واکاوی همدید پیدایش و گسترش توفند حاره ای فت در جنوب غرب آسیا

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 دانشجوی کارشناسی ارشد اقلیم‌شناسی، دانشکده جغرافیا، دانشگاه تهران

2 استادیار دانشکده جغرافیا، دانشگاه تهران

چکیده

در خرداد 1389 منطقه خاورمیانه توسط توفند حاره ای موسوم به فت مورد تهاجم قرار گرفت که خساراتزیادی را به سواحل کشور عمان، پاکستان و به مقدار کمتر بر سواحل جنوب شرقایران وارد ساخت[1]. هدف این پژوهش واکاوی چگونگی پیدایش چرخند فت و تعیین مسیر حرکت آن براساس قاعده کشش و رانش، به همراه سنجش اثرات آن بر دو فراسنج بارش و دما است. روش تحقیق توصیفی- تحلیلی با استفاده از واکاوی نقشه‌های همدید مراکز [2]/NOAA3ESRL[3] به همراه تفسیر تصاویر سنجنده‌های تی، آر، ام[4] در باندهای مرئی و ترکیبی در طول حیات توفان فت است. نتایج پژوهش نشان داد که توفند حاره ای فت در جنوب‌ غرب شبه قاره هند با فشار مرکزی 1002 هکتوپاسکال در اطراف هسته آبگرم در مرکز اقیانوس هند شمالی در درون شارش بادهای موسمی شکل گرفته است. همچنین در واکاوی مسیر حرکت این توفند مشخص شد، که جابجایی پهنه‌های تغییرات فشار در ترازهای پایینی و میانی جو و ارتباط آن با میزان حرکات قائم (امگا) در ترازهای مذکور نقش موثری در تعیین مسیر حرکت آن داشته است، به شکلی که با تحلیل ارتباط میان این دو مولفه (تغییرات امگا و فشار) می‌توان‌ گذرگاه توفند فت را تعیین نمود. در بررسی اثرات توفند مشخص گردید ناهنجاری‌های منفی دما تا تراز 850 هکتوپاسکال به سبب فرآیند تبخیر شدید ناشی از همرفت قوی هوای مرطوب به 8- درجه سلسیوس نسبت به شرایط نرمال رسیده است، اما در تراز 500 هکتوپاسکال به علت آزاد شدن انرژی نهان ناشی از بخارآب ناهنجاری دما، مثبت و در حدود 4+ درجه سلسیوس بوده است. از طرف دیگر پهنه‌های بیشینه بارش، همخوانی زیادی با مراکز صعودی هوا در لایه‌های پایینی و میانی جو دارد، به شکلی که جابجایی هسته‌های بارشی با میزان حرکت و قدرت صعودی سامانه‌ در تراز 500 هکتوپاسکال ارتباط زیادی را نشان می دهد




*. Email: l.farzad64@yahoo.com

1- خسارت توفان فت در کشور عمان بالغ بر 600 میلیون دلار و کشته شدن 6 نفر و در پاکستان بی خانمان شدن 600 هزار نفر و کشته شدن 16 نفر بوده است ‌(برگرفته‌ از سایت خبری کیهان http://www.kayhannews.ir/890316/15.htm). اثرات توفند فت بر سواحل جنوب شرق ایران در روزهای چهارم و پنجم از تشکیل آن (15 و 16 خرداد)، رخ داد 95 میلی متر بارندگی در چابهار و‌ مناطق ‌اطراف ‌آن به همراه افزایش ارتفاع امواج دریا (به بلندای بیش از 3 متر) و وقوع توفان گردوغباری با دید افقی کمتر از 500 متر بوده ‌است.

[2]. National Oceanic and Atmospheric Administration

[3]. Earth System Research Laboratory

[4]. TRM

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

A Synoptic Analysis on Occurrence and Development of PHET Tropical Cyclone’s in Southwest of Asia

نویسندگان [English]

  • F Salmanian 1
  • F Khoshakhlagh 2
  • A.A Shamsipour 2
  • K Zarei 1
چکیده [English]

Introduction

A tropical cyclone (TC) is a low-pressure system that forms on the warm waters of the tropical and subtropical oceans. Intensive tropical cyclones are called “Hurricanes” and are hazardous for marine transportation, ports and even to aircrafts and so on. Pressure at the center of these systems reduces to 1005 hPa and lesser. Wind velocities of hurricanes may exceed 33 m/sec. In general, there is a theory that says a tropical cyclone (TC) occurs in two stages:

Stage 1: TC occurs when the mesoscale convective complexes (MCC) produce a mesoscale vortex.

Stage 2: TC occurs when a second blow up of convection at the mesoscale vortex initiates the intensification process of lowering central pressure and increasing swirling winds.

 The Main regions for TC (and hurricane) generation are the Gulf of Guinea toward the Carrabin Sea, eastern parts of the Pacific Ocean in Philippines and yellow Sea and south of Indian peninsula in Maldives isles toward west. Most of the TCs in Indian Ocean move toward west and northwest. In rare conditions the country of Oman, southeast of Iran and south of Pakistan are affected by a TC (hurricanes) impacts. Return period for this movement of the TCs (and hurricanes) towards the north is very long. The Gonu and Phet TCs were two extraordinary tropical storms that reached to the north coasts of the Indian Ocean.  It is suggested that Global Warming might be a main cause for the next unexpected behaviors of TCs

 

Materials and methods

In this study, data and climatic information of NOAA/ESRL were used to provide Maps of the Sea surface temperature (SST) changes and its anomalies, pressure changes in the 3 levels of 850,500 and 250Hpa to study horizontal wind speed within the lower, middle and upper troposphere and investigate causes of the PHET TC occurrence. Then, to determine motions of the Phet in its life,   two main parameters namely changes of Omega and geo-potential height in lower and middle troposphere were evaluated on the basis of Attraction and Buoyancy rules. To determine changes due to storm movement in affected areas by the Phet, we selected parameters of Temperature and accumulated rainfall and analyzed rainfall from satellite images field measured by the TRMM and temperature anomaly field from synoptic charts of 850 and 500 hPa levels (difference from longtime average).

 

Results and discussion

Results of this study show that increase of north Indian ocean SST up to 32Co associated with SST of the Bay of Bengal and Regressive movement of STHP from the Indian peninsula, Pakistan, the Persian Gulf due to onset of the monsoonal southwesterly flows from equator are the basic factors for onset and development of the TCs and hurricanes such as the Gonu or the Phet. Also inspections of storm tracks show that they follow the rule of “Attraction and Buoyancy. According to the rule the Phet from the beginning stage until 4th June moved toward the Oman coasts due to far effects of the Balkan surface low. But northward expansion of the STHP in that region (moving to the south coasts of Iran) by reinforcing closed cells of the monsoon on Pakistan from 4 June onwards, the storm’s path was deviated toward southeastern coasts of Iran and then toward south parts of Pakistan.

 Geopotential heights variations analysis in 850 and 500 hPa levels on 1 to 6 June, better show the STHP effects on passage tracks and intensity of storm.

Polar satellite images show the most severe storm and rainfall (600 mm) in west of the Indian ocean on 2 and 3 of June. Generally, movements of rainfall cells of the mentioned storms have a close relation with the 500 hPa motion field of weather patterns.

 

Conclusion

Forecasting of movement tracks for tropical cyclones is very important in weather forecasting.  Predictions of tropical cyclone tracks in north of the Indian Ocean may be based on the rule of “Attraction and Buoyancy”, therefore it can determine movement tracks of storms in this region. The rule is based on relation and reaction among changes of the pressure and omega parameters in low, middle and upper levels of the atmosphere.

