نقش سامانه‌های همدیدی گذرا در ترابرد فصلی رطوبت روی ایران

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 کارشناس مرکز پیش بینی سازمان هواشناسی کشور، تهران

2 عضو هیات علمی پژوهشکده هواشناسی، تهران

چکیده

در این پژوهش منابع رطوبت و چگونگی ترابرد رطوبت روی ایران و عوامل موثر بر آنها در فصل‌های مختلف در یک دوره 30 ساله (1981-2010) بررسی شده است. به این منظور از داده های میانگین ماهانه cfsr با تفکیک افقی 5/0 درجه برای محاسبه و تحلیل کمیت‌های ارتفاع ژئو پتانسیل، باد، دما، فشار سطح دریا، آب‌بارش‌شو، مولفه‌های چرخشی و واگرای بردار شار رطوبت و توابع جریان و پتانسیل بردار شار رطوبت استفاده شده است.نتایج نشان می دهد که در فصل پاییز با استقرار واچرخند جنب حاره روی نوار جنوبی ایران و غرب اقیانوس هند خمش واچرخندی بردار شار رطوبتو ترابری رطوبت از دریایعمان به جنوب ایران وجود دارد. همچنینبررسی بی‌هنجاری مولفه چرخشی بردار شار رطوبت نشان‌ دهنده ترابرد رطوبت از دریای عمان به جنوب شرق ایران در اثر شکل گیری چرخند گرمایی روی جنوب ایران و ترابرد رطوبت از شرق مدیترانه به شمال غرب ایران ناشی از تقویت چرخند شرق مدیترانه است. در فصل زمستان، واچرخند جنب حاره روی شرق عربستان موجب خمش واچرخندی بردار شار رطوبت روی دریای عرب، جنوب دریای سرخ و شرق عربستان و در نتیجه ترابرد رطوبت به نواحی غرب و جنوب غرب ایران است. بررسی بی‌هنجاری مولفه چرخشی بردار شار رطوبت نشان دهنده ترابرد رطوبت از دریای سرخ به جنوب غرب ایرانبراثر تقویت چرخند شرق آفریقا و ترابرد رطوبت به شمال غرب و سواحل جنوبی دریای خزر ناشی از نفوذ پرفشار از شرق اروپا به دریای مدیترانه است. در فصل بهار به علت نفوذ واچرخند جنب حاره روی غرب اقیانوس هند و گردش کلی آب اقیانوس وابسته به نوسان دو قطبی اقیانوس هند (IOD) در عرض‌هایN20-15 خمش واچرخندی بردار شار رطوبت روی غرب اقیانوس هند شکل می‌گیرد و ترابرد رطوبت به شبه قاره هند و جنوب شرق ایران قابل توجه است. همچنین خمش چرخندی بی‌هنجاری بردار شار رطوبت ناشی از شکل‌گیری‌ چرخند گرمایی روی جنوب شرق ایران، موجب ترابرد رطوبت از دریای عمان به جنوب شرق ایران می‌شود و خمش واچرخندی بی هنجاری بردار شار رطوبت ناشی از نفوذ واچرخند روی شرق مدیترانه و شمال غرب ایران، موجب ترابرد رطوبت از شرق مدیترانه به شمال غرب ایران می شود. در فصل تابستان با نفوذ واچرخند جنب حاره به عرض‌هایN35-25 و تقویت مونسون هند و گردش کلی آب اقیانوس هند ناشی از دو قطبی اقیانوس هند، ترابرد رطوبت از غرب اقیانوس هند به شبه قاره هند و جنوب شرق ایران مشاهده می‌شود. همچنین بر اثر شکل گیری چرخند گرمایی در این ناحیه بی هنجاری ترابرد رطوبت از دریای عمان به جنوب شرق و شرق ایران مشاهده می‌شود.

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

Role of transient synoptic systems on seasonal moisture transport over Iran

نویسندگان [English]

  • M.M. Khodadi 1
  • Majid Azadi 2
  • H. Ghaemi 2
چکیده [English]

Materials and Methods An attempt is made to examine the moisture sources and transport over Iran and its relation to other influencing factors during different seasons for a 30 years period (1981-2010. Using National Center for Environmental Prediction (NCEP) Climate Forecast System Reanalysis (CFSR) data with 0.5 degree horizontal resolution, described by Saha et al., 2010, several fields including geopotential height, horizontal wind and temperature at several vertical levels along with sea level pressure, precipitable water and rotational and divergent components of the moisture flux vector are presented and analyzed.   Results and discussion Results show that, during the autumn, the subtropical high is located over south of Iran and west of Indian Ocean and there is anticyclonic curvature of moisture flux vector and moisture transport from over Oman sea to south of Iran. Examination of the anomaly of rotational component of moisture flux vector indicates that formation of thermal low over south of Iran causes moisture transport form over Oman sea to southeast of Iran and intensification of eastern Mediterranean low causes moisture transport from over east of Mediterranean to northwest of Iran. During winter, subtropical anticyclone located over east of Saudi Arabia causes anticyclonic curvature of moisture flux vector over west of Indian ocean, south of Red sea and east of Saudi Arabia and consequently moisture transport to west and southwest of Iran. Examining the anomaly of rotational component of moisture flux vector indicates that intensification of eastern African low causes moisture transport from over Red Sea to southwest of Iran and eastward migration of high pressure system from eastern Europe to Mediterranean causes moisture transport to northwest and southern coast of the Caspian sea. During Spring, eastward expansion of subtropical anticyclone over west of Indian ocean and also general circulation of Indian Ocean due to Indian Ocean Dipole (IOD) at 10-20 N, anticyclonic curvature of moisture flux vector over west of Indian ocean is formed and moisture transport to Indian subcontinent and southeast of Iran is significant. Also, formation of thermal low over southeast of Iran causes cyclonic curvature of moisture flux vector anomaly and moisture transport from over Oman sea to southeast of Iran. Anticyclonic curvature of moisture flux vector anomaly due to expansion of high pressure to east of Mediterranean and northwest of Iran, causes moisture transport from over east of Mediterranean to northwest of Iran. During summer, northward migration of subtropical high to higher latitudes 25-35N over Indian subcontinent and Monsoon intensification and Indian ocean general circulation associated with IOD, moisture transport from over west of Indian ocean to Indian subcontinent and then to east of Iran are observed. It is to be noted that during summer, a thermal low pressure region is formed over east of Iran and extended up to south of Alborz and east of Zagross mountain ranges. Coexistence of the thermal low with transported moisture from Indian subcontinent, causes a moisture flux vector anomaly is observed. Moreover, formation of thermal low pressure over this region causes anomaly of moisture transport from over Oman Sea to southeast and east of Iran.   Conclusion   In this research, the important role of the subtropical high pressure in combination with passing synoptic systems on the moisture transport over Iran during different seasons is investigated. It is concluded that during winter the subtropical high pressure has its prominent role in moisture transport from over Arab and Red Seas toward west and south-west of Iran. Moreover western synoptic systems are associated with moisture advection over west and south west of Iran. As such, a moisture convergence is formed over west of Iran During summer the subtropical high pressure is extended over Iran and Indian subcontinent. As such there is a moisture transport towards Indian subcontinent and from there toward south east and east of Iran. And thermal low pressure systems cause moisture convergence and subsequently summer time monsoonal rain fall over south of Iran.  

