پیوندهای مفید
اخبار و اعلانات
آمار
| تعداد نشریات | 43 |
| تعداد شماره‌ها | 1,706 |
| تعداد مقالات | 13,973 |
| تعداد مشاهده مقاله | 33,600,756 |
| تعداد دریافت فایل اصل مقاله | 13,324,444 |
بررسی ساختار جو در زمان رخداد طوفان‌های تندری همراه با بارش شدید در شمال شرق ایران | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| آب و هواشناسی کاربردی | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| مقاله 2، دوره 3، شماره 1 - شماره پیاپی 4، تیر 1395، صفحه 0-0 | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| نوع مقاله: مقاله پژوهشی | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| شناسه دیجیتال (DOI): 10.22108/jac.2018.101785.1008 | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| نویسندگان | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| عبدالرضا کاشکی* 1؛ مهدی اسدی2؛ حسن حاجی محمدی3 | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| 1استادیار آب و هواشناسی، دانشگاه حکیم سبزواری، خراسان رضوی، ایران | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| 2دانشجوی دکتری آب و هواشناسی کشاورزی، دانشگاه حکیم سبزواری، خراسان رضوی، ایران | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| 3دانشجوی کارشناسی ارشد آب و هواشناسی، دانشگاه فردوسی مشهد، مشهد، ایران | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| چکیده | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| به منظور بررسی ساختار جو در زمان رخداد طوفان‌های تندری در مناطق شمال شرق ایران از آمار ۴ ایستگاه همدید در منطقه استفاده شد. داده‌های مدنظر این تحقیق ابتدا کدهای وضعیت هوای حاضر (WW) مخابره شدة ایستگاه‌های واقع در منطقه بود. در ادامه طوفان‌هایی بررسی شدند که برابر یا بالاتر از صدک نود و پنجم و نود و نهم میلی‌متر بارش داشته‌اند. پس از استخراج روزهای همراه با طوفان تندری با مراجعه به تارنمای مرکز ملی پیش‌بینی‌های محیطی و علوم جو (NCEP/NCAR) داده‌های ارتفاع ژئوپتانسیل، فشار تراز دریا، نم ویژه، دمای هوا، رطوبت نسبی، مؤلفه‌های مداری و نصف‌النهاری باد دریافت شد. روی این داده‌ها یک تحلیل عاملی پایگانی انجام گرفت و پس از شناسایی عوامل، خوشه‌بندی و تیپ بندی روزهای همراه با طوفان تندری صورت گرفت. نتایج نشان داد ۱۲ عامل و ۴ تیپ در رخداد طوفان‌های تندری شمال شرق کشور در تراز میانی جو تأثیر دارند. دورة حاکمیت تیپ شمارة یک، فصل بهار؛ تیپ دو، زمستان و اواخر پاییز؛ تیپ سه، اواخر بهار و اوایل تابستان و تیپ چهارم در تابستان است. آرایش الگوهای فشار نیز نشان داد عامل اصلی رخداد طوفان‌های تندری در منطقه، ناوة عمیقی است که حاصل ریزش‌های سرد شمالگان یا عرضهای بالای جغرافیایی روی منطقه بود و یا بریدة کم‌فشاری که در شرق یا غرب ناحیة خزری مستقر شده و با ایجاد چرخندگی مثبت، رطوبت لازم را برای بارش‌های همرفتی فراهم کرده است. | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| کلیدواژه‌ها | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| طوفان تندری؛ الگوهای فشار؛ ناوة عمیق؛ سردچال جوّی؛ شمال شرق ایران | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| اصل مقاله | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
|
مقدمه طوفان تندری یک واژة هواشناختی شامل وقوع رعد و برق با وزش شدید، نزول تگرگ و بارش رگباری است که به‌طورکامل در ابرهای کومولونیمبوس ایجاد می‌شود (چانگنون، ۲۰۰۳). معمولاً این پدیده با گرمایش سطحی و صعود سریع بسته‌هوا در امتداد جبهه سرد ظهور می‌کند (جعفرپور، ۱۳۸۵: ۹۵). تمام خصوصیات بارز یک طوفان تندری مانند مشاهدة برق، صدای رعد، وزش باد شدید، نزول تگرگ و بارش‌های رگباری خفیف تا بسیار شدید، حاصل تولید چرخة حیات سلول‌های همرفتی کوچک و بزرگ در جو زمین است (علیزاده و همکاران، ۱۳۸۴: ۱۴۵). تأثیر همرفت در پایدارسازی جو ناپایدار بسیار بااهمیت است و نقش آن در انتقال قائم رطوبت، انرژی، تکانه و ردیاب‌های شیمیایی انکارنشدنی است. فرایند تشکیل ابر و بارش در ابرهای همرفتی باعث آزادشدن گرمای نهان می‌شود، منبعی از انرژی پتانسیل در دسترس را در جو آزاد ایجاد می‌کند و موجب