نقش رودباد در چرخندزایی میانه مدیترانه

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 عضو هیات علمی دانشگاه آزاد اسلامی، واحد اهواز، گروه محیط زیست

2 عضو هیات علمی دانشگاه آزاد اسلامی، واحد علوم و تحقیقات، گروه هواشناسی

3 استادیار، عضو هیات علمی پژوهشکده هواشناسی

4 مؤسسه ژئوفیزیک دانشگاه تهران

چکیده

منطقه میانه مدیترانه یکی از مناطق چرخندزایی در حوضه مدیترانه می‌باشد که تغییرات رخ داده در رودباد و واگرایی سطوح بالا عامل مهمی درچرخندزایی این منطقه می‌باشد. به منظور بررسی اثر رودباد داده‌های سرعت مداری و نصف النهاری باد، سرعت قائم، ارتفاع ژیوپتانسیل از داده‌های بازیابی شده در تارنمای [1]NCEP[2]/NCAR  استخراج شدند. سپس بر اساس آن میدان واگرایی و فرارفت مثبت تاوایی نسبی نیز محاسبه شدند. در ابتدا الگوهای ترکیبی حاصل از چند سامانه میانه مدیترانه ترسیم شده و در انتها نیز به یک مورد خاص در فوریه 1974 اشاره می‌شود. در الگوهای ترکیبی هر دو رودباد جنب حاره و قطبی می‌توانند در شکل گیری سامانه‌های میانه مدیترانه موثر باشند. میدان واگرایی در سمت چپ خروجی رودباد قطبی شمالی- جنوبی عاملی در جهت شکل گیری همگرایی سطحی، سرعت قائم بالاسو و توسعه ناوه وارون فشاری به سمت میانه مدیترانه می‌باشد. اما باتغییر میدان واگرایی و باد در سطوح بالای جو، سامانه به سمت چپ خروجی رودباد جنب حاره انتقال یافته و درعین حال تقویت نیز می‌شود. به این ترتیب رودباد جنب حاره در طی فرآیند توسعه موثر است. اما در برخی موارد فرآیند توسعه سامانه با حضور رودباد قطبی غربی-شرقی بر روی دریای سیاه، با برهم کنش خروجی رودباد جنب حاره و ورودی شکل می‌گیرد.

در سامانه فوریه 1974 در روز 21 فوریه حضور رودباد جنب حاره منجر به گسترش ناوه وارون فشاری به سمت میانه مدیترانه می شود و در این سامانه خاص رودباد قطبی شمالی-جنوبی نقشی در شکل گیری سامانه ندارد. اما در طی 24 ساعت بعد بیشینه تندی باد در مرکز رودباد جنب حاره به72 متر بر ثانیه رسیده و همچنین خمیدگی چرخندی و چینش افقی باد در سمت چپ رودباد و در بالای منطقه میانه مدیترانه تا شمال لیبی تشدید می شود که منجر به تقویت کم فشارسطحی می شود. بنابراین می‌توان نتیجه گرفت که فرآیند توسعه کم فشار سطحی تماماً تحت تاثیر رودباد جنب حاره بوده وروباد قطبی غربی-شرقی و یا شمالی جنوبی در این چرخندزایی نقشی ندارد.




2. National Center for Atmospheric Research

3. National Centers for Environmental Prediction

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

On the Role of the Jet Stream in the Central Mediterranean Cyclogenesis

نویسندگان [English]

  • E Mubarak Hassan 1
  • A. H Meshkatee 2
  • M Azadi 3
  • M Mazraee Farahani 4
چکیده [English]

Introduction

The central Mediterranean Sea is well known as a cyclogenesis area. The Jet streams associated with divergence, are important factors in cyclogenesis in the area. The Subtropical and polar jet streams are flowing normally in the upper layer in 300- 200 hPa. Although the subtropical or polar jet is associated with cyclogenesis, sometimes the cyclones develop in lower latitudes with respect to the interaction region of the jet streams.

 

Method and Material

The meridional and zonal wind, vertical motion, geopotentail height (gpm) and mean sea level pressure (mslp) from the reanalysis data of NCEP/NCAR were derived. The data are being archived from 1948 with a 2.5 degree horizontal resolution at 17 levels. Then, the divergence and positive vorticity advections were calculated by the wind data. Finally, the composite structure of several Mediterranean cyclonic systems was plotted and the figures for the case study (21 and 23 Feb 1974) were obtained.

    

Results and Discussions

The wind speed of 45 with a  divergence in the exit region of the subtropical jet in 25 to 27.5 No latitudes is demonstrated in the composite Figures for the formed cyclonic event. In addition there is a north-south polar jet in Western Europe of its left exit with weak divergence. In the cases with the process of cyclone development, normally the wind speed increase to 50 and more and an intensive horizontal wind shear forms in the left side of the Subtropical jet. Intensified convergence in 850 hPa and upward motion in 500 hPa are favorable factors for cyclogenesis development and changes in the related wind filed cause an increase in divergence up to. In the Central Mediterranean, cyclones are developed normally by presence of the subtropical jet stream near the North of Libya.

In the case study, of 21 Feb 1974, the maximum wind speed of 62 were observed in the exist region of the jet over North Libya with a north-east to south-west direction in 200 hPa.  The inverted pressure trough was formed in lower troposphere under the upper level jet and weak divergence field. The positive vorticity advection coincided with maximum upward motion in east of the upper trough was above the mid-level inverted trough. the upper level wind speed and divergence field extended from  north Libya to central Mediterranean and west Turkey were developed and led to increase of  convergence in 850 hPa in east of the cyclone.  In middle level, the trough amplification is associated with enhancement of upward motion and positive vorticity advection. Thus the cyclone was developed due to forcings from lower and upper levels and mid-level forcings support cyclogensis.