Timely predictions can reduce damages due to these risks. Damages caused by tropical cyclones because of their heavy rainfall and severe winds, have placed the climate system in the class of horrible natural hazards. For Example PHET cyclone damages in Oman were more than 600m dollars. Also 10 thousand people in Pakistan have been moved and 16 killed. On the southeastern coast of Iran, on the fourth and fifth days of its formation, particularly in the Chabahar Port, the Sea wave height raised to 13m and dust storms with visibility reduced to less than500m. Over the recent decades, frequency of the tropical cyclones in the North Indian Ocean has shown a significant increasing trend. Based on this trend, in future occurrence of such storms in the northern coastlines of the Golf of Oman will be more possible

     

 

 

کلیدواژه‌ها [English]

  • Synoptic Climatology
  • Tropical Cyclone
  • Phet
  • Southwest Asia
  • rule of Attraction and Buoyancy

مقدمه

چرخندهای حاره­ای، سامانه­هایی کم فشار در مقیاس همدید تا متوسط مقیاس هستند که به شکل استوانه‌ای با مقطع دایره یا بیضی با بعد افقی در مقیاس 1000 کیلومتر بر فراز آب­های مناطق حاره و جنب­ حاره موجب همرفت و چرخش مشخص چرخندی در سطح می‌شوند. این سامانه‌ها تاثیر معنی‌داری بر شرایط جوی کشورهای حاره و در صورت جابجایی بر عرض‌های بالاتر دارند و عموما" در نیمه گرم سال تشکیل شده که با گذر از اقیانوس و با تکیه بر منبع انرژی گرمای نهان تبخیر، قدرت فوق‌العاده‌ای می‌یابند و در مدت کوتاهی به یکی از مخرب‌ترین بلایای طبیعی تبدیل می‌شوند (خسروی محمود و پودینه، 1389). محدوده عملکرد این سامانه­ها بیشتر مناطق گرم اقیانوسی بوده که تحت تاثیر شرایط مطلوب جوی و اقیانوسی شکل می‌گیرند (Srinivas et al, 2010). فشار مرکزی این توفان­ها در اغلب موارد کمتر از 1005 هکتوپاسکال و در موارد بسیار شدید به کمتر از 990 ﻫکتوپاسکال می‌رسد. جابجایی چرخندهای حاره­ای به طور متوسط از عرض 5 درجه آغاز و تا 30 درجه ادامه می‌یابد، به شکلی که از نظر فراوانی شدت، قوی‌ترین آن­ها هر ساله در منطقه آمریکای شمالی و به ‌ویژه خلیج مکزیک رخ می‌دهد (شکل 1). در منطقه اقیانوس هند تقسیم‌بندی توفان‌ها براساس پایداری بیشینه شدت وزش باد حاصل از آن‌ها نامگذاری می‌شود که عبارتند از: چرخند، چرخند­های شدید و چرخند­های شدید با سرعت بادهای هایریکن (سرعت باد بیش از 32 متر بر ثانیه) (Kim et al, 2010). شروع فصل تابستان و ایجاد موسمی‌های تابستانه عامل ایجاد توفان‌های اقیانوس هند بوده که گستره فعالیت آن‌ها بیشتر در مناطق بنگلادش، هند و مالدیو است. در حوضه شمال اقیانوس هند، شایع‌ترین ماه‌های رخ داد توفان‌های حاره‌ای از آوریل تا دسامبر، با اوج از ماه مه تا نوامبر است (Nicholls et al, 2005). به طور متوسط در هر فصل 4 تا 5 چرخند در این منطقه تشکیل می‌شود که فراوانی آن 7 درصد مجموع جهانی را به خود اختصاص می‌دهد. از این تعداد چرخندهایی با سرعت باد بالاتر از 120 کیلومتر در ساعت 5/2 چرخند می‌باشند (خسروی محمود و پودینه، 1389). معمولاً انحراف گذرگاه‌های چرخندهای وارده به اقیانوس هند و دریای عرب به سمت شمال با انحراف در جهت شرق و غرب حرکت می‌کند. همچنین به دلایل مختلف از جمله وجود شبه جزیره عربستان به عنوان یک مانع فیزیکی اثرات این گونه توفان‌ها اغلب سواحل غیر ایرانی منطقه را متاثر می‌سازد و تاثیر آنها بیشتر به شکل امواج دورا1 به سواحل جنوبی ایران منتقل می‌گردد (گلشنی علی اصغر و تائبی، 1387).


 

شکل شماره 1- فراوانی و گذرحرکت طوفان‌های حاره‌ایو قدرت آنها از 1945 تا 2006)
منبع:
http://www.ask.com/wiki/Tropical_cyclone[1]

 

به طور کلی می‌توان بیان نمود برای پیدایش هر توفان حاره‌ای هشت شرط اساسی لازم است (Gray, 1979, 1968) که عبارتند از:

1-  گرمای آب اقیانوس تا عمق 50 متری در سطح گسترده‌ای در محل تشکیل باید حداقل از 5/26 درجه سلسیوس کمتر نباشد.

2-  هسته آب گرم به عنوان چشمه تغذیه کننده سیکلون حداقل 2 درجه سلسیوس از دمای متوسط آب اقیانوس بیشتر باشد.

3-  وجود حداقل فاصله به اندازه 550 کیلومتر از خط استوا به منظور اثرگذاری نیروی کوریولیس برای تشکیل حرکت چرخشی.

4-  وجود آشفتگی­های نزدیک به سطح با تاوایی کافی و همگرایی قبل از تشکیل توفان (عملکرد آشفتگی­های جوی یا به عبارتی هسته‌های کم فشاری در اصل نطفه تولید یک چرخند حاره‌ای است. که جریانات موسمی تنها منبع و عامل فراهم کنندگی این آشفتگی‌ها را برای تشکیل چرخندهای حاره‌ای اقیانوس هند مهیا می‌کنند.

5-  وجود سرعت مناسب باد در چینش قائم (کمتر از 10 متر بر ثانیه) از سطح تا تراز بالای جو.

6-  برابری تقریبی سرعت افقی باد در منطقه تشکیل چشم توفان در تراز های پایینی و میانی جو. یعنی شارش­های جوی (باد) در منطقه مورد تشکیل به ویژه در محل تشکیل هسته چرخند باید نسبتاً برابر و آرام باشد.

7-  وجود اهنگ متعادل و یکنواخت دما با افزایش ارتفاع در لایه‌های جو.

8-  وجود رطوبت متوسط تا زیاد در لایه های زیرین تا تراز میانی (لااقل تا ارتفاع 5 کیلومتری).

از موارد گفته شده شروط یک تا شش اصلی و دو شرط باقی مانده مکمل آن­ها هستند.

شروط یاد شده برای تشکیل توفان­های حاره‌ای ضروری بوده اما کافی نیستند. آمارها نشان می‌دهد آشفتگی‌های بسیاری که به نظر دارای شرایط مطلوب و مساعد را برای تشکیل توفان بودند هرگز به گسترش کامل نرسیدند. کارهای اخیر(Velasco and Fritsch, 1987) ، (Frank and Chen,1993) و (Emanuel et al,1993) نشان‌دهنده این است که سامانه‌های تندری بزرگ (مجموعه‌های همرفتی میان مقیاس) اغلب در شرایط پایداری ایستایی تشکیل شده­اند، که تاوه گرم آن­ها تا قله ابرهای آلتواستراتوس که در لایه‌های میانی جو تشکیل می‌شوند، گسترش یافته است. این تاوایی‌های میان مقیاس که ابعاد افقی آنها حدود 100 تا 200 کیلومتر است، قویترین سامانه‌ها در ترازهای میانی جو هستند (Zehr, 1992) که اثرات مهمی بر شرایط آب و هوایی مناطق تحت تاثیر خود می‌گذارند(Shanmugasundram et al,1999).

به طور کلی پیدایش توفان‌های حاره‌ای در دو مرحله رخ می‌دهد:

مرحله اول: وقتی که همرفت موجود یک تاوه میان مقیاس را ایجاد کند.

مرحله دوم: زمانی که دومین حرکت ضربه‌ای (Blow Up) بالاسوی همرفتی در تاوه میان مقیاس آغازگر فرآیند تشدید کاهش فشار مرکزی و افزایش بادهای پیچشی باشد.

مهم‌ترین عواملی که باعث میرایی توفان‌ها و توفندهای حاره‌ای می‌شوند عبارتند از:

1) گذار توفان از روی جریانات آب سرد. 2) ریزش جریانات هوای سرد به درون چشم توفان، 3) افزایش فشار مرکزی سامانه بویژه در قسمت چشم توفان، 4) ورود مرکز توفان به خشکی و قطع شدن ارتباط آن از منبع رطوبتی تغذیه کننده.

در سال­های 2007 و 2010 به ترتیب توفان­های حاره‌ای گونو و فت وارد شمال دریای عربی شدند و در یک شرایط باورنکردنی به ترتیب رده‌های 4 و 5 توفندها در مقیاس سفیر- سیمپسون (معادل قدرت یک توفند یا هاریکن) رسیدند. توفند فت پس از تشکیل و نزدیک شدن به سواحل عمان و انحراف به سمت پاکستان باعث خسارات شدید در این کشورها گردید.