کلیدواژه‌ها [English]

  • Moisture flux vector
  • stream function
  • subtropical high

مقدمه

چگونگی شار رطوبت، سازوکاری مهم در تقویت یا تضعیف چرخندها و نیز عاملی مهم در فرایند بارش است و پ‍‍ژوهش­های زیادی در این زمینه در نقاط مختلف انجام شده است. بررسی­ها نشان می­دهندکه گردش عمومی جو وبه همراه آن گردش عمومی آب اقیانوس­ها (نظیر[1]ENSO و[2]IOD) نقش عمده­ای در ترابرد رطوبت از عرض­های حاره به فرا­حاره دارند. همزمان با تغییر فصل و جابجایی سلول هادلی و چرخه واکر، سامانه­های همدیدی هر ناحیه نیز در ترابرد رطوبت از منابع رطوبت آن ناحیه موثر هستند (Rosen,1979, Chen,1985 ). چن و همکاران (Chen et al.,1988) ساختار رطوبتی مونسون هند را در یک دوره 50-30 روزه با استفاده ازبردار شار رطوبت و آب بارش­شو بررسی کردند. آن ها همگرایی رطوبت برروی هند را به جریان­های غربی مونسون هند، جابجایی ناحیه همگرایی اقیانوس آرام شمالی و نیز بادهای شرقی ناشی از پرفشار اقیانوس آرام نسبت دادند. چاکرابورتی و همکاران  (Chakraborty et al., 2005) میزان آب بارش­شو و بردار شار رطوبت را در لایه های مختلف جو روی شبه جزیره عربستان برای ماه­های بارشی مشابه بررسی کردند و نشان دادند که در فصل­های مختلف مقدار ترابرد رطوبت از روی غرب اقیانوس هند، دریاهای سرخ ومدیترانه وابسته به گردش کلی آب اقیانوس هند (IOD) است. احمدی گیوی و دستمالچی (1385) منابع گرما و رطوبت و شارش آنها برروی ایران را در یک دوره 14 ساله بررسی کردند. نتایج آنها نشان داد که در ماه ژانویه رطوبت در نواحی جنوب ایران تحت تاثیر شارش­های جنوبی از دو منبع در شرق دریای سرخ و شمال شرق آفریقا و رطوبت نواحی شمال و مرکز ایران تحت نفوذ شارش­های شمال شرق اقیانوس اطلس است. علیجانی و همکاران (1386) ساختار چرخند گرمایی را برای یک مورد بارشی در جولای 1994 روی جنوب شرق ایران بررسی کردند و ترابرد رطوبت توسط چرخندها روی شبه قاره هند و شمال شرق عربستان به جنوب شرق ایران را نشان دادند. فرج زاده و همکاران (1388) شار رطوبت را برای یک مورد بارشی در ژانویه 1996 بررسی کردند. آنها نشان دادند که برای سامانه مورد مطالعه عمده شار رطوبت از روی دریای عرب و خلیج عدن بوده است و دریای مدیترانه نقشی در تغذیه رطوبت به این سامانه نداشته است.

در پژوهش حاضر الگوی شار رطوبت بر روی ایران برای تمام فصل­های سال در دوره 30 ساله انجام شده است. همچنین تاثیر واچرخند جنب حاره با استفاده از شکل پایای (میانگین فصلی) ترابری رطوبت و تاثیر کم­فشارها و پرفشارهای عبوری از منطقه در فصل­های مختلف با استفاده از شکل گذرای (انحراف از میانگین فصلی) ترابری رطوبت بر روی ایران بررسی می­شود.

 

داده ها و روش کار

با استفاده از داده های ماهانه [3]cfsr (Saha et al., 2010) با تفکیک افقی 0/5درجه، میانگین فصلی سی ساله از سال 1981 تا 2010 برای  کمیت­های ارتفاع ژئوپتانسیل، دما، بردار باد افقی، سرعت قائم، آب بارش­شو، بردار شار رطوبت، تابع جریان و تابع پتانسیل بردار شار رطوبت محاسبه شده است. روابط مورد استفاده برای محاسبه آب بارش شو و مولفه­های واگرایی و چرخشی بردار شار رطوبت و بی­هنجاری آنها در پیوست ارایه شده است. این مطالعه برای چهار فصل سال انجام شده است. در هر فصل ابتدا با استفاده از شکل­های میانگین سی­ساله کمیت­های ارتفاع ژئوپتانسیل، دما، بردار باد افقی، سرعت قائم و آب بارش­شو، الگوی عمومی همدیدی هر فصل توضیح داده شده است. سپس از شکل­های میانگین سی ساله کمیت­های بردار شار رطوبت، تابع جریان و تابع پتانسیل بردار شار رطوبت، الگوی عمومی ترابری رطوبت روی ایران و ارتباط آن با الگوهای همدیدی سی­ساله برای هرفصل بررسی شده است. در انتها با به­کارگیری نقشه­های انحراف ازمیانگین سی­ساله کمیت­های بردار شار رطوبت، تابع جریان و تابع پتانسیل بردار شار رطوبت، الگوی ترابری رطوبت بر اثرعبور سامانه های بارشی مربوط به هر فصل توضیح داده شده است.