Conclusion

Although the subtropical and polar jets can affect central Mediterranean cyclogenesis by a composite structure, so that cyclone can be formed in the polar jet left exit and developed in subtropical jet left exit. Thus, cyclones develop only by subtropical jet and form by both subtropical and polar jet.

Review of weather system shows expansion of the inverted pressure trough   on 21 Feb 1974 to central Mediterranean from Africa, affected by Subtropical jet associated divergence filed. The polar jet was not observed on the day.  Within the next 24 hours ending to 23 Feb, wind speed in 200 hpa reaches to 72 m/s with intensified cyclonic curvature and caused upper level divergence and favorable conditions for cyclogenesis. So, some central Mediterranean cyclones can be formed and developed only by subtropical jet without interaction by polar jet.

 

 

 

کلیدواژه‌ها [English]

  • Subtropical Jet
  • Polar Jet
  • Divergence
  • Positive vorticity advection
  • Cyclogenesis

مقدمه

دریای مدیترانه یکی از مناطق مهم چرخندزایی در نیم کره شمالی می­باشد. چرخندهای شکل گرفته برروی مدیترانه تأثیر بسزایی بر آب و هوای ایران به خصوص نواحی غربی و مرکزی آن دارند. تشخیص شرایط شکل‌گیری و توسعه سامانه­ها در میانه مدیترانه می­تواند به شناخت هرچه بهتر گردش­های جوی و سامانه‌های موثر بر آب و هوای ایران و تغییرات احتمالی آن کمک نماید. مطالعه­ها نشان می­دهد از توسعه سامانه­های عرض‌های میانی، وقوع توفان و بارش متاثر از رودباد سطوح بالای جو می­باشد (Pyle, 2004).  

دو گروه بیشینه تندی باد در سطوح بالای تروپوسفر تعیین شده و به رودباد جنب حاره و رودباد قطبی نام گذاری شده‌اند. هر دو آن‌ها بادهای غربی هستند. رودباد قطبی در عرض‌های میانی و رودباد جنب حاره در عرض‌های پایین‌تر در حدود N27 تا 30 دیده می­شوند.  هر دو این رودباد می­توانند در چرخندزایی عرض‌های میانی موثر باشند. بیشینه باد همراه با رود باد جنب حاره در سطح 200 هکتوپاسکال قرار دارد. در حالی که رودباد قطبی در سطح300 هکتوپاسکال مشاهده می­شود (Karlson, 1994). با توجه به مشاهده‌های بزرگ مقیاس جو مشخص شده است که جت جنب حاره در فصل زمستان الگوی شبه ایستا داشته و از سه موج تشکیل می‌شود که به ترتیب در جنوب شرق آمریکا، دریای مدیترانه و سواحل ژاپن قرار دارد (Zohdy, 1989). 

دیفانت (Defant, 1959) و کارین (Karein, 1979) معتقد بودند که برهم کنش دو رودباد می‌تواند نقش مهمی در چرخندزایی در مرکز و شرق مدیترانه داشته باشد (Prezerakos and et al, 1997). تورنکرافت و فلوکاس (Thorncroft and Flocas, 1997) برهم کنش دو رودباد را در یک سامانه موردی شمال افریقا بررسی نموده و نشان دادند که جت قطبی به سمت عرض‌های پایین‌تر انتقال یافته و با ناپایداری‌های سطحی همراه با رودباد جنب حاره بر هم کنش نموده و باعث شکل‌گیری چرخند می شوند. در برخی شرایط هر یک از آن دو و یا تلفیق آن­ها می­تواند به توسعه سامانه­های کم­فشار منجر شود (Prezerakos and et all, 1997., Kaplan, 1998., Uccellini, 1986., Maddox and Doswell, 1981., Kloth and Davies-Jones, 1980., Whitney, 1977). مطالعه­های انجام شده نشان می­دهند سامانه­های کم­فشار سطحی در سمت چپ خروجی رودباد جنب حاره و سمت راست ورودی رودباد قطبی توسعه می­یابند. سینکلرو ریویل (Sinclair  and  Revell, 2000) سه نوع چرخندزایی را با توجه به رودباد جنب حاره در سطوح بالای جو تعیین نموند. منطقه مدیترانه تحت تاثیر هر دو رودباد جنب حاره و قطبی قرار دارد. در مواقعی که رودباد قطبی به عرض‌های جنوبی­تر و رودباد جنب حاره به عرض‌های شمالی‌تر نسبت به شرایط متوسط انتقال می­یابند، هر دو رودباد می­توانند با همدیگر برهم کنش داشته باشند. برخی از سامانه­های مدیترانه­ای درسمت چپ خروجی یا راست ورودی رودباد قطبی توسعه یافته و با انتقال به سمت چپ رودباد جنب حاره توسعه شدیدتری می­یابند (Prezerakos and et al, 2006). گرچه نقش و تاثیر رودباد جنب حاره و قطبی و یا برهم کنش آن ها در توسعه سامانه­های مدیترانه ایی به طور کامل شناخته نشده است (Prezerakos and et al, 2006).