 شاید بیان این نکته لازم باشد که به عقیده بسیاری از اندیشمندان پدیده گرمایش جهانی در رخداد این­گونه پدیده­ها نقش گسترده­ای بازی می­کند، به طوری که آمار رخداد این سامانه‌ها افزایش معنی‌داری یافته است (خسروی محمود و پودینه، 1389). از این رو شناخت و پیش بینی مسیر این ناهنجاری‌ها به سبب اثر مخاطره‌آمیز آن بر زندگی بشر برای کاهش خسارات حاصله از آن ضروری بوده. در نتیجه مطالعات متعددی در این زمینه انجام شده است به عنوان نمونه، شانموگاساندرام (Shanmugasundram et al, 1999) ویژگی‌های ساختار رطوبتی تحت‌تاثیر چرخندهای حاره‌ای را مطالعه کردند. ورمت (Vermette,  2007) با بررسی منشاء توفان‌های حاره‌ای از دیدگاه اقلیم شناختی، روند آن­ها با توجه به پدیده گرمایش جهانی را رو به افزایش می‌داند مریل (Merriel, 1983) از دیدگاه اقلیم‌شناختی تفاوت اندازه چرخندهای حاره‌ای را مورد بررسی قرار داده است و با بررسی تفاوت اندازه آن­ها در اقیانوس آرام و اطلس دلایل تفاوت آن­ها را از نظر مکانی و فصلی واکاوی نموده است (گلشنی علی اصغر و تائبی، 1387). به شبیه سازی میدان باد حاصل از توفان گنو و امواج ناشی از آن در دریای عمان پرداختند و به این نتیجه رسیدند که با داشتن اطلاعات مربوط به پیش‌بینی رخداد توفان و با اجرای مدل موج واسنجی شده، می‌توان حداکثر ارتفاع موج احتمالی را در سواحل کشور پیش‌بینی نمود (خسروی محمود و پودینه، 1389). به واکاوی اثرات اقلیمی چرخند حاره‌ای گونو  بر جنوب شرق ایران پرداختند و به این نتیجه رسیدند که توفان گونو در دوره حیات خود اثرات کاملاً ملموسی بر رژیم دما، بارش و باد و نیز شاخص­های همدید مثل فشار هوا و حرکت قائم (امگا) در نواحی جنوب شرقی ایران داشته است. دوبی (Dube, 2009) به بررسی مدل‌های که در زمینه پیش بینی امواج ناشی از توفان در خلیج بنگال و دریای عربی مورد استفاده قرار می‌گرفت پرداختند و به این نتیجه رسیدند که مدل توسعه یافته محلی کاربرد بهتری در پیش بینی نسبت به دیگر مدل‌ها دارد (سالاری سکینه و همکاران، 1390). به بررسی تغییرات هلیسیتی و شار هلیسیتی در توفان استوایی گونو پرداختند و به این نتیجه رسیدند که عامل شناوری دینامیکی در توفان گونو متفاوت از شناوری ترمودینامیکی کلاسیک است. در نتیجه بیشینه شار هلیسیتی در قله لایه مرزی گرانروی متلاطم، رخ می‌دهد و این کمیت می‌تواند شاخصی برای مقایسه شدت پیچک‌های جوی باشد. دگتیاروا  (Degtyareva, 2011)به بررسی شکل‌گیری و تکامل توفان حاره‌ای خلیج بنگال در آوریل 2008 پرداخت و به این نتیجه رسید تغییرات فشار سطح دریا در مرکز آن بسیار عمیق‌تر بوده تا سطوح میانی آن. سراینایواس  (Srinivas et al, 2010)به بررسی تاثیر جذب متداول در مشاهدات تصاویر ماهواره‌های هواشناسی برای شبیه‌سازی عددی از چرخند حاره‌ای رخ داده خیلج بنکال در نوامبر 2008 نزدیک منطقه تامالندو با استفاده از مدل WRF پرداختند. و به این نتیجه رسیدند که استفاده از روش بکار گرفته شده در پیش‌بینی مسیر توفان مناسب می‌باشد. معرفی قاعده کشش و رانش و چگونگی استفاده از آن در پیش‌بینی گذرگاه حرکت چرخند حاره‌ای فت و نحوه تاثیرگذاری اثرات اقلیمی آن بر مناطق متاثر از برخورد، بر دو فراسنج دما و بارش از جمله اهدافی است که در این تحقیق به آن پرداخته می‌شود. 

 

مواد و روش­ها

مواد و روش­های بکار گرفته شده در این پژوهش بر محوریت اهداف آن شکل گرفته است، که مهم­ترین آن­ها عبارتند از: چگونگی تشکیل و نحوه تعیین مسیر حرکت چرخند حاره­ای فت. از این رو برای دست­یابی به هدف یاد شده علاوه بر مطالعات کتابخانه­ای، عوامل موثر بر تشکیل 8 چرخند حاره­ای رخ داده در این بخش از اقیانوس هند مورد بررسی قرار گرفت، که نتایج آن دست‌یابی بر تحلیل صحیح نحوه پیدایش توفند حاره‌ای فت و رسیدن به اصولی است که بتوان بر اساس آن جابجایی و مسیر حرکت توفان­های حاره‌ای این بخش از اقیانوس هند را در حد قابل قبولی پیش‌بینی نمود. از این رو برای بررسی پیدایش توفند فت براساس پارامترهای غالب در پیدایش چرخندهای حاره­ای غرب اقیانوس هند، نحوه کنش و ارتباط عوامل موثر بر تشکیل آن و 8 چرخند حاره‌ای دیگر با بررسی داده­ها و اطلاعات اقلیمی برگرفته از مراکز NOAA/ESRL مورد ارزیابی قرار گرفت. سپس به منظور تعیین ساز و کار حرکت چرخند فت، نحوه ارتباط و کنش دو پارامتر اساسی و موثر در ردگیری و جابجایی چرخندهای حاره‌ای این بخش از اقیانوس هند یعنی تغییرات امگا و ارتفاع ژئوپتانسیل در ترازهای پایینی، میانی و بالایی جو براساس قدرت و طول دوره حیات توفند اطلاعات خروجی از نرم‌افزار گردس بررسی و نحوه حرکت توفند براساس اصول حاکم بر این دو پارامتر در دو مسیر اصلی و فرعی بر روی نقشه‌های فشار و امگا مشخص گردید، و در پایان به منظور تعیین اثرات اقلیمی ناشی از حرکت توفند بر مناطق متاثر از آن، عنصر بارش و دما انتخاب، که تشریح مولفه بارش از طریق سنجنده تصاویر ماهواره­ای TRM (باران سنج) و اطلاعات گرفته شده از ایستگاه‌های هواشناسی کشور و مولفه دما از طریق بررسی نقشه‌های همدید دما در دو تراز 500 و 850 هکتوپاسکال به شکل ناهنجاری (اختلاف از میانگین دراز مدت) مورد بررسی قرار گرفت.

 

یافته‌های تحقیق

در این پژوهش یافته‌های تحقیق به دو بخش تقسیم می­گردد، بخش اول مربوط به واکاوی پیدایش توفند فت به همراه تحلیل همدیدی تعیین گذرگاه حرکت آن و بخش دوم شامل واکاوی اثرات اقلیمی توفان مذکور در مؤلفه­های بارش و دمای هوا در مناطق متاثر از آن است.

 

بخش اول: تحلیل پیدایش توفند فت و واکاوی گذرگاه حرکت آن.

 در این بخش ابتدا نقش عوامل موثر در پیدایش چرخند فت تحلیل گردیده و سپس جهت تعیین و ردیابی گذرگاه حرکت آن به واکاوی عوامل تعیین کننده بر مسیر حرکت آن پرداخته می­شود.

 


 تحلیل پیدایش توفند فت

با توجه به مطالب قبل مهم­ترین عوامل اثرگذار بر پیدایش توفند فت به شرح زیر می­باشند:

الف) افزایش دمای آب اقیانوس هند شمالی و تشکیل هسته آبگرم با دمای 32 درجه سلسیوس در مرکز آن در مقابل متعادل شدن دمای آب خلیج بنگال نسبت به میانگین دراز مدت (شکل 2).

باتوجه به آنچه که بیان گردید اخیر یکی از شروط اساسی جهت تشکیل توفان‌های حاره­ای وجود هسته­های ناهنجاری آبگرم (منبع تغذیه توفان) نسبت به دمای آب­های مجاور است. تشکیل هسته آبگرم با دمای 32 درجه سلسیوس با ناهنجاری 2+ درجه (اختلاف از میانگین دراز مدت) و چگونگی گسترش آن، نقش موثری در حرکت چرخند فت به همراه شدت و ضعف آن داشته ­است. هسته ناهنجاری مذکور از روز 26 ماه می با یک زبانه افزایشی از نظر دما و وسعت به سمت مرکز اقیانوس هند و سواحل عمان متناسب با رشد هسته کم فشار موسمی (توفند فت) گسترش یافته ­است. اوج گسترش هسته آبگرم مربوط به روزهای دو تا چهار ژوئن می‌باشد، که با بیشینه قدرت توفان ارتباط مستقیمی دارد، به گونه­ای که از روز پنج ژوئن به همراه کاهش پهنه آبگرم و عقب نشینی آن به سمت غرب قاره هند، شدت توفند کاهش و متناسب با آن جابجا شده ­است. این ناهنجاری (هسته آبگرم) در پایان روز شش ژوئن تنها محدود به سواحل غربی شبه قاره هند شده­ که در همین روز اثر توفند فت در منطقه به پایان می­رسد. از پانزده ژوئن به بعد ناهنجاری دمایی بین خلیج بنگال و اقیانوس هند به طور کامل از بین می­رود.


