تحلیل تغییرات بارش در شرق و غرب تراست اصلی زاگرس

مقدمه

قرارگیری رشته‌کوه زاگرس در نیمۀ غربی ایران باعث تعدیل شرایط آب‌وهوایی در این منطقه شده و شرایط مساعدی را برای زیست فراهم آورده است (غلامی و آب خرابات، 1393: 1). کوه‌های زاگرس در غرب کشور، همان نقش اقلیمی را دارند که البرز در شمال کشور دارد (معرفت، 1381: 281). یکی از مهم‌ترین اثرهای زاگرس محصور‌کردن هوای سرد پشته پرفشار سیبری در امتداد غرب و جنوب غرب ناحیۀ مرکزی است که سامانۀ غالب در فصل سرد سال است. استقرار توده هوای سرد سیبری در شمال کشور و یا در جنوب شرق ایران بر‌روی اقیانوس هند، امکان عبور سامانه‌های کم‌فشار مؤثر بر آب‌وهوای ناحیۀ مرکزی را فراهم می‌کند. پشته‌های پرفشاری که در ماه‌های سرد سال در شمال غرب ایران در امتداد زاگرس توسعه می‌یابند، تحت‌تأثیر پوشش برفی و هوای سرد مناطق مرتفع تقویت می‌شوند. در چنین مواردی یا هنگامی‌که پشتۀ پرفشار در منطقه مرکزی توسعه پیدا کند، سامانه‌های کم‌فشار در غرب و جنوب غرب زاگرس کُند و یا متوقف می‌‌شود. هرچند یک واچرخند در منطقۀ زیر پوشش خود می‌تواند باعث خشکی و پایداری هوا شود، با تشدید شیو فشار در مناطق حاشیه‌ای، باعث هم‌گرایی جریان‌های مرطوب و بروز بارش‌های سنگین نیز می‌شود (براتی و همکاران، 1391: 90؛ خلج، 1381: 2).

با‌توجه به اهمیت موضوع، مطالعات فراوانی در این حوزه انجام شده است که به تعدادی از آنها اشاره می‏شود.

Hay et al. (1993) پژوهشی با عنوان «استفاده از مدل‌سازی GIS I بارش کوه‌نگاری زمستانی، حوضۀ رودخانه گانیسون، کلرادو» انجام دادند. محققان در بررسی بارش اوروگرافیکی زمستانی حوضۀ رودخانۀ گانیسون کلرادو نتیجه گرفتند که تعیین توزیع فضایی بارندگی در نواحی کوهستانی به‌دلیل تأثیرهای اوروگرافیک بر توزیع بارش و ثبت داده‌ها در سطح‌های ارضی کم‌ارتفاع در مجاورت مراکز جمعیتی، مشکل و پیچیده شده است.

Singh & Kumar (1997) پژوهشی با عنوان «تأثیر کوه‌نگاری بر بارش در منطقۀ غربی هیمالیا» انجام دادند. محققان با مطالعۀ رابطۀ بارش با ارتفاع در دامنه‌های هیمالیای غربی به این نتیجه رسیدند که شیب بارندگی در دامنه‌های بادگیر 106 میلی‌متر در هر 100 متر و در دامنه‌های پشت به باد 13 میلی‌متر در هر 100 متر است. نزدیک‌بودن به اقیانوس هند، رطوبت بسیار زیاد جریان‌های موسمی و در‌نتیجه، ضخامت زیاد هوای مرطوب، مانع کاهش بارش به ازای ارتفاع در دامنه‌های روبه‌باد هیمالیا می‌شود.

Prudhomme & Duncan (1999) پژوهشی با عنوان «نقشه‌برداری از باران شدید در منطقۀ کوهستانی با استفاده از تکنیک‌های زمین آماری: مطالعۀ موردی در سئوتلند» انجام دادند. آنها نتیجه گرفتند که آگاهی کم و ناچیز بین بارندگی و ناهمواری‏ها در مناطق کوهستانی ناشی از پیچیدگی ناهمواری‌ها و کافی‌نبودن اطلاعات موجود برای مطالعۀ ارتباط در نواحی مرتفع است.

Alijani (2008) پژوهشی با عنوان «تأثیر رشته‌کوه‌های زاگرس بر توزیع فضایی بارش» انجام داد. داده‌ها حاکی از آن است که رشته‌کوه‌های زاگرس بارش‌های پیشانی دورۀ سرد را به‌ویژه در دامنه غربی تشدید می‌کنند و مانع از ورود توده‌های هوای مرطوب به مناطق داخلی کشور می‌شوند. علاوه بر این، رشته‌های زاگرس در ایجاد روزهای بارانی نقش فرعی دارند؛ اما در تولید بارش در منطقه بسیار مهم هستند؛ بنابراین نبود این رشته‌کوه‌ها باعث کاهش میزان بارندگی در سمت غرب شده است که این خود باعث گسترش اقلیم خشک غرب و شرق این رشته‌کوه می‌شود.

Lundquist et al. (2010) پژوهشی با عنوان «روابط بین ارتفاعات جهت مانع، شیب بارش کوه‌نگاری و جریان در شمال سیرا نوادا» انجام دادند. محققان دربارۀ اثر ناهمواری بر صعود تودۀ هوا نتیجه گرفتند که یک رشته‌کوه ممکن است هوای خشک‌تر را مسدود کند و در امتداد توپوگرافی منحرف شود؛ در‌حالی ممکن است که در همان زمان یک توده هوای مرطوب‌تر مجاور با داشتن گرمای نهان کافی، شناوری تودۀ هوا را افزایش دهد و به آن اجازه دهد تا بر‌روی توپوگرافی جریان یابد.

Liu et al. (2015) پژوهشی با عنوان «اثرات بالا‌آمدن فلات تبت شمالی و تشکیل بیابان‌های داخلی آسیا بر اقلیم و محیط زیست منطقه» انجام دادند. محققان بر‌اساس شواهد زمین‌شناسی، شکل‌گیری فلات تبت شمالی به زمان میوسن و شکل‌گیری بیابان‌های اصلی داخلی آسیا را به اوایل پلیوسن نسبت داده‌اند. قبل از میوسن فلات تبت شمالی یک برآمدگی محدودی داشته است. نتایج شبیه‌سازی اثر افزایش ارتفاع بر خشکی این منطقه از جهان نشان می‌دهد که افزایش ارتفاع فلات تبت شمالی، باعث کاهش چشمگیر بارش سالانۀ منطقه شده است.