از جمله فراسنج‌هایی که با رودباد سطوح بالا همراهی می‌نماید واگرایی میدان باد است (Uccellini, 1986). دو عامل تشدید چینش افقی باد و خمیدگی چرخندی رودباد در افزایش واگرایی سطوح بالا نقش دارند. در رودباد آرمانی در سمت راست ورودی و سمت چپ خروجی رودباد به دلیل شکل­گیری باد آزمین­گرد، میدان واگرایی تشدید شده و در لایه­های سطحی امکان توسعه کم فشار فراهم می شود. واگرایی سطوح بالا کاهش جرم هوا را به دنبال داشته و در نتیجه برای جبران آن در سطح همگرایی شکل می­گیرد. همگرایی نیز به حرکات صعودی منجر می­شود. دربرخی مطالعه­ها فرارفت تاوایی، واگرایی و حرکات قائم همراه با رودباد سطوح بالای جو به عنوان شواهدی در توسعه کم فشارهای سطحی مورد بررسی قرار­ گرفته­اند (Reiter, 1972)؛ کلوتز و دیویس،1980). ناکومارا (Nakamura, 1992) نشان داد که رودباد سطوح بالا با واگرایی و فرارفت تاوایی نسبی همراه است. از جمله عوامل مطلوب چرخند زایی فرارفت تاوایی نسبی مثبت می­باشد. مطالعه­های موردی نشان می­دهند که حضور و تشدید فرارفت تاوایی نسبی مثبت همراه با چینش قائم باد ناشی از تغییرات رودباد شرایط مناسب را برای افزایش حرکات قائم بالاسو و ایجاد کم فشار سطحی فراهم می­نماید (Sinclair, 199; Mattocks and Bleck, 1986; Maddox and Doswell, 1982; Maddox And Doswell, 1981).

در این مطالعه ابتدا ساختار برخی فراسنج‌ها حاصل از ترکیب چند سامانه شکل گرفته در میانه مدیترانه ارائه می‌شود. سپس ساختارها در سامانه­ توسعه یافته در میانه مدیترانه در فوریه سال 1974 با الگوی ترکیبی مقایسه می‌شود تا تعیین شود که آیا برهمکنش دو رودباد جنب حاره و قطبی در شکل‌گیری و توسعه این سامانه ضروری است و یا حضور هریک از آن‌ها به تنهایی کافی است. همچنین با توجه به برخی فراسنج‌های دینامیکی نحوه تاثیر گذاری رودباد در تقویت این کم فشار سطحی بررسی می‌شود.

 

داده و روش شناختی  

به منظور بررسی ساختار رودباد، تندی باد مداری و نصف النهاری سطح، سرعت قائم، ارتفاع ژئوپتانسیل و فشار متوسط سطح دریای آزاد از داده‌های بازیابیNCEP[1]/ NCAR استخراج شده­اند. این داده‌ها با تفکیک افقی 2.5 درجه و در 17 سطح فشاری از1000 تا 10 هکتوپاسکال در دسترس می­باشند. سپس براساس آن داده‌ها میدان واگرایی سطح 300 و 200 هکتوپاسکال و فرارفت تاوایی نسبی سطح 500 هکتوپاسکال محاسبه شده­اند.

شکل (1) محدوده انتخاب شده در مطالعه را نشان  داده و مثلث‌های قرمز رنگ موقعیت ایستگاه‌های همدیدی را با ارتفاع بیش از 1000 متر معرفی می‌نمایند. منطقه میانه مدیترانه محدوده °N32 تا 38 و°E 13 تا 24 در نظر گرفته شده است که در شکل با دایره مشخص شده است. در ابتدا سامانه‌های شکل گرفته در این منطقه تعیین شد (جدول 1). در مرحله اول الگوهای ترکیبی2 برای هشت سامانه معرفی شده در جدول (1) در روزهای شکل­گیری و بیشینه توسعه سامانه استخراج شده و با ­استفاده از نرم‌افزار Surfur ترسیم شدند.

جدول شماره 1- سامانه‌های شکل گرفته در میانه مدیترانه

سال

ماه

1965

4 تا 8 فوریه

1968

27 فوریه تا 1 مارس

1974

21 تا 26 فوریه

1976

14 تا 18 ژانویه

1980

11 تا 15 فوریه

1987

22 تا 25 فوریه

1991

5 تا 9 دسامبر

1998

14 تا 17 مارس

 

 

شکل شماره 1- محدوده طول و عرض جغرافیایی و منطقه میانه مدیترانه

 

در ادامه ساختار ترکیبی نشان می­دهند که هر دو رودباد جنب حاره و رودباد قطبی در شکل‌گیری این سامانه­ها موثر می­باشند. در فاصله زمانی 21 تا 26 فوریه 1974 سامانه آب و هوایی در میانه مدیترانه شکل گرفته و ایران را نیز تحت تأثیر قرار داده است[2]. این سامانه کاهش فشار قابل توجهی را در طی بیست و چهار ساعت تجربه نموده و شکل گیری و توسعه آن فقط متاثر از رودباد جنب حاره بوده و رودباد قطبی در شکل‌گیری و توسعه آن موثر نیست. به همین دلیل به مطالعه موردی آن توجه شده است. این سامانه در روز بیست و یکم شروع به شکل گیری نموده و در روز بیست و سوم فوریه در میانه مدیترانه توسعه یافته است. از این رو در مرحله دوم الگوها برای روزهای یاد شده، ارائه می­شوند. به منظور درک بهتر از تاثیر رودباد، برش تندی باد، واگرایی و حرکات بالاسو در راستای مداری و نصف النهاری نیز ترسیم شده­اند.

