-
توجه: در صورتی که از کاربران قدیمی ایران انجمن هستید و امکان ورود به سایت را ندارید، میتوانید با آیدی altin_admin@ در تلگرام تماس حاصل نمایید.
مقالات هواشناسی
- شروع کننده موضوع کدخدا
- تاریخ شروع
تحليل الگوي فضايي پرفشار جنب حاره بر روي آسيا و آفريقا
آيا پرفشار جنب حاره اي تابستانه بر روي ايران زبانه اي از پرفشار جنب حاره اي آزور است؟
Trends in Pacific Decadal Oscillation Subjected To Solar Forcing
بررسي پديده تگرگ در ايران و روشهاي كنترل و مقابله با تگرگ
تحليل سينوپتيك و پهنه بندي بارش تگرگ در خراسان بزرگ براي دورة آماري 1996 الی 2005
آيا پرفشار جنب حاره اي تابستانه بر روي ايران زبانه اي از پرفشار جنب حاره اي آزور است؟
Trends in Pacific Decadal Oscillation Subjected To Solar Forcing
بررسي پديده تگرگ در ايران و روشهاي كنترل و مقابله با تگرگ
تحليل سينوپتيك و پهنه بندي بارش تگرگ در خراسان بزرگ براي دورة آماري 1996 الی 2005
مقاله شماره 1 (بخش اول):
چگونگی تشکیل فرابار سیبری و اثر آن بر اقلیم شرق ایران
دکتر بهلول علیجانی
چکیده
فرابار سیبری پدیدهء غالب دورهء سرد آسیا است که در اوایل دورهء سرد در اطراف دریاچهء بایکال تشکیل و به تدریج همزمان با پیشرفت زمستان گسترده‌تر و قویتر میشود.در اوج فعالیت خود زبانهای هم به خاورمیانه میفرستد و اقلیم منطقه و ایران را در شرق کوههای زاگرس کنترل میکند.در گذشته علت اصلی تشکیل آن را سرد شدن تدریجی خشکی وسیع آسیا در زمستان میدانستند.مطالعهء حاضر نشان میدهد که علت اصلی تشکیل و تغییرات مکانی آن،آرایش بادهای غربی در ترازهای بالاتر به صورت فرود و فراز میباشد و سردی سرزمین وسیع سیبری در فصل زمستان به تشکیل ان کمک کرده و قدرت آن را تقویت میکند.
مقدّمه
در دورهء سرد سال خشکی وسیع آسیا در شمال کوههای هیمالیا به علت دریافت کمتر انرژی تابشی خالص سرد میشود.علت اصلی این کاهش دریافت انرژی تابشی،کوچکتر شدن زاویهء تابش و کوتاهتر شدن مدت تابش خورید در عرضهای بالاتر و بالا رفتن آلبدوی زمین در مناطق نسبة صاف و عاری از پوشش گیاهی و بعضی وقتها پوشیده از برف سرزمین وسیع سیبری میباشد.بهطوریکه منطقهء اصلی کسری انرژی در سرزمینهای اطراف دریاچهء بایکال قرار میگیرد که هم زاویهء تابش خورشید در زمستان محدودتر است و هم از تأثیر تعدیل دریا فاصله زیادی دارد و سطح زمین هم به دلیل کمی پوشش گیاهی از آلبدوی نسبة بالایی برخوردار است.هوای مجاور زمین به علت کسری بیلان انرژی روزبروز سردتر و سنگینتر میشود و بر اثر انباشته شدن هوا در لایههای مجاور زمین یک مرکز پرفشار تشکیل میشود.اولین منحنی هم فشار بستهء این فرابار در اوایل ماه اکتبر و در اطراف دریاچهء بایکال ظاهر میشود که به تدریج با پیشروی دورهء سرد و سردتر شدن هوای سیبری بر شدت آن افزوده میشود بهطوریکه در دیماه به حداکثر شدت و گسترش خود میرسد.فشار مرکزی این فرابار بر روی نقشههای متوسط فشار حدود 1035 هکتوپاسکال است و از نظر وسعت تمام سیبری را در شرق کوههای اورال و شمال سلسله جبال هیمالیا فرا میگیرد.ضخامت عمودی فرابار سیبری از 2400 متر تجاوز نمیکند و در هیچ موردی بر روی نقشههای هوای بالاتر از 3000 متر اثری از آن دیده نمیشود. به عبارت دیگر،اگرچه فرابار سیبری پدیدهای غالب و حاکم در اقلیم شرق آسیا به حساب میآید ولی پدیدهء غالب تمام جوّ نیست و بر بالای آن بادهای غربی یعنی عنصر اصلی گردش همومی هوا در منطقهء برون حاره در وزش دایمی هستند.
نقشه 1 وضعیت هوای یکی از روزهایی که فرابار سیبری دارای گسترشی وسیع است را نشان میدهد .مرکز فرابار با فشاری بیش از 1072 هکتوپاسکال بر روی دریاچهء بایکال تشکیل شده است و قسمت اعظم قارهء آسیا را از خاورمیانه تا ساحل اقیانوس کبیر در شمال کوههای هیمالیا فراگرفته است.ادامه آن به صورت زبانهای از طریق تنگهء برینگ بر روی آلاسکا نیز گسترده شده است.این مرکز در جهات مغرب و مشرق به وسیلهء سیکلونهای برونحارهای محدود شده است.درجهء حرارت هوا در شرق دریاچهء بایکال 49-، در شمال آن 45-و در جنوب آن 44-است.اگرچه رطوبت هوا بسیار ناچیز است ولی به علت سرمای شدید به درجه اشباع رسیده و در سرزمینهای اطراف دریاچه مه تبریدی به وجود آمده است. درجه حرارت هوا به طرف جنوب دریاچه افزایش مییابد و دمای حدود 28- مشاهده میشود.ولی در هیچ نقطهای از منطقه استیلای فرابار،به استثنای ایران و جنوب چین،دمای بالای صفر سلسیوس مشاهده نمیشود.سردترین دماها در شرق دریاچه بایکال در جایی مشاهده میشود که منحنیهای هم فشار سبب وزش بادهای سرد از نواحی نزدیک به قطب و آلاسکا به منطقه شدهاند.دمای قسمتهای غربی حوزهء استیلای فرابار سیبری گرمتر است و علت این است که در این منطقه که بادها از جنوب به شمال میوزند،هوای نسبة گرم جنوب را همراه میآورند.در اغلب ایستگاههای زیر نفوذ فرابار سیبری،دمای نقطهء شبنم زیر صفر سلسیوس است.پایینترین دمای نقطهء شبنم در شرق دریاچهء بایکال حدود 50- و بیشترین آنها در حدود چین 4 است.در جنوب چین بر اثر گردش هوا در اطراف فرابار در جهت عقربههای ساعت،هوایی نسبة مرطوب و تعدیل یافته از روی اقیانوس آرام میوزد و در برخورد با ارتفاعات منطقه ایجاد ابر میکند.در مجموع،هوا بسیار خشک است و هیچ نوع نزولات جوی به وجود نمیآید.
چگونگی تشکیل فرابار سیبری و اثر آن بر اقلیم شرق ایران
دکتر بهلول علیجانی
چکیده
فرابار سیبری پدیدهء غالب دورهء سرد آسیا است که در اوایل دورهء سرد در اطراف دریاچهء بایکال تشکیل و به تدریج همزمان با پیشرفت زمستان گسترده‌تر و قویتر میشود.در اوج فعالیت خود زبانهای هم به خاورمیانه میفرستد و اقلیم منطقه و ایران را در شرق کوههای زاگرس کنترل میکند.در گذشته علت اصلی تشکیل آن را سرد شدن تدریجی خشکی وسیع آسیا در زمستان میدانستند.مطالعهء حاضر نشان میدهد که علت اصلی تشکیل و تغییرات مکانی آن،آرایش بادهای غربی در ترازهای بالاتر به صورت فرود و فراز میباشد و سردی سرزمین وسیع سیبری در فصل زمستان به تشکیل ان کمک کرده و قدرت آن را تقویت میکند.
مقدّمه
در دورهء سرد سال خشکی وسیع آسیا در شمال کوههای هیمالیا به علت دریافت کمتر انرژی تابشی خالص سرد میشود.علت اصلی این کاهش دریافت انرژی تابشی،کوچکتر شدن زاویهء تابش و کوتاهتر شدن مدت تابش خورید در عرضهای بالاتر و بالا رفتن آلبدوی زمین در مناطق نسبة صاف و عاری از پوشش گیاهی و بعضی وقتها پوشیده از برف سرزمین وسیع سیبری میباشد.بهطوریکه منطقهء اصلی کسری انرژی در سرزمینهای اطراف دریاچهء بایکال قرار میگیرد که هم زاویهء تابش خورشید در زمستان محدودتر است و هم از تأثیر تعدیل دریا فاصله زیادی دارد و سطح زمین هم به دلیل کمی پوشش گیاهی از آلبدوی نسبة بالایی برخوردار است.هوای مجاور زمین به علت کسری بیلان انرژی روزبروز سردتر و سنگینتر میشود و بر اثر انباشته شدن هوا در لایههای مجاور زمین یک مرکز پرفشار تشکیل میشود.اولین منحنی هم فشار بستهء این فرابار در اوایل ماه اکتبر و در اطراف دریاچهء بایکال ظاهر میشود که به تدریج با پیشروی دورهء سرد و سردتر شدن هوای سیبری بر شدت آن افزوده میشود بهطوریکه در دیماه به حداکثر شدت و گسترش خود میرسد.فشار مرکزی این فرابار بر روی نقشههای متوسط فشار حدود 1035 هکتوپاسکال است و از نظر وسعت تمام سیبری را در شرق کوههای اورال و شمال سلسله جبال هیمالیا فرا میگیرد.ضخامت عمودی فرابار سیبری از 2400 متر تجاوز نمیکند و در هیچ موردی بر روی نقشههای هوای بالاتر از 3000 متر اثری از آن دیده نمیشود. به عبارت دیگر،اگرچه فرابار سیبری پدیدهای غالب و حاکم در اقلیم شرق آسیا به حساب میآید ولی پدیدهء غالب تمام جوّ نیست و بر بالای آن بادهای غربی یعنی عنصر اصلی گردش همومی هوا در منطقهء برون حاره در وزش دایمی هستند.
نقشه 1 وضعیت هوای یکی از روزهایی که فرابار سیبری دارای گسترشی وسیع است را نشان میدهد .مرکز فرابار با فشاری بیش از 1072 هکتوپاسکال بر روی دریاچهء بایکال تشکیل شده است و قسمت اعظم قارهء آسیا را از خاورمیانه تا ساحل اقیانوس کبیر در شمال کوههای هیمالیا فراگرفته است.ادامه آن به صورت زبانهای از طریق تنگهء برینگ بر روی آلاسکا نیز گسترده شده است.این مرکز در جهات مغرب و مشرق به وسیلهء سیکلونهای برونحارهای محدود شده است.درجهء حرارت هوا در شرق دریاچهء بایکال 49-، در شمال آن 45-و در جنوب آن 44-است.اگرچه رطوبت هوا بسیار ناچیز است ولی به علت سرمای شدید به درجه اشباع رسیده و در سرزمینهای اطراف دریاچه مه تبریدی به وجود آمده است. درجه حرارت هوا به طرف جنوب دریاچه افزایش مییابد و دمای حدود 28- مشاهده میشود.ولی در هیچ نقطهای از منطقه استیلای فرابار،به استثنای ایران و جنوب چین،دمای بالای صفر سلسیوس مشاهده نمیشود.سردترین دماها در شرق دریاچه بایکال در جایی مشاهده میشود که منحنیهای هم فشار سبب وزش بادهای سرد از نواحی نزدیک به قطب و آلاسکا به منطقه شدهاند.دمای قسمتهای غربی حوزهء استیلای فرابار سیبری گرمتر است و علت این است که در این منطقه که بادها از جنوب به شمال میوزند،هوای نسبة گرم جنوب را همراه میآورند.در اغلب ایستگاههای زیر نفوذ فرابار سیبری،دمای نقطهء شبنم زیر صفر سلسیوس است.پایینترین دمای نقطهء شبنم در شرق دریاچهء بایکال حدود 50- و بیشترین آنها در حدود چین 4 است.در جنوب چین بر اثر گردش هوا در اطراف فرابار در جهت عقربههای ساعت،هوایی نسبة مرطوب و تعدیل یافته از روی اقیانوس آرام میوزد و در برخورد با ارتفاعات منطقه ایجاد ابر میکند.در مجموع،هوا بسیار خشک است و هیچ نوع نزولات جوی به وجود نمیآید.
ادامه مقاله شماره 1 (بخش دوم):
نقشهء 2 هوای تراز 500 هکتوپاسکالی منطقه گسترش فرابار سیبری را نشان میدهد. در این نقشه اثری از آرایش فرابار سیبری دیده نمیشود.در عوض بادهای غربی یک فراز نسبة چشمگیر در غرب منطقه و یک فرود عمیق در شرق آن ایجاد کردهاند.درست بر بالای مرکز پرفشار روی زمین،منطقه انقباض تراز بالا،منطقهء وزش چرخندگی منفی،قرار دارد. طبق اصل چرخندگی(علیخانی-1366)،در زیر منطقه وزش چرخندگی منفی،حرکت هوا نزولی است که شدت آن با عمق فرود و سرعت باد رابطه مستقیم دارد.سرعت بادهای تراز 500 هکتوپاسکال بر بالای دریاچه بایکال 50 تا 60 گره است و در واقع مسیر رود باد جبهه قطبی از این منطقه میگذرد.آرایش خطوط تراز نمای تراز 500 هکتوپاسکال نشان میدهد که توده هوای بالای دریاچه بایکال از قسمتهای شمالی سیبری در نزدیکی قطب شمال سرچشمه گرفته است و در نتیجه بسیار سرد و خشک است. از مطالعهء نقشههای 1 و 2 چنین استنباط میشود که از شرایط مساعد برای تشکیل فرابارها سه عامل موجود است: 1) در روی زمین بر اثر بازتاب (انعکاس) و بازتابش پرفشار میگردد. 2) در تراز 500 هکتوپاسکالی، قرار گرفتن منطقه وزش چرخندگی منفی بر روی دریاچه بایکال سبب نزول دینامیکی هوا شده و مرکز پرفشاری بر روی زمین ایجاد میکند، و 3) بالاخره چون هوای منطقه از عرضهای بسیار بالاتر میآید و بسیار هم سرد و خشک است،بنابراین سنگینتر و پایدارتر میباشد.
نقشهء 2 هوای تراز 500 هکتوپاسکالی منطقه گسترش فرابار سیبری را نشان میدهد. در این نقشه اثری از آرایش فرابار سیبری دیده نمیشود.در عوض بادهای غربی یک فراز نسبة چشمگیر در غرب منطقه و یک فرود عمیق در شرق آن ایجاد کردهاند.درست بر بالای مرکز پرفشار روی زمین،منطقه انقباض تراز بالا،منطقهء وزش چرخندگی منفی،قرار دارد. طبق اصل چرخندگی(علیخانی-1366)،در زیر منطقه وزش چرخندگی منفی،حرکت هوا نزولی است که شدت آن با عمق فرود و سرعت باد رابطه مستقیم دارد.سرعت بادهای تراز 500 هکتوپاسکال بر بالای دریاچه بایکال 50 تا 60 گره است و در واقع مسیر رود باد جبهه قطبی از این منطقه میگذرد.آرایش خطوط تراز نمای تراز 500 هکتوپاسکال نشان میدهد که توده هوای بالای دریاچه بایکال از قسمتهای شمالی سیبری در نزدیکی قطب شمال سرچشمه گرفته است و در نتیجه بسیار سرد و خشک است. از مطالعهء نقشههای 1 و 2 چنین استنباط میشود که از شرایط مساعد برای تشکیل فرابارها سه عامل موجود است: 1) در روی زمین بر اثر بازتاب (انعکاس) و بازتابش پرفشار میگردد. 2) در تراز 500 هکتوپاسکالی، قرار گرفتن منطقه وزش چرخندگی منفی بر روی دریاچه بایکال سبب نزول دینامیکی هوا شده و مرکز پرفشاری بر روی زمین ایجاد میکند، و 3) بالاخره چون هوای منطقه از عرضهای بسیار بالاتر میآید و بسیار هم سرد و خشک است،بنابراین سنگینتر و پایدارتر میباشد.
ادامه مقاله شماره 1 (بخش سوم):
عامل اصلی تشکیل فرابار سیبری
برای تشخیص عامل عمدهء تشکیل فرابار سیبری،نقشههای هوای روز 13 ژانویه 1967 را با نقشههای هوای روز 13 ژانویه 1966 مقایسه میکنیم.هوای تراز متوسط دریا برای روز 13 ژانویه 1966 در نقشه 3 آمده است.باتوجه به اینکه:1)زاویهء تابش و مدت تابش خورشید در روز 13 ژانویه در تمام سالها ثابت است،و 2)پوشش گیاهی و سایر عوارض روی زمین در مدت یک سال چندان تغییر نمیکند،بایستی کسری انرژی زمین در هردو زمان یکسان باشد و اگر کاهش شدید دمای هوا به علت تراز منفی انرژی سطح زمین باشد،شدت فرابار نباید تغییر بکند.در صورتی که طبق شکل 3،اولا مرکز فرابار سیبری از روی دریاچهء بایکال به جنوب دریاچهء بالخاش در 40 درجهء شمالی و 80 درجه شرقی جابجا شده است و ثانیا فشار مرکزی آن تا 1054 هکتوپاسکال کاهش پیدا کرده است،بر روی دریاچهء بایکال مرکز یک چرخند نسبة قوی قرار دارد.
فرابار سیبری از فرابار کانادا جا شده است و هوای گرم پشت جبهه گرم چرخند را تشکیل میدهد.دمای هوا در جنوب دریاچهء بایکال 12-و دمای نقطهء شبنم 13-است.در مرکز فرابار،بر روی فلات پامیر دمای هوا 4- و دمای نقطهء شبنم 14- است.از مقایسه دماهای روی نقشهء 3 با نقشهء 1 معلوم میشود که روز 13 ژانویه 1967 سردتر از همانروز در سال قبل بوده است.کاهش درجه حرارت در بعضی ایستگاههای غرب و جنوب دریاچه بایکال تا 30 نیز رسیده است.مسلما زاویهء تابش و مدت تابش خورشید و یا ویژگیهای طبیعی و پوششی زمین در فاصلهء یک سال عوض نشدهاند و نمیتوانند اینچنین تفاوت دمایی را سبب شوند.بنابراین جابجایی و تضعیف فرابار بر اثر تغییرات آرایش تراز 500 هکتو پاسکالی صورت گرفته است.
نقشهء شماره 4 نشاندهندهء تراز 500 هکتوپاسکالی روز 13 ژانویه در سال 1966 است. آرایش منحنیهای ترازنما تفاوت چشمگیری با روز 13 ژانویه سال 1967 دارند.بادهای غربی دوشاخه شدهاند.شاخهء شمالی که بسیار قویّ است در شمالغرب دریاچه بایکال فرودی نسبة قوی داشته است.در پیشاپیش آن،منطقهء وزش چرخندگی مثبت،بر روی دریاچهء بایکال قرار دارد.در نتیجهء این آرایش بر روی دریاچه بایکال،چرخندی بسیار قوی دیده میشود.شاخهء جنوبی بادهای غربی که نسبة ضعیفتر است،بر روی منطقهء غرب دریاچهء بالخاش فرازی به وجود آورده است،که قسمت جلویی این فراز،یعنی منطقه وزش چرخندگی منفی،بر بالای فلات پامیر و منطبق بر مرکز پرفشار میباشد؛ازاز مقایسه نقشه 4 با نقشهء 2 معلوم میشود که فرود و فراز روز 13 ژانویه 1966 ضعیفتر از سال 1967 میباشد و منطقه وزش چرخندگی منفی بر بالای فلات پامیر و منطقهء وزش چرخندگی مثبت بر روی دریاچهء بایکال قرار دارد.چرخند روی دریاچهء بایکال قویتر از فرابار جنوب دریاچه بالخاش است.علت این است که موج کوتاه روی دریاچه بایکال بسیار قوتیر از موج کوتاه جنوب دریاچهء بالخاش میباشد.
آرایش منحنیهای ترازنمای تراز 500 هکتوپاسکالی در نقشهء 4 به گونهایست که توده هوای معتدلتری را از روی ایران و جنوب دریاچه اورال به منطقه آورده و سبب شده است که بر دمای ثبت شده در ایستگاههای هواشناسی افزوده شود.برخلاف روز 13 ژانویه 1967 که فراز تشکیلدهنده فرابار(نقشهء 2)هوای بسیار سرد و سنگینتری را از شمال آورده است، در سال 1966(شکل 4)هوای گرمتری که از خاورمیانه آمده چندان فشرده و سنگین نبوده، در نتیجه از شدت فرابار کاسته شده است.