Sun et al. (2017) پژوهشی با عنوان «خشکی شدید از آغاز پلیوسن در‌حوضۀ تاریم، غرب چین» انجام دادند. داده‌ها دال بر این است که بیابان‌های آسیای مرکزی و صحرای تکلیماکان ناشی از قرارگیری در سایه‌باران فلات تبت و سایر کوه‌های مرتفع آسیای مرکزی است.

Lu et al. (2019) پژوهشی با عنوان «شکل‌گیری و تکامل بیابان گوبی در آسیای مرکزی و شرقی» انجام دادند. محققان در مطالعه‌ای با ارائۀ ترکیبی از داده‌های جدید و منتشر‌شده دربارۀ شکل‌گیری و تکامل صحرای گوبی در آسیای مرکزی و شرقی نتیجه گرفتند که همراه با سرد‌شدن کرۀ زمین، اثر‌های ترکیبی وضعیت ناهمواری‌ها، تودۀ هوای غربی در عرض جغرافیایی میانی و تغییرات موسمی آسیایی باعث شکل‌گیری مناظر کواترنری کویر گوبی در اواخر پلیوسن شده‌اند.

با‌توجه به اهمیت موضوع، محققان داخلی نیز به مسئلۀ اثرگذاری ارتفاعات بر آب‌و‌هوا و به‌خصوص به بارش نواحی داخلی ایران توجه ویژه‌ای داشته‌اند.

علیجانی و کاویانی (1374) در پژوهشی با عنوان «نقش کوه‌های البرز در توزیع ارتفاعی بارش» نتیجه گرفتند که بارش در دامنه‌های بادگیر شمالی البرز با افزایش ارتفاع به‌علت دوری از منبع رطوبتی و جلوگیری از ورود رطوبت دریای خزر به داخل ایران کاهش و در دامنه‌های بادپناه جنوبی با افزایش ارتفاع نیز افزایش می‌یابد.

مجرد و مرادی فر (1382) در پژوهشی با عنوان «مدل‌سازی رابطۀ بارش با ارتفاع در منطقۀ زاگرس» نتیجه گرفتند که سیکلون‌های مدیترانه‌ای به‌دلیل عبور از اراضی شرقی مدیترانه بیشتر رطوبت خود را از دست می‌دهند؛ اما سیکلون‌های سودانی گرچه مسیر به‌نسبت طولانی‌تری دارند، در سر راه خود از دریای سرخ و سپس از خلیج‌فارس رطوبت را جذب می‌کنند و به‌علاوه، گرمای بیشتر هوا باعث می‌شود تا ظرفیت رطوبتی هوا به‌خصوص در لایه‌های زیرین افزایش یابد؛ بنابراین نزدیکی به منبع رطوبتی و گرمای هوا به‌عنوان دو خصیصۀ اصلی در سامانه‌های باران‌زا نقش مهمی را در افزایش بارش نواحی جنوبی دارند. هوای مرطوب سامانه‌های باران‌زای غربی و جنوب غربی پس از رسیدن به دامنه‌های غربی به‌دلیل صعود دینامیکی سرد و متراکم‌شده، بارش را تولید می‌کنند و به همین دلیل، مقدار بارش از پای دامنه‌ها به‌سمت ارتفاعات کاهش می‌یابد.

براتی و همکاران (1391) پژوهشی با عنوان «نقش واچرخندها در رخداد بارش‌های سنگین دهۀ اخیر غرب ایران» انجام دادند. آنها نتیجه گرفتند که بخشی از رطوبت جریان‌های هوای غربی در حرکت شرق با افزایش ارتفاع فراهم می‌شود.

زرین (1390) در پژوهشی با عنوان «آیا پرفشار جنب حار‏ه‏ای تابستانه برروی ایران زبانه‌ای از زبانه جنب حار‏ه‏ای آزور است» بیان کرد که کوه‌های زاگرس در ایجاد و تداوم پرفشار جنب‌حاره‌ای تابستانه در تراز‌های میانی وَردسپهر بر‌روی ایران نقش مهمی داشته است. بررسی‌ها حاکی از آن است که در شرایط حذف رشته‌کوه زاگرس و کاهش مقادیر گرمایش بر‌روی منطقه، سرعت قائم بالاسوی ترازهای زیرین به سرعت قائم پایین‌سو تبدیل می‌شود. همچنین، حذف رشته‌کوه‌ها نه‌تنها منجر به تضعیف گردش واچرخندی در ترازهای میانی و فوقانی وردسپهر شده است، ترازهای زیرین را نیز تضعیف و حتی به گردش واچرخندی تبدیل می‌کند.

صفرراد و همکاران (1392) پژوهشی با عنوان «تحلیل مکانی تغییرات بارش در زاگرس میانی از‌طریق روش‌های زمین آمار (1995-2004) » انجام دادند. نتایج حاکی از دقت بیشتر روش کریگینگ معمولی با متغیر کمکی عرض جغرافیایی و فاصله از خط‌الرأس است. نتایج دال بر این بود که با‌وجود هماهنگی نسبی بین بارش و ناهمواری، بیشینه بارش بر بالاترین ارتفاع ناهمواری‌ها منطبق نیست و دامنه‌های بادگیر و پشت به باد در نیمۀ غربی و شرقی زاگرس میانی از‌لحاظ مقدار دریافت بارش ویژگی متفاوتی را دارند.

عزیزی و همکاران (1394) در پژوهشی با عنوان «اثر ارتفاعات در ایجاد بیابان‌های باد پناهی (شبیه‌سازی اثر کوه‌های کرمان در ایجاد بیابان لوت)» میزان اثرگذاری ارتفاعات را در ایجاد بیابان لوت بررسی کردند. نتایج نشان داد که منطقۀ لوت یک ناحیۀ خشکِ حاصل از گردش عمومی جو است که ارتفاعات استان کرمان با ایجاد اثر سایه‌باران موجب تشدید شرایط خشکی و تبدیل آن به فرا‌خشک شده است.

ستوده و همکاران (1397) پژوهشی با عنوان «اثر کوه‌های زاگرس بر چرخندهای بارش‌زای ایران» انجام دادند. آنها برای شناخت تأثیر رشته‏کوه زاگرس در تغییرات چرخند‏هایی که از غرب وارد ایران می‏شوند از رویکرد محیطی به گردشی استفاده کردند. در این الگو، چرخندِ رسیده به کوه‏های زاگرس از زمان شکل‏گیری تا زمان رسیدن بر‌روی عراق و ادغام با سامانۀ سودانی، به‌لحاظ دینامیکی تقویت می‏شود و به‌هنگام نزدیک‏شدن به زاگرس از تاوایی مثبت و سرعت قائم هوا کاسته می‏شود؛ اما با عبور از زاگرس بر تاوایی مثبت آن افزوده می‏شود. زاگرس نخست باعث تضعیف و دوقطبی‏شدن چرخند می‏شود. سپس با دور‌شدن از کوهستان چرخند به‌طور مجدد تقویت می‏شود.