جفت‌شدن همرفت با دینامیک بزرگ‌مقیاس می‌شود. در وردسپهر، انرژی تابشی خورشیدی دریافت‌شده در سطح زمین منبع اصلی تحولات جوّی است. بخشی از این انرژی از راه انتقال‌های مولکولی به لایة سطحی و سپس با پیچک‌های تلاطمی در جهت بالا انتقال پیدا می‌کند و باعث گرم‌شدن لایه‌های نزدیک سطح زمین می‌شود. همچنین تبخیر و انتقال بخار آب با پیچک‌ها به درون لایه‌های جو نزدیک سطح زمین، باعث مرطوب‌شدن این لایه‌ها می‌شود. هم‌زمان با تابش امواج بلند فروسرخ و فرارفت جریان‌های سرد، وردسپهر بالایی سرد می‌شود. این ناهمگنی توزیع قائم دمایی و رطوبت، ناپایداری وردسپهررا به وجود می‌آورد (قرایلو و همکاران، ۱۳۸۹). از شرایط عمومی در به‌وجودآمدن طوفان تندری به تودههوای گرم همراه با رطوبت نسبی بیش از فریزبای (۱۹۶۱) در مطالعة رابطة تیپ‌های سینوپتیک الگوهای آسیب ناشی از تگرگ در دشت‌های ایالات‌متحده آمریکا، با استفاده از یافته‌های تگرگ، الگوهای آسیب ناشی از تگرگ را به ۴ گروه اصلی تقسیم‌بندی کرده است. او در تحلیل و بررسی هر یک از این الگوها از نقشههای سینوپتیک بهره گرفته است. هاف (۱۹۶۴) در یک دورة ۵۰ساله نقش توزیع طوفان‌های تندری، بیشترین بارش، درجه حرارت، نقطة شبنم و جبهه‌های هوا و تأثیرات آنها را در توزیع بارش تگرگ بررسی کرده است. او معتقد بود توزیع بارش تگرگ در ناحیة کوچک نیز ممکن است در تأثیر عناصر مختلف اقلیمی قرار گیرد. وینت (۲۰۰۰) با استفاده از یک سری شبکه‌های اندازه‌گیری بارش تگرگ، نقشة پهنه‌بندی بارش تگرگ را تهیه کرده است. او برای این منظور از آمار ثبت‌شدة ۱۷۸۵ لایة تگرگ[1] در یک دورة آماری ۱۰ساله (۱۹۸۷ تا ۱۹۹۶) استفاده کرد. سپس نقشة خطر بارش تگرگ را از نظر فراوانی بارش و شدت سقوط دانه‌های تگرگ استخراج نمود. در کشور کانادا نیز دیوید و بوران (۲۰۰۱) مطالعاتی روی اقلیم‌شناسی بارش تگرگ انجام دادند. آنها بدین منظور داده‌های روزانة بارش تگرگ را در دورة آماری ۱۷ساله استخراج کردند. ازآنجاکه در ماه‌های سرد، گلوله‌های یخ بعضی اوقات به‌عنوان دانة تگرگ ثبت شدهاند و در تحلیل‌های نهایی، خطا ایجاد می‌کنند، بنابراین در این مطالعه فقط ماه‌های گرم از ماه می تا سپتامبر گنجانده شده و برای انجام مطالعات کوچک‌مقیاس تحلیل‌ها به صورت استانی صورت گرفته است. در کشور ایتالیا جیاوتی و همکاران (۲۰۰۳) اقلیم‌شناسی بارش تگرگ را در حوضة (FVG)[2] مطالعه کرده‌اند. چارلز و داسول (۲۰۰۳) روش‌های علمی را برای پیش‌بینی‌های بسیار کوتاه طوفان‌های همرفت شدید آمریکا ارائه داده‌اند. آنها معتقدند توجه به همة عوامل ایجاد وقایع هوایی ویژه و شدید باعث تمرکز و دقت بیشتری در فرایند پیش‌بینی می‌شود. استفاده از این روش با ورود فناوری‌های جدید و مجهزشدن ایستگاه‌های هواشناسی رو به فزونی است. ویتمن (۲۰۰۳) با رویکردی سینوپتیکی، پدیده‌های آب و هوایی نواحی کوهستانی به‌ویژه طوفان‌های رعدوبرقی، تگرگ، بارش سنگین و پدیده‌های دیگر اتمسفری این نواحی را ارزیابی کرد. الفسون و همکاران (۲۰۰۴) در بررسی طوفان‌های تندری ایسلند به این نتیجه رسیدند بیشینة فعالیت طوفان‌ها در زمستان رخ می‌دهد، هنگامی‌که تودههوای قطبی روی دریاهای گرم در جهت ایسلند حرکت می‌کنند. لوپز (۲۰۰7) با الگوی پیش‌بینی کوتاه‌مدت[3]، تگرگ را بررسی کرده است. به همین منظور از داده‌های ۱۶۹ لایة تگرگدر منطقه‌ای به مساحت ۲۷۰۰ کیلومتر مربع و داده‌های تهیه‌شده به وسیلة شبکة متراکم ایستگاه هواشناسی بهره برده است. نتایج این مطالعه نشان می‌دهد الگوی پیش‌بینی در این منطقه احتمال ۸/۰ و نسبت هشدار غلط (FAR)[4] ۱۸/۰ دارد. چانگنون (۲۰۰۰) در مطالعه‌ای، میزان خسارات بارش تگرگ را بر محصولات کشاورزی در ایالات متحده بررسی کرده است. او به این منظور از آمار بارش تگرگ در یک دورة آماری ۵۰ساله (۱۹۹۸- ۱۹۴۸) و آمار میزان خسارات محصولات کشاورزی در اثر بارش تگرگ استفاده کرده است. شوستر (۲۰۰۵) کلیماتولوژی بارش تگرگ را در سیدنی مطالعه کرده است. به همین منظور از داده‌های بارش تگرگ از سال ۱۹۷۵ تا ۲۰۰۳ استفاده کرده است. او در این تحقیق، فراوانی رخداد طوفان‌های تندری را که به بارش تگرگ منجر شدهاند، استخراج و روندهای آن را در طول دوره‌های مختلف مطالعه کرده است. جیاوتی (۲۰۰۶) تأثیر مقدار بخار آب محیط بر اندازة دانة تگرگ را بررسی کرده