بررسی و تحلیل الگوی فضایی تغییرات درون‌دهه‌ای بارش‌های سنگین و فوق‌سنگین ایران

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 دانشیار گروه جغرافیا دانشگاه زنجان، زنجان، ایران

2 دانشجوی دکتری دانشگاه زنجان، زنجان، ایران

3 دانشجوی دکتری دانشگاه خوارزمی، تهران، ایران

چکیده

بارش از متغیرترین عناصر اقلیمی است. این تغییرات هم در بعد مکان و هم در بعد زمان در قالب اقلیم منطقه رخ می‌دهد. هدف از این مطالعه، بررسی خودهمبستگی فضایی تغییرات درون‌دهه­ای بارش­های سنگین و فوق‌سنگین ایران طی نیم قرن اخیر است. به‌ این منظور، داده‌های بارش روزانه با استفاده از 664 ایستگاه همدیدی و اقلیمی طی دورۀ 1390-1340 استخراج و به‌عنوان پایگاه داده­ها (داده­های اسفزاری[1]) استفاده شد. به‌‌منظور دستیابی به تغییرات درون‌دهه‌ای بارش ایران از روش­های زمین‌آماری، مانند خودهمبستگی فضایی از تحلیل لکه­های داغ[2]، آماره گتیس- ارد جی (G*) و از امکانات برنامه‌نویسی در محیط Matlab  و Surfer و GIs بهره گرفته شد. نتایج حاصل از این مطالعه نشان داد‌، که کرانه­های ساحلی دریای خزر و امتداد دامنه­های غربی زاگرس، دارای بیشنه وقوع بارش­های سنگین و فوق‌سنگین است. الگوی فضایی بارش­های سنگین نشان می­دهد، بیشینه‌ الگوی خودهمبستگی فضایی مثبت بارش­های سنگین به‌لحاظ مکانی و زمانی با‌وجود اینکه در دوره­های مختلف‌ نوساناتی داشته است، اما بیشتر شامل نواحی غرب، شمال غرب و کرانه‌های ساحلی دریای خزر‌ می­شود. این در حالی است که الگوی خودهمبستگی فضایی منفی بارش‌های سنگین بیشتر مربوط به نواحی مرکزی و لکه­هایی از شرق کشور به‌ویژه زابل است. الگوی بارش­های فوق‌سنگین مشابه‌ بارش­های سنگین است. با این تفاوت که از گسترۀ مکانی­ آنها کاسته شده است.



[1]- این داده‌­ها را با تفکیک مکانی 15 در 15 کیلومتر، ‌دکتر مسعودیان در دانشگاه اصفهان تهیه کرده است.


[2]- Hot Spot Analysis

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

Analyzing Spatial Autocorrelation Patterns of Heavy and Super Heavy Showers of Iran

نویسندگان [English]

  • hossain mir mosavi 1
  • mehdi doustkamian 2
  • fateme setode 3
1 Professor, University of Zanjan, Iran.
2 PhD Candidate, University of Zanjan, Iran
3 MA, Kharazmi University, Tehran, Iran
چکیده [English]

Rainfall is the most variable climatic elements. The changes occur in the location and the time dimension in the form of regional climate. The purpose of this study was to investigate the spatial autocorrelation of Iran's heavy and super heavy changes. For this purpose, the daily rainfall data of 664 meteorological stations during the period 1950-2010 have been used. In order to analyze changes in rainfall within a decade, geostatistical techniques such as spatial autocorrelation analysis of hot spots, statistics Getis-Ord Gi along with programming in Matlab environment and the Surfer and the GIs were used. The results of this study indicated that the Caspian coast, North West and West along the western foothills of the Zagros Mountains of Iran , the inner regions of Iran and southern parts of South East and North East of Iran had the highest precipitation of heavy and super heavy requirements. Spatial pattern of heavy precipitation showed that the maximum positive spatial autocorrelation pattern of heavy precipitation, despite their different periods of oscillation, but includes areas of West, North West and West coast of the Caspian Sea.  While this is a negative spatial autocorrelation pattern of heavy precipitation, it is observed frequently in central Iran and parts of the East, particularly in Zabul . Patterns of heavy precipitation are similar to heavy precipitation. 

کلیدواژه‌ها [English]

  • Heavy and Super Heavy precipitation
  • spatial autocorrelation
  • Getis-Ord GI index
  • Iran

مقدمه

بارش‌ یکی از عناصر اقلیمی مهم است و‌ پیچیدگی‌های خاصی دارد. اهمیت و بررسی پدیدۀ بارش، زمانی آشکارتر است که یک مکان شاهد ریزش نا‌چیز یا قابل توجه حجم زیادی از بارش باشد (مسعودیان، 1386: 71-89). بارش پدیدۀ حاصل از اندرکنش‌های‌ پیچیدۀ جوّ است. شناخت دقیق‌تر سازوکار بارش و نحوۀ الگوی گردشی جوّ تأثیر زیادی در برنامه‌ریزی‌های کلان و پروژه‌های اقتصادی، صنعتی و کشاورزی بر مبنای الگو‌های طولانی‌مدت بارش دارد. از این‌رو،‌ بارش در میان رویدادهای اقلیمی، با توجه به نقش حیاتی آن‌ اهمیت ویژه‌ای دارد (علیجانی، 1385: 145)؛ به‌طوری‌که نسبت به پدیده‌های اقلیمی دیگر از پیچیدگی رفتاری چشمگیرتری برخوردار است. ویژگی اصلی بارش‌های ایران تغییرپذیری آنها‌ست. در واقع تغییرات بارشی، ناشی از تغییرات عوامل تولید‌کنندۀ آنها‌ست. بی‌نظمی موجود، در عوامل ایجاد بارش است که به توزیع مکانی و زمانی بارش منتقل شده است (علیجانی، 1390).