شریفی (1398) پژوهشی با عنوان «قبض و بسط ریگزارهای ایران نمونة مطالعه: ریگ زرین در ایران مرکزی» انجام داد. وی به این نتیجه رسید که وجود رشته‌کوه‌های کشیده و مرتفع زاگرس در غرب و البرز در شمال سبب شده است ایران مرکزی به بیابان‌های بادپناهی تبدیل شود.

کیانی و همکاران (1398) پژوهشی با عنوان «واکاوی اثر رشته‌کوه‌های زاگرس بر تغییرات بارش‌های سودانی در غرب ایران» انجام دادند. مطالعات آنها نشان داد که وزش دمایی گرم و برخورد سامانۀ سودانی به دامنه‏های غربی و جنوب غربی زاگرس سبب کاهش ارتفاع ژئوپتانسیل و شکل‏گیری میدان تاوایی مثبت و وزش تاوایی مثبت به‌سمت دامنه‏های جنوب شرقی و داخلی زاگرس نیز موجب تقویت حرکات صعودی در این دامنه‌ها شده است. نتایج نشان داد که تغییرات بارش بر شیب‌های تند زاگرس بیشتر از سطح‌های دیگر بوده است.

نقوی و همکاران (1400) پژوهشی با عنوان «ارتباط بین شاخص‌های توپوگرافی با بارش‌های فراگیر منطقۀ کوهستانی البرز» انجام دادند. نتایج نشان داد که بیشترین تعداد آمارۀ معناداری از‌نظر مقیاس زمانی و مکانی بین بارش فراگیر با شاخص‌های توپوگرافی مربوط به بارش فراگیر فصل بهار با 18 مورد و کمترین مربوط به بارش فراگیر فصل زمستان با 9 مورد بود. در فصل پاییز نیز 14 مورد رابطۀ خطی معنادار شناسایی شد.

علیجانی و کاویانی (1374) پژوهشی با عنوان «نقش کوه‌های البرز در توزیع ارتفاعی بارش» انجام دادند. آنها دربارۀ نقش کوه‌های البرز در توزیع مقدار بارش به این نتیجه دست یافتند که بیشترین بارش در منطقۀ حاره‌ای در ارتفاع 200 متری و در مناطق برون‌حاره در قلۀ کوه‌ها رخ می‌دهد. در کوه‌های مرتفع بیشترین بارش پایین‌تر از قلۀ کوه است و در کوه‌های پست با ارتفاع کمتر از 1000 متر بارش به دامنۀ بادپناه نیز گسترش می‌یابد. بررسی تغییرات مقدار بارش در مناطق کوهستانی همیشه دغدغۀ ذهنی پژوهشگران است؛ از این رو در پژوهش حاضر کوشش شده است تا تغییرات بارش به‌صورت عمود بر تراست اصلی زاگرس تجزیه‌و‌تحلیل شود.

مبانی نظری پژوهش (تعریف‌ها و مفاهیم، نظریه‌ها و دیدگاه‌ها)

کوهستان‌ها علاوه‌بر کاهش دما و افزایش بارش باعث کاهش نوسان‌های بارش در مناطق زیر‌سلطۀ خود نیز می‌شوند. واحد کوهستانی جنوب‏ غربی ایران به زاگرس شهرت دارد که فلات ایران را از سمت مغرب، جنوب غربی و قسمتی از جنوب محدود کرده است (زمردیان، 1381: 209). کمربند کوهستانی وسیع و پرآبی که بین دشت‌های خشک بین‌النهرین و فلات بیابانی ایران واقع ‌شده است و به‌صورت یک سپر به‌نسبت مؤثر، اقوام آریایی و سامی را از یکدیگر جدا کرده است، از دیرباز در دنیای غرب با نام «کوهستان زاگرس» شناخته ‌شده است (ابرلندر، 1379: 13). زاگرس ازنظر ساختمان طبقات در شکل ظاهر کوه‌ها یکی از انواع مهم چین‏خوردگی‏هاست که در دنیا به نام چین‏خوردگی ژورائی شناخته می‌شود (علایی طالقانی، 1381: 153؛ نگارش و خسروی، 1377: 65). بیابان‌ها از جنبۀ سینوپتیکی به دو گروه با عنوان بیابان‌های دینامیکی و بادپناهی تقسیم می‌شوند. بیابان‌های باد‌پناهی بیابان‌هایی هستند که در پناه ارتفاعات و کوهستان‌های بزرگ قرار گرفته‏اند. بیابان‏های بادپناهی و دینامیکی در داخل قاره‏ها به یکدیگر ملحق می‏شوند (ایزدی، 1392: 36). شرایط جغرافیایی و عامل ارتفاعات در توزیع مکانی ناهمگون ریزش‏های جوی و شکل‏گیری بیابان‏ها نقش مؤثری دارند. نحوۀ تأثیر ناهمواری‌ها بر بارش دریافتی در مناطق کوهستانی موضوع ساده‌ای نیست؛ زیرا در وهلۀ نخست شیو (Gradient) بارش در همۀ کوهستان‌های کشور یک اندازه نیست و حتی در یک کوهستان معین، شیو بارش بر‌روی دامنه‌های روبه‌باد (بادگیر) و پشت به باد (بادپناه) همسان نیست. همچنین، در همۀ کوهستان‌ها با افزایش ارتفاع، بارش افزایش نمی‌یابد و در مناطقی که مقدار بارش با افزایش ارتفاع زیادتر می‌شود، این ارتباط مستقیم تا چکاد کوه‌ها ادامه پیدا نمی‌کند و از ارتفاع معینی به بالا با افزایش ارتفاع بارش افزایش نمی‌یابد. درنهایت، در‌کنار پیچیدگی رابطۀ بارش و ارتفاع معمول در ارتفاعات بالا، فقر اندازه‌گیری وجود دارد (عزیزی و همکاران، 1389: 47). در‌واقع، در برخی موارد بارش تنها تا ارتفاع معینی که «مرز فوقانی حداکثر بارش» نامیده می شود، افزایش می‌یابد و پس از آن ارتفاع مقدار بارش کاهش پیدا می‌کند. این ارتفاع در کوه‏های آلپ فرانسه 2500 متر و در کوه‌های کرمان در حدود 3500 متر برآورد شده است (مهدوی، 1374: 219).