 

فصل پاییز

مطابق شکل­های 1-الف و 1-ب مربوط به ماه­های سپتامبر-نوامبر، ناوه­ای در ترازهای میانی وردسپهر در شرق مدیترانه دیده می­شود که دامنه آن تا نواحی شمال دریای سرخ امتداد یافته است. جریان­های جنوبی و جنوب­غربی وابسته به این ناوه تمام نواحی نیمه غربی شبه جزیره عربستان وغرب ایران را در بر می­گیرد. جهت گردش باد در ترازهایhPa 500 و پایین­تر نشان­دهنده یک پشته­ کم عمق روی نیمه جنوبی ایران می­باشد، به­گونه­ای که در تراز hPa850 سلول پر ارتفاعdm  152 بسته شده است. گسترش این پرارتفاع به نسبت زیاد نیست و تا نیمه شرقی ایران امتداد دارد. درسطح زمین زبانه کم­فشاری از نواحی جنوب غرب دریای سرخ به نواحی مرکزی و شمال شبه جزیره عربستان امتداد یافته است (شکل1-ج).

 

 

   
   

شکل1- میانگین سی­ساله فصل پاییز (سپتامبر-نوامبر) برای (الف) ارتفاع ‍‍‍‍ژئوپتانسیل (dm)، دما (C)، سرعت باد (m/s) در ترازhPa500 (ب) ارتفاع ‍‍‍‍ژئوپتانسیل (dm)، دما (C)، سرعت باد (m/s) در ترازhPa850 (ج) فشار سطح زمین (hPa) و (و) کمیت آب بارش­شو () برای میانگین قائم در لایه hPa500-1000.

 

 

مطابق شکل1-د مقدار آب­بارش­شو در لایهhPa 500-1000 روی غرب اقیانوس هند 5 و روی دریای سرخ و خلیج عدن  4 است. مقدار آب­ بارش­شودر شمال شرق عربستان به­تدریج کاهش می­یابد به­گونه­ای­که در نواحی جنوبی ایران به 5/1 می­رسد. 

 

 

 

 

 

   
   

شکل2- میانگین سی­ساله فصل پاییز (سپتامبر-نوامبر) برای میانگین قائم در لایهhPa500-1000 برای (الف) تابع جریان ()،  (ب) تابع پتانسیل                ()،  (ج) مولفه چرخشی بردار شار رطوبت () و (د) مولفه واگرایی بردار شار رطوبت ().

 

 

 

در نقشه­های2-الف و 2-ج مرکز تابع جریان رطوبت وخمش واچرخندی بردار شار رطوبت روی دو ناحیه­ی دریای عرب وجنوب­شرق عربستان وخمش چرخندی بردار شار رطوبت روی جنوب شبه قاره هند مشاهده می­شود.

واچرخند جنب حاره­ روی دریاهای عرب و عمان (شکل 1-الف) موجب خمش واچرخندی بردار شار رطوبت روی این ناحیه و در نتیجه ترابرد رطوبت از روی این دریاها به سواحل شرق عربستان و جنوب ایران می­شود. چرخند مستقر روی جنوب شبه قاره هند (شکل ارایه نشده) موجب شار رطوبت از غرب اقیانوس هند (شکل 1-د) به شبه قاره هند و جنوب شرق ایران می­شود (شکل2-ج). ناحیه شرق دریای مدیترانه و جنوب دریای سیاه در جلوی ناوه در تراز های hPa 850 و بالاتر قرار دارد (شکل­های 1-الف،1-ب) و خمش چرخندی بردار شار رطوبت ناشی از آن موجب ترابری رطوبت به شمال غرب ایران می­شود (شکل2-ج). توضیح شکل­های 2-ب و2-د مربوط به فصل پاییز، مشابه فصل بهار می­باشد.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

   
   

شکل3- میانگین سی ساله فصل پاییز (سپتامبر-نوامبر) برای میانگین قائم در لایه hPa500-1000 برای (الف) بی­هنجاری تابع جریان

()، (ب) بی­هنجاری تابع پتانسیل ()، (ج) مولفه چرخشی بردار شار رطوبت () و (د) بی­هنجاری مولفه واگرایی بردار شار رطوبت ().

 

 

شکل­های 3-الف و3-ج مرکزهای تابع جریان بی­هنجار ­و خمش چرخندی بردار شار رطوبت را روی دو ناحیه در جنوب و جنوب شرق ایران و خمش وا­چرخندی بردار شار رطوبت را روی جنوب دریای خزر نشان می­دهد. در نقشه­های3-ب و3-د بی­هنجاری تابع پتانسیل و مولفه واگرایی بردار شار رطوبت درفصل پاییز ترابرد رطوبت به­صورت شیو قوی خطوط جریان روی جنوب وجنوب­شرق ایران، مرکز واگرایی رطوبت روی جنوب دریای سرخ، مرکز واگرایی رطوبت روی غرب دریای خزر و ناحیه همگرایی روی شبه قاره هند مشاهده می­شود.