ایران از جمله مناطقی است که شاهد رفتار ناهنجار و بی‌قاعدۀ بارش است (محمدی و مسعودیان، 1389: 47-70) و به‌دلیل برخوردار‌بودن از توپوگرافی­ها، شرایط مناسبی را برای امکان وقوع رخداد بارش سنگین و فوق‌سنگین دارد؛ به‌طوری‌که به عقیدۀ بعضی از دانشمندان بیشتر بارش­های سنگین در امتداد نواحی کوهستانی رخ می­دهد (چن[1] و همکاران، 2002: 29-149؛ کاتو [2]و همکاران، 2003: 1-4؛ دیمیترو[3]، همکاران، 2009: 30-38 و اشجعی باشکند، 1379: 90-94). علاوه بر این، بعضی از دانشمندان نقش دمای سطح دریا را در وقوع بارش­های سنگین و فوق‌سنگین مؤثر می‌دانند (لانا و همکاران، 2007: 32-27). با‌‌ وجود این، تغییر در فرین آب و هوایی تأثیرات مهمی دارد، به‌طوری‌که یکی از مسائل اساسی در زمینۀ تغییر اقلیم است (ومو، 2009). برای مثال، در مطالعۀ الکساند و همکاران، تمایل شاخص بارش نسبت به شرایط مرطوب در قرن 20 زیاد است (الکساندر[4] و همکاران 2006: 25 -36). وقوع چنین پدیده‌هایی با وقوع سیل (چانگون[5]و همکاران، 2001: 597-608)، فرسایش خاک (علیجانی، 1390: 189)، تخریب سازه‌های آبی‌ و همچنین بالا‌رفتن حجم بالای منابع آب در کوتاه‌مدت به‌ویژه در مناطق خشک همراه است (فرج‌زاده و همکاران،‌ 1391: 162-143). در متون اقلیمی، تعاریف متعدد و مقادیر متفاوتی برای «بارش شدید» و «بارش حدّی» ارائه شده است و پژوهش‌هایی که تا‌کنون در کشور صورت گرفته، تفاوت‌های قابل ملاحظه‌ای را از نظر معیار تعیین بارش‌های شدید و حدّی نشان می‌دهد؛ برای مثال، در این شاخص (بارش­های حدی) بر اساس تجربیات محلی، آستانۀ خاصی برای بارش‌‌های شدید و حدّی تعیین می‌شود (گریوسمن[6] و همکاران، 1999: 1326-1350، پترسن[7] و همکاران، 2001؛ به‌نقل از مفیدی و همکاران، 1386: 154-131). بعضی از دانشمندان هم بارش 60 میلیمتر را آستانۀ بارش سنگین و 100 میلی‌متر را آستانۀ بارش فوق‌سنگین می­دانند (جنسا و همکاران، 2001: 43-57)، با وجود این، در هر منطقه متناسب با میانگین بارش سالانه آستانه‌ها ممکن است متفاوت باشد؛ برای مثال منطقۀ شمال ایران با میانگین بارش نزدیک به 1800 میلیمتر، ممکن است بارش 20 میلیمتری در این منطقه یک بارش عادی باشد، اما همین مقدار در نواحی شرقی ایران با توجه به میانگین بارش 70 میلیمتری ممکن است منجر به سیلاب و خسارات زیادی شود؛ بنابراین، در آستانۀ بارش­های سنگین و فوق‌سنگین علاوه بر جنس خاک، شرایط توپوگرافی منطقه‌ هم مؤثر است.

در زمینۀ بررسی و تحلیل بارش­های سنگین، مطالعات مختلفی در ایران انجام شده است. برای تحلیل شرایط همدید و دینامیک رویدادهای بارشی سنگین سواحل جنوبی خزر در مقایسه با ایران زمین نشان داد، تشدید شیو فـشار بین الگوی پرفشار دریای سیاه و کم­فشار شرق مدیترانه و بین الگوی پرفشار دریای سیاه وکم­فشار شمال شرق خزر، در رخداد این بارش­ها در غرب، جنوب غرب ایران و سواحل جنوبی خزر مؤثر بود. بررسی نقشه­های ژئوپتانسیل نشان داد، در طول دورۀ مورد مطالعه، دو الگوی اصلی وجود دارد که نقش فرود نسبتاً عمیق شمال دریاچۀ خزر (بخشی از فرود بلند مدیترانه) بسیار مهم است (نوری و همکاران، 1391: 197-236). در همین رابطه، تحلیل شرایط سینوپتیک رخداد سیل در بارش‌های سنگین در شهرستان کوهرنگ نشان داد، مرکز کم‌فشاری بر روی کشور یونان شکل گرفته است و با عمیق‌شدن تا عرض‌های 25 درجه کم‌فشار حرارتی واقع بر روی سودان و عربستان را تبدیل به کم‌فشار دینامیکی کرده و تا غرب کشور گسترش یافته است. بر اساس نقشه‌های فشار سطح زمین، ارتفاعی تا تراز 500 هکتوپاسکال و وزش رطوبت‌ چنین برمی‌آید که‌ ناپایداری شدید از سطح زمین تا تراز 500 هکتوپاسکال باعث صعود شدید و بارش سنگین شده است. رطوبت مورد نیاز برای این بارش از آب‌های دریای مدیترانه، دریای سرخ و خلیج فارس تأمین شد. با توجه به موقعیت کوهستانی منطقۀ مورد مطالعه، این بارش سبب جریان روان‌آب با شدت فراوان و شکل‌گیری دبی 5.7 متر مکعب در ثانیه در زمانی کمتر از 6 ساعت شد (فرج‌زاده و همکاران، 1392: 162-143) .بررسی و مطالعۀ همدیدی و دینامیکی بیشترین بارش روی منطقۀ خراسان نشان داد، سامانه‌های واچرخندی با حرکت نسبتاً سریع و هستۀ سرد هستند که از کشورهای اسکاندیناوی و اروپای مرکزی، در طی فصول سرد سال، در جهت شرق یا جنوب شرق حرکت می‌کنند. این سامانه‌ها ابتدا بر دریای خزر و سپس بر منطقۀ خراسان‌ تأثیر می‌گذارند که بارش آنها نسبتاً کم، ولی با سرمای زیادی همراه هستند و حداکثر حدود 24 تا 36 ساعت بعد، از روی منطقه خارج می‌شود (اردکانی و همکاران، 1387: 107-1023). این در حالی است که واکاوی ترمودینامیکی بارش­های سنگین ناشی از پدیدۀ سردچال در نواحی مرکزی و جنوب غرب ایران نشان داد، میزان ناپایداری در حد قابل توجهی برای ایجاد بارش سنگین بوده است؛ همچنین، نقشۀ نم ویژه بیانگر آن بود که در روز بارش شدید، نم ویژه از میزان بالایی برخوردار بوده است که از طریق آنتی‌سیکلون مستقر بر روی عربستان رطوبت دریای سرخ ، دریای عرب و خلیج عدن به جنوب‌غرب و نواحی مرکزی ایران تزریق شده است و رطوبت این بارش را تأمین کرده است (امیدوار و همکاران، 1392: 1-19). بارش‌های بحرانی در مقیاس‌های مختلف زمانی به‌ویژه روزانه، خسارت سنگینی به جوامع انسانی به‌خصوص مناطق پرجمعیت شهری و زیست‌بوم (اکوسیستم) شهر وارد می‌کنند. مطالعه و شناسایی دقیق آنها برای زندگی آرام و پایدار انسان و حفظ تعادل محیط زیست لازم است. با توجه به آنچه‌ گفته شده است، تا‌کنون در رابطه با تغییرات درون‌دهه­ای بارش­های سنگین و فوق‌سنگین مطالعه­ای انجام نشده است؛ از این‌رو، هدف از این مطالعه بررسی تغییرات فضای درون‌دهه­ای بارش­های سنگین و فوق‌سنگین طی دوره­های مختلف است.

