نوع مقاله : مقاله پژوهشی
نویسندگان
1 استادیار اقلیم شناسی، دانشگاه آزاد اسلامی واحد نور، نور، ایران
2 استادیار اقلیم شناسی، دانشگاه فردوسی مشهد، مشهد، ایران
3 پژوهشگر فوق دکتری، مرکز پژوهشهای اقلیمی، دانشگاه ویسکانسین-مَدِسن، ویسکانسین، آمریکا
چکیده
کلیدواژهها
عنوان مقاله [English]
نویسندگان [English]
Extended abstract
1- Introduction
In southern coast of Caspian Sea the precipitation, as the most important climatic phenomenon, shows a complex temporal and spatial distribution. Such a complexity is due to the settlement of this area between the largest lake of the world in the north and a high mountain range in its south. The climate complexity is resulted when we add the successive eastward movement of westerly waves over the area throughout the year. Therefore, a unique climatic region is appeared in the southern coast of Caspian Sea due to Land-Sea-Atmosphere interactions in a variety of scales. In fact, this area is one of the unique locations in the world which migrating anticyclones can cause heavy precipitation with amount more than 200 -250 mm per day due to the shape, size and the location of the Caspian Sea (Mofidi et al. 2008).
In such an area it is not surprising to see a high frequency of heavy precipitation events during the cold period. In some meteorological stations the half of the annual precipitation amounts is related to the occurrence of heavy precipitation events. Although, many domestic researchers investigated the mechanism of heavy precipitation over the area, but the mechanism for occurrence of winter precipitation is less known and needs to be investigated in detail. Therefore, we plan to clarify how the heavy precipitation events occur during the winter season. In this way, we would like to answer to the following question: What are the most important synoptic patterns of winter heavy precipitation in southern coast of the Caspian Sea?
2- Methodology
In order to recognize the synoptic patterns of winter time heavy precipitation in southern coast of Caspian Sea, the precipitation data of eight synoptic stations in the southern coast of Caspian Sea is used for a 10-year (1994-2003) period. The 6 hourly NCEP/NCAR gridded reanalysis dataset of sea level pressure, geopotential height, vertical velocity, specific humidity, and zonal (U) and meridional (V) wind components at different levels were employed to determine the synoptic patterns of precipitation events. The data was used for 21 winter precipitation events and the maps were analyzed from 2 days before the occurrence of each precipitation event until the end of the precipitation period. Have been applied a synoptic approach called “Environment to circulation” to investigate the events (Yarnal 1993). Also were used a percentage criterion to extract the heavy precipitation events through the abovementioned period.
3- Discussion and Conclusion
The results revealed that all the winter heavy precipitation of southern coasts of Caspian Sea can be classified into three main patterns including High pressure (HP), Low pressure (Low) and Coupling (CP) patterns. In all patterns, the anticyclonic circulation associated with the northerly winds in lower troposphere is dominated over the Caspian Sea. The findings showed that in High pressure pattern, there is a see-saw relation between the northern and southern Caspian Sea in the all precipitation days, due to the strong subsidence over northern Caspian Sea and a strong but shallow ascending air over the southern Caspian Sea. In High pressure pattern and in its peak time a continuous and extended north-north easterly flow stagnates over the Caspian Sea in lower troposphere.
The Coupling Pattern appears after passing a westerly trough over the area and in the beginning of penetration of a mid-troposphere ridge between the Caspian Sea and the Black Sea. In lower troposphere due to the settlement of a high pressure in the west and a low pressure in the east, the Caspian Sea area experiences a strong zonal pressure gradient over the sea. The results also indicate that unlike the High pressure pattern, in Coupling Pattern the anticyclonic circulation in southern Caspian Sea in lower troposphere reaches to its maximum value even though the negative vorticity just limited to lower troposphere at levels below 700 hPa. In contrast, the High pressure pattern only shows an increase in anticyclonic circulation in northern part of the Sea all the way from bottom to the top of the troposphere.
The strongest winter winds are occurred during the Coupling pattern and the Northerly winds of this pattern are stronger than the Northerly winds of High pressure pattern. Locating in the convergence region of the front of a cyclone, the Caspian Sea region experiences the maximum ascending of air in Low pressure pattern in an area from the southern coast of Caspian Sea to the Alborz mountain range in mid-troposphere. Also, in Low pressure pattern, unlike the High pressure and Coupling patterns, because of the convergence of the southern and northern moisture flows in the southern Caspian Sea coast, Caspian Sea is not the only source of precipitation’s moisture. The other far southern seas are also contributed in the moisture of heavy precipitation over the Caspian Sea coast.
The investigation of wind structure indicates that in all synoptic patterns a permanent northerly wind occurs in lower troposphere over the Caspian Sea region. Additionally, in all patterns the intensity of northerly wind has been increased to the eastward. However, the permanent wind direction in coupling mode has the most favorable conditions for transporting the moisture to the southern coast of Caspian Sea.
کلیدواژهها [English]
1- مقدمه
در سواحل جنوبی دریای خزر بارش به عنوان مهمترین عنصر اقلیمی و پدیده جوی از توزیع زمانی و مکانی پیچیده ای برخوردار است. موقعیت جغرافیایی منحصر بفرد این منطقه به ویژه قرارگیری آن بر جانب جنوبی دریای خزر، استقرار رشته کوههای مرتفع و توپوگرافی پیچیده همراه با جابجایی مداوم پشتهها و ناوههای امواج غربی بر روی منطقه بروز چنین پیچیدگی را در ساختار بارش منطقهای در پی داشته است. در این میان وقوع بارشهای شدید از ویژگیهای ذاتی اقلیم سواحل جنوبی دریای خزر محسوب میگردد. به طوری که برخی از ایستگاههای خزری در اغلب سالها تقریباً نیمی از مجموع بارش سالانه خود را با آستانه بالاتر از 30 میلیمتر در روز دریافت مینمایند.
