયાળાના વાયુસમુચ્ચય : શિયાળામાં આ ખંડ પર CT, MP અને MT જેવા મુખ્ય વાયુસમુચ્ચયો ત્યાંના હવામાન ઉપર વિશિષ્ટ અસર ઊભી કરે છે.

1. ધ્રુવીય ખંડીય વાયુસમુચ્ચય (CP) : આ વાયુસમુચ્ચય સાઇબીરિયા અને મોંગોલિયાના પ્રદેશો ઉપર ઉદભવે છે, તેના ઉદભવ પ્રદેશો સૂકા અને અતિ ઠંડા પ્રદેશો છે. અહીં તાપમાન -4.4° સે. રહેતું હોવાથી 1થી 2 કિમી. જેટલી ઊંચાઈની હવામાં વ્યસ્ત તાપમાન અનુભવાય છે. ચીનમાં આ વાયુસમુચ્ચય ભૂમિમાર્ગે અને સમુદ્રમાર્ગે પ્રવેશે છે. બંને વાયુસમુચ્ચયો જુદાં લક્ષણો ધરાવે છે. પરિણામે ચીનની શિયાળાની આબોહવા પર તે અંકુશ ધરાવે છે. શિયાળાના અહીંના ભૂમિખંડોના ઠંડા અને સૂકા CP વાયુસમુચ્ચયો ખંડના પૂર્વ કાંઠે દક્ષિણ ચીનના પ્રદેશમાં દરિયાઈ વાયુસમુચ્ચયના સંસર્ગમાં આવવાથી ચક્રવાતોનું નિર્માણ થાય છે. આથી આ વિસ્તાર વિશ્વમાં બીજા ક્રમનો ‘ચક્રવાતનો જન્મપ્રદેશ’ (region of cyclogenesis) ગણાય છે. અહીંના ચક્રવાત વિશેષે કરીને જાપાનમાં ઘણું નુકસાન કરે છે.

2. ધ્રુવીય દરિયાઈ વાયુસમુચ્ચય (MP) : એશિયા ખંડમાં આ વાયુસમુચ્ચયની અસર ઓછી વરતાય છે. કોરિયા, મંચુરિયા અને સાઇબીરિયામાં તે થોડીઘણી અસર કરે છે, પરંતુ ચીનમાં આ વાયુસમુચ્ચયનું કોઈ જ અસ્તિત્વ નથી.

3. ઉષ્ણકટિબંધીય દરિયાઈ વાયુસમુચ્ચય (MT) : આ વાયુસમુચ્ચયને કારણે સાઇબીરિયામાં પ્રતિચક્રવાતની અસર શિયાળામાં ઓછી વરતાય છે. કોઈક વાર ચીનમાં યાંગત્સે ક્યાંગની ખીણમાં આ વાયુસમુચ્ચયની અસર જોવા મળે છે. શિયાળાની ઋતુમાં આ વાયુસમુચ્ચય એશિયાના અન્ય વાયુસમુચ્ચય કરતાં વધારે ગરમ અને ભેજવાળા હોય છે. પરિણામે વાદળ, ધુમ્મસ અને વરસાદનો અનુભવ કરાવે છે.

ઉનાળાના વાયુસમુચ્ચય : એશિયા ખંડની આબોહવા પર શિયાળાની જેમ ઉનાળામાં પણ CP, MP અને MT વાયુસમુચ્ચયો અસરકારક બની રહે છે.

1. ધ્રુવીય ખંડીય વાયુસમુચ્ચય (CP) : ઉનાળાની ઋતુમાં તેનાં ઉદભવ પ્રદેશોનાં લક્ષણો બદલાઈ ગયેલાં હોવાથી શિયાળા કરતાં ઉનાળાના વાયુસમુચ્ચયો જુદાં જ લક્ષણો ધરાવે છે. આ કારણે સાઇબીરિયાના પ્રદેશો હિમમુક્ત બને છે. પૂર્વ અને દક્ષિણ એશિયામાં MT વાયુસમુચ્ચયનું પ્રભુત્વ વધારે હોવાથી આ (CP) વાયુસમુચ્ચયની કોઈ અસર વરતાતી નથી, પરંતુ ચીનમાં CPનું પ્રભુત્વ વધી જતાં વાતાગ્ર નિર્માણ થાય છે અને હવામાન તોફાની બની રહે છે.