 

مواد و روش

در این مطالعه به‌منظور بررسی فراوانی و تغییرات درون‌دهه­ای بارش سنگین و فوق‌سنگین، داده­ها حاصل میان‌یابی مشاهدات بارش روزانه 1437 ایستگاه همدیدی و کلیماتولوژی از ابتدای سال 1/1/1340 تا 11/10/1383 از پایگاه داده­های اسفزاری (ویرایش نخست این داده‌ها را در دانشگاه اصفهان، دکتر سید‌ابوالفضل مسعودیان طراحی کرده است)، استفاده شده است. ‌تفکیک مکانی داده­ها 15×15 کیلومتر است که در سیستم تصویر لامبرت مخروطی هم­شکل نگاشته شده­اند. به‌منظور افزایش تفکیک زمانی پایگاه دادۀ مذکور، مشاهدات روزانۀ بارش از سال 1383 تا انتهای 1390 با استفاده از همان روش و همان تفکیک مکانی، میان‌یابی و به پایگاه داده‌های مذکور افزوده شده است. سپس برای تغییرات درون‌دهه­ای بارش ایران، دورۀ آماری مورد مطالعه‌ به چهار دورۀ مساوی (1360-1350، 1370-1360، 1380-1370 و 1390-1380) تقسیم شده است. در این مطالعه، صدک 95 برای بارش­های سنگین و صدک 99 برای بارش فوق‌سنگین انتخاب شده است. روش کار به این طریق بوده است که بعد از اینکه کل مناطق ایران به پیکسل­های مختلفی تقسیم شد، برای هر پیکسل در هر روز شاخص آستانه 95 و 99 در نظر گرفته شد؛ سپس به‌منظور استخراج مقادیر بالاتر از آستانه‌ها برای هر یاخته از نرم‌افزار Matlab و به‌منظور ترسیم و توزیع فضایی آنها از نرم‌افزار surfer و GIs بهره گرفته شده است. به‌منظور اینکه اطلاعات دقیق‌تری نسبت به بارش سنگین و فوق‌سنگین ایران به‌دست بیاید، ناهنجاری­های بارش سنگین و فوق‌سنگین طی دوره‌های مختلف‌ بررسی و تجزیه و تحلیل شد. در این رویه، انحرافات بارش سنگین و فوق‌سنگین برای هر دوره از حالت نرمال اقلیمی با استفاده از فن جبر نقشه، ‌نسبت به دورۀ ماقبل خود مقایسه و با تفاضل آنها، ناهنجاری‌های مربوط محاسبه شد؛ برای مثال دورۀ دوم از دورۀ اول کم شد. چنانچه در یک پیکسلی فراوانی بارش سنگین و فوق‌سنگین از همان پیکسل در دورۀ قبل خود بیشتر باشد، به‌عنوان ناهنجاری مثبت به حساب می­آید.

در ادامه به‌منظور بررسی الگوی خود همبستگی فضایی تغییرات درون‌دهه­ای بارش سنگین و فوق‌سنگین از محدوده خوشه بندی و ارزش­های یک متغیر از تحلیل لکه­های داغ، آماره گتیس- ارد جی (G*) بهره گرفته شده است (عسگری، 1392: 45). آمارۀ Gi(d) برپایۀ رابطۀ زیر محاسبه می­شود (اُرد و گیتس، 1995):

(1)

 

که در آن  متناسب با ماتریس وزن فضایی یک یا صفر خواهد بود. عبارت یاد‌شده در صورتی یک خواهد بود که نقطۀ مورد نظر در داخل فاصلۀ (d) که برای نقطۀ i در نظر گرفته شده است، باشد. در غیر این صورت اگر در خارج از شعاع دایرۀ مورد نظر باشد، وزن صفر به آن تعلق خواهد گرفت. در نمایۀ G ارتباط هر نقطه با خودش نیز صفر در نظر گرفته می­شود. حاصل جمع وزن­ها به صورت زیر نوشته می­شود:

(2)

 

 عملگرشمارنده سیگما­­ در رابطۀ (1) حاصل جمع همۀ xjهایی است که در شعاع فاصلۀ d از نقطۀ iاُم هستند. لازم به ذکر است که خود xi ‌در نظر گرفته نمی­شود. در مخرج کسر حاصل جمع همۀ xj‌ها بدون در نظر گرفتن خود xi است. میانگین و پراش برای نقطۀ iاُم نیز به کمک روابط زیر به‌دست خواهد آمد:

(3)

 

(4)

 

 و پراش Giبه کمک رابطۀ زیر نیز به‌دست می­آید:

(5)

 

مقادیر G و G* از طریق این عمل آماری Wi/(n-1) و محاسبۀ ریشۀ دوم پراش آن استاندارد می­شوند.

(6)

 

 اگر ما وزن خود نقطۀ i را نیز در نظر بگیریم ()، آمارۀ استاندارد‌شدۀ G* به‌کمک رابطۀ زیر به‌دست خواهد آمد.

 

(7)

 

 

در رابطه­های 6 و 7، ،  که در آن jiو  که در آن  j=iو  و  به‌ترتیب میانگین و پراش نمونه را نشان می­دهند. مقادیر استاندارد‌شدۀ G یا G* بر پایۀ جدول نمره Z تفسیر می­شوند.

 

یافته­ها

شکل 1 توزیع مکانی فراوانی بارش­های سنگین ایران را طی دورۀ 1350 تا 1390 نشان می­دهد. همان‌گونه که در نقشه مشهود است، دو قلمرو حداکثر وقوع تعداد روزهای بارش سنگین در کشور مشاهده می­شود: قلمرو اول، کرانه­های جنوبی دریای خزر و دومین قلمرو، دامنه­های غربی کوه­های زاگرس است. بعضی از دانشمندان علت وقوع بارش­های سنگین کرانه دریای خزر را حاکمیت پشته­ای قوی بر روی دریای سیاه، شرق تا مرکز اروپا، شرق دریای مدیترانه و حضور ناوه عمیق در شرق دریای سیاه می­دانند (محمدی 1381: 61). با ‌وجود این، در قلمرو کرانه‌های جنوبی دریای خزر، تعداد روزهای بارشی از غرب به شرق کاهش ‌یافته است؛ به‌طوری‌که نتایج مطالعۀ علیجانی (1385: 38-69 ) و مسعودیان (1390: 78) تأییدی بر این گفته است. هسته بیشینه تعداد روزهای بارش سنگین در کرانه‌های ساحلی دریای خزر به‌ویژه گیلان (انزلی) قرار دارد. هسته بیشینه دیگر، اما با تعداد روزهای کمتر در مازندران (ساری) مشاهده می‌شود و به سمت گرگان و شمال شرق کشور از فراوانی وقوع بارش­های سنگین این منطقه کاسته شده است (شکل 1). در ساحل دریای خزر، هوای مرطوب به همراه بادهای غربی در دره گرگان به‌طرف شرق پیشروی کرده و سپس از منطقۀ پست بین کوه­های هزار‌مسجد و بینالود تا مشهد نفوذ کرده است. به‌همین دلیل، کاهش بارندگی منطقۀ خزری به‌طرف مشرق روند تدریجی دارد، ولی در جهات جنوب و مغرب به‌دلیل استقرار دیوارۀ البرز ناگهانی است (علیجانی، 1374: 121). قلمرو دوم فراوانی وقوع بارش سنگین، غرب کوه­های زاگرس است، دو هسته بیشینه فراوانی وقوع این بارش­ها در اطراف کرمانشاه و شهرکرد مشاهده می­شود (شکل 1). وقوع این‌گونه بارش­ها را در این منطقه می­توان نتیجۀ تقویت و تشدید فعالیت مرکز کم‌فشار مونسون سودانی و منطقۀ همگرایی دریای سرخ و تبدیل آن به سیستم دینامیکی و ترمودینامیکی دانست (لشکری، 1375: 156-159 و عزیزی و همکاران، 1388: 1-12).

