കാലാവസ്ഥയും കൃഷിയും- ഭാഗം 1

താപനില

കാലാവസ്ഥയെ നിയന്ത്രിക്കുന്ന പ്രധാന ഘടകങ്ങളിലൊന്നാണ് താപനില. ഒരു സ്ഥലത്തെ താപനില എന്ന് പറയുന്നത് ആ സ്ഥലത്തെ അന്തരീക്ഷോഷ്മാവാണ്. താപനിലയെ അടിസ്ഥാനമാക്കി അന്തരീക്ഷത്തെ പല തട്ടുകളാക്കി വിഭജിക്കാം. അന്തരീക്ഷോഷ്മാവ്, ഉയരം വർധിക്കുന്നതിനനുസരിച്ച് വ്യത്യാസപ്പെട്ടിരിക്കുന്നു. വ്യത്യസ്ത ഉയരങ്ങളിൽ വ്യത്യസ്തമായ ഊഷ്മാവാണ് അനുഭവപ്പെടുന്നത്. അക്ഷാംശം മാറുന്നതിനനുസരിച്ച് ഇതിൽ വീണ്ടും വ്യത്യാസങ്ങളുണ്ടാകാം. താപക്രമം അടിസ്ഥാനമാക്കി അന്തരീക്ഷത്തെ വ്യത്യസ്ത മണ്ഡലങ്ങളാക്കി തരം തിരിച്ചിരിക്കുന്നു.

ട്രോപ്പോസ്ഫിയർ

അന്തരീക്ഷത്തിലെ ഏറ്റവും താഴ്ന്ന മണ്ഡലമാണ് ട്രോപ്പോസ്ഫിയർ അഥവാ ഭൂസ്പര്‍ശമണ്ഡലം. ഭൗമോപരിതലത്തോട് തൊട്ടടുത്ത മണ്ഡലമാണിത്. സൂര്യനിൽനിന്നും ഭൂമിയുടെ ഉപരിതലത്തിൽ പതിച്ച് ബഹിരാകാശത്തേക്ക് തിരിച്ച് നിർഗ്ഗമിക്കുന്ന ഭൗമവികിരണങ്ങളെ ഭൂമിയുടെ ഉപരിതലത്തിനോടടുത്ത് കിടക്കുന്ന ഭൂസ്പർശമണ്ഡലത്തിലെ ചില വാതകങ്ങൾ തടഞ്ഞുനിർത്തുന്നു. തൻമൂലം ഭൂസ്പർശമണ്ഡലത്തിൽ എല്ലായ്പ്പോഴും ജീവന്റെ നിലനിൽപ്പിനാവശ്യമായ ഊഷ്മാവ് നിലനിൽക്കുന്നു. ഭൗമോപരിതലത്തിൽ നിന്നുളള ഉയരം വർദ്ധിക്കുന്തോറും താപനിലയിൽ ക്രമാനുഗതമായ കുറവ് കാണപ്പെടുന്നു. താപനിലയിലുണ്ടാവുന്ന ക്രമമായ ഈ കുറവാണ് താപക്ഷയമാനം (Lapse rate). കിലോമീറ്ററിന് 6.5°C എന്ന തോതിലാണ് താപക്ഷയമാനം. ട്രോപ്പോസ്ഫിയറിന്‍റെ മുകൾപരപ്പിലെ ശരാശരി താപനില -80°C ആണ്.

ഈ മണ്ഡലത്തിലെ ജലാംശം കാർബൺഡൈഓക്സൈഡ് എന്നിവ സൗരവികിരണങ്ങളുടെ ക്രമവിതരണത്തിന് സഹായിക്കുക മാത്രമല്ല ഭൂമിയുടെ താപനില സമീകരിക്കുന്നതിനും കാര്യമായ പങ്ക് വഹിക്കുന്നു. വായു, ജലാംശം ധൂളിപടലങ്ങൾ എന്നിവയുടെ സിംഹഭാഗവും കാണപ്പെടുന്നത് ഈ മണ്ഡലത്തിലാണ്. അന്തരീക്ഷത്തിലെ വിക്ഷോഭത്തിന്‍റെതായ മേഖലയാണിത്. കാലാവസ്ഥാ വ്യതിയാനങ്ങൾക്ക് കാരണമാകുന്ന പ്രക്രിയകൾ നടക്കുന്നതും ഇവിടെയാണ്. സംവഹന രീതിയിലുള്ള ചലനം മൂലം വായുവിൻറ പ്രവേഗം ഈ മണ്ഡലത്തിൽ കൂടുതലാണ്. മധ്യരേഖയോടടുത്ത് ട്രോപ്പാസ്ഫിയറിന്റെ അതിര് 16-18 കിലോമീറ്ററും ധ്രുവങ്ങളിൽ ഇത് 8-9 കിലോമീറ്ററും ആണ്. ട്രോപ്പോസ്ഫിയറിൻറ അതിർത്തിയാണ് ട്രോപോപാസ്. ഏകദേശം 5 കിലോമീറ്റർ വ്യാപ്തി വരുന്ന ഈ മേഖലയിൽ ഊഷ്മാവ് സ്ഥിരമാണ്. ട്രോപ്പോസ്ഫിയറിൽ ആണ് മേഘങ്ങൾ കാണപ്പെടുന്നത്.

സ്ട്രാറ്റോസ്ഫിയർ:

അൾട്രാവയലറ്റ് രശ്മികളുടെ ആഗിരണം മൂലം ഉയർന്ന താപനിലയാണ് സ്ട്രാറ്റോസ്ഫിയറിൽ അനുഭവപ്പെടുന്നത്. ഊഷ്മാവ് ക്രമേണ ഉയർന്ന് ഉദ്ദേശം 50 കിലോമീറ്റർ ഉയരേ സമുദ്രനിരപ്പിലേതിന് തുല്യമായി തീരുന്നു. സ്ട്രാറ്റോസ്ഫിയറിന്‍റെ ഒരു ഉപമണ്ഡലമാണ് ഓസോൺ മണ്ഡലം. ഭൗമോപരിതലത്തിൽ നിന്ന് 15 മുതൽ 50 കി.മി. വരെ ഇതു മണ്ഡലം വ്യാപിച്ച് കിടക്കുന്നു. ഓസോൺ മണ്ഡലത്തിൽ അൾട്രാവയലറ്റ് രശ്മികൾ പ്രകാശരാസപ്രക്രിയക്ക് വിധേയമാകുന്നു. തൽഫലമായി ഊഷ്മാവ് വർധിക്കുന്നത് മൂലം ഓക്സിജൻ ഓസോണായും മറിച്ചും രൂപാന്തരപ്പെടുന്നു. ഓസോൺ വാതകം ഏറ്റവും കൂടിയ അളവിൽ കാണപ്പെടുന്നത് 25 കി.മീ. ഉയരത്തിലാണ്. ഏറ്റവും താഴത്തെ വിതാനങ്ങളിൽ തീരെയും ഇല്ല. അൾട്രാവയലറ്റ് രശ്മികളെ അവശേഷിപ്പിക്കുന്നത് പ്രധാനമായും ഓസോൺ ആണ്. ഭൂമിയിൽനിന്നും വികിരണം ചെയ്യപ്പെടുന്ന ദീർഘതരംഗങ്ങളെ സംഗ്രഹിച്ച് മടക്കി അയക്കുന്നതിലും ഓസോണിന് പങ്കുണ്ട്. സ്ട്രാറ്റോസ്ഫിയറിൽ ജലാംശം ഇല്ലാത്തതിനാൽ മേഘങ്ങളും കാണപ്പെടുന്ന 'മദർ ഓഫ് പേൾ" മേഘങ്ങളാകട്ടെ സാധാരണ മേഘങ്ങളിൽനിന്നും വിഭിന്നങ്ങളാണ്. നന്നേ നേർത്ത വായുമണ്ഡലമാണ് സ്ട്രാറ്റോസ്ഫിയറിലുള്ളത്. അതിനാൽ പ്രകാശകിരണങ്ങൾക്ക് അപഭംഗമോ, പ്രകീർണ്ണനമോ സംഭവിക്കുന്നില്ല. ഈ മണ്ഡലത്തിന്റെ താഴത്തെ വിതാനങ്ങളിൽ ഗന്ധക സ്വഭാവമുള്ള ഉൽക്കാ ധൂളികൾ കാണപ്പെടുന്നു. സ്ട്രാറ്റോസ്ഫിയറിന്റെ സീമാമേഖലയാണ് സ്ട്രാറ്റോപാസ്.

മീസോസ്ഫിയർ

ഭൗമോപരിതലത്തിൽ നിന്ന് 55 മുതൽ 80 കി.മി.വരെ ഉയരത്തിൽ സ്ഥിതിചെയ്യുന്ന മണ്ഡലമാണ് മിസോസ്ഫിയർ. ഈ മണ്ഡലത്തിൽ ഉയരത്തിനാനുപാതികമായി ഊഷ്മാവ് കുറയുന്നു. ഇതു മണ്ഡലത്തിലെ താപക്ഷയമാനം കിലോമീറ്ററിന് 3°C എന്ന തോതിലാണ്. ഉദ്ദേശം 80 കിലോമീറ്റർ വരെ ഉയരത്തിലെത്തുമ്പോൾ താപനില സ്ഥിരമാകുന്നു. അന്തരീക്ഷത്തിലെ ഏറ്റവും കുറഞ്ഞ താപനിലയായ -95°C മീസോപാസിൽ അനുഭവപ്പെടുന്നു. ഈ മേഖലയിൽ സോഡിയം അയോണുകളുടെ ഒരു നേരിയ വീചി ഉടനീളം കാണപ്പെടുന്നു. സന്ധ്യാ പ്രകാശത്തിൻറ (Twilight) സമവിതരണത്തിന് നിദാനമാകുന്നത് ഈ മണ്ഡലം ആണെന്ന് കരുതപ്പെടുന്നു.

തെർമോസ്ഫിയർ;

മീസോപാസിൽ നിന്നും ഉയരത്തിലേക്ക് പോകുന്തോറും അൾട്രാവയലറ്റ് രശ്മികളുടെ അവശോഷണം വർധിക്കുന്നു. തൽഫലമായി താപവർധനവുണ്ടാകുന്നു. താപവർധനവിന്‍റെതായി ഈ മണ്ഡലമാണ് തെർമോസ്ഫിയർ. ഭൗമോപരിമണ്ഡലത്തിൽ നിന്ന് 80 കിലോമീറ്ററിലധികം ഉയരത്തിൽ ഇത് വ്യാപിച്ച് കിടക്കുന്നു. ഉദ്ദേശം 400 കി.മി. ഉയരത്തിൽ അന്തരീക്ഷ ഊഷ്മാവ് ഏകദേശം 2000°C ആണ്.

ഒരു സ്ഥലത്തിന്റെ താപനില നിർണയിക്കുന്നതിൽ വലിയൊരു പങ്ക് ആ സ്ഥലം സ്ഥിതിചെയ്യുന്ന അക്ഷാംശത്തിനാണ്. സ്ഥലത്തിന്റെ ഉയരം സമുദ്രസാമീപ്യം, പർവ്വതങ്ങളുടെ സ്വാധീനം, സമുദ്രജലപ്രവാഹങ്ങൾ, കാറ്റ്, മേഘം തുടങ്ങിയ ഘടകങ്ങളും താപനില നിയന്ത്രിക്കുന്നതിൽ പ്രധാനപ്പെട്ടവയാണ്.

ഭൂമിയുടെ ഭ്രമണവും പരിഭ്രമണവും അച്ചുതണ്ടിന്റെ ചരിവും ഭൂമിയിൽ ലഭിക്കുന്ന സൂര്യവികരണങ്ങളുടെ ദൈർഘ്യവും തീവ്രതയും നിയന്ത്രിക്കുന്നു. ഒരു പ്രദേശത്തെ താപനില ആ പ്രദേശങ്ങളിൽ ലഭിക്കുന്ന സൂര്യവികിരണത്തെ ആശ്രയിച്ചാണ്. ഭൂമധ്യരേഖാപ്രദേശത്ത് ഉയർന്ന തോതിൽ ലഭിക്കുന്ന വികിരണം ഉയർന്ന അക്ഷാംശ മേഖലകളിൽ കുറഞ്ഞ തോതിലേ ലഭ്യമാകുന്നുള്ളൂ. അതുകൊണ്ട് തന്നെയാണ് ഭൂവിഭാഗങ്ങളുടെ അക്ഷാംശത്തിനനുസരിച്ച് താപനിലയിൽ വ്യത്യാസം വരുന്നത്. ഉദാഹരണത്തിന്, ഉത്തര അക്ഷാംശം 8°29" ൽ സ്ഥിതി ഉത്തര അക്ഷാംശം 28 ഡിഗ്രി 36" ൽ കിടക്കുന്ന ന്യൂഡൽഹിയിലെ ശരാശരി വാർഷിക താപനില 24°C ആണെന്ന് കാണാം.

മാത്രമല്ല ഉയർന്ന അക്ഷാംശപ്രദേശങ്ങളിൽ സ്ഥിതിചെയ്യുന്ന സ്ഥലങ്ങളില്‍ (ന്യൂഡൽഹി) വ്യത്യസ്ത മാസങ്ങളിൽ അനുഭവപ്പെടുന്ന ശരാശരി താപനിലകൾ തമ്മിലുള്ള അന്തരം കൂടുതലാണ്. അതേസമയം താഴ്ന്ന അക്ഷാംശ പ്രദേശങ്ങളിൽ ഈ അന്തരം തുലോം കുറവാണ്. അക്ഷാംശത്തിലെ വ്യത്യാസങ്ങൾക്കനുസരിച്ച് സൂര്യവികിരണങ്ങളുടെ അളവില്‍ വരുന്ന ഏറ്റക്കുറച്ചിലാണ് താപനിലയിലെ അന്തരങ്ങള്‍ക്ക് കാരണം.

സമുദ്രനിരപ്പിൽനിന്നുള്ള ഉയരം ഒരു സ്ഥലത്തിന്റെ താപനിലയെ സാരമായി സ്വാധീനിക്കുന്നു. ഉയരം കൂടുന്നതിനനുസരിച്ച് താപനിലയിൽ കുറവ് വരുന്നു. ഉയരം വർദ്ധിക്കുന്നതിനനുസരിച്ച് വായുവിന്‍റെ സാന്ദ്രതയിൽ വരുന്ന കുറവ് മൂലം, സൂര്യനിൽ നിന്നും വരുന്ന വികിരണങ്ങളെ ആഗിരണം ചെയ്യാനുള്ള കഴിവ് കുറയുന്നു. സൂര്യരശ്മികൾ ആദ്യം എത്തുന്നത് ഉയർന്ന പ്രദേശങ്ങളിലാണെങ്കിലും അവിടങ്ങളിൽ അനുഭവപ്പെടുന്ന താപനിലയിലെ കുറവ് ഇക്കാരണം കൊണ്ടാണ്. മാത്രമല്ല, താഴ്ന്ന പ്രദേശങ്ങളിലാണ് അന്തരീക്ഷവായുവിലെ നീരാവി, പൊടിപടലങ്ങൾ തുടങ്ങിയവ അടങ്ങിയ താരതമ്യേന സാന്ദ്രത കൂടിയ വായു സ്ഥിതിചെയ്യുന്നത്. ഈ വായു ഭൂമിയിൽനിന്നും പുറത്തേക്ക് വിടുന്ന വികിരണങ്ങളെ ആഗിരണം ചെയ്യുകയും ചെയ്യുന്നു. അങ്ങിനെയുള്ള പാളിയിൽ (ടോപ്പോസ്ഫിയറിൽ) താപനില ഉയരം കൂടുന്ന താപനിലയിൽ വർദ്ധനവ് സംഭവിക്കുന്നു. ഭൗമാന്തരീക്ഷത്തിൽ താഴെ തിനനുസരിച്ച് കിലോമീറ്ററിന് 6.5°C കുറയുന്നു. എന്നാൽ പ്രാദേശികമായ പരിസ്ഥിതിഘടകങ്ങൾക്കനുസരിച്ച് ഈ നിരക്കിൽ ഏറ്റക്കുറച്ചിലുകൾ കാണപ്പെടാറുണ്ട്.

കേരളത്തെ സംബന്ധിച്ചിടത്തോളം താഴ്ന്ന അക്ഷാംശത്തിൽ സ്ഥിതിചെയ്യുന്നതു മൂലം (8° 18°N മുതൽ 12°48:N) ശരാശരി വാർഷിക താപനിലയിൽ വലിയ വ്യത്യാസം കാണുന്നില്ല. സമുദ്രതീരത്തിന്‍റെ സാമീപ്യവും ധാരാളം ജലസ്രോതസ്സുകളും അന്തരീക്ഷത്തിൽ ആർദ്രത നിലനിർത്തുന്നതിന് കാരണമാണ്. അതിനാലാണ് കേരളം ഒരു ആർദ്ര ഉഷ്ണമേഖലാ പ്രദേശമായി പരിഗണിക്കപ്പെടുന്നത്. ഭൗമാന്തരീക്ഷത്തിൽ നിന്നും 16 കി.മി. ഉയരത്തിൽ വരെ കിലോമീറ്ററിന് 6.5°C എന്ന തോതിൽ കുറയുമെന്ന് പറഞ്ഞല്ലോ? കേരളത്തിലെ ഹൈറേഞ്ച് പ്രദേശങ്ങളായ ഇടുക്കിയിലും വയനാട്ടിലും താപനിലയിൽ കാണുന്ന കുറവ് ഇക്കാരണത്താലാണ്. വയനാട്ടിലെ അമ്പലവയൽ സമുദ്രനിരപ്പിൽ നിന്നും 1000 മീറ്റർ ഉയരത്തിൽ സ്ഥിതിചെയ്യുന്നു. കാസർഗോഡ് ജില്ലയിലെ പിലിക്കോട് സമുദ്രനിരപ്പിൽ നിന്നും 13 മീറ്റർ ഉയരത്തിൽ മാത്രമാണ്. രണ്ട് സ്ഥലങ്ങളിലേയും വാർഷിക താപനിലയിൽ വരുന്ന വ്യത്യാസം സുവ്യക്തമാണ്.