مقایسه نقشههی 2 و 4 نشان میدهد که موج بادهای غربی عامل اصلی تشکیل فرابار سیبری است و موقعیت مرکز فرابار با منطقه وزش چرخندگی منفی عقب فرود بادهای غربی همبستگی کامل دارد.شدت فرابار با عمق فرود و سرعت باد داخل آن رابطه مستقیم و با طول موج رابطهء عکس دارد.سرمایش تابشی سطح زمین در منطقه وسیع سیبری در دورهء سرد سال اثر بادهای غربی را تشدید میکند.بهطوریکه شدت فرابار در عرضهای پایینتر کمتر از شدت آن در عرضهای بالاتر است.در نقشه 1 مرکز فرابار در زمین سرد عرضهای بالاتر قرار دارد در صورتی که در نقشه 3 مرکز آن در عرضهای پایینتر و بر روی زمین گرمتری قرار گرفته است.
مقایسه نقشههای 2 و 4 نشان میدهد که فرابار سیبری نمیتواند محلی ثابت داشته باشد و به تناسب جابجایی محل فرود تراز بالا جابجا میشود.امّا در مدتی طولانی تقریبا حول یک موقعیت واحد نوسان دارد و در روی نقشههای متوسط پراکندگی فشار مکان ثابتی را به دست آورده است.بهطوری که در طول دورهء سرد به صورت پدیده اقلیمی غالب در آسیا محسوب میشود.
عامل اصلی تشکیل فرابار سیبری
برای تشخیص عامل عمدهء تشکیل فرابار سیبری،نقشههای هوای روز 13 ژانویه 1967 را با نقشههای هوای روز 13 ژانویه 1966 مقایسه میکنیم.هوای تراز متوسط دریا برای روز 13 ژانویه 1966 در نقشه 3 آمده است.باتوجه به اینکه:1)زاویهء تابش و مدت تابش خورشید در روز 13 ژانویه در تمام سالها ثابت است،و 2)پوشش گیاهی و سایر عوارض روی زمین در مدت یک سال چندان تغییر نمیکند،بایستی کسری انرژی زمین در هردو زمان یکسان باشد و اگر کاهش شدید دمای هوا به علت تراز منفی انرژی سطح زمین باشد،شدت فرابار نباید تغییر بکند.در صورتی که طبق شکل 3،اولا مرکز فرابار سیبری از روی دریاچهء بایکال به جنوب دریاچهء بالخاش در 40 درجهء شمالی و 80 درجه شرقی جابجا شده است و ثانیا فشار مرکزی آن تا 1054 هکتوپاسکال کاهش پیدا کرده است،بر روی دریاچهء بایکال مرکز یک چرخند نسبة قوی قرار دارد.
فرابار سیبری از فرابار کانادا جا شده است و هوای گرم پشت جبهه گرم چرخند را تشکیل میدهد.دمای هوا در جنوب دریاچهء بایکال 12-و دمای نقطهء شبنم 13-است.در مرکز فرابار،بر روی فلات پامیر دمای هوا 4- و دمای نقطهء شبنم 14- است.از مقایسه دماهای روی نقشهء 3 با نقشهء 1 معلوم میشود که روز 13 ژانویه 1967 سردتر از همانروز در سال قبل بوده است.کاهش درجه حرارت در بعضی ایستگاههای غرب و جنوب دریاچه بایکال تا 30 نیز رسیده است.مسلما زاویهء تابش و مدت تابش خورشید و یا ویژگیهای طبیعی و پوششی زمین در فاصلهء یک سال عوض نشدهاند و نمیتوانند اینچنین تفاوت دمایی را سبب شوند.بنابراین جابجایی و تضعیف فرابار بر اثر تغییرات آرایش تراز 500 هکتو پاسکالی صورت گرفته است.
نقشهء شماره 4 نشاندهندهء تراز 500 هکتوپاسکالی روز 13 ژانویه در سال 1966 است. آرایش منحنیهای ترازنما تفاوت چشمگیری با روز 13 ژانویه سال 1967 دارند.بادهای غربی دوشاخه شدهاند.شاخهء شمالی که بسیار قویّ است در شمالغرب دریاچه بایکال فرودی نسبة قوی داشته است.در پیشاپیش آن،منطقهء وزش چرخندگی مثبت،بر روی دریاچهء بایکال قرار دارد.در نتیجهء این آرایش بر روی دریاچه بایکال،چرخندی بسیار قوی دیده میشود.شاخهء جنوبی بادهای غربی که نسبة ضعیفتر است،بر روی منطقهء غرب دریاچهء بالخاش فرازی به وجود آورده است،که قسمت جلویی این فراز،یعنی منطقه وزش چرخندگی منفی،بر بالای فلات پامیر و منطبق بر مرکز پرفشار میباشد؛ازاز مقایسه نقشه 4 با نقشهء 2 معلوم میشود که فرود و فراز روز 13 ژانویه 1966 ضعیفتر از سال 1967 میباشد و منطقه وزش چرخندگی منفی بر بالای فلات پامیر و منطقهء وزش چرخندگی مثبت بر روی دریاچهء بایکال قرار دارد.چرخند روی دریاچهء بایکال قویتر از فرابار جنوب دریاچه بالخاش است.علت این است که موج کوتاه روی دریاچه بایکال بسیار قوتیر از موج کوتاه جنوب دریاچهء بالخاش میباشد.
آرایش منحنیهای ترازنمای تراز 500 هکتوپاسکالی در نقشهء 4 به گونهایست که توده هوای معتدلتری را از روی ایران و جنوب دریاچه اورال به منطقه آورده و سبب شده است که بر دمای ثبت شده در ایستگاههای هواشناسی افزوده شود.برخلاف روز 13 ژانویه 1967 که فراز تشکیلدهنده فرابار(نقشهء 2)هوای بسیار سرد و سنگینتری را از شمال آورده است، در سال 1966(شکل 4)هوای گرمتری که از خاورمیانه آمده چندان فشرده و سنگین نبوده، در نتیجه از شدت فرابار کاسته شده است.
مقایسه نقشههی 2 و 4 نشان میدهد که موج بادهای غربی عامل اصلی تشکیل فرابار سیبری است و موقعیت مرکز فرابار با منطقه وزش چرخندگی منفی عقب فرود بادهای غربی همبستگی کامل دارد.شدت فرابار با عمق فرود و سرعت باد داخل آن رابطه مستقیم و با طول موج رابطهء عکس دارد.سرمایش تابشی سطح زمین در منطقه وسیع سیبری در دورهء سرد سال اثر بادهای غربی را تشدید میکند.بهطوریکه شدت فرابار در عرضهای پایینتر کمتر از شدت آن در عرضهای بالاتر است.در نقشه 1 مرکز فرابار در زمین سرد عرضهای بالاتر قرار دارد در صورتی که در نقشه 3 مرکز آن در عرضهای پایینتر و بر روی زمین گرمتری قرار گرفته است.
مقایسه نقشههای 2 و 4 نشان میدهد که فرابار سیبری نمیتواند محلی ثابت داشته باشد و به تناسب جابجایی محل فرود تراز بالا جابجا میشود.امّا در مدتی طولانی تقریبا حول یک موقعیت واحد نوسان دارد و در روی نقشههای متوسط پراکندگی فشار مکان ثابتی را به دست آورده است.بهطوری که در طول دورهء سرد به صورت پدیده اقلیمی غالب در آسیا محسوب میشود.
دامه مقاله شماره 1 (بخش چهارم و پایانی):
اثر فرابار سیبری بر روی آب و هوای شرق ایران
فرابار سیبری در زمان فعالیت شدید خود باعث گسترش زبانهای به طرف خاورمیانه میشود که با مراکز پرفشار روی کوههای ایران و ترکیه یکی شده و یک سیستم پرفشار و قوی ایجاد میکنند(نقشه 1)که آب و هوای ایران را تحتتأثیر قرار میدهد.از آن جایی که فرابار سیبری پدیده غالب ترازهای پایین جوّ است و ضخامت عمودی آن از 3000 متر تجاوز نمیکند و از گذرگاههای کوهستانی پیشروی میکند،در نتیجه از معابر و نواحی کمارتفاع کوههای خراسان وارد چالههای مرکزی ایران میشود.روز 13 ژانویه 1967 زبانهای از فرابار سیبری از نواحی پست شمال شرق کشور وارد ایران شده و شرایط آب و هوایی سرد و خشک را در منطقه شرق کوههای زاگرس ایجاد کرده است.(نقشه 1).دما و دمای نقطه شبنم چند ایستگاه هواشناسی ایران در ساعت 5/3 بعد از ظهرروز 13 ژانویه 1967 در جدول یک آمده است.
براساس این جدول،علی رغم ساعاتی از روز که بر میزان گرما افزوده میشود،میبینیم که دمای اغلب ایستگاهها پایین است.بدیهی است که در شب به علت نبودن انرژی خورشید،دماهی بسیار پایینتری گزارش میشود.نکتهء مهمتر پایین بودن دمای نقطه شبنم است که از خشکی بسیار هوا حکایت دارد.توده هوای سیبری با این رطوبت بسیار کم اگر به صورت اشباع هم درآید بارش ایجاد نمیکند و خشکی شدید آن احساس سرما را بیش از دمای واقعی هوا میکند. محدودهء نفود فرابار سیبری در ایران از مغرب به وسیله کوههای زاگرس و از جنوب به ویسله تضعیف تدریجی شدت سردی هوای سیبری بر اثر عبور از روی زمینهای گرمتر جنوب تعیین میشود.هوای سیبری به علت ضخامت کم از روی کوههای زاگرس عبور نمیکند و در صورت عبور هم در دامنه غربی زاگرس بر اثر نزول بیدررو گرم شده و ماهیت اصلی خود را از دست میدهد.مرز جنوبی پیشروی آن بستگی به شدت سرمای آن دارد.و هرقدر سردتر باشد تا عرضهای پایینتری گسترش مییابد.
لینک دانلود این مقاله:http://www.ensani.ir/storage/Files/20120413142352-2166-91.pdf
اثر فرابار سیبری بر روی آب و هوای شرق ایران
فرابار سیبری در زمان فعالیت شدید خود باعث گسترش زبانهای به طرف خاورمیانه میشود که با مراکز پرفشار روی کوههای ایران و ترکیه یکی شده و یک سیستم پرفشار و قوی ایجاد میکنند(نقشه 1)که آب و هوای ایران را تحتتأثیر قرار میدهد.از آن جایی که فرابار سیبری پدیده غالب ترازهای پایین جوّ است و ضخامت عمودی آن از 3000 متر تجاوز نمیکند و از گذرگاههای کوهستانی پیشروی میکند،در نتیجه از معابر و نواحی کمارتفاع کوههای خراسان وارد چالههای مرکزی ایران میشود.روز 13 ژانویه 1967 زبانهای از فرابار سیبری از نواحی پست شمال شرق کشور وارد ایران شده و شرایط آب و هوایی سرد و خشک را در منطقه شرق کوههای زاگرس ایجاد کرده است.(نقشه 1).دما و دمای نقطه شبنم چند ایستگاه هواشناسی ایران در ساعت 5/3 بعد از ظهرروز 13 ژانویه 1967 در جدول یک آمده است.
براساس این جدول،علی رغم ساعاتی از روز که بر میزان گرما افزوده میشود،میبینیم که دمای اغلب ایستگاهها پایین است.بدیهی است که در شب به علت نبودن انرژی خورشید،دماهی بسیار پایینتری گزارش میشود.نکتهء مهمتر پایین بودن دمای نقطه شبنم است که از خشکی بسیار هوا حکایت دارد.توده هوای سیبری با این رطوبت بسیار کم اگر به صورت اشباع هم درآید بارش ایجاد نمیکند و خشکی شدید آن احساس سرما را بیش از دمای واقعی هوا میکند. محدودهء نفود فرابار سیبری در ایران از مغرب به وسیله کوههای زاگرس و از جنوب به ویسله تضعیف تدریجی شدت سردی هوای سیبری بر اثر عبور از روی زمینهای گرمتر جنوب تعیین میشود.هوای سیبری به علت ضخامت کم از روی کوههای زاگرس عبور نمیکند و در صورت عبور هم در دامنه غربی زاگرس بر اثر نزول بیدررو گرم شده و ماهیت اصلی خود را از دست میدهد.مرز جنوبی پیشروی آن بستگی به شدت سرمای آن دارد.و هرقدر سردتر باشد تا عرضهای پایینتری گسترش مییابد.
لینک دانلود این مقاله:http://www.ensani.ir/storage/Files/20120413142352-2166-91.pdf
مقاله شماره 2 (بخش اول):
شناسایی الگوهای همدید بارش‌های شدید زمستانه سواحل جنوبی دریای خزر
غلامرضا جانباز قبادي: استاديار اقليم شناسي ، دانشگاه آزاد اسلامي واحد نور، نور، ايران
عباس مفيدي: استاديار اقليم شناسي ، دانشگاه فردوسي مشهد، مشهد، ايران
آذر زرين: پژوهشگر فوق دكتري، مركز پژوهش هاي اقليمي، دانشگاه ويسكانسين-مدسن، ويسكانسين، آمريكا
در سواحل جنوبي درياي خزر بارش به عنوان مهمترين عنصر اقليمي و پديده جوي از توزيع زماني و مكاني پيچيده اي برخوردار است . موقعيت جغرافيايي منحصر بفرد اين منطقه به ويژه قرارگيري آن بر جانب جنوبي درياي خزر، استقرار رشته كوه هاي مرتفع و توپوگرافي پيچيده همراه با جابجايي مداوم پشته ها و ناوه هاي امواج غربي بر روي منطقه بروز چنين پيچيدگي را در ساختار بارش منطقه اي در پي داشته است در اين ميان وقوع بارش هاي شديد از ويژگي هاي ذاتي اقليم سواحل جنوبي درياي خزر محسوب مي گردد. به طوري كه برخي از ايستگاه هاي خزري در اغلب سا لها تقريباً نيمي از مجموع بارش سالانه خود را با آستانه بالاتر از 30 ميلي متر در روز دريافت مي نمايند. توزيع زماني و تنوع مكاني بارش و پيچيدگي سازوكار حاكم بر وقوع آن در سواحل جنوبي درياي خزر بويژه در رابطه با بارش هاي شديد همواره بعنوان يكي از موضوعات برجسته و بحث انگيز توجه اقليم شناسان و هواشناسان بي شماري را بخود جلب نموده و موضوع اصلي پژوهش هاي متعددي بوده است . در اين ميان تئور يهاي متعددي بويژه در رابطه با سازوكار حاكم بر وقوع بارش هاي شديد در منطقه ي خزري ارائه گرديده است. تئوري هاي اوليه عمدتاً بر نقش پرفشار سيبري بعنوان عامل اصلي وقوع بارش هاي دوره ي سرد تأكيد داشته‌اند.
برخي موارد وقوع بيشينه بارش در منتهي اليه جنوب غربي درياي خزر ناشي از شكل گيري يك جبهه محلي در زمان گسترش بادهاي شمالي در دره سفيدرود دانسته شده است، و یا استقرار يك جبهه محلي موسوم به جبهه نسيم دريا عامل اصلي وقوع بيشينه مقادير بارش در حد فاصل خشكي و دريا بيان گرديده است. حال، برخي محققان نقش جبهه هاي سرد چرخندهاي برون حاره را در وقوع بارش ها ي سواحل جنوبي تشريح نموده اند. در حاليكه عمده پژوهشگران وقوع بارش ها ي شديد فصل پاييز بر روي منطقه خز ري را ناشي از وقوع همرفت دانسته اند.
بررسي پژوهش هاي اخير نشان ميدهد كه اگرچه برخي از آنها همچنان بر نقش پرفشار سيبري در وقوع بارش هاي خزري تأكيد دارند، و يا استقرار ناو ة موج غربي در ورد سپهر مياني بر روي درياي خزر را عامل اصلي صعود و وقوع بارش هاي سيل زا در سواحل جنوبي اين دريا ذكر نمود ه اند. اما در تئوري غالب، جابجايي شرق سوي پرفشارهاي مهاجر غربي و استقرار آنها بر روي منطقه خزري عامل اصلي وقوع بارش هاي پاييزه در سواحل جنوبي اين دريا دانسته شده است.
همچنين در يكي از جديدترين پژوهش هاي انجام شده، در يك بررسي همديدي، سه الگوي اصلي براي وقوع بارش هاي شديد پائيزه در سواحل جنوبي درياي خزر ارايه نموده اند. در تحقيق ياد شده به نحو بارزتري ساختار سامانه هاي همديدي بارش زا مورد بررسي قرار گرفته و درك دقيق تري از سازوكار حاكم بر وقوع بارش هاي شديد در فصل پا ييز ارايه گرديده است . بررسي مطالعات انجام شده مبین اين نكته است كه پژوهش هاي ياد شده عمدتاً بارش ها ي شديد فصل پائيز را در كانون اصلي توجه خود قرار داده اند و بارش هاي زمستانه در منطقه ي خزري كمتر مورد توجه قرار گرفته است.
در اين راستا تحقيق حاضر درصدد پاسخگويي به سؤال زير خواهد بود:
- الگوهاي همديدي بارش هاي شديد زمستانه در سواحل جنوبي درياي خزر كدامند؟
مواد و روش ها
- براي تعيين روزهاي بارش شديد، داده ها ي بارش روزانه 8 ايستگاه سينوپتيك در ساحل جنوبي درياي خزر براي آخرين دوره ي 10 ساله در دسترس، براي ماه هاي دسامبر، ژانويه، فوريه و مارس از سازمان هواشناسي كشور تهيه شد.
در تحقيق حاضر بارشي شديد تلقي مي شود كه مقدار آن در طي 24 ساعت برابر يا بيشتر از 5% مقدار متوسط بارش سالانه باشد. در همين زمينه روز داراي بارش شديد در منطقه خزري روزي است كه مقدار بارش حداقل در 1 ايستگاه از 8 ايستگاه برابر يا بيشتر از 5% مقدار متوسط بارش سالانه منطقه خزري، یعنی 58.5 میلیمتر، باشد. بر اساس معيارهاي فوق توزيع زماني و تغييرات مكاني بارش در منطقه خزري مورد بررسي قرار گرفت و در نهايت تعداد 21 روز به عنوان روزهاي بارش شديد زمستانه براي بررسي ها ي همديدي تعيين شد. جدول 2.
شناسایی الگوهای همدید بارش‌های شدید زمستانه سواحل جنوبی دریای خزر
غلامرضا جانباز قبادي: استاديار اقليم شناسي ، دانشگاه آزاد اسلامي واحد نور، نور، ايران
عباس مفيدي: استاديار اقليم شناسي ، دانشگاه فردوسي مشهد، مشهد، ايران
آذر زرين: پژوهشگر فوق دكتري، مركز پژوهش هاي اقليمي، دانشگاه ويسكانسين-مدسن، ويسكانسين، آمريكا
در سواحل جنوبي درياي خزر بارش به عنوان مهمترين عنصر اقليمي و پديده جوي از توزيع زماني و مكاني پيچيده اي برخوردار است . موقعيت جغرافيايي منحصر بفرد اين منطقه به ويژه قرارگيري آن بر جانب جنوبي درياي خزر، استقرار رشته كوه هاي مرتفع و توپوگرافي پيچيده همراه با جابجايي مداوم پشته ها و ناوه هاي امواج غربي بر روي منطقه بروز چنين پيچيدگي را در ساختار بارش منطقه اي در پي داشته است در اين ميان وقوع بارش هاي شديد از ويژگي هاي ذاتي اقليم سواحل جنوبي درياي خزر محسوب مي گردد. به طوري كه برخي از ايستگاه هاي خزري در اغلب سا لها تقريباً نيمي از مجموع بارش سالانه خود را با آستانه بالاتر از 30 ميلي متر در روز دريافت مي نمايند. توزيع زماني و تنوع مكاني بارش و پيچيدگي سازوكار حاكم بر وقوع آن در سواحل جنوبي درياي خزر بويژه در رابطه با بارش هاي شديد همواره بعنوان يكي از موضوعات برجسته و بحث انگيز توجه اقليم شناسان و هواشناسان بي شماري را بخود جلب نموده و موضوع اصلي پژوهش هاي متعددي بوده است . در اين ميان تئور يهاي متعددي بويژه در رابطه با سازوكار حاكم بر وقوع بارش هاي شديد در منطقه ي خزري ارائه گرديده است. تئوري هاي اوليه عمدتاً بر نقش پرفشار سيبري بعنوان عامل اصلي وقوع بارش هاي دوره ي سرد تأكيد داشته‌اند.
برخي موارد وقوع بيشينه بارش در منتهي اليه جنوب غربي درياي خزر ناشي از شكل گيري يك جبهه محلي در زمان گسترش بادهاي شمالي در دره سفيدرود دانسته شده است، و یا استقرار يك جبهه محلي موسوم به جبهه نسيم دريا عامل اصلي وقوع بيشينه مقادير بارش در حد فاصل خشكي و دريا بيان گرديده است. حال، برخي محققان نقش جبهه هاي سرد چرخندهاي برون حاره را در وقوع بارش ها ي سواحل جنوبي تشريح نموده اند. در حاليكه عمده پژوهشگران وقوع بارش ها ي شديد فصل پاييز بر روي منطقه خز ري را ناشي از وقوع همرفت دانسته اند.
بررسي پژوهش هاي اخير نشان ميدهد كه اگرچه برخي از آنها همچنان بر نقش پرفشار سيبري در وقوع بارش هاي خزري تأكيد دارند، و يا استقرار ناو ة موج غربي در ورد سپهر مياني بر روي درياي خزر را عامل اصلي صعود و وقوع بارش هاي سيل زا در سواحل جنوبي اين دريا ذكر نمود ه اند. اما در تئوري غالب، جابجايي شرق سوي پرفشارهاي مهاجر غربي و استقرار آنها بر روي منطقه خزري عامل اصلي وقوع بارش هاي پاييزه در سواحل جنوبي اين دريا دانسته شده است.
