سازوکار شکل‌گیری چرخند در بادپناه کوهستان زاگرس

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 دانشگاه تبریز

2 لرستان، خرم آباد، ماسور، چهاراه حافظ، کوچه پردیس 2، پلاک 283

چکیده

کوهستان زاگرس با جهت‌گیری شمال غربی ـ جنوب شرقی، سدی در برابر جریان‌های غربی محسوب می‌شود. مطالعۀ حاضر به‌منظور یافتن سازوکاری برای تشریح نوع ویژه‌ای از رخداد چرخندزایی در بادپناه زاگرس انجام شد. بررسی شش نمونه چرخندزایی نشان داد هم‌زمان با نزدیک‌شدن چرخند به دامنه‌های روبه‌باد زاگرس، اندرکنشی بین این سامانۀ چرخندی و کوهستان زاگرس اتفاق می‌افتد که به شکل‌گیری ساختار گرمایی ویژه‌ای منجر می‌شود؛ به این ترتیب که مرکز پرفشاری در ارتفاعات زاگرس و ناوۀ گرمایی در بادپناه آن شکل می‌گیرند و چنین ناهنجاری گرمایی با کاهش پایداری ایستا و کشیده‌شدن جو و افزایش تاوایی نسبی در بادپناه زاگرس مصادف می‌شود. در ادامه، با قرارگیری اغتشاش تاوایی پتانسیل تراز بالایی جو روی اغتشاش گرمایی تراز زیرین، میزان کژفشاری جو افزایش می‌یابد و چرخندزایی بادپناه اتفاق می‌افتد. بررسی میانگین دمای پتانسیل لایۀ زیرین (1000 تا 700 هکتوپاسکال) و بالایی (500 تا 300 هکتوپاسکال) جو نشان داد مهم‌ترین تأثیر کوهستان زاگرس، تغییر توزیع هم‌دماهای پتانسیل لایۀ زیرین جو و متعاقباً تغییر کژفشاری امواج برخوردکننده با آن است. به‌واقع، کوهستان زاگرس با افزایش شیو نصف‌النهاری دمای پتانسیل در لایۀ زیرین جو باعث ایجاد اختلاف شدید شتاب بین اغتشاش‌های گرمایی تراز بالا و تراز پایین می‌شود. کوهستان زاگرس برحسب تغییری که در کژی امواج کژفشار به وجود می‌آورد، زمینۀ لازم را برای فرایند چرخندزایی بادپناه در بخش‌های شرقی خود فراهم می‌کند؛ این نوع چرخندزایی بر نظریۀ تعدیل اروگرافیکی امواج کژفشار مبتنی است.

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

The Lee Cyclogenesis Mechanism in the Zagros Mountain

نویسندگان [English]

  • Saeed Jahanbakhsh 1
  • Ali Mohammad Khorshiddoust 1
  • Hamid Mirhashemi 2
2 لرستان، خرم آباد، ماسور، چهاراه حافظ، کوچه پردیس 2، پلاک 283
چکیده [English]

The Zagros Mountains, oriented from northwest to southeast, are barriers against western winds. This study was conducted to find a mechanism for describing specific type of cyclogenesis occurrence in the Zagros leeward. Therefore, by examining six cycles in this category, it became clear that as the cycle approaches the Zagros domains, there is an interaction between the cyclogenesis system and the Zagros Mountains, which leads to the formation of a particular thermal structure. Thus, a high pressure center is formed in the Zagros Mountains in the thermal winds. Such thermal abnormalities coincide with a decrease in static stability and dragging of the atmosphere and increasing relative tensile strength in the Zagros windfall. Then, perturbation potential vortices in upper levels stay on the lower perturbation potential temperature, atmosphere heat stress increased and cyclogenesis can occur in the leeward. On the other hand, the average underlying temperature (1000-700) and upper (500-300) levels showed that the most important effect of the mountains is to alter the mean distribution of low levels of potential temperature and hence to change the baroclinic waves. In fact, the Zagros Mountains, with increased meridional gradient of the potential temperature in the lower layer of the atmosphere, cause a sharp difference acceleration between upper layer and low layer of thermal disturbances. Accordingly, the Zagros Mountains, in terms of creating changes in the tilt of in Baroclinicity waves, provide the basis for the cyclogenesis in its eastern parts. So, this kind of cyclogenesis is based on the mechanism of orographic modification of baroclinic waves.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Lee Cyclogenesis
  • Baroclinic Waves
  • the Zagros Mountain
  • Q Vector
  • Potential Vortices

مقدمه

Bjerknes و Solberg با ارائه نظریۀ جبهۀ قطبی در سال 1920 که تا دهۀ 1950، الگوی غالب برای تبیین چرخندهای برون‌حاره بود، شناخت پدیدۀ چرخندزایی را به افق جدیدی وارد کردند. ایدۀ اصلی نظریۀ یادشده بر این اصل استوار بود که تشکیل، تکامل و زوال چرخندها در امتداد جبهۀ قطبی زوی می‌دهند. با افزایش مشاهده‌های تراز بالا Sutcliffe (1939) و Bjerknes و Holmboe (1944)، اهمیت نقش واگرایی وردسپهر بالایی را در چرخندزایی تشخیص دادند (Sutcliffe, 1939: 519; Bjerknes and Holmboe, 1944: 1) و با چنین دستاوردهایی، دیدگاه مرسوم چرخند جبهه‌ای به‌تدریج اصلاح شد. دیدگاه‌های نوین ارائه‌شده دربارۀ فرایند چرخندزایی بر شناخت و اصلاح‌های انجام‌شده در زمینۀ رشد و تکامل جبهه‌های هوا مبتنی هستند و به ویژه، دیدگاه‌های منوط به ماهیت بندایی دستخوش تغییرات اساسی شده‌اند. نظریۀ جبهه‌زایی Bjerkens، برخی مسائل را به‌طور کامل تبیین نمی‌کند ازجمله مسائلی که در نقشۀ کمربند دماهای متضاد واقع در سطح زمین که مشخصاً با توپوگرافی (سد شدن هوای سرد و ناوه‌های بادپناه) یا ناپیوستگی سطح زمین (جبهه‌های ساحلی؛ کران‌های برف و یخ روی زمین یا در اقیانوس) مرتبط هستند و مسائلی که در نتیجۀ تعدیل‌سازی جبهه‌ها ناشی از سدهای کوهستانی اتفاق می‌افتند (Williams et al., 1992: 287)؛ ازاین‌رو با اتکا بر این نظریه نمی‌توان به فرایند چرخندزایی در بسیاری از مناطق اشراف یافت.