അതുപോലെ തന്നെ സമുദ്രനിരപ്പിൽ നിന്നും 25 മീറ്റര്‍ ഉയരത്തിലുള്ള തൃശൂരും 1000 മീറ്റർ ഉയരത്തിൽ കിടക്കുന്ന പാമ്പാടും പാറയിലെയും വാർഷിക താപനിലയും തമ്മിലുള്ള വ്യത്യാസവും പ്രകടമാണ്. ഉയരത്തിനനുസരിച്ച് താപനിലയിലെ കുറവിന് കാരണം നേരത്തെ വ്യക്തമാക്കിയല്ലോ?

മേൽ സ്ഥലങ്ങളിലെല്ലാം, കാലവർഷമാസങ്ങളിൽ താപനില പൊടുന്നനെ കുറയുന്നതായി കാണാം. തുടർച്ചയായി മഴ ലഭിക്കുന്ന കേരളം പോലുള്ള ആർദ്ര ഉഷ്ണമേഖലാ പ്രദേശങ്ങളുടെ സവിശേഷതയാണ് ഇത്. കാലവർഷക്കാലത്ത് ആകാശം പൊതുവെ മേഘാവൃതമായിരിക്കയാൽ ഉയർന്ന താപനിലയിൽ കുറവനുഭവപ്പെടുകയും അതേസമയം ഈര്‍പ്പമുള്ള പ്രതലത്തില്‍നിന്നുള്ള ഭൗമവികിരണങ്ങളുടെ തോത് കുറയുന്നതിനാല്‍ താഴ്ന്ന താപനിലയില്‍ വര്‍ധനവും അനുഭവപ്പെടുന്നു. ഉയര്‍ന്ന സ്ഥലങ്ങളിലെ ഉപരിതല താപനില നിര്‍ണ്ണയിക്കുന്നതില്‍ കേരളത്തിന്‍റെ സവിശേഷമായ ഭൂപ്രകൃതിക്ക് പങ്കുണ്ടെന്നാണ് ഇത് വെളിപ്പെടുത്തുന്നത്. 560 കി.മീറ്ററോളം നീളം വരുന്ന സമുദ്രതീരമുള്ള കേരളത്തെ സംബന്ധിച്ചിടത്തോളം സമുദസാമീപ്യം കാലാവസ്ഥയിൽ നിർണായകമായ പങ്ക് വഹിക്കുന്നുണ്ട്. ഉപരിതല താപനിലയിൽ പകൽ സമയത്ത് സംഭവിക്കുന്ന വ്യതിയാനം ഉൾപ്രദേശങ്ങളുമായി താരതമ്യപ്പെടുത്തുമ്പോൾ തീരപ്രദേശങ്ങളിൽ കുറവാണ്. പകൽ സമയത്ത് കടലിൽ നിന്ന് കരയിലേക്കും രാത്രികാലങ്ങളിൽ കരയിൽനിന്ന് കടലിലേക്കും കാറ്റുവീശുന്നത് ഒരു സാധാരണ പ്രതിഭാസമാണ്, പ്രത്യേകിച്ച് വേനൽ മാസങ്ങളിൽ.

കടൽക്കാറ്റ് വീശുന്നതിന്‍റെ ഫലമായി സമുദ്രത്തോട് തൊട്ടടുത്ത പ്രദേശങ്ങളിൽ ഉൾനാടുകളെ അപേക്ഷിച്ച് കുറഞ്ഞ പകൽ താപനില അനുഭവപ്പെടുന്നു. കേരളത്തിൽ തീരപ്രദേശങ്ങളെ അപേക്ഷിച്ച് ഉള്‍നാടുകളിലെ ശരാശരി വാർഷിക താപനില ഉയർന്നതായി കാണപ്പെടുന്നു. തീരദേശങ്ങളിൽ ഉയർന്ന തോതിലുള്ള ജലബാഷ്പത്തിന്‍റെ  അളവ് അന്തരീക്ഷതാപനിലയിൽ ചെലുത്തുന്ന സ്വാധീനമാണിതിന് കാരണം.

കേരളത്തിൻറെ താപനില നിർണ്ണയിക്കുന്നതിൽ പ്രധാനപങ്ക് വഹിക്കുന്ന മറ്റൊരു ഘടകം പശ്ചിമഘട്ട പർവ്വതനിരകളാണ്. നീരാവി നിറഞ്ഞ കാലവർഷക്കാറ്റുകൾ തെക്കുവടക്കായി നീണ്ടുകിടക്കുന്ന പർവ്വതനിരകളിൽ തട്ടി മോലാട്ടുയർന്ന് ഘനീഭവിക്കുന്നു. തൽഫലമായി കേരളത്തിൽ സമൃദ്ധമായ മഴ നൽകുന്നതിനും ഇടയാക്കുന്നു.  അതേസമയം പശ്ചിമഘട്ടത്തിന് അപ്പുറത്തെ തമിഴ്നാട് മഴനിഴല്‍ പ്രദേശമായി നിലനിൽക്കുന്നതിന് കാരണം നീരാവി നിറഞ്ഞ കാറ്റ് ഘനീഭവിച്ച് മഴ നൽകിയതിനുശേഷം അപ്പുറത്തേക്കിറങ്ങുമ്പോൾ വായുപ്രവാഹം താരതമ്യേന ഉയർന്ന ഊഷ്മാവ് കൈക്കൊള്ളുന്നു എന്നതിനാലാണ്. പശ്ചിമഘട്ട പർവ്വതനിരകൾ ഇല്ലായിരുന്നുവെങ്കിൽ കേരളത്തിന്‍റെ കാലാവസ്ഥ എന്താകുമായിരുന്നുവെന്ന് നമുക്ക് ഊഹിക്കാവുന്നതാണ്.

ആകാശത്തിലെ മേഘങ്ങളുടെ വ്യാപ്തി ഉപരിതല ഊഷ്മാവിനെ ബാധിക്കുന്നു. പകൽസമയത്ത് കാണപ്പെടുന്ന കട്ടികൂടിയ മേഘങ്ങൾ സൂര്യവികിരണങ്ങൾ ഭൂമിയിൽ എത്തുന്നത് തടസപ്പെടുത്തുകയും തൻമൂലം പകൽ താപനിലയിൽ കുറവ് അനുഭവപ്പെടുകയും ചെയ്യുന്നു. എന്നാൽ അന്തരീക്ഷത്തിലെ താഴ്ന്ന പാളികൾ ഭൗമവികിരണങ്ങൾ ആഗിരണം ചെയ്യുകയും ചെയ്യുന്നു. രാത്രികാലങ്ങളിൽ ഭൗമോപരിതലത്തിൽ നിന്ന് തിരിച്ച് പ്രസരിക്കുന്ന തരംഗദൈർഘ്യം കൂടിയ കിരണങ്ങളെ ആഗിരണം ചെയ്ത് ഭൂമിയിലേക്ക് തന്നെ തിരിച്ചയയ്ക്കുന്നു. ഇതിനാൽ കുറച്ച് വികിരണങ്ങൾ മാത്രമേ ബഹിരാകാശത്തേക്ക് എത്തപ്പെടുന്നുള്ളൂ. ഇക്കാരണം കൊണ്ടാണ് മേഘാവ്യതമായ രാത്രിയിൽ ചൂട് അനുഭവപ്പെടുന്നത്. കേരളത്തപ്പോലെ ആർദ്ര ഉഷ്ണമേഖലാ പ്രദേശങ്ങളുടെ ഒരു സവിശേഷതയാണ് ഇത്.

ഉപരിതലതാപനിലയിലെ ദൈനികവ്യതിയാനവും പ്രതിമാസ വ്യതിയാനവും

ഏറ്റവും താഴ്ന്ന പകൽ താപനില അനുഭവപ്പെടുന്നത് സൂര്യോദയത്താടടുത്തും ഏറ്റവും കൂടിയത് പകൽ 2 മണിക്കും 3 മണിക്കുമിടയിലാണ്. പകൽ സമയത്ത് താപനിലയില്‍ സംഭവിക്കുന്ന ഈ ഏറ്റക്കുറച്ചിലുകൾ മണ്ണിന്റെ ഉപരിതല പാളികളിലെ ഊഷ്മാവിൻറ ഏറ്റക്കുറച്ചിലിനും കാരണമാകുന്നു. മണ്ണിന്‍റെ ഊഷ്മാവാകട്ടെ വിത്ത് മുളയ്ക്കുന്നതിനും, വിളകളുടെ വളർച്ചയുടെ ആദ്യഘട്ടത്തിലും നിർണായക പങ്ക് വഹിക്കുന്ന ഘടകമാണ്.

കേരളത്തിൽ വിവിധ സീസണുകളിലെ താപനില

കേരളത്തിന്റെ കിടപ്പും, ഭൂപ്രകൃതിയുമനുസരിച്ച് പർവ്വതപ്രദേശങ്ങളൊഴികെ മറ്റു സ്ഥലങ്ങളിൽ ജനുവരി- ഫെബ്രുവരി മാസങ്ങളിൽ താപമാനത്തിൽ വലിയ കുറവ് കാണുന്നില്ല. തീരപ്രദേശങ്ങളിൽ സാധാരണയായി താപമാനം 16°C ൽ കുറവ് രേഖപ്പെടുത്തിയതായി കണ്ടിട്ടില്ല. ഉൾനാടൻ പ്രദേശങ്ങളിൽ പോലും 14°C ഓളമേ വരാറുള്ളൂ. വേനൽമാസങ്ങളിൽ കേരളത്തിൽ ഉയർന്ന താപനില പലസ്ഥലങ്ങളിലും 34°C ൽ കൂടുതൽ രേഖപ്പെടുത്താറുണ്ടെങ്കിലും ഏറ്റവും ഉയർന്ന താപനിലകൾ രേഖപ്പെടുത്തിയിട്ടുളളത് പുനലൂരും പാലക്കാട്ടുമാണ്. വേനൽമഴയുടെ അഭാവത്തിൽ ചില വർഷങ്ങളിൽ പകൽ താപനില 40°C ന് മുകളിൽ എത്താറുണ്ട്.

ആഗോളതാപനിലയും താപസംതുലനവും

കഴിഞ്ഞ നൂറ്റാണ്ടിനിടയ്ക്ക് രേഖപ്പെടുത്തിയ ശരാശരി ആഗോള താപനിലയിലെ വർദ്ധനവ് 0.3 ഡിഗ്രി മുതൽ 0.6 ഡിഗ്രി സെൽഷ്യസ് വരെയാണ്. 19-)൦ നൂറ്റാണ്ടിന്റെ മധ്യം മുതൽക്കാണ് ആഗോളതാപനില നിരീക്ഷിക്കാൻ ആരംഭിച്ചത്. അന്നുമുതൽ 2004 വരെയുള്ള വർഷങ്ങളിൽ 1998ൽ ആയിരുന്നു ഏറ്റവും കൂടിയ ചൂട് അനുഭവപ്പെട്ടത്. ആ വർഷം ജനുവരി മുതൽ ആഗസ്ത് വരെയുളള ശരാശരി താപനില മുൻപത്തേതിനേക്കാൾ (1997) 0.4 ഡിഗ്രി സെൽഷ്യസ് കൂടുതലായിരുന്നു. സ്വാഭാവികമായി ഉണ്ടാകുന്ന വർധനവുമായി താരതമ്യപ്പെടുത്തുമ്പോഴാണ് മേൽ പറഞ്ഞ വർധനവ് എത്രത്തോളം അധികമാണെന്ന് മനസിലാവുക.

കഴിഞ്ഞ ആയിരം വർഷങ്ങളിലെ ശരാശരി ആഗോള താപനിലയിലെ വർധനവ് 0.2°C മാത്രമായിരുന്നു. പത്തുവർഷക്കാലയളവിൽ 0.1 ഡിഗ്രി സെൽഷ്യസിൽ കൂടുതൽ ചൂട് വർധിക്കുന്നത് അപകരമത്രേ. ഇപ്പോഴത്തെ പ്രവണത തുടരുകയാണെങ്കിൽ വരുന്ന അൻപതോ നൂറോ വർഷങ്ങൾക്കുളളിൽ ഭൂമിയുടെ ചൂട് 1.5^൦C മുതൽ 4.5^൦C
വരെ ഉയർന്നേക്കാമെന്ന് വിദഗ്ധർ വിലയിരുത്തുന്നു.

സാധാരണനിലയിൽ ഭൂമിയിൽ ചൂട് കൂടുന്നതോ മറ്റു കാലാവസ്ഥാ മാറ്റങ്ങൾ ഉണ്ടാകുന്നതോ വളരെ സാവധാനത്തിലായിരിക്കും. ഒറ്റപ്പെട്ട അഗ്നിപർവ്വത സ്ഫോടനം, പ്രകൃതിക്ഷോഭങ്ങൾ, എന്നിവ മാത്രമാണിതിന് അപവാദം. ഇപ്പോഴത്തെ പോലെ ചെറിയ കാലയളവിൽ ഉണ്ടാകുന്ന വലിയമാറ്റം അസ്വാഭാവികമാണ്; മനുഷ്യനിർമ്മിതമാണ്; അപകടസാധ്യതകൾ നിറഞ്ഞതാണ്.

അന്തരീക്ഷത്തിലെ താപവിനിമയം

സൗരവികിരണങ്ങളാണ് ഭൂമിയേയും അതിനെ വലയം ചെയ്യുന്ന അന്തരീക്ഷത്തെയും ചൂടാക്കുന്നത്. ബഹിരാകാശത്തിലൂടെ കടന്ന് വന്ന് ജലപ്പരപ്പ് ഉൾപ്പെടെ ഭൗമോപരിതലത്തിൽ പതിക്കുന്ന ഈ വികിരണ ങ്ങളുടെ ഒരു പങ്ക് ഭൂമിയും അതിലെ ജലവും ജീവരൂപങ്ങളും കൂടി ആഗിരണം ചെയ്യുന്നു. ഏകദേശം 50 ശതമാനത്തോളം തിരിച്ച് ബാഹ്യാകാശത്തേക്ക് തന്നെ വികിരണം ചെയ്യപ്പെട്ട് പോകുന്നു.

ഇങ്ങനെ പോകുന്ന വികിരണങ്ങളുടെ കുറെ ഭാഗം ഭൗമാന്തരീക്ഷത്തിലെ ചില വാതകങ്ങൾ ആഗിരണം ചെയ്യുന്നതുമൂലം അന്തരീക്ഷത്തിലെ താഴ്ന്ന ഭാഗം (ട്രോപ്പോസ്ഫിയർ) ചൂടാകും. തുടർന്ന് ചൂട് എല്ലാ ദിശകളിലേക്കും വിതരണം ചെയ്യപ്പെടും. ഇതിൽനിന്നുതന്നെ കുറെ ഭാഗം വീണ്ടും മുകളിലേക്ക് പോകുമെങ്കിലും നല്ലൊരു പങ്ക് ഭൗമോപരിതലത്തിലേക്ക് തിരിച്ചെത്തും. ഈ പ്രക്രിയയാണ് ഭൂമിയെ ജീവയോഗ്യമായ നിലയിൽ ചൂടാക്കി നിർത്തുന്നത്. ഇതില്ലായിരുന്നു വെങ്കിൽ ഭൂമിയുടെ ചൂട് വളരെ കുറവായിരുന്നേനെ. ഭൂമിയുടെ ശരാശരി ഉപരിതല ചൂട് 15°C ആയി നിലനിർത്തുന്നത് മേൽ വിവരിച്ച പ്രക്രിയ വഴിയാണ്. മുകളിലേക്ക് പോകുന്ന ചൂടിനെ പിടിച്ച് കുടുക്കുന്ന അന്തരീക്ഷത്തിലെ വാതകങ്ങൾ ഒരു പുതപ്പ് പോലെ പ്രവർത്തിക്കുന്നു. ഇതിൽ പ്രധാന പങ്ക് വഹിക്കുന്നത് അന്തരീക്ഷത്തിലെ കാർബൺഡൈഓക്സൈഡ് ആണ്. കൂടാതെ നീരാവിയും, നൈട്രസ് ഓക്സൈഡും ഓസോണും ചെറിയതോതിലെങ്കിലും ഇതേ ധർമ്മം നിർവഹിക്കുന്നു. മുകളിലേക്ക് പോകുന്ന ചൂടിനെ പിടിച്ച് കുടുക്കി അതിൽ ഏതാനും ഭാഗത്തെ കീഴോട്ട് അയയ്ക്കുന്ന പ്രക്രിയയെ “ഹരിതഗൃഹപ്രഭാവം” (Greenhouse effect) എന്ന് പറയുന്നു.

ഇത്തരം വാതകങ്ങളാണ് ഹരിതഗൃഹവാതകങ്ങൾ എന്നറിയപ്പെടുന്നത്. ഈ വാതകങ്ങളുടെ സാന്നിദ്ധ്യവും പ്രവർത്തനവും സ്വാഭാവികമായി പണ്ടുമുതലേ ഉള്ളതാണ്. എന്നാൽ അടുത്ത കാലത്തായി വർദ്ധിക്കുന്ന ചൂടും തുടർന്നുണ്ടാകുന്ന കാലാവസ്ഥാ മാറ്റങ്ങളും ചർച്ചചെയ്യുമ്പോൾ ഈ പ്രഭാവത്തെ ഒരു കുറ്റവാളിയായിട്ടാണ് വിശേഷിപ്പിക്കാറുള്ളത്. ഭൂമിയുടെ ഉപരിതലത്തിൽ നിന്നും തരംഗദൈർഘ്യം കൂടിയ താപവികിരണങ്ങളെ തടയുകയും, തരംഗദൈർഘ്യം കുറഞ്ഞ പ്രകാശകിരണങ്ങളെ കടത്തി വിടുകയും ചെയ്യുന്ന സ്വഭാവം ഹരിതഗൃഹ വാതകങ്ങൾക്കുണ്ട്. അതുകൊണ്ടാണ് കാർബൺഡൈഓക്സൈഡിന്‍റെ അളവ് കൂടുമ്പോൾ ഭൂമി മുഴുവൻ ഹരിതഗൃഹപ്രഭാവം പ്രാവർത്തികമാകുന്നത്. അന്തരീക്ഷത്തിലെ മറ്റ് വാതകങ്ങളുടെ സാന്നിദ്ധ്യം വിവിധ തലങ്ങളിലെ വ്യത്യസ്ത താപനില തുടങ്ങിയ അനവധി ഘടകങ്ങൾ അന്തരീക്ഷത്തിലെ ഹരിതഗൃഹപ്രഭാവം സങ്കീർണ്ണമാക്കുന്നു.