 

 

شکل 1- توزیع مکانی فراوانی بارش­های سنگین ایران طی دورۀ 1350 تا1390

 

 

البته همان‌گونه که در نقشه کاملاً پیداست، فراوانی وقوع بارش­های سنگین منطقه غرب زاگرس کمتر از قلمرو کرانه­های جنوبی دریای خزر است. کوه­های زاگرس در فراوانی وقوع بارش­های این قلمرو نقش مهمی ایفا می­کنند. بیشترین مقدار بارندگی در محل ورود بادهای غربی به داخل کشور و در دامنۀ بادگیر موانع کوهستانی قرار دارد. با‌ وجود این، عامل افزایش بارندگی در غرب ایران تنها کوه نمی­­تواند باشد و باید در جست‌وجوی عوامل دیگری بود که از بین آنها می­توان به مسیر ورود سیکلون‌های مدیترانه و بادهای غربی اشاره کرد (علیجانی، 1374، 125). در نقشه یک قلمرو دیگر نیز وجود دارد که مربوط به کمترین فراوانی وقوع بارش­های سنگین است، که این قلمرو، قلمرو نواحی داخلی کشور است که بنا به عقیدۀ بسیاری از پژوهشگران علت آن دوری از منابع رطوبتی است (علیجانی، 1384، 123؛ منتظری، 1388، 125). شکل 2، توزیع مکانی فراوانی بارش­های فوق‌سنگین ایران را طی دورۀ مورد مطالعه نشان می‌دهد. بارش­های فوق‌سنگین در مقایسه با بارش­های سنگین، فراوانی وقوع کمتری را طی سال­های مورد مطالعه داشته است. در این نقشه نیز دو قلمرو حداکثر وقوع فراوانی بارش­های فوق‌سنگین با قلمرو فراوانی بارش­های سنگین مطابقت دارد (شکل 2). هسته بیشینه بارش­های فوق‌سنگین در قلمرو کرانه­های جنوبی دریای خزر در گیلان دیده­ می­شود و به سمت شرق و جنوب به‌شدت از فراوانی وقوع آن کاسته شده است (شکل 2). همچنین، نقشه گویای کاهش شدید فراوانی وقوع بارش­های فوق‌سنگین نسبت به فراوانی بارش­های سنگین در شمال غرب کشور، در امتداد دامنه شرقی ارتفاعات زاگرس، دامنۀ جنوبی سلسله‌کوه­های البرز و همچنین در نواحی قلمرو داخلی کشور تا شمال غرب کشور تا به میزان 200 روز است.

 

 

شکل 2- توزیع مکانی فراوانی بارش­های فوق‌سنگین ایران طی دورۀ 1350 تا1390

 

 

به‌منظور تحلیل دقیق‌تر توزیع فراوانی بارش­های سنگین و فوق‌سنگین طی دوره­های مختلف (1350-1340، 1360-1350، 1370-1360، 1380-1370 و 1390-1380) بررسی شد که نتایج آن در شکل 3 نشان داده‌ شده است. توزیع مکانی بارش­های سنگین و فوق‌سنگین در دورۀ اول (1360-1350) بیانگر فراوانی بیشتر در سواحل جنوبی دریای خزر، در امتداد کوه زاگرس با جهت شمال غرب به جنوب شرق، نواحی شمال غرب و غرب و همچنین شمال شرق کشور است. همان‌گونه که از شکل‌ 3 پیداست، تمرکز بارش­های سنگین و فوق‌سنگین و یا به بیانی دیگر هسته بیشینه فراوانی این بارش­ها در کرانه­های ساحلی دریای خزر به‌خصوص در گیلان به حداکثر (بارش­های سنگین به 781 روز و بارش‌های فوق‌سنگین به 416 روز) میزان خود می­رسد. از هسته بیشینه فراوانی وقوع بارش­های سنگین و فوق‌سنگین گیلان (انزلی)، به‌طرف شرق و جنوب کاسته شده است. این مسئله را می­توان با سازوکار همرفت وزشی که از سازوکارهای عمده بارش­های پاییزه گیلان به‌شمار می­رود، تبیین کرد (کاویانی و علیجانی؛ 1380، 247)؛ اما در پهنۀ وسیعی از کشور در نواحی داخلی و مناطق جنوبی و جنوب شرق، فراوانی وقوع این بارش­ها (بارش­های سنگین 12 روز و بارش­های فوق‌سنگین 6 روز) به کمترین میزان رسیده است (شکل 3). طبق نظر سایر پژوهشگران کشور (مسعودیان، 1388: 79) کمبود بارش در نواحی داخلی ایران شامل کویرهای مرکزی و شرقی، از یکسو به‌سبب حاکمیت پرفشار جنب حاره در دورۀ گرم سال و از سوی دیگر به‌علت قرارگیری در سایۀ بارش رشته‌کوه زاگرس است که از تأثیر سامانه­های غربی بر این بخش از کشور پیشگیری می­کند. همچنین،‌ در پهنه‌هایی از کشور که فراوانی وقوع بارش‌های سنگین زیاد است، بارش­های فوق‌سنگین نیز به حداکثر میزان خود می­رسد. درواقع مکان­های وقوع بارش­های فراوانی فوق‌سنگین از مکان­های فراوانی وقوع بارش‌های سنگین تبعیت می­کند و کاملاً وابستگی پهنه­های وقوع بارش‌های سنگین و فوق‌سنگین را از نقشه­ها می­توان استنباط کرد. بیشترین فراوانی این‌گونه بارش­ها در کرانه­های ساحلی دریای خزر دیده می­شود که در این‌ بین استان گیلان هسته بیشینه تعداد روزهای بارشی فوق‌سنگین (416 روز) و بارش سنگین (781 روز) را به خود اختصاص داده است (شکل 3).

برآورد بارش­های سنگین در دورۀ دوم (1370-1360) بیانگر کاهش فراوانی وقوع این بارش­ها در نواحی شمالی و شمال غرب، غربی، قسمت­های از شمال شرق و جنوب شرق کشور نسبت به دهۀ 1360-1350 است که این مطلب را در نقشۀ ناهنجاری بارش دهۀ دوم (شکل 3 ) به‌وضوح می­توان مشاهده کرد. به‌ویژه از فراوانی حداکثر این بارش­ها در پهنه­های وسیعی در گیلان و مازندران کاسته شده است. ‌‌همان‌طور که در نقشه پیداست، افزایش تعداد روزهای بارشی در طول سواحل جنوب و برخی از قسمت­های داخلی و شمال شرق کشور اتفاق افتاده است. در نواحی جنوبی و جنوب شرق، وقوع بارش‌های سنگین از 12 روز به 56 روز افزایش ‌یافته است. بارش­های فوق‌سنگین نیز عملکردی مشابه بارش­های سنگین در دورۀ مذکور دارند؛ یعنی تقریباً از پهنه­های وقوع این بارش­ها در مناطقی که در دورۀ قبل به آن اشاره شد، کاسته شده است.

 

 

شکل 3- توزیع مکانی فراوانی بارش­های سنگین و فوق‌سنگین دوره­ای ایران

 

 

همچنین در این دهه، در قسمت­های زاهدان، یزد، کویر داخلی ایران از 12 روز بارش سنگین به 6 روز و از 6 روز بارش فوق‌سنگین به 2 روز تقلیل یافته است‌ و فراوانی آن در نواحی جنوب شرق کشور به نسبت دورۀ قبل افزوده‌ شده است. هسته بیشینه فراوانی تعداد روزهای بارش­ سنگین (773 روز) و بارش­ فوق‌سنگین (411 روز) در پهنۀ گیلان و مازندران به اطراف رشت، انزلی و ساری محدود شده است. در کل، نقشۀ ناهنجاری این دوره گویای این حقیقت است که تعداد روزهای بارشی سنگین در 9/46 درصد مساحت کشور کاهش و 6/51 درصد از مساحت کشور هم افزایش داشته است که این افزایش تا ‌‌میزان 153 روز بارش سنگین است و نکتۀ جالب ‌توجه که این افزایش در بخش‌های جنوبی کشور دیده می­شود و هسته بیشینۀ آن‌ طرف فارس قرار دارد. این در حالی است که کانون آنومالی منفی با هسته بیشینه 297-‌ روز کاهش بارش سنگین در بخش­های شمالی کشور قرار دارد. در مورد بارش­های فوق‌سنگین نیز 5/37 درصد مساحت کشور با هسته بیشینه آنومالی منفی 174- در بخش­های شمالی کشور و آنومالی مثبت در 5/57 درصد مساحت کشور با کانون بیشینه 110 روز در بخش­های جنوبی کشور به‌خصوص اطراف فارس متمرکز شده است (شکل 4).