Petterssen و Smeybe (1971) نشان دادند همۀ چرخندها مانند امواج جبهه‌ای درون یک کمربند کژفشار توسعه نمی‌یابند و در این زمینه چرخندهای برون حاره را به دو کلاس چرخندهای نوع A و B طبقه‌بندی کردند: چرخندهای نوع A بر اقیانوس اطلس شمالی غلبه دارند و به سوی بندائی کلاسیک نمو می‌یابند. چرخندهای نوع B روی آمریکای شمالی و شرق کوه‌های راکی شناسایی شده‌اند. این چرخندها زمانی توسعه می‌یابند که یک ناوۀ بالایی از پیش موجود روی یک کمربند وزش گرم در تراز پایین (به طور ضعیفی کژفشار است) پیشروی کند .(Petterssen (and Smeybe, 1971: 457. امروزه، دو نظریه نیز شامل نظریۀ امواج کژفشار بادپناه (Smith, 1983: (1159 و نظریۀ تعدیل‌سازی اورگرافیکی ناپایداری کژفشار (Speranza et al., 1985: 1521) در زمینۀ چرخندزایی بادپناه ارائه شده‌اند. پژوهش‌های انجام‌شده در زمینۀ چرخندزایی بادپناه در کوهستان آلپ نشان می‌دهند چرخندزایی بر اساس جریان شمال‌غربی و جنوب‌غربی به ترتیب مرتبط با نظریه‌های یادشده مرتبط است (Pichler and Steinacker, 1987: 108; Egger, 1972: 320; Tafferner and Egger, 1990: 2417). مطالعه‌های انجام‌شده در بارۀ چرخندزایی بادپناه کوهستان راکی نشان می‌دهند ازآنجاکه که وجود چرخند اولیه در دامنۀ پیش‌باد کوهستان راکی ‎شرط چرخندزایی در دامنه بادپناه آن است، چرخندزایی در این منطقه با نطریۀ تعدیل‌سازی اورگرافی ناپایداری کژفشار تشریح می‌شود (Hess and Wanger, 1948:3 Newton, 1956: 528; Hobbs et al., 1996: 452).

Newton (1956)، با در نظر گرفتن چرخۀ عمر چرخند مخربی که طی روزهای 16 تا 21 نوامبر 1948 در ایالات متحده رخ داده، به بررسی سازوکار تغییر گردش طی چرخندزایی بادپناه پرداخته است. نتایج مطالعۀ وی نشان داد چرخندزایی در زمانی و مکانی مشخص‌تر است که حرکت‌های بالاسو در وردسپهر میانه (زیر محور رودباد و نزدیک انحنای بین ناوه و پشته) بر نواری از بیشینۀ نزول در سطح منطبق باشند(Newton, 1956: 528). Tibaldi و همکاران (1990) با مطالعۀ چرخندزایی بادپناه در کوهستان آلپ، ویژگی‌های کلی پدیده یادشده را ارائه کردند.

1- غالباً چرخندزایی بادپناه در آلپ همراه با ناوۀ مقیاس هم‌دید از پیش موجود یا چرخند دارای اندرکنش با توپوگرافی اتفاق می‌افتد.

2- توسعۀ چرخند بادپناه پیش از شکل‌گیری تباین گرمایی قوی مرتبط با نفوذ جبهۀ سرد در بادپناه کوهستان شروع می‌شود.

3- دو فاز تعمیق برای این چرخندها وجود دارد: در فاز اول، چرخندی بسیار سریع اما سطحی توسعه می‌یابد (عمق قائم آن اندک است) و در فاز دوم: چرخندی با سرعت کمتر اما گسترده در کل وردسپهر روی می‌دهد .(Tibaldi et al., 1990: 107)

Hobbs و همکاران (1996) الگوی مفهومی جدیدی برای چرخندهای ایجادشده در بادپناه کوهستان‌های راکی ارائه کردند. ایشان با آزمودن چرخندها با مدل مفهومی‌ خود به این نتیجه رسیدند که وقتی ناوۀ موج‌کوتاهی به سوی شرق روی کوهستان‌های راکی و به داخل ایالات متحده حرکت می‌کند ممکن است به‌تبع آن ویژگی‌های مهمی شکل گیرند:

الف ـ یک ناوۀ خشک (ناوۀ بادپناهی که دارای ویژگی‌های خط خشک است)

ب- یک جبهۀ قطبی، یک رودباد تراز پایین و دو باند بارشی با مقیاس هم‌دید به نام‌های باند بارشی جبهۀ سرد بالا و باند بارشی پیش از ناوۀ خشک که بارش شدید و وضع هوای طاقت‌فرسایی را جلوی ناوۀ خشک ایجاد می‌کنند .(Hobbs et al., 1996: 452) Schultz و Doswell (2000) با ردیابی یک کمینه فشار از ساحل غربی آمریکای شمالی تا بادپناه کوهستان راکی دریافتند ورود کمینه فشار به شیب‌های بادپناه کوهستان راکی با دورشدن ناوۀ بادپناه از کوهستان هم‌زمان است. آنها با مشاهدۀ اینکه تغییرات دمای ایستگاه‌ها هم‌زمان با ورود این ناوۀ فشار، با دما‌های معمولی مرتبط با عبور جبهه سازگاری ندارد، نتیجه گرفتند ناوۀ فشار متحرک روی غرب آمریکای شمالی مشابه جبهه نیست و ناوۀ غیرجبهه‌ی است. آنها مهاجرت ناوۀ فشار را ناشی از بیشینه تاوایی تراز بالا عنوان کردند که عهده‌دار چرخندزایی بادپناه است(Schultz and Doswell, 2000: (173. Evans و Braun (2012) با بررسی اقلیم‌شناسی چرخندهای جنب حاره‌ای در اطلس جنوبی دریافتند این چرخندها برخلاف چرخندهای اطلس شمالی به شکل نسبتاً یکنواختی طی سال اتفاق می‌افتند؛ باوجوداین، مکان پیدایش و سازوکارهای عهده‌دار این پیدایش، تغییرپذیری فصلی را نشان می‌دهند. ایشان، چرخندزایی بادپناه در دامنه‌های شرقی رشته کوه آند در برزیل (منطقۀ مساعد برای همرفت) را سازکاری برای پیدایش چرخندهای جنب‌حاره‌ای اطلس جنوبی شناسایی کردند (Evans and Braun, 2012: 7328). احمدی گیوی و نجیبی‌فر (1383) چرخندزایی بادپناه کوهستان آلپ و اثر آن بر آب‌وهوای خاورمیانه و ایران را طی سال 2002  بررسی و با محاسبه ضخامت لایه بین 500 تا 1000 هکتوپاسکال و تاوایی نسبی 500 هکتوپاسکال در پژوهش خود، کژفشاری سطوح زیرین و وزش تاوایی نسبی در سطوح  بالایی را مطالعه کردند. نتایج مطالعۀ یادشده نشان دادند رفتار چرخندهای بادپناهی در فصل‌های مختلف سال متفاوت و تعداد چرخندهای واقع در خلیج جنوا (ضعیف و قوی) در فصل سرد سال به طور درخور توجهی بیشتر از فصل گرم سال است (احمدی گیوی و نجیبی‌فر، 1383: 1). علیجانی (1385) در سال 1979 با بررسی نقشه‌های هوای ساعت 12 زولو، مسیرهای چرخندی را به‌طور دستی تعیین و مشخص کرد چرخندهای خاورمیانه در چهار مرکز اصلی چرخندزایی شامل دریای آدریاتیک، دریای یونان، جزیرۀ قبرس و جنوب‌شرق زاگرس ایجاد و در سه مسیر اصلی A، B و C به منطقه وارد می‌شوند (علیجانی، 1385: 35). حجازی‌زاده و صداقت (1388)، با بهره‌گیری از داده‌های تحلیل شدۀ NCEP/NCAR با پوشش زمانی روزانه و تفکیک مکانی 5/2×5/2 درجه، مسیرهای چرخندی خاورمیانه را در فصل زمستان مطالعه کردند. نتایج مطالعۀ یادشده نشان می‌دهند تأثیر ناهمواری‌ها در تشکیل نواحی چرخندزایی به‌مراتب بیشتر از هدایت مسیر چرخندهاست (حجازی‌زاده و صداقت، 1388: 1). شبرنگ و همکاران (1387) با مطالعۀ اثرات بندالی بر ویژگی‌های چرخندزایی دریافت زمانی که چرخند مدیترانه‌ای در حضور سامانۀ بندال رخ ‌دهد، مؤلفه‌های افقی سرعت باد، شرقی‌تر و جنوبی‌تر می‌شوند. مقادیر تاوایی نسبی و تاوایی پتانسیل، فرارفت دما، سرعت قائم، نم ‌نسبی و مقادیر بارش نیز در شرایط حضور بندال در منطقه افزایش می‌یابند. همچنین بندال موجب افزایش طول عمر و تغییر جهت حرکت چرخند به سمت عرض‌های جغرافیایی پایین‌تر می‌شود (شبرنگ و همکاران، 1387: 346). جعفربیگلو و همکاران (1388) با بررسی 66 سامانۀ چرخندی مقارن با ترسالی‌های غرب میانۀ ایران دریافتند مراکز چرخندزایی مدیترانه، سودان، دریای سرخ و بین‌النهرین در دوره‌های ترسالی شدید، مهم‌ترین عامل ایجاد بارش به شمار می‌یایند. همچنین، دامنه شرقی زاگرس را به سبب تأثیر ناهمواری‌ و شکل ناوه و کم فشار ثانویه در پیش باد کوهستان زاگرس، به عنوان یک منطقه چرخندزایی ذکر کردند (جعفربیگلو و همکاران، 1388: 71).