 

بحث و نتایج

الف) الگوی ترکیبی

شکل­های (2- الف) و (2- ت) ساختار ترکیبی فشار و همگرایی سطح 850 هکتوپاسکال را نشان می­دهد. در روز شکل‌گیری، ناوه وارون1 فشاری از سمت آفریقا به میانه مدیترانه گسترش یافته و همگرایی سطح 850 هکتوپاسکال  در شرق ناوه فشاری برروی لیبی مشاهده می­شود (2-الف). با توسعه کم فشار و انتقال آن به جنوب یونان همگرایی سطح 850 هکتوپاسکال واقع در شرق کم فشار نیز افزایش می­یابد (2- ب). بررسی فراسنج­ها در لایه میانی جو (سطح 500 هکتوپاسکال) نشان می­دهد ناوه ارتفاعی از سمت سیبری به جنوب یونان و شمال تونس گسترش یافته و در سمت چپ ناوه وارون فشاری قرار می‌گیرد (2- الف و 2- ب). بیشینه سرعت قائم بالاسو و بیشینه فرارفت مثبت تاوایی نسبی در شرق ناوه ارتفاعی شکل گرفته است. بیشینه این دو فراسنج با همگرایی سطح 850 هکتوپاسکال انطباق مکانی دارد (مطابق باNakamura, 1992). در طی فرآیند توسعه ناوه ارتفاعی به سمت میانه مدیترانه انتقال یافته و همزمان با کاهش ارتفاع و افزایش خمیدگی، سرعت قائم بالاسو به  و فرارفت مثبت تاوایی نسبی به  در شرق آن افزایش می‌یابد (2- ث) (مطابق با نتایج Maddox And Doswell, 1982; Mattocks and Bleck, 1986; Sinclair, 1993)).

در راستای قائم جو تشدید فراسنج­های سطوح میانی جو بر افزایش همگرایی سطح 850 هکتوپاسکال منطبق می‌باشد (2- ت و 2- ث). در سطح 300 هکتوپاسکال نیز تغییراتی در میدان باد و واگرایی رخ می­دهد. در روز شکل‌گیری سامانه، بیشینه تندی بادر 45 (رودباد جنب حاره) در عرض جغرافیایی 25 تا 27.5 در بالای لیبی قرار داشته و واگرایی در سمت چپ خروجی در میانه مدیترانه شکل­ گرفته ­است (2- پ) (منطبق با یوسلنی، 1986). واگرایی سطح 300 هکتوپاسکال در راستای قائم منطبق بر همگرایی سطحی و سرعت قائم بالاسو می­باشد. علاوه بر رودباد جنب حاره، رودباد قطبی شمال- جنوب در غرب اروپا با میدان واگرایی در سمت چپ آن مشاهده می‌شود (2- پ). در روز شکل‌گیری سامانه رودباد قطبی حضور دارد. به این ترتیب در برخی موارد با انتقال جنوب سوی رودباد قطبی به سمت چپ رودباد جنب حاره، کم فشاری در میانه مدیترانه می­تواند شکل گیرد. نتیجه حاصل با نتیجه پرزراکاس و فلوکاس، 2006 هماهنگی دارد که بیان می­نماید برخی از سامانه­های مدیترانه­ای در سمت چپ خروجی یا راست ورودی رودباد قطبی توسعه یافته و با انتقال به سمت چپ رودباد جنب حاره توسعه شدیدتری می­یابند[3].

سپس در طی فرآیند توسعه تندی باد به بیش از 50 افزایش یافته و همزمان با حرکت به سمت شرق، خمیدگی چرخندی آن افزایش یافته و برش افقی باد در سمت چپ رودباد تشدید می­شود (2- ج). در همین شرایط و با تغییر میدان باد، واگرایی سطح 300 هکتوپاسکال به در سمت چپ رودباد جنب حاره افزایش یافته می­یابد (2- ج). به این ترتیب با تغییر میدان باد، واگرایی سطوح بالا افزایش می­یابد. این تغییرات با تشدید همگرایی سطحی و سرعت قائم بالاسو همراه بوده و کم فشار سطحی تقویت می­شود. به این ترتیب توسعه کم فشار سطحی با تغییرات رودباد جنب حاره همراهی می­نماید. رودباد قطبی شمالی- جنوبی در فرآیند توسعه سامانه­های میانه مدیترانه نقش موثری ندارد.



 

الف

 

ت

 

 

ب

 

ث

 

 

پ

 

ج

 

 

شکل شماره 2- الف) منطقه هاشورزده همگرایی سطح 850 هکتوپاسکال، خط پر فشارسطح دریای آزاد (هکتوپاسکال)، ب) منطقه هاشور زده فرارفت مثبت تاوایی نسبی، خط چین سرعت قائم بالاسو، خط پر ارتفاع ژئوپتانسیل  (سطح 500 هکتوپاسکال)؛ پ) منطقه هاشورزده واگرایی، خط پر تندی باد سطح 300 هکتوپاسکال، روز شکل گیری سامانه‌ها؛ ت) مشابه شکل الف، ث) مشابه شکل ث و ج) مشابه شکل پ اما برای روز توسعه سامانه ها در میانه مدیترانه

 

 

بر روی دریای سیاه نیز بیشینه بادی مشاهده می­شود که در برخی موارد شاخه‌ایی از رودباد قطبی غربی- شرقی می‌باشد. به این ترتیب در برخی سامانه‌ها برهم کنش سمت چپ خروجی رودباد جنب حاره و سمت راست ورودی منجر به توسعه کم فشار سطحی می­شود.