همان­طور که از نقشۀ آنومالی (شکل 4 ) در دهۀ سوم (1380-1370) آشکار است، به‌وضوح افزایش فراوانی وقوع روزهای بارش سنگین و فوق‌سنگین نسبت به دهۀ دوم (1370-1360) مشاهده می‌شود. گرچه‌ فراوانی حداکثر روزهای بارشی سنگین (944 روز) و فوق‌سنگین (599 روز) در گیلان (در حوالی انزلی) متمرکز شده است. آنچه حایز اهمیت است اینکه، بیشتر قسمت­های سواحل جنوب کشور نسبت به دهۀ قبل کاهش فراوانی روزهای بارش سنگین و بارش فوق‌سنگین را داشته­اند. در این دهه حدود 2/56 درصد از مساحت کشور که شمال دامنه­های جنوبی البرز و دامنه­های غربی زاگرس و بخش­های وسیعی از مناطق داخلی و جنوبی کشور است، فراوانی روزهای بارشی کمتر از 100 روز را داشته­اند؛ اما 8/92 درصد از مساحت کشور تعداد روزهای بارشی فوق‌سنگین کمتر از 100 روز را تجربه کرده­اند. همان‌گونه که در نقشه­ها کاملاً مشهود است، تعداد روز­های بارشی سنگین و فوق‌سنگین بیش از 100 روز در سواحل شمالی دریای خزر و در ارتفاعات زاگرس و بخش‌های غربی و شمال غربی کشور متمرکز شده‌اند.

سازوکار وقوع حداکثر تعداد روزهای بارشی سنگین و فوق‌سنگین در کرانه‌های ساحلی دریای خزر به‌ویژه گیلان را این‌گونه تبیین کرده است که این بارش­ها را آنتی‌چرخندهای مهاجر تولید می­کنند و فقط زمانی پرفشار سیبری می­تواند بارش­های سنگین را ایجاد کند که یک هسته فشار 1035 هکتوپاسکالی در شمال دریای خزر بسته‌ شده باشد و در سطح 500 هکتوپاسکال نیز یک تراف عمیق­تر روی این ناحیه قرارگرفته باشد (قشقایی، 1375: 78). علت تمرکز این بارش­ها در امتداد ارتفاعات زاگرس نیز طبق مطالعۀ بسیاری از پژوهشگران به‌دلیل ورود بادهای غربی از این بخش به داخل کشور و وجود ارتفاعات زاگرس است که به‌صورت مانعی در جهت ورود بادهای غربی عمل می­کنند و باعث ریزش بارش­ها در دامنه­های غربی این ارتفاعات است. آنچه در مورد ناهنجاری فراوانی وقوع بارش­ها در این دهه جالب‌ توجه است، اینکه آنومالی منفی نسبت به دهۀ گذشته در فراوانی تعداد روزهای بارشی سنگین کاهش داشته ‌‌و در 8/36 درصد مساحت کشور رخ‌ داده است (جدول 1)؛ ولی در مورد بارش­های فوق‌سنگین 2/45 درصد از مساحت کشور ناهنجاری منفی داشته­اند و این میزان در هر دو بارش، عکس دورۀ گذشته در امتداد سواحل جنوب کشور رخ‌ داده است. ناهنجاری مثبت در بارش­های سنگین 4/61 درصد مساحت کشور و بارش­های فوق‌سنگین در 5/48 درصد مساحت کشور‌ رخ ‌داده است که در بخش­های شمالی، شمال غرب و غرب کشور مشاهده می­شود. توزیع مکانی فراوانی بارش­های سنگین و فوق‌سنگین ایران در دورۀ 1390- 1380 نشان‌ می‌دهد، مانند دهه­های گذشته وقوع فراوانی بارش­های سنگین و فوق‌سنگین در امتداد سواحل جنوبی دریای خزر، شمال غرب و در امتداد ارتفاعات زاگرس بیشتر از سایر نقاط کشور بوده است؛ اما میزان آن نسبت به سه دهه قبل، وسعت کمتری‌ داشته که برای بارش­های سنگین 3/55 درصد و برای بارش­های فوق‌سنگین 7/90 درصد مساحت کشور فراوانی وقوع بارش­های کمتر از 100 روز را داشته­ است (جدول 1). ‌بنابراین، در بارش­های فوق‌سنگین فقط در 3/9 درصد از مساحت کشور و در بارش­های فوق‌سنگین در 7/44 درصد مساحت کشور فراوانی روزهای بارشی بیش از 100 روز بوده است. همچنین نقشه آنومالی نشان می­دهد، آنومالی منفی بارش­های سنگین بیشتر در بخش­های شمالی به‌خصوص هسته بیشینه آن با 136 روز در گیلان، غرب، شمال غر‌ب، شمال شرق، جنوب شرق و به‌صورت پراکنده در سطح کشور دیده می­شود که مساحت آنومالی منفی در این دوره در سطح کشور به 1/50 درصد می­رسد (شکل 4). آنومالی مثبت هم با 5/47 درصد از مساحت کشور به‌صورت پراکنده در بخش­های از سواحل جنوب، بخش­های داخلی و شرق کشور و نیز ارتفاعات زاگرس جنوبی و به‌صورت سلول­های پراکنده در شمال غرب و غرب دیده می­شود. در بارش­های فوق‌سنگین آنومالی منفی در 9/41 درصد و آنومالی مثبت در 7/51 درصد از پهنۀ ایران رخ‌ داده است (شکل 4). آنومالی منفی مانند بارش­های سنگین در سواحل شمال، بخش­هایی از شمال غرب و جنوب شرق و آنومالی مثبت در امتداد ارتفاعات زاگرس و سواحل جنوب و بخش­هایی از شمال غرب و غرب دیده می­شود که هسته بیشینه آن نیز در بارش سنگین 136 و فوق‌سنگین 159 روز در اطراف فارس دیده می­شود.