 

 

شکل شماره 2- تغییرات دمای آب خلیج بنگال و اقیانوس هند در روزهای31 می، 1 و 6 ژوئن2010

 

 

ب) عقب نشینی کمربند پرفشار جنب حاره و گسترش کم فشار موسمی از عرض 5 تا 30 درجه شمالی بر روی شبه قاره هند، پاکستان و کشورهای حاشیه خلیج فارس.

یکی دیگر از فراسنج­های لازم جهت پیدایش چرخندهای حاره­ای فراهم بودن عوامل صعود در لایه­های پایینی و میانی جو بر روی هسته آبگرم است. از این رو با توجه به شکل (3) و (4) در روز 31 می در تراز 850 هکتوپاسکال کمربند پرفشار جنب حاره از نواحی جنوب شرقی آسیا تا طول جغرافیایی 20 درجه شرقی و عرض 35 درجه شمالی به سمت غرب عقب نشینی نموده، و بر روی شمال آفریقا مستقر شده ­است. این آرایش سبب گردیده  است که کمربند همگرایی موسمی از عرض­های 10 تا 30 درجه شمالی تا طول جغرافیایی 50 درجه شرقی به شدت تقویت شده و گسترش قابل توجهی یابد به گونه­ای که آرایش کمربند مذکور تشکیل شش هسته صعودی به هم پیوسته را با ارتفاع متوسط 1450 ژئوپتانسیل متر در تراز 850 هکتوپاسکال به ترتیب بر روی جنوب­ شرق چین، شمال تایوان، شمال ­شرق هند، مرکز پاکستان، نواحی شرقی ایران و مرکز اقیانوس هند را ایجاد نموده است. هسته صعودی مرکز اقیانوس هند در اصل نتیجه انتقال زبانه‌های کم فشار موسمی مرکز پاکستان به این بخش ­است، که بعد از انتقال و قرارگیری بر روی هسته آبگرم مرکز اقیانوس هند در اثر تقویت تاوایی و همگرایی سطحی به چرخند حاره­ای تبدیل شده­ است.

 

 

 

              شکل شماره 3- ترکیب تغییرات فشار و امگا       شکل شماره 4- تغییرات فشار در تراز 850 هکتوپاسکال در 31 می

                  در تراز 500 هکتوپاسکال در 31 می    

 

ج) برابری تقریبی سرعت افقی باد در منطقه تشکیل چرخندهای حاره­ای تا ترازهای میانی و بالایی جو.

 با توجه به شکل (5­­)­ در محل تشکیل چرخند مذکور (دایره سیاه) سرعت افقی باد در تراز 850 و 500 هکتوپاسکال، 4 تا 5 متر بر ثانیه می‌باشد. همانطور که در شروط اساسی تشکیل توفان‌های حاره­ای بیان شد برابری تقریبی سرعت در چینش افقی باد در سه تراز به ویژه تراز پایینی و میانی یکی از عوامل بسیار مهم در پایدار ماندن، امتداد چینش قائمی محور هسته‌های صعودی مربوط به هر تراز بر راستای یکدیگر است. این ویژگی در آرایش، عامل بسیار مهمی در پایستاری و تقویت تاوایی ناشی از افزایش قدرت واگرایی بالایی در چرخندها از طریق انتقال رطوبت از سطح به ترازهای میانی و بالایی جو خواهد بود. به عنوان نمونه در 2 ژوئن که قدرت توفند فت به رده 4 در مقیاس سفیر سیمپسون می­رسد، سرعت باد در منطقه چشم و دیواره توفند در دو تراز 850 و 500 هکتوپاسکال نه تنها دارای برابری تقریبی بوده بلکه مراکز صعود هر دو تراز در­ در چینش قائمی بر راستای یک محوریت قرار گرفته­­اند. این عامل در کنار پارامترهای دیگر دال بر افزایش قدرت توفند در این روز به رده 4 در مقیاس طوفان‌های حاره­ای است. شکل (6) نشان‌دهنده تغییرات مداری سرعت باد در ترازهای 500 و 850  هکتوپاسکال در محل وقوع توفند فت در روز 2 ژوئن می‌باشد.

 

 

 

 

شکل شماره 5- تغییرات افقی سرعت باد در ترازهای 500 و 850  هکتوپاسکال در محل تشکیل مرکز توفند فت در 31 می (دایره سیاه)

 

 

شکل شماره 6- تغییرات مداری سرعت باد در ترازهای 500 و 850  هکتوپاسکال در محل تولد توفند فت در 2ژوئن (دایره سیاه)،هر زبانه کامل، نشانگر سرعت باد معادل10گره دریایی است.

 

با توجه به سه شرط اساسی در پیدایش توفند فت به طور کلی باید تشریح نمود که با برهم خوردن توازن گرمایی دمای آب خلیج بنگال و اقیانوس هند از روز 26 می و تشکیل هسته آبگرم در مرکز اقیانوس هند شمالی با دمای 32 درجه سلسیوس به همراه کشیدگی و نفوذ زبانه‌های هسته کم فشار موسمی از مرکز پاکستان بر روی هسته آبگرم مذکور با فشار مرکزی 1002 هکتوپاسکال و سرعت متعادل و آرام باد در چینش افقی در سطوح پایینی و میانی جو، در روز 31 می ساعت 18 عصر به وقت گرینویج، گام اولیه در پیدایش چرخند فت برداشته شده است، به گونه ای که الگوی آن در 1 ژوئن آشکار می گردد. کنش تمام عوامل یاد شده موجب صعود شدید هوا در منطقه گردیده که در صورت نبود هر یک از هریک از سه پارامتر فوق الذکر تشکیل توفند فت امکان‌پذیر نمی‌بود. بعنوان نمونه هسته آب گرم مذکور از 7 می تا 15 ژوئن موجود بوده. اما هیچگونه چرخندی در قبل و بعد از فت تشکیل نگردیده است، که دلیل آن را باید در مواردی همچون گسترش پرفشار جنب حاره بر روی منطقه، عدم تقویت کم فشار موسمی و استقرار هسته‌های صعودی آن بر روی خشکی به سبب توسعه پرفشار  جنب حاره بر اقیانوس هند به همراه کاهش پهنه هسته آب گرم و محدود شدن بیشتر آن به کرانه های غربی شبه قاره هند دانست.

 

تحلیل همدیدی پیش­بینی مسیر و ردیابی گذرگاه حرکت توفند فت

امروزه روش­ها و مدل­های مختلفی در پیش­بینی مسیر حرکت توفان­های حاره­ای وجود دارد. با توجه به مواد و روش­های پژوهش برای دست یابی به یک قاعده کلی در تعیین مسیر حرکت توفند فت، 8 توفان حاره­ای1 [2]رخ داده در این بخش از اقیانوس هند مورد مطالعه قرار گرفت. نتایج حاصل از این مطالعه نشان داد که از طریق برقراری ارتباط دقیق بین تغییرات حاصل از امگا و فشار در ترازهای پایینی و میانی جو می‌توان به اصول و قواعدی دست یافت، که با بکارگیری آن‌ها بتوان مسیر حرکت توفان­های حاره­ای این بخش از اقیانوس هند را به طور قابل قبولی پیش بینی نمود. مجموعه این اصول به نام قاعده کشش و رانش نام گذاری شده است. که عبارتند از:

1-    سامانه­های کم فشاری و زبانه‌های آن­ها (برخلاف سامانه‌های پرفشاری) با هر ماهیتی به سمت یکدیگر کشیده می‌شوند، بگونه­ای که مراکز کم فشارتر و وسیع‌تر سبب مکش سامانه‌های کم فشاری ضعیف‌تر اطراف خود­ شده که در نهایت تقویت هر چه بیشتر تاوایی سامانه‌های غالب را در برخواهد داشت.

2-    سامانه­های پرفشاری باعث رانش و جابجایی هسته­های کم فشاری اطراف خود می­شوند، به شکلی که اگر مراکز پرفشار به شکل تقریباً مماس در شمال و غرب هسته‌های صعودی قرار گیرند باعث جابجایی آن­ها به سمت جنوب و غرب شده و اگر مراکز پرفشار در جنوب و شرق آنها قرار گیرند منجر به جابجایی هسته‌های کم فشاری به سمت شمال و شرق خواهند شد. البته این حالت به جهت حرکت مراکز فشار بستگی خواهد داشت، به شکلی که اگر هر دو سامانه (کم فشاری و پرفشاری) در جهت خلاف هم حرکت نمایند (از یکدیگر دور شوند). هیچ کنشی بین آن وجود نخواهد داشت.