در فصل پاییز، مونسون هند در حال تضعیف می باشد و ناحیه همگرایی وابسته به آن از شمال شبه قاره هند در فصل تابستان به روی مرکز و جنوب آن جابجا شده است. در مواردی که کم­فشارها روی شبه قاره هند و جنوب ایران رشد و گسترش می یابند موجب خمش چرخندی بردار شار رطوبت و در نهایت ترابرد رطوبت از روی دریای عمان به غرب شبه قاره هند وسپس به جنوب شرق ایران می­شوند. در این فصل به علت نفوذ واچرخند به سواحل جنوبی دریای خزر و شمال­غرب ایران، خمش واچرخندی بردار شار رطوبت و ترابرد رطوبت از روی دریای خزر به سواحل شمالی و شمال غرب ایران مشاهده می­شود. همچنین در فصل پاییز بی­هنجاری واگرایی رطوبت ازروی دریای سرخ به مرکز و شمال عربستان ناشی ازچرخند شرق آفریقا دیده می­شود. 

 

فصل زمستان

شکل­های 4-الف ناوه­ای به نسبت عمیق را در تراز hPa 500 در شرق مدیترانه در فصل زمستان نشان می­دهد به گونه­ای که تمام منطقه خاورمیانه در قلمرو این ناوه و اثر جبهه­زایی آن قرار دارد (تریگو وهمکاران، 2001) و در نتیجه فراوانی عبور موج­های چرخندی و واچرخندی در فصل زمستان در منطقه خاور­میانه به نسبت پر­شمار است.

 

 

 

 

 

   
   

شکل4- مانند شکل 1ولی برای فصل زمستان (دسامبر-فوریه).

 

 

مطابق شکل­4-ب می­توان پشته­ای روی نواحی جنوب ایران و نیمه شرقی عربستان در تراز hPa850 مشاهده نمود. در نقشه سطح زمین وجود زبانه پرفشار با پر بند hPa 1020در نوار شمالی ایران حاکی از نفوذ پرفشارها از عرض­های بالاتر به نوار شمالی ایران می­باشد (شکل 4-ج). این شرایط با سرد بودن فصلی هوا و عبور متناوب امواج از عرض­های شمالی ایران تقویت می­شود. همچنین بر اثر نفوذ کم­فشارهای گرم و مرطوب از عرض­های پایین­تر (شرق آفریقا و عربستان) به این نواحی و حرکت شرق سوی آنها حضور کم فشار در ناحیه مدیترانه و نوار جنوبی ایران تقویت می­شود (Rowell,2002, Lafontainene et al.,1989 ).

با توجه به شکل4-­د در فصل زمستان مقدار آب بارش­شو در لایه hPa 500-1000 در نواحی جنوبی ایران از 5/1 تجاوز نمی­کند. در حالی­که نیمه جنوبی ایران به ویژه ارتفاعات جنوب فارس از میزان بارش قابل ملاحظه­ای برخوردار است. ولی مقدار آب بارش­شو بر روی غرب اقیانوس هند حدود 5/3، روی خلیج عدن 3 و روی دریای سرخ 2 می­باشد. در واقع همین منابع رطوبتی به همراه جریانات مناسب همدیدی در منطقه است که بارش­های نیمه جنوبی ایران را ایجاد می کند.

 

 


 

 

   
   

شکل5- مانند شکل 2ولی برای فصل زمستان(دسامبر-فوریه).

 

 

مطابق شکل­های 5-الف و 5-ج مرکز تابع جریان رطوبت روی شرق عربستان و خمش واچرخندی بردار شار رطوبت وابسته به آن، موجب ترابرد رطوبت از غرب اقیانوس هند به شرق عربستان و در نتیجه شکل­گیری همگرایی رطوبت در ناحیه خلیج عدن و نواحی جنوبی عربستان می­شود. همچنین مرکز چرخندی تابع جریان روی شرق دریای مدیترانه وجود دارد.

مطابق شکل­های 4-الف و 4-ج واچرخند جنب حاره مستقر روی ناحیه شرق عربستان و دریای سرخ سبب خمش واچرخندی بردار شاررطوبت و ترابری رطوبت از روی غرب اقیانوس هند و جنوب دریای سرخ به جنوب عربستان می شود. به علت وجود یک ناوه وارون روی شرق آفریقا و غرب دریای سرخ، رطوبت در شمال دریا همگرا (شکل 4-د) و در نتیجه رطوبت به سمت جنوب­غرب و غرب ایران ترابرد می­شود. همچنین تاثیر نوسان مادن-جولین ([4]MJO) بر شار رطوبت از ناحیه اقیانوس هند به جنوب و جنوب شرق ایران توسط احمدی گیوی وهمکاران (1388) بررسی شده است. آنها نشان دادند که در فازهای ششم وهفتم MJO، که هسته فعال MJO روی اقیانوس آرام قرار دارد و پدیده همرفت در اقیانوس هند ضعیف است، جریان­های واچرخندی وابسته به پرفشار در غرب اقیانوس هند و شرق عربستان تقویت می­شود و فرارفت هوای گرم ومرطوب از اقیانوس هند به جنوب وجنوب شرق ایران وجود دارد.

همچنین روی شرق مدیترانه حرکت چرخندی در ترازهای hPa850 و بالاتر موجب خمش چرخندی بردار شار رطوبت و ترابرد رطوبت به­ شمال­غرب ایران می­شود (شکل­های 4-الف و4-ب).

شکل­های 5-ب و 5-د برای نقشه های میانگین مولفه واگرای بردار شار رطوبت در فصل زمستان، منبع رطوبت را برای ایران در ناحیه شمال اقیانوس هند به­صورت ناحیه واگرایی ضعیف رطوبت وترابری آن به نوار جنوبی ایران نشان می­دهد. جهت شارش­ها در این فصل بیشتر به سمت جنوب اقیانوس می­باشد به نظر می­رسد ناحیه واگرای شمال اقیانوس هند در شاخه فرونشینی سلول هادلی قرار دارد (Chen et al.,1988).