همچنين در يكي از جديدترين پژوهش هاي انجام شده، در يك بررسي همديدي، سه الگوي اصلي براي وقوع بارش هاي شديد پائيزه در سواحل جنوبي درياي خزر ارايه نموده اند. در تحقيق ياد شده به نحو بارزتري ساختار سامانه هاي همديدي بارش زا مورد بررسي قرار گرفته و درك دقيق تري از سازوكار حاكم بر وقوع بارش هاي شديد در فصل پا ييز ارايه گرديده است . بررسي مطالعات انجام شده مبین اين نكته است كه پژوهش هاي ياد شده عمدتاً بارش ها ي شديد فصل پائيز را در كانون اصلي توجه خود قرار داده اند و بارش هاي زمستانه در منطقه ي خزري كمتر مورد توجه قرار گرفته است.
در اين راستا تحقيق حاضر درصدد پاسخگويي به سؤال زير خواهد بود:
- الگوهاي همديدي بارش هاي شديد زمستانه در سواحل جنوبي درياي خزر كدامند؟
مواد و روش ها
- براي تعيين روزهاي بارش شديد، داده ها ي بارش روزانه 8 ايستگاه سينوپتيك در ساحل جنوبي درياي خزر براي آخرين دوره ي 10 ساله در دسترس، براي ماه هاي دسامبر، ژانويه، فوريه و مارس از سازمان هواشناسي كشور تهيه شد.
در تحقيق حاضر بارشي شديد تلقي مي شود كه مقدار آن در طي 24 ساعت برابر يا بيشتر از 5% مقدار متوسط بارش سالانه باشد. در همين زمينه روز داراي بارش شديد در منطقه خزري روزي است كه مقدار بارش حداقل در 1 ايستگاه از 8 ايستگاه برابر يا بيشتر از 5% مقدار متوسط بارش سالانه منطقه خزري، یعنی 58.5 میلیمتر، باشد. بر اساس معيارهاي فوق توزيع زماني و تغييرات مكاني بارش در منطقه خزري مورد بررسي قرار گرفت و در نهايت تعداد 21 روز به عنوان روزهاي بارش شديد زمستانه براي بررسي ها ي همديدي تعيين شد. جدول 2.
ادامه مقاله شماره 2 (بخش دوم):
الگوهاي همديدي بارش هاي شديد زمستانه
الف) الگوي پرفشار
اين الگو كه 12 روز از 21 روز بارش شديد زمستانه را به خود اختصاص مي دهد، الگوي اصلي و غالب بارش هاي شديد زمستانه به شمار مي رود. در زمان اوج بارش ها يك مركز پرفشار با فشار متوسط مركزي 1037.5 هكتوپاسكال تمامي مناطق واقع در نيمه جنوبي كوههاي اورال، شمال درياي سياه و منطقه ي خزري را تحت تسلط خود قرار مي دهد. شكل 1-a. استقرار اين مركز پرفشار گردش واچرخندي را در ترازهاي زيرين جو بر روي كل منطقه ي خزري به شدت افزايش مي دهد. بطوريكه هر چه به سمت شمال درياي خزر پيش رويم، بر ميزان گردش واچرخندي افزوده شده و بيشينه ي تاوايي منفي در منتهي اليه شمالي درياي خزر و در تراز 850 هكتوپاسكال در حول و حوش عرض 48N به -3.5 واحد بالغ مي گردد. شکل 1-a و 2-a. استقرار اين الگو يك جريان شمال-شمال شرقي گسترده و مداومي را در ترازهاي زيرين ورد سپهر بر روي درياي خزر در پي دارد. شکل 1-a و 1-d.
بررسي وضعيت متوسط ارتفاع ژئوپتانسيل و تاوايي نسبي در تراز 500 هكتوپاسكال بيانگر آن است كه در پي جابجايي شرق سوي امواج غربي يك مركز پر ارتفاع با كنتور بسته مركزي 5600 ژئوپتانسيل متر و بيشينه تاوايي بيش از 4- واحد در حدفاصل شمال درياي سياه تا شمال درياي خزر استقرار مي يابد. شکل 1-b.
مركز پرارتفاع ياد شده همان طوري كه شکل‌های 1-a تا 1-c نشان مي دهند در زمان اوج بارش ها گردش واچرخندي گسترده و قوي ايي را در ترازهاي مياني و زيرين وردسپهر موجب مي گردد. به دنبال وضعيت ياد شده يك مركز پرفشار در سطح زمين بر جانب شمالي درياي خزر استقرار يافته و سبب شكل گيري جريانات شمالي و گردش واچرخندي بر روي كل منطقه خزري در ترازهاي زيرين جو مي شود. شکل 1-a. چنين ساختار گردشي در همه روزهاي بارشي مربوط به الگوي پرفشار قابل مشاهده است.
شكل گيري و تداوم جريان هاي شمالي-جنوبي بر روي درياي خزر، ضمن انتقال رطوبت از روي دريا به سمت سواحل جنوبي، شکل 1-d، صعود هواي مرطوب در منتهي اليه جنوبي دريا، شکل 2-d، و وقوع بارش هاي شديدي را به دنبال دارد . بررسي ها بيانگر آن است كه در زمان وقوع بارش ها عليرغم صعود شديد هوا در نوار ساحلي جنوب درياي خزر، مركز كم فشار و يا منطقه همگرايي در حوضچه جنوبي درياي خزر مشاهده نمي گردد. بر اين اساس مي توان چنين استدلال نمود كه در زمان وقوع بارش ها، مشاهده صعود شديد هوا در لايه اي كم عمق در زير تراز 800 هكتوپاسكال، شکل 2-d، ناشي از وقوع همرفت در مقياس محلي در حاشيه جنوبي درياي خزر است. در اين رابطه شكل هاي 2-a و 2-d به خوبي نحوه گردش و شدت صعود و نزول هوا را در الگوي پرفشار در امتداد نصف النهاري بر روي درياي خزر نشان مي دهند.
مقايسه دو شكل ياد شده نشان دهنده آن است كه در نتيجه استقرار و تداوم گردش واچرخندي شديد و افزايش آن به سمت شمال درياي خزر، شکل 2-a، تمامي مناطق واقع در بخش مياني و شمالي دريا در زير تراز 200 هكتوپاسكال تحت تسلط يك نزول شديد هوا قرار دارند. در مقابل حوضچه جنوبي درياي خزر به ويژه نوار ساحلي دريا در زير تراز 800 هكتوپاسكال سرعت قائم بالاسويي حدود 18 پاسكال بر ثانيه را تجربه مي كند، شکل 2-d. اين رابطه الاكلنگي بين نيمه شمالي و جنوبي درياي خزر، همان طوري كه مقادير سرعت قائم تراز 850هكتوپاسكال در جدول 2 نيز نشان مي دهد، در همه روزهاي بارشيِ مربوط به الگوي پرفشار قابل مشاهده است.
الگوهاي همديدي بارش هاي شديد زمستانه
الف) الگوي پرفشار
اين الگو كه 12 روز از 21 روز بارش شديد زمستانه را به خود اختصاص مي دهد، الگوي اصلي و غالب بارش هاي شديد زمستانه به شمار مي رود. در زمان اوج بارش ها يك مركز پرفشار با فشار متوسط مركزي 1037.5 هكتوپاسكال تمامي مناطق واقع در نيمه جنوبي كوههاي اورال، شمال درياي سياه و منطقه ي خزري را تحت تسلط خود قرار مي دهد. شكل 1-a. استقرار اين مركز پرفشار گردش واچرخندي را در ترازهاي زيرين جو بر روي كل منطقه ي خزري به شدت افزايش مي دهد. بطوريكه هر چه به سمت شمال درياي خزر پيش رويم، بر ميزان گردش واچرخندي افزوده شده و بيشينه ي تاوايي منفي در منتهي اليه شمالي درياي خزر و در تراز 850 هكتوپاسكال در حول و حوش عرض 48N به -3.5 واحد بالغ مي گردد. شکل 1-a و 2-a. استقرار اين الگو يك جريان شمال-شمال شرقي گسترده و مداومي را در ترازهاي زيرين ورد سپهر بر روي درياي خزر در پي دارد. شکل 1-a و 1-d.
بررسي وضعيت متوسط ارتفاع ژئوپتانسيل و تاوايي نسبي در تراز 500 هكتوپاسكال بيانگر آن است كه در پي جابجايي شرق سوي امواج غربي يك مركز پر ارتفاع با كنتور بسته مركزي 5600 ژئوپتانسيل متر و بيشينه تاوايي بيش از 4- واحد در حدفاصل شمال درياي سياه تا شمال درياي خزر استقرار مي يابد. شکل 1-b.
مركز پرارتفاع ياد شده همان طوري كه شکل‌های 1-a تا 1-c نشان مي دهند در زمان اوج بارش ها گردش واچرخندي گسترده و قوي ايي را در ترازهاي مياني و زيرين وردسپهر موجب مي گردد. به دنبال وضعيت ياد شده يك مركز پرفشار در سطح زمين بر جانب شمالي درياي خزر استقرار يافته و سبب شكل گيري جريانات شمالي و گردش واچرخندي بر روي كل منطقه خزري در ترازهاي زيرين جو مي شود. شکل 1-a. چنين ساختار گردشي در همه روزهاي بارشي مربوط به الگوي پرفشار قابل مشاهده است.
شكل گيري و تداوم جريان هاي شمالي-جنوبي بر روي درياي خزر، ضمن انتقال رطوبت از روي دريا به سمت سواحل جنوبي، شکل 1-d، صعود هواي مرطوب در منتهي اليه جنوبي دريا، شکل 2-d، و وقوع بارش هاي شديدي را به دنبال دارد . بررسي ها بيانگر آن است كه در زمان وقوع بارش ها عليرغم صعود شديد هوا در نوار ساحلي جنوب درياي خزر، مركز كم فشار و يا منطقه همگرايي در حوضچه جنوبي درياي خزر مشاهده نمي گردد. بر اين اساس مي توان چنين استدلال نمود كه در زمان وقوع بارش ها، مشاهده صعود شديد هوا در لايه اي كم عمق در زير تراز 800 هكتوپاسكال، شکل 2-d، ناشي از وقوع همرفت در مقياس محلي در حاشيه جنوبي درياي خزر است. در اين رابطه شكل هاي 2-a و 2-d به خوبي نحوه گردش و شدت صعود و نزول هوا را در الگوي پرفشار در امتداد نصف النهاري بر روي درياي خزر نشان مي دهند.
مقايسه دو شكل ياد شده نشان دهنده آن است كه در نتيجه استقرار و تداوم گردش واچرخندي شديد و افزايش آن به سمت شمال درياي خزر، شکل 2-a، تمامي مناطق واقع در بخش مياني و شمالي دريا در زير تراز 200 هكتوپاسكال تحت تسلط يك نزول شديد هوا قرار دارند. در مقابل حوضچه جنوبي درياي خزر به ويژه نوار ساحلي دريا در زير تراز 800 هكتوپاسكال سرعت قائم بالاسويي حدود 18 پاسكال بر ثانيه را تجربه مي كند، شکل 2-d. اين رابطه الاكلنگي بين نيمه شمالي و جنوبي درياي خزر، همان طوري كه مقادير سرعت قائم تراز 850هكتوپاسكال در جدول 2 نيز نشان مي دهد، در همه روزهاي بارشيِ مربوط به الگوي پرفشار قابل مشاهده است.
ادامه مقاله شماره 2 (بخش سوم):
ب) الگوي زوجي
اين الگو در واقع نوعي الگوي انتقالي محسوب مي گردد كه پس از گذر يك ناوه ي موج غربي از روي منطقه خزري و در ابتداي ورود يك پشته به منطقه ي درياي سياه و قفقاز مشاهده مي گردد. شکل 3-b و 3-c. الگوي زوجي 8 روز از 21 روز بارش شديد را به خود اختصاص داده است. در اين الگو همچون الگوي پرفشار، تسلط گردش واچرخندي و استقرار يك مركز پرفشار در منطقه درياي خزر نقش اصلي را در وقوع بارش هاي شديد در سواحل جنوبي درياي خزر بازي مي كند. با اين تفاوت كه به واسطه ي استقرار يك ناوه ي نسبتاً عميق در ترازهاي مياني جو در حدفاصل درياي خزر تا درياچه آرال، تاوايي بر جانب شمالي و به ويژه شرقي درياي خزر عمدتاً مثبت بوده، شکل 3-b و 3-c، و در نقشه سطح زمين نيز يك مركز كم فشار و يا گردش چرخندي در منطقه درياچه آرال تسلط دارد. شکل 3-a و شکل 4. در مقابل تمامي مناطق واقع در نيمه جنوبي درياي خزر و مناطق واقع در حدفاصل درياي خزر تا درياي سياه در سطح زمين محل استقرار يك پرفشار ديناميكي است. شکل 3-a.
در الگوي زوجي به واسطة استقرار يك پشتة نسبتاً قوي بر جانب شمالي درياي سياه و عميق شدن ناوه بر شرق درياي خزر شيب فشار و تاوايي در امتداد مداري در منطقه درياي خزر بسيار قابل ملاحظه است، شکل 3-a تا 3-c. در اين الگو سواحل جنوبي درياي خزر تحت تسلط جريانات شمال-شمال غربي قرار داشته و گردش واچرخندي در نيمه جنوبي دريا به حداكثر ميزان خود مي رسد، شکل 3-a و جدول 2. در مقايسه با الگوي پرفشار، مركز پرفشار در الگوي زوجي بطور متوسط حدود 5 تا 6 درجه در عرض پايين تر استقرار يافته و متوسط فشار در مركز آن با بيشينة 1030 هكتوپاسكال حدود 7 تا 8هكتوپاسكال كمتر است. در عين حال بررسي نيمرخ تاوايي بيانگر آن است كه در اين الگو گردش واچرخندي بر روي درياي خزر از عمق و وسعت كمتري برخوردار است، شکل 2-b.
همان طور كه شكلهاي 3-a و 3-d نشان مي دهند، در الگوي زوجي استقرار يك مركز پرفشار بر جانب غربي درياي خزر و شكل گيري يك مركز كم فشار يا گردش چرخندي بر جانب شرقي دريا موجب ايجاد و تداوم يك جريان همگرا در امتداد شمالي-جنوبي بر روي درياي خزر مي گردد كه شيب فشار قابل ملاحظه در امتداد مداري بر شدت اين جريان مي افزايد. همين امر موجب گرديده تا وزش بادهاي شمالي در الگوي زوجي در مقايسه با الگوي پرفشار از شدت بيشتري برخوردار باشد. شرايط فوق الذكر به خوبي در شكل 4 قابل مشاهده است.
عليرغم وجود تاوايي منفي بر روي حوضچه جنوبي درياي خزر، شکل 3-c، شكل گيري جريان شمالي-جنوبي گسترده و نسبتاً شديد ضمن انتقال رطوبت درياي خزر به سواحل جنوبي، شکل 2-d، با صعود شديد هوا در ترازهاي زيرين ورد سپهر در خط ساحلي همراه است، شکل 2-e، كه در نهايت بارش هاي شديدي را در منتهي اليه جنوبي دريا به دنبال دارد. با توجه به شکل 2-e، بيشينه صعود هوا در الگوي زوجي در خط ساحلي جنوب دريا به وقوع مي پيوندد كه به واسطة دوري از دامنه هاي شمالي البرز و در عين حال نبود شواهدي مبني بر وجود يك صعود ديناميكي، شکل 2-a و 2-b، فقط وقوع يك همرفت محلي مي تواند توجيهي براي بارش هاي شديد ايجاد شده باشد.
ب) الگوي زوجي
اين الگو در واقع نوعي الگوي انتقالي محسوب مي گردد كه پس از گذر يك ناوه ي موج غربي از روي منطقه خزري و در ابتداي ورود يك پشته به منطقه ي درياي سياه و قفقاز مشاهده مي گردد. شکل 3-b و 3-c. الگوي زوجي 8 روز از 21 روز بارش شديد را به خود اختصاص داده است. در اين الگو همچون الگوي پرفشار، تسلط گردش واچرخندي و استقرار يك مركز پرفشار در منطقه درياي خزر نقش اصلي را در وقوع بارش هاي شديد در سواحل جنوبي درياي خزر بازي مي كند. با اين تفاوت كه به واسطه ي استقرار يك ناوه ي نسبتاً عميق در ترازهاي مياني جو در حدفاصل درياي خزر تا درياچه آرال، تاوايي بر جانب شمالي و به ويژه شرقي درياي خزر عمدتاً مثبت بوده، شکل 3-b و 3-c، و در نقشه سطح زمين نيز يك مركز كم فشار و يا گردش چرخندي در منطقه درياچه آرال تسلط دارد. شکل 3-a و شکل 4. در مقابل تمامي مناطق واقع در نيمه جنوبي درياي خزر و مناطق واقع در حدفاصل درياي خزر تا درياي سياه در سطح زمين محل استقرار يك پرفشار ديناميكي است. شکل 3-a.
در الگوي زوجي به واسطة استقرار يك پشتة نسبتاً قوي بر جانب شمالي درياي سياه و عميق شدن ناوه بر شرق درياي خزر شيب فشار و تاوايي در امتداد مداري در منطقه درياي خزر بسيار قابل ملاحظه است، شکل 3-a تا 3-c. در اين الگو سواحل جنوبي درياي خزر تحت تسلط جريانات شمال-شمال غربي قرار داشته و گردش واچرخندي در نيمه جنوبي دريا به حداكثر ميزان خود مي رسد، شکل 3-a و جدول 2. در مقايسه با الگوي پرفشار، مركز پرفشار در الگوي زوجي بطور متوسط حدود 5 تا 6 درجه در عرض پايين تر استقرار يافته و متوسط فشار در مركز آن با بيشينة 1030 هكتوپاسكال حدود 7 تا 8هكتوپاسكال كمتر است. در عين حال بررسي نيمرخ تاوايي بيانگر آن است كه در اين الگو گردش واچرخندي بر روي درياي خزر از عمق و وسعت كمتري برخوردار است، شکل 2-b.
همان طور كه شكلهاي 3-a و 3-d نشان مي دهند، در الگوي زوجي استقرار يك مركز پرفشار بر جانب غربي درياي خزر و شكل گيري يك مركز كم فشار يا گردش چرخندي بر جانب شرقي دريا موجب ايجاد و تداوم يك جريان همگرا در امتداد شمالي-جنوبي بر روي درياي خزر مي گردد كه شيب فشار قابل ملاحظه در امتداد مداري بر شدت اين جريان مي افزايد. همين امر موجب گرديده تا وزش بادهاي شمالي در الگوي زوجي در مقايسه با الگوي پرفشار از شدت بيشتري برخوردار باشد. شرايط فوق الذكر به خوبي در شكل 4 قابل مشاهده است.
عليرغم وجود تاوايي منفي بر روي حوضچه جنوبي درياي خزر، شکل 3-c، شكل گيري جريان شمالي-جنوبي گسترده و نسبتاً شديد ضمن انتقال رطوبت درياي خزر به سواحل جنوبي، شکل 2-d، با صعود شديد هوا در ترازهاي زيرين ورد سپهر در خط ساحلي همراه است، شکل 2-e، كه در نهايت بارش هاي شديدي را در منتهي اليه جنوبي دريا به دنبال دارد. با توجه به شکل 2-e، بيشينه صعود هوا در الگوي زوجي در خط ساحلي جنوب دريا به وقوع مي پيوندد كه به واسطة دوري از دامنه هاي شمالي البرز و در عين حال نبود شواهدي مبني بر وجود يك صعود ديناميكي، شکل 2-a و 2-b، فقط وقوع يك همرفت محلي مي تواند توجيهي براي بارش هاي شديد ايجاد شده باشد.
ادامه مقاله شماره 2 (بخش چهارم):
ج) الگوي كم فشار
اين الگو تنها يك روز از بارش هاي شديد زمستانه را در طول دوره ي ده ساله 1994-2003 به خود اختصاص داده است. در الگوي كم فشار كه نمونه معرّف آن روز 10 دسامبر 2002 است ، در پي عميق شدن يك ناوه مقياس سينوپتيك بر غرب خاورميانه، بيشينة تاوايي مثبت در ترازهاي مياني در حد فاصل شمال عراق تا شرق تركيه از 4 واحد تجاوز نموده است، شکل 5-b و 5-c. به طور همزمان در ترازهاي مياني جو، شكلگيري يك پشتة نسبتاً كوچك مقياس بر روي درياي خزر تسلط گردش واچرخندي را بر بخش ها ي مياني و جنوبي دريا در پي داشته است، شکل 5-c. استقرار پشته ياد شده بر روي درياي خزر تاوايي منفي قابل ملاحظه اي را همراه با نزول شديد هوا در زير تراز 300 هكتوپاسكال بر روي بخش ها ي مياني دريا موجب گرديده است. نتيجه آن كه در نقشة سطح زمين يك گردش واچرخندي همراه با بادهاي شمالي نسبتاً شديد بر روي درياي خزر تسلط يافته است. در عين حال وجود ناوه بر جانب شرقي تركيه، علاوه بر ايجاد يكپ گردش چرخندي قوي با بيشينه تاوايي 4 واحد در ترازهاي زيرين جو، تشكيل و تقويت يك چرخند را در حدفاصل جنوب شرق تركيه تا شمال عراق با منحني هم فشار مركزي 1010 هكتوپاسكال به دنبال داشته است، شکل 5-a.