2. ધ્રુવીય દરિયાઈ વાયુસમુચ્ચય (MP) : સમુદ્ર ઉપર ઉદભવતા આ વાયુસમુચ્ચય પૂર્વ એશિયાના હવામાન પર શિયાળા કરતાં ઉનાળામાં વધુ અસરકારક બની રહે છે. એમ માનવામાં આવે છે કે 40° ઉ. અક્ષાંશથી ઉપરના અક્ષાંશોમાં ઉનાળાના મોસમી પવનો એ આ ધ્રુવીય દરિયાઈ વાયુસમુચ્ચયના પ્રવાહો બને છે.

3. ઉષ્ણકટિબંધીય દરિયાઈ વાયુસમુચ્ચય (MT) : આ વાયુસમુચ્ચયનું ઉદભવસ્થાન પૅસિફિકના ઉષ્ણકટિબંધીય વિસ્તારો છે. પૂર્વ અને દક્ષિણ-પૂર્વ એશિયાના ઉનાળાના હવામાન પર આ વાયુસમુચ્ચયનો પ્રભાવ વધુ વરતાય છે. આ વાયુસમુચ્ચયની હવા ગરમ, ભેજવાળી હોવાથી ઉષ્ણતાનયનની પ્રક્રિયાને કારણે અસ્થિરતા નિર્માણ કરે છે. આ વાયુસમુચ્ચયની હવા 200થી 600 મીટર ઊંચે જતાં ઘનીભવનની ક્રિયા દ્વારા વરસાદના સંજોગો ઊભા કરે છે. વસંતઋતુમાં મધ્ય અને દક્ષિણ ચીનમાં, મધ્ય ઉનાળામાં ઉત્તર ચીન અને મંચુરિયામાં ધસી આવતા MT વાતસમુચ્ચયની હવા ધ્રુવીય વાતાગ્ર પાસે CPની હવાને મળે છે, જેથી ત્યાં સક્રિય ચક્રવાતો ઉદભવે છે અને વરસાદ પડે છે.

ભારતમાં જૂનના પ્રથમ સપ્તાહમાં દરિયાઈ વાયુસમુચ્ચયો દક્ષિણ ભારતના વિસ્તારમાં ધસી આવે છે અને વરસાદ આપે છે. આ ઉપરાંત અવારનવાર અહીંના સ્થાનિક પ્રદેશોમાં દબાણમાં ફેરફાર થતાં ચક્રવાતની સ્થિતિ સર્જાય છે. મોટેભાગે સમુદ્રકિનારાના વિસ્તારોમાં તે અનુભવાય છે. આંધ્રપ્રદેશ, ઓરિસા અને ગુજરાતના સમુદ્રકાંઠાના પ્રદેશો પર તોફાની ચક્રવાતો તારાજી સર્જે છે.

વાતાગ્ર (Fronts)

બે અસમાન ઘનતા ધરાવતા વાયુસમુચ્ચયોને અલગ પાડતી સપાટી (સરહદ). પૃથ્વી પરના જુદા જુદા પ્રદેશોમાં ભૂસપાટીના વાતાવરણમાં તાપમાન અને ભેજ જેવાં લક્ષણોમાં જુદા પડતા હોય એવા બે વાયુસમુચ્ચયો જ્યારે એકબીજાને મળે છે ત્યારે તેમના સંપર્ક-વિસ્તારમાં તે ઢાળવાળી સપાટીથી એકબીજાથી જુદા પડે છે. બે વાયુસમુચ્ચયોને જુદી પાડતી આવી સપાટી ‘વાતાગ્ર’ તરીકે ઓળખાય છે, તેને સાતત્યભંગ-સપાટી – surface of dis-continuity કહે છે.

કોઈ પણ પ્રકારના વાતાગ્રની રચના માટે બે વિરુદ્ધ લક્ષણોવાળા વાયુસમુચ્ચયો હોવા તથા તે એકબીજા તરફ ગતિ કરતા હોવા એ એક જરૂરિયાત બને છે. આવા વાતાગ્રની રચના માટેના અનુકૂળ સંજોગો નીચે મુજબ ગણાવી શકાય :

સંજોગો : (1) બંને વાયુસમુચ્ચયોનું હવાનું તાપમાન એકબીજાથી તદ્દન જુદું પડતું હોય, અર્થાત્ એક વાયુસમુચ્ચય ગરમ હોય અને બીજો વાયુસમુચ્ચય ઠંડો હોય, તે એક મહત્વનો સંજોગ છે.

