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
کلیدواژه‌ها
عنوان مقاله [English]
نویسندگان [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]
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 j≠iو 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.
)