3-    پیش روی دو سامانه پرفشاری به سمت یکدیگر در جهت عمود بر راستای ارتباط دو سامانه کم فشاری، باعث قطع ارتباط سامانه‌های کم فشاری خواهد شد.

4-    قرارگیری یک هسته کم فشاری در میان دو پرفشار ایستا در منطقه حاره ترجیحاً با روند شمالی- جنوبی یا شرقی- غربی منجر به تقویت تاوایی هسته کم فشار صعودی و ایجاد کم فشار دینامیکی می‌گردد (مانند مرکز همگرایی دریای سرخ). البته پایستاری و تقویت این حالت زمانی بیشتر است که همپوشانی خوبی بین موقعیت سلول دینامیکی و هسته آب گرم وجود داشته باشد (مثال، مناطق شکل‌گیری توفان‌های حاره‌ای در اقیانوس).

نکته: مهم­ترین پارامترها در خصوص تحلیل و پیش­بینی مسیر توفان­های حاره­ای توسط قاعده کشش و رانش بر تغییرات امگا و فشار در ترازهای میانی و پایینی جو به همراه نحوه کنش این دو عامل در توفان‌ها استوار بوده و تحلیل می‌گردد.

  لازم به توضیح است که موارد فوق الذکر با توجه به بررسی­های به عمل آمده، صرفاً بر روی توفان­های حاره­ای غرب اقیانوس هند (گرمایی- همرفتی) بوده و بکارگیری آن برای بادهای غربی و سامانه های دینامیکی عرض‌های میانی یا گرمایی مناطق دیگر نیاز به پژوهش­های بیشتری دارد.

برای درک بهتر کاربرد قاعده کشش و رانش در پیش‌یابی مسیر حرکت توفند فت، نحوه پیش‌بینی مسیر توفند در هر مرحله بر اساس این اصل در زیر تشریح شده است.

براساس اصول حاکم بر تغییرات امگا و فشار (اصول بنیادی کشش و رانش) می‌توان با بررسی نقشه‌های تراز 500 هکتوپاسکال و نیز پیگیری تغییرات امگای این تراز در روزهای 31 می تا 3 ژوئن، گذرگاه اصلی حرکت توفند فت را پیش‌بینی نمود و با بررسی نقشه‌های فشار تراز 850 هکتوپاسکال چگونگی حرکت چرخند در گذرگاه فرعی را تعیین نمود. با توجه به 4 اصل قاعده کشش و رانش و پایستاری الگوهای فشار در نقشه‌های شکل­های (7) و (8) از زمان تشکیل توفند تا روز 3 ژوئن گذر چرخند فت پس از تشکیل در مرکز اقیانوس هند شمالی به سوی سواحل عمان پیش بینی می شود و پس از آن به سمت شمال‌شرق منحرف شده و به سواحل پاکستان برخورد می‌کند. علت پیش‌بینی حرکت چرخند به سمت سواحل عمان به سبب این است که از روز 31 می تا 1 ژوئن (شکل­های 3 و 7) آرایش مکانی کمربند پرفشار جنب حاره در تراز 500 هکتوپاسکال با ارتفاع مرکزی 5910 ژئوپتانسیل متر به سمت غرب جابجا شده و بر روی شبه جزیره عربستان استقرار یافته­ است. این جابجایی باعث تقویت ارتباط توفند فت با کم ارتفاع ناوه مستقر بر روی بالکان با ارتفاع مرکزی 1380 ژئوپتانسیل متر در تراز 850 هکتوپاسکال در مقایسه با هسته کم فشار موسمی مستقر بر روی پاکستان با ارتفاع مرکزی 1440 ژئوپتانسیل متر شده است که نتیجه آن کشش نسبی توفند به سمت سواحل عمان خواهد بود. زیرا ناوه بالکان از نظر فشاری نسبت به کم فشار مرکز پاکستان بسیار قوی­تر بوده که نتیجه آن جذب توفند به سمت خود است (اصول 1 از قاعده کشش و رانش). البته در این جابجایی نقش هسته پرفشار جنب حاره مستقر در جنوب غرب سواحل شبه قاره هند با ارتفاع مرکزی 1526 ژئوپتانسیل متر در تراز 850 هکتوپاسکال که ضمن تقویت تاوایی چرخند فت باعث فشار به آن و جابجایی به سمت سواحل عمان شده ­است را نباید نادیده گرفت (اصول 2 از قاعده کشش و رانش). در روزهای 2 و 3 ژوئن، گسترش محور سامانه بندالی (پرفشار) مستقر در شمال خزر به سمت جنوب (سواحل جنوبی ایران) و نفوذ زبانه‌های پرفشار جنب حاره مستقر در شبه جزیره عربستان به سمت شمال (سواحل جنوبی ایران) باعث کاهش ارتباط کم فشار ناوه بالکان با چرخند فت خواهد شد (اصول 3 از قاعده کشش و رانش). اثر این تضعیف در کاهش ارتباط، به همراه استقرار و پایداری پرفشار جنب حاره مستقر بر روی عربستان منجر به کاهش پایستاری چرخند فت در حرکت، به عمق سواحل عمان خواهد بود. در نتیجه، جابجایی توفند به سمت سواحل عمان حالتی موقتی خواهد داشت (اصول 2 از قاعده کشش و رانش). از طرفی دیگر گسترش رو به شمال هسته پرفشار مستقر در سواحل جنوب غرب شبه قاره هند که در اصل توسعه یافته از زبانه­های پرفشار جنب حاره می­باشد، سبب تشکیل یک پشته قوی با روند توسعه رو به شمال شده است. حرکت پرفشار مذکور باعث تضعیف ارتباط هسته کم فشار موسمی پاکستان با هسته‌های صعودی شمال ­شرق هند و جنوب ‌شرق چین خواهد شد (اصول 3 از قاعده کشش و رانش) که نتیجه آن تضعیف قدرت کم فشار پاکستان و ماندگاری چرخند فت در سواحل عمان است. زیرا هسته کم فشار موسمی مستقر در مرکز پاکستان به سبب افزایش فشار مرکزی، قدرت کشش و جذب چرخند فت را با فشار مرکزی پایین تر از خود را نخواهد داشت. از طرف دیگر ارتباط توفند فت با کم فشار بالکان به دلایل نامبرده به شدت تضعیف شده است (حرکت دو سامانه پرفشاری مستقر بر روی دریای خزر و شبه جزیره عربستان به سمت یکدیگر). به گونه‌ای که کم فشار بالکان توانایی جابجایی چرخند فت را به طور کامل به سمت غرب (سواحل عمان) را از دست داده­ است (اصول 2 از قاعده کشش و رانش)، اما روند جابجایی توفان به سمت شمال- شمال شرق با سرعتی بسیار اندکی ادامه خواهد داشت که علت آن را باید در تقویت هسته پرفشار جنب حاره مستقر در سواحل جنوب غربی شبه قاره هند در حرکت به سمت غرب (اصول 2 و 4 از قاعده کشش و رانش) و قطع نشدن ارتباط کامل توفند از نظر فشاری با کم فشار مرکز پاکستان برخلاف کم فشار بالکان دانست (تغییرات امگا در تراز 500 هکتوپاسکال در 2 و 3 ژوئن تایید کننده ارتباط فشاری توفند فت با کم فشار پاکستان است). در 2 ژوئن گسترش زبانه کم فشار غرب روسیه به سمت جنوب (شمال پاکستان) و برقراری ارتباط با هسته کم فشار موسمی پاکستان، سبب تقویت آن شده به گونه‌ای که فشار مرکزی آن 15 میلی بار در سطح 850 هکتوپاسکال از توفند فت کمتر شده است (نگاه شود به تغییرات امگا از 1 تا 2 ژوئن در تراز 500 هکتوپاسکال)، از این رو بعد از پایان روز 3 ژوئن که ارتباط کم فشار بالکان با چرخند فت به طور تقریبا کامل قطع می­شود، مرحله حرکت توفند به سمت سواحل پاکستان آغاز می­گردد. در حرکت توفند فت به سمت سواحل پاکستان، پرفشار مستقر در جنوب غرب شبه قاره هند و شبه جزیره عربستان علاوه بر تقویت تاوایی چرخند دارای نقش برجسته‌ای می‌باشند (اصول 2 و 4 از قاعده کشش و رانش).