چنانکه مشهود است کوهستان زاگرس با گستردگی شمال غربی ـ جنوب شرقی به‌طور تقریباً عمود در معرض جریان‌های ناپایدار و مغتشش غربی قرار دارد؛ ازاین‌رو، به نظر می‌رسد که این رشته‌کوه همانند کوهستان‌های میان‌مقیاس و بزرگ‌مقیاس، نقش بارزی در تعدیل، انسداد و بالاروی جریان‌های نزدیک شونده داشته باشد. ازآنجاکه ممکن است کوهستان زاگرس نیز همانند سایر کوهستان‌ها، نقش بارزی در بازتولید و تولید سامانه‌های چرخندی ایفا کند و در مطالعه‌‌های یادشده، دامنه‌های شرقی زاگرس جزو مناطق چرخندزایی شمرده شده‌اند، مطالعۀ حاضر انجام شد. مطالعۀ حاضر در پی آنست که با بررسی نمونه‌هایی از فرایند چرخندزایی دریابد سازوکار تشکیل چرخند بادپناه در شرق زاگرس چگونه است و این سازوکار در قالب کدام نظریۀ مرسوم ارائه‌شده برای چرخندزایی بادپناه تبیین و بررسی می‌شود.

 

داده‌ها و روش‌ها

متغیرهای استفاده‌شده در مطالعۀ حاضر عبارتند از: سرعت باد افقی(u وv)؛ سرعت باد قائم در مختصۀ عمودی فشار (w)؛ دمای هوا (T)؛ ارتفاع ژئوپتانسیل سطوح فشار (z). داده‌های این متغیرها در ابعاد 1 و 5/0 درجه در راستای قوس افقی و فاصله قائم 50 هکتوپاسکال در راستای قائم از تراز 1000 تا 200 هکتوپاسکال شده‌اند. این داده‌ها از پایگاه دادۀ نگاشته شده در ECMWF[1] ورژن ERA Interim با پایش زمانی شش ساعته برداشت شدند. بررسی‌های اولیه نشان دادند با نزدیک‌شدن سامانۀ چرخندی به کوهستان زاگرس، ساختار کژفشاری آن با تأثیرپذیری از کوهستان دچار تغییرات اساسی می‌شود و هم‌زمان ناوۀ بادپناهی در دامنه‌های شرقی آن تشکیل می‌شود. از آنجاکه صعود و نزول هوا نقش اساسی در شکل‌گیری ناوه‌های بادپناه و چرخندها برعهده دارد. ابتدا واگرایی بردار کیو و مؤلفه‌های آن یعنی مؤلفۀ چینشی و گداری محاسبه شدند؛ زیرا بردار کیو نه تنها حالت شبه‌زمین‌گرد تابع جبهه‎زایی است، رابطۀ واگرایی آن نیز تقریبی از رابطۀ اُمگای شبه‌زمین‌گرد است .(Martin, 2006: 1174)

(1)

 

در رابطه 1، : بردار کیو، : نیروی کوریولیس در عرض مرجع، : بردار باد افقی و : دمای پتانسیل و است که در آن  برابر با 278 (ژول برکلوین در کیلوگرم)، : نیروی کوریولیس،  فشار هوا در تراز مرجع (1000 هکتوپاسکال)، : فشار هوا،  و  به‌ترتیب برابر با 717 و 1004 (ژول برکلوین در کیلوگرم) هستند. اهمیت فیزیکی رابطۀ بردار کیو اینست که آهنگ تغییر شیو دمای پتانسیل زمین‌گرد شامل تغییر در بزرگی و جهت شیو دمای پتانسیل را نشان می‌دهد و ازاین‌رو، نمایندۀ شبه‌زمین‎گرد بردار تابع جبهه‌زایی است(Martin, 1999: 2407)؛ بر اساس این، بردار کیو به دو مؤلفۀ متقاطع (گداری) و هم راستا (چینشی) با هم‌دماهای پتانسیل تجزیه می‌شود. در مختصات طبیعی، در امتداد شیو دماهای پتانسیل و، 90 درجه در جهت پادساعت‌گرد  است. در چنین سیستم مختصاتی، مؤلفه‌های گداری و چینشی بردار کیو به‌ترتیب به شکل رابطه‌های 2 و 3 ارائه می‌شوند.