از سويي ديگر استقرار يك پشته بر جانب شرقي شبه جزيره عربستان و شكل گيري جريانات واچرخندي بر روي نيمه جنوبي كشور، ضمن انتقال مداوم رطوبت از درياي سرخ، درياي عرب و خليج فارس، شکل های 5-a و 5-d، به داخل چرخند مستقر بر شمال عراق، تكوين و گسترش چشمگير آن را در پي داشته است. فراهم شدن شرايط فوق و پيدايش يك گردش چرخندي گسترده همراه با صعود شديد هوا در لايه ضخيمي از وردسپهر بر روي نيمه غربي ايران، شکل 2-f، همراه با تداوم گردش واچرخندي و تقويت بادهاي شمالي بر روي درياي خزر، در نهايت يك منطقه همگرايي را بين جريانات مرطوب جنوبي و شمالي در سواحل جنوبي درياي خزر ايجاد نموده است، شکل 5-d. بررسي وضعيت همديدي كم فشار روز 10 دسامبر 2002 نشان دهنده آن است كه برخلاف دو الگوي پرفشار و زوجي در الگوي كم فشار تنها درياي خزر منبع تأمين رطوبت بارش ها نبوده و درياهاي دور دست جنوبي (درياي سرخ، درياي عرب و خليج فارس) نيز منابع رطوبتي بارش هاي شديد سواحل خزري هستند، شکل 5-d. بيشينه صعود هوا در اين الگو همان طوري كه شکل 2-f نشان مي دهد، به واسطه قرارگيري در منطقه همگرايي جلوي يك چرخند، در حدفاصل جنوب درياي خزر تا رشته كوه هاي البرز در ترازهاي مياني وردسپهر به وقوع مي پيوندد. بررسي تطبيقي الگوي كم فشار زمستانه، شكل 5، با الگوي كم فشار ارايه شده توسط مفيدي و همكاران، براي بارش هاي شديد پاييزه بيانگر شباهت زياد آرايش سامانه هاي فشاري و جريان غالب هوا بين الگوي كم فشار زمستانه با الگوي كم فشار جنوبي در مقاله ياد شده است. با اين تفاوت كه سامانه ها در الگوي زمستانه از برجستگي، شدت گردش و شيب فشار بيشتري برخوردار هستند.
به منظور تبيين نقش و اهميت جريانات ترازهاي زيرين جو در زمان وقوع بارش ها ي شديد زمستانه، ساختار باد در منطقه درياي خزر به نحو دقيق تري مورد بررسي قرار گرفت. همان طور كه شكل 6 نشان مي دهد در تمامي الگوهاي بارشي حتي الگوي كم فشار، بر روي درياي خزر جريان غالب در ترازهاي زيرين جو جريان شمالي است. مضاف بر اين در تمامي الگوها شدت جريان شمالي به سمت شرق دريا افزايش مي يابد، شکل های 6-b، 6-d و 6-f. در اين رابطه شدت متوسط باد شمالي در الگوي زوجي به طور قابل ملاحظ هاي از ساير الگوها بيشتر است ، به طوري كه بيشينه متوسط سرعت باد در اين الگو در شرق دريا از 30 كيلومتر در ساعت تجاوز مي نمايد . در عين حال در زمان اوج بارش ها الگوي زوجي با جهت وزش باد شمال-شمال غربي در مقايسه با دو الگوي پرفشار و كم فشار، شکل های 6-b، 6-d و 6-f، شرايط مناسب تري را براي انتقال رطوبت درياي خزر به سواحل جنوبي فراهم مي آورد. به نظر مي رسد به همين علت در زمان استقرار الگوي زوجي بالاترين مقادير متوسط منطق هاي بارش در سواحل خزري به وقوع مي پيوند. نكته ديگري كه از بررسي ساختار جريان بر روي درياي خزر حاصل مي شود وجود يك منطقه همگرايي برجسته و عميق بين
بادهاي شمالي و جنوبي در سواحل جنوبي درياي خزر در الگوي كم فشار است، شکل های 6-f و 6-e.
ج) الگوي كم فشار
اين الگو تنها يك روز از بارش هاي شديد زمستانه را در طول دوره ي ده ساله 1994-2003 به خود اختصاص داده است. در الگوي كم فشار كه نمونه معرّف آن روز 10 دسامبر 2002 است ، در پي عميق شدن يك ناوه مقياس سينوپتيك بر غرب خاورميانه، بيشينة تاوايي مثبت در ترازهاي مياني در حد فاصل شمال عراق تا شرق تركيه از 4 واحد تجاوز نموده است، شکل 5-b و 5-c. به طور همزمان در ترازهاي مياني جو، شكلگيري يك پشتة نسبتاً كوچك مقياس بر روي درياي خزر تسلط گردش واچرخندي را بر بخش ها ي مياني و جنوبي دريا در پي داشته است، شکل 5-c. استقرار پشته ياد شده بر روي درياي خزر تاوايي منفي قابل ملاحظه اي را همراه با نزول شديد هوا در زير تراز 300 هكتوپاسكال بر روي بخش ها ي مياني دريا موجب گرديده است. نتيجه آن كه در نقشة سطح زمين يك گردش واچرخندي همراه با بادهاي شمالي نسبتاً شديد بر روي درياي خزر تسلط يافته است. در عين حال وجود ناوه بر جانب شرقي تركيه، علاوه بر ايجاد يكپ گردش چرخندي قوي با بيشينه تاوايي 4 واحد در ترازهاي زيرين جو، تشكيل و تقويت يك چرخند را در حدفاصل جنوب شرق تركيه تا شمال عراق با منحني هم فشار مركزي 1010 هكتوپاسكال به دنبال داشته است، شکل 5-a.
از سويي ديگر استقرار يك پشته بر جانب شرقي شبه جزيره عربستان و شكل گيري جريانات واچرخندي بر روي نيمه جنوبي كشور، ضمن انتقال مداوم رطوبت از درياي سرخ، درياي عرب و خليج فارس، شکل های 5-a و 5-d، به داخل چرخند مستقر بر شمال عراق، تكوين و گسترش چشمگير آن را در پي داشته است. فراهم شدن شرايط فوق و پيدايش يك گردش چرخندي گسترده همراه با صعود شديد هوا در لايه ضخيمي از وردسپهر بر روي نيمه غربي ايران، شکل 2-f، همراه با تداوم گردش واچرخندي و تقويت بادهاي شمالي بر روي درياي خزر، در نهايت يك منطقه همگرايي را بين جريانات مرطوب جنوبي و شمالي در سواحل جنوبي درياي خزر ايجاد نموده است، شکل 5-d. بررسي وضعيت همديدي كم فشار روز 10 دسامبر 2002 نشان دهنده آن است كه برخلاف دو الگوي پرفشار و زوجي در الگوي كم فشار تنها درياي خزر منبع تأمين رطوبت بارش ها نبوده و درياهاي دور دست جنوبي (درياي سرخ، درياي عرب و خليج فارس) نيز منابع رطوبتي بارش هاي شديد سواحل خزري هستند، شکل 5-d. بيشينه صعود هوا در اين الگو همان طوري كه شکل 2-f نشان مي دهد، به واسطه قرارگيري در منطقه همگرايي جلوي يك چرخند، در حدفاصل جنوب درياي خزر تا رشته كوه هاي البرز در ترازهاي مياني وردسپهر به وقوع مي پيوندد. بررسي تطبيقي الگوي كم فشار زمستانه، شكل 5، با الگوي كم فشار ارايه شده توسط مفيدي و همكاران، براي بارش هاي شديد پاييزه بيانگر شباهت زياد آرايش سامانه هاي فشاري و جريان غالب هوا بين الگوي كم فشار زمستانه با الگوي كم فشار جنوبي در مقاله ياد شده است. با اين تفاوت كه سامانه ها در الگوي زمستانه از برجستگي، شدت گردش و شيب فشار بيشتري برخوردار هستند.
به منظور تبيين نقش و اهميت جريانات ترازهاي زيرين جو در زمان وقوع بارش ها ي شديد زمستانه، ساختار باد در منطقه درياي خزر به نحو دقيق تري مورد بررسي قرار گرفت. همان طور كه شكل 6 نشان مي دهد در تمامي الگوهاي بارشي حتي الگوي كم فشار، بر روي درياي خزر جريان غالب در ترازهاي زيرين جو جريان شمالي است. مضاف بر اين در تمامي الگوها شدت جريان شمالي به سمت شرق دريا افزايش مي يابد، شکل های 6-b، 6-d و 6-f. در اين رابطه شدت متوسط باد شمالي در الگوي زوجي به طور قابل ملاحظ هاي از ساير الگوها بيشتر است ، به طوري كه بيشينه متوسط سرعت باد در اين الگو در شرق دريا از 30 كيلومتر در ساعت تجاوز مي نمايد . در عين حال در زمان اوج بارش ها الگوي زوجي با جهت وزش باد شمال-شمال غربي در مقايسه با دو الگوي پرفشار و كم فشار، شکل های 6-b، 6-d و 6-f، شرايط مناسب تري را براي انتقال رطوبت درياي خزر به سواحل جنوبي فراهم مي آورد. به نظر مي رسد به همين علت در زمان استقرار الگوي زوجي بالاترين مقادير متوسط منطق هاي بارش در سواحل خزري به وقوع مي پيوند. نكته ديگري كه از بررسي ساختار جريان بر روي درياي خزر حاصل مي شود وجود يك منطقه همگرايي برجسته و عميق بين
بادهاي شمالي و جنوبي در سواحل جنوبي درياي خزر در الگوي كم فشار است، شکل های 6-f و 6-e.
شناخت ساختار گردش منطقه اي جو و تبيين نحوه ارتباط آن با ويژگي ها و مؤلفه هاي منطقه اي و محلي، درك نظام هاي اقليمي را در مقياس منطقه اي ممكن مي سازد. بر اين اساس در مطالعه حاضر جهت تبيين سازوكار حاكم بر وقوع بارش هاي شديد زمستانه در سواحل خزري، ساختار گردش و برخي مؤلفه ها ي مهم در مقياس منطق هاي مورد بررسي قرار گرفت. با در نظر گرفتن هدف و سؤالات تحقيق، يافته ها ويژگي هاي زير را در رابطه بارش هاي زمستانه منطقه خزري نشان مي دهند.
- بررسي ها نشان دهنده آن است كه بارش ها ي شديد زمستانه در سواحل جنوبي درياي خزر نتيجه استقرار سه الگوي پرفشار، زوجي و كم فشار بر روي منطقه خزري بوده و در تمامي الگوها گردش واچرخندي همراه با بادهاي شمالي در ترازهاي زيرين جو بر درياي خزر تسلط دارد.
- در الگوي پرفشار يك مركز پرفشار ديناميكي قوي بر شمال درياي خزر استقرار مي يابد و گردش واچرخندي را در ترازهاي زيرين جو بر روي كل منطقه خزري به شدت افزايش مي دهد. در اين الگو در نتيجه استقرار و تداوم گردش واچرخندي شديد و افزايش آن به سمت شمال درياي خزر، همه مناطق واقع در بخش مياني و شمالي دريا در زير تراز 200 هكتوپاسكال تحت تسلط يك نزول شديد هوا قرار دارند. در مقابل، حوضچه جنوبي دريا به ويژه نوار ساحلي در زير تراز 800 هكتوپاسكال صعود شديدي را تجربه مي كند. اين رابطه الاكلنگي بين نيمه شمالي و جنوبي درياي خزر در همه روزهاي بارشيِ مربوط به الگوي پرفشار قابل مشاهده است. شکل 2-a، 2-d و جدول 2. استقرار اين الگو يك جريان شمال –شمال شرقي گسترده و مداومي را در ترازهاي زيرين ورد سپهر در زمان اوج بارش ها بر روي درياي خزر در پي دارد. شکل 1-d.
- الگوي زوجي پس از گذر يك ناوه موج غربي از روي منطقه خزري و در ابتداي ورود يك پشته به منطقه درياي سياه و قفقاز مشاهده مي گردد. در نقشه سطح زمين يك چرخند و يا گردش چرخندي در منطقه درياچه آرال و يك واچرخند در حدفاصل درياي خزر تا درياي سياه تسلط دارند. شکل 3-a. در اين الگو به واسطة استقرار يك پشته نسبتاً قوي بر جانب شمالي درياي سياه و عميق شدن ناوه بر شرق درياي خزر شيب فشار و تاوايي در امتداد مداري در منطقه درياي خزر بسيار قابل ملاحظه است. شکل 3-a و 3-c. در الگوي زوجي درياي خزر تحت تسلط جريانات شمال غربي قرار داشته و گردش واچرخندي در نيمه ي جنوبي دريا به حداكثر ميزان خود مي رسد. در عين حال گردش واچرخندي در مقايسه با الگوي پرفشار از عمق و وسعت كمتري برخورد ار است، شکل 2-b. درمقابل، وزش بادهاي شمالي در اين الگو از شدت بيشتري برخوردار است. شکل 6.
- در الگوي كم فشار شكل گيري يك گردش چرخندي گسترده همراه با صعود شديد هوا در لايه ضخيمي از وردسپهر بر نيمه ي غربي ايران، شکل 2-f، همراه با تداوم گردش واچرخندي و تقويت بادهاي شمالي بر روي درياي خزر، موجب پيدايش يك منطقه همگرايي بين جريانات مرطوب جنوبي و بادهاي شمالي در سواحل جنوبي درياي خزر مي گردد، شکل 6-d. در اين الگو برخلاف دو الگوي پرفشار و زوجي تنها درياي خزر منبع تأمين رطوبت بارش ها نبوده و درياهاي دوردست جنوبي (درياي سرخ، درياي عرب و خليج فارس) نيز منابع رطوبتي بارش هاي شديد سواحل خزري هستند، شکل 5-d. در الگوي كم فشار، منطقه خزري به واسطه قرارگيري در منطقه همگرايي جلوي يك چرخند، در حدفاصل جنوب درياي خزر تا رشته كوه البرز در ترازهاي مياني ورد سپهر بيشينة صعود هو ا را تجربه مي كند، شکل 2-f.
- بررسي هاي انجام شده در مقياس همديد نشان دهنده آن است كه به استثناي الگوي كم فشار، در زمان وقوع بارش هاي شديد عليرغم صعود شديد هوا در نوار ساحلي جنوب درياي خزر، مركز كم فشار و يا منطقه همگرايي در حوضچه جنوبي دريا مشاهده نمي گردد. بر اين اساس، مي توان چنين استدلال نمود كه در دو الگوي پرفشار و زوجي در زمان وقوع بارش ها، مشاهده صعود شديد هوا در لايه اي كم عمق در نوار ساحلي و در زير تراز 800 هكتوپاسكال، شکل 2، ناشي از وقوع همرفت در مقياسي نسبتاً محلي در حاشيه جنوبي درياي خزر است.
- بررسي ساختار باد در منطقه درياي خزر نشان داد كه در تمامي الگوهاي همديدي بر روي درياي خزر جريان غالب در ترازهاي زيرين جو جريان شمالي است. مضاف بر اين در تمامي الگوها شدت جريان شمالي به سمت شرق دريا افزايش مي يابد. درعين حال الگوي زوجي با جهت وزش باد شمال -شمال غربي در مقايسه با دو الگوي پرفشار و كم فشار شرايط مناسب تري را براي انتقال رطوبت درياي خزر به سواحل جنوبي فراهم مي آورد.
لینک دانلود این مقاله:http://profdoc.um.ac.ir/articles/a/1021345.pdf
- بررسي ها نشان دهنده آن است كه بارش ها ي شديد زمستانه در سواحل جنوبي درياي خزر نتيجه استقرار سه الگوي پرفشار، زوجي و كم فشار بر روي منطقه خزري بوده و در تمامي الگوها گردش واچرخندي همراه با بادهاي شمالي در ترازهاي زيرين جو بر درياي خزر تسلط دارد.
- در الگوي پرفشار يك مركز پرفشار ديناميكي قوي بر شمال درياي خزر استقرار مي يابد و گردش واچرخندي را در ترازهاي زيرين جو بر روي كل منطقه خزري به شدت افزايش مي دهد. در اين الگو در نتيجه استقرار و تداوم گردش واچرخندي شديد و افزايش آن به سمت شمال درياي خزر، همه مناطق واقع در بخش مياني و شمالي دريا در زير تراز 200 هكتوپاسكال تحت تسلط يك نزول شديد هوا قرار دارند. در مقابل، حوضچه جنوبي دريا به ويژه نوار ساحلي در زير تراز 800 هكتوپاسكال صعود شديدي را تجربه مي كند. اين رابطه الاكلنگي بين نيمه شمالي و جنوبي درياي خزر در همه روزهاي بارشيِ مربوط به الگوي پرفشار قابل مشاهده است. شکل 2-a، 2-d و جدول 2. استقرار اين الگو يك جريان شمال –شمال شرقي گسترده و مداومي را در ترازهاي زيرين ورد سپهر در زمان اوج بارش ها بر روي درياي خزر در پي دارد. شکل 1-d.
- الگوي زوجي پس از گذر يك ناوه موج غربي از روي منطقه خزري و در ابتداي ورود يك پشته به منطقه درياي سياه و قفقاز مشاهده مي گردد. در نقشه سطح زمين يك چرخند و يا گردش چرخندي در منطقه درياچه آرال و يك واچرخند در حدفاصل درياي خزر تا درياي سياه تسلط دارند. شکل 3-a. در اين الگو به واسطة استقرار يك پشته نسبتاً قوي بر جانب شمالي درياي سياه و عميق شدن ناوه بر شرق درياي خزر شيب فشار و تاوايي در امتداد مداري در منطقه درياي خزر بسيار قابل ملاحظه است. شکل 3-a و 3-c. در الگوي زوجي درياي خزر تحت تسلط جريانات شمال غربي قرار داشته و گردش واچرخندي در نيمه ي جنوبي دريا به حداكثر ميزان خود مي رسد. در عين حال گردش واچرخندي در مقايسه با الگوي پرفشار از عمق و وسعت كمتري برخورد ار است، شکل 2-b. درمقابل، وزش بادهاي شمالي در اين الگو از شدت بيشتري برخوردار است. شکل 6.
- در الگوي كم فشار شكل گيري يك گردش چرخندي گسترده همراه با صعود شديد هوا در لايه ضخيمي از وردسپهر بر نيمه ي غربي ايران، شکل 2-f، همراه با تداوم گردش واچرخندي و تقويت بادهاي شمالي بر روي درياي خزر، موجب پيدايش يك منطقه همگرايي بين جريانات مرطوب جنوبي و بادهاي شمالي در سواحل جنوبي درياي خزر مي گردد، شکل 6-d. در اين الگو برخلاف دو الگوي پرفشار و زوجي تنها درياي خزر منبع تأمين رطوبت بارش ها نبوده و درياهاي دوردست جنوبي (درياي سرخ، درياي عرب و خليج فارس) نيز منابع رطوبتي بارش هاي شديد سواحل خزري هستند، شکل 5-d. در الگوي كم فشار، منطقه خزري به واسطه قرارگيري در منطقه همگرايي جلوي يك چرخند، در حدفاصل جنوب درياي خزر تا رشته كوه البرز در ترازهاي مياني ورد سپهر بيشينة صعود هو ا را تجربه مي كند، شکل 2-f.
- بررسي هاي انجام شده در مقياس همديد نشان دهنده آن است كه به استثناي الگوي كم فشار، در زمان وقوع بارش هاي شديد عليرغم صعود شديد هوا در نوار ساحلي جنوب درياي خزر، مركز كم فشار و يا منطقه همگرايي در حوضچه جنوبي دريا مشاهده نمي گردد. بر اين اساس، مي توان چنين استدلال نمود كه در دو الگوي پرفشار و زوجي در زمان وقوع بارش ها، مشاهده صعود شديد هوا در لايه اي كم عمق در نوار ساحلي و در زير تراز 800 هكتوپاسكال، شکل 2، ناشي از وقوع همرفت در مقياسي نسبتاً محلي در حاشيه جنوبي درياي خزر است.
- بررسي ساختار باد در منطقه درياي خزر نشان داد كه در تمامي الگوهاي همديدي بر روي درياي خزر جريان غالب در ترازهاي زيرين جو جريان شمالي است. مضاف بر اين در تمامي الگوها شدت جريان شمالي به سمت شرق دريا افزايش مي يابد. درعين حال الگوي زوجي با جهت وزش باد شمال -شمال غربي در مقايسه با دو الگوي پرفشار و كم فشار شرايط مناسب تري را براي انتقال رطوبت درياي خزر به سواحل جنوبي فراهم مي آورد.