ആഗോളതാപശമനം

ഭൂസ്പർശമണ്ഡലത്തിലെ (ടോപ്പോസ്ഫിയർ) ചിലയിടങ്ങളിൽ ധാരാളമായി കാണപ്പെടുന്ന ധൂളികണങ്ങൾ ആഗോള താപനിലയിൽ കുറവ് വരുത്തുന്നതിന് സുപ്രധാന പങ്ക് വഹിക്കുന്നുണ്ട്. വ്യവസായിക മലിനീകരണം, അഗ്നിപർവ്വത സ്ഫോടനം, കാട്ടുതീ തുടങ്ങിയവ ഉണ്ടാകുന്നതിലൂടെ അന്തരീക്ഷത്തിലെത്തപ്പെടുന്ന ധൂളികണങ്ങൾ സൗരവികിരണങ്ങളെ ബഹിരാകാശത്തേക്ക് പ്രതിഫലിപ്പിക്കുന്നു. മേഘങ്ങളിൽ ധാരാളമായി കാണപ്പെടുന്ന ഈ ധൂളികണങ്ങൾ അതിന്‍റെ സൂക്ഷ്മഘടനയില്‍ വ്യതിയാനം വരുത്തുന്നു. ധൂളികണങ്ങളുടെ വർദ്ധിച്ച സാന്നിദ്ധ്യം മേഘത്തിനുളളിൽ വലിപ്പം കുറഞ്ഞ ജലകണങ്ങൾ ധാരാളം ഉണ്ടാകാനും കാരണമാകുന്നു. തൽഫലമായി കൂടുതൽ സൗരോർജം ബഹിരാകാശത്തേക്ക് പ്രതിഫലിപ്പിക്കപ്പെടുന്നു. സമുദ്രത്തിനുമുകളിൽ സ്ഥിതിചെയ്യുന്ന മേഘങ്ങൾക്ക് സമുദ്രോപരിതലത്തെക്കാളും കൂടുതൽ പ്രതിഫലനശേഷി ഉള്ളതായി കാണപ്പെടുന്നു. സമുദ്രത്തിന് മേലെയുള്ള അന്തരീക്ഷത്തിൽ ഹരിതഗൃഹപ്രഭാവം മിക്കവാറും ഇല്ലാത്തതാവാം ഇതിനുകാരണം. എന്നാൽ ഭൂപ്രതലത്തിന് മേലെയായി കാണപ്പെടുന്ന മേഘങ്ങൾ ധരിപ്രഭാവത്തിന് അത്രത്തോളം തന്നെ വിധേയമല്ല. ഹരിതഗൃഹവാതകങ്ങളുടെ സാന്നിദ്ധ്യം കരഭാഗത്തിനുമേലെയുള്ള അന്തരീക്ഷത്തിൽ കൂടുതലാണെന്നതുകൊണ്ടാണിത്. 1988ൽ അമേരിക്കയിലെ യെല്ലോറോൺ നാഷണൽ പാർക്ക് തിപിടിച്ചതുമൂലം അന്തരീക്ഷത്തിലേക്ക് നിക്ഷേപിക്കപ്പെട്ട ധൂളികണങ്ങൾ ഭൂമിയിൽ ലെത്തുന്ന സൗരവികിരണങ്ങളുടെ അളവിൽ ചില ദിവസങ്ങളിൽ 28 ശതമാനം വരെ കുറവുണ്ടാക്കിയതായി കാണപ്പെട്ടു. അതുപോലെതന്നെ. കുവൈറ്റിലെ എണ്ണക്കിണറുകൾ കത്തിയമർന്നതുമൂലം ഉണ്ടായ ധൂളീപടലങ്ങൾ ആ പ്രദേശത്തെ അന്തരീക്ഷതാപനിലയിൽ കുറവുണ്ടാക്കിയതായി കണ്ടിരുന്നു. ഹരിതഗൃഹപ്രഭാവം മൂലം ആഗോളതാപനവും സൾഫർ പോലുള്ള ധൂളീകണങ്ങൾ മൂലമുള്ള താപശമനവും കണക്കാക്കുന്നതിന് വ്യക്തമായ സ്ഥിതിവിവരങ്ങൾ ലഭ്യമല്ല. കമ്പ്യൂട്ടർ മോഡലുകൾ ഉപയോഗപ്പെടുത്തിയാണ് വരും വർഷങ്ങളിൽ അന്തരീക്ഷ നൽകുന്നത്. എന്തായാലും ഒരു കാര്യം ഉറപ്പാണ്. അന്തരീക്ഷത്തിലേക്ക് താപനിലയിൽ സംഭവിച്ചേക്കാവുന്ന ഏറ്റക്കുറച്ചിലുകളെപ്പറ്റി പ്രവചനം കുടുതലായി എത്തപ്പെടുന്ന ധൂളീകണങ്ങൾ മൂലം മനുഷ്യൻ തന്നെ. മേഘങ്ങളെ മാറ്റിമറിക്കുന്നതിന് കാരണക്കാരനാകുന്നു. അന്തരീക്ഷത്തിലേക്ക് കൂടുതലായി എത്തപ്പെടുന്ന ധൂളീകണങ്ങൾ മേഘങ്ങളിൽ ചെലുത്തുന്ന സ്വാധീനം നേരത്തെ വിശദീകരിച്ചല്ലോ. ആഗോള അന്തരീക്ഷത്തിൽ താപനവും താപശമനവും നടക്കുന്നുവെന്നത് വസ്തുത തന്നെയാണ് എന്നിരിക്കിലും ഹരിതഗൃഹവാതകങ്ങളുടെ അനിയന്ത്രിതമായ പുറന്തള്ളൽ ധൂളികണങ്ങളുടെ പുറന്തള്ളലിനേക്കാൾ പതിൻമടങ്ങ് കൂടുതലാണ്. അതുകൊണ്ട് തന്നെ വരും കാലങ്ങളിൽ ആഗോളതാപനം താപശമനത്തെ മറികടക്കാനാണ്. സാധ്യതയെന്ന് കാലാവസ്ഥാശാസ്ത്രജ്ഞർ വിലയിരുത്തുന്നു.

ബാഷ്പീകരണം, ബാഷ്പസ്വേദനം

ജലം, ജലബാഷ്പത്തിന്റെ രൂപത്തിൽ ഭൗമോപരിതലത്തിലെ ജലസ്രോതസ്സുകളിൽ നിന്ന് അന്തരീക്ഷത്തിലേക്ക് പ്രവേശിക്കുന്ന പ്രക്രിയയാണ് ബാഷ്പീകരണം. സമുദ്രങ്ങൾ, നദികൾ, തോടുകൾ, ജലസംഭരണികൾ, കുളങ്ങൾ തുടങ്ങിയവയാണ് ഭൗമോപരിതലത്തിലെ പ്രധാന ജലസ്രോതസ്സുകൾ. ജലപരിക്രമണ ചക്രത്തിലെ സുപ്രധാന പ്രകിയയാണ് ബാഷ്പീകരണം. ഭൗമോപരിതലത്തിൽ നിന്നും, അന്തരീക്ഷത്തിലേക്കും, അന്തരീക്ഷത്തിൽ നിന്ന് തിരിച്ച് ഭൂമിയുടെ ഉപരിതലത്തിലേക്കുമുള്ള ജലത്തിന്റെ പര്യയനത്തെയാണ് ജലപരിക്രമണചക്രം എന്നതുകൊണ്ട് വിവക്ഷിക്കുന്നത്. ബാഷ്പീകരണം, സ്വദനം, എന്നീ പ്രക്രിയകളിലൂടെ ഭൗമോപരിതലത്തിലുള്ള ജലസാതസ്സുകളിൽ നിന്നും അന്തരീക്ഷത്തിലേക്ക് ജലം പ്രവേശിക്കുന്നു. ഈ ജലബാഷ്പം ക്രമേണ തണുത്ത് ഘനീഭവിക്കുകയോ, മേഘങ്ങളായി രൂപപ്പെടുകയം ചെയ്യാം. മേഘങ്ങളിൽ നിന്ന് ഈ ജലം പിന്നീട് മഴയായി പെയ്തിറങ്ങുന്നു. പെയ്തിറങ്ങുന്ന മഴയുടെ കുറച്ചുഭാഗം അന്തരിക്ഷത്തിൽ വച്ചു തന്നെ വീണ്ടും ബാഷ്പീകരണത്തിന് വിധേയമാകാം. ബാക്കിഭാഗം ഭൂമിയിൽ പതിക്കുന്നു.

ഇങ്ങനെ പതിക്കുന്ന ജലം ഒന്നുകിൽ സസ്യങ്ങളുടെ ഇലച്ചാർത്തുകളിൽ തട്ടി തടഞ്ഞു നിർത്തപ്പെടാം. അല്ലെങ്കിൽ മണ്ണിലേക്ക് ഊർന്നിറങ്ങാം. ഊർന്നിറങ്ങുന്ന ജലത്തിന്റെ അളവ് മണ്ണിന്റെ സ്വഭാവത്തേയും മണ്ണിലുള്ള ഈർപ്പാംശത്തെയും ആശ്രയിച്ചിരിക്കുന്നു. ഇതു കൂടാതെ റോഡുകൾ, കെട്ടിടങ്ങൾ തുടങ്ങിയവയും നീർവാർച്ചയെ തടസ്സപ്പെടുത്തുന്നു. നീർവാർച്ചയുടെ നിരക്കിനേക്കാൾ കൂടുതലാണ്. വർഷപാതത്തിന്റെ കാഠിന്യമെങ്കിൽ, തടാകങ്ങൾ, കുളങ്ങൾ, കിണറുകൾ തുടങ്ങിയ ഉപരിതല ജലസ്രോതസുകളിൽ വെള്ളം കെട്ടിനിൽക്കുന്നു. മണ്ണിൽ ഊർന്നിറങ്ങുന്ന ജലം, ബാഷ്പീകരണത്തിലൂടെ വീണ്ടും അന്തരീക്ഷത്തിലേക്ക് പ്രവേശിക്കാം; അഥവാ ചെടികൾ ആഗിരണം ചെയ്ത് ബാഷ്പസ്വാദനത്തിന് വിധേയമാക്കപ്പെടാം. ഉയർന്നിറങ്ങുന്ന ജലത്തിന്റെ കുറെ ഭാഗം മണ്ണിൻറ ആന്തരപാളികളിൽ ഭൂഗർഭജലമായി എക്കാലം കെട്ടിക്കിടക്കുന്നു. മണ്ണിന്‍റെ സൂക്ഷ്മനാളികാ പ്രവർത്തനം (Capillary action) മൂലം ഈ ജലം പിന്നീട് ഉപരിതലത്തിലേക്ക് പ്രവേശിക്കുന്നു. ഇത് പിന്നീട് ഒന്നുകിൽ നേരിട്ടോ, സസ്യസ്വേദനം വഴിയോ വീണ്ടും അന്തരീക്ഷത്തിലേക്ക് പ്രവേശിക്കുന്നു, അല്ലെങ്കിൽ ഉറവകൾ വഴി ഉപരിതല ജലസ്രോതസ്സുകളിൽ എത്തിപ്പെടുന്നു.

സങ്കീർണ്ണമായ ഒരു പ്രക്രിയയാണ് ജലപരിക്രമണ ചക്രം. ഇതിന്റെ ഏതെങ്കിലും ഒരു ഘട്ടത്തിൽ ഉണ്ടാകുന്ന പ്രതിബന്ധങ്ങൾ, ചക്രത്തിൻറ മറ്റു ഘട്ടങ്ങളിലും പ്രത്യാഘാതം സൃഷ്ടിക്കുന്നു.

ഒരു നിർദിഷ്ട വിസ്തീർണമുള്ള തലത്തിൽ നിന്ന് നിർദിഷ്ട സമയത്തിനുള്ളിൽ നഷ്ടപ്പെടുന്ന ജലത്തിന്റെ അളവാണ് ബാഷ്പീകരണനിരക്ക്. ഊർജം ആവശ്യമായി വരുന്ന പ്രക്രിയയാണ് ബാഷ്പീകരണം. ഈ ഊർജം ബാഷ്പീകരണം നടക്കുന്ന പ്രതലത്തിൽ നിന്നു തന്നെ സ്വീകരിക്കപ്പെടുന്നു. ഇതു പ്രകിയയുടെ ഫലമായി ബാഷ്പീകരണം നടക്കുന്ന പ്രതലം തണുക്കുന്നു. ബാഷ്പീകരണനിരക്ക് കൂടുതലാവുമ്പോൾ അന്തരീക്ഷത്തിലെ ജലബാഷ്പത്തിന്റെ അളവും കൂടുന്നു. തിരിച്ചും. വർഷപാതവും, ബാഷ്പീകരണവും തമ്മിലുള്ള സംതുലനമാണ് ഒരു പ്രത്യേക സ്ഥലത്തെ ജലലഭ്യത നിർണയിക്കുന്നത്. ജലാംശം സുലഭമായിരിക്കുന്നിടത്തോളം ബാഷ്പീകരണത്തെ സ്വാധീനി ക്കുന്നത് മറ്റു കാലാവസ്ഥാഘടകങ്ങളാണ്. ബാഷ്പീകരണ നിരക്ക് ഏറ്റവും കുറവ് അനുഭവപ്പെടുന്നത് രാവിലെയാണ്. മധ്യാഹ്നത്തിനു ശേഷം നിരക്ക് ഏറ്റവും കൂടുതലാകുന്നു. പ്രാദേശിക തലത്തിലുള്ള കാലാവസ്ഥാഘടകങ്ങളാണ് പലപ്പോഴും ബാഷ്പീകരണത്തിന്റെ നിരക്കിനെ സ്വാധീനിക്കുന്നത്. ബാഷ്പീകരണ നിരക്ക് ശൈത്യകാലത്ത് താരതമ്യേന കുറവായിരിക്കും. താപനിലയിലുണ്ടാകുന്ന കുറവാണ് ഇതിന് കാരണം. എന്നാൽ, മധ്യകേരളത്തിൽ പ്രത്യേകിച്ച് പാലക്കാട് ത്യശ്ശൂർ ജില്ലകളിൽ ശൈത്യകാലത്ത് അനുഭവപ്പെടുന്ന ശക്തിയേറിയ പാലക്കാടൻ കാറ്റു മൂലം ബാഷ്പീകരണനിരക്ക് വളരെ കൂടുതലായി കാണപ്പെടുന്നു.

വേനൽക്കാലത്ത് മരുപ്രദേശങ്ങളിൽ ഉണ്ടാകുന്ന ബാഷ്പീകരണ തോതിനോട് ഏറെക്കൂറെ തുല്യമായ നിലയിലാണ് ഈ ജില്ലകളിൽ ശൈത്യകാലത്ത് അനുഭവപ്പെടുന്ന ബാഷ്പീകരണതോത്. പാലക്കാടൻ ചുരപ്രാന്തങ്ങളിൽ ഡിസംബർ-ജനുവരി മാസങ്ങളിൽ ചില സമയം ബാഷ്പീകരണനിരക്ക് പ്രതിദിനം 10 മി.മീറ്ററിൽ കൂടുതൽ എത്താറുണ്ട്. ശക്തമായ കാറ്റും തൻമൂലം സംപൂരിത ബാഷ്പമർദ്ദത്തിലുണ്ടാകുന്ന കുറവും മൂലമാണ് ഇങ്ങനെ സംഭവിക്കുന്നത്. പാലക്കാട്, തൃശ്ശൂർ ജില്ലകളിലെ മുണ്ടകൻ, പുഞ്ചകൃഷികൾ ഇതിനാൽ പ്രതികൂലമായി ബാധിക്കപ്പെടുന്നു. തൃശ്ശൂർ-പാലക്കാട് ജില്ലകളിലെ മുണ്ടകൻ കൃഷിയിൽ 20 ശതമാനം ഉൽപ്പാദന കുറവ് ഇതുമൂലം ഉണ്ടാകുന്നുണ്ട്. കനത്ത കാലവർഷമഴ ലഭിക്കുന്ന കേരളം പോലെയുള്ള ആർദ്രോഷ്ണ മേഖലാ പ്രദേശങ്ങളിൽ കാലവർഷക്കാലത്ത് ബാഷ്പീകരണതോത് കുറവായിരിക്കും. എന്നാൽ വേനൽക്കാലത്ത് വളരെ ഉയർന്ന നിരക്കിലുമാണ്.