توزیع زمانی و تنوع مکانی بارش و پیچیدگی سازوکار حاکم بر وقوع آن در سواحل جنوبی دریای خزر بویژه در رابطه با بارشهای شدید همواره بعنوان یکی از موضوعات برجسته و بحث انگیز توجه اقلیم شناسان و هواشناسان بی شماری را بخود جلب نموده و موضوع اصلی پژوهشهای متعددی بوده است. در این میان تئوریهای متعددی بویژه در رابطه با سازوکار حاکم بر وقوع بارشهای شدید در منطقه ی خزری ارائه گردیده است. تئوریهای اولیه عمدتاً بر نقش پرفشار سیبری بعنوان عامل اصلی وقوع بارشهای دوره ی سرد تأکید داشتهاند (خلیلی، 1350: 39؛ علیجانی، 1372: 85؛ 1376؛ قشقایی، 1375). در برخی موارد وقوع بیشینه بارش در منتهیالیه جنوب غربی دریای خزر ناشی از شکلگیری یک جبهه محلی در زمان گسترش بادهای شمالی در دره سفیدرود دانسته شده (خلیلی، 1350: 39) و یا استقرار یک جبهه محلی موسوم به جبهه نسیم دریا عامل اصلی وقوع بیشینه مقادیر بارش در حد فاصل خشکی و دریا بیان گردیده است (خوشحال، 1376). در عین حال، برخی محققان نقش جبهههای سرد چرخندهای برون حاره را در وقوع بارشهای سواحل جنوبی تشریح نمودهاند (مفیدی، 1379؛ مرادی، 1383: 77)، در حالیکه عمده پژوهشگران وقوع بارشهای شدید فصل پاییز بر روی منطقه خزری را ناشی از وقوع همرفت دانستهاند (خلیلی،1350: 39؛ باقری، 1372؛ علیجانی،1372: 85؛ افشار مقدم، 1373؛ قشقایی، 1375).
بررسی پژوهشهای اخیر نشان میدهد که اگرچه برخی از آنها همچنان بر نقش پرفشار سیبری در وقوع بارشهای خزری تأکید دارند (مرادی، 1383: 77؛ براتی و عاشوری، 1386: 67) و یا استقرار ناوۀ موج غربی در ورد سپهر میانی بر روی دریای خزر را عامل اصلی صعود و وقوع بارشهای سیلزا در سواحل جنوبی این دریا ذکر نمودهاند (مرادی، 1380: 33؛ 1383: 77؛ 1385: 109)، اما در تئوری غالب، جابجایی شرق سوی پرفشارهای مهاجر غربی و استقرار آنها بر روی منطقه خزری عامل اصلی وقوع بارشهای پاییزه در سواحل جنوبی این دریا دانسته شده است (باقری، 1372؛ وحیدی، 1376؛ خوشحال، 1376؛ یوسفی، 1382؛ علیجانی، 1380: 21؛ پورآتشی، 1384؛ علیجانی و همکاران، 1386: 37؛ رضیئی و همکاران، 1387: 121). همچنین در یکی از جدیدترین پژوهشهای انجام شده، مفیدی و همکاران(1385: 71؛ 1386: 131) در یک بررسی همدیدی، سه الگوی اصلی برای وقوع بارشهای شدید پائیزه در سواحل جنوبی دریای خزر ارایه نمودهاند. در تحقیق یاد شده به نحو بارزتری ساختار سامانههای همدیدی بارش زا مورد بررسی قرار گرفته و درک دقیقتری از سازوکار حاکم بر وقوع بارشهای شدید در فصل پاییز ارایه گردیده است. بررسی مطالعات انجام شده مبیّن این نکته است که پژوهشهای یاد شده عمدتاً بارشهای شدید فصل پائیز را در کانون اصلی توجه خود قرار داده اند و بارشهای زمستانه در منطقه ی خزری کمتر مورد توجه قرار گرفته است. با در نظر گرفتن مطالعات انجام شده و با توجه به نبود شناخت کافی و درکی مناسب از الگوهای همدیدی بارشهای زمستانه در سواحل جنوبی دریای خزر نیاز به انجام پژوهشی که به طور خاص سازوکار حاکم بر وقوع بارشهای شدید زمستانه در منطقه خزری را بررسی نماید ضروری به نظر میرسد. بر این اساس، هدف اصلی پژوهش حاضر، بررسی بارشهای شدید زمستانه سواحل جنوبی دریای خزر به منظور شناسایی الگوی همدیدی حاکم در زمان وقوع بارش در این منطقه است. در این راستا تحقیق حاضر درصدد پاسخگویی به سؤال زیر خواهد بود:
- الگوهای همدیدی بارشهای شدید زمستانه در سواحل جنوبی دریای خزر کدامند؟
مواد و روشها
به منظور شناسایی الگوهای همدیدی بارشهای شدید زمستانه در سواحل جنوبی دریای خزر، روش همدیدی «محیطی به گردش» به عنوان رهیافت اولیه مطالعه در نظر گرفته شد (یارنال،1993؛ علیجانی، 1381: 20-5). با توجه به هدف کلی و سؤال تحقیق مراحل زیر برای انجام مطالعه در نظر گرفته شد:
- برای تعیین روزهای بارش شدید، دادههای بارش روزانه 8 ایستگاه سینوپتیک در ساحل جنوبی دریای خزر (جدول 1) برای آخرین دوره ی 10 ساله در دسترس (2003-1994) برای ماههای دسامبر، ژانویه، فوریه و مارس از سازمان هواشناسی کشور تهیه شد. در تحقیق حاضر همانند مطالعه مفیدی و همکاران (1386: 131) بارشی شدید تلقی میشود که مقدار آن در طی 24 ساعت برابر یا بیشتر از 5% مقدار متوسط بارش سالانه باشد. در همین زمینه روز دارای بارش شدید در منطقه خزری روزی است که مقدار بارش حداقل در 1 ایستگاه از 8 ایستگاه برابر یا بیشتر از 5% مقدار متوسط بارش سالانه منطقه خزری(5/58 میلی متر) باشد (جدول 2). بر اساس معیارهای فوق توزیع زمانی و تغییرات مکانی بارش در منطقه خزری مورد بررسی قرار گرفت و در نهایت تعداد 21 روز به عنوان روزهای بارش شدید زمستانه برای بررسیهای همدیدی تعیین شد (جدول 2).