لینک دانلود این مقاله:http://profdoc.um.ac.ir/articles/a/1021345.pdf
مقاله شماره 3 (بخش اول):
شناسايي نقش الگوهاي پيوند از دور نيمکره شمالي بر دماي ايران
طيبه اکبري و سيد ابوالفضل مسعوديان
چکيده
گردشهاي جوي بسيار تغيير پذيرند . اين تغييرات منجر به پيدايش الگوهاي هوا و اشكالي از جريانهاي جوي مي شو ند كه در مقياسهاي زماني متفاوت رخ مي دهند. الگوهاي پيوند از دور معرف تغييرات كلاني است كه در الگوي امواج جوي و رودبادها رخ مي دهد و بر الگوي دما، بارش، مسير رگبارها و موقعيت و شدت رودبادها در قلمروهاي وسيع اثر مي گذارد. به همين دليل الگوها ي پيوند از دور موجب ناهنجاريهايي هستند كه همزمان در نواحي ظاهرًا خيلي دور از هم ديده مي شوند .تابحال در نيمکره شمالي ۱۴ الگوي پيوند از دور شناسايي شده اند . در اين نوشتار دو هدف اصلي دنبال مي شود. اول آنکه الگوهاي پيوند از دور نيمكره شمالي معرفي شوند و دوم اينکه رابطه بين تغييرات دماي ايران با الگوهاي پيوند از دور نيمكره شمالي شناسايي شود . در اين تحقيق با استفاده از روش تجزيه و تحليل رگرسيون رابطه دماي ايستگاههاي مورد بررسي با شاخصهاي پيوند از دور بدست آمد. با بررسي رابطه دماي ايران و شاخصهاي پيوند از دور نيمکره شمالي به نظر مي رسد هيچيک از الگوهاي پيوند از دور نيمکره شمالي توان تبيين درصد بزرگي از تغييرات دماي قلمرو وسيعي از ايران را در همه ماههاي سال ندارند بلکه برخي الگوها در برخي ماهها درصد نسبتًا کوچکي از تغييرات دماي بخشهايي از ايران را تبيين مي کنند. همچنين به نظر مي رسد که تغييرات دماي ايران در ماه آوريل و نوامبر مي تواند در ارتباط با اهميت الگوي هاي پيوند از دور نيمکره شمالي در طول سال باشد.
واژه هاي كليدي: پيوند از دور، تجزيه و تحليل رگرسيون، رابطه دما با الگوهاي پيوند از دور.
مقدمه
تغييرات گردش هاي جوي باعث پيدايش الگوهاي هوا و اشکالي از جريانهاي جوي مي شوند که در مقياسهاي زماني متفاوتي رخ مي دهند. الگوي پيوند از دور عبارتست از ناهنجاريهاي متناوب و بادوامي كه در فشار و گردشهاي جوي در مقياس كلان روي قلمروهاي جغرافيايي وسيع رخ مي دهد. همه الگوهاي پيوند از دور پديده هايي طبيعي هستند كه جزو سرشت آشوبمند جو و منبعث از پويايي دروني آن هستند. الگوهاي پيوند از دور معرف تغييرات كلاني است كه در الگوي امواج جوي و رودبادها رخ مي دهد و بر الگوي دما، بارش، مسير رگبارها و موقعيت و شدت رو دبادها در قلمروهاي وسيع اثر مي گذارد. به همين دليل الگوهاي پيوند از دور موجب ناهنجاريهايي هستند كه همزمان در نواحي ظاهرًا خيلي دور از هم ديده مي شوند بسياري از اين الگوها ماهيت سياره اي دارند و سراسر اقيانوسها و قاره ها را در بر مي گيرند. پژوهشگران سازمان جو و اقيانوس شناسي ايالات متحده در نيمكر ه شمالي ۱۳ الگوي پيوند از دور تشخيص داده اند كه در نواحي برون حاره و در طول سال فعال اند . بعضي از اين الگوها تنها در برخي از ماهها فعال اند و در ماههاي ديگر يا غيرفعال بوده و يا از فعاليت آنها كم مي شود. جدول 1. هر يك از الگوهای مذکور بر بخشهايي از اين سياره اثر مي گذارند.
این الگوها عبارتند از:
1- نوسان اطلس شمالي (North Atlantic Oscillation) یا NAO
2- الگوي شرق اطلس (East Atlantic Pattern) یا EAP
3- الگوي رودباد اطلس شرقي (East Atlantic Jet) یا EAJ
4- الگوي آرام غربي (West Pacific Pattern) یا WPP
5- الگوي آرام شرقي (East Pacific Pattern) یا EPP
6- الگوي آرام شمالي (North Pacific Pattern) یا NPP
7- الگوي آرام آمريكاي شمالي (Pacific North America) یا PNA
8- الگوي شرق اطلس و غرب روسيه (East Atlantic West Russia) یا EAWR
9- الگوي اسكانديناوي (Scandinavia) یا SCAND
10- الگوي قطبي اوراسيا (Polar Eurasia Pattern) یا PEP
11- الگوي حاره اي نيمكره شمالي (Tropical Northern Hemisphere) یا TNH
12- الگوي انتقالي آرام (Pacific Transition Pattern) یا PTP
13- الگوي تابستاني آسيا (Asia Summer Pattern) یا ASP
14- الگوي شمال –درياي خزر (North sea Caspian Pattern) یا NC
اين ۱۳ الگو به کمک يك تحليل مؤلفه مبناي دوران يافته که روي ميانگين ماهانه ناهنجاريهاي ارتفاع ژئوپتانسيل تراز ۷۰۰ هكتو پاسكال بين ژانويه سال ۱۹۶۴ تا ژوئيه سال ۱۹۹۴ سال سال عمل کرده ، شناسايي شده است افزون بر اين کوتيل و بنارچ نيز الگوي شمال ‐ درياي خزر را در نيمکره شمالي شناسايي و معرفي کرده اند. همانطور كه جدول ۱ نشان مي دهد الگوي نوسان در همه ماهها فعال است اما در NAO اطلس شمالي ماههاي مارس، آوريل، اكتبر و نوامبر از بيشترين اهميت برخوردار می باشد ، در حالي كه الگوي قطبي اوراسيا در ماههاي دسامبر، ژانويه و فوريه فعال است . از سوي ديگر در دسامبر الگوي قطبي اوراسيا مهمترين الگو و الگوي نوسان اطلس شمالي NAO در درجه دوم اهميت قرار دارد و الگوي آرام و آمريکاي شمالي PNA در درجه سوم اهميت مي باشد. در اين تحقيق به شناسايي رابطه هر يک از ۱۴ الگوي پيوند از دور نيمکره شمالي، با دماي ايران مي پردازيم . در زمينه ارتباط الگوهاي پيوند از دور و اقليم، پژوهشهاي گوناگوني انجام شده است. دانيل، لدرز و ديگران اثر الگوي پيوند از دور آرام ‐ آمريکاي شمالي PNA را روي دما و بارش ايالات متحده شناسايي کردند .نتايج نشان داد که بيشترين ارتباط بين شاخص PNA و دما در فصل زمستان است و ارتباط شاخص PNA و بارش نسبت به دما از اهميت کمتري برخوردار می باشد .قويترين ارتباط شاخص PNA و بارش به دليل وجود سامانه هاي همديد که کنترل کننده بارش هستند، در فصل زمستان و نزديک فصل بهار ديده شد .در اواخر فصل بهار تا نزديک فصل پاييز به دليل اهميت کم رخدادهاي بارش همرفتي در مقياس کوچک همبستگي ضعيف وگستردگي آن به حداقل خود مي رسد. کنراد رابطه رژيم دماي ايالات متحده را با شاخص هاي الگوي آرام ‐آمريکاي شمالي در مقياس ميان ماهانه بررسي کرد . وي در اين مطالعه از شاخصهاي PNA استاندارد شده که براي ۶ بازه زماني ۳۰-5 روز در يک دوره که متشکل از ۲۷ فصل زمستان بود استفاده کرد و سپس تغييرات دما در اين ۶ بازه زماني را محاسبه نموده ، وی با تشکيل ماتريسهاي همبستگي بين شاخصهاي PNA و مقادير دماي اندازه گيري شده در مقياس زماني ميان ماهانه نشان داد که تنها در نواحي جنوب شرق و شمال غرب ايالات متحده را بطه معنا داري بين شاخص هاي PNA و دما وجود دارد .در جنوب شرق ايالات متحده ، تغييرات دما به خصوص دماي حداقل در مقياس زماني کوتاه بطور قوي با شاخص PNA محاسبه شده در بازه زماني 30-۲۵ روز مرتبط است .بيشترين همبستگي شاخص PNA و تغييرات دما در بازه زماني 2۰-25 روز بدست آمده است . او نشان داد که رابطه دما و شاخص PNA درشمال غرب ايالات متحده به اندازه جنوب شرق قوي نيست.
رابرت و ديگران نيز نشان داده اند که در مقياس وسيع الگوي پيوند از دور انسو ENSO، و الگوي امريکاي شمالي –آرام PNA، تاثير مهمي بر دماي هوا و يخهاي درياي برينگ دارند .به عقيده آنها اين سيگنال از سوي جو و نه از سوي اقيانوس به سيستم وارد مي شود .آنها معنادار بودن همبستگي سري زماني دماي سطحي درياي برينگ SST، را با تاخير ۱۸ ماهه نسبت به شاخص نوسان اطلس جنوبي SOI، و آرام‐امريکاي شمالي PNA ارزيابی کرده و نشان دادند که سرماي درياي برينگ تابع نوسانات منفي شاخص نوسان اطلس جنوبي يعني رخدادهاي النينو بوده و سرد شدن دماي آب درياي برينگ نيز تابع نوسانات مثبت SOI است. همچنين مشخص شد که بيشينه همبستگي براي شاخص نوسان اطلس شمالي يک يا ۲ ماه نسبت به SOI، تأخير دارد.
به تازگي کوتيل و همکاران نيز با مطالعه داده هاي فشار تراز ۵۰۰ هکتوپاسکال يک الگوي پيوند از دور بنام الگوي درياي شمال‐ درياي خزر NCP، را در نيمکره شمالي شناسايي کرده اند که فازهاي مثبت آن با کاهش دما و افزايش بارش و فازهاي منفي آن با افزايش دما و کاهش بارش در بالکان و خاورميانه همراه است.
همچنين کوتيل و ديگران اثر الگوي پيوند از دور درياي شمال ‐درياي خزر NCP ، را بهمراه نوسان اطلس شمالي NAO و نوسان جنوبي SO، روي اقليم نواحي شرقي حوضه مديترانه بررسي کرده اند .در اين تحقيق بيشترين اثر الگوي NCP بر روي دما در نواحي بري آناتولي ديده شد بطوري که در اين محل تفاوتهاي فصلي دما در طي دو فاز منفي و مثبت اين الگو حدود 5/3 درجه سانتيگراد بود و اين تاثير به طرف جنوب کاهش مي يابد. آنها مشخص کردند که شاخص NCP از بين سه شاخص، تفاوتهاي افزايش وافت دما را بهتر نشان مي دهد و بعنوان الگوي اصلي پيوند از دور، اقليم بالکان، شبه جزيره آناتولي و خاورميانه را تحت تاثير قرار مي دهد.
مدرس پور تأثير رويداد انسو را بر بارش و دماي ايران بررسي کرده است . بدين ترتيب وضعيت اقليمي ايران در طي ۵ رويداد انسو که در فاصله سالهاي ۱۹۶۰‐ ۱۹۸۹ اتفاق افتاده است مورد بررسی قرار گرفته است . سپس ميانگين فصلي ۳۰ ساله و انحراف از ميانگين هر يک از پارامترها بطور مجزا تهيه شده و طرحهاي نابهنجاريهاي هر يک از پارامترها در فصول مختلف نشان داده شده است.
خسروي با بررسي رابطه بين درجه حرارت جنوب شرق ايران و پديده انسو نشان مي دهد كه همبستگي بين درجه حرارت سطوح فوقاني، مياني و پايين جو در منطقه جنوب شرق ايران در تمام فصول با پديده انسو قوي مي باشد و در فصل زمستان برخي از الگوهاي پيوند از دور نظير AO، NAO، SCAND، PNA نقش مهمي در ناهنجاريهاي درجه حرارت بازي مي كنند.
شناسايي نقش الگوهاي پيوند از دور نيمکره شمالي بر دماي ايران
طيبه اکبري و سيد ابوالفضل مسعوديان
چکيده
گردشهاي جوي بسيار تغيير پذيرند . اين تغييرات منجر به پيدايش الگوهاي هوا و اشكالي از جريانهاي جوي مي شو ند كه در مقياسهاي زماني متفاوت رخ مي دهند. الگوهاي پيوند از دور معرف تغييرات كلاني است كه در الگوي امواج جوي و رودبادها رخ مي دهد و بر الگوي دما، بارش، مسير رگبارها و موقعيت و شدت رودبادها در قلمروهاي وسيع اثر مي گذارد. به همين دليل الگوها ي پيوند از دور موجب ناهنجاريهايي هستند كه همزمان در نواحي ظاهرًا خيلي دور از هم ديده مي شوند .تابحال در نيمکره شمالي ۱۴ الگوي پيوند از دور شناسايي شده اند . در اين نوشتار دو هدف اصلي دنبال مي شود. اول آنکه الگوهاي پيوند از دور نيمكره شمالي معرفي شوند و دوم اينکه رابطه بين تغييرات دماي ايران با الگوهاي پيوند از دور نيمكره شمالي شناسايي شود . در اين تحقيق با استفاده از روش تجزيه و تحليل رگرسيون رابطه دماي ايستگاههاي مورد بررسي با شاخصهاي پيوند از دور بدست آمد. با بررسي رابطه دماي ايران و شاخصهاي پيوند از دور نيمکره شمالي به نظر مي رسد هيچيک از الگوهاي پيوند از دور نيمکره شمالي توان تبيين درصد بزرگي از تغييرات دماي قلمرو وسيعي از ايران را در همه ماههاي سال ندارند بلکه برخي الگوها در برخي ماهها درصد نسبتًا کوچکي از تغييرات دماي بخشهايي از ايران را تبيين مي کنند. همچنين به نظر مي رسد که تغييرات دماي ايران در ماه آوريل و نوامبر مي تواند در ارتباط با اهميت الگوي هاي پيوند از دور نيمکره شمالي در طول سال باشد.
واژه هاي كليدي: پيوند از دور، تجزيه و تحليل رگرسيون، رابطه دما با الگوهاي پيوند از دور.
مقدمه
تغييرات گردش هاي جوي باعث پيدايش الگوهاي هوا و اشکالي از جريانهاي جوي مي شوند که در مقياسهاي زماني متفاوتي رخ مي دهند. الگوي پيوند از دور عبارتست از ناهنجاريهاي متناوب و بادوامي كه در فشار و گردشهاي جوي در مقياس كلان روي قلمروهاي جغرافيايي وسيع رخ مي دهد. همه الگوهاي پيوند از دور پديده هايي طبيعي هستند كه جزو سرشت آشوبمند جو و منبعث از پويايي دروني آن هستند. الگوهاي پيوند از دور معرف تغييرات كلاني است كه در الگوي امواج جوي و رودبادها رخ مي دهد و بر الگوي دما، بارش، مسير رگبارها و موقعيت و شدت رو دبادها در قلمروهاي وسيع اثر مي گذارد. به همين دليل الگوهاي پيوند از دور موجب ناهنجاريهايي هستند كه همزمان در نواحي ظاهرًا خيلي دور از هم ديده مي شوند بسياري از اين الگوها ماهيت سياره اي دارند و سراسر اقيانوسها و قاره ها را در بر مي گيرند. پژوهشگران سازمان جو و اقيانوس شناسي ايالات متحده در نيمكر ه شمالي ۱۳ الگوي پيوند از دور تشخيص داده اند كه در نواحي برون حاره و در طول سال فعال اند . بعضي از اين الگوها تنها در برخي از ماهها فعال اند و در ماههاي ديگر يا غيرفعال بوده و يا از فعاليت آنها كم مي شود. جدول 1. هر يك از الگوهای مذکور بر بخشهايي از اين سياره اثر مي گذارند.
این الگوها عبارتند از:
1- نوسان اطلس شمالي (North Atlantic Oscillation) یا NAO
2- الگوي شرق اطلس (East Atlantic Pattern) یا EAP
3- الگوي رودباد اطلس شرقي (East Atlantic Jet) یا EAJ
4- الگوي آرام غربي (West Pacific Pattern) یا WPP
5- الگوي آرام شرقي (East Pacific Pattern) یا EPP
6- الگوي آرام شمالي (North Pacific Pattern) یا NPP
7- الگوي آرام آمريكاي شمالي (Pacific North America) یا PNA
8- الگوي شرق اطلس و غرب روسيه (East Atlantic West Russia) یا EAWR
9- الگوي اسكانديناوي (Scandinavia) یا SCAND
10- الگوي قطبي اوراسيا (Polar Eurasia Pattern) یا PEP
11- الگوي حاره اي نيمكره شمالي (Tropical Northern Hemisphere) یا TNH
12- الگوي انتقالي آرام (Pacific Transition Pattern) یا PTP
13- الگوي تابستاني آسيا (Asia Summer Pattern) یا ASP
14- الگوي شمال –درياي خزر (North sea Caspian Pattern) یا NC
اين ۱۳ الگو به کمک يك تحليل مؤلفه مبناي دوران يافته که روي ميانگين ماهانه ناهنجاريهاي ارتفاع ژئوپتانسيل تراز ۷۰۰ هكتو پاسكال بين ژانويه سال ۱۹۶۴ تا ژوئيه سال ۱۹۹۴ سال سال عمل کرده ، شناسايي شده است افزون بر اين کوتيل و بنارچ نيز الگوي شمال ‐ درياي خزر را در نيمکره شمالي شناسايي و معرفي کرده اند. همانطور كه جدول ۱ نشان مي دهد الگوي نوسان در همه ماهها فعال است اما در NAO اطلس شمالي ماههاي مارس، آوريل، اكتبر و نوامبر از بيشترين اهميت برخوردار می باشد ، در حالي كه الگوي قطبي اوراسيا در ماههاي دسامبر، ژانويه و فوريه فعال است . از سوي ديگر در دسامبر الگوي قطبي اوراسيا مهمترين الگو و الگوي نوسان اطلس شمالي NAO در درجه دوم اهميت قرار دارد و الگوي آرام و آمريکاي شمالي PNA در درجه سوم اهميت مي باشد. در اين تحقيق به شناسايي رابطه هر يک از ۱۴ الگوي پيوند از دور نيمکره شمالي، با دماي ايران مي پردازيم . در زمينه ارتباط الگوهاي پيوند از دور و اقليم، پژوهشهاي گوناگوني انجام شده است. دانيل، لدرز و ديگران اثر الگوي پيوند از دور آرام ‐ آمريکاي شمالي PNA را روي دما و بارش ايالات متحده شناسايي کردند .نتايج نشان داد که بيشترين ارتباط بين شاخص PNA و دما در فصل زمستان است و ارتباط شاخص PNA و بارش نسبت به دما از اهميت کمتري برخوردار می باشد .قويترين ارتباط شاخص PNA و بارش به دليل وجود سامانه هاي همديد که کنترل کننده بارش هستند، در فصل زمستان و نزديک فصل بهار ديده شد .در اواخر فصل بهار تا نزديک فصل پاييز به دليل اهميت کم رخدادهاي بارش همرفتي در مقياس کوچک همبستگي ضعيف وگستردگي آن به حداقل خود مي رسد. کنراد رابطه رژيم دماي ايالات متحده را با شاخص هاي الگوي آرام ‐آمريکاي شمالي در مقياس ميان ماهانه بررسي کرد . وي در اين مطالعه از شاخصهاي PNA استاندارد شده که براي ۶ بازه زماني ۳۰-5 روز در يک دوره که متشکل از ۲۷ فصل زمستان بود استفاده کرد و سپس تغييرات دما در اين ۶ بازه زماني را محاسبه نموده ، وی با تشکيل ماتريسهاي همبستگي بين شاخصهاي PNA و مقادير دماي اندازه گيري شده در مقياس زماني ميان ماهانه نشان داد که تنها در نواحي جنوب شرق و شمال غرب ايالات متحده را بطه معنا داري بين شاخص هاي PNA و دما وجود دارد .در جنوب شرق ايالات متحده ، تغييرات دما به خصوص دماي حداقل در مقياس زماني کوتاه بطور قوي با شاخص PNA محاسبه شده در بازه زماني 30-۲۵ روز مرتبط است .بيشترين همبستگي شاخص PNA و تغييرات دما در بازه زماني 2۰-25 روز بدست آمده است . او نشان داد که رابطه دما و شاخص PNA درشمال غرب ايالات متحده به اندازه جنوب شرق قوي نيست.
رابرت و ديگران نيز نشان داده اند که در مقياس وسيع الگوي پيوند از دور انسو ENSO، و الگوي امريکاي شمالي –آرام PNA، تاثير مهمي بر دماي هوا و يخهاي درياي برينگ دارند .به عقيده آنها اين سيگنال از سوي جو و نه از سوي اقيانوس به سيستم وارد مي شود .آنها معنادار بودن همبستگي سري زماني دماي سطحي درياي برينگ SST، را با تاخير ۱۸ ماهه نسبت به شاخص نوسان اطلس جنوبي SOI، و آرام‐امريکاي شمالي PNA ارزيابی کرده و نشان دادند که سرماي درياي برينگ تابع نوسانات منفي شاخص نوسان اطلس جنوبي يعني رخدادهاي النينو بوده و سرد شدن دماي آب درياي برينگ نيز تابع نوسانات مثبت SOI است. همچنين مشخص شد که بيشينه همبستگي براي شاخص نوسان اطلس شمالي يک يا ۲ ماه نسبت به SOI، تأخير دارد.