(2)

 

(3)

 

در گام دیگری، برای آگاهی از چگونگی رفتار امواج کژفشار هنگام برخورد با کوهستان زاگرس، جو به دو بخش، جو زیرین از تراز 1000 تا 700 هکتوپاسکال و جو  بالایی از تراز 500 تا 300 هکتوپاسکال تقسیم شد. سپس توزیع میانگین دمای پتانسیل و اغتشاش‌های دمای پتانسیل برای شناخت آثار زاگرس بر امواج کژفشار ارزیابی شدند. ناهنجاری تاوایی پتانسیل تراز بالایی در برابر ناهنجاری دمای پتانسیل تراز زیرین ترسیم شد تا بر اساس آن، شناخت بهتری از سیر تکاملی چرخند به‌عنوان اغتشاشی مبتنی بر عوامل سازندۀ آن یعنی تاوایی پتانسیل تراز بالا و دمای پتانسیل تراز زیرین حاصل شود.

در ادامه، از الگوی RegCM4.1 برای مطالعۀ چگونگی تأثیر کوهستان زاگرس بر موج کژفشار استفاده شد. الگوی یادشده، الگوی اقلیمی منطقۀ محدود، غیرهیدروستاتیک و دارای سامانه لانه‌گزینی یک طرفه است که برای ریزگردانی دینامیکی در مقیاس منطقه‌ای استفاده می‌شود (Pal et al., 2007: 1400). این الگوی با استفاده از طرحوارۀ شاخص‌سازی همرفت کو (kuo) برای دوره چهارده ماهه اجرا شد. دو ماه اول، spin-up استفاده شدند و تحلیل‌ها به‌طور مطالعۀ نمونه‌ای از ماه سوم به بعد انجام شدند. تعداد شبکه‌ها در راستای طول و عرض جغرافیایی به ترتیب 192 و 160 شبکه با قدرت تفکیک 20 کیلومتر انتخاب شد. نقطۀ مرکزی محدودۀ مدنظر با طول و عرض جغرافیایی به‌ترتیب 45 و 35 درجه انتخاب شد. محدودۀ انتخاب‌شده برای الگو‌سازی، تقریباً کل خاورمیانه را در برمی‌گیرد. شکل (1)، محدودۀ مطالعه و جزئیات توپوگرافی در اجرای الگو با قدرت تفکیک 20 کیلومتر را نشان می‌دهد.

 

داده‌ها و آزمایش‌ها

برای به‌کارگیری داده‌های شرایط مرزی اولیه و ثانویه از داده‌های ERA-interim با تفکیک افقی 5/1 درجه و گام زمانی 6 ساعته استفاده شد. داده‌های یادشده شامل ارتفاع ژئوپتانسل، مؤلفۀ مداری و نصف‌النهاری باد، دمای هوا و سرعت قائم برای 23 تراز فشاری و فشار سطحی، نم‌نسبی برای 8 تراز بودند. از داده‌های [2]GLCC برای داده‌های توپوگرافی، پوشش گیاهی و کاربری اراضی، بافت خاک، عمق آب دریاها و دریاچه-‌ ها با قدرت تفکیک افقی 30 ثانیه، به‌منظور استفاده از داده‌های پوشش سطحی استفاده می‌شود (سازمان زمین‌شناسی آمریکا (USGS)). داده‌های GLCC از ماهواره NOAA سنجندۀ AVHRR از آوریل 1992 تا مارس 1993 (شمسی‌پور، 1392، 203). و داده‌های دمای سطح آب دریا (SST) از ادارۀ ملی جو و اقیانوس آمریکا (NOAA)، به‌شکل هفتگی و با قدرت تفکیک افقی 1 درجه دریافت شدند.

 

یافته‌های پژوهش

سامانه‌های چرخندی بررسی‌شده در مطالعۀ حاضر، 6 سامانه هستند که سازوکار تشکیل و تکامل آنها و نقشی که در رخداد چرخندزایی بادپناه در دامنه‌های شرقی کوهستان زاگرس ایفا می‌کنند، بسیار شبیه به‌ یکدیگر است. ازآنجاکه مکان تشکیل و مسیر حرکتی سامانه‌های یادشده نسبت به دامنه‌های غربی زاگرس، شمال غربی جنوب شرقی است، از آنها در مطالعۀ حاضر با عنوان سامانه‌ها‌ی نزدیک‌شونده به دامنه‌های غربی زاگرس در راستای شمال‌غربی یاد می‌شود. در ادامه، چرخندزایی بادپناهی که در روز 21/1/1999 اتفاق افتاده است، نمایندۀ 6 نمونه چرخندزایی، انتخاب و تبیین می‌شود. در ساعت 6 زولو روز 20/1/1999 سیستم رودباد ـ جبهه در تراز میانه جو قرار دارد.

مطابق الگوی شپیرو(Keyser and Shapiro, 1986: (452 این یک سیستم شمال‌غربی بوده که هم‌اکنون در فاز کم‌ارتفاع بریده قرار دارد (شکل 2). در این سیستم، یک بیشینه وزش سرد در سمت استوای جبهه در پیش‌باد بیشینه تاوایی و یک بیشینه وزش گرم در پشت‌باد بیشینه تاوایی قرار دارد. ناوۀ این سیستم دارای واشاری است که در کل دورۀ چرخندزایی حفظ می‌شود. در ترازهای زیرین، مرکز کم‌فشاری در 36 درجۀ شمالی و 41 درجه شرقی قرار دارد. این سامانه، چرخندی بندآمده است (شکل 3) و یا به عبارتی، چرخند در مرحلۀ پس از بلوغ قرار دارد. بررسی میانگین دمای پتانسیل و واگریی بردار کیو در ستون جو متناظر با این کم‌فشار (900 تا 600 هکتوپاسکال) بیان‌کنندۀ وجود بیشینه دمای پتانسیل به شکل پشتۀ گرمایی در راستای 45 درجۀ شرقی و متناظر با هم‌گرایی بردار کیو در کل لایۀ بررسی‌شده است (شکل 4). سهم مؤلفۀ چینشی برادر کیو در ایجاد هم‌گرایی در راستای پشتۀ گرمایی بسیار بیشتر از مؤلفۀ گداری آن است؛ درواقع، این یکی از ویژگی‌های بندایی چرخندهای عرض میانه است که در این مرحله از چرخۀ عمر آنها، مؤلفۀ چینشی بردار کیو با چرخش اختلافی بردار شیو دمای پتانسیل موجب شکل‌گیری پشتۀ گرمایی و بیشینه صعود هوا می‌شوند (مارتین، 2006: 1174). سرمایش و نزول هوا در بخش‌های شرقی زاگرس جریان دارد؛ به طوری که دمای پتانسیل در بادپناه زاگرس، از سطح تا تراز 750 هکتوپاسکال به‌ شکل قبه‌ای برآمده آرایش یافته است که سرمایش شدید را در بادپناه زاگرس نشان می‌دهد (شکل 5). میزان اغتشاش دمای پتانسیل لایۀ زیرین (تراز 1000 تا 700 هکتوپاسکال) در بادپناه زاگرس، منفی (شکل 6) و مقدار آن در تراز 900 هکتوپاسکال حدود منفی 6 درجه است؛ این در حالیست که اغتشاش تاوایی پتانسیل در لایۀ بالایی جو (تراز 500 تا 300 هکتوپاسکال (شکل 7)) و تراز 300 هکتوپاسکال مثبت است.