- برای تمامی روزهای بارش شدید زمستانه دادههای دوباره تحلیل شده با تفکیک افقی 5/2 درجه از مرکز ملی پیش بینی محیطی آمریکا(NCEP/NCAR) از دو روز قبل از هر بارش شدید تا یک روز بعد از آن به صورت 6 ساعته تهیه شد(کالنی و همکاران، 1996؛ کیستلر و همکاران، 2001). دادهها شامل ارتفاع ژئوپتانسیل تراز1000، 700 و500 هکتوپاسکال، مؤلفه باد مداری (u)، باد نصف النهاری (v) و سرعت قائم تراز 1000 تا100 هکتوپاسکال و نم ویژه تراز1000 تا 850 هکتوپاسکال در حدفاصل زمانی 6 ساعته است.
جدول 1- مشخصات ایستگاههای مورد مطالعه
|
ایستگاه |
آستارا |
انزلی |
رشت |
رامسر |
نوشهر |
بابلسر |
قائم شهر |
گرگان |
|
عرض جغرافیایی |
¢25-°38 |
¢28-°37 |
¢12-°37 |
¢54-°36 |
¢39-°36 |
¢43-°36 |
¢27-°36 |
¢51-°36 |
|
طول جغرافیایی |
¢52-°48 |
¢28-°49 |
¢39-°49 |
¢40-°50 |
¢30-°51 |
¢39-°52 |
¢53-°52 |
¢16-°54 |
جدول 2- مشخصات بارشهای شدید زمستانه در منطقه خزری برای دوره 10 ساله (2003-1994)
|
مشخصات |
آستارا |
انزلی |
رشت |
رامسر |
نوشهر |
بابلسر |
قائم شهر |
گرگان |
نوع الگو |
سرعت قائم(N)[Pa s-1] |
سرعت قائم (S)[Pa s-1] |
باد نصف النهاری(S) [Km/h] |
تاوائی نسبی(N) [×10-5 s-1] |
تاوائی نسبی(S) [×10-5 s-1] |
|
13 دسامبر1995 |
5/3 |
4/76 |
8/5 |
4/0 |
6/6 |
9/5 |
8/0 |
1/2 |
H |
01/0 |
05/0- |
64/2- |
20/1- |
02/0- |
|
9 ژانویه1996 |
20 |
60 |
24 |
29 |
21 |
7/4 |
3/0 |
5/2 |
H |
09/0 |
09/0- |
80/10- |
35/2- |
96/0- |
|
17 دسامبر1997 |
16 |
61 |
20 |
8/18 |
55 |
25 |
6/14 |
1/6 |
H |
10/0 |
14/0- |
00/15- |
86/2- |
56/0- |
|
2 دسامبر1998 |
73 |
69 |
47 |
71 |
21 |
3/8 |
2/8 |
7/3 |
H |
08/0 |
08/0- |
38/15- |
86/1- |
81/0- |
|
16 دسامبر1999 |
4/8 |
8/17 |
32 |
8/6 |
63 |
8/26 |
2/28 |
9 |
H |
06/0 |
09/0- |
40/18- |
03/1- |
87/0- |
|
9 دسامبر2000 |
19 |
93 |
48 |
8/11 |
23 |
6/16 |
1/18 |
5/2 |
H |
11/0 |
08/0- |
39/10- |
66/3- |
72/0- |
|
10 دسامبر2000 |
8/2 |
76 |
27 |
4/8 |
17 |
9/0 |
0 |
0 |
H |
04/0 |
06/0- |
96/5- |
48/2- |
73/0- |
|
27 ژانویه2001 |
1/0 |
102 |
3/21 |
3 |
10 |
8/5 |
6/2 |
5 |
H |
13/0 |
06/0- |
90/14- |
29/1- |
12/0- |
|
1 دسامبر2001 |
17 |
59 |
15 |
6 |
4/0 |
1/0 |
3/0 |
1/0 |
H |
07/0 |
11/0- |
44/5- |
32/1- |
42/0 |
|
2 دسامبر2001 |
2/14 |
79 |
28 |
8/17 |
19 |
8/0 |
3/3 |
4/4 |
H |
07/0 |
10/0- |
04/15- |
53/1- |
52/0 |
|
2 دسامبر2002 |
23 |
80 |
25 |
60 |
57 |
1/34 |
9/3 |
9/4 |
H |
15/0 |
08/0- |
82/12- |
21/2- |
53/1- |
|
17 دسامبر2002 |
14 |
59 |
25 |
4/9 |
8/28 |
52 |
8/17 |
4/4 |
H |
09/0 |
10/0- |
20/13- |
33/1- |
50/0- |
|
8 دسامبر1995 |
13 |
35 |
21 |
5/4 |
6/17 |
60 |
4 |
2/0 |
CO |
06/0 |
09/0- |
04/8- |
46/0- |
98/1- |
|
17دسامبر1995 |
19 |
29 |
32 |
4/4 |
63 |
8 |
9 |
6 |
CO |
12/0 |
10/0- |
49/10- |
48/0 |
85/0- |
|
2 فوریه1996 |
58 |
51 |
60 |
41 |
34 |
24 |
6/23 |
7/7 |
CO |
05/0 |
06/0- |
11/22- |
26/0 |
78/1- |
|
31 دسامبر1996 |
0 |
154 |
1/0 |
3/0 |
7/0 |
0 |
0 |
0 |
CO |
11/0 |
04/0- |
42/2- |
99/1 |
68/1- |
|
11 دسامبر1997 |
6 |
26 |
18 |
3 |
91 |
70 |
3/70 |
29 |
CO |
10/0 |
09/0- |
15/17- |