روش‏شناسی پژوهش

منطقۀ مطالعه‌شده در ناحیۀ کوهستانی زاگرس واقع شده است. این کمربند کوهستانی از آذربایجان غربی آغاز شده است و پس از عبور از کردستان، همدان، کرمانشاه، ایلام، لرستان، خوزستان، چهارمحال و بختیاری، کهکیلویه و بویر احمد، بوشهر، فارس و هرمزگان تا شمال تنگۀ هرمز ادامه می‌یابد (شکل 1).

شکل1: موقعیت زاگرس بر‌روی نقشۀ ایران (منبع: نگارندگان 1402)

Figure 1: Zagros Location on the Map of Iran

منابع اطلاعاتی پژوهش حاضر شامل نقشه‌های 1:50000 توپوگرافی، 1:100000 زمین‌شناسی، مدل رقومی ارتفاع ایران و منابع کتابخانه‌ای است. برای نوشتن این مقاله ابتدا حدود ارتفاعات زاگرس با‌توجه به مرز منعکس‌شدۀ آن در Google Earth و استفاده از ArcGIS تحدید شد. سپس ایستگاه‏های اقلیمی، باران‌سنجی، هیدرومتری داخل محدوده و ایستگاه‏های اقلیمی با فاصلۀ 40 کیلومتری محدودۀ مطالعه‌شده شناسایی و داده‏های لازم جمع‌آوری شد. برای بررسی و تجزیه‌وتحلیل وضعیت اقلیمی منطقه بین بارش با ارتفاع در هر حوضه روابطی برآورد و بر‌اساس ‏‏آنها‏ خطوط هم‌بارش محدود زاگرس ترسیم شد. با‌توجه به محور فرود‏ها و فراز‏های متعدّد طاقدیس‏های زاگرس آن دسته از مناطقی که تحت‌تأثیر آنها‏ بارش کمی دریافت می‏کنند، مشخص و وضعیت بیابان‌های بادپناهی نیز تجزیه‌وتحلیل شد. در رشته‌کوه زاگرس عواملی همچون ارتباط تنگاتنگ بارش با ‌ارتفاع، کوه‌های محلی با جهت مشخص و اختلاف ارتفاع زیاد با سطح دشت‌های اطراف و دامنه‌های پشت به باران و رو به باران حوضه‌ها در میزان دریافت بارش اثرگذار هستند. بر همین اساس، برای ارزیابی دقیق‌تر وضعیت اقلیمی زاگرس از داده‌های ایستگاهی بارش و پایگاه داده‌های اسفزازی (بارش) با دورۀ ۴۹ ساله استفاده شد. همچنین، با گرفتن روابط همبستگی بین داده‌های بارش و دما با ارتفاع ایستگاه‌ها در نرم‌افزار Excel از روابطی استفاده شد که ضریب تبیین آنها بیشتر از 70 درصد باشد. برای ترسیم نقشۀ هم‌بارش در زاگرس میانی از داده‌های ایستگاهی استفاده شد؛ زیرا تنها در این قسمت از زاگرس، رابطۀ خطی بین بارش و ارتفاع رگرسیونی، ضریب همبستگی قابل اعتمادی را داشت (رابطۀ 1) و به‌دلیل پایین‌بودن ضریب تبیین روابط ارتفاع با بارش برای ترسیم لایۀ بارش سایر قسمت‌های زاگرس ‌از داده‌های اسفزازی به روش کریچینگ نقشۀ هم‌بارش استفاده شد (شکل 2).

Y= 0.1366 x +207/ 93                                  R²  8/0=                                رابطۀ (2)

برای درک بهتر تغییر‌پذیری بارش در منطقۀ مطالعه‌شده، پروفیل‌های بارش و ارتفاع عمود بر خط تراست اصلی زاگرس از شمال به جنوب و پروفیل‌های بارش و ارتفاع ترسیم شد. بلندترین قله‌های زاگرس در امتداد تراست اصلی زاگرس قرار دارد.

با ترسیم پروفیل‌های بارش و ارتفاع حالت کلی تغییرات ارتفاع و بارش در محور تراست زاگرس به تصویر کشیده شد.

شکل2: نقشۀ هم‌بارش به روش کریجینگ (منبع: نگارندگان 1402)

Figure 2: Map of Precipitation Using Kriging Method

یافته‏های پژوهش و تجزیه‌و‌تحلیل

همان‌طور که در همۀ پروفیل‏ها مشاهده می‏شود، نیمۀ غربی زاگرس (دامنۀ روبه ‌باد) مرطوب‏تر از نیمۀ شرقی (دامنۀ پشت به باد) است. قسمت‏های شرقی تراست زاگرس باوجود داشتن ارتفاع متوسط بالاتر، بارش کمتری دریافت کرده است. افزایش بارش در دامنه‏های رو‌به باد با افزایش ارتفاع هماهنگ است و این افزایش به‌طور قطع تا تراست اصلی زاگرس ادامه نمی‌یابد. با عبور از تراست زاگرس مقدار بارش تا شرقی‌ترین قسمت زاگرس کاهش یافته است. بر‌اساس پروفیل ترسیمی در شکل (3)، هستۀ بیشترین بارش در خارج از زاگرس ایران و به‌احتمال قوی در زاگرس عراق واقع‌ شده است؛ به‌طوری‌ که ابتدای پروفیل بارش در مناطق شمالی زاگرس با بیشترین مقدار بارش شروع ‌شده است. پروفیل ارتفاعی این منطقه حاکی از آن است مرز ایران با تراست اصلی زاگرس فاصلۀ چندانی ندارد. براساس این پروفیل، هرچند بالاترین ارتفاع زاگرس در این منطقه با تراست اصلی زاگرس منطبق است، در شرق این تراست سطح‌های ارضی هم‌ارتفاعی وجود دارد؛ به‌طوری که ارتفاع سطح ارضی در شرق تراست بیش از 2500 متر است؛ درحالی وضعیت بارش قبل از رسیدن به تراست به بیشترین میزان رسیده است و مقدار آن از تراست به بعد سیر نزولی دارد. چنین وضعیتی حاکی از آن است که درعمل، تراست اصلی زاگرس با مرز مناطق سایه‏باران انطباق دارد. همچنین، غرب آن را هستۀ پربارش دربرگرفته که ناشی از رو‌به باد‌بودن دامنه است. باوجود ارتفاع بیشتر از غرب تراست زاگرس، سیر بارش در شرق آن به‌دلیل سایه‌باران نزولی شده است.