(2) બંને વાયુસમુચ્ચયોની સંપર્કસપાટી પાસે હવાનું ભ્રમણ હોય તે આવશ્યક છે.

(3) બંને વાયુસમુચ્ચયોમાં ભેજનું પ્રમાણ પણ એક કરતાં બીજામાં ઓછું કે વધારે હોય તો વાતાગ્રની રચના થઈ શકે.

જ્યારે બંને વાયુસમુચ્ચયમાં  હવાના તાપમાનનું વૈવિધ્ય ઘટે છે અને ક્રમશ: નહિવત્ બને છે તથા હવામાં વાતાગ્રનું ભ્રમણ (convergent circulation) પણ મંદ પડતું જઈ ક્રમશ: શાંત થાય છે ત્યારે વાતાગ્ર સપાટી પણ નાશ પામે છે. આથી ત્યાં વાતાગ્રનું અસ્તિત્વ રહેતું નથી.

વાતાગ્ર રચાવાની ક્રિયાને વાતાગ્ર ઉદભવક્રિયા (frontogenesis) કહે છે. વાતાગ્ર પૂરેપૂરો વિકસિત બન્યા પછી તેનો વિલય થાય છે તેને વાતાગ્રવિલયક્રિયા (frontolysis) કહે છે.

વિસ્તાર : બે વાયુસમુચ્ચયોને જુદા પાડનાર વાતાગ્ર એ કંઈ રેખીય સીમા નથી કે જ્યાંથી બંને વાયુસમુચ્ચયોને સ્પષ્ટપણે ઓળખી શકાય. વાતાગ્ર સપાટી એ વાસ્તવમાં થોડાઘણા પ્રમાણનો વિસ્તાર ધરાવતો એક સંક્રાંત વિસ્તાર છે. આ વિસ્તાર 5 કિમી.થી માંડીને 200 કિમી. સુધીની પહોળાઈ ધરાવતો ક્ષેત્રવિસ્તાર હોઈ શકે. વાતાગ્ર સપાટીની બંને બાજુની હવા અસ્થિરતાને કારણે એકબીજામાં ભળે છે. આવા વાતાગ્ર વિસ્તારો 5 કિમી.થી ઓછા સાંકડા હોતા નથી. આવા વિસ્તારો જો 75 કિમી.થી વધુ પહોળા હોય તો તે સંક્રાંતક્ષેત્રો તરીકે ઓળખાય છે.

સ્થાન : વાતાગ્ર ક્યારેક હવામાં ઊંચાઈ પર પણ હોઈ શકે છે, તો ક્યારેક તે પૃથ્વીની સપાટીને પણ સ્પર્શે છે. વૈવિધ્ય ધરાવતા બે વાયુસમુચ્ચયો જો એકબીજાની પર સમક્ષિતિજ સ્થિર હોય ત્યાં વાતાગ્ર નીચેની ભૂમિસપાટીને સ્પર્શતા નથી, પરંતુ ઊંચેની હવામાં જ સમક્ષિતિજ સ્થિતિમાં જ વિસ્તરેલા રહે છે. તેમ છતાં જો ઠંડો વાયુસમુચ્ચય ગરમ વાયુસમુચ્ચયને તીવ્ર ઢાળવાળી સપાટી બનાવીને ચાપ આકારે મળતો હોય ત્યારે તે ભૂમિસપાટીને સ્પર્શ કરે છે. આવા વાતાગ્રને ભૂસપાટી-વાતાગ્ર કહે છે.

ગતિ : વાતાગ્ર રચાયા પછી તે ભાગ્યે જ એક વિસ્તારમાં સ્થિર રહે છે. વિરોધાભાસી વાયુસમુચ્ચયોને જુદા પાડનાર વાતાગ્ર-સપાટી પણ તે દિશામાં મોજા(wave)ના આકારે વળાંક લે છે. તેમાંથી ‘ગરમ વાતાગ્ર’ અને ‘ઠંડા વાતાગ્ર’ની રચના થાય છે. બંને વાયુસમુચ્ચયો જ્યાં સુધી વાતાગ્ર સપાટીની સમાંતર દિશામાં ધસતા હોય ત્યાં સુધી વાતાગ્ર સંતુલન(equilibrium)માં રહે છે. આ સંતુલન લાંબા સમય સુધી ટકવું મુશ્કેલ હોય છે. આથી વાતાગ્ર વાયુસમુચ્ચયની હવાના ધસારા પ્રમાણે મોજાના આકારે ઊપસે છે તેમજ આગળ-પાછળ ધકેલાય છે. આમ વાતાગ્રનું સંતુલન ખોરવાતાં હવામાં અસ્થિરતા વધે છે, જેમાંથી ગરમ કે ઠંડો વાતાગ્ર રચાતાં ત્યાં ચક્રવાતની રચના થાય છે.