88/0- |
75/1- |
|
1 ژانویه1999 |
8/22 |
48 |
28 |
48 |
70 |
30 |
1/27 |
3/14 |
CO |
09/0 |
08/0- |
17/29- |
46/1 |
79/1- |
|
24 ژانویه2001 |
62 |
29 |
25 |
62 |
40 |
14 |
5/9 |
13 |
CO |
06/0 |
09/0- |
38/12- |
70/1- |
67/1- |
|
16 دسامبر2001 |
4 |
5/12 |
5/26 |
39 |
59 |
61 |
26 |
15 |
CO |
11/0 |
03/0 |
51/16- |
23/0 |
95/0- |
|
10 دسامبر2002 |
42 |
87 |
53 |
15 |
3/8 |
31 |
9/8 |
1/3 |
L |
08/0 |
22/0- |
85/8- |
10/1- |
09/1- |
**در جدول 2 علایم [L, CO, H] به ترتیب از راست به چپ معرّف الگوی پرفشار، زوجی و کم فشار است. مقادیر متوسط روزانه تاوایی نسبی و سرعت قائم در تراز850 هکتوپاسکال و مؤلفه باد نصف النهاری در سطح دریا برای بخشهای شمالی(N) و جنوبی(S) دریای خزر محاسبه شده است.
- با بهره گیری از دادههای فوق و اسکریپت نویسی در محیط نرم افزار GrADS (داتی، 1996)، نقشههای فشار سطح دریا، تراز 850، 700 و500 هکتوپاسکال و همچنین نقشههای تاوایی نسبی، سرعت قائم، خطوط جریان، جهت و شدت باد و میزان فرارفت رطوبت بصورت ترکیبی در حدفاصل زمانی 6 ساعته برای تمامی روزهای بارش شدید از دو روز قبل از وقوع بارش تولید شد.
- برای فراهم نمودن یک درک مناسب تر از ویژگیهای همدیدی ترازهای زیرین در مقیاس منطقه ای، دریای خزر به دو منطقه شمالی و جنوبی تقسیم گردید و برای تمامی روزهای بارشی، مقادیر متوسط روزانه تاوایی نسبی و سرعت قائم در تراز850 هکتوپاسکال برای بخشهای شمالی و جنوبی دریای خزر و شدت و جهت باد در سطح دریا برای بخش جنوبی دریای خزر محاسبه شد.
- جهت شناسایی الگوهای همدیدی، کلیه نقشهها به روش چشمی (دستی) مورد تجزیه و تحلیل قرار گرفت. با بررسی تمامی نقشهها و دادهها برای هریک از دورههای بارشی و بدنبال آن مقایسه شرایط همدیدی حاکم در تمامی دورههای بارشی، الگوهای همدیدی اصلی وقوع بارشهای شدید زمستانه در منطقه خزری شناسایی گردید. در نهایت به منظور ارائه ویژگیها و جنبههای مهم هر الگوی همدیدی با متوسط گیری از تمامی روزهای بارشی متعلق به هر الگو، نقشههای متوسط از متغیرهای یاد شده تهیه شد.
نتایج و بحث
الگوهای همدیدی بارشهای شدید زمستانه
پس از بررسی وضعیت فشار، تاوایی نسبی، مقادیر سرعت قائم، نم ویژه، شدت و جهت جریان و مناطق همگرایی و واگرایی هوا در ترازهای مختلف جو برای تعداد 21 روز بارش شدید، الگوهای همدیدی اصلی بارشهای شدید زمستانه به شرح زیر شناسایی شد:
الف) الگوی پرفشار
این الگو که 12 روز از 21 روز بارش شدید زمستانه را به خود اختصاص میدهد، الگوی اصلی و غالب بارشهای شدید زمستانه به شمار میرود. در زمان اوج بارشها یک مرکز پرفشار با فشار متوسط مرکزی 5/1037 هکتوپاسکال تمامی مناطق واقع در نیمه جنوبی کوههای اورال، شمال دریای سیاه و منطقه ی خزری را تحت تسلط خود قرار میدهد (شکل 1-a). استقرار این مرکز پرفشار گردش واچرخندی را در ترازهای زیرین جو بر روی کل منطقه ی خزری به شدت افزایش میدهد. بطوریکه هر چه به سمت شمال دریای خزر پیش رویم، بر میزان گردش واچرخندی افزوده شده و بیشینه ی تاوایی منفی در منتهی الیه شمالی دریای خزر و در تراز 850 هکتوپاسکال در حول و حوش عرض ºN48 به5/3- واحد بالغ میگردد(شکل 1-a و 2-a). استقرار این الگو یک جریان شمال-شمال شرقی گسترده و مداومی را در ترازهای زیرین ورد سپهر بر روی دریای خزر در پی دارد (شکل 1-a و 1-d).