شکل3: پروفیل عرضی شمارۀ1 از نقشۀ هم‌بارش و نقشۀ ارتفاع زاگرس (منبع: نگارندگان 1402)

Figure 3: Transverse Profile Number 1 from the Precipitation Map and Zagros Elevation Map

پروفیل عرضی شکل (4) نیز در قسمت شمالی زاگرس و در محدودۀ زاگرسِ مرتفع ترسیم شده است که یکی از نمونه‌های بارز و گویا را در ناهماهنگی بارش و ارتفاع در زاگرس نشان می‌دهد. همان‌طور که مشاهده می‌شود بیشنۀ بارش در پروفیل هم‌بارش با فاصله زیادی از تراست زاگرس در دامنۀ غربی و بادگیر زاگرس با بیش از 500 میلی‌متر قرار دارد. نکتۀ مهم این است که بیشترین بارش در ارتفاع 1000 ـ900 متری صورت گرفته است؛ اما مقدار بارش از آن مکان به‌سمت دامنۀ شرقی زاگرس با افزایش ارتفاع سیر نزولی پیدا کرده است؛ به‌طوری که با شیب زیاد میزان بارش کاهش می‏یابد. این درحالی است که بارش در نواحی مرتفع (بیشتر از 2500 متر) و در سطح‌های ارضی با ارتفاع بیشتر از 2500 متر که با تراست اصلی زاگرس منطبق است نیز روند کاهشی دارد؛ به‌طوری که تغییر آنچنانی در روند کاهشی بارش صورت نگرفته است. درواقع، ارتباط پروفیل بارش و ارتفاع در این مقطع از زاگرس به‌طور کامل، گویای پراکندگی مناطق سایه‌باران و گسترش آن در دامنۀ شرقی و پشت به باد ناهمواری‏های زاگرس به‌ویژه بعد از تراست اصلی زاگرس است.

شکل4: پروفیل عرضی شمارۀ2 از نقشۀ هم‌بارش و نقشۀ ارتفاع زاگرس (منبع: نگارندگان 1402)

Figure 4: Transverse Profile Number 2 from the Precipitation Map and Zagros Elevation Map

پروفیل شکل (5) به‌طور دقیق، بر‌روی یکی از هسته‌های قوی بارش درکنار خلیج‌فارس و به‌طور تقریبی، در‌کنار جلگۀ خوزستان ترسیم شده است؛ به‌طوری که ابتدای پروفیل ارتفاعی نیز با شروع زاگرس چین‌خورده انطباق دارد. در نگاه اول، پروفیل بارش، منحنی نرمالی دارد؛ اما ناهماهنگی و منطبق‌نبودن آن در‌ مقایسه و ارتباط با پروفیل ارتفاع و تراست اصلی زاگرس به‌طور کامل مشهود است. در ابتدا، بارش به‌طور تقریبی، هماهنگ با افزایش ارتفاع، روند صعودی داشته است؛ اما در اواسط زاگرس و قبل از رسیدن به مرتفع‏ترین قسمت زاگرس، روند کاهشی پیدا می‏کند. بیشترین مقدار بارش (700+ میلی‌متر) به‌طور تقریبی در محدودۀ ارتفاعی 2000-1500 رخ ‏داده است؛ درحالی ‏که ارتفاع تراست اصلی زاگرس در این مقطع به حدود 4000 متر می‌رسد؛ اما بارش در ارتفاعات پایین‏تر به بیشترین مقدار خود رسیده است. در اینجا می‏توان این مسئله را مطرح کرد که تراست اصلی زاگرس خود یکی از دلایل به‌وجود‌آمدن مناطق سایه‌باران در بادپناه است؛ زیرا برای صعود و تراکم توده‌های هوایی در دامنۀ غربی و رو‌به باد به ارتفاعی کمتر از آنچه که هست، نیاز است و دراصل توده‌های هوا به‌طور تقریبی تا تراست رطوبت خود را از دست می‌دهند؛ زیرا بارش قبل از رسیدن به تراست زاگرس سیر نزولی را آغاز کرده است که درنهایت، فرونشینی در دامنه‏های شرقی زاگرس باعث گسترش مناطق باران‌پناهی می‌شود (شکل 5).

شکل5: پروفیل عرضی شمارۀ3 از نقشۀ هم‌بارش و نقشۀ ارتفاع زاگرس (منبع: نگارندگان 1402)

Figure 5: Transverse Profile Number 3 from the Precipitation Map and the Zagros Elevation Map

پروفیل شکل (6) در‌بخش میانی زاگرس چین‌خورده با پروفیل بارش که بر‌روی یک هستۀ قوی بارشی قرار دارد، عمود بر تراست اصلی زاگرس و ابتدای آنها بر‌روی خلیج‌فارس قرار گرفته است. در پروفیل بارشی ترسیم‌شده همراه با افزایش ارتفاع بارش نیز افزایش می‌یابد. بیشینه هستۀ بارش در یک قلۀ 3500 متری در وسط پروفیل رخ داده است. درصورتی که باید در محل تراست اصلی زاگرس که ارتفاع بیش از 3500 متر دارد، رخ داده باشد.  هماهنگی خوب افزایش بارش در اثر افزایش ارتفاع در این دو پروفیل باید به‌دلیل رطوبت ناشی از خلیج فارس، وجود نواحی مرتفع در مجاورت هستۀ بارشی و چگونگی ورود توده هوای ورودی مرطوب به این منطقه باشد. رطوبت ناشی از خلیج‌فارس به‌عنوان یک منبع تغذیه، رطوبت توده‌هوای وارد‌شده به زاگرس را تقویت می‌کند؛ به‌گونه‌ای که توده‌هوای تقویت‌شدۀ آمادۀ صعود، قادر است مقدار بارش را تا مرتفع‌ترین قسمت‌های زاگرس افزایش دهد. استقرار قله‌های مرتفع در غرب تراست اصلی زاگرس، روند صعود و تراکم را تا مرتفع‏ترین قسمت غربی زاگرس و تا قبل از کاهش ‏چشمگیر رطوبت توده‌هوا فراهم می‌کند. مقدار بیشترین بارش بر تراست اصلی زاگرس منطبق نیست و قبل از تراست اصلی زگرس در دامنه‌های رو‌به باد، بیشترین بارش رخ داده است. درصورتی که پیش‌بینی می‌شود که بیشترین بارش بر تراست اصلی زاگرس (با بیشترین ارتفاع) منطبق باشد و روند کاهشی بارش بعد از تراست اصلی زاگرس در دامنه‌های باد‌پناهی شروع شود.