 

شکل 1. محدوده و جزئیات توپوگرافی (واحد: متر) در سه اجرای الگو با قدرت تفکیک 20 کیلومتر

   

شکل 2. رودباد ـ جبهه تراز 500 هکتوپاسکال. خطوط سیاه (هم‌ارتفاع‌ها، واحد: m)، خطوط آبی (هم‌سرعت‌ها، واحد:
 m s-1). مناطق رنگی (جبهه‌ها، واحد: 1*1010 K m-1 s-1). ساعت 6 زولو 20/1/1999

شکل 3. دمای پتانسیل ـ ارتفاع ژئوپتانسیل تراز 900 هکتوپاسکال. خطوط قرمز (هم‌دماها،: K). خطوط سیاه (هم‌ارتفاع‌ها، واحد: m). ساعت 6 زولو 20/1/1999

   

شکل 4. میانگین واگرایی بردار کیو(واحد بر حسب:

m kg-1 s-11*1015) و دمای پتانسیل لایه 900-600 هکتوپاسکال (واحد: K). ساعت 6 زولو 20/1/1999

شکل 5. نیمرخ قائم دمای پتانسیل (واحد: K) در راستای مدار 31 درجه، ساعت 6زولو20/1/1999

   

شکل 6. اغتشاش دمای پتانسیل لایۀ 1000-700
هکتوپاسکال (واحد:
K) ساعت 6 زولو روز 20/1/1999

شکل 7. اغتشاش تاوایی پتانسیل لایۀ 500-300 هکتوپاسکال (واحد:m2 s-1 K kg  1*106) ساعت 6 زولو روز 20/1/1999

 

 

در ساعت 12 زولو، هم‌زمان با حرکت سامانۀ چرخندی به سمت زاگرس، یک ناوۀ بادپناه در بخش‌های شرقی زاگرس و یک سامانۀ واچرخندی با هستۀ سرد روی زاگرس میانه شکل می‌گیرند. این سامانۀ واچرخندی، نقش مهمی در انحراف جریان‌های هوا در پیش‌باد (پشت باد) زاگرس به سمت شمال (جنوب) دارد و همراه با ناوۀ بادپناه، نقش مهمی در چرخندزایی در بادپناه زاگرس طی ساعات بعدی ایفا می‌کند. این تأثیر از کوهستان منتج می‌شود؛ به شکلی که کوهستان، موجی واچرخندی در جریان هوا ایجاد می‌کند و هم‌زمان سبب تشکیل یک ناهنجاری گرمایی در شرق زاگرس می‌ شود. ناوۀ بادپناه یادشده بر بیشینه دمای پتانسیل در سطح زمین و بیشینه دمای پتانسیل و هم‌گرایی بردار کیو در لایۀ 900 تا 600 هکتوپاسکال مبتنی است (شکل‌های 8 و 9). جهت باد هم‌گرایش فشار نیز به سمت کمینۀ ارتفاع در این ناوۀ بادپناه و یکی از ویژگی‌های مهم ناوه‌های بادپناه است. هم‌گرایی بردار کیو در این محل، صعود هوای و برقراری گردش گرمایی مستقیمی را نشان می‌دهد که در آن، هوای گرم صعود و هوای سرد نزول می‌کند. مطابق رابطۀ تاوایی شبه‌زمین‌گرد، صعود هوا از راه کشیدگی ستون هوا، تاوایی نسبی زمین‌گرد را افزایش می‌دهد و به تبع آن، فشار افت می‌کند. صعود و نزول‌ مرتبط با همگرایی ـ واگرایی بردار کیو روی زاگرس و بادپناه آن از راه کشیدگی ستون هوا و تولید تاوایی با شکل‌گیری موج گرمایی همراه ‌می‌شود. چنین موج گرمایی، مؤلفۀای ضروری از محیط چرخندزایی است که هم از رابطۀ گرایش ارتفاع شبه‌زمین‌گرد ((Holton, 2004: 157 و هم از دیدگاه تاوایی پتانسیل (Hoskins et al., 1985: 877) مشخص می‌شود. به‌طورکلی، بررسی مؤلفه‌های بردار کیو نشان می‌دهد هم‌گرایی مؤلفۀ چینشی بردار کیو عامل صعود هواست و مؤلفۀ گداری (نشاندهنده صعود جبهه‌ای) نقش بارزی در صعود هوا در روز 20/1/1999 ندارد. گفتنی است این شرایط به ترازهای زیرین جو مربوط و ممکن است شرایط در تراز بالا و میانۀ جو برای چرخندزایی فراهم نباشد. در ادامه، وضعیت تراز بالا و میانۀ جو بر حسب اغتشاش تاوایی پتانسیل ارزیابی می‌شود تا دریابیم ترازهای بالا نیز دارای رانۀ چرخندزایی دارند یا خیر.

چنانکه از نیم‌رخ قائم دمای پتانسیل در دو پایش زمانی ساعت 6 و 18 زولو (شکل 10) روشن است، فاصلۀ هم‌فشاری بین دمای‌های پتانسیل 294 و 298 کلوین در بادپناه زاگرس بسیار بیشتر از همان دماهای پتانسیل روی زاگرس در طی این 12 ساعت است؛ ازاین‌رو، پایداری ایستا در ساعت 18 زولو در بادپناه زاگرس کاهش چشم‌گیری یافته که ناشی از فرونشینی هوای گذرنده از زاگرس است. ازآنجاکه در رابطۀ اُمگای شبه‌زمین‌گرد، توابع نیرو به‌طور معکوس با پایداری ایستا متناسب هستند (Bluestein, 1993: 22) این فرایند مزید بر علت می‌شود تا رخداد چرخندزایی در ترازهای زیرین تشدید شود؛ زیرا با مقدار واحدی از صعود هوا یا سایر رانه‎های مؤثر در چرخندزایی، میزان افت فشار در ساعت 18 زولو به‌مراتب بیشتر از ساعت 6 زولو است. بر حسب پایستگی تاوایی پتانسیل، تاوایی مطلق در بادپناه زاگرس با کاهش پایداری ایستا، افزایش می‌یابد که هم‌گرایی و افت فشار در بادپناه زاگرس را نشان می‌دهد.