به تازگي کوتيل و همکاران نيز با مطالعه داده هاي فشار تراز ۵۰۰ هکتوپاسکال يک الگوي پيوند از دور بنام الگوي درياي شمال‐ درياي خزر NCP، را در نيمکره شمالي شناسايي کرده اند که فازهاي مثبت آن با کاهش دما و افزايش بارش و فازهاي منفي آن با افزايش دما و کاهش بارش در بالکان و خاورميانه همراه است.
همچنين کوتيل و ديگران اثر الگوي پيوند از دور درياي شمال ‐درياي خزر NCP ، را بهمراه نوسان اطلس شمالي NAO و نوسان جنوبي SO، روي اقليم نواحي شرقي حوضه مديترانه بررسي کرده اند .در اين تحقيق بيشترين اثر الگوي NCP بر روي دما در نواحي بري آناتولي ديده شد بطوري که در اين محل تفاوتهاي فصلي دما در طي دو فاز منفي و مثبت اين الگو حدود 5/3 درجه سانتيگراد بود و اين تاثير به طرف جنوب کاهش مي يابد. آنها مشخص کردند که شاخص NCP از بين سه شاخص، تفاوتهاي افزايش وافت دما را بهتر نشان مي دهد و بعنوان الگوي اصلي پيوند از دور، اقليم بالکان، شبه جزيره آناتولي و خاورميانه را تحت تاثير قرار مي دهد.
مدرس پور تأثير رويداد انسو را بر بارش و دماي ايران بررسي کرده است . بدين ترتيب وضعيت اقليمي ايران در طي ۵ رويداد انسو که در فاصله سالهاي ۱۹۶۰‐ ۱۹۸۹ اتفاق افتاده است مورد بررسی قرار گرفته است . سپس ميانگين فصلي ۳۰ ساله و انحراف از ميانگين هر يک از پارامترها بطور مجزا تهيه شده و طرحهاي نابهنجاريهاي هر يک از پارامترها در فصول مختلف نشان داده شده است.
خسروي با بررسي رابطه بين درجه حرارت جنوب شرق ايران و پديده انسو نشان مي دهد كه همبستگي بين درجه حرارت سطوح فوقاني، مياني و پايين جو در منطقه جنوب شرق ايران در تمام فصول با پديده انسو قوي مي باشد و در فصل زمستان برخي از الگوهاي پيوند از دور نظير AO، NAO، SCAND، PNA نقش مهمي در ناهنجاريهاي درجه حرارت بازي مي كنند.
مقاله شماره 3 (بخش دوم):
داده ها و روش شناسي
براي بررسي رابطه الگوهاي پيوند ازدور با دماي ايران از روش تجزيه وتحليل رگرسيون و همبستگي استفاده شده است. داده هاي دماي ماهانه ۳۳۸ ايستگاه سينوپتيک وکليماتولوژي ايران از ژانويه سال ۱۹۵۱ تا آوريل سال ۲۰۰۳ در قالب ماتريسي به ابعاد ۶۲۸ × ۳۳۸ از تارنماي سازمان هواشناسي کشور گردآوري شدند. داده هاي استاندارد شده شاخص هاي پيوند از دور نيمکره شمالي مربوط (بر اساس داده هاي تراز ۷۰۰ هکتوپاسکال) از ژانويه سال ۱۹۵۱ تا آوريل سال ۲۰۰۳ از سايت مرکز پيش بيني اقليم، وابسته به سازمان پژوهشهاي جوي و اقيانوسي ايالات متحده اخذ شده و داده هاي شاخص NCP از تحقيق کوتيل و بنارچ، بدست آمده اند . براي بررسي رابطه دو متغير دما و شاخص هاي پيوند از دور متغير دما بعنوان متغير وابسته (Y) و شاخص هاي پيوند از دور بعنوان متغير مستقل (X) در نظر گرفته شده و نخست به روش تجزيه وتحليل رگرسيون، فرض وجود رابطه خطي بين اين دو متغير با محاسبه β و فاصله اطمينان آن آزموده شده است . با بررسي ضر يب رگرسيون و ضريب همبستگي هر يک از شاخص هاي پيوند از دور با دماي هر يک از ايستگاهها در همان ماه فرضي، وجود ارتباط خطي بررسي گرديده و ايستگاههايي که در سطح اطمينان ۹۵ درصد رابطه معنادار مستقيم يا معکوس نشان داده اند بصورت نقشه ماهانه ترسيم شده اند.
بحث و نتيجه گيري
در اين نوشتار به روش تجزيه و تحليل رگرسيون رابطه خطي متغير دما با هريک از ۱۴ شاخص پيوند از دور نيمکره شمالي مورد بررسي قرار گرفت و فرض وجود رابطه معنادار بين دماي ايران و هريک از شاخصها با فاصله اطمينان ۹۵ درصد آزمون شد و نتايج زير بدست آمدند:
1- درتمام ماههاي سال وجود رابطه خطي معنادار بين دماي بخشهايي از ايران و شاخص نوسان اطلس شمالي رد نشد. جدول ۲. نقشه هاي ارتباط شاخص نوسان اطلس شمالي و دماي ايران روشن مي سازد که در ماههاي مارس و نوامبر تعداد ايستگاههايي که ارتباط معنادار معکوس نشان مي دهند بيشينه است و ۳۴ تا ۳۷ درصد ايستگاهها را در بر مي گيرد . در ماه اوت در نواحي شمالي ايران تعداد ايستگاههايي که ارتباط مستقيم نشان مي دهند بيشينه است و ۱۰ درصد ايستگاهها را شامل مي شود .با مقايسه ميانگين دماي ماهانه ايران و تقويم فعاليت الگوي نوسان اطلس شمالي، جدول 1، مي توان نتيجه گرفت که تغييرات دماي ايران در ماه های آوريل و نوامبر مي تواند در ارتباط با اهميت الگوي NAO در ماههاي مذکور باشد، شکل 1.
داده ها و روش شناسي
براي بررسي رابطه الگوهاي پيوند ازدور با دماي ايران از روش تجزيه وتحليل رگرسيون و همبستگي استفاده شده است. داده هاي دماي ماهانه ۳۳۸ ايستگاه سينوپتيک وکليماتولوژي ايران از ژانويه سال ۱۹۵۱ تا آوريل سال ۲۰۰۳ در قالب ماتريسي به ابعاد ۶۲۸ × ۳۳۸ از تارنماي سازمان هواشناسي کشور گردآوري شدند. داده هاي استاندارد شده شاخص هاي پيوند از دور نيمکره شمالي مربوط (بر اساس داده هاي تراز ۷۰۰ هکتوپاسکال) از ژانويه سال ۱۹۵۱ تا آوريل سال ۲۰۰۳ از سايت مرکز پيش بيني اقليم، وابسته به سازمان پژوهشهاي جوي و اقيانوسي ايالات متحده اخذ شده و داده هاي شاخص NCP از تحقيق کوتيل و بنارچ، بدست آمده اند . براي بررسي رابطه دو متغير دما و شاخص هاي پيوند از دور متغير دما بعنوان متغير وابسته (Y) و شاخص هاي پيوند از دور بعنوان متغير مستقل (X) در نظر گرفته شده و نخست به روش تجزيه وتحليل رگرسيون، فرض وجود رابطه خطي بين اين دو متغير با محاسبه β و فاصله اطمينان آن آزموده شده است . با بررسي ضر يب رگرسيون و ضريب همبستگي هر يک از شاخص هاي پيوند از دور با دماي هر يک از ايستگاهها در همان ماه فرضي، وجود ارتباط خطي بررسي گرديده و ايستگاههايي که در سطح اطمينان ۹۵ درصد رابطه معنادار مستقيم يا معکوس نشان داده اند بصورت نقشه ماهانه ترسيم شده اند.
بحث و نتيجه گيري
در اين نوشتار به روش تجزيه و تحليل رگرسيون رابطه خطي متغير دما با هريک از ۱۴ شاخص پيوند از دور نيمکره شمالي مورد بررسي قرار گرفت و فرض وجود رابطه معنادار بين دماي ايران و هريک از شاخصها با فاصله اطمينان ۹۵ درصد آزمون شد و نتايج زير بدست آمدند:
1- درتمام ماههاي سال وجود رابطه خطي معنادار بين دماي بخشهايي از ايران و شاخص نوسان اطلس شمالي رد نشد. جدول ۲. نقشه هاي ارتباط شاخص نوسان اطلس شمالي و دماي ايران روشن مي سازد که در ماههاي مارس و نوامبر تعداد ايستگاههايي که ارتباط معنادار معکوس نشان مي دهند بيشينه است و ۳۴ تا ۳۷ درصد ايستگاهها را در بر مي گيرد . در ماه اوت در نواحي شمالي ايران تعداد ايستگاههايي که ارتباط مستقيم نشان مي دهند بيشينه است و ۱۰ درصد ايستگاهها را شامل مي شود .با مقايسه ميانگين دماي ماهانه ايران و تقويم فعاليت الگوي نوسان اطلس شمالي، جدول 1، مي توان نتيجه گرفت که تغييرات دماي ايران در ماه های آوريل و نوامبر مي تواند در ارتباط با اهميت الگوي NAO در ماههاي مذکور باشد، شکل 1.
مقاله شماره 3 (بخش سوم):
2- بررسي نقشه هاي ارتباط شاخص شرق اطلس و دماي ايران نشان مي دهد که بيشينه قلمرو ارتباط معنا دار معکوس بين تغييرات دما و شاخص شرق اطلس در ماه سپتامبر در 8/27 درصد از ايستگاههاي مورد بررسي در قسمتهاي شمال و شمال غرب کشور وجود دارد . بيشينه قلمرو ارتباط معنادار مستقيم در ماه اکتبر در ۸ درصد از ايستگاههاي مورد بررسي در نواحي جنوب و جنوب غربي ايران مشاهده مي شود. جدول 2 و شکل 2.
3- بررسي نقشه هاي ارتباط شاخص رودباد اطلس شرقي و دماي ايران روشن ميسازد که در ماه اوت تعداد ايستگاههايي که ارتباط معنادار معکوس نشان مي دهند بيشينه است و ۱۰ درصد ايستگاهها را شامل مي شود و در ماه آوريل بيشينه ارتباط مستقيم در 20 درصد ايستگاهها ديده مي شود. جدول 2 و شکل 3.
4- بررسي نقشه هاي ارتباط شاخص آرام غربي و دماي ايران نشان مي دهد که بيشينه ارتباط معنادار معکوس در ماه سپتامبر در حدود ۲۷ درصد از ايستگاهها و بيشينه قلمرو ارتباط معنادار مستقيم در ماه اکتبر در ۱۴ درصد از ايستگاههاي مورد بررسي که در نواحي شمال شرقي ، شمال غربي و کرانه هاي درياي خزر پراکنده شد ه اند، مشاهده مي شود. جدول 2 و شکل 4.
5- بررسي نقشه هاي ارتباط شاخص آرام شرقي و دماي ايران نشان مي دهد که بيشينه قلمرو ارتباط معنادار معکوس بين تغييرات دما و شاخص آرام شرقي در ماه ژانويه بسيار محدود است و حدود ۲ درصد از ايستگاههاي مورد بررسي را شامل مي شود . ولي بيشينه قلمرو ارتباط معنادار مستقيم در ماه آوريل در ۷۳ درصد از ايستگاههاي مورد بررسي که در سراسر کشور پراکنده اند مشاهده مي شود. جدول 2 و شکل 5.
2- بررسي نقشه هاي ارتباط شاخص شرق اطلس و دماي ايران نشان مي دهد که بيشينه قلمرو ارتباط معنا دار معکوس بين تغييرات دما و شاخص شرق اطلس در ماه سپتامبر در 8/27 درصد از ايستگاههاي مورد بررسي در قسمتهاي شمال و شمال غرب کشور وجود دارد . بيشينه قلمرو ارتباط معنادار مستقيم در ماه اکتبر در ۸ درصد از ايستگاههاي مورد بررسي در نواحي جنوب و جنوب غربي ايران مشاهده مي شود. جدول 2 و شکل 2.
3- بررسي نقشه هاي ارتباط شاخص رودباد اطلس شرقي و دماي ايران روشن ميسازد که در ماه اوت تعداد ايستگاههايي که ارتباط معنادار معکوس نشان مي دهند بيشينه است و ۱۰ درصد ايستگاهها را شامل مي شود و در ماه آوريل بيشينه ارتباط مستقيم در 20 درصد ايستگاهها ديده مي شود. جدول 2 و شکل 3.
4- بررسي نقشه هاي ارتباط شاخص آرام غربي و دماي ايران نشان مي دهد که بيشينه ارتباط معنادار معکوس در ماه سپتامبر در حدود ۲۷ درصد از ايستگاهها و بيشينه قلمرو ارتباط معنادار مستقيم در ماه اکتبر در ۱۴ درصد از ايستگاههاي مورد بررسي که در نواحي شمال شرقي ، شمال غربي و کرانه هاي درياي خزر پراکنده شد ه اند، مشاهده مي شود. جدول 2 و شکل 4.
5- بررسي نقشه هاي ارتباط شاخص آرام شرقي و دماي ايران نشان مي دهد که بيشينه قلمرو ارتباط معنادار معکوس بين تغييرات دما و شاخص آرام شرقي در ماه ژانويه بسيار محدود است و حدود ۲ درصد از ايستگاههاي مورد بررسي را شامل مي شود . ولي بيشينه قلمرو ارتباط معنادار مستقيم در ماه آوريل در ۷۳ درصد از ايستگاههاي مورد بررسي که در سراسر کشور پراکنده اند مشاهده مي شود. جدول 2 و شکل 5.
مقاله شماره 3 (بخش چهارم):
6- الگوي آرام شمالي در طول سال تنها در ماههاي مارس، آوريل، مه، ژوئن و ژوئيه فعال مي باشد .بررسي نقشه هاي ارتباط شاخص آرام شمالي و دماي ايران نشان مي دهد که بيشينه قلمرو ارتباط معنادار معکوس در ماه ژوئن در حدود ۲۱ درصد از ايستگاههاي مورد بررسي در نواحي غربي و شمال غربي کشور و بيشينه قلمرو ارتباط معنادار مستقيم در ماه ژوييه در ۴ درصد از ايستگاههاي مورد بررسي که در نواحي شمال شرقي ايران پراکنده شده اند مشاهده مي شود. جدول 2 و شکل 6.
7- بررسي نقشه هاي ارتباط شاخص اقيانوس آرام ‐امريکاي شمالي و دماي ايران نشان مي دهد که ارتباط معنادار معکوس در ماه دسامبر در حدود ۱۱ درصد از ايستگاههاي مورد بررسي در نواحي غربي، شمال شرق وکرانه ها ي درياي خزر و ارتباط معنادار مستقيم در ماه اوت در ۷ درصد از ايستگاههاي مورد بررسي که در نيمه غربي کشور پراکنده شده اند بيشينه است. جدول 2 و شکل 7.
8- بررسي نقشه هاي ارتباط شاخص شرق اطلس ‐ غرب روسيه و دماي ايران نشان مي دهد که در ماه دسامبر تعداد
ايستگاههايي که ارتباط معنادار معکوس نشان مي دهند بيشينه است و در حدود ۴۲ درصد از ايستگاههاي مورد بررسي در نيمه غربي کشور را شامل مي شود و بيشينه ارتباط معنادار مستقيم در ماه سپتامبر در ۲۵ درصد از ايستگاههاي ايران که در نواحي شمال شرق و شمال و مرکز کشور قرار دارند مشاهده مي شود. جدول 2 و شکل 8.
9- بررسي نقشه هاي ارتباط شاخص اسکانديناوي و دماي ايران نشان مي دهد که ارتباط معنادار معکوس در حدود ۳۵ درصد از ايستگاههاي ايران در نواحي جنوب شرقي، داخلي، شمال شرق و کرانه هاي درياي خزر بيشينه است و در ماه سپتامبر قلمرو ارتباط معنادار مستقيم بسيار محدود در حدود ۲ درصد از ايستگاههاي مورد بررسي که درنواحي شمال کشور پراکنده شد ه اند را دربر مي گيرد. جدول 2 و شکل 9.
10- الگوي قطبي اوراسيا تنها در ماههاي ژانويه، فوريه و دسامبر فعال است و در ساير ماهها فعاليتي ندارد . بررسي نقشه هاي ارتباط شاخص قطبي اوراسيا ودماي ايران نشان مي دهد که بيشينه قلمرو ارتباط معنادار معکوس بين تغييرات دما و شاخص قطبي اوراسيا در ماه ژانويه در حدود ۵۴ در صد از ايستگاههاي مورد بررسي در سراسر کشور بخصوص در نيمه غربي کشور بطور پراکنده مشاهده مي شود. در بررسي رابطه دماي ايران و شاخص قطبي اوراسيا قلمرويي با ارتباط معنادار مستقيم شناسايي نشد. جدول 2 و شکل 10.
6- الگوي آرام شمالي در طول سال تنها در ماههاي مارس، آوريل، مه، ژوئن و ژوئيه فعال مي باشد .بررسي نقشه هاي ارتباط شاخص آرام شمالي و دماي ايران نشان مي دهد که بيشينه قلمرو ارتباط معنادار معکوس در ماه ژوئن در حدود ۲۱ درصد از ايستگاههاي مورد بررسي در نواحي غربي و شمال غربي کشور و بيشينه قلمرو ارتباط معنادار مستقيم در ماه ژوييه در ۴ درصد از ايستگاههاي مورد بررسي که در نواحي شمال شرقي ايران پراکنده شده اند مشاهده مي شود. جدول 2 و شکل 6.
7- بررسي نقشه هاي ارتباط شاخص اقيانوس آرام ‐امريکاي شمالي و دماي ايران نشان مي دهد که ارتباط معنادار معکوس در ماه دسامبر در حدود ۱۱ درصد از ايستگاههاي مورد بررسي در نواحي غربي، شمال شرق وکرانه ها ي درياي خزر و ارتباط معنادار مستقيم در ماه اوت در ۷ درصد از ايستگاههاي مورد بررسي که در نيمه غربي کشور پراکنده شده اند بيشينه است. جدول 2 و شکل 7.
8- بررسي نقشه هاي ارتباط شاخص شرق اطلس ‐ غرب روسيه و دماي ايران نشان مي دهد که در ماه دسامبر تعداد
ايستگاههايي که ارتباط معنادار معکوس نشان مي دهند بيشينه است و در حدود ۴۲ درصد از ايستگاههاي مورد بررسي در نيمه غربي کشور را شامل مي شود و بيشينه ارتباط معنادار مستقيم در ماه سپتامبر در ۲۵ درصد از ايستگاههاي ايران که در نواحي شمال شرق و شمال و مرکز کشور قرار دارند مشاهده مي شود. جدول 2 و شکل 8.
9- بررسي نقشه هاي ارتباط شاخص اسکانديناوي و دماي ايران نشان مي دهد که ارتباط معنادار معکوس در حدود ۳۵ درصد از ايستگاههاي ايران در نواحي جنوب شرقي، داخلي، شمال شرق و کرانه هاي درياي خزر بيشينه است و در ماه سپتامبر قلمرو ارتباط معنادار مستقيم بسيار محدود در حدود ۲ درصد از ايستگاههاي مورد بررسي که درنواحي شمال کشور پراکنده شد ه اند را دربر مي گيرد. جدول 2 و شکل 9.
10- الگوي قطبي اوراسيا تنها در ماههاي ژانويه، فوريه و دسامبر فعال است و در ساير ماهها فعاليتي ندارد . بررسي نقشه هاي ارتباط شاخص قطبي اوراسيا ودماي ايران نشان مي دهد که بيشينه قلمرو ارتباط معنادار معکوس بين تغييرات دما و شاخص قطبي اوراسيا در ماه ژانويه در حدود ۵۴ در صد از ايستگاههاي مورد بررسي در سراسر کشور بخصوص در نيمه غربي کشور بطور پراکنده مشاهده مي شود. در بررسي رابطه دماي ايران و شاخص قطبي اوراسيا قلمرويي با ارتباط معنادار مستقيم شناسايي نشد. جدول 2 و شکل 10.
|
مقاله شماره 3 (بخش پنجم):
11- بررسي نقشه هاي ارتباط شاخص حاره اي نيمکره شمالي و دماي ايران نشان مي دهد که به جز ماه نوامبر در ماههاي دسامبر و ژانويه رابطه ي معنادار مستقيم بين تغييرات دما و شاخص حاره اي نيمکره شمالي وجود دارد. ارتباط معنادار معکوس بطور بسيار محدود در ماه نوامبر فقط در حدود ۲ درصد از ايستگاهها را در بر مي گيرد و بيشينه قلمرو ارتباط معنادار مستقيم در ماه دسامبر در ۲۴ درصد از ايستگاهها مشاهده مي شود. جدول 2 و شکل 11.