ગુણધર્મો : (1) વાતાગ્ર-સપાટીના વિસ્તારની હવામાં વિષમતા નિર્માણ પામતાં ત્યાં તાપમાન, ભેજ વગેરેના વિતરણમાં મોટું વૈવિધ્ય ઊભું થાય છે, તેની અસર અનેક કિમી. સુધી વરતાય છે. (2) તાપમાન, ભેજ વગેરે તત્વોના વૈવિધ્યની જેમ વાતાગ્ર-વિસ્તારની હવામાં પવનનો વેગ, પવનની દિશા, દબાણનો ચઢાવ, દબાણનાં વલણો વગેરેમાં પણ મોટું વૈવિધ્ય નિર્માણ પામે છે; જે બંને તરફના વાયુસમુચ્ચયમાં જોવા મળતું નથી. (3) વાતાગ્ર-સપાટીએ હવાનું ઊર્ધ્વ સ્થળાંતર વધુ જોવા મળે છે, કારણ કે ઠંડી હવાની ઢાળવાળી (wedge) સપાટીથી ગરમ વાયુસમુચ્ચયની હવાને ઉપર તરફ ધકેલાવાની સાથે ઠંડી હવા પણ તેની સાથે ઉપર ચડે છે. પરિણામે વાતાગ્રની ઢાળવાળી સપાટીએથી હવાનું ઊર્ધ્વ સ્થળાંતર સ્પષ્ટ અનુભવાય છે, તેથી વાતાગ્ર પાસે વાદળો અને વરસાદનો અનુભવ થાય છે. (4) વાતાગ્ર ભાગ્યે જ થોડા સમય માટે સ્થિર થતા હોય છે. વાતાગ્ર વાયુસમુચ્ચયની દિશામાં ગતિ કરતા હોય છે. તે સમયે ગતિ 5075 કિમી. જેટલી હોય છે. આવા વાતાગ્ર દિવસ દરમિયાન ઘણું લાંબું અંતર કાપતા હોય છે.

વાતાગ્રના પ્રકારો : વાતાગ્ર-સપાટીની રચના અને સ્વરૂપ પ્રમાણે તેમના મુખ્ય ચાર પ્રકાર છે : સ્થિર વાતાગ્ર, ગરમ વાતાગ્ર, ઠંડો વાતાગ્ર અને અવરોધી (occluded) વાતાગ્ર.

(1) સ્થિર વાતાગ્ર : આ પ્રકારમાં બે વાયુસમુચ્ચયની સંપર્ક-સપાટી પાસે રચાયેલ વાતાગ્ર-સપાટી એના એ જ સ્થાને સ્થિર રહેતી જોવા મળે છે, તથા વાયુસમુચ્ચયની હવા વાતાગ્રની સપાટીની દિશાએ વહેતી હોય છે; તેથી તેને ‘સ્થિર વાતાગ્ર’ કહે છે. હવામાન-નકશામાં તે નિયત ચિહ્નથી દર્શાવાય છે. તેમાં રેખાની ઉપલી બાજુએ ઠંડી હવાનો વિભાગ દર્શાવતું ત્રિકોણ-ચિહ્ન અને નીચેની બાજુએ ગરમ હવાનો વિભાગ દર્શાવતાં અર્ધગોળાકાર-ચિહ્ન દર્શાવેલાં હોય છે.