 

 

شکل 4- توزیع مکانی ناهنجاری­های بارش­های سنگین و فوق‌سنگین طی دورهای مختلف

 


جدول 1- درصد ناهنجاری‌های بارش سنگین و فوق‌سنگین طی دوره‌های مختلف

 

درصد ناهنجاری بارش فوق‌سنگین

درصد ناهنجاری بارش سنگین

ناهنجاری­ها

دهۀ چهارم نسبت به سوم

دهۀ سوم نسبت دوم

دهۀ دوم نسبت به اول

دهۀ چهارم نسبت به سوم

دهۀ سوم نسبت دوم

دهۀ دوم نسبت به اول

9/41

2/45

5/37

1/50

8/36

9/46

منفی

7/51

5/48

5/57

5/47

4/61

6/51

مثبت

 

 

جدول 2: درصد مساحت وقوع روزهای بارش­های سنگین و فوق‌سنگین در ایران

 

دهۀ چهارم

دهۀ سوم

دهۀ دوم

دهۀ اول

فراوانی بارش

 

0/0

0/0

0/0

0/0

بدون بارش

بارش‌های سنگین

 (به درصد)

0/25

6/24

7/25

4/29

1<p≤50

2/30

6/31

0/33

3/30

50<p≤100

2/44

1/43

8/40

3/39

100<p≤500

0/5

0/7

0/5

0/9

p>500

0/8

0/4

4/1

6/1

بدون بارش

بارش­های فوق‌سنگین

(به درصد)

5/74

2/80

6/77

3/79

1<p≤50

4/15

2/12

9/12

8/13

50<p≤100

3/9

2/7

1/8

3/5

100<p≤500

0/0

0/0

04/0

0/0

p>500

 

 

تحلیل الگوی فضایی بارش­های سنگین و فوق‌سنگین

در این مطالعه به‌منظور بررسی تغییرات درون‌دهه­ای بارش­های سنگین و فوق‌سنگین از تحلیل خودهمبستگی فضایی شاخص Hotspot استفاده‌ شده که نتایج آن در شکل 5 و 6 ارائه ‌شده است. آماره GIکه برای هر عارضه موجود در داده‌ها محاسبه می‌شود، نوعی امتیاز Z است. برای امتیاز Zمثبت و معنادار از نظر آماری، هر چه امتیاز Z بزرگتر باشد، مقادیر بالا به میزان زیادی خوشه‌بندی ‌شده و لکه داغ (یا به‌عبارتی دارای خودهمبستگی فضایی مثبت) تشکیل می­شود. برای امتیاز Z منفی و معنادار از نظر آماری، هر‌چه امتیاز Z کوچکتر باشد، به‌معنای خوشه­بندی شدیدتر مقادیر پایین (خودهمبستگی فضایی منفی) خواهد بود و اینها در حقیقت لکه­های سرد را نشان می­­دهند. در شکل 7 و 8 نتایج حاصل تحلیل فضایی Hotspotرا برای بارش­های سنگین و فوق‌سنگین را طی دوره­های مختلف نشان می­دهد.

در شکل 5 در تمام دوره­ها بارش­های سنگین در سطح 99 درصد در کرانه­های ساحلی دریای خزر و همچنین امتداد کوه­های زاگرس، تشکیل الگوی خوشه­ای بالا یا به‌عبارتی خودهمبستگی فضایی مثبت می­دهند. درحالی‌که، در سطح 95 در‌صد در به‌صورت لکه­های کمرنگ‌تر در اطراف همین نواحی مشاهده می­شود (شکل 5)؛ بنابراین، احتمال رخداد بارش سنگین در این مناطق بر اساس مدل هات‌سپات بسیار زیاد است. الگوی خودهمبستگی فضایی منفی در تمام دوره­ها در سطح 99 و 95 درصد بیشتر بخش­های از جنوب شرق و نواحی مرکزی ایران را شامل می­شوند؛ بنابراین، ‌این نواحی به لحاظ بارش‌های سنگین بسیار فقیر هستند.

 

 

شکل 5- توزیع خودهمبستگی فضایی بارش سنگین ایران طی دورۀ 1390-1350

 

 

تحلیل مقایسۀ الگوی خودهمبستگی بارش‌های سنگین در دوره‌های مختلف بیانگر نوسان اندک جابه‌جایی مکانی بارش‌های سنگین است؛ اما به لحاظ سطح معناداری تغییرات قابل‌توجهی داشته­اند؛ برای مثال، در دورۀ اول 4/13 درصد از مساحت کشور دارای الگوی خودهمبستگی فضایی منفی در سطح 95 درصد بوده‌،‌ ‌درحالی‌که در دورۀ دوم 3/7 درصد از مساحت کشور دارای الگوی خوشه­ای پایین در سطح 95 درصد بوده است (جدول 3). به‌طور میانگین، 21 درصد از مساحت کشور بارش سنگین از الگوی خوشه­ای پایین در سطح 95 و 99 درصد برخوردار بوده است. بر این اساس به‌طور متوسط 13 درصد از مساحت کشور در سطح 95 و 99 از الگوی خودهمبستگی فضایی مثبت (الگوی خوشه­ای بالا) برخوردار بوده است. در تمام دوره­ها بارش سنگین تقریباً در 62 درصد از مساحت کشور از هیچ‌گونه الگوی خاصی پیروی نمی­کند (شکل 3). الگوی سالانۀ بارش سنگین مشابه با الگوی دوره­هاست.

 

 

شکل 6- توزیع خودهمبستگی فضایی بارش فوق‌سنگین ایران طی دورۀ 1390-1350

 

 

شکل 6 توزیع فضایی الگوی بارش­های فوق‌سنگین را نشان می­دهد. الگوی بارش فوق‌سنگین همانند الگوی بارش­های سنگین در کرانه­های ساحلی دریای خزر و امتداد کوه­های زاگرس از الگوی خوشه­ای بالا (خودهمبستگی فضایی مثبت) برخوردار است، با این تفاوت که در بارش­های فوق‌سنگین از مساحت کمتری برخوردار است؛ برای مثال، به‌طور متوسط در تمام دوره­ها تقریباً 5/10 درصد از مساحت کشور، بارش­های فوق‌سنگین دارای توزیع خودهمبستگی فضایی مثبت بوده است که نسبت به بارش­های سنگین تقریباً 2 درصد کاهش داشته است (جدول 1). الگوی خودهمبستگی فضایی منفی بارش­های فوق‌سنگین برعکس بارش­های سنگین فقط در سطح 95 درصد معنادار است که بیشتر‌ شامل بخش­هایی از نواحی مرکزی و همچنین قسمت­هایی از جنوب شرق کشور به‌ویژه زابل است (شکل 7)؛ بنابراین، این قسمت از کشور به لحاظ رخداد بارش­های‌ فوق‌سنگین بسیار فقیر است. در دورۀ اول و سوم به‌ترتیب 7/7 و 1/6 درصد از مساحت کشور بارش فوق‌سنگین از الگوی خوشه­ای پایین (خودهمبستگی فضایی منفی) برخوردار بوده است. بارش‌های فوق‌سنگین همانند بارش­های سنگین تقریباً در 75 درصد از مساحت کشور از هیچ‌گونه الگوی خاصی پیروی نمی­کند (شکل 8).

 

 

شکل 7- توزیع خودهمبستگی فضایی بارش­های سنگین ایران طی دوره­های مختلف

 

 

بنابراین تغییرات خودهمبستگی فضایی منفی بجز در دورۀ اول و سوم که کاهش محسوسی داشته­اند، در سایر دوره­ها از نوسانات ناچیزی برخوردار بوده است؛ اما تغییرات خودهمبستگی فضایی به لحاظ تغییرات مکانی نوسانات بسیار اندک، اما به لحاظ زمانی تغییرات محسوسی داشته است؛ بنابراین، رخداد بارش­های سنگین بیشتر در نواحی غرب، شمال غرب و کرانه‌های دریای خزر تشکیل خوشه‌‌ای بالا را می‌دهند و برعکس در نواحی مرکزی و بخش­های از شرق کشور تشکیل خوشه­ای پایین می­دهند.