   

شکل 8. توزیع مکانی دمای پتانسیل لایۀ 900-600 هکتوپاسکال (خطوط ممتد، واحد: K) و میانگین واگرایی (مثبت) همگرایی (منفی) مؤلفه گداری بردار کیو

(واحد:m kg-1 s-11*1015) و ساعت 12 زولو 20/1/1999

شکل 9. توزیع مکانی دمای پتانسیل لایۀ 900-600 هکتوپاسکال (خطوط ممتد، واحد: K) و میانگین واگرایی(مثبت) همگرایی(منفی) مؤلفه چینشی بردار کیو (واحد:m kg-1 s-11*1015) ساعت 12 زولو 20/1/1999

 

شکل 10. نیمرخ قائم دمای پتانسیل (واحد: K) در راستای مدار 31 درجه، ساعت 18 زولو 20/1/1999

 

 

ارزیابی اغتشاشات تراز زیرین و بالایی نشان می‌دهد ناهنجاری دمای پتانسیل تراز زیرین در بادپناه زاگرس، مقادیر مثبتی دارد (شکل 11)، و ناهنجاری تاوایی پتانسیل تراز بالایی در بادپناه زاگرس به مقادیر منفی گرایش دارد (شکل 12). ازاین‌رو، شرایط تراز بالا و میانۀ جو برای رخداد چرخند فراهم نیست و برهم نهی دو اغتشاش تراز زیرین و بالایی متناسب نیست. همواره پاسخ به اغتشاش رانه‌های زمین‌گرد دارای تأخیر زمانی و پاسخ به رانۀ نازمینگرد بی‌درنگ است؛ ازآنجاکه اغتشاش تاوایی پتانسیل در دامنۀ رانۀ زمین‌گرد قرار دارد، نباید انتظار داشت با رخداد مقادیر مثبت دمای پتانسیل، بی‌درنگ شاهد واکنش آن در مقادیر تاوایی پتانسیل باشیم.

 

 

   

شکل 11. توزیع مکانی اغتشاش دمای پتانسیل لایۀ
1000-700 هکتوپاسکال (واحد:
K)
ساعت 18 زولو 20/1/
1999

شکل 12. توزیع مکانی اغتشاش تاوایی پتانسیل لایۀ
500-300 هکتوپاسکال، ساعت 18 زولو 20/1/1999
(واحد:
m2 s-1 K kg  1*106).

 

در ساعت‌های 00 و 06 زولو 21 ژانویه، سرمایش پیش باد باعث شده است که واچرخند ضمن تقویت به سمت جنوب کشیده شود و ناوۀ بادپناه از زاگرس فاصله ‌گیرد. با منحرف‌شدن بخشی از سامانۀ چرخندی به سمت شمال، گردشی چرخندی در شمال واچرخند روی زاگرس برقرار می‌شود؛ به این ترتیب، شیوهای نصف‌النهاری دمای پتانسیل به شکل مثبت و منفی روی زاگرس شکل می‌گیرند و این عامل، کژفشار افقی را روی زاگرس تشدید می‌کند. در ساعت 12 زولو 21 ژانویه، مرکز کم‌ارتفاع بریده یا سیستم رودباد ـ جبهه تراز میانۀ جو (شکل 13)، همراه با بیشینه تاوایی پتانسیل حدود 2 پی‌وی روی کوهستان زاگرس قرار می‌گیرد. زبانه‌ایی از این مرکز تاوایی پتانسیل با عبور از زاگرس در جهت مداری تا بادپناه زاگرس ادامه می‌یابد (شکل 14). و به عبارتی ناهنجاری تاوایی پتانسیل تراز بالا (شکل 15) با ناهنجاری گرمایی تراز پایین (شکل 16) در شرق زاگرس هم‌فاز می‌شود. به‌طورکلی این بیشینه تاوایی پتانسیل به تاوایی پتانسیل آرام سپهر مربوط است که به سبب شیب پایین‌سوی تروپوپاوز به سمت تراز میانه جو کشیده شده است. بر حسب این فرایند، مقدار تاوایی مطلق در تراز میانۀ جو افزایش یافته است و به تبع آن، وزش تاوایی و افت ارتفاع به‌ترتیب افزایش و کاهش پیدا یافته‌اند.

دو منطقۀ جبهه‌زایی، یکی در تقاطع با محور بیشینه سرعت رودباد در امتداد خلیج‌فارس و دیگری در راستای بادپناه زاگرس قرار می‌گیرند (هر دو منطقۀ جبهه‌زایی، از رانه جبهه‌زایی کژی ناشی می‌شوند) و بنابراین، صعود قائم هوا در بادپناه زاگرس تشدید می‌شود. هم‌زمان، سامانه واچرخندی زاگرس در تراز پایین جو از بین می‌رود و با قرارگیری جبهۀ سرد در بخش شرقی زاگرس و متعاقباً اندرکنش با ناهنجاری گرمایی بادپناه، چرخندزایی در بادپناه زاگرس اتفاق می‌افتد؛ در این زمینه، کجی موج قائم کژفشار گرمایی به طور شدیدی افزایش می‌یابد. ارزیابی ناهنجاری دمای پتانسیل و تاوایی پتانسیل نشان می‌دهد هر دو اغتشاش، مقادیر مثبتی دارند و اغتشاش دمای پتانسیل در نیمۀ چپ اغتشاش تاوایی پتانسیل قرار دارد. این آرایش، افزایش کژفشاری و تقویت متقابل هر دو اغتشاش را نشان می‌دهد. مشاهدۀ میانگین هم‌دماهای پتانسیل لایۀ زیرین جو (ترازهای 700 تا 500 هکتوپاسکال) نیز نشان می‌دهد کوهستان زاگرس سبب تغییر توزیع هم‌دماهای پتانسیل می‌شود (شکل 17)، به‌طوری‌که شیوهای شدید دمای پتانسیل از توپوگرافی تبعیت می‌کنند. این شیوهای شدید دارای جهت کوهستان زاگرس یعنی شمال غربی ـ جنوب شرقی هستند؛ بنابراین، مقدار شیو نصف‌النهاری دمای پتانسیل روی زاگرس به‌مراتب بیشتر از مقادیر آن در غرب زاگرس است (شکل 18). همچنین، مقادیر دمای پتانسیل در پشت‌باد زاگرس در راستای پادساعت‌گرد به سمت شمال‌شرق چرخش یافته‌اند. درکل، با نزدیک‌شدن موج کژفشار به کوهستان زاگرس، اغتشاش‌های گرمایی در تراز زیرین جو به این شیوهای شدید برخورد می‌کنند؛ بنابراین موج در تراز پایین از شتاب بیشتری نسبت به موج گرمایی در تراز بالا برخوردار می‌شود و کژی موج افزایش می‌یابد. میزان کژی قائم موج کژفشار در پیش‌باد زاگرس خنثی است و میزان این کژی با تأثیرپذیری از زاگرس افزایش می‌یابد و موج کژفشار به طور درخور توجهی رشد پیدا می‌کند. در رویکرد دیگری، توزیع دماهای پتانسیل در محدوۀ بررسی‌شده با الگوی RegCM4.1 ریزمقیاس‌نمایی شد. نتایج این الگو، نقش کوهستان زاگرس در تغییر آرایش توزیع دماهای پتانسیل لایه‌های زیرین جو را نشان می‌دهد. مطابق شکل (19) شیو دماهای پتانسیل از راستای کوهستان زاگرس تبعیت می‌کند. توزیع مکانی این دماها نیز به‌شدت در امتداد کوهستان طبقه‌بندی شده است.