(2) ગરમ વાતાગ્ર : ગરમ વાયુસમુચ્ચયની હવા વાતાગ્ર-સપાટી પર ઠંડા વાયુસમુચ્ચય તરફ ધસારો કરે છે. ત્યારે વાતાગ્ર-સપાટી ત્યાં ઠંડા વાયુસમુચ્ચયના વિભાગમાં મોજા-આકારે વળાંક લઈને તે તરફ ધકેલાય છે; એટલા ભાગની ઠંડી હવાને હડસેલીને ગરમ વાયુસમુચ્ચયની હવા તેનું સ્થાન મેળવે છે. પરિણામે ઠંડા વાયુસમુચ્ચય તરફ ધકેલાઈને ઢળેલી મોજા-આકારની વાતાગ્ર-સપાટી તૈયાર થાય છે, તેને ગરમ વાતાગ્ર કહેવાય છે. તેની રચના આકૃતિ 3માં સ્વયંસ્પષ્ટ છે. આકૃતિ 3(અ)માં ગરમ વાતાગ્ર ગરમ વાયુસમુચ્ચય દર્શાવે છે, ઠંડો વાતાગ્ર ઠંડો વાયુસમુચ્ચય દર્શાવે છે. ab વાતાગ્ર-સપાટી છે. બંને તરફના વાયુસમુચ્ચયની હવા વાતાગ્રની દિશામાં સમાંતર રીતે વહે છે. આકૃતિ 3(આ)માં દર્શાવ્યા મુજબ હવે ગરમ વાયુસમુચ્ચયની હવાનો ધસારો વાતાગ્ર-સપાટી પર ઠંડા વાયુસમુચ્ચય તરફનો હોવાથી વાતાગ્ર-સપાટી તે વળાંક લઈને ab નવી વાતાગ્ર-સપાટી રચે છે. તે ગરમ વાતાગ્ર તરીકે ઓળખાય છે.

અસર : ગરમ વાતાગ્રની ઢાળવાળી સપાટીએથી ગરમ હવા જેમ જેમ ઊંચે ચઢે છે તેમ તેમ તે એડિયાબેટિક દરથી ઠંડી પડતાં ત્યાં વાદળો રચાય છે અને વરસાદ અનુભવાય છે. સામાન્ય રીતે ગરમ વાતાગ્ર ઘણા કલાકો સુધી મોટા વિસ્તારને સાધારણથી મધ્યમસરનો વરસાદ આપે છે. વાતાગ્ર આગળના આ વિસ્તારમાં તાપમાનની પરિસ્થિતિમાં વ્યસ્ત તાપમાન અનુભવાય છે; એટલે કે સપાટીથી ઊંચે જતાં તાપમાન ઘટવાને બદલે વધે છે, કારણ કે ઉપર તરફ ગરમ વાતાગ્ર અને ગરમ વાયુસમુચ્ચય આવેલ હોય છે. ઠંડી ઋતુમાં આવા વિસ્તારમાં ધુમ્મસ, ઝરમર-ઝરમર વરસાદ તો ક્યારેક ‘થીજેલા વરસાદ’(sleet)નો અનુભવ થાય છે. ગરમ વાતાગ્ર ભૂમિ-સપાટીએથી પસાર થાય તો તાપમાનમાં વધારો પણ કરે છે. અસ્થિર ગરમ હવામાં ઢગવર્ષા વાદળો પસાર થતાં જોવા મળે છે.

(3) ઠંડો વાતાગ્ર : જ્યારે ઠંડા વાયુસમુચ્ચયની હવા વાતાગ્ર- સપાટીને ધકેલીને ગરમ વાયુસમુચ્ચયના વિસ્તારમાં આગળ વધે છે ત્યારે રચાતી ઢાળવાળી વાયુસમુચ્ચય સપાટી ‘ઠંડા વાતાગ્ર’ તરીકે ઓળખાય છે.

આકૃતિ 4ના (અ) ભાગમાં બંને પ્રકારના વાયુસમુચ્ચયની સંપર્કસપાટી પર વાતાગ્રની રચના દર્શાવાઈ છે, પરંતુ હજી બે પૈકી કોઈ હવાનો ધસારો વાતાગ્ર-સપાટીએ ન હોવાથી તે પ્રારંભિક તબક્કે સ્થિર વાતાગ્ર તરીકે જોવા મળે છે.

આકૃતિ 4ના (આ) ભાગમાં ઠંડા વાતાગ્રની રચના જોવા મળે છે. (અ) ભાગનો a´-b´ રેખાલેખ (આ) ભાગમાં ફેરફાર પામેલા a´-b´ સ્વરૂપે સ્થાનાંતર પામ્યો છે; કારણ કે ઠંડી હવા ગરમ હવાના વિસ્તાર તરફ ધસી આવતાં વાતાગ્ર-સપાટીમાં તે ઉપર તરફ સ્થળાંતર કરે છે અને ત્યાંની હવાને ઉપર તરફ ધકેલીને તેનું સ્થાન ઠંડી હવા લે છે. આમ વાતાગ્ર સપાટી ‘ઠંડા વાતાગ્ર’ તરીકે ઓળખાય છે.