 

 

شکل 8- توزیع خودهمبستگی فضایی بارش­های فوق‌سنگین ایران طی دوره­های مختلف

 

جدول 3- در‌صد مساحت تحت پوشش الگوی خودهمبستگی فضایی بارش­های سنگین و فوق‌سنگین

 

بارش­های سنگین

نوع الگو

دورۀ اول

دورۀ دوم

دورۀ سوم

دورۀ چهارم

کل دوره

-2.58  و بیشتر

خودهمبستگی فضایی منفی در سطح 99 درصد

2/7

6/14

4/11

5/12

14

-2.58 , -1.96

خودهمبستگی فضایی منفی در سطح 95 درصد

4/13

3/7

9/10

9/9

2/8

-1.65 , 1.65

بدونِ الگوی معنا‌داری

2/64

3/62

6/61

2/62

3/62

1.96 , 2.58

خودهمبستگی فضایی مثبت در سطح 95 درصد

9/3

8/2

9/2

4/2

7/2

2.58 و بیشتر

خودهمبستگی فضایی مثبت در سطح 99 درصد

2/11

3/12

7/12

9/12

8/12

 

 

در بررسی رابطه میان دو متغیر، نخستین گام منطقی، ترسیم داده­ها به‌صورت نقاطی در یک دستگاه مختصات متعامد است. نمودار حاصله از این دستگاه به نمودار پراکنش‌نگار معروف است. کشف رابطه بین متغیر­ها و چگونگی تأثیرپذیری آنها از یکدیگر یکی از اهداف این الگوست. به‌طوری‌که، متغیر‌بودن این عوامل باعث تغییر عامل وابسته می‌شود. ‌شکل 5، نمودار پراکنش‌نگار و خط برازش بین بارش­های سنگین و فوق‌سنگین را نشان می­دهند. همان‌طور‌‌که مشاهده می­شود بین آماره GI بارش­های سنگین و فوق‌سنگین در تمام دوره­ها‌ رابطه‌ای مستقیم و معناداری در سطح 95 درصد وجود دارد. این نشان می‌دهد، وقوع و رخداد بارش­های سنگین و فوق‌سنگین وابسته به هم هستند، به‌طوری‌که با افزایش بارش­های سنگین، بارش­های فوق‌سنگین هم افزایش پیدا می­کند و برعکس آن‌ هم صادق است (شکل 5).

 

 

شکل 5- نمودار پراکنش‌نگار و خط برازش‌یافته رگرسیون آماره GI برای بارش­های سنگین و فوق‌سنگین

 


بارش­های فوق‌سنگین

-2.58  و بیشتر

خودهمبستگی فضایی منفی در سطح 99 درصد

0

0

0

0

0

-2.58 , -1.96

خودهمبستگی فضایی منفی درسطح 95 درصد

7/7

7/14

1/6

1/14

2/14

-1.65 , 1.65

بدونِ الگوی معنا‌داری

5/78

9/72

82

9/71

8/72

1.96 , 2.58

خودهمبستگی فضایی مثبت در سطح 95 درصد

7/2

2

2/2

9/2

3/2

2.58 و بیشتر

خودهمبستگی فضایی مثبت در سطح 99 درصد

1/10

99/12

7/9

2/11

7/10

 

 

نتایج

بررسی­ نقشه­های وقوع فراوانی بارش­های سنگین و فوق‌سنگین در دهه­های مورد مطالعه گویای این واقعیت است که در ایران می­توان سه قلمرو مشخص برای وقوع این بارش­ها مشاهده کرد: قلمرو اول، کرانه­های ساحلی دریای خزر که اغلب هسته بیشینه هر دو نوع بارش در این قلمرو واقع ‌شده است؛ قلمرو دوم، نواحی شمال غرب و غرب کشور در امتداد دامنه­های غربی زاگرس است و قلمرو سوم، نواحی داخلی ایران و بخش­های جنوبی، جنوب شرق و شمال شرق کشور را در برگرفته است. قلمرو سوم، کمترین فراوانی وقوع بارش­ها را دارد. همچنین، بررسی نقشه­های ناهنجاری گویای این واقعیت است که در دهه­ای که وقوع بارش­های سنگین و فوق‌سنگین در کرانه­های ساحلی دریای خزر آنومالی منفی دارد، در بخش­های جنوبی (در امتداد سواحل جنوبی)، فراوانی وقوع این بارش­ها آنومالی مثبت را نشان می­دهد و برعکس. آنچه باید مدنظر داشت اینکه تغییرات دهه­ای، در فراوانی وقوع بیشینه بارش­های سنگین و فوق‌سنگین نسبت به فراوانی وقوع کمینۀ آنها چشمگیرتر است و نمود بیشتری در سطح کشور دارد. تغییرات دهه­ای رخ‌داده در فراوانی وقوع این رویداد‌ها‌ به‌خصوص کاهش 250 روز فراوانی بارش سنگین و 156 روز بارش فوق‌سنگین در دهۀ دوم نسبت به دهۀ اول، افزایش 192 روز بارش سنگین و 79 روز بارش فوق‌سنگین دهۀ سوم نسبت به دهۀ دوم و نیز کاهش 57 روز بارش سنگین 53 روز بارش فوق‌سنگین دهۀ چهارم نسبت به دهۀ سوم بسیار قابل‌ تأمل است که باید علت آن را در تغییرات اقلیمی رخ‌داده در جهان جست‌وجو‌ کرد. نتایج حاصل از تحلیل الگوی فضایی Hotspot بارش­های سنگین بیانگر این است که بیشینه وقوع بارش­های سنگین به لحاظ مکانی و زمانی با وجود اینکه در دوره­های مختلف دارای نوساناتی بوده است، اما بیشتر شامل نواحی غرب، شمال غرب و کرانه‌های ساحلی دریای خزر‌ می­شود. این در حالی است که فقدان وقوع بارش­های سنگین یا الگوی خودهمبستگی فضایی منفی بارش­های سنگین بیشتر مربوط به نواحی مرکزی و لکه­های از شرق کشور به‌ویژه زابل است. الگوی بارش­های فوق‌سنگین مشابه با بارش­های سنگین است، با این تفاوت که مساحت کمتری را به خود اختصاص داده است. این نتایج با مطالعۀ علیجانی و همکاران در مطالعۀ تحلیل الگوی خودهمبستگی درون‌دهه­ای بارش ایران طی نیم قرن اخیر مطابقت دارد (علیجانی و همکاران 1394: 71-88). با ‌وجود این، تغییرات مکانی بارش­های فوق‌سنگین بیانگر این است که طی سال‌های اخیر کاهش محسوسی داشته‌اند، اما بارش­های سنگین از تغییرات کمتری برخوردار بوده است؛ بنابراین بر اساس شاخص فضایی Hotspot الگوی بارش سنگین در نواحی شمالی، و غرب خوشه­ای (خودهمبستگی فضایی مثبت) است، هرچند در بیشتر مساحت کشور (تقریباً 70 درصد) هیچ‌گونه الگویی حاکم نبوده است.