است. به همین منظور از داده‌های بارش تگرگ از سال ۱۹۸۸ تا ۱۹۹۹ استفاده کرده است. نتایج این تحقیق نشان می‌دهد اختلاف در متوسط نسبت مخلوط، تأثیراتی بر اندازة دانه‌های تگرگ دارد که نسبی هستند. دلدن و گرونمجر (۲۰۰۷) تگرگ‌ها و تورنادوهای بزرگ را در کشور هلند با استفاده از داده‌های رادیو سوند بررسی کرده‌اند. آنها به این نتیجه رسیده‌اند با استفاده از داده‌های مذکور امکان پیش‌بینی این پدیده‌ها وجود دارد. در طی سال‌های اخیر کوشش‌های زیادی برای بررسی ویژگی پدیدة تگرگ از طریق رادار صورت گرفته است که از جمله به کار آمبروسیو و همکاران (۲۰۰۷) در کشور اسپانیا اشاره می‌شود. آنها با استفاده از داده‌های مشاهداتی سال ۲۰۰۳ داده‌های حاصل از رادار را کالیبره و از آن برای پیش‌بینی رخداد تگرگ استفاده کردند. کار مشابهی توسط آرن و همکاران (۲۰۰۷) در شبه‌جزیرة ایبری انجام شده است. آنها از داده‌های کالیبره‌شدة رادیوسوند برای پیش‌بینی رخداد تگرگ استفاده کردند. چاذوری (۲۰۰۸) در بررسی حرکت پایین‌سو در طوفان‌های تندری به این نتیجه رسید این پدیده در کلکته قبل از شروع فصل موسمی (آوریل تا می) به وقوع می‌پیوندد. او مشخص کرد تراز ۷۰۰ هکتوپاسکال سطح بحرانی برای شروع تقسیم قطرات ریز داخل ابر و شروع حرکت پایین‌سو در این ناحیه است. تافرنر و همکاران (۲۰۰۸) رشد و گسترش طوفان‌های تندری شدید را در حوضة آبریز دانوب بررسی کردند و به این نتیجه رسیدند تکوین سریع این طوفان‌ها در محل تشکیل، تأثیر بسیاری در بارش‌های سنگین و سرعت بالای بادها در اروپای مرکزی دارد. سانچز و همکاران (۲۰۰۸) در تحقیقی با داده‌های ۷۱۳روزة حاصل رادیو سوند، طوفان‌های تندری پیشاهمرفتی را در جنوب غرب آرژانتین بررسی کردند. نتایج این مطالعات نشان داد در آند شرقی مناطق گرمی وجود دارد که باعث همرفت‌های شدید در این نواحی می‌شود. در ایران نیز حجازی‌زاده (۱۳۷۹) طوفان‌ها و رعد و برق را در غرب کشور با توجه به شرایط سینوپتیک حاکم بر منطقه در ماه ژوئن از دورة گرم سال و ماه‌های ژانویه و فوریه از دورة سرد به صورت نرمال (۳۰ساله) بررسی کرده است. به این منظور نوسان دو مؤلفة مهم گردش عمومی جو، یعنی پرفشار جنب‌حاره‌ای و چرخندگی مثبت تراز
مفهوم بارش فرین[5] در متون اقلیمی، تعاریف متعدد و مقادیر متفاوتی برای فرین ارائه شده است. پژوهش‌هایی که تاکنون در این زمینه در کشور انجام شده است، تفاوت‌های فراوانی را از نظر معیار تعیین بارش‌های فرین نشان می‌دهد. شاخص‌هایی که پژوهشگران برای تعیین بارش‌های فرین استفاده کرده‌اند، در چهار دسته جای دارند: ۱- شاخص آستانة مطلق یا آستانة اختیاری: در این شاخص به طور اختیاری و بر اساس تجربیات محلی، آستانة خاصی برای بارش‌های فرین تعیین می‌شود (گریوسمن و همکاران، ۱۹۹۹). به لحاظ تعریف، شاخص آستانة مطلق/ اختیاری عبارت است از مقدار بارش برابر یا بیشتر از یک مقدار آستانة مشخص و ثابت برای یک دورة زمانی معین (پترسن و همکاران، ۲۰۰۱). ۲- شاخص مساحت منحنی هم‌بارش خاص: در این شاخص، بارش‌های فرین بر اساس مساحتی که یک منحنی هم‌بارش خاص در طی یک دورة زمانی معین اشغال می‌کند، تعیین می‌شود؛ بدین‌ترتیب‌که اگر مساحتی که منحنی هم‌بارش خاصی محصور می‌کند، برابر یا بیشتر از آستانة معینی باشد، رخداد فرین گفته می‌شود. ۳- شاخص آستانة درصدی: در این شاخص، وقوع درصدی از مقدار متوسط درازمدت بارش فصلی یا سالانة ایستگاه (یا منطقه) در مدت زمانی معین در حکم مقدار آستانه برای تعیین بارش‌های فرین استفاده می‌شود. ۴- شاخص پایة صدک: این شاخص که در حال حاضر رایج‌ترین روش محاسبه و تعیین بارش‌های فرین محسوب می‌شود، عمدتاً برای تعیین تعداد روزهای دارای بارش شدید، خیلی شدید و حدی، بر اساس آستانة صدک خاص، کاربرد دارد. از شاخص صدک به‌ویژه در مطالعات تغییر اقلیم و بررسی روند تغییرات بارش‌های حدی به طور روزافزونی استفاده می‌شود. بر پایة توافق جهانی از تعداد کل روزهای بارشی، روزهای برابر یا بالاتر از صدک نود و پنجم و نود و نهم به‌ترتیب، روزهای دارای بارش فرین در نظر گرفته می‌شوند.
منطقة مطالعاتی در این مطالعه شمال شرق ایران، قسمت‌هایی از خراسان رضوی و کل استان خراسان شمالی در نظر گرفته شد. در همین راستا از آمار ۴ ایستگاه سینوپتیک واقع در منطقه که آمار بلندمدت داشتند، استفاده شد.