ബാഷ്പമർദ്ദം

അന്തരീക്ഷത്തിൽ ഏറ്റവും താഴെയുള്ള പാളിയായ ട്രോപോസ്പിയറിൽ മാത്രമാണ് ജലബാഷ്പം കാണപ്പെടുന്നത്. അന്തരീക്ഷത്തിന്റെ ഭൗതികഘടനയെ നിയന്ത്രിക്കുന്നതിൽ ജലബാഷ്പത്തിന് നിർണ്ണായകമായ ഭാഗധേയമുണ്ട്. ജലബാഷ്പം അന്തരീക്ഷത്തില്‍ ചെലുത്തുന്ന മർദ്ദത്തെ ബാഷ്പമർദ്ദമെന്ന് പറയുന്നു. അന്തരീക്ഷത്തില്‍ തൽസമയം അടങ്ങിയ ജലബാഷ്പം മൂലം അനുഭവപ്പെടുന്ന മര്‍ദ്ദമാണ് യഥാർത്ഥ ബാഷ്പമർദ്ദം. വായുവിന് ഉൾക്കൊള്ളാൻ കഴിയുന്ന പരമാവധി ജലബാഷ്പത്താൽ അനുഭവപ്പെടുന്ന മർദത്തെ സരിത ബാഷ്പമർദ്ദം എന്നും പറയുന്നു. അന്തരീക്ഷം സംപൂരിതമാകാൻ വന്ന ബാഷ്പത്തിൻറെ അളവ് അന്തരീക്ഷതാപനിലയെ ആശ്രയിച്ചിരിക്കുന്നു. കുറഞ്ഞ അന്തരീക്ഷതാപനിലയിൽ വളരെകുറച്ച് ജലബാഷ്പം മാത്രമ വായു സംപൂരിതമാകാൻ വേണ്ടിവരുന്നുള്ളൂ; തിരിച്ചും. അതായത്, സംപൂരിത ബാഷ്പ മർദ്ദവും അന്തരീക്ഷ താപനിലയും തമ്മിൽ "ലോഗരിതമിക്' ബന്ധമാണുളളത്.

ഉയർന്ന അന്തരീക്ഷ താപനിലയിൽ വായു സംപൂരിതമാവാൻ താരതമ്യേന കൂടുതൽ ജലബാഷ്പം വേണ്ടിവരും. അപൂരിത ബാഷ്പമർദ്ദമുള്ള അന്തരീക്ഷം പൂരിതാവസ്ഥയിൽ എത്തുന്നതുവരെ കൂടുതൽ ജലബാഷ്പത്തെ ഉൾക്കൊള്ളാനുള്ള പ്രവണത കാണിക്കുന്നു. സംപൂരിത ബാഷ്പമർദ്ദവും, യഥാർത്ഥ ബാഷ്പ മർദവും തമ്മിലുള്ള വ്യത്യാസത്തെ 'സംപൂരിതബാഷ്പമർദ്ദകമ്മി' എന്ന് വിളിക്കുന്നു. വിളകളിൽ നിന്നുണ്ടാകുന്ന ബാഷ്പസ്വേദനത്തെ നിയന്ത്രിക്കുന്നതിൽ സംപൂരിതബാഷ്പമർദ്ദകമ്മിക്ക് പ്രധാന പങ്കുണ്ട്. ബാഷ്പീകരണ നിരക്ക് ബാഷ്പമർദ്ദകമ്മിയാൽ നിയന്ത്രിതമാണ്.

അന്തരീക്ഷത്തിൽ അടങ്ങിയിരിക്കുന്ന ജലബാഷ്പത്തിന്‍റെ അളവാണ് ആർദ്രത. ഇത് ഉപരിതല ജലസ്രോതസുകളേയും ബാഷ്പീകരണം നടക്കുന്ന തലത്തിന് ചേർന്നുള്ള സൂക്ഷ്മാന്തരീക്ഷസ്ഥിതിയേയും (micro climate) ആശ്രയിച്ചിരിക്കുന്നു. രാജസ്ഥാൻ പോലുള്ള മരുപ്രദേശങ്ങളിൽ അന്തരീക്ഷത്തിൽ ജലാംശം ആർദ്രോഷ്ണ പ്രദേശങ്ങളിലാകട്ടെ ഇത് ഏറ്റവും കൂടുതലും. കാലാവസ്ഥയിൽ ദൈനംദിനം സംഭവിക്കുന്ന മാറ്റത്തിന് അന്തരീക്ഷ ആർദതയ്ക്ക് ഏറെ പങ്കുണ്ട്. ഉഷ്ണ മേഖലാ പ്രദേശങ്ങളിലാണ് ആര്‍ദ്രത ഏറ്റവും കൂടുതൽ. വിളകളിൽ നടക്കുന്ന ബാഷ്പസ്വേദനത്തിൽ, അന്തരീക്ഷ ആര്‍ദ്രതയ്ക്കുള്ള സ്ഥാനം ചെറുതല്ല. അന്തരീക്ഷത്തിൽ ആർദ്രത വളരെ കൂടുതലാവുമ്പോൾ ബാഷ്പസ്വേദനം കുറയുന്നു. മണ്ണിലെ ഈർപ്പത്തിൻറെ അളവിലും ചെടികളുടെ പോഷക സംതുലനത്തിലും ആർദ്രതയ്ക്കും, അന്തരീക്ഷ താപനിലയ്ക്കു സുപ്രധാന ബന്ധമുണ്ട്; അതു വഴി വിള ഉൽപ്പാദനത്തിലും അന്തരീക്ഷ താപനില കൂടുമ്പോൾ ആര്‍ദ്രത കുറയുന്നു. തൽഫലമായി ബാഷ്പസ്വേദനം കൂടുന്നു. ബാഷ്പസ്വേദനം കൂടുന്നതിനനുസരിച്ച് മണ്ണില്‍ നിന്നുള്ള ജല-പോഷക ആഗിരണവും വർദ്ധിക്കുന്നു.

അന്തരീക്ഷത്തിലെ താഴത്തെ പാളിയായ ട്രോപ്പോസ്ഫിയറില്‍ മാത്രമാണ് ജലാംശം കാണപ്പെടുന്നത്. ഏകദേശം 18 കി.മീറ്ററോളം. ഉയരമുളള ഈ പാളിയിൽ ഭൗമോപരിതലത്തിൽനിന്ന് ഉയരത്തിലേക്ക് പോകുന്തോറും ജലാംശം കുറഞ്ഞുവരുന്നു. ഇക്കാരണം കൊണ്ടാണ് താരതമ്യേന ജലാംശം കൂടുതലുള്ള ട്രോപ്പോസ്ഫിയര്‍ മേഖലയില്‍ മാത്രം മേഘങ്ങൾ കാണപ്പെടുന്നത്. ഭൂമിയുടെ ഉപരിതലത്തിനടുത്ത് ബാഷ്പാംശത്തിന്റെ അളവ് ഒരു ശതമാനത്തിൽ കൂടുതലാണ്. എന്നാൽ 8 കി.മി. ഉയരത്തിനപ്പുറം ജലബാഷ്പം തീരെ ഇല്ല എന്നു തന്നെ പറയാം. ഭൂമിയിൽ നിന്ന് 6 കി.മി. ഉയരം വരെ ജലാംശത്തിന്റെ അളവിൽ ക്രമാനുഗതമായ കുറവ് കാണപ്പെടുന്നു. 6 കിലോമീറ്ററിനപ്പുറം ജലാംശത്തിന്റെ അളവ് കുത്തനെ കുറയുന്നു.

തീരദേശ കാലാവസ്ഥയും ആപേക്ഷിക ആർദ്രതയും

560 കിലോമീറ്റർ നീളമുള്ള സമുദ്രതീരമാണ് കേരളത്തിനുള്ളത്. സമുദ്രമാണ് ഏറ്റവും പ്രധാന ബാഷ്പസ്രോതസ്സ്. അതിനാൽ ഉൾനാടുകളെ അപേക്ഷിച്ച് തീരദേശങ്ങളിലെ അന്തരീക്ഷത്തിൽ കൂടുതൽ ജലബാഷ്പം അടങ്ങിയിരിക്കും. കേരളവും തമിഴ്നാടും, കർണാടകയും അടുത്തടുത്ത സംസ്ഥാനങ്ങളായിരുന്നിട്ടുകൂടി തമിഴ്നാടിനേയും കർണാടകയേയും അപേക്ഷിച്ച് കേരളം കൂടുതൽ ഈർപ്പസമ്പുഷ്ടമാകാൻ കാരണം അതിന്റെ തീരദേശകാലാവസ്ഥ മാത്രമല്ല, പശ്ചിമഘട്ട പർവതനിരകളുടെ സാന്നിദ്ധ്യം ഉള്ളതുകൊണ്ട് കൂടിയാണ്. കേരളത്തിൽ തന്നെ വിവിധ പ്രദേശങ്ങൾ തമ്മിൽ ആപേക്ഷിക ആർദ്രതയിൽ വ്യത്യാസം കാണിക്കുന്നു. ഉദാഹരണമായി പിലിക്കോട് (കാസറഗോഡ് ജില്ല) എപ്പോഴും ഉയർന്ന ആപേക്ഷിക ആർദ്രത കാണിക്കുമ്പോൾ (75.95%), വെള്ളാനിക്കര (തൃശൂർ) യിൽ ഇത് 57-87% ആണ്. പീലിക്കോടിന്റെ സമുദ്ര സാമീപ്യമാണ് ഇതിനു കാരണം. പാലക്കാടേക്കും അവിടെനിന്ന് കോയമ്പത്തൂരേക്കും പോകുന്തോറും ആപേക്ഷിക ആർദ്രത വീണ്ടും കുറയുന്നു. തീരദേശങ്ങളിൽ നിലനിൽക്കുന്ന ഉയർന്ന ആപേക്ഷിക ആർദ്രത ആകട്ടെ കുറഞ്ഞ ദൈനീക വ്യതിയാനത്തിനുമാത്രമേ വിധേയമാകുന്നു. ജലബാഷ്പമടങ്ങിയ കടൽക്കാറ്റ് പകൽ സമയത്ത് തീരദേശ താപനില നിയന്ത്രിക്കുന്നതാണ് ഇതിനുകാരണം. മാത്രമല്ല രാത്രികാലങ്ങളിൽ ചൂടുപിടിച്ച കരക്കാറ്റ് കടലിലേക്ക് വീശുകയും ചെയ്യുന്നു. ഉൾനാടുകളിലാവട്ടെ ആപേക്ഷിക ആർദ്രത കുറവായിരിക്കും. ആപേക്ഷിക ആർദ്രതയിലുണ്ടാകുന്ന ദൈനീക വ്യതിയാനം ഉയർന്നതുമായിരിക്കും.

കാലവർഷക്കാലത്ത് ആർദ്രോഷ്ണമേഖലാ പ്രദേശങ്ങളിലെ ബാഷ്പീകരണം കാലവർഷക്കാറ്റുകളാൽ നിയന്ത്രിക്കപ്പെട്ടിരിക്കുന്നു. മേഘം മൂടിയ കാലാവസ്ഥയും സംപൂരിത ബാഷ്പമർദ്ദക്കമ്മിയിലുണ്ടാകുന്ന കുറവും മൂലം ബാഷ്പീകരണതോത് ഏറ്റവും കുറഞ്ഞ നിരക്കിലായിരിക്കും. കനത്ത മഴ ലഭിക്കുന്ന കേരളത്തിൻറെ സവിശേഷതയാണിത്. മധ്യകേരളത്തിൽ പോലും (പാലക്കാട്-ത്യശൂർ) ദൈനിക ബാഷ്പീകരണതോത് മൺസൂൺ കാലത്ത് 4 മി.മീറ്ററിൽ കൂടാറില്ല. മൺസൂൺ മാന്ദ്യമുണ്ടായ 2002ൽ പോലും ഏറ്റവും കൂടിയ ബാഷ്പീകരണതോത് പ്രതിദിനം 4 മിമീറ്ററോളം ആയിരുന്നു. ഏറ്റവും കുറവ് ഒരു മി.മീറ്ററോളവും. താപനിലയെക്കാളുപരി, ബാഷ്പമർദ്ദക്കമ്മിയുമാണ് കേരളത്തിൽ  ബാഷ്പീകരണത്തെ കാറ്റിന്റെ ശക്തിയും നിയന്ത്രിക്കുന്നത്.

ബാഷ്പസ്വേദനം കേരളത്തപ്പോലെയുള്ള ആർദ്രോഷ്ണ പ്രദേശങ്ങളിൽ ഈർപ്പത്തിൻറ ആധിക്യവും ദൗർലഭ്യവും വിളകളുടെ വളർച്ചയെയും ബാധിക്കുന്നതായി കാണാം. ഉഷ്ണമേഖലാ കാലാവസ്ഥയെയും രാജ്യങ്ങളുടെ സവിശേഷതകളാണ് ഉയർന്ന താപനിലയും സുലഭമായ മഴയും. എന്നാൽ വിളകളുടെ വളർച്ചയ്ക്ക് അത്യന്താപേക്ഷിതമായ ഒന്നാണ് ബാഷ്പസ്വേദനം. ഭൗതികവും ജൈവീകവുമായിട്ടുള്ള പ്രവർത്തനങ്ങൾ വഴി ജലബാഷ്പം അന്തരീക്ഷത്തിലേക്ക് പ്രവേശിക്കുന്ന പ്രകിയയാണ് ബാഷ്പസ്വേദനം. മണ്ണിൽ നിന്നോ ജലോപരിതലത്തില്‍ നിന്നോ ജലം ബാഷ്പീകരിക്കുന്നതിനെ ബാഷ്പീകരണം സസ്യത്തിൽ നിന്ന് പ്രത്യേകിച്ച് ഇലകളിൽ നിന്ന് ജലബാഷ്പം അന്തരീക്ഷത്തിലേക്ക് പ്രവേശിക്കുന്ന പ്രക്രിയയാണ് ബാഷ്പസ്വേദനം. മണ്ണില്‍ നിന്നോ ജലോപരിതലത്തില്‍നിന്നോ ജലം ബാഷ്പീകരിക്കുന്നതിനെ ബാഷ്പീകരണമെന്നും സസ്യത്തില്‍നിന്ന് പ്രത്യേകിച്ച് ഇലകളില്‍നിന്ന് ജലബാഷ്പം അന്തരീക്ഷത്തിലേക്ക് പ്രവേശിക്കുന്നതിനെ സ്വേദനം എന്നും പറയുന്നു. ഇത് ജലലഭ്യത, അന്തരീക്ഷ താപനില, ആര്‍ദ്രത, കാറ്റിന്‍റെ വേഗത, സൂര്യപ്രകാശ തീവ്രതയും ലഭിക്കുന്ന സമയവും, സസ്യത്തിന്‍റെ വളര്‍ച്ചാഘട്ടം, ഇലകളുടെ വിന്യാസവും പ്രകൃതിയും തുടങ്ങിയ ഘടകങ്ങളെ ആശ്രയിച്ചിരിക്കുന്നു.

ജലസ്രോതസുകളെ ഫലപ്രദമായി ഉപയോഗപ്പെടുത്തുവാനും മികച്ച ജലസേചന മാര്‍ഗ്ഗങ്ങള്‍ ആസൂത്രണം ചെയ്യുവാനും ഓരോ വിളയുടെയും ബാഷ്പസ്വേദന സ്വഭാവം അറിഞ്ഞിരിക്കേണ്ടത് ആവശ്യമാണ്.

മണ്ണില്‍ ആവശ്യമായ അളവിൽ ഈർപ്പം ഉണ്ടാകേണ്ടത് പോഷക ആഗിരണത്തിന് അത്യാവശ്യമാണ്. ആഗിരണം ചെയ്ത പോഷകങ്ങൾ സസ്യത്തിന് ശരിയായ രീതിയിൽ ഉപയോഗപ്പെടുത്തണമെങ്കിലും മണ്ണിൽ വേണ്ടത്ര ഈർപ്പം ഉണ്ടായിരിക്കണം. എന്തുകൊണ്ടെന്നാൽ, ഈർപ്പ ശോഷണമുള്ള അവസ്ഥയിൽ ആഗിരണം ചെയ്യപ്പെട്ട പോഷകങ്ങൾ പ്രതികൂലഫലമാണ് ഉളവാക്കുക. അന്തരീക്ഷം പൂർണമായും ബാഷ്പ സംപൂരിതമാകുന്ന വർഷകാലത്ത് ബാഷ്പസ്വേദനം ഏറ്റവും കുറവായിരിക്കും.

പരമാവധി ബാഷ്പസ്വേദനം (Potential evapotranspiration)

മണ്ണില്‍ സമൃദ്ധമായി ഈർപ്പമുള്ള അവസ്ഥയിൽ സസ്യഭാഗങ്ങളിലൂടെ സ്വേദനം വഴിയും, മണ്ണിൽ നിന്നുളള ബാഷ്പീകരണം മൂലവും നഷ്ടപ്പെടാവുന്ന പരമാവധി ജലത്തിന്റെ അളവാണ് പരമാവധി ബാഷ്പസ്വേദനം. അന്തരീക്ഷ താപനില, സൂര്യതാപം കാറ്റിന്റെ വേഗത, ബാഷ്പമർദ്ദം തുടങ്ങിയ ഘടകങ്ങളെ പരമാവധി ബാഷ്പസ്വേദനം ആശ്രയിച്ചിരിക്കുന്നു. 1948ൽ സുപ്രസിദ്ധ അമേരിക്കൻ കാലാവസ്ഥാ ശാസ്ത്രജ്ഞൻ C.W. തോന്ത്വെയ്റ്റ് ആണ് ആദ്യമായി പരമാവധി ബാഷ്പസ്വേദനം എന്ന ആശയം ആവിഷ്കരിച്ചത്. പ്രത്യേക അന്തരീക്ഷ താപനിലകളിൽ മാത്രം കാണപ്പെടുന്ന സസ്യജാലങ്ങളെ അടിസ്ഥാനമാക്കി ആഗോള കാലാവസ്ഥയെ അദ്ദേഹം തരംതിരിച്ചു. പരമാവധി ബാഷ്പസ്വേദനവും താപസഹിഷ്ണുതയും നേരിട്ട് ബന്ധപ്പെട്ടിരിക്കുന്നതിനാൽ, പരമാവധി ബാഷ്പസ്വേദനമാണ് അദ്ദേഹം ഇതിനുവേണ്ടി ഉപയോഗിച്ചത്. കാലാവസ്ഥാ ശാസ്ത്രജ്ഞൻ പെൻമാന്‍റെ (1953) അഭിപ്രായത്തിൽ പരമാവധി ബാഷ്പസ്വേദനമെന്നത് "ഊർജ്ജസ്വലമായി വളരുന്ന ചെറിയ സസ്യജാലങ്ങളാൽ പൂർണ്ണമായും ആവൃതമാക്കപ്പെട്ടതും, ഈർപ്പക്കമ്മി തീരെയില്ലാത്തതുമായ പ്രതലത്തിൽ നിന്നും ഉണ്ടാകാവുന്ന ജലനഷ്ടമാണ്. അന്തരീക്ഷ താപനില, ബാഷ്പമർട്ടം തുടങ്ങിയവയെ അടിസ്ഥാനമാക്കി നിരവധി സൂത്രവാക്യങ്ങൾ പരമാവധി ബാഷ്പസ്വേദനം കണക്കാക്കുവാൻ ആവിഷ്കരിച്ചിട്ടുണ്ട്.