 

 

ب) بررسی موردی (فوریه 1974)

در شکل (3) روند تغییرات زمانی فشار سطحی در مرکز کم فشار دیده می­شود. کمترین فشار 995 هکتو پاسکال 72 ساعت پس از آغاز شکل‌گیری کم فشار در روز بیست و چهارم فوریه ساعت 00(UTC) رخ می­دهد. فشار اولیه 1012 هکتوپاسکال بوده و در طی هفتاد و دو ساعت 17 هکتوپاسکال کاهش می‌یابد.

 

 

 

شکل شماره 3- روند تغییرات زمانی فشار سطحی فوریه 1974

 

 

در ادامه به بررسی شرایط همدیدی می‌پردازیم. شکل (4- الف) الگوی فشار سطحی در روز بیست و یکم فوریه ساعت 12 (UTC) را نشان می­دهد. در این شکل ناوه وارون فشاری 1015 هکتوپاسکال از کم فشار گرمایی واقع در مرکز آفریقا در راستای شمال سو به جنوب ایتالیا گسترش یافته ­است. شکل (4- الف) میدان همگرایی سطح 850 مقدار  در شمال لیبی و شرق ناوه فشاری را نشان می‌دهد. 

شکل (4- ب) خطوط هم ارتفاع را در سطح 500 هکتو پاسکال ارائه می­دهد. در این شکل پر ارتفاع جنب حاره در بخش­های مرکزی آفریقا قرار دارد. کم ارتفاعی در غرب اروپا و مدیترانه دیده می­شود که ناوه آن به سمت الجزایر گسترش یافته است. خط هم ارتفاع 5520 متر در عرض 5/32 درجه­ شمالی از شمال الجزایر عبور می­نماید. این ناوه ارتفاعی در غرب ناوه فشاری قرار ­دارد. کم فشار گرمایی واقع بر روی آفریقا با پرارتفاع جنب حاره منطبق می­باشد. در روز بیست و یکم فوریه ساعت 12 (UTC) فرارفت تاوایی نسبی مثبت در سطح 500 هکتوپاسکال به میزان  در حد فاصل لیبی و الجزایردر شرق ناوه ارتفاعی دیده می­شود (شکل 4- ب). سرعت قائم بالاسو نیز بادر جنوب ایتالیا تا شمال لیبی قرار ­دارد. بیشینه سرعت قائم بالاسو و بیشینه فرارفت تاوایی نسبی مثبت در این روز بیست و یکم فوریه ساعت 12 (UTC) کاملا بر همدیگر منطبق نیستند (شکل 4- ب).

در سطح 200 هکتوپاسکال رودباد جنب حاره با بیشینه سرعت 62 متر بر ثانیه در راستای شمال شرقی- جنوب غربی در شمال لیبی قرار دارد (شکل 4- پ). رودباد دارای خمیدگی واچرخندی بوده و بر بخش شمالی پر ارتفاع جنب حاره منطبق است. میدان واگرایی با مقدار در سطح 200 هکتوپاسکال منطبق بر رودباد جنب حاره در شمال لیبی و جنوب ایتالیا دیده می­شود (شکل 4- پ).  بیشینه همگرایی سطح 850 هکتوپاسکال و بیشینه واگرایی سطح 200 هکتوپاسکال هر دو مقدار یکسان   دارند. با بررسی شرایط روز بیست و یکم فوریه ساعت 12 (UTC) دیده می­شود که رودباد جنب حاره با میدان واگرایی همراه با آن منجر به توسعه همگرایی سطحی شده و در نتیجه سرعت قائم بالاسو افزایش یافته و ناوه وارون فشاری به سمت میانه مدیترانه شکل می­گیرد. به این ترتیب در روز شکل­گیری ناوه فشاری اثری از رودباد قطبی شمالی- جنوبی نبوده و این رودباد نقشی در شکل­گیری سامانه فوریه 1974 ندارد. همچنین حضور فرارفت تاوایی نسبی مثبت سطح 500 هکتوپاسکال شرایط مطلوب سطوح میانی جو را در شکل­گیری ناوه وارون فشاری به سمت جنوب ایتالیا نشان می­دهد.

برش مداری میدان واگرایی در شکل (5- الف) دیده می­شود. در این شکل هم مقدار بودن واگرایی سطوح بالا و همگرایی سطحی تایید می‌شود، همچنین همگرایی از سطح 1000 تا سطح 700 هکتوپاسکال گسترش می­یابد. میدان واگرایی در ورودی رود باد جنب حاره و در مجاورت چینش قائم باد شکل گرفته ­است. شکل (5- پ) برش نصف النهاری میدان واگرایی را نشان می­دهد. در این شکل بیشینه واگرایی در سطح 200 هکتوپاسکال بر بیشینه تندی باد منطبق است. همچنین مرکز بیشینه 1 واحدی دیگری نیز در سمت چپ رودباد شکل گرفته­ است. شکل (5- ب) برش مداری بیشینه سرعت قائم بالاسو را در مجاورت چینش قائم باد نشان می­دهد. با مقایسه دو شکل (5- الف) و (5- ب) دیده می­شود که بیشینه سرعت قائم بالاسو در حدفاصل واگرایی سطوح بالا و همگرایی سطحی شکل می‌گیرد. برش نصف‌النهاری باد نیز بیشینه سرعت قائم بالاسو را در زیر و سمت چپ رودباد جنب حاره نشان می‌دهد.