نگاره ۱- موقعیت جغرافیایی منطقة مطالعه داده‌ها و روش‌ها در تحقیق حاضر ابتدا کدهای هواشناسی معرف طوفان‌های تندری برای ۴ ایستگاه سینوپتیک (بجنورد، قوچان، گلمکان چناران و مشهد) طی دورة آماری ۱۹۹۰ تا ۲۰۱۲ استخراج شد. شرح این کدها در جدول ۱ آمده است. لازم به ذکر است از میان کدهای مذکور و روزهای همراه با طوفان، تنها روزهایی که برابر یا بالاتر از صدک ۹۵ ام و ۹۹ ام میلی‌متر بارش داشته‌اند، استخراج و تجزیه و تحلیل شدند. سپس داده‌های هوای حاضر (ww) در هشت آرایه به تعداد ساعات دیده‌بانی تنظیم شدند. پس از استخراج روزهای همراه با طوفان تندری با مراجعه به تارنمای مرکز ملی پیش‌بینی‌های محیطی و علوم جو ([6]NCEP/NCAR) با توان تفکیک 2.5×2.5 درجة جغرافیایی، داده‌های ارتفاع ژئوپتانسیل تراز 500 هکتوپاسکال دریافت شد. روی این داده‌ها یک تحلیل عاملی پایگانی انجام گرفت و پس از شناسایی عوامل، خوشه‌بندی و تیپ‌بندی روزهای همراه با طوفان تندری صورت گرفت. برای درک بهتر ساختار سامانه‌های جو در زمان رخداد این پدیده، داده‌های فشار تراز دریا، نم ویژه، دمای هوا، رطوبت نسبی، مؤلفه‌های مداری و نصف‌النهاری باد و برای نمایش الگوی فضایی بارش از داده‌های بارش مرکز اروپایی پیش‌بینی میان‌مدت جوّی (ECMWF[7]) با توان تفکیک 0.125×0.125 درجة جغرافیایی استفاده شد. جدول 1- شرح کدهای مربوط به پدیدة طوفان تندری در زمان دیدبانی
از دو شاخص ناپایداری ذیل نیز برای احتمال وقوع طوفان تندری به صورت پهنه‌ای استفاده شد.
شاخص K(KINX)[8] مقدار این شاخص با استفاده از این رابطه به دست می‌آید:
در این رابطه T و به‌ترتیب دما و دمای نقطة شبنم (درجة سانتیگراد) در سطوح ذکرشده است. جملة اول، آهنگ کاهش دما بین سطوح ۸۵۰ و ۵۰۰ هکتوپاسکال 500 است که اگر یک مقدار مثبت و بزرگ باشد، نشانه‌ای از ناپایداری است. جملة دوم، رطوبت در تراز ۸۵۰ هکتوپاسکال را بیان کرده که اگر این جمله زیاد باشد (حاصل جمع این بخش از معادله) تأثیر آن در ناپایداری زیاد است. جملة سوم (با علامت منفی) خشکی هوا را در سطح ۷۰۰ هکتوپاسکال اندازه می‌گیرد که اگر مقدار درون پرانتز زیاد باشد، هوا در آن سطح، خشک و تأثیر این جمله در ناپایداری منفی است؛ بنابراین اگر جو، رطوبت زیاد داشته و آهنگ کاهش دما بزرگ باشد، شاخص K نیز بزرگ و احتمال وقوع طوفان تندری توده‌هوا زیاد است (دربوریتز، 2005). در جدول (۲) ارتباط بین شاخص K و احتمال وقوع طوفان تندری توده‌هوا نشان داده شده است. جدول 2- شاخص K
شاخص هوای طوفانی (SWEAT)[9] این شاخص برای برآورد طوفان‌های سهمگین کاربرد دارد و مقدار آن با استفاده از رابطة ذیل به دست می‌آید:
در این رابطه دمای نقطة شبنم در سطح ۸۵۰ هکتوپاسکال (درجة سانتیگراد)، F سرعت باد در سطوح ذکرشده (نات)، WD جهت باد در سطوح ذکرشده (درجه) و TT شاخص مجموع مجموع‌ها است و از رابطة ذیل حاصل می‌شود:
در این رابطه نیز T و به‌ترتیب دما و دمای نقطة شبنم (درجة سانتیگراد) در سطوح ذکرشده هستند. دربارة این شاخص، مقادیر کمتر از ۳۰۰ نشان‌دهندة ناپایداری ضعیف، ۳۰۰ تا ۳۹۹ ناپایداری متوسط، ۴۰۰ تا ۵۹۹ ناپایداری زیاد و بیشتر از ۶۰۰ ناپایداری خیلی زیاد هستند (مک اینتاش و تام، ۱۹۶۹؛ مک کلوین، ۱۹۹۲).
جبهه‌زایی برای شناسایی بهتر توده‌هواهایی که در رخداد طوفان تندری تأثیر داشته‌اند، از تابع جبهه‌زایی استفاده شد. هر فرایندی به افزایش بزرگی منجر شود، فرایند جبهه‌زا و چنین عملی را جبهه‌زایی می‌نامند. تابع جبهه‌زایی با رابطة ذیل بیان می‌شود (مسعودیان، ۱۳۸۸):
این عبارت نشان‌دهندة آهنگ لاگرانژی تغییر بزرگی (شیو دمای بالقوه روی سطح هم‌فشار) است. معادلة 8 در فضای یک‌بعدی نیز در نظر گرفته می‌شود و شناخت بیشتری از ماهیت جبهه‌زایی به دست می‌آورد؛ بنابراین به کمک رابطة ذیل فرایند‌هایی بررسی شد که بزرگی تباین دما را در راستای محور x تغییر می‌دهند.