شکل6: پروفیل عرضی شمارۀ4 از نقشۀ هم‌بارش و نقشۀ ارتفاع زاگرس (منبع: نگارندگان 1402)

Figure 6: Transverse Profile Number 4 from the Precipitation Map and the Zagros Elevation Map

با‌توجه به پروفیل‌های ترسیم‌شده در ابتدای زاگرس چین‌خورده، بیشترین ارتفاع و بارش به‌طور تقریبی، در انتهای زاگرس چین‌خورده و عمود بر تراست اصلی زاگرس اتفاق افتاده است. شروع پروفیل‌ها از خلیج‌فارس تا دامنه‏های شرقی زاگرس چین‌خورده ادامه دارد. در پروفیل بارش، ابتدا بارش با کمترین مقدار خود (بیش از 200 میلی‌متر) بر‌روی خلیج‌فارس شروع‌ شده است؛ به‌طوری که با عبور از آن و نزدیک‌شدن به ارتفاعات ساحلی روند صعودی بارش شروع می‌شود و بیشترین بارش هماهنگ با افزایش ارتفاع، کمی بیشتر از 600 میلی‌متر در ارتفاع2500 متر اتفاق می‌افتد؛ اما در‌ادامه، مسیر و عبور تودۀ هوا از تراست زاگرس و وقوع بیشترین بارش، سیر نزولی د‌رپیش می‌گیرد؛ در‌حالی که هنوز ارتفاع ناهمواری‌ها در شرق تراست زاگرس افزایش می‌یابد و افزایش‌یافتن ارتفاع تداوم دارد؛ ولی بارش، دیگر روند افزایشی هماهنگ با ارتفاع را ندارد و در مسیر کوتاهی در دامنه‏های شرقی زاگرس نسبت به دامنه‏های غربی سیر کاهشی را آغاز می‌کند. همچنین، بارش باوجود ارتفاع مشابه نواحی شرق تراست (3000 متر) به حدود 350-300 میلی‌متر می‌رسد که این باعث کم‌شدن بارش در دامنه‏های بادپناه زاگرس می‌شود؛ یعنی بارش در دامنه‌های بادپناه در‌مقایسه با تراست زاگرس دو برابر کاهش پیدا کرده است (شکل 7).

شکل7: پروفیل عرضی شمارۀ 5 از نقشۀ هم‌بارش و نقشۀ ارتفاع (منبع: نگارندگان 1402)

Figure 7: Transverse Profile Number 5 from the Precipitation Map and the Zagros Elevation Map

پروفیل‌های عرضی در قسمت‏های جنوبی زاگرس با ویژگی چین‌های باز و ملایم، امتداد کم و روند متفاوت از روند اصلی زاگرس ترسیم شده است. در این پروفیل‌ها به‌خصوص پروفیل بارش، هستۀ بارشی قوی در جنوب زاگرس ملاحظه نمی‌شود. هرچند در این محدوده منبع رطوبتی وجود دارد به‌دلیل کاهش ارتفاع زاگرس و نبود سطح‌های مرتفع، صعود توده‏های هوای مرطوب اتفاق نمی‌افتد و درنتیجه، بارش چشمگیری رخ نمی‌دهد. در پروفیل شکل (8) بارش در ابتدا با نقطۀ شروع 250 میلی‌متر در ارتفاع 700 متری رخ می‌دهد؛ در‌حالی که مقدار روند افزایش بارش با شروع ناهمواری‌ها و ارتفاع‌یافتن مکان بسیار ناچیز است؛ به‌طوری ‌که بیشترین بارش (310 میلی‌متر) در ارتفاع 1000 متری و با فاصلۀ کمی از تراست زاگرس (باوجود کاهش ارتفاع) رخ‏ می‌دهد؛ اما نکتۀ مهم در دامنۀ شرقی تراست اصلی زاگرس این است که باوجود ارتفاع بیشتر ناهمواری‏ها، دریافت بارش در این منطقه کمتر می‏شود؛ به‌طوری‌ که در آخرین نقطه از دامنۀ شرقی پروفیل (در ارتفاع 2000 متری) بارش به کمتر از 260 میلی‌متر می‌رسد. به‌ این ‌ترتیب، دامنه‌های بادپناهی در دامنۀ شرقی زاگرس با شرایط فوق معنی و هویت پیدا می‌کند (شکل 8).

شکل8: پروفیل عرضی شمارۀ6 از نقشۀ هم‌بارش و نقشۀ ارتفاع زاگرس (منبع: نگارندگان 1402)

Figure 8: Transverse Profile Number 6 from the Precipitation Map and the Zagros Elevation Map

در‌ادامه، سه پروفیل عرضی عمود بر بلندترین قله‌های زاگرس به ترتیب از شمال به جنوب زاگرس، یعنی کوه‌های اشترانکوه، زردکوه و دنا ترسیم شد تا اثر مرتفع‌ترین مناطق زاگرس بر ایجاد مناطق بادپناهی در دامنۀ شرقی این ارتفاعات بیشتر بررسی شود. دامنه‏های غربی ارتفاعات زاگرس بیشترین بارش توده‏های هوایی وارد‌شده را دارد؛ به‌طوری که بارش را در دامنه‏های شرقی زاگرس کاهش می‏دهد که نتیجه‏ای جزء ایجاد سایه‌باران در دامنه‏های بادپناهی شرق زاگرس ندارد. نکتۀ مهم در این پروفیل‌ها، منطبق‌بودن هسته‌های قوی بارشی در نقشۀ هم‏بارش زاگرس بر فراز این قله‌هاست. در پروفیل‌های ترسیمی اشتران کوه مشاهده می‌شود که بالاترین قلۀ این کوهستان با تراست اصلی زاگرس انطباق دارد. ارتفاع این قله‌ها بیشتر از 3500 متر است. بارش در پروفیل هم‌بارش با تأثیر‌دادن ارتفاع حدود 200 میلی‌متر آغاز می‌شود و ادامۀ روند افزایشی بارش در اثر افزایش ارتفاع تا بارش 720 میلی‌متری ادامه پیدا می‌کند. بیشترین بارش قبل از رسیدن به مرتفع‌ترین قله‌های اشترانکوه در ارتفاع 2000 متری و در دامنۀ غربی تراست اصلی زاگرس اتفاق افتاده است. بارش از ارتفاع 2000 متر سیر کاهشی دارد؛ به‌گونه‌ای که بارش انجام‌شده در قلۀ اشترانکوه در حدود 600 میلی‌متر است. ناهمواری‌ها در شرق تراست زاگرس، مرتفع‏تر از غرب آن است؛ اما به‌دلیل بادپناهی‌بودن، بارش کمتری دریافت می‌کند. در‌صورتی که پیش‌بینی می‌شود بارش با افزایش ارتفاع نیز افزایش یابد یا مقدار آن در مسیری که ناهمواری، ارتفاع مشابه‏ای دارد، تغییر چندانی نداشته باشد؛ اما غرب تراست زاگرس به‌علت بادگیر‌بودن، بیشترین بارش‏ها را دریافت می‌کند؛ به‌طوری که بارش‏ها قبل از رسیدن به ارتفاع بالاتر، سیر نزولی پیدا می‏کند. همچنین، با عبور از ارتفاعات اشترانکوه در دامنه‏های شرقی (باوجود بالا‌بودن ارتفاع) کاهش بارش ادامه دارد و در آخرین نقطه از دامنۀ شرقی با ارتفاع 2500 متر بارش به حدود 300 میلی‌متر می‌رسد. در‌صورتی که این بارش در دامنۀ غربی در ارتفاع 800-700 متری رخ داده است.