در طی بیست و چهار ساعت بعدی میدان فراسنج‌های پیش گفته شده تغییر می­نمایند، به طوری که ناوه وارون فشاری در جنوب ایتالیا تقویت و به مرکز کم فشار تبدیل می­شود. در شکل (4- ت) کم فشار 995 هکتوپاسکال در میانه مدیترانه توسعه یافته ­است. خطوط هم فشار آن گسترش شمالی- جنوبی داشته و با خم چرخندی از بخش‌های شمالی آفریقا عبور می­نمایند. همگرایی سطح 850 هکتوپاسکال نیز در شمال لیبی و در شمال شرق کم فشار سطحی به افزایش می‌یابد. علاوه بر آن مرکز همگرایی دیگری نیز در جنوب ایتالیا دیده می‌شود (4- ت).

خطوط ارتفاعی سطح 500 هکتوپاسکال نیز تغییر نموده و ناوه ارتفاعی شمال الجزایر به سمت شرق انتقال یافته و تقویت می­شود به طوری که در روز بیست وسوم ساعت 12 (UTC) در جنوب ایتالیا به مرکز کم­ارتفاعی با مقدار 5400 متر تبدیل می­شود. علاوه بر کاهش ارتفاع در میانه مدیترانه، در شرق مدیترانه تا جنوب غرب دریای سیاه پشته ارتفاعی شدت می­یابد (شکل 4- ث). ارتفاع در سطح 500 هکتوپاسکال در طی بیست و چهار ساعت 120 متر و فشار سطحی نیز در طی همان بیست و چهار ساعت 15 هکتو پاسکال کاهش یافته­اند. در روز بیست و سوم فوریه ساعت 12 (UTC) فرارفت تاوایی نسبی مثبت به  افزایش یافته و به جنوب یونان انتقال می‌یابد (شکل 4- ث).

 

 

 

 

ت

 

الف

 

 

ث

 

ب

 

 

شکل شماره 4- الف) خط مشکی فشارسطحی() ومنطقه هاشورزده همگرایی سطح850هکتوپاسکال(-فاصله0.5)، ب) منطقه هاشور زده فرارفت تاوایی نسبی (-فاصله4)، خط چین سرعت قائم بالاسو(-فاصله0.1) و خط مشکی پرارتفاع ژیوپتانسیل (-فاصله40)، سطح500 هکتوپاسکال روز بیست و یک فوریه ساعت 12(UTC) ؛ شکل ت) مشابه الف، شکل ث) مشابه ب

 

ج

 

پ

 

 

شکل شماره 4- ج) مشابه پ اما برای روز بیست وسوم فوریه ساعت 12(UTC).

 

 

بیشینه فرارفت تاوایی نسبی مثبت در حد فاصل مرکز کم ارتفاع و پشته ارتفاعی قرار ­گرفته است. سرعت قائم بالاسو نیز در شمال شرق کم فشار به افزایش یافته و در شمال لیبی و جنوب یونان دیده می‌شود (شکل 4- ث). بیشینه سرعت قائم بالاسو بر بیشینه فرارفت تاوایی نسبی منطبق بوده و هر دو در شرق کم فشار سطحی قرار گرفته­اند. به این ترتیب هر دو فرارفت تاوایی نسبی مثبت و سرعت قائم بالاسو روند تقویت کم فشار سطحی را نشان می­دهند (منطبق با نتایج Maddox And Doswell, 1982; Mattocks and Bleck, 1986; Sinclair, 1993).

اما در سطح 200 هکتوپاسکال نیز رودباد جنب حاره تغییرات ویژه ایی دارد. تندی باد با 10 متر بر ثانیه افزایش به 72 متر بر ثانیه می­رسد (شکل 4- ج). علاوه بر آن خم چرخندی رودباد و چینش افقی باد در سمت چپ رودباد تشدید شده­ است. این شرایط در سطوح بالای جو بر روی بخش‌های شمالی لیبی و میانه مدیترانه تا غرب ترکیه قرار دارد (شکل 4- ج). بیشینه تندی باد در جنوب مرکز کم‌ارتفاع می­باشد. تشدید چینش افقی باد در سمت چپ رودباد با انتقال هوای سرد عرض‌های بالا به سمت عرض‌های پایین‌تر همراه است. در طی بیست و چهار ساعت واگرایی سطح 200 هکتوپاسکال  افزایش یافته و به  می­رسد (شکل 4- پ و 4- ج). بیشینه واگرایی سطح 200 هکتوپاسکال در حد فاصل دو بیشینه همگرایی سطحی قرار دارد. در روز بیست و سوم فوریه ساعت 12 (UTC) مقدار عددی واگرایی سطح 200 هکتوپاسکال 1 واحد بیشتر از همگرایی سطح 850 هکتوپاسکال می­باشد. با تغییر تندی باد، تشدید خمیدگی چرخندی و برش افقی باد در سمت چپ رودباد، افزایش واگرایی سطوح بالا و در نتیجه همگرایی سطحی تشدید شده که به افزایش سرعت قائم بالاسو و تقویت کم فشار سطحی منجر می­شود (منطبق یوسلنی، 1986 و کلوتز و دیویس، 1980). این تغییر با تغییرات میدان ارتفاع و فرارفت تاوایی نسبی مثبت در سطح 500 هکتوپاسکال همراه است.

در شکل (6- الف) برش مداری واگرایی در روز بیست و سوم فوریه ساعت 12 (UTC) دیده می­شود. با مقایسه آن با (5- الف) تشدید واگرایی سطوح بالا و گسترش آن به لایه‌های زیرین به خوبی مشاهده می­شود. همچنین امتداد همگرایی از نزدیکی سطح تا سطح 500 هکتوپاسکال دیده می­شود. تشدید میدان واگرایی با تشدید چینش قائم باد همراهی می­نماید. انتقال بیشینه واگرایی سطوح بالا به سمت چپ رودباد جنب حاره در شکل (6- پ) به خوبی دیده می­شود. با مقایسه شکل‌های (5- ب) و (6- ب) افزایش سرعت قائم بالاسو همراه با تشدید چینش قائم باد تایید می­شود. همچنین شکل‌های (6- الف) و (6- ب) تشدید سرعت قائم بالاسو همراه با افزایش میدان واگرایی را نشان می­دهند. بیشینه سرعت قائم بالاسو در روز بیست و سوم فوریه ساعت 12 (UTC) در سمت چپ رودباد همراه با میدان همگرایی می‌باشد (شکل‌های 6- پ و 6- ت).