طبق معادلات یادشده چهار فرایند فیزیکی که به صورت چهار جملة سمت راست معادلة 10 آمده‌اند، در افزایش تأثیر دارند. نخستین فرایند، اثر شیوهای گداری جبهه بر گرمایش بادررو است که با نشان داده شده است. اگر صعود هوا در جناح گرم به آزادسازی گرمای نهان منجر شود، آنگاه شیو گداری دمای بالقوه بزرگ می‌شود و 0< خواهد شد؛ در نتیجه اگر آزادسازی گرمای نهان از چنین پراکنشی برخوردار باشد، به جبهه‌زایی منتهی می‌شود.
یافته‌ها پس از بررسی وضعیت ارتفاع ژئوپتانسیل تراز 500 هکتوپاسکال در روزهای همراه با طوفان تندری در شمال شرق ایران، عوامل اصلی در رخداد این مخاطره شناسایی شد. در این بین 12 مؤلفه که پس از اعمال تحلیل مؤلفه‌های اصلی روی داده‌های ارتفاع ژئوپتانسیل تراز 500 هکتوپاسکال به دست آمد، 93 درصد از واریانس کل داده‌ها را تبیین می‌کنند. در نگاره (2) درصد واریانس هر یک از مؤلفه‌ها توضیح داده شده است. در نگاره (3) نمودار غربالی تحلیل مؤلفه‌های اصلی روی داده‌های تراز 500 هکتوپاسکال نیز آمده است. با توجه به دو نگاره (۲) و (۳) مشخص شد ۱۲ عامل در تراز میانی جو در زمان رخداد طوفان تندری فعالیت می‌کنند.
نگاره ۲- درصد واریانس تبیین‌شده برای هر عامل نگاره ۳- نمودار غربالی تحلیل مؤلفه‌های اصلی
نگاره ۶- وضعیت حاکمیت تیپ‌های سینوپتیکی در طول سال
پس از شناسایی عوامل به‌وجود آورندة طوفان‌های تندری، خوشه‌بندی روزها صورت گرفت. در نهایت ۴ الگوی گردشی در طول سال شناسایی شد (نگاره‌های ۴ و ۵). در ادامه فراوانی هر یک از تیپ‌های سینوپتیکی در طول سال استخراج شد که در نگاره (۶) آمده است. در این بین تیپ ۱ و ۲ بیشترین و تیپ ۴ کمترین مقدار فراوانی را دارند. پس از شناسایی و حاکمیت تیپ‌ها در ماه‌های مختلف سال، برای درک ساز و کارهای حاکم در هر الگوی گردشی، نقشههای سینوپتیک تهیه شد.
الگوی ارتفاع ژئوپتانسیل و تاوایی تراز ۵۰۰هکتوپاسکال بر اساس نقشة ارتفاع ژئوپتانسیل تراز ۵۰۰ هکتوپاسکال تهیه‌شده برای الگوی اول، تشکیل یک بندال در غرب روسیه سبب شده است جریانات غربی به دو شاخة شمالی و جنوبی تقسیم شوند. شاخة جنوبی به دو ناوة عمیق یکی روی غرب آفریقا و دیگری شرق دریای سیاه و مدیترانه تقسیم شده است. استقرار فرود روی خلیج‌فارس و قرارگیری منطقه در زیر چرخندگی مثبت سبب شده است موجبات صعود سریع هوا فراهم شود. هستة این ناپایداری روی غرب خلیج‌فارس بوده که تا شمال شرق ادامه پیدا کرده است (نگاره ۷). آرایش خطوط ارتفاع ژئوپتانسیل تراز
الگوی سوم با یک فراز بلند با محور شمال شرق - جنوب غرب در شرق اروپا همراه است. حرکت هوا در غرب این فراز تا عرضهای بالاتر، سبب سردشدن آن شده تا با ریزش هوای سرد در غرب خاورمیانه شرایط را برای ایجاد یک ناوة عمیق فراهم کند. با تشکیل این ناوة بسیار عمیق بیشتر نواحی ایران، به‌خصوص نیمة شمالی با چرخندگی مثبت همراه شده است. از طرفی تشکیل یک هستة قوی چرخندگی مثبت روی خزر شرایط صعود را برای تشکیل طوفان‌های تندری در شمال شرق ایران فراهم کرده است (نگاره ۹).نگاره (۱۰) وضعیت جو را در الگوی ۴ نشان می‌دهد. این الگو به‌دلیل‌اینکه بیشتر در ایام گرم سال حاکمیت دارد، از پدیدة غالب آن می‌توان به پرارتفاع جنب حاره اشاره کرد که شرایط واچرخندی را در تراز میانی جو برای کشور به وجود آورده است؛ اما در این الگو ریزش ناگهانی هوای سرد عرضهای بالاتر در شرق خزر سبب شده است یک هستة چرخندزایی قوی در منطقة یادشده تشکیل شود که شمال شرق ایران و به‌خصوص استان خراسان شمالی از آن بی‌تأثیر نبوده است.