شکل­های 6-الف و6-ج مرکزهای بی­هنجاری تابع جریان و خمش واچرخندی بردار شاررطوبت را بین دریاهای خزر و سیاه و خمش چرخندی بردار شار رطوبت راروی شمال تنگه باب­المندب و شرق عربستان نشان می­دهد.

 

 

   
   

شکل6- مانند شکل3ولی برای فصل زمستان(دسامبر-فوریه).

 

 

درفصل زمستان در مواردی که واچرخند روی نوار شمالی ایران تقویت می شود (شکل4-ج)، چرخش واچرخندی باد وابسته به این پرفشار، رطوبت را از روی دریای خزر به سواحل شمالی ایران و شمال غرب ایران ترابری می­کنند (احمدی گیوی و دستمالچی، 1385و خوش اخلاق و همکاران، 1386).

درمواقعی­که ناوه وابسته به کم­ارتفاع مدیترانه (شکل 4-الف) روی جنوب عربستان و دریای سرخ عمیق شود (Dong, 2010)، موجب تقویت ناوه وارون دریای سرخ و جابجایی آن به شرق عربستان می­شود (شکل 4-ج). در این ناحیه خمش چرخندی بردار شار رطوبت ناشی از این چرخندها موجب ترابرد رطوبت از خلیج عدن و دریای عرب به شمال شرق عربستان و جنوب غرب ایران می­شوند. مهاجرت این کم­فشارها به جنوب وجنوب­غرب ایران باعث بارش­های رگباری بر روی ایران می­شوند (فرج زاده وهمکاران، 1388).

شکل­های 6-ب و 6-د برای نقشه بی­هنجاری تابع پتانسیل و مولفه واگرای بردار شار رطوبت درفصل زمستان، مرکز واگرایی رطوبت را (الف) روی جنوب دریای سرخ و (ب) به­صورت شیو زیاد خطوط جریان روی شمال اقیانوس هند ودریای عمان نشان می­دهد. همزمان با تقویت و گسترش کم فشار در شرق عربستان و جنوب دریای سرخ، شیو فشاری وابسته به آن باعث واگرایی رطوبت از دریای سرخ به مرکز عربستان و جنوب غرب ایران می شود. همچنین با تقویت کم­فشار روی جنوب شبه قاره هند وگسترش آن به عرض­های بالاتر، واگرایی رطوبت از دریای عمان به جنوب شرق ایران رخ می­دهد.  

 

فصل بهار

شکل­های7-الف یک ناوه کم عمق را در تراز hPa500 در شرق مدیترانه نشان می­دهد که دامنه آن چندان گسترده نیست. کم­عمق بودن این ناوه و عدم گسترش آن به سمت جنوب نشانگر فعالیت ضعیف کم­فشار سودانی در این فصل است و سامانه­های کم فشار در این فصل بیشتر از نواحی جنوبی و مرکزی ایران عبور می­کنند (شکل 7-ج). در تراز hPa850 واچرخند روی خلیج فارس و عربستان و ناوه کم­عمقی روی شرق مدیترانه مشاهده می­شود (شکل­ 7-ب). هرچند الگوی کلی در ترازهای بالایhPa 850 در فصل­های زمستان و بهار مشابه است ولی دراین فصل کم ارتفاع روی ایران تضعیف و پر ارتفاع جنب حاره­ای در جنوب ایران تقویت شده است

 

   
   

شکل7- مانند شکل 1ولی برای فصل بهار (مارس-می).

 

 

بنا به شکل7-د، کمیت آب بارش­شو درمناطق مرکز و شرق ایران قابل توجه نیست درحالی که درجنوب شرق، شمال غرب وغرب ایران مقدار آن در حدود 8/1است. از طرفی در ناحیه جنوب دریای سرخ و در مجاورت دریای عرب و تنگه باب المندب مقادیر قابل ملاحظه آب بارش شو (در حدود 4-5/1) در فصل بهار مشاهده می شود که در مقایسه با فصل زمستان نشان­ دهنده جابجایی شمال سوی سلول رطوبت می باشد.

 

 

   
   

شکل8- مانند شکل 2 ولی برای فصل بهار (مارس-می)

 

 

بنا به نقشه­های 8-الف و 8-ج مرکز تابع جریان وخمش واچرخندی بردار شار رطوبت روی شمال اقیانوس هند ناشی ازوجود پرارتفاع جنب حاره ­روی دریاهای عرب و عمان (شکل­های 7-الف و7-ب) و سازگار باگردش عمومی آب اقیانوس­(ENSO وIOD) می­باشد (Chakraborty et al., 2005).

شکل8-ب و8 –د برای نقشه میانگین مولفه واگرایی شار رطوبت در فصل بهار، منبع رطوبت را برای ایران روی دریای عرب به­ صورت یک ناحیه واگرایی رطوبت و انتقال آن به نوار جنوبی ایران نشان می­دهد.

شایان گفتن است که در فصل بهار با تقویت چرخند گرمایی روی جنوب ایران و جنوب شبه قاره هند و شرق عربستان (شکل 7-ج) و حضور واچرخند جنب حاره (شکل­های­ 7-الف و7-ب) روی جنوب دریای سرخ، خلیج عدن و دریای عرب و افزایش دما و رطوبت نسبت به فصل زمستان در این ناحیه (شکل­ 7-د) واگرایی رطوبت از این ناحیه به جنوب ایران و جنوب شبه قاره هند و شرق عربستان مشاهده می­شود (شکل­ 8-د).

 

 

   
   

شکل9-مانند شکل 3 ولی برای فصل بهار (مارس-می)

 

 

شکل­های9 -الف و9-ج مرکزهای بی­هنجاری تابع جریان و خمش واچرخندی بردار شار رطوبت را روی نواحی دریای خزر وشرق دریای مدیترانه و خمش چرخندی برار شار رطوبت را بین شرق عربستان، غرب اقیانوس هند و جنوب شرق ایران نشان می­دهد.