 

 

 

ت

 

پ

 

ب

 

الف

 

شکل شماره 5- الف) برش مداری در عرضN 30، خط چین تندی باد (متر بر ثانیه)، نقطه چین همگرایی و خط مشکی واگرایی؛

ب) برش مداری در عرض N30، خط چین تندی باد (متر بر ثانیه)، نقطه چین سرعت قائم بالاسو؛ پ) برش نصف النهاری در طول E10، خط چین تندی باد (متر بر ثانیه)، نقطه چین همگرایی و خط چین واگرایی؛ ت) برش نصف النهاری در طول E10، خط چین تندی باد، نقطه چین سرعت قائم بالاسو؛ بیست و یکم فوریه ساعت 12 (UTC) سال 1974

 

 

ت

 

پ

 

ب

 

الف

 

شکل6: الف) برش مداری در عرضN 32، خط چین تندی باد (متر بر ثانیه)، نقطه چین همگرایی و خط مشکی واگرایی؛ ب) برش مداری در عرض N32، خط چین تندی باد (متر بر ثانیه)، نقطه چین سرعت قائم بالاسو؛ پ) برش نصف النهاری در طول E22، خط چین تندی باد (متر بر ثانیه)، نقطه چین همگرایی و خط چین واگرایی؛ ت) برش نصف النهاری در طول E22، خط چین تندی باد، نقطه چین سرعت قائم بالاسو؛ بیست و سوم فوریه ساعت 12 (UTC) سال 1974

 

 

نتیجه گیری

همان‌طور که در الگوهای ترکیبی نشان داده ­شده هر دو رودباد جنب حاره و قطبی می­توانند در شکل­گیری سامانه‌های میانه مدیترانه موثر باشند. میدان واگرایی در سمت چپ خروجی رودباد قطبی شمالی- جنوبی عاملی در جهت شکل­گیری همگرایی سطحی، سرعت قائم بالاسو و توسعه ناوه وارون فشاری به سمت میانه مدیترانه می­باشد. اما با تغییر میدان واگرایی و باد در سطوح بالای جو، سامانه به سمت چپ خروجی رودباد جنب حاره انتقال یافته و در عین حال تقویت نیز می­شود. به این ترتیب رودباد جنب حاره در طی فرآیند توسعه سامانه­های میانه مدیترانه موثر است. اما در برخی موارد فرآیند توسعه سامانه با حضور رودباد قطبی غربی- شرقی بر روی دریای سیاه، با برهم کنش خروجی رودباد جنب حاره و ورودی شکل می­گیرد.

در سامانه فوریه 1974 در روز 21 فوریه حضور رودباد جنب حاره منجر به گسترش ناوه وارون فشاری به سمت میانه مدیترانه می‌شود و در این سامانه خاص رودباد قطبی شمالی- جنوبی نقشی در شکل‌گیری سامانه ندارد. گرچه در سانه میانه مدیترانه که پرزراکاس و فلوکاس، 2006 بررسی نمودند، سامانه ابتدا درسمت چپ خروجی رودباد قطبی شکل گرفته است.

همچنین در سطح 200 هکتوپاسکال تندی باد در طی روزهای بیست و یکم تا بیست و سوم فوریه از 62 به 72 متر بر ثانیه افزایش می­یابد. همچنین خمیدگی چرخندی و چینش افقی باد در سمت چپ رودباد افزایش یافته و شدیدترین چینش افقی تندی باد بر روی مدیترانه مشاهده می­شود. در این مطالعه موردی هنگامی که بیشینه تندی باد (محور رودباد جنب حاره) در عرض جغرافیایی 27.5 تا 30 درجه شمالی در شمال لیبی قرار دارد، کم فشار سطحی در میانه مدیترانه توسعه می­یابد.

اما در طی 24 ساعت بعد بیشینه تندی باد در مرکز رودباد جنب حاره به72 متر بر ثانیه رسیده و همچنین خمیدگی چرخندی و چینش افقی باد در سمت چپ رودباد و در بالای منطقه میانه مدیترانه تا شمال لیبی تشدید می‌شود، این تغییرات باعث می­شود که واگرایی سطح 200 هکتو پاسکال افزایش یافته، در نتیجه همگرایی سطحی تشدید شود. حاصل آن تشدید سرعت قائم بالاسو و تقویت کم فشار سطحی می­باشد (منطبق با Uccellini, 1986). بنابراین می­توان نتیجه گرفت که فرآیند توسعه کم­فشار سطحی تماماً تحت تاثیر رودباد جنب حاره بوده و روباد قطبی غربی- شرقی و یا شمالی- جنوبی در این چرخندزایی نقشی ندارد. در حالی که نتیجه حاصل از پرزاکاس و فلوکاس نشان می­دهد که توسعه سامانه میانه مدیترانه هنگامی رخ می­دهد که سامانه به سمت چپ رودباد جنب حاره انتقال یابد.