പരമാവധി ബാഷ്പസ്വേദനവും മഴയും

ഒരു പ്രദേശത്ത് ലഭിക്കുന്ന മഴയേയും പരമാവധി ബാഷ്പസ്വേദനത്തേയും അടിസ്ഥാനമാക്കി ജല ലഭ്യത ഉറപ്പാക്കാവുന്ന കാലദൈർഘ്യം കണക്കാക്കാം. ഓരോ സ്ഥലത്തേയും പ്രത്യേക കാലാവസ്ഥയ്ക്ക് അനുയോജ്യമായ വിള ഇനങ്ങൾ തെരഞ്ഞെടുക്കുന്നതിന് ഈ രീതി ഉപയോഗപ്പെടുത്താവുന്നതാണ്. ലഭിക്കുന്ന മഴ പരമാവധി ബാഷ്പസ്വേദനത്തക്കാൾ കൂടുതലാവുന്ന അവസരങ്ങളിലാണ് മിക്കവാറും എല്ലാ വിളകളിലും ഏറ്റവും കൂടുതൽ വളർച്ച കാണപ്പെടുന്നത്. ജലം ഒഴുകിപ്പോകാൻ വേണ്ടത്ര സൗകര്യമില്ലെങ്കിൽ ഇത്തരം സാഹചര്യങ്ങളിൽ വെള്ളക്കെട്ടുണ്ടാകാനും വിളനാശത്തിനും സാദ്ധ്യതയുണ്ട്. ലഭിക്കുന്ന മഴ പരമാവധി ബാഷ്പസ്വേദനത്തെക്കാൾ കുറവാകുന്ന പക്ഷം വിതക്കുന്ന സമയവും മൂപ്പെത്തുന്ന സമയവും തദനുസൃതമായി ക്രമീകരിക്കുവാൻ സാധിക്കും. എന്നാൽ വർഷപാതം പരമാവധി ബാഷ്പസ്വേദനത്തിന്റെ 50 ശതമാനമെങ്കിലും വേണം. പൂർണ്ണമായോ, ഭാഗികമായോ വരണ്ട പ്രദേശങ്ങളിലാണ് സാധാരണ രീതിയിൽ ഇത്തരം സാഹചര്യങ്ങൾ കാണപ്പെടാറുള്ളത്. എന്നാൽ ആർദ്രാഷ്ണ പ്രദേശങ്ങളിൽ സാഹചര്യങ്ങൾ തീർത്തും വിഭിന്നമാണ്. ഒന്നാം വിളയുടെ സമയത്ത് ലഭിക്കുന്ന അധികമഴ വെള്ളക്കെട്ടിനും വിളനാശത്തിനും കാരണമാകുന്നു. രണ്ടാം വിളയും മൂന്നാം വിളയുമാകട്ടെ വേണ്ടത്ര ജലസേചനസൗകര്യമില്ലെങ്കിൽ ഇയർച്ചക്കമ്മിയെ നേരിടേണ്ടിവരും. മഴയുടെ അളവിനെയും പരമാവധി ബാഷ്പസ്വേദനത്തേയും അടിസ്ഥാനപ്പെടുത്തിയാണ് ജലസേചന സൗകര്യങ്ങൾ ആസൂത്രണം ചെയ്യാനോ അഥവാ അധികമുള്ള ജലം നീക്കം ചെയ്യാനോ സാധിക്കുന്നത്. കാലവർഷക്കാലത്ത് കനത്തമഴ ലഭിക്കുന്നത് ആർദ്രാഷ്ണമേഖലാ പ്രദേശങ്ങളുടെ പ്രത്യേകതയാണ്. ലഭിക്കുന്ന മഴയുടെ ഒട്ടുമുക്കാലും മണ്ണിലേക്ക് താഴ്ന്നിറങ്ങാതെ 'ഒലിച്ചുപോകുന്നത് മണ്ണൊലിപ്പിന് കാരണമാകുന്നു. മണ്ണിലടങ്ങിയിരിക്കുന്ന ജലാംശം ഒക്ടോബർ നവംബർ മാസത്തോടെ സന്ധ്യവളർച്ചയ്ക്ക് ഒട്ടുമിക്കവാറും ഉപയോഗിക്കപ്പെടുന്നു. ഇതിനാൽ വേനൽമഴ ലഭിക്കാതെ വരികയോ, കാലവർഷമഴ കുറവാകുകയോ ചെയ്യുന്ന വർഷങ്ങളിൽ ഡിസംബർ മുതൽ മെയ് വരേ വിളകൾ മിതമോ കഠിനമോ ആയ ഈർപ്പക്കമ്മിക്ക് വിധേയമാകുന്നു. ഈ ഘട്ടത്തിൽ ജലസേചനമാർഗ്ഗങ്ങൾ അവലംബിക്കാത്തപക്ഷം വിള സംരക്ഷണം പ്രയാസകരമാണ്. മഴയുടെ ലഭ്യതയും വിന്യാസവും അനുസരിച്ച് വിളകൾ തെരഞ്ഞെടുക്കുന്നതിലൂടെയാണ് മികച്ച വിളവ് നേടാനാവുക. ഇടമുറിയാത്ത കനത്തമഴ പ്രത്യേകിച്ച് വിളവെടുപ്പ് സമയങ്ങളിൽ വിളനഷ്ടം വരുത്തിവയ്ക്കും. അതുപോലെതന്നെ വിളയുടെ വളർച്ചാ സമയത്ത് ഉണ്ടാകുന്ന അതിവ്യഷ്ടി, വിളയുടെ വളർച്ച മുരടിപ്പിക്കുകയും സസ്യരോഗങ്ങൾ പടരാനിടയാക്കുകയും ചെയ്യുന്നു. ഇത്തരം സന്ദർഭങ്ങളിൽ മഴയേയും ബാഷ്പീകരണത്തേയും സൂചിപ്പിക്കുന്ന രേഖാചിത്രങ്ങള്‍ വിവിധ സ്ഥലങ്ങൾക്കുവേണ്ടി തയ്യാറാക്കുന്നതുവഴി തൽസമയത്തെ ഈര്‍പ്പലഭ്യത വിളകൾക്ക് അനുകൂലമോ പ്രതികൂലമോ എന്ന് കണ്ടുപിടിക്കാവുന്നതും ആവശ്യമുള്ള പക്ഷം ജലസേചനമാര്‍ഗ്ഗങ്ങള്‍ സ്വീകരിക്കാവുന്നതുമാണ്.

ബാഷ്പസ്വേദനവും ജലആവശ്യകതയും

വേണ്ടത്ര ജലസ്രോതസ്സുകൾ ലഭ്യമല്ലാത്ത ആര്‍ദ്രോഷ്ണ പ്രദേശങ്ങളിൽ ഡിസംബർ മുതൽ മെയ് വരെയുള്ള മാസങ്ങളിൽ തോട്ടങ്ങളിൽ ജലസേചനം നടത്താറുണ്ട്. വിളയുടെ ജല ആവശ്യകതയെ കണക്കാക്കുവാൻ അടിസ്ഥാന ബാഷ്പസ്വേദനമാണ് (Reference PET) സാർവ്വത്രികമായി അംഗീകരിച്ചിട്ടുള്ളത് എന്ന് വരികിലും ജലസേചനം ക്രമീകരിക്കുന്നതിന് പാൻ ബാഷ്പീകരണമാണ് (Pan evaporation) കൂടുതലായി ഉപയോഗിക്കുന്നത്. പാൻ ബാഷ്പീകരണത്തിന്റെ സ്ഥിതിവിവരക്കണക്കുകൾ എളുപ്പത്തിൽ ലഭ്യമാവുന്നതുകൊണ്ടാണിത്. മാത്രമല്ല അടിസ്ഥാന ബാഷ്പസ്വേദനം കണക്കാക്കുന്നതിനാവശ്യമായ ഉയർന്നതും താഴ്ന്നതുമായ താപനിലകൾ, കാറ്റിന്റെ വേഗം, ആപേക്ഷിക ആർദ്രത തുടങ്ങിയ അന്തരീക്ഷഘടകങ്ങളുടെ സ്ഥിതിവിവരങ്ങൾ ചുരുങ്ങിയ സ്ഥലങ്ങളിൽ മാത്രമേ കൃത്യമായി സൂക്ഷിക്കുന്നുള്ളൂ. ബാഷ്പസ്വേദനം കണക്കാക്കുന്നതിന് ഒട്ടനവധി സൂത്രവാകൃങ്ങൾ വികസിപ്പിച്ചെടുത്തെങ്കിലും ലൈസീ മീറ്ററുകൾ ഉപയോഗിച്ച് തിട്ടപ്പെടുത്തുന്നത് കൂടുതൽ കൃത്യത കാണിക്കുന്നു. എന്നാൽ ലൈസീമീറ്ററുകൾ വിലയേറിയവയും ഒരു സ്ഥലത്തുനിന്ന് മറ്റൊരു സ്ഥലത്തേക്ക് മാറ്റാൻ പറ്റാത്തവയും, ഓരോ വിളക്കും പ്രത്യേകം തയ്യാറാക്കിയതുമാണ്. അതിലുപരി ഈ രീതികൾ അവലംബിക്കുക മൂലം കാര്യമായ ജലലാഭം ഉണ്ടാകുന്നുമില്ല. അതുകൊണ്ട് "പാൻ ഗുണാങ്കം' വികസിപ്പിച്ചെടുക്കുന്നത് അഭികാമ്യമാണ്. പാൻ ഗുണാങ്കം (Pain coefficient) ഉപയോഗിച്ച് അടിസ്ഥാന ബാഷ്പസ്വേദനം കണക്കാക്കാം. അടിസ്ഥാന ബാഷ്പസ്വേദനവും പാൻ ബാഷ്പീകരണവും തമ്മിലുള്ള അനുപാതമാണ് 'പാൻ ഗുണാങ്കം', പാൻ ബാഷ്പീകരണത്തെ പാൻ ഗുണാങ്കം കൊണ്ട് ഗുണിച്ചാൽ അടിസ്ഥാന ബാഷ്പസ്വേദനം കിട്ടും.

വിളഗുണാങ്കം അടിസ്ഥാന ബാഷ്പസ്വദനം (PET) സൂത്രവാക്യങ്ങൾ വഴിയും, വിളകളിൽ നിന്നുള്ള ബാഷ്പസ്വേദനം ലൈസീമീറ്റർ പോലെയുള്ള ഉപകരണങ്ങൾ വഴിയും നിർണയിക്കാം. ഇവ തമ്മിലുള്ള അനുപാതമാണ് "വിള ഗുണാങ്കം' (Kc). ഇത് കാലാവസ്ഥാ സാഹചര്യങ്ങൾ, മണ്ണിലെ ഈർപ്പം, വിള, ഇലച്ചാർത്ത്, വളർച്ചാഘട്ടങ്ങൾ എന്നിവയാൽ നിയന്ത്രിക്കപ്പെട്ടിരിക്കുന്നു.

വിളകളിൽ നിന്നുള്ള ബാഷ്പസ്വദനം = വിളഗുണാങ്കം x അടിസ്ഥാന ബാഷ്പസ്വേദനം

വിളകളിൽ നിന്നുള്ള ബാഷ്പസ്വദനം കണക്കാക്കുന്നത് ചിലവേറിയതും സങ്കീർണവുമായ പ്രക്രിയയാണ്. അതുകൊണ്ടുതന്നെ, വിളകളിൽ നിന്നുള്ള ജലനഷ്ടം കണക്കാക്കുന്നതിന് വിളഗുണാങ്കവും, പരമാവധി ബാഷ്പസ്വേദനവും അറിഞ്ഞിരിക്കേണ്ടതുണ്ട്.

മഴ കുറവുള്ള സ്ഥലങ്ങളിൽ വളരുന്ന ഒട്ടനവധി വാർഷിക വിളകളുടെ 'വിളഗുണാങ്കം' 0.3 നും 0.6 നും ഇടയിലാണ്. ഇലച്ചാർത്ത് തറ മുഴുവൻ ബാധിക്കുമ്പോൾ വിളഗുണാങ്കം പരമാവധി 1.0 മുതൽ 1.3 വരെ വർധിക്കുന്നു. വിള പാകമാകുമ്പോൾ വിളഗുണാങ്കം വീണ്ടും കുറഞ്ഞുവരുന്നു. നെല്ലിന്റെ കാര്യത്തിൽ കാലാവസ്ഥാ വിഭാഗങ്ങൾക്കനുസരിച്ച് ഇത് 1.0 മുതൽ 2.0 വരെ വ്യത്യാസപ്പെട്ടിരിക്കുന്നു. വിളഗുണാങ്കം കാലികമായോ വർഷം തോറുമോ മാറാവുന്നതാണ്.

അടിസ്ഥാന ബാഷ്പസ്വദനവും വിള ഗുണാങ്കവുമറിഞ്ഞാൽ യഥാർത്ഥ ബാഷ്പസ്വേദനം കണ്ടുപിടിക്കാം. യഥാർത്ഥ ബാഷ്പസ്വേദനത്തിൽ നിന്നും നനക്കേണ്ട ജലത്തിന്റെ അളവും തിട്ടപ്പെടുത്താം.

വേനൽമഴ ലഭിക്കുന്നതുമൂലം മേയ് മാസത്തിൽ വിളകളുടെ ജല ആവശ്യകത കുറവാണ്. വേനൽമഴ മൂലം അന്തരീക്ഷത്തിൽ ഉണ്ടാകുന്ന ഈർപ്പസാന്നിധ്യം ബാഷ്പസ്വേദനത്തിൻറ നിരക്ക് കുറയ്ക്കുകയും ചെയ്യുന്നു. മൊത്തം നനക്കാനുള്ള ജലം ആഴ്ചകളിടവിട്ട് തുല്യ അളവിൽ നൽകാവുന്നതാണ്. ഇത്തരത്തിലുള്ള ജലസേചനരീതി ജലക്ഷാമമുള്ള പ്രദേശങ്ങൾക്ക് യോജിച്ചതാണ്.

കാലാവസ്ഥയ്ക്കനുസരിച്ച് തെങ്ങിന് നനക്കേണ്ട ജലം തിട്ടപ്പെടുത്തുന്ന വിധം

തെങ്ങിന്‍റെ വിളഗുണാങ്കം Kc = 0.75

h = (ET₀x Kc) x ദിവസങ്ങളുടെ എണ്ണം.

മേഘങ്ങള്‍

വിവിധ മാത്രകളില്‍ പൊടിപടലങ്ങള്‍ ഉള്‍ക്കൊണ്ട അതിസൂക്ഷ്മമായ വെള്ളത്തുള്ളികളുടെയോ, ഐസ് പരലുകളുടെയോ, രണ്ടും കൂടിയ മിശ്രിതത്തിന്‍റെയോ ദൃശ്യരൂപത്തിലുള്ള സമുച്ചയമാണ്‌ മേഘം. മേഘം കാറ്റിന്‍റെ ദിശക്കനുസരിച്ചു നീങ്ങുകയോ നിശ്ചലാവസ്ഥയില്‍ കാണപ്പെടുകയോ ചെയ്യുന്നു. ചുറ്റുമുള്ള വായുവിന്‍റെ താപനിലയനുസരിച്ചും, ഉള്ളിലെ ജലബാഷ്പത്തിന്‍റെ താപനിലയനുസരിച്ചും തിരശ്ചീനമായോ, ലംബമായോമെഘം വളരാറുണ്ട്. ചില മേഘങ്ങള്‍ മഴ നല്‍കുന്നതും മറ്റു ചിലവ മഴ നല്‍കാത്തതുമാണ്.  മേഘത്തിനു ചുറ്റുമുള്ള അന്തരീക്ഷത്തിലെ താപനില കൂടുതലാണെങ്കില്‍ അവ ചിതറിപ്പോകുന്നു. മറിച്ചാണെങ്കില്‍ മേഘം വീണ്ടും മുകളിലേക്ക് വളരുന്നു. ഭൂമിയിലെ അന്തരീക്ഷ താപനില നിയന്ത്രിക്കുന്നതില്‍ മേഘങ്ങള്‍ക്കുള്ള പങ്ക് പ്രധാനപ്പെട്ടതാണ്. അന്തരീക്ഷത്തിലുള്ള സൂക്ഷ്മജലകണങ്ങള്‍ അതിസൂക്ഷ്മ ധൂളീപടലങ്ങളില്‍ ഘനീഭവിച്ചാണല്ലോ മേഘങ്ങള്‍ ഉണ്ടാകുന്നത്. അന്തരീക്ഷത്തിലേക്ക് വ്യത്യസ്ത സ്രോതസ്സുകളില്‍ നിന്ന് എത്തപ്പെടുന്ന ജലബാഷ്പം അന്തരീക്ഷത്തിന്‍റെ മുകള്‍പരപ്പിലേക്ക് നീങ്ങുന്നു. അന്തരീക്ഷ സാഹചര്യങ്ങള്‍ അനുകൂലമായാല്‍ ജലബാഷ്പം സൂക്ഷ്മധൂളികളില്‍ പറ്റിപ്പിടിച്ചു മേഘമായിത്തീരുന്നു. പിന്നീട് മേഘം ഘനീഭവിച്ചു മഴയാകുന്നു. മേഘത്തിനുള്ളിലുള്ള നീരാവി തണുക്കുന്ന പ്രക്രിയയില്‍ ധാരാളം ലീനതാപം പുറത്തുവിടുന്നു. ചുഴലിക്കൊടുങ്കാറ്റ് പോലെയുള്ള പ്രകൃതിയിലെ പ്രതിഭാസങ്ങള്‍ക്കുള്ള ഊര്‍ജ്ജത്തിന്‍റെ ഉറവിടവും ഈ ലീനതാപം ആണ്. ഒരു മേഘപടലത്തില്‍ 0.01 മുതല്‍ 0.02 മി.മീ. വരെ വ്യാസമുള്ള കോടിക്കണക്കിനു ജലകണികകള്‍ അഥവാ മേഘകണികകള്‍ കാണപ്പെടുന്നു.

