تحلیل همدید دمای پایه بارش برف در شمال غرب ایران

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 دانشیار دانشگاه شهید بهشتی، دانشکده علوم زمین

2 دانشجوی دکتری اقلیم شناسی، دانشکده جغرافیا و برنامه ریزی، دانشگاه تبریز

3 استادیار هواشناسی سینوپتیکی، سازمان هواشناسی کشور

چکیده

     به منظور شناسایی و طبقهبندی الگوهای همدیدی ایجاد کننده برف شمال‌غرب کشورو استخراج دمای پایه آن، دمای ساعتی، بارش روزانه و هوای حاضر 12 ایستگاه منطقه در فصل سرد دوره 2008-1995 از سازمان هواشناسی کشور تهیه شد. با استفاده از یک زبان برنامه نویسی رایانه ای،  بارش‌های برف از داده های هوای حاضر استخراج شد. بر اساس آستانه تعریف شده و قدرت فراگیری بارش برف در منطقه،  15 سامانه انتخاب شد. بر اساس تغییرات روند معدل دمای دو متری ایستگاه‌های منتخب که از این به بعد دمای سطحی نامیده می شود، سامانه‌ها به دو گروه دسته بندی شدند. در گروه اول سامانه‌هایی قرار گرفتند که معدل دمای سطحی ایستگاه‌های منتخب در آن از ساعتها قبل، زیر صفر بوده و  گروه دوم نیز سامانه‌هایی را شامل می شود که در آنها وقوع برف همزمان با کاهش معدل دمای سطحی به زیر صفر رخ داده است. برای کاهش حجم مقاله از بین سامانه های انتخابی،  فقط گرته های همدیدی سامانه 20 دسامبر 2002 به عنوان سامانه معرف گروه اول و سامانه 18 نوامبر 2001، به عنوان سامانه معرف گروه دوم آورده شده است. نتایج حاصل از بررسی همدیدی این دو سامانه نشان می دهد که سامانه پرفشار سیبری در کاهش دمای سطحی یا سرمایش زمین در گروه اول نقش مهمی به عهده دارد بطوریکه از روزهای قبل از بارش برف، پشته فشاری ناشی از پرفشار سیبری گسترش یافته و  از سمت شمال‌شرق منطقه مطالعاتی را تحت تاثیر قرار داده است. در سامانه معرف گروه دوم، عبور کم فشار شمالی در مجاورت پشته فشاری ناشی از پرفشار مهاجر اروپا به منطقه مطالعاتی عامل فرارفت هوای سرد به منطقه بوده است. از بررسی همدیدی حالتهای موردی مربوط به گروه اول مشخص شد که در مواردی نیز، دمای سطحی ایستگاه‌های منتخب در اثر ترکیب پشته های فشاری ناشی از پرفشار سیبری و پر فشار مهاجر اروپا کاهش یافته است. در گروه دوم نیز مواردی دیده شد که پرفشار مهاجر اروپا به تنهائی سبب انتقال هوای سرد به منطقه مطالعاتی بوده است. شایان ذکر است که دامنه زیاد دمای پایه درگروه اول و دامنه کم آن درگروه دوم در موقع بارش برف و نیز دامنه کم آن در قبل و بعد از بارش در گروه اول و دامنه زیاد آن در گروه دوم در قبل و بعد از بارش از ویژگیهای سامانه‌های انتخابی است که یکی دیگر از نتایج این پژوهش می باشد.

 

کلیدواژه‌ها


عنوان مقاله [English]

The synoptic - dynamic analysis of the base temperature for snowfall in down level of atmosphere in Northwest of Iran (1995-2008)

نویسندگان [English]

  • Hassan Lashkari 1
  • Habibeh Naghizadeh 2
  • Mohamad Moradi 3
  • M. S. Najafi 2

مقدمه

بارش برف از منابع اصلی بیلان آب، جریانهای سطحی بهاری، سفره­های آب زیرزمینی، رودخانه­ها و چشمه­ها، موهبتی الهی محسوب می­شود. از سویی دیگر، این فرایند در بعضی سالها مشکلات متعدد و شرایط نامطلوبی را در مناطق برف گیر ایجاد می­کند. کاهش دید افقی به هنگام بارش برف (ریتالاک[1]، 1370)، انباشتگی برف، کولاک برف، یخبندان و لغزندگی سطح جاده­ها، از عوامل بازدارنده ترافیکی درون شهری و جاده­ای هستند که برطرف کردن آنها به واکنش­های سریع و عملیات اصلاحی نیاز دارد (خانا[2]، 2005). بارش برف سنگین بر روی سطوح شیب­دار و انباشتگی لایه­های مختلف آن می­تواند به رخداد بهمن منجر شود (پاتریک[3]، 2004). چگالی یک لایه انباشته شده برف که در ابتدا kg/m3 100 بوده است، در طول فصل زمستان می­تواند تا  kg/m3 400 تغییر کند. همچنین بارش برف به صورت سنگین از این لحاظ که امکان دارد در یک زمان غیرمعمول و در یک مکانی که انتظار بارشی با حجم فراوان وجود ندارد، مشاهده شود، حائز اهمیت می­باشد (لیست[4]، 2014).چنانچه دما به بالای صفر درجه برسد، ذوب برف در توده آغاز می­شود و در نتیجه ریسک حرکت توده و یا ایجاد بهمن افزایش می­یابد (کیت[5]، 1996). ریزش برف در زمانی که گیاهان آمادگی مقابله با آن را نداشته باشند، نیز می­تواند خسارات زیادی را به بخش کشاورزی وارد کند. برای مثال، چنانچه برف قبل از سبز شدن گیاه گندم و آمادگی آن در مقابل سرما ریزش کند، خسارات زیادی بر عملکرد آن وارد خواهد شد (کمالی، 1380).