شکل9: پروفیل عرضی بر قلۀ اشترانکوه (منبع: نگارندگان 1402)

Figure 9: Transverse Profile of oshtorankoh Peak

در پروفیل‌های هم‌بارش و هم‌ارتفاع که به‌ترتیب از لایۀ رقومی ارتفاع و لایۀ هم‌بارش زاگرس در محل قلۀ زردکوه ترسیم شده است، می‌توان تفاوت بارش دریافتی دامنه‌های شرقی و غربی تراست اصلی زاگرس را به‌خوبی مشاهده کرد (شکل 10). در دامنۀ غربی تراست زاگرس که بالاترین ارتفاع در این مقطع عرضی مربوط به قلۀ زردکوه است، میزان بارش به‌طور تقریبی، با افزایش ارتفاع هماهنگ و همسو بوده و سیر صعودی نیز داشته است؛ به‌طوری که تا رسیدن به بالاترین ارتفاع، یعنی 3500+ متر بیشترین بارش اتفاق افتاده و همچنان سیر صعودی داشته است. چنین سیری از ارتفاع 250 متری با بارش 220 میلی‌متر شروع و تا ارتفاع 3500+ متر با بارش 760 میلی‌متری ادامه داشته است. با عبور از ارتفاع 3500+ در دامنه‏های شرقی تراست زاگرس (با فاصلۀ کمی از قله) ارتفاع به 2500 متر می‌رسد و این ارتفاع تا پایان پروفیل به‌طور تقریبی، ادامه دارد؛ اما با کاهش شدید بارش، سیر نزولی در آن به وجود می‌آید و بارشی که باید با این ارتفاعات همخوانی داشته باشد، (همانند دامنه‏های غربی) رخ نمی‌دهد؛ به‌طوری‌ که در انتهای پروفیل بارش 400 میلی‌متری در ارتفاع 2300 متری اتفاق می‌افتد. به ‌این‌ ترتیب شرایط شکل‌گیری دامنه‌های سایه‌باران در دامنه‏های شرقی و بادپناهی تراست زاگرس در ارتفاعات بیش از 2000 متر فراهم می‌شود.

شکل10: پروفیل عرضی بر قلۀ زردکوه (منبع: نگارندگان 1402)

Figure 10: Transverse Profile of zardkoh Peak

پروفیل‌های هم‌بارش و هم‌ارتفاع که به‌ترتیب از لایۀ رقومی ارتفاع و لایۀ هم‌بارش زاگرس در محل قلۀ دنا ترسیم شده است، گویای عدم تبعیت بارش از ارتفاع در این مقطع است (شکل 11). سیر صعودی بارش در ابتدا به‌طور تقریبی، هماهنگ با ارتفاع بوده است؛ اما با رسیدن بارش به ارتفاع 2900 متر و قبل از آنکه از قلۀ دنا با ارتفاع بیش از 3500 متر عبور کند، این ارتباط به‌طور کامل، برعکس می‌شود؛ به‌طوری ‌که در یکسری از ارتفاعات غرب قلۀ دنا (ارتفاع بین 2900-2500 متر) بیشترین بارش انجام می‌شود (کمی بیشتر از 500+ میلی‌متر). به همین خاطر، پیش‌بینی می‌شود بارش بیشتری به‌علت قرار‌گیری قلۀ دنا در ارتفاع 3500+ متر اتفاق افتد؛ ولی مقدار بارش با‌وجود قلۀ مرتفع دنا روند کاهشی پیدا کرده است و اثری از ارتفاع بیشتر قلۀ دنا (از دامنه‌های غربی تراست اصلی زاگرس) در افزایش بارش دیده نمی‌شود.

شکل11: پروفیل عرضی بر قلۀ دنا (منبع: نگارندگان 1402)

Figure 11: Transverse Profile on Dana Peak

باوجود ارتفاعات بیش از 2500 متر در شرق دنا، بارش به کمتر از 400 میلی‌متر می‌رسد و در سیر نزولی پروفیل نیز هیچ تغییری ایجاد نمی‌شود. این همان چیزی است که اثر دامنه‏های بادپناهی زاگرس در شرق تراست اصلی زاگرس را نمایان می‌کند. باتوجه به اینکه دامنه‏های غربی به‌صورت بادگیر بوده و رو به توده‏های هوایی مرطوب قرار گرفته است، بیشترین بارش را دریافت می‌کند؛ در‌حالی که ازلحاظ ارتفاعی نسبت به دامنه‏های شرقی، ارتفاع کمتری دارد. همچنین، ارتفاع در شرق تراست زاگرس به‌صورت ممتد مرتفع باقی می‌ماند؛ به‌طوری که با عبور از تراست یکباره در ارتفاع کاهش سریعی رخ نمی‌دهد. درنهایت، ناهمواری‌ها با اختلاف ارتفاع کمی از تراست ارتفاع خود را تا انتهای دامنه‏های شرقی حفظ می‌کنند.