بررسی وضعیت متوسط ارتفاع ژئوپتانسیل و تاوایی نسبی در تراز 500 هکتوپاسکال بیانگر آن است که در پی جابجایی شرق سوی امواج غربی یک مرکز پر ارتفاع با کنتور بسته مرکزی 5600 ژئوپتانسیل متر و بیشینه تاوایی بیش از 4- واحد در حدفاصل شمال دریای سیاه تا شمال دریای خزر استقرار مییابد (شکل 1-b). مرکز پرارتفاع یاد شده همان طوری که شکلهای 1-a تا 1-c نشان میدهند در زمان اوج بارشها گردش واچرخندی گسترده و قویایی را در ترازهای میانی و زیرین وردسپهر موجب میگردد. به دنبال وضعیت یاد شده یک مرکز پرفشار در سطح زمین بر جانب شمالی دریای خزر استقرار یافته و سبب شکل گیری جریانات شمالی و گردش واچرخندی بر روی کل منطقه خزری در ترازهای زیرین جو میشود (شکل 1-a). چنین ساختار گردشی در همه روزهای بارشی مربوط به الگوی پرفشار قابل مشاهده است (جدول 2).
شکلگیری و تداوم جریانهای شمالی-جنوبی بر روی دریای خزر، ضمن انتقال رطوبت از روی دریا به سمت سواحل جنوبی (شکل 1-d)، صعود هوای مرطوب در منتهی الیه جنوبی دریا (شکل 2-d) و وقوع بارشهای شدیدی را به دنبال دارد. بررسیها بیانگر آن است که در زمان وقوع بارشها علیرغم صعود شدید هوا در نوار ساحلی جنوب دریای خزر، مرکز کم فشار و یا منطقه همگرایی در حوضچه جنوبی دریای خزر مشاهده نمیگردد. بر این اساس میتوان چنین استدلال نمود که در زمان وقوع بارشها، مشاهده صعود شدید هوا در لایهای کم عمق در زیر تراز 800 هکتوپاسکال (شکل 2-d) ناشی از وقوع همرفت در مقیاس محلی در حاشیه جنوبی دریای خزر است. در این رابطه شکلهای 2-a و 2-d به خوبی نحوه گردش و شدت صعود و نزول هوا را در الگوی پرفشار در امتداد نصف النهاری بر روی دریای خزر نشان میدهند.
مقایسه دو شکل یاد شده نشان دهنده آن است که در نتیجه استقرار و تداوم گردش واچرخندی شدید و افزایش آن به سمت شمال دریای خزر (شکل 2-a)، تمامی مناطق واقع در بخش میانی و شمالی دریا در زیر تراز 200 هکتوپاسکال تحت تسلط یک نزول شدید هوا قرار دارند. در مقابل حوضچه جنوبی دریای خزر به ویژه نوار ساحلی دریا در زیر تراز 800 هکتوپاسکال سرعت قائم بالاسویی حدود 18/0- پاسکال بر ثانیه را تجربه میکند (شکل 2-d). این رابطه الاکلنگی بین نیمه شمالی و جنوبی دریای خزر، همان طوری که مقادیر سرعت قائم تراز 850 هکتوپاسکال در جدول 2 نیز نشان میدهد، در همه روزهای بارشیِ مربوط به الگوی پرفشار قابل مشاهده است.
|
شکل 1- الگوی پرفشار زمستانه. (a) وضعیت متوسط فشار در سطح دریا و تاوایی نسبی، جهت و شدت باد در تراز 850 هکتوپاسکال. (b) و (c) وضعیت متوسط ارتفاع ژئوپتانسیل و تاوایی در تراز 500 و 700 هکتوپاسکال. (d) مقادیر مجموع فرارفت رطوبت در تراز1000 تا 850 هکتوپاسکال و خطوط جریان در تراز 850 هکتوپاسکال. تاوایی برحسب 1-s 5-10، ارتفاع ژئوپتانسیل برحسب متر، شدت باد برحسب متر برثانیه و نم ویژه برحسب (1-sg) است. در شکلها از نشان دادن تاوایی 1- تا 1+ (1-s 5-10) صرف نظر شده است. |
|
شکل 2- نیمرخهای متوسط تاوایی نسبی و سرعت قائم برای سه الگوی بارشزای زمستانه متوسط گیری شده برای 5/47 الی55 درجه طول شرقی. سمت راست(a، b و c) مقادیرمتوسط تاوایی به ترتیب برای الگوی پرفشار، زوجی و کم فشار. سمت چپ (d، e وf) مقادیرمتوسط سرعت قائم برای همان الگوها. تاوایی برحسب 1-s 5-10، سرعت قائم برحسب 1-sPa 2-10 است. در نیمرخها محور افقی نشان دهنده عرض جغرافیایی و محور قائم نشان دهنده ترازهای فشاری برحسب هکتوپاسکال است.
ب) الگوی زوجی
این الگو که در واقع نوعی الگوی انتقالی محسوب میگردد که پس از گذر یک ناوه ی موج غربی از روی منطقه خزری و در ابتدای ورود یک پشته به منطقه ی دریای سیاه و قفقاز مشاهده میگردد(شکل3-b و3-c). الگوی زوجی 8 روز از 21 روز بارش شدید را به خود اختصاص داده است. در این الگو همچون الگوی پرفشار، تسلط گردش واچرخندی و استقرار یک مرکز پرفشار در منطقه دریای خزر نقش اصلی را در وقوع بارشهای شدید در سواحل جنوبی دریای خزر بازی میکند. با این تفاوت که به واسطه ی استقرار یک ناوه ی نسبتاً عمیق در ترازهای میانی جو در حدفاصل دریای خزر تا دریاچه آرال، تاوایی بر جانب شمالی و به ویژه شرقی دریای خزر عمدتاً مثبت بوده (شکل 3-b و 3-c) و در نقشه سطح زمین نیز یک مرکز کم فشار و یا گردش چرخندی در منطقه دریاچه آرال تسلط دارد (شکل 3-a و 4). در مقابل تمامی مناطق واقع در نیمه جنوبی دریای خزر و مناطق واقع در حدفاصل دریای خزر تا دریای سیاه در سطح زمین محل استقرار یک پرفشار دینامیکی است (شکل 3-a).