12- بررسي نقشه هاي ارتباط شاخص انتقالي آرام و دماي ايران نشان مي دهد که ارتباط معنادار معکوس در ماه اوت فقط در حدود ۲ درصد از ايستگاههاي مورد بررسي و بيشينه قلمرو ارتباط معنادار مستقيم در ماههای ژوئيه و ژوئن در ۷ درصد از ايستگاههاي مورد بررسي که به ترتيب درنواحي شرق و جنوب شرق و در غرب و نواحي داخلي کشور پراکنده شد ه اند مشاهده مي شود. اين الگو در ساير ماههاي سال بدون فعاليت است و در ماه مه فعاليت ضعيفي دارد. جدول 2 و شکل 12.
13- بررسي نقشه هاي ارتباط شاخص تابستاني آسيا و دماي ايران نشان مي دهد که بيشينه قلمرو ارتباط معنادار معکوس بين تغييرات دما و شاخص تابستاني آسيا بطور بسيار محدود در ماه ژوئيه فقط در حدود ۵ درصد از ايستگاههاي مورد بررسي در نواحي داخلي و جنوبي کشور و بيشينه قلمرو ارتباط معنادار مستقيم در ماه ژوئن در ۳۲ درصد از ايستگاههاي مورد بررسي که در نواحي شمالغرب و غرب کشورپراکنده شد ه اند مشاهده مي شود اين الگو در ساير ماهها فعاليتي ندارد. جدول 2 و شکل 13.
14- بررسي نقشه هاي ارتباط شاخص درياي شمال ‐درياي خزر و دماي ايران نشان مي دهد که بيشينه قلمرو ارتباط معنادار معکوس بين تغييرات دما و شاخص درياي شمال‐درياي خزر در ماه ژوئن درحدود ۴۳ درصد از ايستگاههاي مورد بررسي در نو احي شمال، شمال غرب، غرب و کرانه هاي درياي خزر و بيشينه قلمرو ارتباط معنادار مستقيم در ماه اوت در ۱۳ درصد از ايستگاههاي مورد بررسي که درنواحي شمال شرق و قسمتهاي داخلي و جنوب غرب کشور پراکنده شده اند مشاهده مي شود. جدول 2 و شکل 14.
11- بررسي نقشه هاي ارتباط شاخص حاره اي نيمکره شمالي و دماي ايران نشان مي دهد که به جز ماه نوامبر در ماههاي دسامبر و ژانويه رابطه ي معنادار مستقيم بين تغييرات دما و شاخص حاره اي نيمکره شمالي وجود دارد. ارتباط معنادار معکوس بطور بسيار محدود در ماه نوامبر فقط در حدود ۲ درصد از ايستگاهها را در بر مي گيرد و بيشينه قلمرو ارتباط معنادار مستقيم در ماه دسامبر در ۲۴ درصد از ايستگاهها مشاهده مي شود. جدول 2 و شکل 11.
12- بررسي نقشه هاي ارتباط شاخص انتقالي آرام و دماي ايران نشان مي دهد که ارتباط معنادار معکوس در ماه اوت فقط در حدود ۲ درصد از ايستگاههاي مورد بررسي و بيشينه قلمرو ارتباط معنادار مستقيم در ماههای ژوئيه و ژوئن در ۷ درصد از ايستگاههاي مورد بررسي که به ترتيب درنواحي شرق و جنوب شرق و در غرب و نواحي داخلي کشور پراکنده شد ه اند مشاهده مي شود. اين الگو در ساير ماههاي سال بدون فعاليت است و در ماه مه فعاليت ضعيفي دارد. جدول 2 و شکل 12.
13- بررسي نقشه هاي ارتباط شاخص تابستاني آسيا و دماي ايران نشان مي دهد که بيشينه قلمرو ارتباط معنادار معکوس بين تغييرات دما و شاخص تابستاني آسيا بطور بسيار محدود در ماه ژوئيه فقط در حدود ۵ درصد از ايستگاههاي مورد بررسي در نواحي داخلي و جنوبي کشور و بيشينه قلمرو ارتباط معنادار مستقيم در ماه ژوئن در ۳۲ درصد از ايستگاههاي مورد بررسي که در نواحي شمالغرب و غرب کشورپراکنده شد ه اند مشاهده مي شود اين الگو در ساير ماهها فعاليتي ندارد. جدول 2 و شکل 13.
14- بررسي نقشه هاي ارتباط شاخص درياي شمال ‐درياي خزر و دماي ايران نشان مي دهد که بيشينه قلمرو ارتباط معنادار معکوس بين تغييرات دما و شاخص درياي شمال‐درياي خزر در ماه ژوئن درحدود ۴۳ درصد از ايستگاههاي مورد بررسي در نو احي شمال، شمال غرب، غرب و کرانه هاي درياي خزر و بيشينه قلمرو ارتباط معنادار مستقيم در ماه اوت در ۱۳ درصد از ايستگاههاي مورد بررسي که درنواحي شمال شرق و قسمتهاي داخلي و جنوب غرب کشور پراکنده شده اند مشاهده مي شود. جدول 2 و شکل 14.
مقاله شماره 3 (بخش ششم و پایانی):
نتیجه گیری:
به نظر مي رسد هيچيک از الگوها ي پيوند از دور نيمکره شمالي توان تبيين درصد بزرگي از تغييرات دماي قلمرو وسيعي از ايران را در همه ماههاي سال ندارند بلکه برخي الگوها در برخي ماهها درصد نسبتًا کمي از تغييرات دماي بخشهايي از ايران را تبيين مي کنند. جدول 4.
بطوري که درماه ژانويه بيشينه قلمرو رابطه معنادار معکوس دما با الگوهاي پيوند از دور نيمکره شمالي حدود ۴ درصد است. در ماههاي آوريل و ژوئن بيشينه قلمرو رابطه معنادار مستقيم دما با الگوهاي پيوند از دور نيمکره شمالي حدود ۱۱ درصد مي باشد. جدول 2 و جدول 3.
لینک دانلود این مقاله:http://www.irpds.com/FileEssay/m438-j22-1387-9-11-mm8.pdf
نتیجه گیری:
به نظر مي رسد هيچيک از الگوها ي پيوند از دور نيمکره شمالي توان تبيين درصد بزرگي از تغييرات دماي قلمرو وسيعي از ايران را در همه ماههاي سال ندارند بلکه برخي الگوها در برخي ماهها درصد نسبتًا کمي از تغييرات دماي بخشهايي از ايران را تبيين مي کنند. جدول 4.
بطوري که درماه ژانويه بيشينه قلمرو رابطه معنادار معکوس دما با الگوهاي پيوند از دور نيمکره شمالي حدود ۴ درصد است. در ماههاي آوريل و ژوئن بيشينه قلمرو رابطه معنادار مستقيم دما با الگوهاي پيوند از دور نيمکره شمالي حدود ۱۱ درصد مي باشد. جدول 2 و جدول 3.
لینک دانلود این مقاله:http://www.irpds.com/FileEssay/m438-j22-1387-9-11-mm8.pdf
مقاله شماره 4 (بخش اول):
تحليل فشار تراز دريا در زمان رخداد بارش هاي فوق سنگين و فراگير ايران
دكتر بختيار محمدي
دكتر سيد ابوالفضل مسعوديان
چكيده:
در اين پژوهش، با استفاده از پايگاه داده‌ي بارش كشور، نقشه هاي همبارش ايران از روز 1340/1/1 تا 1383/11/10 بر روي ياخته‌هايي به ابعاد 14*14 كيلومتر، به روش كريجينگ ميانيابي و ترسيم شد. بر مبناي دادههاي حاصل از ميانيابي، بارشهاي سنگين و فراگير ايران انتخاب و بررسي شد. نتايج پژوهش نشان داد كه سه الگوي اصلي فشار تراز دريا در بوجود آمدن اين گونه رويدادها، مؤثر بوده‌اند. در الگوي اول، كم فشار عربستان/ پرفشار سيبري- مديترانه حاكم بوده و 28 درصد از بارشهاي ابرسنگين و فراگير ايران ناشي از حاكميت اين الگو هستند. در الگوي دوم، پرفشار سيبري- شمالشرق افريقا/ كم فشار عربستان حاكم بوده كه 53 درصد از بارشهاي ابرسنگين و فراگير ايران در زمان حاكميت اين الگو رخ داده است. در الگوي سوم، پرفشار غرب روسيه/ كم فشار عراق- عربستان الگوي غالب 19 درصد از بارشهاي ابرسنگين و فراگير ايران بوده است. پس ميتوان گفت كه كم - فشار عربستان- عراق عامل اصلي فراهم نمودن شرايط لازم در سطح زمين، براي رخداد اين گونه بارشها است.
مقدمه:
با وجود اين كه بخشهاي زيادي از ايران داراي شرايط خشك و نيمه خشك بوده و همچنين فاقد منابع رطوبتي عمدهاي براي تأمين بارشهاي ابر سنگين است؛ گاهي مناطقي از ايران (چه بخشهاي خشك و چه بخشهاي مرطوب) شاهد بارشهاي بسيار سنگين و رگباري هستند. با توجه به موقعيت نسبي ايران، وسعت زياد آن و همچنين گسترش ناهمواريها، پديده بارش در ايران داراي نوسانهاي زماني و مكاني بسيار شديدي است. مطالعاتي كه در زمينه بارشهاي ابر سنگين ايران و جهان انجام شده تعاريف مختلفي را براي بارشهاي ابرسنگين در مناطق مختلف ارائه كرده‌اند و ميتوان گفت تعريف جامعي از بارشهاي ابرسنگين كه به توان براي مناطق مختلف استفاده كرد، وجود ندارد. در اين پژوهش، ضمن مطالعه‌ي تحقيقاتي كه در زمينه بارش ابر سنگين در جهان و ايران انجام شده، سعي شده است كه فراگيرترين رويداد بارشهاي ابر سنگين در ايران شناسايي شده و به تحليل شرايط فشار تراز دريا در زمان رخداد آنها بپردازيم.
داده ها و روش شناسي:
در اين پژوهش دادههاي بارش روزانه 1437 ايستگاه همديد، اقليمي و بارانسنجي كشور به عنوان دادههاي محيط سطحي انتخاب شد. همچنين دادههاي متغير جوي فشار تراز دريا نيز در محدودهاي گسترده‌تر از قلمرو ايران تحليل شد. از روي پايگاه داده‌ي مرتب شده بر حسب ميانگين بارش، درصد پهنه‌ي زير بارش و بيشينه بارش ايران 100 روز از سنگين‌ترين و فراگيرترين بارشهاي ايران به عنوان نمونه جهت بررسي همديد در اين پژوهش انتخاب شد. در مرحله‌ي بعد، براساس تحليل خوشه‌اي به روش ادغام وارد، الگوهاي اصلي فشار تراز دريا (سه الگو) شناسايي شد و براي هر الگو نقشهي تركيبي آن ترسيم شد.
بحث و نتيجه گيري:
نتيجه حاصل از تحليل خوشه‌اي بر روي فشار تراز دريا نشان داد كه بارشهاي سنگين و فراگير ايران تحت سه الگوي كلي رخ ميدهند:
1- الگوي كم فشار عربستان/ پرفشار سيبري- مديترانه: 28 درصد از بارشهاي سنگين ايران حاصل استقرار اين الگو است و در هر بار حاكميت اين الگو، بيش از 74 درصد از ايران بارش دريافت ميكند و حدود 13 ميليارد متر مكعب آبِ حاصل از بارش بر روي ايران است. بيشترين فراواني اين الگو در زمستان و بويژه بهمن ماه است. ميانگين بارش ايران در زمان رخداد اين الگو 7/9 ميليمتر است. شکل 1
تحليل فشار تراز دريا در زمان رخداد بارش هاي فوق سنگين و فراگير ايران
دكتر بختيار محمدي
دكتر سيد ابوالفضل مسعوديان
چكيده:
در اين پژوهش، با استفاده از پايگاه داده‌ي بارش كشور، نقشه هاي همبارش ايران از روز 1340/1/1 تا 1383/11/10 بر روي ياخته‌هايي به ابعاد 14*14 كيلومتر، به روش كريجينگ ميانيابي و ترسيم شد. بر مبناي دادههاي حاصل از ميانيابي، بارشهاي سنگين و فراگير ايران انتخاب و بررسي شد. نتايج پژوهش نشان داد كه سه الگوي اصلي فشار تراز دريا در بوجود آمدن اين گونه رويدادها، مؤثر بوده‌اند. در الگوي اول، كم فشار عربستان/ پرفشار سيبري- مديترانه حاكم بوده و 28 درصد از بارشهاي ابرسنگين و فراگير ايران ناشي از حاكميت اين الگو هستند. در الگوي دوم، پرفشار سيبري- شمالشرق افريقا/ كم فشار عربستان حاكم بوده كه 53 درصد از بارشهاي ابرسنگين و فراگير ايران در زمان حاكميت اين الگو رخ داده است. در الگوي سوم، پرفشار غرب روسيه/ كم فشار عراق- عربستان الگوي غالب 19 درصد از بارشهاي ابرسنگين و فراگير ايران بوده است. پس ميتوان گفت كه كم - فشار عربستان- عراق عامل اصلي فراهم نمودن شرايط لازم در سطح زمين، براي رخداد اين گونه بارشها است.
مقدمه:
با وجود اين كه بخشهاي زيادي از ايران داراي شرايط خشك و نيمه خشك بوده و همچنين فاقد منابع رطوبتي عمدهاي براي تأمين بارشهاي ابر سنگين است؛ گاهي مناطقي از ايران (چه بخشهاي خشك و چه بخشهاي مرطوب) شاهد بارشهاي بسيار سنگين و رگباري هستند. با توجه به موقعيت نسبي ايران، وسعت زياد آن و همچنين گسترش ناهمواريها، پديده بارش در ايران داراي نوسانهاي زماني و مكاني بسيار شديدي است. مطالعاتي كه در زمينه بارشهاي ابر سنگين ايران و جهان انجام شده تعاريف مختلفي را براي بارشهاي ابرسنگين در مناطق مختلف ارائه كرده‌اند و ميتوان گفت تعريف جامعي از بارشهاي ابرسنگين كه به توان براي مناطق مختلف استفاده كرد، وجود ندارد. در اين پژوهش، ضمن مطالعه‌ي تحقيقاتي كه در زمينه بارش ابر سنگين در جهان و ايران انجام شده، سعي شده است كه فراگيرترين رويداد بارشهاي ابر سنگين در ايران شناسايي شده و به تحليل شرايط فشار تراز دريا در زمان رخداد آنها بپردازيم.
داده ها و روش شناسي:
در اين پژوهش دادههاي بارش روزانه 1437 ايستگاه همديد، اقليمي و بارانسنجي كشور به عنوان دادههاي محيط سطحي انتخاب شد. همچنين دادههاي متغير جوي فشار تراز دريا نيز در محدودهاي گسترده‌تر از قلمرو ايران تحليل شد. از روي پايگاه داده‌ي مرتب شده بر حسب ميانگين بارش، درصد پهنه‌ي زير بارش و بيشينه بارش ايران 100 روز از سنگين‌ترين و فراگيرترين بارشهاي ايران به عنوان نمونه جهت بررسي همديد در اين پژوهش انتخاب شد. در مرحله‌ي بعد، براساس تحليل خوشه‌اي به روش ادغام وارد، الگوهاي اصلي فشار تراز دريا (سه الگو) شناسايي شد و براي هر الگو نقشهي تركيبي آن ترسيم شد.
بحث و نتيجه گيري:
نتيجه حاصل از تحليل خوشه‌اي بر روي فشار تراز دريا نشان داد كه بارشهاي سنگين و فراگير ايران تحت سه الگوي كلي رخ ميدهند:
1- الگوي كم فشار عربستان/ پرفشار سيبري- مديترانه: 28 درصد از بارشهاي سنگين ايران حاصل استقرار اين الگو است و در هر بار حاكميت اين الگو، بيش از 74 درصد از ايران بارش دريافت ميكند و حدود 13 ميليارد متر مكعب آبِ حاصل از بارش بر روي ايران است. بيشترين فراواني اين الگو در زمستان و بويژه بهمن ماه است. ميانگين بارش ايران در زمان رخداد اين الگو 7/9 ميليمتر است. شکل 1
مقاله شماره 4 (بخش دوم و پایانی):
2- الگوي پرفشار سيبري- شمال شرق افريقا/ كم فشار عربستان: 53 درصد از بارشهاي سنگين و فراگير ايران در زمان اين الگو رخ داده است. در هر بار كه اين الگو ديده شده، حدود 75 درصد از ايران بارش دريافت كرده است. حجم آب ناشي از بارش هر بار حاكميت اين الگو به طور متوسط 12 ميليارد متر مكعب است. بيشترين فراواني اين الگو در دي و بهمن ماه است. ميانگين بارش ايران در زمان رخداد اين الگو به طور متوسط 7/2 ميليمتر است. شکل 2.
3- الگوي پرفشار غرب روسيه/ كم فشار عراق- عربستان: 19 درصد از بارشهاي سنگين و فراگير ايران در زمان اين الگو رخ داده است. به طور متوسط در زمان حاكميت اين الگو، 81/5 درصد از ايران شاهد بارشهاي چشمگيري خواهند بود. حجم آبي كه توسط بارش ناشي از اين الگو در ايران ريزش ميكند بيش از 12 ميليارد متر مكعب است. عليرغم فراواني كم اين الگو، مقدار بارش آن بعد از الگوي اول در مرتبه دوم قرار دارد و بيشترين بارشهاي سنگين و فراگير بهاره ايران حاصل اين الگوي فشار هستند. شکل 3.
در هر سه الگوي فشار تراز دريا كه براي بارشهاي سنگين و فراگير ايران بدست آمد، مركز كم فشار سودان كاملاً در تمام الگوها مشخص است اما كم فشارهايي كه بر روي عربستان و عراق نيز شكل گرفته است را نمي‌توان ناديده گرفت. كم فشار عربستان ركن اصلي اين الگوها بوده است. بطوري كه با گسترش آن بر روي ايران و نيز رويارويي با پرفشارهاي مهاجر (سيبري، روسيه و مديترانه) شيو فشار لازم را در سطح زمين، براي ناپايداري ايران، فراهم كرده است. پس ميتوان گفت كه كمفشار عربستان- عراق عامل اصلي فراهم نمودن شرايط لازم در سطح زمين، براي رخداد اين گونه بارشها است.
لینک دانلود این مقاله:http://nigs.ir/Fa/publish/Doc/14/891497.pdf
2- الگوي پرفشار سيبري- شمال شرق افريقا/ كم فشار عربستان: 53 درصد از بارشهاي سنگين و فراگير ايران در زمان اين الگو رخ داده است. در هر بار كه اين الگو ديده شده، حدود 75 درصد از ايران بارش دريافت كرده است. حجم آب ناشي از بارش هر بار حاكميت اين الگو به طور متوسط 12 ميليارد متر مكعب است. بيشترين فراواني اين الگو در دي و بهمن ماه است. ميانگين بارش ايران در زمان رخداد اين الگو به طور متوسط 7/2 ميليمتر است. شکل 2.
3- الگوي پرفشار غرب روسيه/ كم فشار عراق- عربستان: 19 درصد از بارشهاي سنگين و فراگير ايران در زمان اين الگو رخ داده است. به طور متوسط در زمان حاكميت اين الگو، 81/5 درصد از ايران شاهد بارشهاي چشمگيري خواهند بود. حجم آبي كه توسط بارش ناشي از اين الگو در ايران ريزش ميكند بيش از 12 ميليارد متر مكعب است. عليرغم فراواني كم اين الگو، مقدار بارش آن بعد از الگوي اول در مرتبه دوم قرار دارد و بيشترين بارشهاي سنگين و فراگير بهاره ايران حاصل اين الگوي فشار هستند. شکل 3.
در هر سه الگوي فشار تراز دريا كه براي بارشهاي سنگين و فراگير ايران بدست آمد، مركز كم فشار سودان كاملاً در تمام الگوها مشخص است اما كم فشارهايي كه بر روي عربستان و عراق نيز شكل گرفته است را نمي‌توان ناديده گرفت. كم فشار عربستان ركن اصلي اين الگوها بوده است. بطوري كه با گسترش آن بر روي ايران و نيز رويارويي با پرفشارهاي مهاجر (سيبري، روسيه و مديترانه) شيو فشار لازم را در سطح زمين، براي ناپايداري ايران، فراهم كرده است. پس ميتوان گفت كه كمفشار عربستان- عراق عامل اصلي فراهم نمودن شرايط لازم در سطح زمين، براي رخداد اين گونه بارشها است.