 روند توسعه سامانه توسط تغییرات فرارفت تاوایی نسبی مثبت همراه با ناوه ارتفاعی سطح 500 هکتوپاسکال به خوبی دیده می­شود. بیشینه فرارفت تاوایی نسبی در سمت  شرق ناوه و غرب پشته ارتفاعی قرار دارد. با تقویت شدن ناوه ارتفاعی و کاهش ارتفاع در مرکز کم ارتفاع، مقدار عددی فرارفت تاوایی نسبی نیز افزایش می‌یابد. به طوری که در طی بیست و چهار ساعت 12 واحد افزایش را تجربه می‌نماید. اما در طی فرآیند تقویت کم فشار سطحی، تغییرات افزایشی فرارفت تاوایی نسبی مثبت همراه با افزایش سرعت قائم بالاسو و قرار گرفتن بیشینه حرکات قائم بالاسو در شرق کم فشار سطحی به خوبی بیان گر توسعه کم فشار سطحی می­باشند (منطبق با Maddox And Doswell, 1982; Mattocks and Bleck, 1986; Sinclair, 1993). از طرفی انطباق بیشینه میدان واگرایی با بیشینه حرکات قائم بالاسو، نشان می­دهد که تشدید میدان واگرایی در افزایش حرکات قائم بالاسو و توسعه کم فشار سطحی نقش موثری دارد. در طی فرآیند توسعه سامانه سطحی بیشینه واگرایی و فرارفت تاوایی نسبی مثبت منطبق بر محور رودباد جنب حاره بوده و سپس به سمت چپ خروجی انتقال یافته و افزایش می‌یابند (منطبق با Nakamura, 1992).



2. Composite

1. National Centers for Environmental Prediction

1. Inverted trough

  1. Defant, F., 1959. On the hydrodynamic instability caused by an approach of subtropical and polar front jet stream in northern latitudes before the onset of strong cyclogenesis. In: Rossby Memorial Volume: The atmosphere and sea in motion. B. Bolin (Ed.), Rockefeller Inst, New York, pp. 305-325.
  2. Kaplan, M. L., D. W. Hamilton, and R. A. Rozumalski. 1998. The numerical simulation of unbalanced jetlet and its role in the Palm Sunday 1994 tornado outbreak in Alabama and Georgia. Mon Wea Rev, 126, pp. 2133-2165.
  3. Karein, A. D., 1979. The Forecasting of Cyclogenesis in the Mediterranean Region. Ph. D. Thesis, University of Edinburgh, Scotland. pp. 159.
  4. Karlson. T. B., 1994. Mid-Latitude Weather System., London. Printed by Rotledge. pp.507.
  5. Kloth, C. M., and R. P.Davies-Jones, 1980. The relationship of the 300-mb jet stream to tornado occurrence. NOAA Tech. Memo. ERL NSSL-88. pp. 62.
  6. Maddox.  R. A., and C. A. Doswell. 1982. An examination of jet stream configuration, 500 mb vorticity advection and low level thermal advection patterns during extended periods of intense convection. Mon. Wea. Rev., 10, pp 184-197.
  7. Mattocks. C., and  R. Bleck., 1986. Jet stream dynamic and geostrophic adjustment processes during the initial stage of Lee cyclogenesis. Ame Met Soc., 114, pp 2033-2056.
  8. Nakamura, H., 1992. Horizontal Divergence Associated with Zonally Isolated Jet Stream. Jou of Atm Sci., 50, pp 2310-2313.
  9. Prezerakos. N. G, H. A. Flocas, and D. Brikas. 2006. The role of the interaction between polar and subtropical jet in a case of depression rejuvenation over the Eastern Mediterranean. Met. and Atmos. Phys.92. pp 139-151.
  10. Prezerakos. N. G., H. A. Flocas., and S.Michaelides. 1997. Absolute Vorticity Advection and Potential Vorticity of the Free Troposphere as Synthetic Tools for the Diagnosis and Forecasting of Cyclogenesis. Atmo. Oce. 35 .pp 65-91.
  11. Pyle, M. E., D. Keyser, and L. F. Bosart. 2004. A diagnostic study of jet streaks: kinematic signatures and relationship to coherent tropopause disturbances. Mon. Wea. Re. 132.pp 297-319.
  12. Reiter, E. R., 1972. Atmospheric transport processes, part3: hydrodynamic tracers, USAEC report TID-25731.
  13. Thorncroft, C. D, and H. A. Flocas. 1997. A case study of Saharan cyclongenesis. Mon We Rev. 125. Pp 1147-1165.
  14. Sinclair M. R., 1993. A diagnostic study of the extratropical precipitation resulting from tropical cyclone Bola. Bull. Amer. Mete. Soc. 121. pp 2690 -2707.
  15. Sinclair. M. R., and M. J. Revell. 2000. Classification and Composite Diagnosis of Extratropical Cyclogenesis Events in the Southwest Pacific. Mon Wea. Rev.128. pp 1089-1105.   
  16. Uccellini L. W. 1986. The possible influence of upstream upper-level baroclinic processes on the development of the QE II storm. Mon Wea Rev. 114. pp1019-1027.
  17. Uccellini L. W., and  P. J. Kocin.1987. The interaction of jet streak circulation during heavy snow events along the east coast of the United States. Wea. Forecast. 2. pp 289-308.
  18. Whitney L. F., 1977. Relationship of the subtropical jet stream to sever local storms. Mon. Wea. Rev.105. Pp 398-412.
  19. Zohdy. H. M., 1989. Report of the Third session of the streeing group on Mediterranean Cyclone Study Project. Barcelona.  PSMP NO (31)., TD (298).