 

 

 

 

 

 

شکل 7- ترکیب تغییرات فشار و امگا در تراز 500 هکتوپاسکال از1 تا6 ژوئن  شکل 8- تغییرات فشار در تراز 850 هکتوپاسکال از 1تا 6 ژوئن

 

با توجه به توضیحات ارائه شده در چگونگی تشریح مسیر حرکت توفند فت می­توان بیان کرد پایستار در الگوی حرکت و قدرت سامانه­های فشاری از روز 31 می تا 3 ژوئن گواه بر حرکت توفند فت به سمت سواحل پاکستان دارد. در شکل (9) چگونگی تحلیل ارتباط و کنش اثر سامانه­های فشاری براساس قاعده کشش و رانش بر یکدیگر و براساس پایستاری تغییرات امگا و فشار در الگوی کلی نشان داده شده است. از این رو می‌توان با دنبال نمودن تغییرات پارامترهای امگا و فشار در تراز500 هکتوپاسکال و ارتباط آن با تغییرات فشار و امگا در تراز 850 هکتوپاسکال تا زمان رسیدن به یک جریان پایدار در روند تغییرات پارامترها، مسیر حرکت توفان­ها را پیش‌بینی نمود، که این قضیه برای توفند فت با دنبال نمودن روند مسیر تغییرات سامانه­های فشاری تا 3 ژوئن امکان پذیرشده است. از این رو نقشه‌های شکل (10) پیش بینی مسیر حرکت توفند فت را بر اساس قاعده کشش و رانش در دو مسیر اصلی (مسیر نهایی) و فرعی (تغییرات اندک در جابجایی) نشان می‌دهند.

 

 

 

 

شکل شماره 9- نقشه سمت راست نشان دهنده آرایش سامانه‌های کم فشاری و پرفشاری و پیکان­های اتصال دهنده آن­ها ارتباط این سامانه‌ها را از نظر فشاری نشان می‌دهد و نقشه سمت چپ نشان دهنده تغییرات امگا به همراه مسیر حرکت توفند است. همان­طور که در نقشه امگا مشاهده می شود (شکل سمت چپ) حد فاصل ارتباط توفند فت و کم فشار موسمی مسستقر بر روی پاکستان با قدرت مرکزی 20/0- هکتوپاسکال بر ثانیه، تغییرات فشاری مثبت از لحاظ امگا مشاهده نمی‌گردد. اما در حد فاصل توفند فت و کم فشار بالکان زیانه‌های مثبت امگا با قدرت 04/0+ هکتوپاسکال بر ثانیه حاکی از قطع ارتباط این دو سامانه فشاری توسط پرفشار جنب حاره است که نتیجه آن توسعه توفند فت به سمت کم فشار مستقر بر روی پاکستان است. پایستاری در آرایش سامانه­های فشاری از 31 می تا 3 ژوئن در ترازهای پایینی (شکل سمت راست) و میانی جو گواه بر پایدار ماندن الگوی مذکور در تغییرات امگا دارد. از این رو در مقایسه مقادیر امگا قدرت صعود در کم فشار پاکستان از توفند فت بیشتر بوده در نتیجه براساس اصل 1 و 2 از قاعده کشش و رانش، از 2 ژوئن می‌توان مسیر حرکت توفند را به سمت سواحل پاکستان پیش بینی نمود.

 

 

 

شکل شماره 10- تعیین گذرگاه حرکت توفند فت در دو مسیر اصلی (نقشه امگا تراز500 هکتوپاسکال) و فرعی (نقشه تغییرات فشار تراز 850 هکتوپاسکال) از 2 ژوئن به بعد

 

 

همان­گونه که در شکل (10) مشاهده می‌شود مسیر حرکت توفند فت براساس قاعده کشش و رانش پس از در نوردیدن سواحل عمان به سمت سواحل پاکستان خواهد بود. شکل (11) نشان دهنده گذرگاه‌های پیش‌بینی شده توفند فت توسط سازمان‌های هواشناسی کشورهای منطقه از 3 ژوئن به بعد می‌باشد.

 

 

 

شکل شماره 11- مسیرهای متفاوت از پبش بینی گذر گاه حرکت توفند فت از 3 ژوئن به بعد توسط سازمان هواشناسی منطقه

منبع:  http://www.nhc.noaa.gov/storm

 

در ادامه روند تحلیل ردیابی و تعیین گذرگاه توفند فت، در اوایل 2 ژوئن دوره بلوغ چرخند کامل شده به شکلی که قدرت صعودی آن در تراز 500 هکتوپاسکال به 24/0- هکتوپاسکال بر ثانیه در مقایسه با 14/0- هکتوپاسکال بر ثانیه (hp/s) نسبت به اوایل روز 1 ژوئن می­رسد. در این روز ارتفاع مرکزی چرخند در تراز 850 هکتوپاسکال به 1441 ژئوپتانسیل متر رسیده، علت اصلی رسیدن قدرت توفند در 2­ و ­3 ژوئن به درده 4 در مقیاس سفیر سیمپسون را می‌توان با توجه به نقشه تراز 500 هکتوپاسکال (شکل 8) در احاطه شدن کامل چرخند بین دو سامانه پرفشاری جنوب غربی شبه قاره هند و شبه جزیره عربستان دانست. این شرایط به بقای تاوایی نسبی چرخند کمک کرده به شکلی که هسته پرفشار جنوب غربی شبه قاره هند باعث نفوذ رطوبت از مناطق جنوبی حاره به سمت چرخند خواهد شد (اصول 4 از قاعده کشش و رانش). همچنین انطباق کامل هسته صعودی توفند فت با هسته آب گرم را نمی‌توان در این تقویت نادیده گرفت. نقشه های امگا تراز 500 هکتو پاسکال تایید کننده عوامل مذکور در این تقویت هستند. در روز 4 ژوئن پر فشار عربستان در تراز 500 هکتوپاسکال به شکلی تقویت شده که تمام نواحی غربی ایران را در برگرفته است. این شرایط با توجه به پسروی کم ارتفاع بالکان به سمت شمال باعث قطع کامل ارتباط چرخند فیت با این کم فشار شده که نتیجه آن توقف کامل حرکت (کشش) چرخند فت به سوی غرب (سواحل عمان) می‌باشد. در 5 ژوئن شرایط روز چهارم با قدرت بسیار حاکم بوده. در این روز سامانه بندالی مستقر بر روی خزر به سمت غرب جابجا شده به گونه‌ای که زبانه‌های آن از نواحی شرق ایران عقب نشینی نموده است. این حالت به همراه تقویت کم فشار پاکستان باعث آغاز ادغام توفند فت با کم فشار پاکستان شده است. در روز 6 ژوئن چرخند فت کاملاً با هسته کم فشار موسمی پاکستان ادغام شده که این عامل اثر بسیار مهمی بر تقویت تاوایی چرخند در دو تراز 500 و 850 هکتوپاسکال داشته و یکی از عوامل برابری نسبی بارش­های سواحل جنوب­ غربی پاکستان در این روز با بارش­های سواحل کراچی در روز 5 ژوئن می‌باشد. در جدول (1) مشخصات توفند فت از زمان تشکیل تا نابودی ارائه شده است.

 

 

 

جدول شماره 1- مشخصات توفند فت از نظر قدرت و مسیر حرکت از زمان تشکیل تا نابودی

منبع:  Http://rapidfire.sci.gsfc.nasa.gov/gallery/2010153-0602/Phet

Date

Time

Lat

Lon

Wind (mph)

Storm Type

Date

Time

Lat

Lon

Wind (mph)

Storm Type

05/31

18 GMT

15.30

63.90

40

Tropical Storm

06/03

18 GMT

20.80

59.20

120

Category 3

06/01

0 GMT

15.70

63.80

40

Tropical Storm

06/04

0 GMT

21.50

59.20

105

Category 2

06/01

6 GMT

16.40

62.80

60

Tropical Storm

06/04

6 GMT

22.30

59.30

85

Category 1

06/01

12 GMT

16.80

62.20

65

Tropical Storm

06/04

12 GMT

22.90

59.50

75

Category 1

06/01

18 GMT

17.10

61.50

75

Category 1

06/04

18 GMT

23.50

59.80

70

Tropical Storm

06/02

0 GMT

17.50

61.00

105

Category 2

06/05

0 GMT

23.90

60.30

50

Tropical Storm

06/02

6 GMT

17.70

60.60

125

Category 3

06/05

6 GMT

23.80

61.00

40

Tropical Storm

06/02

12 GMT

18.20

60.00

145

Category 4

06/05

12 GMT

23.70

61.60

40

Tropical Storm

06/02

18 GMT

18.50

59.60

140

Category 4

06/05

18 GMT

23.40

62.30

40

Tropical Storm

06/03

0 GMT

18.60

59.40

135

Category 4

06/05

18 GMT

23.40

62.30

45

Tropical Storm

06/03

6 GMT

19.00

59.40

135

Category 4

06/06

0 GMT

22.90

64.10

45

Tropical Storm

06/03

12 GMT

20.00

59.50

120

Category 3

06/06

6 GMT

23.40

65.60

40

Tropical Storm

 


بخش دوم: واکاوی اثرات چرخند حاره‌ای فیت در تغییرات بارش و دمای هوا در مناطق متاثر از آن