لینک دانلود این مقاله:http://nigs.ir/Fa/publish/Doc/14/891497.pdf
مقاله شماره 5 (بخش اول):
مراكز فعاليت و الگوهاي گردش جو زمستانه تراز 500 هكتوپاسكال روي خاورميانه و ارتباط آنها با بارش ايران
طيب رضيئي، عباس مفيدي و آذر زرين
چكيده
به منظور شناسايي الگوهاي گردش جو زمستانه روي خاورميانه و تعيين ميزان ارتباط آنها با بار شهاي ايران از داد ههاي ارتفاع ژئوپتانسيل تراز 500 هكتوپاسكالِ ماه هاي دسامبر، ژانويه، فوريه و مارس براي تعداد 4355 روز در يك دوره آماري 36 ساله، 1965تا 2000، استفاده شد. به منظور گرو هبندي داده‌ها و استخراج الگوهاي اصلي، تحليل مؤلفه هاي اصلي با آرايه S روي ماتريس داده ها صورت گرفت و به كمك آزمون غربالي، 9 مؤلفه نخست انتخاب و به روش وريمكس، چرخانده شد. با ترسيم نقشه بارگويه مؤلفه هاي چرخش يافته مراكز فعاليت تراز 500 هكتوپاسكال كه اقليم زمستانه خاورميانه را كنترل مي كنند، شناسايي شد. به منظور تحليل ويژگيهاي همديدي مرتبط با اين مراكز فعاليت، براي هر مؤلفه تعداد 10 روز با بالاترين نمره استاندارد (فاز مثبت) تعيين و نقشه هاي تركيبي ارتفاع ژئوپتانسيل و تاوايي نسبي آنها براي تراز 500 هكتوپاسكال و نيز نقشه هاي تركيبي فشار سطح دريا و تاوايي نسبي آنها در تراز 1000 هكتوپاسكال تهيه و درحكم الگوهاي گردش جو زمستانه خاورميانه ارائه شد. سرانجام ارتباط بين الگوهاي همديدي زمستانه خاورميانه و بارش ايران زمين مورد بررسي و تحليل قرار گرفت.
نتايج بررسي ها بيانگر آن است كه الگوي فضايي توزيع بارش زمستانه ايران به غير از سواحل جنوبي درياي خزر در ساير مناطق كشور به خوبي از الگوهاي گردش تراز 500 هكتوپاسكال پيروي مي كند. بررسي ها روشن ساخت كه دوره‌هاي خشك و كم بارش فراگير ايران با تقويت و گسترش شمال سوي پرفشار عربستان در ترازهاي مياني وردسپهر روي نيمه غربي خاورميانه در ارتباط است. همچنين يافته ها نشان دهنده آن است كه عميق شدن ناوة موج غربي و افزايش تاوايي مثبت در حد فاصل غرب ايران تا نيمه شمالي درياي سرخ به همراه شكل گيري و تقويت پرفشار در حد فاصل شرق عربستان تا بخش هاي مياني درياي عرب امكان وقوع بارش هاي فراگير و قابل ملاحظه را در بخش هاي وسيعي از غرب و جنوب غرب ايران فراهم مي آورد. بررسي ارتباط بين الگوهاي همديدي و بار شهاي مقياس منطقه اي حاكي از آن است كه وقوع بارش در منطقه خزري بيش از آنكه با الگوي گردش وردسپهر مياني مرتبط باشد به موقعيت و شدت مراكز پرفشار ترازهاي زيرين جو وابسته است. به‌طوري كه در 4 الگو از 9 الگوي شناسايي شده، به واسطه استقرار مركز پرفشار و افزايش تاوايي منفي در ترازهاي زيرين جو بر جانب غربي درياي خزر و به دنبال آن شكلگيري و تداوم گردش واچرخندي و جريا نهاي شمالي روي اين دريا، سواحل جنوبي درياي خزر از بارش قابل ملاحظ هاي برخوردار شده است.
واژه هاي كليدي: الگوي گردش جو، تراز 500 هكتوپاسكال، مراكز فعاليت، بارش ايران، تحليل مؤلفه‌هاي اصلي
مواد و روش ها
محدوده مورد بررسي و داده ها
براي استخراج الگوهاي گردش جوي مؤثر بر آب و هواي ايران از ميانگين روزانه ارتفاع ژئوپتانسيل تراز 500 هكتوپاسكال كه از مركز ملي پيشبيني محيطي و مركز ملي پژوهشهاي جوي ايالات متحد امريكا كه به اختصار به NCEP/NCAR شهرت دارد، استفاده شده است. از آنجا كه اغلب بررسي هاي صورت گرفته روي گردش جو زمستانه از تراز 500 هكتوپاسكال درحكم تراز معرّف وردسپهر مياني استفاده كرده اند، در اين پژوهش نيز براي فراهم شدن امكان مقايسه نتايج بررسيها با يافته هاي پيشين، از تراز 500 هكتوپاسكال در نقش تراز معرّف وردسپهر مياني استفاده شده است. محدوده مورد بررسي در پژوهش حاضر در برگيرنده ° 20 تا ° 60 عرض شمالي و ° 10 تا ° 80 طول شرقي است. در اين پژوهش، ماه هاي دسامبر تا مارس 1965 تا 2000 درحكم دوره زماني مورد بررسي انتخاب شد. اين ماهها دوره اصلي بارش را در بيشتر مناطق كشور تشكيل مي دهند كه تقريباً برابر با دوره سرد سال در ايران است و به باور عليجاني از ماه نوامبر آغاز و تا پايان ماه مارس ادامه دارد.
روش پژوهش
براي گروه بندي الگوهاي گردش جوي و شناسايي مراكز فشار تراز 500 هكتوپاسكال در محدوده مورد مطالعه روش PCA مورد استفاده قرار گرفت. با اعمال PCA روي دادههاي فشار (ارتفاع) مي توان الگوهايي را كه تكرارپذيري بسيار كمي دارند حذف و الگوهاي تكرارپذير را دسته بندي كرد. در اين پژوهش روش PCA با آرايهS روي ماتريس همبستگي داده ها اعمال شد. براي اين منظور ماتريس همبستگي در ابعاد 4355× 493 (493 یاخته در 4355 روز)
تشكيل شده و درحكم ورودي مدل PCA مورد استفاده قرار گرفت. بعد از اعمال PCA روي داده هاي ارتفاع ژئوپتانسيل تراز 500 هكتوپاسكال، با استفاده از آزمون غربالي، (شكل 1) 9 مؤلفه نخست براي تحليلهاي بعدي انتخاب شدند. در آزمون غربالي مقادير ارزش ويژه مؤلفه ها در برابر تعداد مؤلفه ها روي نمودار برده مي شود و از روي خط تغيير شيب اين نمودار مي توان در مورد تعداد مؤلفه هايي كه بايد نگه داشت تصميم گرفت.
به منظور ساده كردن تفسير فيزيكي نتايج PCA، مؤلفه هاي تعيين شده چرخش داده شدند. استفاده از فرايند چرخش موجب افزايش تعداد متغيرهاي داراي بارگويه نزديك به صفر مي شود به طوري كه پس از چرخش، هر مؤلفه تعداد متغيرهاي كمتري را با بارگويه زياد دسته بندي مي كند. در اين پژوهش از روش چرخش عمودي وريمكس براي چرخاندن مؤلفه‌هاي انتخابي استفاده شد، چرا كه اين روش كه هيچ گونه وابستگي به شكل قلمرو و يا منطقه مورد بررسي ندارد موجب مي شود تا مؤلفه هاي به دست آمده غيرهمبسته و از نظر فيزيكي تفسير پذيرتر و از نظر مكاني پايدار، همگن و داراي ساختار ساده تري باشند. جدول 1 درصد واريانس توضيح داده شده با مؤلفه‌ها را پيش و پس از چرخش نشان مي دهد. به منظور شناسايي مراكز فعاليت تراز 500هكتوپاسكال، مقدار بارگويه هر 9 مؤلفه انتخابي با استفاده از نرم افزار ArcGIS 9.2 به نقشه تبديل شد. با استفاده از اين نقشه‌ها مي توان شدت و موقعيت نسبي مراكز فعاليت تراز 500 هكتوپاسكال را در محدوده مورد بررسي تعيين كرد. اين نقشه‌ها مناطق با ناهنجاري يكسان را نشان مي دهند و از آن به مثابة مدهاي اصلي تغييرات مكاني نام مي برند. هر نقشه بارگويه نشان دهنده يك مد يا گونه نقشه است كه تغييرپذيري مقدار ارتفاع ژئوپتانسيل تراز 500 هكتوپاسكال را از ميانگين مكاني محدوده مورد بررسي نشان مي دهد. نقشه هاي بارگويه را ميتوان همانند نقشه هاي ناهنجاري فشار (ارتفاع) در نظر گرفت و با آن مي توان آرايش الگوهاي همديدي را شناسايي كرد. بر اين اساس، چنين نقشه هايي را مي توان نقشه گونة هوا نيز ناميد. از آنجا كه هر مؤلفه داراي دو فاز مثبت و منفي است، هر مؤلفه مي تواند در برگيرنده دو گونه نقشه باشد. بر اين اساس، نقشه بارگويه مؤلفه هاي انتخابي را مي توان درحكم الگوهاي گردش جوي تراز 500هكتوپاسكال براي منطقه مورد بررسي ارائه كرد. اما چون واحد خطوط هم ارزش اين نقشه ها با نقشه هاي واقعي تراز 500 هكتوپاسكال متفاوت و تفسير آنها پيچيده است، براي هر مؤلفه تعداد ده روز با بالاترين نمره استاندارد (فاز مثبت) شناسايي و نقشه تركيبي ارتفاع ژئوپتانسيل و تاوايي نسبي آنها با استفاده از نرم افزار GrADS تهيه شد. نقشه هاي تركيبي فوق، معرف الگوهاي گردش جوي تراز 500 هكتوپاسكال در منطقه مورد بررسي هستند. يادآور مي شود كه نقشه هاي تركيبي فاز منفي هر مؤلفه قرينه فاز
مثبت آن مؤلفه اند كه براي پرهيز از طولاني شدن مقاله از ارائه آنها صرف نظر شده است. همچنين به منظور پي بردن به چگونگي آرايش مراكز فشار در سطح زمين براي هر يك از الگوهاي تراز 500 هكتوپاسكال، نقشه تركيبي فشار و تاوايي نسبي روزهاي انتخابي با استفاده از دادههاي فشار سطح دريا و مؤلفه هاي باد مداري (U) و نصف النهاري (V) در تراز 1000 هكتوپاسكال تهيه و مورد تحليل قرار گرفت. اين نقشه ها امكان ارزيابي وضعيت متوسط الگوهاي فشار در سطح زمين و ارتباط آنها با الگوهاي تراز 500 هكتوپاسكال را فراهم مي كنند. در آخر به منظور ارزيابي نقش هريك از الگوهاي به دست آمده بر بارش كشور، نقشه تركيبي نرخ بارش روزهاي انتخابي نيز تهيه شد و مورد بررسي قرار گرفت. نقشه هاي نرخ بارش براساس داده هاي ايستگاه هاي سينوپتيك كشورها و به روش درون يابي مركز ملي پيشبيني محيطي امريكا تهيه مي شوند.
مراكز فعاليت و الگوهاي گردش جو زمستانه تراز 500 هكتوپاسكال روي خاورميانه و ارتباط آنها با بارش ايران
طيب رضيئي، عباس مفيدي و آذر زرين
چكيده
به منظور شناسايي الگوهاي گردش جو زمستانه روي خاورميانه و تعيين ميزان ارتباط آنها با بار شهاي ايران از داد ههاي ارتفاع ژئوپتانسيل تراز 500 هكتوپاسكالِ ماه هاي دسامبر، ژانويه، فوريه و مارس براي تعداد 4355 روز در يك دوره آماري 36 ساله، 1965تا 2000، استفاده شد. به منظور گرو هبندي داده‌ها و استخراج الگوهاي اصلي، تحليل مؤلفه هاي اصلي با آرايه S روي ماتريس داده ها صورت گرفت و به كمك آزمون غربالي، 9 مؤلفه نخست انتخاب و به روش وريمكس، چرخانده شد. با ترسيم نقشه بارگويه مؤلفه هاي چرخش يافته مراكز فعاليت تراز 500 هكتوپاسكال كه اقليم زمستانه خاورميانه را كنترل مي كنند، شناسايي شد. به منظور تحليل ويژگيهاي همديدي مرتبط با اين مراكز فعاليت، براي هر مؤلفه تعداد 10 روز با بالاترين نمره استاندارد (فاز مثبت) تعيين و نقشه هاي تركيبي ارتفاع ژئوپتانسيل و تاوايي نسبي آنها براي تراز 500 هكتوپاسكال و نيز نقشه هاي تركيبي فشار سطح دريا و تاوايي نسبي آنها در تراز 1000 هكتوپاسكال تهيه و درحكم الگوهاي گردش جو زمستانه خاورميانه ارائه شد. سرانجام ارتباط بين الگوهاي همديدي زمستانه خاورميانه و بارش ايران زمين مورد بررسي و تحليل قرار گرفت.
نتايج بررسي ها بيانگر آن است كه الگوي فضايي توزيع بارش زمستانه ايران به غير از سواحل جنوبي درياي خزر در ساير مناطق كشور به خوبي از الگوهاي گردش تراز 500 هكتوپاسكال پيروي مي كند. بررسي ها روشن ساخت كه دوره‌هاي خشك و كم بارش فراگير ايران با تقويت و گسترش شمال سوي پرفشار عربستان در ترازهاي مياني وردسپهر روي نيمه غربي خاورميانه در ارتباط است. همچنين يافته ها نشان دهنده آن است كه عميق شدن ناوة موج غربي و افزايش تاوايي مثبت در حد فاصل غرب ايران تا نيمه شمالي درياي سرخ به همراه شكل گيري و تقويت پرفشار در حد فاصل شرق عربستان تا بخش هاي مياني درياي عرب امكان وقوع بارش هاي فراگير و قابل ملاحظه را در بخش هاي وسيعي از غرب و جنوب غرب ايران فراهم مي آورد. بررسي ارتباط بين الگوهاي همديدي و بار شهاي مقياس منطقه اي حاكي از آن است كه وقوع بارش در منطقه خزري بيش از آنكه با الگوي گردش وردسپهر مياني مرتبط باشد به موقعيت و شدت مراكز پرفشار ترازهاي زيرين جو وابسته است. به‌طوري كه در 4 الگو از 9 الگوي شناسايي شده، به واسطه استقرار مركز پرفشار و افزايش تاوايي منفي در ترازهاي زيرين جو بر جانب غربي درياي خزر و به دنبال آن شكلگيري و تداوم گردش واچرخندي و جريا نهاي شمالي روي اين دريا، سواحل جنوبي درياي خزر از بارش قابل ملاحظ هاي برخوردار شده است.
واژه هاي كليدي: الگوي گردش جو، تراز 500 هكتوپاسكال، مراكز فعاليت، بارش ايران، تحليل مؤلفه‌هاي اصلي
مواد و روش ها
محدوده مورد بررسي و داده ها
براي استخراج الگوهاي گردش جوي مؤثر بر آب و هواي ايران از ميانگين روزانه ارتفاع ژئوپتانسيل تراز 500 هكتوپاسكال كه از مركز ملي پيشبيني محيطي و مركز ملي پژوهشهاي جوي ايالات متحد امريكا كه به اختصار به NCEP/NCAR شهرت دارد، استفاده شده است. از آنجا كه اغلب بررسي هاي صورت گرفته روي گردش جو زمستانه از تراز 500 هكتوپاسكال درحكم تراز معرّف وردسپهر مياني استفاده كرده اند، در اين پژوهش نيز براي فراهم شدن امكان مقايسه نتايج بررسيها با يافته هاي پيشين، از تراز 500 هكتوپاسكال در نقش تراز معرّف وردسپهر مياني استفاده شده است. محدوده مورد بررسي در پژوهش حاضر در برگيرنده ° 20 تا ° 60 عرض شمالي و ° 10 تا ° 80 طول شرقي است. در اين پژوهش، ماه هاي دسامبر تا مارس 1965 تا 2000 درحكم دوره زماني مورد بررسي انتخاب شد. اين ماهها دوره اصلي بارش را در بيشتر مناطق كشور تشكيل مي دهند كه تقريباً برابر با دوره سرد سال در ايران است و به باور عليجاني از ماه نوامبر آغاز و تا پايان ماه مارس ادامه دارد.
روش پژوهش
براي گروه بندي الگوهاي گردش جوي و شناسايي مراكز فشار تراز 500 هكتوپاسكال در محدوده مورد مطالعه روش PCA مورد استفاده قرار گرفت. با اعمال PCA روي دادههاي فشار (ارتفاع) مي توان الگوهايي را كه تكرارپذيري بسيار كمي دارند حذف و الگوهاي تكرارپذير را دسته بندي كرد. در اين پژوهش روش PCA با آرايهS روي ماتريس همبستگي داده ها اعمال شد. براي اين منظور ماتريس همبستگي در ابعاد 4355× 493 (493 یاخته در 4355 روز)
تشكيل شده و درحكم ورودي مدل PCA مورد استفاده قرار گرفت. بعد از اعمال PCA روي داده هاي ارتفاع ژئوپتانسيل تراز 500 هكتوپاسكال، با استفاده از آزمون غربالي، (شكل 1) 9 مؤلفه نخست براي تحليلهاي بعدي انتخاب شدند. در آزمون غربالي مقادير ارزش ويژه مؤلفه ها در برابر تعداد مؤلفه ها روي نمودار برده مي شود و از روي خط تغيير شيب اين نمودار مي توان در مورد تعداد مؤلفه هايي كه بايد نگه داشت تصميم گرفت.
به منظور ساده كردن تفسير فيزيكي نتايج PCA، مؤلفه هاي تعيين شده چرخش داده شدند. استفاده از فرايند چرخش موجب افزايش تعداد متغيرهاي داراي بارگويه نزديك به صفر مي شود به طوري كه پس از چرخش، هر مؤلفه تعداد متغيرهاي كمتري را با بارگويه زياد دسته بندي مي كند. در اين پژوهش از روش چرخش عمودي وريمكس براي چرخاندن مؤلفه‌هاي انتخابي استفاده شد، چرا كه اين روش كه هيچ گونه وابستگي به شكل قلمرو و يا منطقه مورد بررسي ندارد موجب مي شود تا مؤلفه هاي به دست آمده غيرهمبسته و از نظر فيزيكي تفسير پذيرتر و از نظر مكاني پايدار، همگن و داراي ساختار ساده تري باشند. جدول 1 درصد واريانس توضيح داده شده با مؤلفه‌ها را پيش و پس از چرخش نشان مي دهد. به منظور شناسايي مراكز فعاليت تراز 500هكتوپاسكال، مقدار بارگويه هر 9 مؤلفه انتخابي با استفاده از نرم افزار ArcGIS 9.2 به نقشه تبديل شد. با استفاده از اين نقشه‌ها مي توان شدت و موقعيت نسبي مراكز فعاليت تراز 500 هكتوپاسكال را در محدوده مورد بررسي تعيين كرد. اين نقشه‌ها مناطق با ناهنجاري يكسان را نشان مي دهند و از آن به مثابة مدهاي اصلي تغييرات مكاني نام مي برند. هر نقشه بارگويه نشان دهنده يك مد يا گونه نقشه است كه تغييرپذيري مقدار ارتفاع ژئوپتانسيل تراز 500 هكتوپاسكال را از ميانگين مكاني محدوده مورد بررسي نشان مي دهد. نقشه هاي بارگويه را ميتوان همانند نقشه هاي ناهنجاري فشار (ارتفاع) در نظر گرفت و با آن مي توان آرايش الگوهاي همديدي را شناسايي كرد. بر اين اساس، چنين نقشه هايي را مي توان نقشه گونة هوا نيز ناميد. از آنجا كه هر مؤلفه داراي دو فاز مثبت و منفي است، هر مؤلفه مي تواند در برگيرنده دو گونه نقشه باشد. بر اين اساس، نقشه بارگويه مؤلفه هاي انتخابي را مي توان درحكم الگوهاي گردش جوي تراز 500هكتوپاسكال براي منطقه مورد بررسي ارائه كرد. اما چون واحد خطوط هم ارزش اين نقشه ها با نقشه هاي واقعي تراز 500 هكتوپاسكال متفاوت و تفسير آنها پيچيده است، براي هر مؤلفه تعداد ده روز با بالاترين نمره استاندارد (فاز مثبت) شناسايي و نقشه تركيبي ارتفاع ژئوپتانسيل و تاوايي نسبي آنها با استفاده از نرم افزار GrADS تهيه شد. نقشه هاي تركيبي فوق، معرف الگوهاي گردش جوي تراز 500 هكتوپاسكال در منطقه مورد بررسي هستند. يادآور مي شود كه نقشه هاي تركيبي فاز منفي هر مؤلفه قرينه فاز
مثبت آن مؤلفه اند كه براي پرهيز از طولاني شدن مقاله از ارائه آنها صرف نظر شده است. همچنين به منظور پي بردن به چگونگي آرايش مراكز فشار در سطح زمين براي هر يك از الگوهاي تراز 500 هكتوپاسكال، نقشه تركيبي فشار و تاوايي نسبي روزهاي انتخابي با استفاده از دادههاي فشار سطح دريا و مؤلفه هاي باد مداري (U) و نصف النهاري (V) در تراز 1000 هكتوپاسكال تهيه و مورد تحليل قرار گرفت. اين نقشه ها امكان ارزيابي وضعيت متوسط الگوهاي فشار در سطح زمين و ارتباط آنها با الگوهاي تراز 500 هكتوپاسكال را فراهم مي كنند. در آخر به منظور ارزيابي نقش هريك از الگوهاي به دست آمده بر بارش كشور، نقشه تركيبي نرخ بارش روزهاي انتخابي نيز تهيه شد و مورد بررسي قرار گرفت. نقشه هاي نرخ بارش براساس داده هاي ايستگاه هاي سينوپتيك كشورها و به روش درون يابي مركز ملي پيشبيني محيطي امريكا تهيه مي شوند.