ജലബാഷ്പം നിറഞ്ഞ വായു മുകളിലേക്ക് ഉയരുമ്പോഴാണ് മേഘങ്ങള്‍ രൂപം കൊള്ളുന്നത്. ഈ ഉയരലിന്‍റെ രീതിയനുസരിച്ച് മേഘം ഏതിനത്തില്‍പ്പെട്ടതായിരിക്കും എന്ന് നിര്‍ണ്ണയിക്കാം. ഈര്‍പ്പഭരിതമായ വായുവിന്‍റെ ശക്തമായ മേലോട്ടുള്ള തള്ളല്‍ അഥവാ ചലനം കുത്തനെ മേലോട്ടുയരുന്ന ഇരുണ്ട മുകള്‍ഭാഗത്തോടു കൂടിയ മേഘരൂപീകരണത്തിന് ഇടയാകുന്നു. എന്നാല്‍ വായുവിന്‍റെ മേലോട്ടുള്ള മന്ദമായ ചലനം പാളീമേഘ രൂപീകരണത്തിനും കാരണമാകുന്നു.

മേഘങ്ങളെ അവയുടെ ഉയരത്തിനനുസരിച്ചു പ്രധാനമായും നിമ്നം, മധ്യം, ഉന്നതം, ലംബശിഖരി എന്നിങ്ങനെ നാളായി തരംതിരിക്കാം. ഇവയെ തന്നെ വീണ്ടും പല ഉപവിഭാഗങ്ങളായി തരംതിരിക്കാം.  മേഘങ്ങള്‍ കാണപ്പെടുന്ന ശരാശരി ഉയരം അക്ഷാംശത്തിനനുസരിച്ച് വ്യത്യാസപ്പെടാം. ഭൂതലത്തില്‍ നിന്നും 2 കി.മീ ഉയരത്തില്‍ വരെ കാണപ്പെടുന്ന മേഘങ്ങളെയാണ് ‘നിമ്നമേഘങ്ങള്‍’ എന്ന് വിളിക്കുന്നത്. 2-8 കി.മീറ്ററിനുള്ളില്‍ രൂപം കൊള്ളുന്നവയെ ‘ഉന്നത’ മേഘങ്ങളെന്നും വിളിക്കുന്നു. ധ്രുവപ്രദേശങ്ങളിലും, ശീതോഷ്ണമേഖലകളിലെയും മേഘങ്ങള്‍ക്ക് മധ്യരേഖാ പ്രദേശത്ത് കാണപ്പെടുന്ന മേഘങ്ങളുടെ അത്ര ഉയരം കാണുകയില്ല. തറനിരപ്പിലോ അതിനടുത്തോ കാണുന്ന നേര്‍ത്ത മേഘപടലങ്ങളെ മൂടല്‍മഞ്ഞ് എന്ന് വിളിക്കുന്നു.

നിമ്ന മേഘങ്ങൾ ജലകണികയോടുകൂടിയതും ഉന്നതമേഘങ്ങൾ ഹിമപരലുകളോടു കൂടിയവയും മധ്യമേഘങ്ങൾ രണ്ടിന്‍റെയും മിശ്രിതവുമായിരിക്കും. മേഘങ്ങളെ അവയുടെ ആകൃതിയെ അടിസ്ഥാനമാക്കി മൂന്നായി തരം തിരിക്കാം. ഉരുണ്ട മുകൾഭാഗമുള്ള പഞ്ഞിക്കുമ്പാരം പോലെയോ കോളിഫ്ലവർ പോലെയാ കാണപ്പെടുന്ന മേഘങ്ങൾ “കൂമ്പാരരൂപികൾ" എന്നും, പാളികളുടെ രൂപത്തിൽ കാണപ്പെടുന്നവയെ “പാളീരൂപികൾ" എന്നും കട്ടികുറഞ്ഞ പാളീരൂപത്തിലുള്ള ഹിമകണങ്ങൾ മാത്രമുള്ളവയെ "തൂവൽ പാളി രൂപികൾ” എന്നും പറയുന്നു. ഈ രീതിയിൽ ഉയരത്തെയും രൂപത്തെയും ആസ്പദമാക്കി മേഘങ്ങളെ പ്രധാനമായി 10 വർഗ്ഗങ്ങളായി തരംതിരിക്കാം.

പാളീമഘം (Stratus)

ഭൂമിയുടെ ഉപരിതലത്തിൽ നിന്ന് 2 കി.മീറ്റർ ഉയരത്തിനുള്ളിൽ ഏത് രൂപത്തിലും കാണപ്പെടാം. ഭൂതലത്തിന് മുകളിൽ അധികം ഉയരത്തിലല്ലാതെ ഒരു പാളിയായി കാണപ്പെടുന്നു. തറനിരപ്പിലോ അതിനടുത്തോ കാണുന്ന നേർത്ത മേഘപടലങ്ങളെ മൂടൽമഞ്ഞ് എന്ന് വിളിക്കുന്നു. മൂടൽമഞ്ഞ് രൂപം കൊണ്ട് മുകളിലേക്ക് ഉയർന്നാലും അവ പാളിമേഘമായി രൂപാന്തരപ്പെടുന്നു. ഇവ വേറിട്ട് ചെറിയ ചെറിയ മേഘങ്ങളായിത്തീരും. അത്തരത്തിൽപ്പെട്ട മേഘങ്ങളെ ഖണ്ഡിത പാളീമേഘം (Fractostratus cloud) എന്ന് വിളിക്കുന്നു. സാധാരണയായി പാളിമേഘങ്ങളിൽ നിന്ന് "ചാറ്റൽ മഴ'യാണ് ലഭിക്കുന്നത്. കാഴ്ചയ്ക്ക് ചാരനിറത്തിലുള്ള, പൊതുവേ ഒരേ നിരപ്പിലുള്ള അടിത്തട്ടാണ് ഇവയ്ക്കുള്ളത്. പാളിമേഘങ്ങൾ ഉത്തരാഞ്ചൽ, ഹിമാചൽപ്രദേശ്, ജമ്മുകാശ്മീർ എന്നീ സംസ്ഥാനങ്ങളിൽ സാധാരണമാണ്. ഇവ ശൈതൃകാലത്താണ് മേൽ പറഞ്ഞ സംസ്ഥാനങ്ങളിൽ പൊതുവേ കാണപ്പെടുന്നത്. ജനുവരി-ഫെബ്രുവരി മാസങ്ങളിൽ പാളി മേഘങ്ങളിൽ നിന്ന് തരി മഞ്ഞ് വീഴ്ച സാധാരണയാണ്.

പാളി കൂമ്പാരമേഘം (Strato cumulus)

ചാര നിറത്തോടും ഇരുണ്ട മുകൾഭാഗത്തോടും കൂടിയ പാളീകൂമ്പാര മേഘങ്ങൾ നിമ്ന തലങ്ങളിൽ രൂപം കൊള്ളുന്നവയാണ്. ഇവ പഞ്ഞിക്കൂമ്പാരം പോലെ കാണപ്പെടുന്നു. കൂട്ടംകൂട്ടമായോ തരംഗ രൂപത്തിലോ കാണപ്പെടാറുണ്ട്. പാളി കൂമ്പാര മേഘങ്ങളും, മധ്യ പാളി കൂമ്പാര മേഘങ്ങളും ഒന്നു പോലെയാണ്. മഴയോ ചാറ്റല്‍ മഴയോ ഇത്തരം മേഘങ്ങളിൽനിന്ന് ലഭിക്കുന്നു. കൂമ്പാരമേഘങ്ങളുടെ മുകൾ ഭാഗത്ത് സ്ഥിരമായ കാറ്റ് വീശുന്നത് മൂലം മുകൾ ഭാഗം പരന്ന് പാളി കൂമ്പാര മേഘമായി രൂപാന്തരപ്പെടുന്നു. കറുത്ത രൂപത്തില്‍ കാണുന്ന ഈ മേഘങ്ങള്‍, രണ്ടോ മൂന്നോ കി.മീ.ഉയരത്തിലേക്ക് വളരുകയും കൂടിച്ചേര്‍ന്നു വലിപ്പം വയ്ക്കുകയും ചെയ്യുന്നു. ഇത്തരം മേഘങ്ങള്‍ ചിലപ്പോള്‍ മഴ തരുന്നു.

പാളീ മഴ മേഘം (Nimbo stratus)

കൂമ്പാര മഴമേഘത്തിന്‍റെ പരിവര്‍ത്തന ഫലമായി ഉണ്ടാകുന്നതാണ് പാളീമേഘം. ഇവയുടെ അടിഭാഗം മഴത്തുള്ളികളുടെ ആധിക്യം നിമിത്തം ഇരുണ്ടും മേഘപാളികളുടെ ഉയരം കുറഞ്ഞും കട്ടികൂടിയും കാണപ്പെടുന്നു. ഇത്തരം മേഘ പാളിയിൽ നിന്നും ഉതിരുന്ന ശക്തികൂടിയ മഴ ലഭിക്കുന്നത് മൂലം മേഘത്തിന്റെ അടിഭാഗം കാണാൻ വയ്യാത്ത രൂപത്തിലായിരിക്കും. ഇത്തരം മേഘങ്ങളിൽ നിന്ന് ശക്തിയായ തുള്ളൽ മഴ ലഭിക്കുന്നു. വളരെ കട്ടികൂടിയ പാളിമേഘമാണിവ, പാളീ മഴ മേഘമുള്ളപ്പോൾ ആകാശം ഇരുൾ മൂടിയിരിക്കും. സൂര്യനെ ഏറെ നേരം മറയ്ക്കാൻ ഇത്തരം മേഘങ്ങൾക്ക് കഴിയും. അത്ര ശക്തിയേറിയ മഴ നൽകുന്ന മഴ മേഘങ്ങളൊന്നുമല്ല ഇവ. തികച്ചും സാധാരണമായ മഴ മേഘമെന്ന് പറയാം. മേഘം എത്ര നേരം കാണപ്പെടുന്നു എന്നത് അതിന്‍റെ വലിപ്പം, വികസനം എന്നിവയെ ആശ്രയിച്ചിരിക്കും. പത്തോ പതിനഞ്ചോ മിനിട്ടുനേരം പെയ്യുന്ന മിതമായ മഴ നൽകാൻ ഇത്തരം മേഘങ്ങൾക്ക് കഴിയും.

മധ്യ പാളീമേഘം (Alto stratus)

കാഴ്ചയ്ക്ക് ഇവ തൂവൽപാളിമേഘം പോലെയായിരിക്കും. മേഘപാളി കൊണ്ടുണ്ടാക്കിയ ഒരു ആവരണം പോലെ കാണപ്പെടുന്ന ഇതിന് ചാരനിറമോ നീലകലർന്ന ചാരനിറമോ ആണ്. ഇത്തരം മേഘങ്ങളിൽകൂടി സൂര്യന്‍റെയും ചന്ദ്രന്‍റെയും ചുറ്റും ഒരു പ്രഭാമകുടം ദൃശ്യമാകും. ഇത് വ്യത്താകൃതിയിലുള്ള പ്രകാശമായി മാത്രമേ കാണപ്പെടുകയുള്ളു. ജലകണികകളിൽ പ്രകാശം തട്ടിയുണ്ടാകുന്ന വിഭംഗനം (Diffraction) മൂലമാണിത്. വെള്ളത്തുള്ളികളുടെയോ, മേഘത്തുള്ളികളുടേയോ വലിപ്പത്തിന്റെ വിപരീതാനുപാതത്തിലാണ് പ്രഭാമകുടത്തിന്റെ വ്യാസം. സൂര്യരശ്മിയ്ക്ക് വിഭംഗനം സംഭവിക്കുന്നതുമൂലം കാണപ്പെടുന്ന സപ്തവർണ്ണങ്ങളിൽ തരംഗദൈർഘ്യം കൂടുതലുള്ള ചുവപ്പ്നിറം മാത്രമായിരിക്കണം പ്രഭാമകുടത്തിന് പുറത്ത് കാണുന്നത്. കട്ടികൂടുതലുള്ളതിനാൽ ഇവ സൂര്യപ്രകാശം കടത്തിവിടാറില്ല. ഈ മേഘങ്ങളിൽ നിന്ന് മണിക്കൂറുകളോളം മഴ ലഭിക്കാറുണ്ട്. ഇത്തരം മേഘങ്ങളിൽ കൂടി 'ഹാലോ' എന്ന പ്രതിഭാസം ദർശിക്കുവാൻ കഴിയുകയില്ല. തിരശ്ചീനമായ പരപ്പ് ഇത്തരം മേഘങ്ങൾക്ക് കൂടുതലാണ്. മേഘത്തിന് കട്ടികൂടുന്നതിനനുസരിച്ച് മിതമായതും കൂടുതൽ ശക്തിയേറിയതുമായ മഴ ലഭിക്കും.

മധ്യ കൂമ്പാരമേഘം (Alto cumulus)

ഗോളാകൃതിയിലുള്ള മേഘങ്ങളാണിവ. ഇവ നിരനിരയായോ കൂട്ടംകൂടിയോ ആണ് പ്രത്യക്ഷപ്പെടുന്നത്. ആകാശം മുഴുവന്‍ ഈ മേഘം കൊണ്ട് നിറഞ്ഞാലും ഇവ മഴ തരുന്നില്ല. രൂപം കൊള്ളുന്ന ഉയരമനുസരിച്ച് ഇത്തരം മേഘങ്ങളില്‍ ജലകണങ്ങളോ, ഹിമകണങ്ങളോ, രണ്ടിന്‍റെയും മിശ്രിതമോ കണ്ടുവരുന്നു. പ്രസന്നമായ കാലാവസ്ഥയുള്ള ദിവസങ്ങളില്‍ പ്രത്യക്ഷപ്പെടുന്നു. വെള്ളനിറത്തിലോ ചാരനിറത്തിലോ കാണാവുന്നതാണ്. കാറ്റിന്‍റെ ദിശ അനുസരിച്ച് നീങ്ങുകയും ചെയ്യും. തുടര്‍ച്ചയായ ദിവസങ്ങളില്‍ ഈ മേഘങ്ങള്‍ പ്രത്യക്ഷപ്പെടുന്നത്, ഒരു ന്യൂനമര്‍ദം രൂപപ്പെടുന്നതിന്‍റെ സൂചനയായി കണക്കാക്കാം.

തൂവല്‍മേഘം (Cirrus)

തൂവല്‍ മേഘങ്ങള്‍ ഹിമപ്പരലുകള്‍ നിറഞ്ഞവയാണ്. സുതാര്യവും തൂവെള്ള നിറത്തോടു കൂടിയതും പട്ടുപോലെ മിനുത്തതുമാണ്. ഒരിക്കലും തൂവല്‍ മേഘങ്ങള്‍ മഴ നല്‍കാറില്ല. ഏറ്റവും കട്ടികുറഞ്ഞ മേഘമാണിത്. ഏറ്റവും ഉയരത്തിലുള്ളതും. സൂര്യന്‍റെ രശ്മികള്‍ മേഘത്തിലെ ഐസ് പരലുകളില്‍ തട്ടി പ്രതിഫലിക്കുന്നത് മൂലം മേഘം വെള്ളനിറത്തില്‍ കാണപ്പെടുന്നു. മേഘത്തിനുള്ളിലെ താപനില ഏറ്റവും കുറവായിരിക്കും. ഇത്തരം മേഘത്തിനുള്ളിലൂടെ സൂര്യനെയും, ചന്ദ്രനേയും ദര്‍ശിക്കാന്‍ കഴിയും.

തൂവല്‍ കൂമ്പാരമേഘം (Cirro cumulus)

പ്രത്യേക രീതിയില്‍ ക്രമീകരിച്ച മേഘ പടലങ്ങളാണിവ. പല കൂട്ടങ്ങളായോ പല നിരകളായോ കണ്ടുവരുന്നു. കടല്‍പ്പുറത്ത് മണലില്‍ രൂപം കൊള്ളാറുള്ള അലകളുമായി സാമ്യപ്പെടുത്താം. തൂവൽ പാളി മേഘത്തെക്കാൾ താഴെയാണിവ കാണപ്പെടുക. വളരെ കട്ടികുറഞ്ഞതും ഐസ് പരലുകൾ നിറഞ്ഞതുമായ മേഘങ്ങളാണിവ. ഇത്തരം മേഘങ്ങളും മഴ നല്‍കാറില്ല.