 

 

   

شکل 13. توزیع سه بُعدی رودباد ـ جبهه تراز 500 هکتو ـ پاسکال(واحد جبهه: 1*1010 K m-1 s-1، واحد رودباد:
m s-1) ساعت 12 زولو 21/1/1999

شکل 14. پراکنش تاوایی پتانسیل تراز 500 هکتوپاسکال (واحد:m2 s-1 K kg  1*106)  ساعت 12 زولو 21/1/1999

   

شکل 15. توزیع مکانی اغتشاش تاوایی پتانسیل لایۀ
500-300 هکتوپاسکال (واحد:
m2 s-1 K kg  1*106)
ساعت 12 زولو 21/1/1999

شکل 16. توزیع مکانی اغتشاش دمای پتانسیل لایۀ
1000-700 هکتوپاسکال (واحد:
K)
ساعت 12 زولو 21/1/1999

   

شکل 17. توزیع مکانی میانگین دمای پتانسیل لایۀ
1000 -700 هکتوپاسکال (واحد:
K).

شکل 18. توزیع مکانی شیو نصف‌النهاری دما پتانسیل لایۀ 1000 -700 هکتوپاسکال (واحد: 1*105 K m-1).

     

 

 

 

شکل 19. توزیع مکانی میانگین شیو نصف‌النهاری دما پتانسیل (واحد: 1*105 K m-1).
خروجی از مدل
RegCM4.1

 

 

(شکل 20) و دماهای متفاوت با فاصلۀ اندک و به شکل افقی کنار هم قرار گرفته‌اند. این آرایش دمایی در پیش‌باد کوهستان به‌مراتب شدیدتر از پشت‌باد آن است (براساس فاصلۀ طیف‌های متفاوت رنگی). توزیع دمای پتانسیل در راستای مداری، در پیش‌باد و پشت باد به‌ترتیب منفی و مثبت آرایش یافته‌ است (شکل 21). در نتیجه شدت جبهه‎های گرم و سرد چرخندهای نزدیک‌شونده به زاگرس به سبب برهم‌نهی شیو دمای آنها با شیو دمای کوهستان به‌ترتیب در پیش‌باد افزایش و کاهش پیدا می‌کند.

 

   

شکل 20. توزیع مکانی میانگین دمای پتانسیل
(واحد:
K) خروجی از مدل RegCM4.1.

شکل 21. توزیع مکانی میانگین دمای پتانسیل
(واحد:
K). خروجی از مدل RegCM4.1.

 


نتیجه‌گیری

در مطالعۀ حاضر، 6 نمونه چرخندزایی بادپناه بررسی شدند که منوط به وجود یک چرخند اولیۀ نزدیک‌شونده به زاگرس در راستای شمال‌غربی بودند. بررسی‌ها نشان دادند بین سامانه‌های چرخندی که به زاگرس نزدیک می‌شوند و ناوۀ گرمایی تشکیل‌شده در دامنه‌های شرقی زاگرس رابطه وجود دارد و اندرکنش این سامانه‌های غربی با کوهستان زاگرس سبب افزایش جریان روی زاگرس می‌شود؛ به این ترتیب، سامانۀ واچرخندی روی زاگرس میانه تشکیل و هم‌زمان با نزول هوا در دامنۀ شرقی زاگرس، میزان پایداری ایستای جو به‌طور فزاینده‌ای کاهش یافته که این فرایند منجر به برقراری ناوۀ بادپناه شده است. ارزیابی مؤلفه‌های بردار کیو، نقش مؤلفۀ چینشی را در ایجاد این ناوۀ بادپناه بسیار مؤثرتر از مؤلفه گداری نشان داد. بنابراین، عوامل هم‌دید نقش بارزی در شکل‌گیری این ناوۀ بادپناه دارند و رانۀ جبهه‌زایی نقش چندانی در شکل‌گیری آن ندارد. در ترازهای بالایی جو(500 تا 300 هکتوپاسکال) نیز اغتشاش‌های تاوایی پتانسیل با تأثیرپذیری از جبهه‌زایی کژی، رانۀ دینامیکی تراز بالا را برای رخداد چرخندزایی در بادپناه زاگرس بر عهده دارند؛ به این ‌ترتیب که با قرارگیری سیستم رودباد ـ جبهه در ترازهای میانه و بالای جو، وزش تاوایی زمین‌گرد ناشی از آن به همراه اغتشاش گرمایی شکل گرفته در بادپناه زاگرس، ترکیبی ایجاد می‌کنند که به چرخندزایی بادپناه در کوهستان زاگرس منجر می‌شود. نتایج نشان دادند یکی از مهم‌ترین تأثیرهای کوهستان زاگرس، تغییر توزیع هم‌دماهای پتانسیل است؛ به‌طوری که کوهستان زاگرس سبب افزایش شیو نصف‌النهاری دماهای پتانسیل می‌شود و این دستاورد با نتایج ریز مقیاس نمایی با الگوی  RegCM4.1مطابقت دارند. اغتشاش‌های گرمایی (امواج کژفشار) هنگام مواجه شدن با شیوهای شدید نصف‌النهاری، متحمل شتاب درخور توجهی در ترازهای زیرین می‌شوند؛ چنین شتاب‌هایی برای اغتشاش‌های گرمایی در ترازهای بالایی جو اتفاق نمی‌افتد و این فرایند سبب افزایش کژی موج می‌شود. اگر میزان کژی در پیش‌باد زاگرس، چندان زیاد نباشد، سب رشد اغتشاش و کژفشاری سیستم می‌شود و اگر کژی موج در پیش‌باد زاگرس به‌نسبت زیاد باشد، پس از عبور از زاگرس سبب کاهش اغتشاش و کژفشاری موج می‌شود. زیرا کژی در این حالت سبب جداگزینی اغتشاش‌های گرمایی تراز پایین از تراز بالا می‌شود.