الگوی فشار سطح زمین و جبهه‌زایی در سطح زمین هستة پرفشاری روی خزر مستقر و سبب شده است هوای سرد عرضهای بالاتر وارد مناطق شمالی ایران شود. با قرارگرفتن منطقة مطالعاتی در قسمت شرقی این سیستم، هوای سرد به همراه پربند ۱۰۲۴ هکتوپاسکال وارد منطقه شدهاند. در مقابل این ریزش هوای سرد و سلول پرفشار، هستة کم‌فشاری با فشار مرکزی
مقدار بارش و وضعیت جریانات تراز ۸۵۰هکتوپاسکال در الگوی اول جریانات تراز ۸۵۰ هکتوپاسکال از چهار جهت در منطقة شرقی ایران همگرا شدهاند. جریانات عبوری از خلیج‌فارس سبب شده در سواحل آن بارش نسبتاً شدیدی به وجود آید که مقدار آن از ۳۰ میلی‌متر بیشتر تجاوز کرده است. از طرفی جریان‌های عبوری از روی دریای عمان موجب شده رطوبت لازم برای بارش در منطقة خراسان فراهم شود (نگاره ۱۵). در نگاره (۱۶) دو هستة بارشی بیش از ۲۰ میلی‌متر روی منطقة خراسان متمرکز شده است. این دو هسته از دو سمت به طرف شرق و غرب کاسته می‌شود؛ به‌طوری‌که در منطقة خزری به کمتر از ۱۲ میلی‌متر می‌رسد. در ترکمنستان سلول‌های جداگانة بارشی نسبت به شمال شرق ایران شکل گرفته که نسبت هستة اصلی ضعیف‌تر است. در الگوی سوم تشکیل واچرخند با مرکزیت شمال غرب ایران سبب شده تا واگرایی هوا رخ دهد و با عبور این جریانات از روی دریای خزر، رطوبت مدنظر بسته‌هوای خشک، تأمین و در منطقة شرق و شمال شرق ایران تخلیه شود (نگاره ۱۷). در الگوی چهارم به دلیل تشکیل جریان بسیار قوی چرخندی در منطقة قطبی، شاخه‌ای از نوار غربی این سامانه به سمت عرضهای پایین حرکت کرده و موجب شده است جریانات شمالی روی منطقه حاکم شوند؛ بنابراین با استقرار جریانات شمالی و عبور شاخه‌ای از این جریانات از نواحی شمالی دریای خزر و کسب رطوبت لازم از آن، شرایط برای ریزش‌های جوّی در منطقه مهیا شده است.
وضعیت فرارفت دما تراز ۷۰۰هکتوپاسکال و سرعت قائم (امگا) به دلیل ناوة تشکیل‌شده در تراز ۷۰۰ هکتوپاسکال در الگوی اول، محور باریکی از فرارفت هوای گرم از غرب روسیه در راستای دریای خزر با جهت شمال به جنوب غرب کشیده شده است. از طرفی روی خلیج فارس نیز فرارفت هوای سرد به وقوع پیوسته است. هستة اصلی فرارفت گرم روی افغانستان بوده که تأثیر مستقیمی بر بارش‌های منطقه داشته است. با بررسی وضعیت سرعت قائم مشخص شد که در راستای عرض ۳۷ درجة شمالی، بیشینه سرعت بین طول‌های ۴۵ تا ۶۵ درجة شرقی رخ داده است که هستة قوی آن بین ترازهای ۷۰۰ تا ۲۰۰ هکتوپاسکال قرار دارد (نگاره ۱۹). در الگوی دوم، بیشینه فرارفت گرم بر خلیج فارس منطبق می‌باشد. از طرفی روی کشورهای ترکمنستان و افغانستان فرارفت دما به بیشترین حد خود یعنی
وضعیت شاخص‌های K و SWEAT در نقشههای تهیه‌شده برای وضعیت شاخص‌های ناپایداری از داده‌های شبکه‌بندی‌شده با توان تفکیک 2.5 درجة جغرافیایی استفاده شد این شاخص‌ها در محیط برنامة GrADS محاسبه شدند. سایه‌روشن‌ها مقادیر SWEAT و پربندها مقادیر K را نشان می‌دهند. در الگوی اول، ناپایداری نسبتاً ضعیفی از غرب مدیترانه شروع شده و تا ایران مرکزی ادامه پیدا کرده است. این وضعیت در ایران مرکزی تقویت شده و به دنبال آن ناپایداری‌ها نیز تقویت شدهاند. البته مشاهده می‌شود به‌جز دریای عرب و شرق آفریقا سایر مناطق شاخص K کمترین مقدار خود را دارند (نگاره 23). در الگوی دوم شاخه‌ای از ناپایداری‌های دریای عرب و مناطق حاره تا جنوب کشور کشیده شده است. از طرفی یک هستة بیشینة فعالیت روی ایران مرکزی به صورت مورّب تا نواحی شمال شرقی کشور ادامه پیدا کرده است (نگاره 24). در الگوی سوم، مناطق شرقی دریای مدیترانه و جنوب دریای سرخ همراه با وقوع طوفان تندری و ناپایداری شناسایی شده که این وضعیت، نیمة غربی ایران را نیز متأثر ساخته است. این وضعیت در مناطق شمال شرقی ایران تقلیل می‌یابد؛ به‌طوری‌که مقادیر شاخص SWEAT در غرب کشور بین 250 تا 300 بوده، ولی در شمال شرق بین 200 تا 250 است (نگاره 25). الگوی چهارم نشان می‌دهد احتمال وقوع طوفان سهمگین بسیار پایین بوده، ولی احتمال وقوع تندر بالا است. این شرایط به این دلیل است که در طول فصل گرم، مناطق مدنظر با زیادی انرژی مواجه شدهاند. نتیجة آن وقوع تندر شده که با تعامل شرایط ناپایداری در لایه‌های زیرین جو همراه شده است.