در راستای یافته‌های براتی و همکاران (1391) رطوبت توده‏های هوای مرطوب غربی ضمن صعود از ناهمواری‏های زاگرس، تقویت نیز می‏شود؛ ولی تغییرات بارش با تغییرات ارتفاعی در دامنه‏های مختلف زاگرس هماهنگ نیست. با‌توجه به ویژگی ناهمواری‌های زاگرس و توده‌هوای مرطوب وارد‌شده به ایران، شرایط محیطی به‌گونه‌ای نیست که بارش بتواند تا تراست اصلی زاگرس افزایش یابد و مقدار بارش قبل از رسیدن به چکادها سیر نزولی پیدا می‌کند. همان‌گونه که مهدوی (1374) تأیید می‌کند که در برخی موارد، بارش تنها تا ارتفاع معینی که «مرز فوقانی حداکثر بارش» نامیده می‌شود، افزایش می‌یابد و پس از آن ارتفاع مقدار بارش روبه کاهش می‌رود. در راستای تأیید یافته‌های مجرد و مرادی‌فر (1382) در تمام پروفیل‌های ترسیم‌شده مشاهده شد که هوای مرطوب سامانه‌های باران‌زای غربی و جنوب غربی پس از رسیدن به دامنه‏های غربی به‌دلیل صعود دینامیکی، سرد و متراکم و باعث ریزش بیشتر نزولات جوی می‌شود. به همین علت، مقدار بارش از پای دامنه‌ها به‌سمت ارتفاعات افزایش می‌یابد؛ ولی این افزایش به‌حتم تا تراست اصلی زاگرس ادامه نمی‌یابد؛ به‌گونه‌ای که در تأیید یافته‌های مجرد و مرادی فر (1382) رابطۀ خطی بارش با ارتفاع در هیچ قسمتی از پهنۀ زاگرس، ضریب همبستگی معناداری ندارد. بعد از تراست، ارتفاع به یکباره تغییر زیادی نمی‌کند. در‌صورتی که روند نزولی بارش از قله‌های مرتفع زاگرس به طرف داخل ایران (دامنه‌های بادپناهی) شروع می‌شود و دامنه‌های شرقی تراست اصلی زاگرس با‌وجود داشتن ارتفاع بیشتر، بارش کمتری نسبت به دامنه‌های غربی تراست اصلی زاگرس دریافت می‌کنند.

نتیجه‏گیری

آب‌و‌هوای ایران با‌توجه به واقع‌شدن در کمربند خشک نیمکرۀ شمالی به‌طور طبیعی، باید گرم و خشک تا معتدل باشد؛ اما تعامل متنوع و متفاوت متغیرهای ناهمواری‌هایی همچون البرز و زاگرس با مراکز فشار اثر‌گذار بر این قسمت از کرۀ زمین، شرایط استثنایی را برای آب‌و‌هوای آن رقم زده است؛ به‌گونه‌ای که اکوسیستم‌های آن را از بیابانی و خشک (به‌عنوان تنها اکوسیستم ممکن) تا شرایط مرطوب و نیمه‌مرطوب (با اکوسیستم جنگل و مرتع) به اکوسیستم‌های جنگلی و مرطوب تغییر داده است. در این تغییر اکوسیستمی، تعامل متغیرهای بسیار زیادی دخالت داشته است. متغیرهای ناهمواری (ارتفاع، جهت و مقدار شیب، جهت و وضعیت امتداد ناهمواری، فراز و فرود خط‌الرأس‌ها)، متغیرهای رطوبتی (فاصله از منابع رطوبتی، مقدار رطوبت، ضخامت لایه‌های مرطوب) و متغیرهای مختلف چرخندها و واچرخندهای اثرگذار بر ایران، بحث‌برانگیزترین آنهاست. سیستم چین‌خوردگی ژورایی زاگرس با فراز و فرودهای متعدّد در‌ جهت عرضی، امتداد طولی ۱۲۰۰ کیلومتری شمال غرب-جنوب شرقی به همراه قله‌ها و خط‌الرأس‌های مرتفع، مانع از عبور تودۀ هوا، بدون عمل صعود، از غرب و جنوب غربی ایران می‌شوند و گذرگاه‌هایی را برای عبور رطوبت هوا به داخل ایران نیز فراهم می‌‌کنند. این ویژگی در تعامل با شرایط اثرگذار زاگرس بر تقویت واچرخندهای سیبری در فصل زمستان، شرایط صعود بیشتر تودۀ هوای مرطوب و ورود به نواحی داخلی ایران را فراهم می‌کند. چنین ویژگی‌هایی در تعامل با عوامل محیطی باعث افزایش ریزش‌های جوی به‌نسبت مطلوب در دامنه‌های رو‌به باد زاگرس شده است؛ البته اگر ضخامت لایۀ مرطوب بیش از بلندای زاگرس باشد، بیشینه بارش می‌تواند بر محور بیشینه بلندای زاگرس منطبق شود. قله‌آرایی زاگرس بر‌خلاف رشته‌کوه‌هایی مانند البرز و راکی انباشته از قله‌هایی است که دامنه‌های بهم پیوسته ندارد تا به آن پیکره‌ای دیواره‌مانند بدهد، بلکه میان قله‌ها گردنه‌های باز فراوان وجود دارد. به‌اصطلاح، زاگرس رشته‌کوهی دندان‌‌اسبی است که می‌تواند لایۀ هوای گذرا را از روی زاگرس به‌جای صعود یکپارچه و هماهنگ با افزایش ارتفاع عمومی رشته‌کوه به انحراف‌ها و نزول‌های اجباری در دامنه‌های قله‌هایی وادار کند که چکاد آنها از زاگرس مرتفع‌تر است؛ ولی عمق دره‌های آنها بسیار زیاد است. در بسیاری از قله‌های مرتفع زاگرس شرایط وقوع فراوانی بارش قبل از چکاد فراهم شده است. بعضی از فرودهای طاقدیسی نیز شرایط رخنۀ تودۀ هوای مرطوب را به دامنه‌های بادپناه و داخل ایران فراهم کرده‌اند. هر‌چند مقدار بارش دامنه‌های بادپناه با‌توجه به ارتفاعشان با دامنه‌های قرینۀ خود در طرف غرب و جنوب غرب مقایسه‌کردنی نیست، مقدار بارش کاهش چشمگیری دارد؛ ولی شرایط حاد خشکی نیز بر آنها تسلط ندارد؛ در‌نتیجه کاهش بارش در دامنه‌های بادپناهی زاگرس بر‌خلاف راکی و البرز تدریجی است و در نواحی بادپناهی زاگرس برخلاف دامنه‌های بادپناهی راکی و البرز، شرایط حاد بیابانی وجود ندارد و در بسیاری از موارد به مدد ناهمواری‌های داخلی، شدت خشکی نواحی داخلی نیز کاهش یافته است. نتایج پژوهش حاضر برخلاف افکاری است که معتقدند اگر البرز نبود، بادهای مرطوب خزری استان‌های تهران، سمنان و قم را مانند گیلان سرسبز می‌کرد و اگر زاگرس نبود یا ناهمواری‌های آن تا مناطق مرکزی ادامه می‌یافت، استان‌های یزد، اصفهان، مرکزی و ... سرسبز می‌شدند.