بارش: بارش در بخش­های مختلفی از چرخندهای حاره‌ای با توجه به شدت همرفت رخ می‌دهد. دیواره چشم توفان معمولاً شدیدترین مقادیر بارش و باد را به همراه دارد. همچنین نوارهای مارپیچی ابر پس از ورود به خشکی به تناوب باعث بارش می‌شوند. در بررسی تصاویر ماهواره‌ای تی، آر، ام (شکل 12) بیشترین مقدار بارش (500 تا 600­­ میلی­متر) مربوط به اوسط 2 (12 عصر به وقت گرینویچ) و اوایل 3 ژوئن (6 صبح به وقت گرینویچ) در مرکز اقیانوس هند شمالی رخ داده است. که ارتباط بسیار نزدیکی با قدرت صعودی چرخند در توسعه واگرایی بالایی و انتقال آن به تراز 500 هکتوپاسکال دارد. به عبارت دیگر در چینش قائمی، زمانی که هسته های مراکز صعود در هر دو تراز پایینی و میانی در­ راستای یک محوریت قرار گیرند، بیشینه هسته‌های بارشی در همان نقاط در انطباق با هسته آبگرم قرار خواهد داشت. به عنوان نمونه در 2 و 3 ژوئن قدرت صعودی در هر دو تراز پایینی و میانی جو به مقدار 24/0- پاسکال بر ثانیه رسیده است که انطباق کاملی با مقدار بارش رخداده دارد. اما در 4 ژوئن قطب صعودی 850 هکتوپاسکال (18/0- پاسکال بر ثانیه) با پیشروی توفان به سمت سواحل شرقی عمان، به سمت جنوب منحرف شده در حالی که در همین روز هسته صعودی تراز 500 هکتوپاسکال به میزان 24/0- پاسکال بر ثانیه به سمت شمال و شرق کشور عمان منحرف شده است. نتیجه این شرایط کاهش قدرت صعودی توفند است. همچنین دمای هسته ناهنجاری آبگرم در این روز از 2+ درجه به 8/1+ درجه سلسیوس کاهش یافته است. نتیجه این حالت رخداد بارش به مقدار 300 تا 350 میلی­متر در 24 ساعت در سواحل شرقی عمان بوده است. در 5 ژوئن هسته صعودی تراز 850 ضعیف و با میزان 1/0- پاسکال بر ثانیه در مرکز دریای عرب قرار گرفته و هسته 500 هکتوپاسکال با مقدار 18/0- پاسکال بر ثانیه سواحل کراچی و ایالت سند پاکستان را در نوردیده است. مقدار بارش رخداده در مناطق ساحلی جنوب غربی پاکستان 137 میلی­متر در 24 ساعت گزارش شده است. بارش­های بنادر جنوب ­شرقی ایران در این روز با شدت بیشتری به شکل پراکنده آغاز که بیشترین مقدار مربوط به بندر چابهار در حدود 64 میلی­متر بوده است. جدول2 میزان بارش و دیگر تغییرات عناصر جوی حاصل از عملکرد توفند فت را از 4­ تا ­5 ژوئن در چند ایستگاه کشور را نشان می‌دهد. با حرکت مرکز چرخند به سمت مناطق داخلی پاکستان در ­­­6 ژوئن قطب صعودی تراز 850 هکتوپاسکال به سمت سواحل غربی هند منحرف شده و در تراز 500 هکتوپاسکال هسته صعودی با میزان 22/0- هکتوپاسکال بر ثانیه کل پاکستان را در برگرفته است. همچنین هسته آبگرم با ناهنجاری 2+ درجه سلسیوس که در روزهای چهارم و پنجم به 8/1+ درجه کاهش یافته بود مجدداً در این روز به 2+ درجه سلسیوس افزایش دما یافته و محور صعودی تراز 850 هکتوپاسکال بر روی آن منطبق شده است. مقدار بارش رخداده در سواحل جنوب­شرقی پاکستان در این روز با مقادیر بارش سواحل جنوب­غربی 5 ژوئن برابری می‌نماید.


 

جدول شماره 2- مشخصات تغییرات عناصر جوی برخی ایستگاه‌های کشور

نام ایستگاه

دمای متوسط °c

دمای نقطه شبنم °c

متوسط رطوبت نسبی (%)

میانگین­سرعت باد (k/h)

جهت باد

غالب

بارش (mm)

زمان

بندر عباس

٣٣

٢٥

٦١

١١

S

0

15 خرداد (4 ژوئن)

زاهدان

٢٥

٥-

١٤

١٣

N,NE

0

چابهار

٢٦

٢٤

٨٤

٢٦

N,NE

31

بندر عباس

٣٣

٢٥

٦٢

١٤

S,SW

0

16 خرداد (5 ژوئن)

زاهدان

٢٢

١٣-

٨

١٣

N,NE

0

چابهار

٢٥

٢٥

٩0

32

N,NE

64

 

شکل شماره 12- تصویر ماهوارهای دریافت شده از سنجنده TRM که مقدار بارش ناشی از توفان فت و مسیر حرکت آن را به همراه مقیاس قدرت نشان می دهد.

منبع:  http://www.nasa.gov/mission_pages/hurricanes/archives/2010/h2010_phet.htm

 


دما: ردیابی تغییرات دما براساس مراحل رشد توفان در ترازهای مختلف جو متفاوت بوده و به طور کلی می‌توان آن را با توجه به قدرت صعودی توفان در دو تراز 850  و 500 هکتوپاسکال مطالعه نمود. با توجه به بررسی نقشه‌های ناهنجاری دما در اوایل 2 ژوئن به دلیل قوی نبودن چرخند (مراحل اولیه بلوغ)، صعود هوا چندان در لایه‌های میانی جو نمایان نشده است. اما از اواسط روز دوم تا اواسط روز چهارم به سبب بلوغ کامل چرخند شرایط صعود به خوبی مهیا شده به گونه‌ای که قطب منفی 8- درجه در تراز 850 هکتوپاسکال در تمام منطقه از شرق تنگه هرمز تا مرکز اقیانوس هند شمالی و پاکستان را در بر گرفته است و در سطح 500 هکتوپاسکال قطب ناهنجاری 4+ درجه سلسیوس در نقشه‌ها مشخص می‌باشد. در 5 ژوئن ناهنجاری دمایی 8- درجه در تراز 850 هکتوپاسکال کاملاً از روی ایران خارج و بر روی سواحل جنوبی پاکستان مستقر شده است. در همین روز تمام مناطق جنوب­شرقی ایران، سواحل شرقی عمان و شمال‌غربی هند بین 2- تا 8- درجه ناهنجاری دمایی را نسبت به شرایط میانگین خود تجربه نموده‌اند. در تراز 500 هکتوپاسکال با حفظ موقعیت، ناهنجاری دمایی 2+ تا 5+ درجه کل منطقه را فرا گرفته است. علت ناهنجاری منفی دمایی در تراز پایینی جو تراکم ناشی از همرفت و صعود شدید هوا می‌باشد، اما در تراز میانی جو رخداد ناهنجاری‌ها مثبت دمایی به علت آزاد شدن انرژی نهان بخار آب است. در 6 ژوئن هسته منفی 8- درجه سلسیوس در تراز 850 هکتوپاسکال از منطقه خارج و تنها بر روی پاکستان مستقر شده است در حالی که در تراز 500 هکتوپاسکال قطب 4+ درجه از پاکستان عقب نشینی و در مرکز اقیانوس هند قرار گرفته است. البته در نقشه‌های دما از 6 تا 11 ژوئن ناهنجاری دمایی در هر دو تراز 850 و 500 هکتوپاسکال بر روی پاکستان مشاهده می‌شود، به شکلی که از 11 ژوئن به بعد شرایط ناهنجاری از روی منطقه محو و پرفشار جنب حاره حاکمیت پیدا می­نماید. این ناهنجاری دمایی (6 تا 11‍­ ژوئن) مربوط به هسته کم فشار موسمی قرار گرفته در مرکز پاکستان است و ارتباطی با چرخند فت ندارد. در شکل (13) مراحل تولد تا مرگ توفند فت به همراه اثرات آن بر دما، سرعت و جهت باد ایستگاه‌های منطقه در تصاویر ماهواره‌ای نشان داده شده است.


 

 

 

شکل شماره 13- مراحل تولد تا مرگ توفند فت به همراه رد گیری اثرات آن بر دما،سرعت و جهت باد ایستگاه‌های منطقه

(31 می 2010 تا 7  ژوئن 2010).