|
شکل 3- الگوی زوجی زمستانه. (a) وضعیت متوسط فشار در سطح دریا و تاوایی نسبی و جهت و شدت باد در تراز850 هکتوپاسکال. (b) وضعیت متوسط ارتفاع ژئوپتانسیل و تاوایی نسبی در تراز500 هکتوپاسکال. |
|
|
ادامه شکل 3- (c) وضعیت متوسط ارتفاع ژئوپتانسیل و تاوایی نسبی در تراز700 هکتوپاسکال. (d) مقادیر مجموع فرارفت رطوبت در تراز1000 تا 850هکتوپاسکال و خطوط جریان در تراز 850 هکتوپاسکال. واحدها همچون شکل 1. |
|
در الگوی زوجی به واسطۀ استقرار یک پشتۀ نسبتاً قوی بر جانب شمالی دریای سیاه و عمیق شدن ناوه بر شرق دریای خزر شیب فشار و تاوایی در امتداد مداری در منطقه دریای خزر بسیار قابل ملاحظه است (شکل3-a تا 3-c). در این الگو سواحل جنوبی دریای خزر تحت تسلط جریانات شمال-شمال غربی قرار داشته و گردش واچرخندی در نیمه جنوبی دریا به حداکثر میزان خود میرسد (شکل 3-a و جدول 2). در مقایسه با الگوی پرفشار، مرکز پرفشار در الگوی زوجی بطور متوسط حدود 5 تا 6 درجه در عرض پایین تر استقرار یافته و متوسط فشار در مرکز آن با بیشینۀ 1030 هکتوپاسکال حدود 7 تا 8 هکتوپاسکال کمتر است. در عین حال بررسی نیمرخ تاوایی بیانگر آن است که در این الگو گردش واچرخندی بر روی دریای خزر از عمق و وسعت کمتری برخوردار است (شکل 2-b).
همان طور که شکلهای 3-a و 3-d نشان میدهند، در الگوی زوجی استقرار یک مرکز پرفشار بر جانب غربی دریای خزر و شکل گیری یک مرکز کم فشار یا گردش چرخندی بر جانب شرقی دریا موجب ایجاد و تداوم یک جریان همگرا در امتداد شمالی-جنوبی بر روی دریای خزر میگردد که شیب فشار قابل ملاحظه در امتداد مداری بر شدت این جریان میافزاید. همین امر موجب گردیده تا وزش بادهای شمالی در الگوی زوجی در مقایسه با الگوی پرفشار از شدت بیشتری برخوردار باشد (جدول 2). شرایط فوق الذکر به خوبی در شکل 4 قابل مشاهده است.
علیرغم وجود تاوایی منفی بر روی حوضچه جنوبی دریای خزر (شکل 3-c)، شکل گیری جریان شمالی-جنوبی گسترده و نسبتاً شدید ضمن انتقال رطوبت دریای خزر به سواحل جنوبی (شکل 2-d) با صعود شدید هوا در ترازهای زیرین ورد سپهر در خط ساحلی همراه است (شکل 2-e) که در نهایت بارشهای شدیدی را در منتهیالیه جنوبی دریا به دنبال دارد. با توجه به شکل 2-e بیشینه صعود هوا در الگوی زوجی در خط ساحلی جنوب دریا به وقوع میپیوندد که به واسطۀ دوری از دامنههای شمالی البرز و در عین حال نبود شواهدی مبنی بر وجود یک صعود دینامیکی (شکل 2-a و 2-b) فقط وقوع یک همرفت محلی میتواند توجیهی برای بارشهای شدید ایجاد شده باشد.
شکل 4- یک الگوی زوجی نمونه. تاوایی نسبی (رنگ ها)، خطوط جریان و شدت باد (هاشورها) در تراز 850 هکتوپاسکال و بارش (شبکههای رنگی) برای سواحل جنوبی دریای خزر نشان داده شده است. مناطق هاشوردار شدت باد بیش از 10 متر بر ثانیه را نشان میدهند.
ج) الگوی کم فشار
این الگو تنها یک روز از بارشهای شدید زمستانه را در طول دوره ی ده ساله 2003-1994 به خود اختصاص داده است (جدول2). در الگوی کم فشار که نمونه مُعرّف آن روز 10 دسامبر 2002 است، در پی عمیق شدن یک ناوه مقیاس سینوپتیک بر غرب خاورمیانه، بیشینۀ تاوایی مثبت در ترازهای میانی در حد فاصل شمال عراق تا شرق ترکیه از 4 واحد تجاوز نموده است (شکل 5-b و5-c). به طور همزمان در ترازهای میانی جو، شکلگیری یک پشتۀ نسبتاً کوچک مقیاس بر روی دریای خزر تسلط گردش واچرخندی را بر بخشهای میانی و جنوبی دریا در پی داشته است (شکل 5-c). استقرار پشته یاد شده بر روی دریای خزر تاوایی منفی قابل ملاحظهای را همراه با نزول شدید هوا در زیر تراز 300 هکتوپاسکال بر روی بخشهای میانی دریا موجب گردیده است (شکل2-c و 2-f).