نتیجه‌گیری طوفان‌های تندری و پدیده‌های ناشی از آن مانند تگرگ، بارش سنگین و سیل‌آسا، صاعقه و باد شدید از مخاطرات اقلیم‌شناسی هستند که بخش وسیعی از تحقیقات اقلیمی دنیا را به خود اختصاص داده‌اند (وایتمن، 2003). به منظور بررسی طوفان‌های تندری در شمال شرق ایران از 4 ایستگاه سینوپتیک (بجنورد، قوچان، گلمکان و مشهد) طی دورة آماری 1990 تا 2012 استفاده شد. در این میان طوفان‌های تندری‌ای بررسی شدند که بیش از 15 میلی‌متر بارش داشتند. سپس داده‌های هوای حاضر (ww) در هشت آرایه به تعداد ساعات دیده‌بانی تنظیم شدند. پس از استخراج روزهای همراه با طوفان تندری با مراجعه به تارنمای مرکز ملی پیش‌بینی‌های محیطی و علوم جو (NCEP/NCAR)، داده‌های ارتفاع ژئوپتانسیل دریافت شد. روی این داده‌ها یک تحلیل عاملی پایگانی انجام شد و پس از شناسایی عوامل، خوشه‌بندی و تیپ‌بندی روزهای همراه با طوفان تندری صورت گرفت. نتایج نشان داد 12 عامل (عوامل و تیپ‌ها نام‌گذاری نشدند و با شماره‌گذاری مشخص شدند) و 4 تیپ در رخداد طوفان‌های تندری در تراز میانی جو حاکمیت دارند. در این بین دورة حاکمیت تیپ شمارة یک، فصل بهار؛ تیپ دو، زمستان و اواخر پاییز؛ تیپ سه، اواخر بهار و اوایل تابستان و تیپ چهارم در تابستان است. وضعیت ارتفاع ژئوپتانسیل در الگوی اول بدین‌گونه است که بنا به تشکیل سیستم مانع در غرب روسیه، ناوة عمیقی به صورت ترکیبی، اولی در غرب دریای خزر و دیگری روی خلیج فارس مستقر شده است. در الگوی دوم، ریزش هوای سرد قطبی سبب شده است یک بریدة کم‌فشار در غرب ایران تشکیل شود و نیمة غربی ایران و نواحی شمال شرقی را متأثر کند. در الگوی سوم بنا به تشکیل سیستم مانع، این‌بار در قسمت شرقی بندال، ناوة عمیقی با هستة سردچال تشکیل شده، ولی از نظر مکانی در عرضهای بالا بین 40 تا 60 درجة شمالی و دقیقاً بر دریای خزر منطبق است. این روند در تأمین منابع رطوبتی طوفان تأثیر به‌سزایی دارد. در الگوی چهارم به دلیل احاطة پرفشار جنب‌حاره‌ای روی ایران و تشکیل بندال در شرق اروپا از پیشروی جریانات غربی به داخل کشور به طور چشم‌گیری جلوگیری شده است؛ ولی شاخه‌ای از کم‌فشار شمالگان تا عرضهای 40 درجه کشیده شده که به صورت بریدة کم‌فشاری در تراز میانی جو با ارتفاع مرکزی 5600 ژئوپتانسیل متر در شرق دریای خزر مستقر شده است؛ به‌گونه‌ای که غیور و همکاران (1391) در تحقیق خود به اثرگذاری سامانه‌های مذکور در وقوع طوفان‌های تندری و بارش‌های سنگین در منطقه اشاره کرده‌اند. از منابع عمدة رطوبتی در تأمین بارش‌های تندری در منطقه به خلیج فارس، دریای عمان و خزر اشاره می‌شود که هر یک به‌نوعی بنا به قرارگیری و استقرار سیستم‌های گوناگون جوّی در لایه‌های زیرین جو در ایجاد این بارش‌ها سهیم هستند. در بیشتر مواقع بنا به همگراشدن جریانات در تراز 850 هکتوپاسکال در مناطق شرقی و شمال شرق کشور، جریانات جنوبی رطوبت لازم را وارد منطقه کرده‌اند. تأثیر سیکلون‌های تشکیل‌شده در منطقه و پرفشار مجاورت منطقه مانند سیبری و دریای سیاه سبب شده است گرادیان شدید فشاری و در نتیجه جبهه‌زایی شدیدی در منطقه رخ دهد. الگوی فرارفت دما نیز به‌گونه‌ای بود که با تشکیل هستة گرم روی منابع رطوبتی مذکور بر ایران، نم لازم برای جریانات همرفتی در منطقه فراهم و با صعود سریع بسته‌هوا باعث تشکیل ابرهای کومولونیمبوس در نواحی شمال شرقی ایران شود. صعود بسته‌هوا در الگوهای 1 تا 3 بسیار شدید بوده؛ به‌گونه‌ای‌که از سطح زمین تا تراز 200 هکتوپاسکال ادامه داشته است. این موضوع با بررسی شاخص سرعت قائم (امگا) اثبات شد. در بررسی شاخص امگا در منطقه و در نیم‌رخ قائم جو مشخص شد سرعت جریان بالاسو در سه الگوی مدنظر بین 0.2- تا 0.3- پاسکال بر ثانیه بوده است. این شرایط سبب شده است همرفت‌های عمیقی از ترازهای زیرین تا ترازهای بالایی‌تر ایجاد شوند. | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| مراجع | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
|
منابع 1C- حجازى‌زاده، زهرا (1379)، بررسی عوامل سینوپتیکی بارش و توفان‌های توأم با رعد و برق در غرب کشور، نشریه دانشکده ادبیات و علوم انسانى، دانشگاه خوارزمی، دوره 8، شماره 28-29، صص 5-26. 2- خالدی، شهریار؛ خوش‌اخلاق، فرامرز و خزایی، مهدی (1389)، تحلیل همدیدی توفان‌های تندری سیلاب‌ساز استان کرمانشاه، مجلۀ چشم‌انداز جغرافیایی، سال 5، شماره 14، صص 21-41. 3- قویدل رحیمی، یوسف (1390)، کاربرد شاخص‌های ناپایداری جوّی برای آشکارسازی و تحلیل دینامیک توفان تندری روز 5 اردیبهشت 1389 تبریز، فصلنامۀ علمی- پژوهشی فضای جغرافیایی، دوره 11، شماره 34، صص 4- تاجبخش، سحر؛ غفاریان، پروین و میرزایی، ابراهیم (1388)، روشی برای پیش‌بینی رخداد توفان‌های تندری با طرح دو بررسی موردی، مجلۀ فیزیک زمین و فضا، دوره 35، شماره 4، صص 147-166. 5- جعفرپور، ابراهیم (1385)، اقلیم‌شناسی، چاپ ششم، تهران، انتشارات دانشگاه تهران. 6- رسولی، علی‌اکبر؛ بوداغ جمالی، جواد و جلالی، اروج (1384)، توزیع زمانی بارش‌های رعد و برقی منطقۀ شمال غرب کشور، مجلۀ پژوهشی دانشگاه اصفهان، دوره 22، شماره 1، صص 155-170. 7- صلاحی، برومند (1384)، بررسی ویژگی‌های آماری و همدیدی توفان‌های تندری استان اردبیل، نشریه پژوهش‌های جغرافیای طبیعی، دوره 42، شماره 72، صص 129-142. 