منبع:  http://www.wunderground.com

 


نتیجه‌گیری

نتایج این پژوهش نشان دارد که سه فراسنج مهم یعنی، افزایش دمای آب اقیانوس هند شمالی با تشکیل هسته آبگرم با دمای 32 درجه سلسیوس در مرکز آن در مقابل متعادل شدن دمای آب خلیج بنگال نسبت به میانگین دراز مدت و از طرفی عقب نشینی کمربند پرفشار جنب حاره به سبب نفوذ و گسترش کم فشار موسمی از عرض 5 تا 30 درجه شمالی بر روی شبه قاره هند، پاکستان و کشورهای حاشیه خلیج فارس و برابری تقریبی سرعت افقی باد در منطقه تشکیل چرخند حاره­ای فت (هسته یا چشم چرخند) تا تراز های میانی و بالایی جو عوامل بسیار مهمی در تشکیل توفند مذکور بوده­اند. همچنین واکاوی گذرگاه توفان فت نشان می‌دهد که حرکت چرخند از قاعده کشش و رانش پیروی می‌کند، که می‌توان با استفاده از این قاعده گذرگاه جابجایی توفان­های اقیانوس هند شمالی را پیش بینی نمود. براساس این قانون جابجایی توفان فت به سمت سواحل عمان از زمان تشکیل تا 4 ژوئن به سبب برقرای ارتباط قوی با کم فشار (ناوه) بالکان در تراز پایینی جو بوده است. اما به دلیل کستردگی پرفشار جنب حاره در حرکت رو به شمال (به سمت مرکز و سواحل جنوبی ایران)، ارتباط بین این دو کم فشار (چرخند فت و کم فشار بالکان) به شدت تضعیف شده است. این شرایط به همراه تضعیف قدرت کم فشار بالکان، در مقایسه با تقویت و گسترش هسته کم فشار موسمی مستقر در مرکز پاکستان، سبب مکش و حرکت توفند حاره­ای فت به سمت سواحل پاکستان پس از 4 ژوئن گردیده، که در این جابجایی نوع آرایش هسته‌های پرفشار جنب حاره مستقر در اطراف سامانه فت نقش فعالی را داشته­اند. در بررسی اثرات جوی ناشی از ورود سامانه مذکور به منطقه در طی دوره­ای فعالیت شش روزه خود، حاکی از تغییرات و ناهنجاری­های شدید دما در ترازهای پایینی و میانی جو منطقه است. واکاوی تغییرات ارتفاع ژئوپتانسیل تراز 850 و 500 هکتوپاسکال در روزهای 1، 2 و 3 ژوئن نشان می‌دهد که سامانه پرفشار جنب حاره در ترازهای پایینی و میانی به سمت شرق و جنوب عقب نشسته و شرایط مناسب را برای همرفت شدید، شکل گیری سامانه و بارش­های سنگین در جنوب غرب آسیا فراهم نموده است. تصاویر ماهواره‌ای دریافت شده از سنجنده TRM شدیدترین بارش را در روزهای 2 و 3 ژوئن در غرب اقیانوس هند شمالی به مقدار 600 میلی­متر نشان می‌دهد. مقدار بارش رخداده در سواحل عمان 350 میلی­متر و نواحی جنوب شرق ایران به ویژه بندر چابهار و نواحی اطراف آن در مجموع 95 میلی­متر و در سواحل پاکستان 170 میلی­متر بوده است. به طور کلی جابجایی هسته‌های بارشی با حرکت و قدرت هسته صعودی توفند در تراز 500 هکتوپاسکال ارتباط زیادی را نشان می‌دهد.

 



1- امواج دورا (Swell Waves) بنوعی از امواج دریا گفته می شود که بسیار دورتر از منطقه تشکیل خود حرکت می کنند ویژگی بارز این امواج حرکت به شکل الگوهای سینوسی بسیار منظم می‌باشد (Walker, 2001).

1-     بررسی‌های انجام شده توسط مولفان از توفان­های تری (2008)، گونو (2007)، ماکدا (2006) اوسه آ، اودو آ، اویک آ (2004)، توفند شمال اقیانوس هند در 5 می 2002 و توفند شمال اقیانوس هند در تاریخ  15 می 1999

  1. Chen, W., M. Frank, 1993, a numerical study of the genesis of extra tropical convective meso vortices. Part I: Evolution and dynamics. J. Atmos. Sci, No.50, pp. 2401-2426.
  2. Davis, P.,  J. Michaels, B. P. Heyden, 2002, Overview of  Extratropical Cyclones, in Pielke, R. Jr and Pielk, R. Sr (eds.), Storms, Volume 1, Routledge Publisher, pp. 401-426.
  3. Dube, S. K., A. D. Rao, T. S. Murty, 2009, Storm surge modelling for the Bay of Bengal and Arabian Sea. Nat Hazards, No. 51, pp. 3-27.
  4. Degtyareva, A .I., N. V. Degtyareva, 2011, Formation and Evolution of Anomalous TropicalStorm over the Bay of Bengal in April–May 2008, ISSN 1068-3739, Russian Meteorology and Hydrology, 2011, Vol. 36, No. 2, pp. 112–116.
  5. Emanuel, K. A., J. Lighthill, Z. Zhemin, G. J. Holland, 1993, The physics of tropical cyclogenesis over the Eastern Pacific. Peking University Press, PP.136-142.
  6. Gray, W. M, 1968, A global view of the origin of tropical disturbances and storms. Mon Weather Rev. 96:669–700.
  7. Gray, W. M. 1979, Hurricanes: Their formation, structure and likely role in the tropical circulation Meteorology Over Tropical Oceans. D. B. Shaw (Ed.), Roy. Meteor. Soc. James Glaisher House. Grenville Place. Bracknell. Berkshire, RG12 1BX, pp.155-218.
  8. Islam, T., R. E. Peterson, 2008, climatology of land falling tropical cyclones in Bangladesh 1877-2003. Journal of natural hazards DOL 10.1007/s11069-008-9252-4.
  9. Golshani, A. A., S.Taebi, 2008, Numerical Modeling of Gonu Cyclone and Its Resulting Waves in the Gulf of Oman, journal of sea engineer, year 4, autumn and winter. 2008, No 72, Pp25-29.
  10. Khansalari, S., M.Mazraeh Ei Farahani, M. Azadi, 2011, A study of helicity and helicity flux in the Gonu tropical storm,  journal of iran geophysics, Vol 5, No 2, Pp97-115
  11.  Kim, YH., E. H. Jeon, D. E. Chang., H. S. Lee, J. I. Park., 2010, The impact of TPARC 2008 dropsonde observations on typhoon track forecasting. Asia-Pac J Atmos Sci, NO. 46, PP. 287–303.
  12. Khosravi, M., M. R. poudine, 2010, A survey on climatic impacts of gonu tropical cyclone (june2007) in southeast of Iran, Natural Geography Researches Quarterly, year 42, summery 2010, No 72, Pp53-72.
  13. Merriel. R. T, 1983, comparison of large and small tropical cyclone. monthly weather review, vol 112, pp. 1408-1418.
  14. Nicholls, N., C. W. Landsea, J. Gill, 2005, Recent trends in Australian tropical cyclone activity. Met. Atmos. Phys, No.65, pp.197-205.
 

15. Park, S. K., D. L. Zhang, H. H. Kim, (2008), Impact of drop windsonde data on the track forecasts of a tropical cyclone: an observing-systems simulation experiment study. Asia-Pac J Atmos Sci, No. 44, pp.85–92.

  1. Shanmugasundram, J., J. P. harikrishna, s. gomathinayagam, n. lakshmanan, 1999, wind terrain and structure damping characteristics under tropical cyclone conditions. engineering structures, vol. 21, No.11, pp. 1006-1014.
  2. Sharna, R. A., P. G. richards, 1999, a reexamination of the characteristics of tropical cyclone winds. Journal of wind engineering and industrial aerodynamics, No 83, pp. 21-33.
  3. Srinivas, C. V., V. Yesubabu, R. Venkatesan, S. S. V. S. Ramarkrishna, 2010, Impact of assimilation of conventional and satellite meteorological observations on the numerical simulation of a Bay of Bengal Tropical Cyclone of November 2008 near Tamilnadu using WRF model, Springer Verlag, Meteorol Atmos Phys 110:19-44, DOI 10.1007/s00703-010-0102-z.
  4. Vermette, S., 2007, storm of tropical origin. a climatology for new york stste, usa (1851-2005),  journal of natural hazards, No 42, pp. 318-326.
  5. Velasco, I., J. M. Fritsch, 1987, Mesoscale convective complexes in the Americas. J. Geophys. Res., No. 92, pp.9561-9613.
  6. Walker, N. D., 2001, Tropical Storm and Hurricane Wind Effects on Water Level, Salinity, and Sediment Transport in the River-InfluencedAtchafalaya-Vermilion Bay System, Louisiana, USA. Coastal Studies Institute/Department of Oceanography and Coastal Sciences, Vol. 24, No. 4, pp. 498-508.
  7. Zehr, R. M., 1992, Tropical cyclogenesis in the western North Pacific. NOAA Technical Report NESDIS 61, U. S. Department of Commerce, Washington, DC 20233, p.181.