തൂവൽ പാളിമേഘം (Cirro stratus)

തൂവൽ പാളി മേഘത്തിൽ ഹിമകണങ്ങൾ മാത്രമാണുള്ളത്. തീരെ മഴ നൽകാത്ത മേഘങ്ങളാണിവ. പ്രഭാതത്തിലും സന്ധ്യയ്ക്കും ആകാശത്ത് ചുവന്നനിറം ഉണ്ടാക്കുന്നതാണ് ഈ മേഘങ്ങൾ. അതിരാവിലെ കാണപ്പെടുന്നുവെങ്കിൽ സൂര്യപ്രകാശത്തിൻറ വരവനുസരിച്ച് ഈ മേഘങ്ങൾ ചിതറിപ്പോകും. സന്ധ്യാസമയത്ത് പ്രത്യക്ഷപ്പെട്ടാൽ, രാത്രികാലങ്ങളിൽ മധ്യമേഘങ്ങൾ കാണുന്നതിനുള്ള സൂചനയായി കരുതാം. വളരെ കട്ടി കുറഞ്ഞ വെള്ളനിറത്തിലുള്ള ഹിമപ്പരലുകളുടെ ഒരു മൂടുപടം പോലെയാണിവ. വളരെ ശ്രദ്ധയോടെ നിരീക്ഷിച്ചില്ലെങ്കിൽ ഈ മേഘത്തിന്റെ സാന്നിധ്യം മനസിലാക്കാൻ സാധിച്ചു എന്ന് വരില്ല. വളരെ കട്ടികുറഞ്ഞതും സുതാര്യവുമാണ്. സൂര്യനെയും ചന്ദ്രനെയും കാണാൻ കഴിയും. സൂര്യന്‍റെയോ ചന്ദ്രന്‍റെയോ ചുറ്റും പ്രത്യക്ഷപ്പെടാറുള്ള "പ്രകാശമണ്ഡല'ത്തിലൂടെ (ഹാലോ) ഈ മേഘത്തിന്റെ സാന്നിധ്യം മനസ്സിലാക്കാൻ കഴിയും. ഐസ് പരപ്പുകളിൽ പ്രകാശം തട്ടി വ്യതിചലിക്കുന്നത് മൂലമാണ് ഇതുണ്ടാകുന്നത്. 'ഹാലോ'ക്കുള്ളിൽ ചുവപ്പുനിറം കാണപ്പെടുന്നു. ഇവയിലും ഹിമകണങ്ങൾ കാണപ്പെടുന്നു. പ്രഭാതത്തിലും സന്ധ്യയ്ക്കും ഇത്തരം മേഘങ്ങൾ വ്യത്യസ്ഥനിറങ്ങൾ ഉണ്ടാക്കുന്നു.

വളരെ താഴ്ന്ന നിലയിൽ കാണപ്പെടുന്ന കട്ടികൂടിയ ഉയർന്ന കൂമ്പാര മേഘം (Cumulus) മുകൾ ഭാഗത്തുമുള്ള മേഘങ്ങളാണിവ. സാന്ദ്രത കൂടിയതും ഗോപുരാകൃതിയിൽ അടിഭാഗം പരന്നതുമാണ്. ചില അവസരങ്ങളിൽ ഇവ കൂമ്പാര മഴ മേഘമായി വളരാറുണ്ട്. അന്തരീക്ഷത്തിലെ അസ്ഥിരത, മേഘത്തിനുള്ളിലെ ഘനീഭവന പ്രക്രിയ എന്നിവയെ ആശ്രയിച്ചാണ് ഇവയുടെ വളർച്ച. ഉയരം കുറഞ്ഞ പരന്ന കൂമ്പാരമേഘങ്ങൾ പ്രസന്നമായ കാലാവസ്ഥയെ സൂചിപ്പിക്കുന്നു. ഇത്തരം മേഘങ്ങൾ ചിലപ്പോൾ പാളികൂമ്പാരമേഘങ്ങളാകാറുണ്ട്; തിരിച്ചും. ഇത്തരം മേഘങ്ങളുടെ മുൻഭാഗം കോളിഫ്ളവർ പോലെയോ പഞ്ഞിക്കൂമ്പാരം പോലെയോ കാണപ്പെടുന്നു. മേഘത്തിന്‍റെ മുൻഭാഗത്ത് ഹിമപ്പരലുകളും അടിഭാഗത്ത് ജലകണങ്ങളുമായിരിക്കും. ഇത്തരം മേഘങ്ങൾ മുകളിലോട്ട് വീണ്ടും വളരുന്നത് കൂമ്പാരമഴമേഘങ്ങൾ ഉണ്ടാകുന്നതിന് ഇടയാക്കും.

കൂമ്പാര മഴമേഘം (Cumulu nimbus)

വായുവിന്‍റെ തള്ളൽ മൂലം ആർദ്രത നിറഞ്ഞ അന്തരീക്ഷ വായുവിന്‍റെ കുത്തനെ മേലോട്ടുള്ള ചലനം ശക്തിപ്രാപിക്കുമ്പോൾ താഴ്ന്ന തലത്തിൽ രൂപംകൊള്ളുന്ന മേഘങ്ങൾ പെട്ടെന്ന് വളർന്ന് വലുതാകുന്നു. അസ്ഥിരമായ അന്തരീക്ഷസ്ഥിതിയിലാണ് ഇത് കൂടുതലായി സംഭവിക്കുന്നത്. മേഘത്തിന്റെ മുകൾഭാഗം മലപോലെ ഉയർന്ന് കാണുന്നു. പലപ്പോഴും മുകൾഭാഗം ഒരു "അടകൽ' (Anvil) രൂപത്തിലുമാണ് ദൃശ്യമാവുക. ഇത്തരം മേഘങ്ങൾ ശക്തമായ മഴ പ്രദാനം ചെയ്യും. ഇടിവെട്ടും മിന്നലും ഈ മേഘത്തിൽ നിന്നാണ് ഉണ്ടാവുക. മേഘത്തിന്റെ മുകൾഭാഗത്ത് ഹിമപ്പരലുകളാണ് പ്രധാനമായും കാണപ്പെടുന്നത്. സംവഹന പ്രക്രിയ ധാരാളം നടക്കുന്ന ഉഷ്ണമേഖലാപ്രദേശങ്ങളിലാണ് കൂമ്പാരമഴമേഘങ്ങളെ കാണുക. ഇവയിൽനിന്നുള്ള മഴ ശക്തമായതുകൊണ്ട് മണ്ണിടിയൽ, വെള്ളപ്പൊക്കം വെള്ളത്തിൻറെ കുത്തിയൊലിച്ചുപോക്ക് ഇവ സാധാരണമാണ്. രൂപം പ്രാപിച്ചു കഴിഞ്ഞാൽ ഇത്തരം മേഘങ്ങൾ 30- 45 മിനിറ്റ് നേരത്തിൽ കൂടുതൽ നിലനിൽക്കാറില്ല. ഇവ പതിനെട്ടും ഇരുപതും കി.മി. ഉയരത്തിൽവരെ വളർന്ന് എത്താറുണ്ട്. അതുകൊണ്ട് തന്നെയാണ് ഇവയെ 'കൂമ്പാരമേഘ'ങ്ങളെന്ന് വിളിക്കുന്നത്. മുകളിലോട്ടുള്ള വളർച്ച നിന്നുകഴിഞ്ഞാൽ മുകൾഭാഗം പരന്ന് അടകലിന്റെ രൂപത്തിലാകുന്നു. പൂർണ്ണവളർച്ചയെത്തിയാൽ ഇവയ്ക്കുള്ളിൽ താഴേയ്ക്കും മുകളിലേക്കും ശക്തമായ വായുപ്രവാഹങ്ങൾ ഉണ്ടാവുകയും തൻനിമിത്തം മേഘത്തിനുള്ളില്‍ വൈദ്യുത ഊര്‍ജ്ജം ഉല്‍പ്പാദിപ്പിക്കുകയും ചെയ്യുന്നു. ഇടിയും മിന്നലും ഉണ്ടാകുന്നത് ഇത് മൂലമാണ്. ഇത്തരം മേഘങ്ങളില്‍ 'ആലിപ്പഴം' രൂപം കൊളളാറുണ്ട്. വായുവിന്റെ മുകളിലേക്കുള്ള തളളൽ കുറയുന്ന അവസ്ഥയിൽ ഈ ആലിപ്പഴങ്ങൾ താഴെ പതിക്കാറുണ്ട്. പല തവണ ആലിപ്പഴങ്ങൾ മേഘത്തിനുള്ളിൽ മുകളിലോട്ടും താഴോട്ടും സഞ്ചരിക്കുന്നതുമൂലം അവയുടെ ഉൾഭാഗത്ത് ഒന്നിടവിട്ട് സുതാര്യവും അതാര്യവുമായ ഹിമവലയങ്ങൾ രൂപം കൊള്ളുന്നു. മിതോഷണമേഖലയിലും ധ്രുവപ്രദേശങ്ങളിലും ആലിപ്പഴം വീഴ്ച തുലോം കുറവാണ്. ഉഷ്ണമേഖലാ പ്രദേശങ്ങളിലെ പർവ്വത സാനുക്കളിൽ ഈ പ്രതിഭാസം സാധാരണയാണ്. സാധാരണയിൽ കവിഞ്ഞ വലിപ്പമുള്ള ആലിപ്പഴങ്ങൾ വീഴുന്നതുമൂലം കൃഷിയിടങ്ങളിൽ വൻ കൃഷിനാശം സംഭവിക്കാറുണ്ട്.

മേഘമാന നിർണ്ണയം

കാലാവസ്ഥാ നിരീക്ഷകർ, നിരീക്ഷണസമയത്ത് ആകാശത്തുള്ള മേഘത്തിൻറെ വ്യാപ്തി മാത്രമേ രേഖപ്പെടുത്താറുള്ളൂ. മേഘത്തിന്‍റെ വ്യാപ്തി സാധാരണയായി രേഖപ്പെടുത്തുന്നത് 'ഒക്ട' എന്ന യൂണിറ്റിലാണ്. ആകാശം തെളിഞ്ഞ് കാണുമ്പോൾ പൂജ്യം 'ഒക്ട'യും പൂർണ്ണമായും മേഘാവൃതമായാൽ എട്ട് 'ഒക്ടേ'യുമാണ് മേഘത്തിന്‍റെ വ്യാപ്തി.

മേഘമാനം രേഖാചിത്രം

രണ്ട് ഒക്ട എന്നാൽ 2/8 = 25 ശതമാനം. അതായത് ആകാശത്തിന്റെ നാലിലൊന്ന് മേഘാവൃതമാണെന്നർത്ഥം. നിരീക്ഷണസമയത്ത് ആകാശം വ്യക്തതയില്ലാതെ വന്നാൽ 9 എന്ന് രേഖപ്പെടുത്താം. കാലാവസ്ഥാപ്രവചനത്തിൽ താഴെ പറയുന്ന വിധത്തിലാണ് മേഘമാനം സൂചിപ്പിക്കുന്നത്. ആകാശത്തിലെ മേഘസാന്നിധ്യം കാലാവസ്ഥാ പ്രവചനത്തിനുപയോഗിക്കുന്ന ഒരു ഘടകമാണ്.

മേഘങ്ങളും വികിരണ സംതുലനവും

ഭൗമാന്തരീക്ഷത്തിലെ താപനില നിർണ്ണയിക്കുന്നതിൽ മേഘങ്ങൾക്ക് ദ്വിമുഖമായ പങ്കാണുള്ളത്. മേഘപ്രതലങ്ങളിൽ തട്ടി ഭൗമാന്തരീക്ഷത്തിലേക്ക് വരുന്ന സൗരകിരണങ്ങളുടെ ഏറിയപങ്കും തിരിച്ച് പ്രതിഫലിക്കുന്നു. അതിനാൽ കുറഞ്ഞ തോതിലുള്ള സൗരവികിരണങ്ങൾ മാത്രമേ പ്രതലത്തിൽ എത്തപ്പെടുന്നുള്ളൂ. ഈ പ്രക്രിയ, ഭൗമാന്തരീക്ഷം ഒരു പരിധിവിട്ട് ചൂടാവുന്നതിനെ തടയുന്നു. എന്നാൽ തരംഗദൈർഘ്യം കൂടിയ വികിരണങ്ങളെ മേഘങ്ങൾ ആഗിരണം ചെയ്യുന്നു. ഇവയിൽ വളരെ കുറച്ച് വികിരണങ്ങൾ മാത്രമേ ബഹിരാകാശത്തേയ്ക്ക് എത്തപ്പെടുകയുള്ളൂ. ഈ പ്രകിയ നടക്കുമ്പോൾ ഭൌമാന്തരീക്ഷം ചൂടുപിടിക്കാന്‍ ആരംഭിക്കുന്നു. തരംഗദൈര്‍ഘ്യം കൂടിയ താപകിരണങ്ങള്‍ ഭൌമോപരിതലത്തില്‍ നിന്ന് തിരിച്ച് പ്രസരിക്കുന്നത് രാത്രികാലങ്ങളിലാണ്. ഇതുകൊണ്ടാണ് മേഘാവൃതമായ രാത്രികളില്‍ ചൂടനുഭവപ്പെടാന്‍ കാരണം.

മേഘത്തിനുള്ളിൽ അനുഭവപ്പെടുന്ന താപനില 0^൦C ൽ കൂടുതലാണെങ്കിൽ അത്തരം മേഘങ്ങളെ 'തപ്ത മേഘങ്ങളെന്നു വിളിക്കുന്നു. താപനില 0^൦C ലും കുറഞ്ഞ മേഘങ്ങളാണ് ‘ശീത’മേഘങ്ങൾ. വൻകരകൾക്ക് മുകളിലായി കാണപ്പെടുന്ന മേഘങ്ങൾ, സമുദ്രങ്ങൾക്ക് മുകളിലായി കാണപ്പെടുന്ന മേഘങ്ങളിൽനിന്ന് താപനസ്വഭാവത്തിലും മറ്റും സവിശേഷതകളിലും വ്യത്യസ്ഥത പുലർത്തുന്നതായി കാണുന്നു.

തപ്തമേഘങ്ങളാണ് ഏറ്റവും കൂടുതൽ താപവികിരണങ്ങളെ പിടിച്ചുനിർത്തുന്നത്. അതുകൊണ്ടുതന്നെ ഈ മേഘങ്ങൾ മൂലം ഭൌമാന്തരീക്ഷത്തിൽ സംഭവിക്കുന്ന താപസംതുലനവും നിർണ്ണായകമാണ്.

മേഘങ്ങളും കേരളത്തിന്റെ കാലാവസ്ഥയും

കാർഷിക കേരളത്തിൻറെ വിധി നിർണയിക്കുന്നതിൽ ഏറ്റവും പ്രധാന പങ്കാണ് കാലവർഷമേഘങ്ങൾക്കുള്ളത്. കേരളത്തിൽ സാധാരണയായി കാലവർഷം കൊണ്ടുവരുന്നത് പാളീമേഘങ്ങളാണ്. പര്‍വ്വതങ്ങൾ നിറഞ്ഞ കേരളത്തിൻറെ സവിശേഷമായ ഭൂപ്രകൃതിമൂലം ഈ മേഘങ്ങൾ പശ്ചിമഘട്ട പർവ്വതനിരകളിൽ തടഞ്ഞുനിർത്തപ്പെടുകയും തുടർന്ന് മഴ ലഭിക്കുകയും ചെയ്യുന്നു. ഇക്കാലത്ത് മഴ ധാരാളം ലഭിക്കുന്നത് പാളീ മഴ മേഘങ്ങളിൽ നിന്നാണ്. കാലവർഷമഴ, നിമ്ന പാളീമേഘങ്ങളുടെ സംഭാവനയാണ്. നിമ്ന മേഘവർഗ്ഗത്തിൽപ്പെടുന്ന ഇവ 2 കി.മി. ഉയരത്തിൽ കൂടുതൽ കാണപ്പെടാറില്ല. ഇരുണ്ട ചാരനിറത്തിൽ ആകാശത്തിൽ, കാലവർഷകാലത്ത് കാണുന്ന ഇവ തുടർച്ചയായ മഴ നൽകുന്നതിന് കഴിവുള്ളവയാണ്. കേരളത്തിൽ വേനൽമഴ നൽകുന്നതിൽ പ്രധാന പങ്കുവഹിക്കുന്നവയാണ് കൂമ്പാര മഴമേഘങ്ങൾ. പ്രാദേശികമായി രൂപം കൊള്ളുന്നവയാണ് ഈ മേഘങ്ങൾ. ഒരു പ്രത്യേക പ്രദേശത്തുമാത്രം മഴ നൽകുന്നതും ഇവയുടെ പ്രത്യേകതയാണ്. മാത്രമല്ല കുറഞ്ഞ സമയത്തേക്ക് മാത്രമേ ഇവ മഴ നൽകാറുള്ളൂ. മഴത്തുള്ളികൾ താരതമ്യേന വലിപ്പം കൂടിയവയായിരിക്കും. മഴയ്ക്കുപുറമേ ആലിപ്പഴവൃഷ്ടിയും, ഹിമപ്പരൽ വീഴ്ച്ചയും ഈ മേഘങ്ങളിൽ നിന്നുണ്ടാകാറുണ്ട്. ഈ മേഘങ്ങൾ സംവഹനപ്രക്രിയ മൂലം ഉണ്ടാകുന്നവയാണ്. ഇടിയോട് കൂടിയ മഴ ഇവയുടെ പ്രത്യേകതയാണ്. ഏപ്രിൽ-മെയ് മാസങ്ങളിലാണ് കേരളത്തിൽ ഈ മേഘങ്ങളിൽ നിന്ന് മഴ ലഭിക്കുന്നത്.

ഉഷ്ണമേഖലകളിലെ സമുദ്രങ്ങൾക്ക് മുകളിൽ സാധാരണയായി രൂപം കൊള്ളാറുള്ള ന്യൂനമർദ്ദപ്രദേശത്തെ കേന്ദ്രീകരിച്ച് ചുറ്റുമുള്ള താരതമ്യേന അതിമർദ്ദമേഖലയിൽ നിന്ന് വായുവിൻറ തള്ളൽ ഉണ്ടാവുന്നു. ഭൂഭ്രമണം മൂലം ന്യൂനമർദ്ദകേന്ദ്രത്തിലേക്ക് കടക്കാതെ അതിനുചുറ്റുമായി ഇ വായുപിണ്ഡം അപ്രദക്ഷിണമായി ചുറ്റിത്തിരിയാൻ ഇടയാകുന്നു. മുകളിലേക്കുയർത്തപ്പെടുന്ന ഇ ആർദ്രോഷ്ണമായ വായുപ്രവാഹത്തിന് അധികം ഉയരത്തിലെത്തുന്നതിന് മുൻപ് തന്നെ ഘനീഭവനം സംഭവിക്കുന്നു. ഇതുമൂലം വിമുക്തമാകുന്ന ലീനതാപം ന്യൂനമർദ്ദമേഖലയിൽ വീണ്ടും മർദ്ദം കുറയാനിടയാക്കുന്നു. മർദ്ദം കുറയുന്നതിനനുസരിച്ച് ആ പ്രദേശത്തേക്കുളള വായു പ്രവാഹം വർധിക്കുന്നു.