8- علیزاده، امین؛ کمالی، غلامعلی؛ موسوی، فرهاد و موسوی بایگی، محمد (1384)، هوا و اقلیم‌شناسی، چاپ هفتم، مشهد، دانشگاه فردوسی مشهد. 9- قرایلو، مریم؛ مزرعه فراهانی، مجید و علی‌اکبری بیدختی، عباسعلی (1389)، بررسی طرح‌واره‌های پارامترسازی همرفت کومه‌ای در مدل‌های بزرگ و میان‌مقیاس، مجلة فیزیک زمین و فضا، دوره 36، شماره 1، صص 171-192. 10- غیور، حسنعلی؛ حلبیان، امیرحسن؛ صابری، بیژن و حسنعلی پورجزی، فرشته (1391)، بررسی رابطة بارش‌های سنگین با الگوهای گردشی جو بالا (مطالعة موردی: استان خراسان جنوبی)، مجله مخاطرات محیط طبیعی، دوره 1، شماره 2، صص 11-27. 11- Aran, M., Sairouni, A., Bech, J., Toda, J. & et al. (2007). Pilot project for intensive surveillance of hail events in Terres de Ponent (lleida), Atmospheric Research, No. 83.
12- Changnon, S. A. (2009). Increasing major hail losses in the US. Climatic Change, 96 (1-2), 161-166.
13- Changnon, S, A. )2003(. Measures of economic impacts of weather extremes, Bull. Amer. Meteor. Soc, 84 (12): 1231-1235.
14- Changnon, S. A. (2000). Trends in hail in the United states. Atmospheric Research, No. 64.
15- Charles, A. & Doswell, C. A. (1993(. Scientific Approches for very short range forcasting of severe convective storms in the United States of America. In International Workshop on Observation/Forecasting of Meso-scale Weather and Technology of Reduction of Relevant Disasters: pp. 181-188.
16- Chaudhuri, S. (2008). Identification of the level of downdraft formation during severe thunderstorms: a frequency domain analysis. Meteorology and atmospheric physics, 102 (1-2), 123-129.
17- David, E. & Brun, E. (2001). Canada’s Hail Climatology: 1977-1993, LCLR Research, No. 14.
18- Derubertis, D. (2005). Recent Trends in for Common Stability Indices Derived from U. S. Radiosonde Observations. Bulletin of the American Meteorological Society, 3, 309-323.
19- Frisby, E. M. (1961). Relationship of ground hail damage patterns to features of synoptic map in the upper Great plain of the United States. J. Appl, meteorology. No 1.
20- Giaiotti, D. (2003). The climatology of hail in the plain of Friuli Venezia Giulia. Atmospheric Research, No. 67-68.
21- Giaiotti, D. & Stel, F. (2006). The effects of environmental water vapor on hailstone size distributions. Atmospheric Research, No. 82.
22- Groenemeijer, P. H. & Delden, A. V. (2007). Sounding-derived paprameters associated with large hail and tornadoes in the Netherland. Atomspheric Research, No. 83.
23- Huff, f. A. (1964). Correlation Between summer hail patterns in llinois and Associated climatological events. J. Appl, meteorology, No. 3.
24- Lopez, L. (2007). A short- term forecast model for hail. Atmospheric Research, No. 83.
25- McIlveen, R. (1992). Fundamentals of Weather and Climate. published by Chapman & Hall, 2-6 Boundary Row. London SE1 8HN, UK, 497 pp.
26- McInthosh, D. H. and Thom A. S. (1969). Essentials of Meteorology. wykeham publications (London) LTD, 239 pp.
27- Olafasson, H. and et al. )2004(. seasonal and interannul variability of thunderstorms in island and the origin of air masses in the storm. 27th International Conference on Lightning Protection, France.
28- San Ambrosio, I., Martín, F. & Elizaga, F. (2007). Development and behaviour of a radar-based operational tool for hailstorms identification. Atmospheric research, 83 (2-4), 306-314.
29- Sánchez, J. L., López, L., Bustos, C., Marcos, J. L. & et al. (2008). Short-term forecast of thunderstorms in Argentina. Atmospheric Research, 88 (1), 36-45.
30- Schuster, S. S., Blong, R. J., & Speer, M. S. (2005). Hail climatology of the greater Sydney area and New South Wales, Australia. International journal of climatology, 25 (12), 1633-
31- Sioutas, M. & Flocas, H. A. (2004). Hailstorms in northern Greece: synoptic patterns and thermodynamic environment. Appl, Climatology, No. 75.
32- Tafferner, A. and et al. (2008). Development and propagation of severe thunderstorms In the upper Danube catchment area: Towards an integrated now casting and forecasting system using real-time data and high- resolution simulations. Meteorology and Atmospheric Physics, 101 (3-4), 211-227.
33- Vinet, F. (2001). Climatology of hail in France. Atmospheric Research, No. 56.
34- Whitman, C. D. )2003(. Mountain meteorology. Oxford University. | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
|
آمار تعداد مشاهده مقاله: 4,895 |
|||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||