همان‌طورکه گفته شد هم‌دماهای پتانسیل در بادپناه زاگرس، آرایش متفاوتی نسبت به هم‌دماهای متمرکز شده روی کوهستان دارند و هم‌دما‌ها در بادپناه به شکل چرخندی گشت می‌یابند؛ ازاین‌رو، چون گشت چرخندی هم‌دماها بیشتر از گشت چرخندی هم ارتفاع‌هاست، پس از تشکیل ناوه بادپناه، وزش سردی در ابتدای تشکیل ناوه در غرب آن برقرار می‌شود که زمینۀ لازم برای تشکیل جبهۀ سرد را فراهم می‌کند. به طورکلی، کوهستان زاگرس با تغییراتی که در کژفشاری امواج نزدیک‌شونده به خود ایجاد می‌کند، سبب بروز اغتشاش‌های گرمایی و متعاقباً رخداد چرخندزایی می‌شود؛ چنین چرخندزایی براساس نطریۀ تعدیل اروگرافیکی اموج کژفشار تببین می‌شود. نظریۀ یادشده به‌روشنی بیان می‌کند کوهستان‌ها با تعدیل و تغییر سامانه‌های کژفشار سبب رویداد چرخندزایی بادپناه می‌شوند. گفتنی است پیچیدگی‌های فراوانی در ارتباط کوهستان زاگرس و امواج کژفشار وجود دارند که ممکن است سبب رخداد چرخندهای متنوع دیگری شوند که با سایر نظریه‌های ارائه‌شده در ادبیات علوم جوی مطابقت بیشتری داشته باشند. درهرحال، مطالعۀ حاضر بر بخش کوچک و نوع ویژه‌ای از چرخندزایی بادپناه در زاگرس مبتنی است.



[1] European Centre for Medium-Range Weather Forecasts (ECMWF)

[2] Global Land Cover Characterization

احمدی گیوی، فرهنگ و یونس نجیبی‌فر، (1383). مطالعۀ چرخندزایی در پشت به باد کوه‌های آلپ و اثر آن بر آب و هوای خاورمیانه برای دوره‌ی یک ساله، مجله فیزیک و فضا، دورۀ 30، شمارۀ 2، صص 19-1.

جعفر بیگلو، منصور؛ خوش اخلاق، فرامرز؛ روح1... اوجی، (1388). موقعیت و فراوانی فصلی مسیرهای چرخندی در ترسالی‌های غرب میانی ایران. پژوهش‌های جغرافیای طبیعی، دورۀ 41، شماره 68. صص 84-71.

حجازی‌زاده، زهرا و مهدی صداقت، (1388). مسیریابی رقومی سیکلون‌های خاورمیانه در دورۀ سرد سال، پژوهش‌های جغرافیای طبیعی، دورۀ 41، شمارۀ 69، صص 17-1.

شبرنگ، لاله؛ ایرانژاد، پروین؛ فرهنگ احمدی گیوی، (1387). اثر بلاکینگ در چرخندزایی دریای مدیترانه، سیزدهمین کنفرانس ژئوفیزیک ایران، تهران، صص 346-349.

شمسی‌پور، علی‌اکبر، (1392). مدل‌سازی آب و هوایی: نظریه و روش، چاپ 1، تهران، انتشارات دانشگاه تهران.

علیجانی، بهلول، (1385). آب و هوای ایران، چاپ 7، تهران، انتشارات پیام نور.

Bjerknes, J., J. Holmboe. (1944). On the theory of cyclones, Journal of Meteorology, Vol 1(1): 1-22.

Bluestein, H. B. (1992). Synoptic-dynamic Meteorology in Midlatitudes: Observations and theory of weather systems (Vol. 2): Taylor & Francis, 594p.

Egger, J. (1972). Numerical experiments on the cyclogenesis in the Gulf of Genoa, Journal of Contributions to Atmospheric Physics, Vol 45(32): 320-346.

Evans, J.L., A. Braun. (2012). A climatology of subtropical cyclones in the South Atlantic, Journal of Climate, Vol 25(21): 7328-7340.

Hess, S.L., H. Vagner. (1948). Atmospheric waves in the northwestern United States, Journal of Meteorology, Vol 5 (1): 1-19.

Hobbs, P.V., J.D. Locatelli, and J.E. Martin. (1996). A new conceptual model for cyclones generated in the lee of the Rocky Mountains, Bulletin of the American Meteorological Society, Vol 77(6): 1169-1178.

Holton, J.R. (2004). An introduction to dynamic meteorology (Vol. 88): Elsevier Academic press, 535p.

Hoskins, B.J., M. McIntyre, and A.W. Robertson. (1985). On the use and significance of isentropic potential vorticity maps, Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society, Vol 111(470): 877-946.

Keyser, D., M. Shapiro. (1986). A review of the structure and dynamics of upper-level frontal zones, Journal of Monthly Weather Review, Vol 114(2): 452-499.

Martin, J.E. (1999). The separate roles of geostrophic vorticity and deformation in the midlatitude occlusion process, Journal of Monthly Weather Review, Vol 127(10): 2404-2418.

Martin, J.E. (2006). The role of shearwise and transverse quasigeostrophic vertical motions in the midlatitude cyclone life cycle, Journal of Monthly Weather Review, Vol 134(4): 1174-1193.

Newton, C. (1956). Mechanisms of circul-ation change during a lee cyclogenesis, Journal of Meteorology, Vol 13(6): 528-539.

Pal, J.S., F. Giorgi, X. Bi, N. Elguindi, F. Solmon, X. Gao, . . . J. Winter. (2007). Regional climate modeling for the developing world: the ICTP RegCM3 and RegCNET, Bulletin of the American Meteorological Society, Vol 88(9): 1395-1410.

Pettersen, S., D. L. Bradbury, and K. Pedersen. (1962). The Norwegian cyclone models in relation to heat and cold sources, Journal of Geophysica Norvegica, 24: 243-280.

Petterssen, S., S.J. Smebye. (1971). On the development of extratropical cyclones, Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society, Vol 97(414): 457-482.

Pichler, H., R. Steinacker. (1987). On the synoptics and dynamics of orographically induced cyclones in the Mediterranean, Journal of Meteorology and Atmospheric Physics, Vol 36(1-4): 108-117.

Schultz, D.M., C.A. Doswell. (2000). Analyzing and forecasting Rocky Mountain lee cyclogenesis often associated with strong winds, Journal of Weather and forecasting, Vol 15(2): 152-173.

Smith, R. B. (1984). A theory of lee cyclogenesis, Journal of the atmos-pheric sciences, Vol 41(7): 1159-1168.

Speranza, A., A. Buzzi, A. Trevisan, and P. Malguzzi. (1985). A theory of deep cyclogenesis in the lee of the Alps. Part I: Modifications of baroclinic instability by localized topography, Journal of the atmospheric sciences, Vol 42(14): 1521-1535.

Sutcliffe, R. (1939). Cyclonic and anticy-clonic development, Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society, Vol 65(282): 518-524.

Tafferner, A., J. Egger. (1990). Test of theories of lee cyclogenesis: ALPEX cases, Journal of the atmospheric sciences, Vol 47(20): 2417-2428.

Tibaldi, S., A. Buzzi, and A. Speranza. (1990): Orographic cyclogenesis, Extr-atropical Cyclones, The Erik Palmén Memorial Volume, C.W. Newton and E.O. Holopainen, Eds, American Meteor Society, 107–127.

Williams, R., M.S. Peng, and D. Zankofski. (1992). Effects of topography on fronts, Journal of the atmospheric sciences, Vol 49(4): 287-305.