[1]- Chen

[2]- Kato

[3]- Dimitrova

[4]- Alexander

[5]- Changnon

[6]- Groisman

[7]- Peterson

اشجعی باشکند، محمد، (1379). بررسی و ارائۀ مدل­های سینوپتیکی بارش سنگین در شمال غرب ایران، پایان‌نامۀ کارشناسی ارشد هواشناسی، دانشکدۀ علوم پایه، دانشگاه تربیت مدرس، استاد راهنما محمد خیر‌اندیش.
عزیزی، قاسم و نیری، معصومه و جلیلیان رستمی، شیما، (1388). تحلیل سینوپتیکی بارش سنگین در غرب کشور مطالعۀ موردی بارش دوره 7 تا 14 مارس 2005، 16 تا 22 اسفند 1385، فصلنامۀ جغرافیایی طبیعی، سال اول، شمارۀ 4، صص 1-12.
عسگری، علی، (1390). تحلیل آمار فضایی با ArcGIS، انتشارات سازمان فناوری اطلاعات و ارتباطات شهرداری تهران.
علیجانی، بهلول، (1390). تحلیل فضایی دماها و بارش‌های بحرانی روزانه در ایران. نشریۀ تحقیقات کاربردی علوم جغرافیایی، شمارۀ 20، صص 30-9.
علیجانی، بهلول و دوستکامیان، مهدی و اشرفی، سعیده و شاکری، فهیمه، (1394). تحلیل الگوی خودهمبستگی فضایی درون‌دهه­ای بارش ایران طی نیم قرن اخیر، جغرافیا و آمایش شهری، شمارۀ 14، صص 71-88.
علیجانی، بهلول، (1381). شناسایی تیپ‌های هوایی باران‌آور تهران بر اساس محاسبۀ چرخندگی، فصلنامۀ تحقیقات جغرافیایی، شمارۀ 530، صص 132-114. 
علیجانی، بهلول، (1385). آب و هوای ایران، انتشارات دانشگاه پیام نور.
علیجانی، بهلول، دوستکامیان، مهدی، بیات، علی، یدالله، بلیانی، و جوانمرد، آزاده، (1392). تحلیل فضایی بارش ایران، دومین کنفرانس بین‌المللی مخاطرات محیطی دانشگاه خوارزمی، تهران 7-8، آبان 1392.
علیجانی، بهلول و جاوری، مجید‌ (1381). تحلیل آماری و سینوپتیکی بارندگی آذربایجان. فصلنامۀ تحقیقات جغرافیایی، شمارۀ 549، صص 217-202.
فرج‌زاده، منوچهر و رجایی نجف‌آبادی، (1392). تحلیل شرایط سینوپتیکی رخداد سیل در بارش­های سنگین (شهرستان کوهرنگ)، نشریۀ علمی و پژوهشی جغرافیا و برنامه‌ریزی، شمارۀ 45، صص 162-143.
قشقایی، قاسم، (1375). بررسی اثر فرابار سیبری بر بارش‌های پاییزه سواحل جنوبی دریای خزر، پایان‌نامۀ کارشناسی ارشد، دانشگاه تربیت معلم، دانشکدۀ جغرافیا.
کاویانی، محمد رضا و علیجانی، بهلول، (1380). مبانی آب و هواشناسی، انتشارات سمت.
لشکری، حسن، (1375). الگوی سینوپتیکی بارش­های شدید جنوب غرب ایران، رسالۀ دکتری، استاد راهنما: هوشنگ قائمی، دانشگاه تربیت مدرس.
محمدی، بختیار و مسعودیان، سید‌ابوالفضل، (1389). تحلیل همدیدی بارش‌های سنگین ایران؛ مطالعۀ موردی آبان‌ماه 1373، جغرافیا و توسعه، شمارۀ 19، صص 47 - 70.
محمدی، محمدرضا، (1381). تحلیل همدیدی بارش­های ساحل جنوب دریای خزر در شش ماه سرد سال، مجلۀ علوم و فنون دریایی ایران، شمارۀ­ 2، صص 72-61.
مسعودیان، سید‌ابوالفضل، (1388)، نواحی بارشی ایران، جغرافیا و توسعه، شمارۀ 13، صص 91-79.
مفیدی، عباس و زرین، آذر، (1384). بررسی سینوپتیکی تأثیر سامانه‌های کم‌فشار سودانی در وقوع بارش‌های سیل‌زا در ایران، شمارۀ 77، صص 136‌– 113.
مفیدی، عباس و زرین، آذر و جانباز‌ قبادی، غلامرضا، (1386). تعیین الگوی همدیدی بارش‌های شدید و حدّی پاییزه در سواحل جنوبی دریای خزر. مجلۀ فیزیک زمین و فضا، شمارۀ 3: صفحۀ 154-131.
منتظری، مجید، (1388). تحلیل زمانی- مکانی بارش­های فرین روزانۀ ایران، جغرافیا و برنامه‌ریزی محیطی، پیاپی 34، شمارۀ 2، صص 140- 125.
نوری، حمید و غیور، حسنعلی و ابوالفضل، مسعودیان و آزادی، مجید، (1391). بررسی ابرهای مولد بارش­های فوق‌سنگین و سنگین سواحل جنوبی دریای خزر، مجلۀ جغرافیا و برنامه‌ریزی محیطی، شمارۀ 3، صص 1-22.
Groisman, P. Y., and 13 Co-authors, 1999,Changes in the probability of heavyprecipitation: Important indicators of climatic change, Climatic Change, 42, 243-283.
Groisman, P. Y., Knight, R. W., Easterling, D. R., Karl, T. R., Hegerl, G. C., and Razuvaev, V. N., 2005, Trends in intense precipitation in theclimate record, J. Climate., 18, 1326-1350.
Peterson,T. C., Folland, C., Gruza, G., Hogg, W., Mokssit, A., and Plummer, N., 2001, Report on the activities of the Working Group on Climate Change Detection and RelatedRapporteurs 1998-2001, World Meteorological Organization Rep.WCDMP-47, WMOTD1071, Geneva, Switzerland,15-143p.
Alexander LV, Zhang X, Peterson TC, Caesar J, Gleason B, Klein Tank AMG, Haylock M, Collins D, Trewin B, Rahimzdeh F, Tagipour A, Kumar Kolli R, Revadekar JV, Griffiths G, Vincent L, Stephenson DB, Burn J, Aguilar E, Brunet M, Taylor M, New M, Zhai P, RusticucciM, Vazquez Aguirre JL. (2006). Global observed changes in daily climate extremes of temperature and precipitation. Journal of Geophysical Research – Atmospheres 111: D05109,DOI:10.1029/2005JD006290
Kato T., Aranami, K. (2005), “Formation Factors of 2004 NiigataFukushima and Fukui Heavy Rainfalls and Problems in the Predictions Using a Cloud-Resolving Model”, SOLA, Vol. 1, pp: 1-4
Dimitrova, T, Mitzvahs, R., Savtchenko, A. (2009), “Environmental Conditions Responsible for the Type of Precipitation in Summer Convective Storms over Bulgaria”, Atmospheric Research, pp: 30-38.
Chen, Ch., Lin, Ch., Chuang, Y., Yen, H. (2002), “A Study of Afternoon Heavy Rainfall in Taiwan during the Mei-yu Season”,Atmospheric Research, pp: 129-149.
Changnon, S.A (2001), “Damaging Thunderstorm Activity in the United States. Bulletin of the American”, Meteorological Society,pp: 597608.
Jansa, A., Genoves, A., Picornell, M, Angeles, C., Joan, R. and Carretero, approach, Meteoral. Appl. 8: 43-56.
Lana, A., Campins, J., Genève’s, A. and Jans, A., 2007, Atmospheric patterns for heavy rain events in the Balearic Islands, Advances in Geosciences, 12: 27-32