ഇതിനനുസ്യതമായി വായുവിന്‍റെ മുകളിലേക്കുള്ള തള്ളലും ഘനീഭവനവും കൂടുന്നു. ഇത് ഭീമാകാരമായ കൂമ്പാരമഴ മേഘങ്ങൾ രൂപം കൊളളുന്നതിനും തുടർന്ന് ശക്തമായ മഴയ്ക്കും കാരണമാകുന്നു. കേരളത്തിൽ ഒക്ടോബർ-നവംബർ മാസങ്ങളിൽ ബംഗാൾ ഉൾക്കടലിലോ അറബിക്കടലിലോ രൂപം കൊളളുന്ന ന്യൂനമർദ്ദങ്ങളിൽ നിന്ന് ലഭിക്കാറുണ്ട്.

മേഘ ബീജനം

ഉഴുതൊരുക്കിയ പാടത്ത് കർഷകൻ വിത്തെറിഞ്ഞ് വിളവെടുക്കുന്നതു പോലെ തന്നെ, മേഘങ്ങളിലും "മഴവിത്തുകൾ" വിതച്ച് മഴ പെയ്യിക്കാം. ഈ മഴവിത്തുകൾ ചില രാസവസ്തുക്കളാണെന്ന് മാത്രം. എന്നാൽ മേഘബീജനത്തെക്കുറിച്ച് പറയുന്നതിനു മുൻപ് മേഘസംബന്ധിയായ ചില വസ്തുതകൾ അറിഞ്ഞിരിക്കണം. മേഘത്തിന്റെ 99 ശതമാനവും വായുവാണ്. ഈ വായുവിൽത്തന്നെ ധാരാളം ജലബാഷ്പം അടങ്ങിയിരിക്കുന്നു. സൂര്യതാപം മൂലം നീരാവിയായി ജലം മേലോട്ടുയർന്ന്, തണുത്ത് ചെറിയ ചെറിയ ജലകണങ്ങളാകുന്നു. ഈ ചെറുജലകണങ്ങളും, ചെറു ധൂളികളും, വായുവും ചേർന്നാണ് മേഘം രൂപം പ്രാപിക്കുന്നത്. മേഘത്തിന്‍റെ മറ്റൊരു പ്രധാന സവിശേഷതയാണ് അതിന്റെ താപനില. മേഘത്തിൻറെ താപനില പൂജ്യം ഡിഗ്രി സെൻറിഗ്രേഡ് (0°C) വിട്ടുയർന്നാൽ അതിനെ തപ്തമേഘം (Warm cloud) എന്ന് വിശേഷിപ്പിക്കാം. പലപ്പോഴും 0°C ലും താഴ്ന്ന താപനിലയിലാണ് മേഘങ്ങൾ രൂപം കൊളളുന്നത്. എന്ന് വരികിലും, ഈ താപനിലയിലും മേഘത്തിനുള്ളിലെ ജലകണങ്ങൾ അവയുടെ അതിയായ സംശുദ്ധത മൂലം ഘനീഭവിക്കാതെ സ്ഥിതി ചെയ്യുന്നു. അതിശീതമായ ഈ ജലം വഹിക്കുന്ന മേഘങ്ങളാണ് അതിശീത മേഘങ്ങൾ (Supercooled clouds). ഈ മേഘങ്ങളുടെ താപനില 10°C മുതൽ 30°C വരെ എത്തുന്നത് അസാധാരണമല്ല. -40°C ൽ മിക്കവാറും എല്ലാ മേഘങ്ങളും ഐസ് പരലുകൾ കൊണ്ട് നിറഞ്ഞിരിക്കും.

മഴയുടെ രൂപീകരണപ്രക്രിയയിൽ ഏറ്റവും പ്രധാനപങ്ക് വഹിക്കുന്നവയാണ് മേഘങ്ങളിലെ ഘനീകരണ ന്യൂക്ലിയസ്സുകൾ. പൊടിപടലങ്ങൾ, പരാഗരേണുക്കൾ ബാക്ടീരിയ, മണൽത്തരികൾ, ലവണങ്ങള്‍ മുതലായവയെല്ലാം ഘനീകരണ ന്യൂക്ളിയസ്സുകളായി വർത്തിക്കാം. പൊതുവെ ജലഗ്രാഹകങ്ങളാണ് ഇവ. ഏറ്റവും കൂടുതൽ ജലഗ്രാഹകശേഷി കാണിക്കുന്നത് ലവണകണങ്ങളാണ്. മേഘപടലങ്ങളിൽ എത്തപ്പെട്ട ഈ കണങ്ങൾ ജലബാഷ്പത്തിന്റെ സാന്ദ്രീകരണ പ്രക്രിയക്ക് പ്രേരകങ്ങളാകുന്നു. തൽഫലമായി മഞ്ഞ് പരലുകൾ രൂപം കൊളളുന്നു. ഈ മഞ്ഞ് പരലുകൾക്ക് ക്രമേണ ഭാരം വർദ്ധിക്കുമ്പോൾ മേഘത്തിനുള്ളിൽ തങ്ങിനിൽക്കാനാവാതെ വരികയും തൽഫലമായി പുറത്തേക്ക് തള്ളപ്പെടുന്ന ഇവ വെള്ളത്തുള്ളികളായി മഴയുടെ രൂപത്തിൽ പതിക്കുകയും ചെയ്യുന്നു. എന്നാൽ ചില മേഘങ്ങളിൽ വേണ്ടത് ഘനീകരണ ന്യൂക്ളിയസുകൾ ഉണ്ടാവുകയില്ല. ഇത്തരം മേഘങ്ങളിൽ കൃത്രിമമായി അവ വിതറുകവഴി ഘനീകരണത്തിന് വഴിയൊരുക്കുകയെന്നതാണ് കൃതിമമഴ പെയ്യിക്കുന്നതിലെ സാങ്കേതിക തത്വം. മേഘബിജനം എന്നറിയപ്പെടുന്ന ഈ പ്രക്രിയ വഴി ജലബാഷ്പത്താൽ സംപൂരിതമായ മേഘങ്ങളിൽ എത്തപ്പെടുന്ന അതീവ ജലഗ്രാഹക ശേഷിയുള്ള ഘനീകരണ ന്യൂക്ളിയസസുകൾ മേഘങ്ങളിലെ ജലാംശം വലിച്ചെടുക്കുന്നു. ജലബാഷ്പത്തിൻറ ആഗിരണം മൂലം ഈ കണങ്ങൾ 25 മുതൽ 30) മൈക്രോൺ വരെ വലിപ്പം വെയ്ക്കുന്നു. ഇവ മേഘങ്ങളുടെ അടിഭാഗത്തേയ്ക്ക് നിക്ഷേപിക്കപ്പെടുന്നു. മൈനസ് 10°C ഓ അതിൽ അതിശീതമേഘങ്ങളാണ് ബീജനത്തിനുവേണ്ടി സാധാരണയായി തെരഞ്ഞെടുക്കാറുള്ളത്. ശീതമേഘങ്ങളിൽ മഴ പെയ്യുന്ന പ്രകിയ ആദ്യമായി വിശദീകരിച്ചത് ടോർ ബെർജിറോൺ ഫിൻഡിസൺ എന്നീ രണ്ട് ശാസ്ത്രജ്ഞരാണ്, ഒരേ താപനിലയിൽ, ഹിമപ്പരലുകൾക്കും അതിശീതജലകണങ്ങൾക്കും ചുറ്റും അനുഭവപ്പെടുന്ന ബാഷ്പമർദ്ദത്തിലുള്ള വ്യത്യാസമാണ് ഹിമപ്പരലുകൾ വളരുന്നതിന് കാരണം. അതിശീതമേഘത്തിനുള്ളിൽ രൂപം പ്രാപിക്കുന്ന ഹിമപ്പരലുകൾക്ക് ചുറ്റും ബാഷ്പീകരിക്കപ്പെട്ട ജലം അടിഞ്ഞുകൂടുന്നു. തൽഫലമായി, ഹിമപ്പരലുകളുടെ വലിപ്പം വർദ്ധിക്കുകയും ചെയ്യുന്നു. ജലകണങ്ങളുമായി കൂട്ടിയിടിക്കുന്ന ഈ ഹിമപ്പരലുകളുടെ കനം വർദ്ധിക്കുകയും, ഉരുകി മഴയുടെ രൂപത്തിൽ താഴോട്ട് പതിക്കുകയും ചെയ്യുന്നു. ബീജനത്തിന് സോഡിയം ക്ളോറൈഡ്, കാൽസ്യം ക്ളാറൈഡ്, സിൽവർ അയഡെഡ്, ഖരഹിമം തുടങ്ങിയ രാസവസ്തുക്കളാണ് സാധാരണയായി തിരഞ്ഞെടുക്കുന്നത്. ഖരഹിമം ആണ് ആദ്യമായി മേഘബീജനത്തിനു വേണ്ടി ഉപയോഗപ്പെടുത്തിയ രാസവസ്തു. 1946 ൽ ന്യൂയോർക്കിലെ ജനറൽ ഇലക്ട്രിക്കൽ ഗവേഷണശാലയിലെ വിൻസൻറ്. ജെ. ഷെഫർ എന്ന ഗവേഷകനാണ് ആദ്യമായി ഖരഹിമം ഉപയോഗിച്ച് കൃത്രിമ മഴ പെയ്യിക്കാമെന്ന് കണ്ടെത്തിയത്. നന്നായി പൊടിച്ച ഖരഹിമം എയർ ക്രാഫ്റ്റ് ഉപയോഗിച്ച് അനുയോജ്യമായ മേഘങ്ങളിൽ നിപതിപ്പിച്ച് അവയിലെ ജലകണങ്ങളെ അതിവേഗം ഘനീഭവിപ്പിക്കുന്നു. അതിശീതാവസ്ഥയിൽ (-78°C) സ്ഥിതിചെയ്യുന്ന ഈ രാസവസ്തു ജലബാഷ്പത്തിൽ നിന്നും ഐസ് പരലുകൾ അതിദ്രുതം രൂപപ്പെടുന്നതിന് സഹായിക്കുന്നു. ഒരു ഗ്രാം ഖരഹിമത്തിന് ഏറ്റവും കുറഞ്ഞത് 3x10¹⁰ ഐസ് പരലുകൾ സൃഷ്ടിക്കാൻ കഴിയുമത്രേ. എന്നാൽ മേഘങ്ങളുടെ അതിശീതഭാഗത്തുതന്നെ കൃത്യമായി വിതറാത്തപക്ഷം ബാഷ്പീകരിക്കപ്പെട്ടുപോകാൻ സാധ്യതയുള്ളതിനാൽ ഖരഹിമം ഇൗ ആവശ്യത്തിനു വേണ്ടി ഇപ്പോൾ അധികം ഉപയോഗിക്കാറില്ല. പകരം സിൽവർ അയഡഡ് ആണ് ഇപ്പോൾ ഏറെ പ്രചാരത്തിൽ. അസറ്റാണിൽ ലയിപ്പിച്ച സോഡിയം അയഡൈഡ് ലായനിയിൽ 1 മുതൽ 10 ശതമാനം വരെ സിൽവർ അയഡൈഡ് ലയിപ്പിച്ച് 1100°C വരെ ചൂടാക്കുമ്പോൾ എണ്ണമറ്റ സാന്ദ്രീകരണ ന്യൂക്ളിയസുകൾ ഉൽപ്പാദിപ്പിക്കപ്പെടുന്നു. സിൽവർ അയഡൈഡ് ലായനിയുടെ ഗാഢത 10 ശതമാനത്തിൽ നിന്നും ഉയർത്തുന്നത് മലിനീകരണ ഭീഷണി ഉയർത്തിയേക്കാം. എന്നാൽ അൾട്രാവയലറ്റ് വികിരണങ്ങളുടെ സാന്നിദ്ധ്യത്തിൽ ഈ സാന്ദ്രീകരണ ന്യൂക്ളിയസുകൾ നിഷ്ക്രിയമാകും എന്ന് മാത്രമല്ല അൾട്രാവയലറ്റ് വികിരണങ്ങളേൽക്കുന്ന ഓരോ മണിക്കൂറും ഈ ന്യൂക്ളിയസുകളുടെ കാര്യക്ഷമത പത്തിലൊന്നുവച്ച് കുറഞ്ഞുകൊണ്ടിരിക്കുകയും ചെയ്യും. -4°C വരെ ഉപരിതല താപനിലയുള്ള മേഘത്തിൽ സിൽവർ അയഡെഡ് ഉപയോഗിക്കുന്നത് ഏറെ ഫലപ്രദമാണ്. തപ്തമേഘങ്ങളാണ് ബീജനത്തിന് തെരഞ്ഞെടുക്കുന്നതെങ്കിൽ, ഉപ്പ് നിറച്ച ബലൂണുകൾ മേഘത്തിലേക്ക് കടത്തിവിട്ട് പൊട്ടിച്ചിതറിച്ചും, അതിസൂക്ഷ്മമായ ജലകണങ്ങൾ മേഘത്തിലേക്ക് സ്പ്രേ ചെയ്തും കണ്ടൻസേഷൻ ന്യൂക്ളിയസുകൾ സൃഷ്ടിക്കാം. ബീജനത്തിന് അനുയോജ്യമായ മേഘങ്ങളെ കണ്ടെത്തുകയാണ് ആദ്യത്തെ ഘട്ടം. പദ്ധതി സ്ഥലത്തെ അന്തരീക്ഷത്തിന്റെ സവിശേഷതകൾ, ഗുണഭോക്താവിന്റെ പ്രത്യേക ആവശ്യങ്ങൾ എന്നിവയും ഏറ്റവും അനുയോജ്യമായ ബീജനരീതിയും ബീജനവസ്തുക്കൾ തെരഞ്ഞെടുക്കുന്നതും കൃത്രിമ മഴയുടെ വിജയസാധ്യതയിൽ നിർണായകങ്ങളാണ്. ഘനീകരണ ന്യൂക്ളിയസുകളെ മേഘത്തിന്‍റെ അതിശീതഭാഗത്തെത്തിക്കുകയാണ് അടുത്ത പ്രധാനഘട്ടം. ഗ്രൗണ്ട് ജനറേറ്ററുകൾ ഉപയോഗിച്ച് അതിശക്തമായ വായുപ്രവാഹം സ്യഷ്ടിച്ചും, എയർക്രാഫ്റ്റുകൾ ഉപയോഗിച്ച് മേഘങ്ങളിൽ ഘനീകരണ ന്യൂക്ളിയസുകൾ വിതറിയുമാണ് ഇത് സാധ്യമാക്കുന്നത്. ബീജനം നടന്ന ഉടൻ തന്നെ മഴ പെയ്യണമെന്നില്ല, മേഘങ്ങളിലെ മഞ്ഞുപരലുകളുടെ വലിപ്പം, അവ താഴേക്ക് പതിക്കുവാൻ ആവശ്യമായ പരിധിയിൽ (ഉദ്ദേശം 40 മൈക്രോൺ വ്യാസം) എത്തുമ്പോൾ ഐസ് അടങ്ങിയിരിക്കുന്ന ജലാംശവും, വായുപ്രവാഹത്തിന്‍റെ ഗതിയും പരലുകൾ മേഘത്തിൽ നിന്ന് ഭൂമിയിലേക്ക് പ്രവേശിക്കുകയും പിന്നീട് ഉരുകി മഴയായി പെയ്യുകയും ചെയ്യുന്നു. മേഘങ്ങളിൽ ബീജനപ്രകിയയിൽ നിർണായകങ്ങളാണ്. മേഘത്തിനുള്ളിൽ ജലകണങ്ങളുടെ കൂട്ടിമുട്ടലുകളും, വളരെയറെ പ്രാധാന്യമുള്ളതാണ്. കൂട്ടിമുട്ടലുകൾ മൂലം വലിയ കണങ്ങൾ സൃഷ്ടിക്കപ്പെടുന്നു. വിരുദ്ധ ചാര്‍ജുമുള്ള വൈദ്യുതി ഫീൽഡ് സൃഷ്ടിച്ച് ജലകണങ്ങളുടെ കൂട്ടിമുട്ടലുകൾ ത്വരിതപ്പെടുത്തുവാനും സാധിക്കും.

ഒരു പ്രത്യേക സ്ഥലത്ത് കൃത്രിമ മഴ പെയ്യിക്കാന്‍ ശ്രമിച്ചാല്‍ മറ്റൊരിടത്തായിരിക്കും മഴയുടെ പോരായ്മ അനുഭവപ്പെടുകയെന്നു പറയാറുണ്ട്. ഇത് തെറ്റിദ്ധാരണാജനകമാണെന്ന് വിദഗ്ദര്‍ വിലയിരുത്തുന്നു. കാരണം, അന്തരീക്ഷത്തിലെ ജലബാഷ്പത്തിന്‍റെ വെറും രണ്ടു ശതമാനം മാത്രമാണ് മേഘത്തിലുള്ളത്. അതുകൊണ്ട് തന്നെ മേഘത്തിലുള്ള ജലബാഷ്പം ചൂഷണം ചെയ്‌താല്‍ അന്തരീക്ഷം തന്നെ ഊഷരമായി മാറിയേക്കുമെന്നത് അബദ്ധമാണ്.

കടപ്പാട്: സി.എസ്. ഗോപകുമാര്‍

കെ.എന്‍.കൃഷ്ണകുമാര്‍

എച്ച്.വി.പ്രസാദറാവു