نتیجه آن که در نقشۀ سطح زمین یک گردش واچرخندی همراه با بادهای شمالی نسبتاً شدید بر روی دریای خزر تسلط یافته است. در عین حال وجود ناوه بر جانب شرقی ترکیه، علاوه بر ایجاد یک گردش چرخندی قوی با بیشینه تاوایی 4 واحد در ترازهای زیرین جو، تشکیل و تقویت یک چرخند را در حدفاصل جنوب شرق ترکیه تا شمال عراق با منحنی هم فشار مرکزی1010 هکتوپاسکال به دنبال داشته است (شکل 5-a).
|
شکل 5- الگوی کم فشار زمستانه. (a) وضعیت متوسط فشار در سطح دریا و تاوایی نسبی و جهت و شدت باد در تراز850 هکتوپاسکال. (b) و (c) وضعیت متوسط ارتفاع ژئوپتانسیل و تاوایی نسبی به ترتیب در تراز 500 و700 هکتوپاسکال. (d) مقادیر مجموع فرارفت رطوبت در تراز1000 تا 850 هکتوپاسکال و خطوط جریان در تراز 850 هکتوپاسکال. واحدها همچون شکل 1. |
|
از سویی دیگر استقرار یک پشته بر جانب شرقی شبه جزیره عربستان و شکلگیری جریانات واچرخندی بر روی نیمه جنوبی کشور، ضمن انتقال مداوم رطوبت از دریای سرخ، دریای عرب و خلیج فارس (شکل 5-a و 5-d) به داخل چرخند مستقر بر شمال عراق، تکوین و گسترش چشمگیر آن را در پی داشته است. فراهم شدن شرایط فوق و پیدایش یک گردش چرخندی گسترده همراه با صعود شدید هوا در لایه ضخیمی از وردسپهر بر روی نیمه غربی ایران (شکل 2-f) همراه با تداوم گردش واچرخندی و تقویت بادهای شمالی بر روی دریای خزر، در نهایت یک منطقه همگرایی را بین جریانات مرطوب جنوبی و شمالی در سواحل جنوبی دریای خزر ایجاد نموده است (شکل 5-d). بررسی وضعیت همدیدی کم فشار روز 10 دسامبر 2002 نشان دهنده آن است که برخلاف دو الگوی پرفشار و زوجی در الگوی کم فشار تنها دریای خزر منبع تأمین رطوبت بارشها نبوده و دریاهای دور دست جنوبی (دریای سرخ، دریای عرب و خلیج فارس) نیز منابع رطوبتی بارشهای شدید سواحل خزری هستند (شکل 5-d). بیشینه صعود هوا در این الگو همان طوری که شکل2-f نشان میدهد، به واسطه قرارگیری در منطقه همگرایی جلوی یک چرخند، در حدفاصل جنوب دریای خزر تا رشته کوههای البرز در ترازهای میانی وردسپهر به وقوع میپیوندد. بررسی تطبیقی الگوی کم فشار زمستانه (شکل5) با الگوی کم فشار ارایه شده توسط مفیدی و همکاران (1386: 131) برای بارشهای شدید پاییزه بیانگر شباهت زیاد آرایش سامانههای فشاری و جریان غالب هوا بین الگوی کم فشار زمستانه با «الگوی کم فشار جنوبی» در مقاله یاد شده است. با این تفاوت که سامانهها در الگوی زمستانه از برجستگی، شدت گردش و شیب فشار بیشتری برخوردار هستند.
به منظور تبیین نقش و اهمیت جریانات ترازهای زیرین جو در زمان وقوع بارشهای شدید زمستانه، ساختار باد در منطقه دریای خزر به نحو دقیق تری مورد بررسی قرار گرفت. همان طور که شکل 6 نشان میدهد در تمامی الگوهای بارشی حتی الگوی کم فشار، بر روی دریای خزر جریان غالب در ترازهای زیرین جو جریان شمالی است. مضاف بر این در تمامی الگوها شدت جریان شمالی به سمت شرق دریا افزایش مییابد (شکل 6-b، 6-d و 6-f). در این رابطه شدت متوسط باد شمالی در الگوی زوجی به طور قابل ملاحظهای از سایر الگوها بیشتر است، به طوری که بیشینه متوسط سرعت باد در این الگو در شرق دریا از 30 کیلومتر در ساعت تجاوز مینماید. در عین حال در زمان اوج بارشها الگوی زوجی با جهت وزش باد شمال-شمال غربی در مقایسه با دو الگوی پرفشار و کم فشار (شکل6-b، 6-d و 6-f) شرایط مناسب تری را برای انتقال رطوبت دریای خزر به سواحل جنوبی فراهم میآورد. به نظر میرسد به همین علت در زمان استقرار الگوی زوجی بالاترین مقادیر متوسط منطقهای بارش در سواحل خزری به وقوع میپیوندد (جدول 2). نکته دیگری که از بررسی ساختار جریان بر روی دریای خزر حاصل میشود وجود یک منطقه همگرایی برجسته و عمیق بین بادهای شمالی و جنوبی در سواحل جنوبی دریای خزر در الگوی کم فشار است (شکل 6-e و 6-f).
نتیجهگیری
شناخت ساختار گردش منطقهای جو و تبیین نحوه ارتباط آن با ویژگیها و مؤلفههای منطقهای و محلی، درک نظامهای اقلیمی را در مقیاس منطقهای ممکن میسازد. بر این اساس در مطالعه حاضر جهت تبیین سازوکار حاکم بر وقوع بارشهای شدید زمستانه در سواحل خزری، ساختار گردش و برخی مؤلفههای مهم در مقیاس منطقهای مورد بررسی قرار گرفت. با در نظر گرفتن هدف و سؤالات تحقیق، یافتهها ویژگیهای زیر را در رابطه بارشهای زمستانه منطقه خزری نشان میدهند.
- بررسیها نشان دهنده آن است که بارشهای شدید زمستانه در سواحل جنوبی دریای خزر نتیجه استقرار سه الگوی پرفشار، زوجی و کم فشار بر روی منطقه خزری بوده و در تمامی الگوها گردش واچرخندی همراه با بادهای شمالی در ترازهای زیرین جو بر دریای خزر تسلط دارد.