در نقشه­های 9-ب و 9-د برای بی­هنجاری تابع پتانسیل و مولفه واگرایی شار رطوبت درفصل بهار، چشمه و چاهه رطوبت را روی (الف) جنوب دریای سرخ و غرب اقیانوس هند و(ب) شرق شبه قاره هند نشان می­دهد. در فصل بهار با نفوذ زبانه پرفشار به سواحل شمالی ایران (شکل 7-ج) رطوبت روی دریای خزر (شکل 7-د) به سواحل شمالی ایران و شمال غرب ایران ترابرد می­شود. شکل­گیری کم­فشاردرجنوب ایران و شرق عربستان (شکل 7-ج) باعث چرخش باد و واگرایی رطوبت و در نتیجه ترابری رطوبت از روی دریای عمان و غرب اقیانوس هند (شکل 7-د) به شبه قاره هند، جنوب­ شرق وجنوب ایران می­شود.

 فصل تابستان  

مطابق شکل­10-الف در تراز hPa500 یک ناوه ضعیف در شرق مدیترانه ویک پشته در نوار شمالی ایران وجود دارد. در تراز hPa850 یک پشته در جنوب شرق، شرق و جنوب ایران مشاهده می­شود (شکل 10-ب). در نقشه فشار سطح دریا زبانه پر فشار فقط در سواحل شمالی ایران مشاهده می­شود و یک زبانه کم فشار با پربند hPa1008 روی دامنه­های جنوبی البرز و مرکز کم­فشار با پربند hPa1000در نوار جنوبی و شرق ایران مشاهده می­شود (شکل10-ج).

 

 

   
   

شکل10- مانند شکل 1 ولی برای فصل تابستان (ژوئن-اوت)

 

 

 

بنا به نقشه10-د مقدار کمیت آب بارش­شو در لایهhPa 500-1000 روی مناطق مرکز، شرق، شمال شرق و غرب ایران درحدود 2 است. درحالی­که در جنوب شرق و جنوب مقدار این کمیت بین 5/2 تا 4 است. همچنین در شمال غرب وسواحل شمالی ایران مقدار این کمیت بین 2 تا 5/3 است. در فصل تابستان با وجود مقادیر کم بارش، مقدار رطوبت روی ایران نسبت به فصل­های دیگر بیشتر است. افزایش رطوبت باعث افزایش آزادسازی گرمای نهان و افزایش حرکت صعودی و رشد کم فشارگرمایی تا تراز های حدود hPa 600 می­شود. مقدار کمیت آب بارش شو در ناحیه همگرایی دریای سرخ حدود  5/5-5/2 است که افزایش قابل ملاحظه­ای نسبت به فصل­های دیگر دارد (علیجانی و همکاران،1386).

 


 

 

 

   
   

شکل11- مانند شکل 2 ولی برای فصل تابستان (ژوئن-اوت)

 

 

 

بنا به نقشه­های 11-الف و11-ج مراکز تابع جریان و خمش چرخندی بردار شار رطوبت روی دریای عمان وشرق عربستان و خمش واچرخندی بردار شار رطوبت روی شمال اقیانوس هند وجود دارد. با تقویت چرخش ساعتگرد هوای مرطوب روی اقیانوس هند ناشی از گردش عمومی آب اقیانوس(ENSO وIOD)، خمش واچرخندی بردار شار رطوبت روی اقیانوس و ترابرد رطوبت از اقیانوس هند به ناحیه مونسون مشاهده می­شود.

تقویت و گسترش کم­فشارهای گرمایی در شمال شرق عربستان و جنوب خلیج فارس(شکل­10-ج) و چرخش چرخندی وابسته به آن­ها موجب ترابرد رطوبت از دریای عمان به جنوب شرق وجنوب ایران می­شود. همچنین کم­فشارهای گرمایی در شبه قاره هند عامل بی­هنجاری خمش بردار شار رطوبت وترابرد رطوبت از شبه قاره هند به شرق ایران می­باشند (علیجانی و همکاران، 1386).

 

شکل­های 11-ب و11-د برای نقشه­های میانگین مولفه واگرایی شار رطوبت در فصل تابستان، منبع رطوبت ایران را روی مرکز اقیانوس هند به ­صورت ناحیه واگرایی رطوبت و ترابری آن به جنوب و جنوب­شرق ایران و مرکز همگرایی رطوبت روی شرق شبه قاره هند نشان می­دهد که نسبت به فصل­های دیگر اندازه بردار شار رطوبت بیشتر است.

در فصل تابستان همزمان با جابجایی شمال سوی ناحیه همگرایی درون حاره (ITCZ­) به شمال شبه قاره هند و جنوب و مرکز ایران شیو دمایی و در نتیجه شیوفشاری بین دریای عرب و شبه قاره هند باعث ترابرد رطوبت از دریای عرب به روی شبه قاره هند می­شود (He et al.,1987).

شایان گفتن است که نفوذ زبانه کم­فشارگرمایی تا جنوب البرز و غرب ایران سبب ایجاد شیو فشاری و در نتیجه ترابرد رطوبت از دریاهای سیاه ومدیترانه به شمال­غرب ایران می­شود. در ترازهای hPa 850 و بالاتر به علت نفوذ واچرخند جنب حاره­ به نواحی جنوب البرز، جهت باد شمال غربی و غربی شده است (شکل­های10-الف و10-ب).

 

 

 

 

 

   
   

شکل12- مانند شکل 3 ولی برای فصل تابستان (ژوئن-اوت)

 

 

شکل های12-الف و12-ج مرکزهای بی­هنجاری تابع جریان و خمش چرخندی بردار شار رطوبت را روی (الف) شرق عربستان و جنوب خلیج فارس و (ب) شبه قاره هند نشان می­دهد.