અસર : ઠંડો વાતાગ્ર ગરમ વાતાગ્ર કરતાં વધુ ઝડપથી આગળ ખસતાં ઠંડા વાતાગ્રની સપાટીનું હવામાન વધુ તોફાની સ્વરૂપ ધારણ કરે છે, તેથી ઢગવર્ષા વાદળો સાથે એકાએક મુશળધાર વરસાદ અને વાવાઝોડાની અસર અનુભવાય છે, જોકે આ રીતે પડતો વરસાદ ટૂંકા ગાળાનો હોય છે. ઠંડા વાતાગ્રના આગમન સાથે તાપમાનમાં એકાએક ઘટાડો અને પવનનું સ્થળાંતર પશ્ચિમથી ઉત્તરનું થવું અતિસામાન્ય ઘટના ગણાય છે. વાતાગ્ર સપાટી નજીક તાપમાનનું વધુ પડતું વૈવિધ્ય અને તોફાની હવામાન રચાયું હોય છે. ઠંડો વાતાગ્ર પસાર થતાં ઠંડા વાયુસમુચ્ચયની અસર વરતાય છે, કારણ કે હવાનું નીચે તરફનું ઉતરાણ વધુ પ્રભાવશાળી હોય છે.

(4) અવરોધી (occluded) વાતાગ્ર : આકૃતિ 5માં દર્શાવ્યા પ્રમાણે (અ), (આ), (ઇ) મુજબ વાતાગ્રનો સ્થાનફેર થાય છે. આકૃતિ (ઇ)માં દર્શાવ્યા પ્રમાણે ગરમ વાતાગ્ર-સપાટી સાથેનો સંપર્ક ગુમાવી દે છે ત્યારે તેનું સ્થાન ઊંચેની હવામાં રહેતાં ત્યાંથી તે સપાટી સુધીના વિસ્તારમાં નવો વાતાગ્ર રચાય છે, જેને ‘અવરોધી વાતાગ્ર’ કહે છે. આ અવરોધી વાતાગ્ર-સપાટી પાસે હવામાન વધુ અનિશ્ચિતતા ધરાવે છે; ક્યારેક તે વરસાદનો પણ અનુભવ કરાવે છે, જે વંટોળનું સૌથી તીવ્ર અને પરિપક્વ સ્વરૂપ કહી શકાય. પરિણામે તે ઠંડો વાતાગ્ર અને ગરમ વાતાગ્ર વિસ્તારમાં હવામાનનાં લક્ષણોની સ્પષ્ટ પ્રતીતિ કરાવે છે. જેમાં અતિવિષમ હવામાન અનુભવાય છે.

ઉષ્ણકટિબંધમાં એકધારા તાપમાનના પ્રભાવને કારણે ત્યાં વાતાગ્ર વિશે ઘણી અસ્પષ્ટતા નિર્માણ પામે છે, જ્યારે મધ્ય અક્ષાંશોમાં વાતાગ્રનો સ્પષ્ટ અનુભવ થાય છે. આ કારણોથી તેનો માહિતીપૂર્ણ અભ્યાસ થઈ શક્યો છે.

વાયુસમુચ્ચયો અને પવનો દ્વારા પૃથ્વી પરના વાતાવરણનું નિયમિત અને નિશ્ચિત દિશામાં હલનચલન થતું રહે છે. તીવ્ર ગતિથી થતા હવાના હલનચલનને હવાનાં તોફાનો તરીકે ઘટાવાય છે; પરંતુ હવામાન-આબોહવાશાસ્ત્રની ભાષામાં તેને ચક્રવાત, પ્રતિચક્રવાત અને ગાજવીજવાળાં તોફાનો તરીકે ઓળખવામાં આવે છે. જુદા જુદા પ્રદેશોમાં આવાં તોફાનોને વિશિષ્ટ નામ અપાયેલાં છે  ‘ટૉર્નેડો’, ‘હરિકેન’, ‘ટાયફૂન’ અને ‘ચક્રવાત’ જેવાં વાવાઝોડાં ખૂબ તોફાની અને વિનાશક હોય છે. ટૂંકમાં, આ પ્રકારનાં વાતાવરણીય તોફાનો માટે વાયુસમુચ્ચયો અને વાતાગ્ર જવાબદાર હોય છે.

મુથ્થુક્રિશ્ન સૌમ્ય નારાયણન્, બી. એમ. રાવ, અનુ. નીતિન કોઠારી