- در الگوی پرفشار یک مرکز پرفشار دینامیکی قوی بر شمال دریای خزر استقرار مییابد و گردش واچرخندی را در ترازهای زیرین جو بر روی کل منطقه خزری به شدت افزایش میدهد. در این الگو در نتیجه استقرار و تداوم گردش واچرخندی شدید و افزایش آن به سمت شمال دریای خزر، همه مناطق واقع در بخش میانی و شمالی دریا در زیر تراز 200 هکتوپاسکال تحت تسلط یک نزول شدید هوا قرار دارند. در مقابل، حوضچه جنوبی دریا به ویژه نوار ساحلی در زیر تراز 800 هکتوپاسکال صعود شدیدی را تجربه میکند. این رابطه الاکلنگی بین نیمه شمالی و جنوبی دریای خزر در همه روزهای بارشیِ مربوط به الگوی پرفشار قابل مشاهده است (شکل2-a،2-d و جدول2). استقرار این الگو یک جریان شمال-شمال شرقی گسترده و مداومی را در ترازهای زیرین ورد سپهر در زمان اوج بارشها بر روی دریای خزر در پی دارد (شکل1-d و 10-د).
شکل 6- متوسط سرعت باد نصف النهاری و جهت باد غالب در زمان وقوع بارشهای شدید زمستانه بر روی دریای خزر. سمت راست (a، c و e) نیمرخ قائم شدت باد نصف النهاری متوسط گیری شده برای 5/47 تا 55 درجه طول شرقی به ترتیب در الگوی پرفشار، زوجی و کم فشار. محور افقی و قائم به ترتیب نشان دهنده عرض جغرافیایی و فشار برحسب هکتوپاسکال است. سمت چپ (b، d وf) شدت متوسط باد نصف النهاری و جهت باد غالب در تراز 925 هکتوپاسکال به ترتیب در الگوی پرفشار، زوجی و کم فشار. در شکلها مقادیر منفی نشان دهنده باد شمالی است. سرعت باد برحسب کیلومتر در ساعت است.
- الگوی زوجی پس از گذر یک ناوه موج غربی از روی منطقه خزری و در ابتدای ورود یک پشته به منطقه دریای سیاه و قفقاز مشاهده میگردد. در نقشه سطح زمین یک چرخند و یا گردش چرخندی در منطقه دریاچه آرال و یک واچرخند در حدفاصل دریای خزر تا دریای سیاه تسلط دارند (شکل 3-a). در این الگو به واسطۀ استقرار یک پشته نسبتاً قوی بر جانب شمالی دریای سیاه و عمیق شدن ناوه بر شرق دریای خزر شیب فشار و تاوایی در امتداد مداری در منطقه دریای خزر بسیار قابل ملاحظه است (شکل3-a و3-c). در الگوی زوجی دریای خزر تحت تسلط جریانات شمال غربی قرار داشته و گردش واچرخندی در نیمه ی جنوبی دریا به حداکثر میزان خود میرسد. در عین حال گردش واچرخندی در مقایسه با الگوی پرفشار از عمق و وسعت کمتری برخوردار است (شکل2 -ب). درمقابل، وزش بادهای شمالی در این الگو از شدت بیشتری برخوردار است (شکل 6).
- در الگوی کم فشار شکل گیری یک گردش چرخندی گسترده همراه با صعود شدید هوا در لایه ضخیمی از وردسپهر بر نیمه ی غربی ایران (شکل2-f)، همراه با تداوم گردش واچرخندی و تقویت بادهای شمالی بر روی دریای خزر، موجب پیدایش یک منطقه همگرایی بین جریانات مرطوب جنوبی و بادهای شمالی در سواحل جنوبی دریای خزر میگردد (شکل 6-d). در این الگو برخلاف دو الگوی پرفشار و زوجی تنها دریای خزر منبع تأمین رطوبت بارشها نبوده و دریاهای دوردست جنوبی (دریای سرخ، دریای عرب و خلیج فارس) نیز منابع رطوبتی بارشهای شدید سواحل خزری هستند (شکل5-d). در الگوی کم فشار، منطقه خزری به واسطه قرارگیری در منطقه همگرایی جلوی یک چرخند، در حدفاصل جنوب دریای خزر تا رشته کوه البرز در ترازهای میانی ورد سپهر بیشینۀ صعود هوا را تجربه میکند (شکل 2-f).
- بررسیهای انجام شده در مقیاس همدید نشان دهنده آن است که به استثنای الگوی کم فشار، در زمان وقوع بارشهای شدید علیرغم صعود شدید هوا در نوار ساحلی جنوب دریای خزر، مرکز کم فشار و یا منطقه همگرایی در حوضچه جنوبی دریا مشاهده نمیگردد. بر این اساس، میتوان چنین استدلال نمود که در دو الگوی پرفشار و زوجی در زمان وقوع بارشها، مشاهده صعود شدید هوا در لایهای کم عمق در نوار ساحلی و در زیر تراز 800 هکتوپاسکال (شکل2) ناشی از وقوع همرفت در مقیاسی نسبتاً محلی در حاشیه جنوبی دریای خزر است.
- بررسی ساختار باد در منطقه دریای خزر نشان داد که در تمامی الگوهای همدیدی بر روی دریای خزر جریان غالب در ترازهای زیرین جو جریان شمالی است. مضاف بر این در تمامی الگوها شدت جریان شمالی به سمت شرق دریا افزایش مییابد. در عین حال الگوی زوجی با جهت وزش باد شمال-شمال غربی در مقایسه با دو الگوی پرفشار و کم فشار شرایط مناسبتری را برای انتقال رطوبت دریای خزر به سواحل جنوبی فراهم میآورد (شکل 6).
سپاسگزاری
مقاله حاضر بخشی از طرح پژوهشی است که در سال 1387 در دانشگاه آزاد اسلامی واحد نور به انجام رسیده است. از معاونت محترم پژوهشی دانشگاه آزاد اسلامی واحد نور، به خاطر حمایت مالی از پژوهش انجام شده قدردانی میشود.
)