در نقشه­های 12-ب و12-د بی­هنجاری تابع پتانسیل و مولفه واگرایی شار رطوبت در فصل تابستان، مراکز همگرایی رطوبت را روی (الف) جنوب غرب ایران و (ب) جنوب شرق وشرق ایران و مراکز واگرایی رطوبت را روی (ج) جنوب خلیج فارس در تنگه هرمز و (د) دریای خزر نشان می­دهد.

در فصل تابستان رشد کم فشار­های گرمایی در شرق عربستان، شبه قاره هند، شرق و نوارجنوبی ایران قابل توجه است که سبب خمش چرخش چرخندی بردار شاررطوبت و همگرایی رطوبت در این مناطق می­شوند. وجود بارش­های رگباری غیر دائمی در برخی نقاط از این مناطق در این فصل تایید کننده این موضوع است (علیجانی و همکاران، 1386).

 

بحث و نتیجه گیری

الگوی ترابرد رطوبت از روی غرب اقیانوس هند و دریاهای سرخ، مدیترانه و خزر به روی ایران نتیجه (الف) اندرکنش بین کم­ارتفاع در نوار شمالی ایران و پرارتفاع جنب جاره­ در جنوب ایران، (ب) گردش عمومی آب اقیانوس هند (نوسان دوقطبی اقیانوس هند)، (ج) مراکز همگرایی روی شبه قاره هند وجنوب دریای سرخ و (د) فعالیت سامانه های همدیدی عبوری در فصل­های مختلف می باشد.

در فصل پاییز با استقرار واچرخند جنب­ حاره روی نوار جنوبی ایران و غرب اقیانوس هند خمش واچرخندی بردار شار رطوبت و ترابری رطوبت از روی دریای عمان به جنوب ایران وجود دارد. همچنین بررسی بی­هنجاری مولفه چرخشی بردار شار رطوبت نشان­دهنده ترابرد رطوبت از دریای عمان به جنوب شرق ایران در اثر شکل­گیری­ چرخند گرمایی روی جنوب ایران و ترابرد رطوبت از شرق مدیترانه به شمال غرب ایران ناشی از تقویت­ چرخند شرق مدیترانه است.

در فصل زمستان واچرخند جنب حاره روی شرق عربستان موجب خمش واچرخندی بردار شار رطوبت روی غرب اقیانوس هند، جنوب دریای سرخ و شرق عربستان و در نتیجه ترابرد رطوبت به نواحی غرب و جنوب غرب ایران است. بررسی بی­هنجاری مولفه چرخشی بردار شار رطوبت نشان­ دهنده ترابرد رطوبت از دریای سرخ  به جنوب غرب ایران براثر تقویت چرخند شرق آفریقا و ترابرد رطوبت به شمال غرب و سواحل جنوبی دریای خزر ناشی از نفوذ پرفشاراز شرق اروپا به­روی دریای مدیترانه است. در این فصل­واگرایی ضعیف بردار شار رطوبت، از ناحیه شمال اقیانوس هند و دریای سرخ و ترابری رطوبت به شبه قاره هند و شرق عربستان و نوار جنوبی ایران مشاهده می­شود. درفصل بهار به ­علت نفوذ واچرخند جنب حاره به غرب اقیانوس هند در عرض­های N20-15 خمش واچرخندی بردار شار رطوبت روی غرب اقیانوس هند شکل گرفته و ترابرد رطوبت به شبه قاره هند و جنوب شرق ایران قابل توجه است. همچنین خمش چرخندی بی­هنجاری بردار شار رطوبت ناشی از شکل­گیری­ چرخند گرمایی روی جنوب شرق ایران، موجب ترابری رطوبت از دریای عمان به جنوب شرق ایران می­شود. خمش واچرخندی بی­هنجاری بردار شار رطوبت ناشی از نفوذ وا­چرخند روی شرق مدیترانه و شمال غرب ایران، موجب ترابرد رطوبت از شرق مدیترانه به شمال غرب ایران می شود.در فصل تابستان با نفوذ واچرخند جنب حاره به عرض­های N35-25 روی شبه قاره هند و تقویت مونسون هند و گردش کلی آب اقیانوس هند ناشی از دو قطبی اقیانوس هند (IOD)، ترابرد رطوبت از غرب اقیانوس هند به شبه قاره هند و جنوب شرق ایران مشاهده می­شود. همچنین بر اثر شکل گیری چرخند ­گرمایی در این ناحیه بی هنجاری ترابری رطوبت از دریای عمان به جنوب شرق و شرق ایران مشاهده می­شود. بی­هنجاری چرخندی بردار شاررطوبت روی شرق ایران و شرق عربستان و شبه قاره هند ناشی از شکل­گیری­ چرخند گرمایی در این نواحی آشکار است. در فصل تابستان با افزایش دما و رطوبت و تقویت چرخند گرمایی نسبت به فصل­های پاییز و زمستان روی شبه قاره هند و جنوب شرق ایران و شرق عربستان، شیو دمایی ودرنتیجه شیو فشاری بین شمال اقیانوس هند واین نواحی سبب واگرایی رطوبت از شمال ومرکز اقیانوس هند به این نواحی می­شود. در این فصل واگرایی بردار شاررطوبت روی مرکز اقیانوس هند و ترابرد قوی رطوبت از این ناحیه به جنوب و جنوب­شرق ایران و ناحیه مونسون در شرق شبه قاره هند دیده می­شود. 

قدردانی

این مقاله برگرفته از نتایج پژوهش پروژه «مطالعه، بررسی و امکان‌سنجی استفاده از فناوری بارورسازی ابرها برای استحصال آب در حوضه‌های آبریز ایران» است که در پژوهشکده هواشناسی انجام شده و کارفرمای آن مرکز ملی تحقیقات و مطالعات باروری ابرها (وزارت نیرو) بوده است. نویسندگان مراتب قدردانی خود را از ایشان اعلام می کنند.

پیوست

دو کمیت مهم برای ارزیابی پتانسیل بارش جو، بردار آب بارش شو و شار رطوبت  هستند. آب بارش­شو با رابطه زیر تعریف می­شود:

                                                           (1)

که در آن  رطوبت ویژه، g شتاب گرانی و  ، به ترتیب فشار در ترازهای پایین و بالای لایه است. بردار شار رطوبت  با استفاده از رابطه زیر محاسبه می­شود                        (2)

که در آن  بردار افقی سرعت است. مولفه­های مداری و نصف النهاری بردار شار رطوبت به صورت زیر نوشته می­شود:

                                         (3)

.                                     (4)  

اگر بردار شار رطوبت به مولفه­های چرخشی و واگرایی (Chen et al.,1985) بر حسب تابع جریان  و پتانسیل سرعت تجزیه شود، می­توان نوشت:

                                      (5)

اگر مد ثابت یا پایه و پریشیدگی بردار شار رطوبت در یک فصل به ترتیب با  و  نشان داده شود، داریم (6)

که در آن مد­های پایه و پریشیده بردار شار رطوبت به ترتیب با روابط زیر تعریف می­شوند:

                                          (7)

                                       (8)

نواحی دارای مقادیر قابل توجه پریشدگی بردار شار رطوبت بر "مسیر طوفان"­ها منطبق می­باشند. مد پایه شار رطوبت را نیز می­توان با استفاده از روابط زیر به دو مولفه چرخشی و

(9)     

واگرایی تجزیه کرد، یعنی رابطه بین گردش جو و ترابرد رطوبت را می­توان با استفاده از توابع جریان و پتانسیل  (Rosen et al.,1979) توضیح داد. توابع جریان و پتانسیل را می­توان با حل دو معادله پواسون زیر محاسبه کرد:

                   (10)

از طریق معادله زیر برای موازنه آب با منبع و چاهه بخار آب ارتباط دارد:

                                  (11)

که در آن و  به ترتیب نشان­دهنده ترتیب نشان­دهنده تبخیر و بارش یک فصل می­باشند. اگر از معادله بالا در طی یک فصل میانگین گرفته شود در این صورت مقدار  ناچیز می­باشد. بنابر این با تقریب داریم:

                                       (12)

یا

                                         (13)

این معادله اهمیت مولفه همگرایی بردار شار رطوبت را در تعیین چرخه آب نشان می­دهد. از طرفی گرمای درروی ناشی از تابش و آزاد شدن گرمای نهان ناشی از تبخیر با  و ارتباط دارد.



 

[2]. Indian Ocean Dipole(IOD)

1. Elnino Southern Oscillation(ENSO)

3.Climate and Forecast System Reanalysis(CFSR)

[4]. Madden-Julian Oscillation (MJO)

  1. Ahmadi-Givi, F. and S. Dastmalchi Tabrizi, 2006, Thermodynamic study of troposphere over the middle east region for the period of 1980-1993, Journal of the earth and space physics, 32, 49-65.
  2. Ahmadi-Givi, F., Mobalhojeh, A. R. and A. Ghazanfari, 2009, Studying the distribution of humidity and precipitation over Iran during winter of 2008 and it probable relation with convection over the Indian ocean, 12th Fluid Dynamics conference, Bobol, Iran.
  3. Alijani, B., Z. Jafarpoor, A. A. Bidokhti and A. Mofidi, 2007, Synoptic analysis of Monsoonal precipitation circulation patterns during July 1994 over Iran, J. of App. Geo. Sc., 7, 7-37.
  4. Chakraborty, A., S. K. Behera and M. Mujumdar and R. Ohba, 2005, Diagnosis of tropospheric moisture over Saudi Arabia and influences of IOD and  ENSO, Mon. Wea. Rev.,134, 598-617.     
  5. Chen, T. C., 1985, Global water vapor flux and maintenance during FGGE, Mon. Wea. Rev., 113, 1801-1818.
  6. Chen, T. C., M.C. Yen and M. Murakami, 1988, The water vapor associated with the 30-50 day oscillation over the Asian monsoon regions during 1979 summer , Mon. Wea. Rev., 116, 1983-2002.
  7. Dong, B., R. T. Sutton and T. Woolling, 2010: Changes of interannual NAO variability in response to gases forcing. Climate Dyn., 37 , 1621-1641.  
  8. Farajzadeh Asl, M., M. Karimi, H. Ghaemi and M. R. Mobasheri, 2009, Mechanism of Water Vapor Transport in Winter Rainfall Over the West of Iran (A Case Study: 1-7 January 1996), The Modares Journal of Spatial Planning, 13, 193-217.
  9. He, H., J. W. Mcginnis and Z. Song and M. Yanai, 1987, Onset of the Asian summer monsoon in 1979 and the effect of the Tibetan plateau, Mon. Wea.Rev., 115, 1966-1981.
  10. Khosh Akhlagh, F., N. Ghanbari and J. Masoumpoor, 2008, The Study of North Atlantic Oscillation Effect on Temperature and precipitation Regimes of Southern shores of Caspian sea, Physical Research Journal Quarterly, 0, 57-70.
  11. Lafontainene, V.C., R. A. Bryson and W. M. Wendland, 1989, Airstream region of north Africa and Mediterranean, J. Climate, 3, 366-372.
  12. Rowell, P. D., 2002, The impact of Mediterranean SSTs on the sahelian rainfall season, J. Climate, 16, 849-862.   
  13. Rosen, R. D., D. A. Salestein and J. P. Peixoto, 1979, Variability in the annual field of large-scale atmospheric water vapor transport, Mon. Wea. Rev. 107, 26-37.

 

  1. Saha, S., and Coauthors, 2010, The NCEP Climate Forecast System Reanalysis. Bull. Amer. Meteor. Soc., 91, 1015–1057.
  2. Trigo, F. I., G. R. Bigg and T. D. Davies, 2001, Climatology of cyclogenesis mechanisms  in the Mediterranean, Mon. Wea. Rev., 130, 549-569.