بنابراین ایجاد امکان در امر پیش بینی این نوع بارش با توجه به کمیت دما می­تواند تا حد زیادی از خسارتهایی که به آنها اشاره شد، جلوگیری نماید. در مناطق با اقلیم سرد، بارش برف بیشتر اوقات از دمای حدود Cº 3 آغاز می­شود. در این دما، چنانچه نم نسبی به کمتر از 100 درصد و دمای تر صفر درجه یا کمتر باشد، دانه­های برف حالت خود را حفظ می­کنند و ذوب نمی­شوند، زیرا زمانی که دانه­های برف از کف ابر به دورن لایه غیر اشباع و خشک ریزش برف می­کنند، به سرعت تبخیر می­شوند. تداوم ریزش برف و فرایند تبخیر سبب کاهش دمای هوا (دمای خشک) و افزایش دمای نقظه شبنم می­شود، در حالی که دمای تر بدون تغییر باقی می­ماند. به تدریج تمامی لایه هوا تا حد دمای تر سرد شده و هر سه دما (خشک، تر، نقطه شبنم) بر هم منطبق می­شوند و حالت اشباع ایجاد می­شود (آرنس، 2007). در زمان ریزش برف امکان دارد دمای هوا چندین درجه بالاتر از صفر باشد، از آنجا که در چنین شرایطی تراز یخبندان تقریبا نزدیک سطح زمین است، دانه­های برفی که با سرعت در حال سقوط هستند، زمان کافی برای ذوب شدن را ندارند و علیرغم بالا بودن دمای سطح زمین به شکل برف به زمین می­رسند. در این حالت چنانچه ارتفاع تراز یخبندان زیاد باشد و با توجه به نیمرخ قائم دما ممکن است بارش به صورت باران باشد. در این مقاله دمای پایه ریزش برف با توجه به سامانه­های همدیدی در منطقه شمال­غرب کشور که از مناطق برفگیر کشور است، مورد بررسی قرار گرفته است.

از جمله کارهای معدودی که در این زمینه انجام گرفته و به نحوی متآثر از کمیت دما می­باشند، می­توان به کار بویدن[6] (1964) اشاره کرد. وی شش عامل مؤثر در پیش­بینی برف را مقایسه کرده و در نهایت برای پیش­بینی بارش برف، بهترین عامل را ارتفاع تراز یخبندان، ترکیب فشار و ضخامت لایه 1000-850 هکتوپاسکال را معرفی می کند. بوث[7] (1970) نیز پس از آن دمای نقظه شبنم را به عنوان پارامتر پیش­بینی­کننده بارش برف خواند. لاترنسر[8] (2003)، ریزش برف را در کوه های آلپ فرانسه در دوره آماری 2003-1958 بررسی کرده است. او نشان داد که از دهه 90 به بعد دمای میانگین حدود 5/2 درجه سلسیوس افزایش یافته است و فراوانی ریزش برف نیز در آن منطقه کاهش داشته است. چرا که با افزایش دما، احتمال دستیابی به دمای پایه ریزش برف برای سیستم­های بارشی کمتر شده است. پتکوا[9] (2005)، ارتباط کاهش ارتفاع برف و تغییرات دمای سطحی در شمال حوضه دانوب در دوره آماری2005-1931 در کشور بلغارستان را بررسی کرده است. او با استفاده از آزمون من-کندال نشان داد که کاهش ارتفاع برف منطقه مورد نظر با افزایش قابل توجه دمای سطحی ایستگاه های منطقه در فصل سرد (ماه های دسامبر تا فوریه) همراه بوده است. بوراکواسکی[10] (2008)، ارتباط تغییرات دما و روند بارش برف در دوره آماری 2005-1965 را در شمال شرق آمریکا بررسی کرده است. او نشان داد که در دوره فوق، افزایش دمای کمینه، بیشینه و میانگین با کاهش فراوانی ریزش برف در منطقه همراهی کرده است. این تحقیق نیز با روشن ساختن وابستگی بارش برف به دما، کاهش این نوع بارش به افزایش دمای سطحی ارتباط داده است. سرکوئت و همکاران (2001) با تجزیه و تحلیل نسبت روزهای بارش برف به روزهای بارشی، به منظور ارزیابی تاثیرتغییر درجه حرارت در بارش برف یک دمای آستانه­ای c  در زمستان c    در بهار به دست آورده­اند که در بالاتر از این دماها، حتی با وجود شرایط سینوپتیکی و دینامیکی لازم، بارش برف در فصول بهار و زمستان اتفاق نمی­افتد.  موناقان[11] و همکاران (2008) از یک منظر دیگر با شبیه سازی دما و بارش برف با در نظر گرفتن دما به عنوان پارامتر مهم برای ریزش و عدم ریزش برف قطب شمال به این نتیجه رسید که با افزایش دمای سطح زمین امکان اینکه دما در حد آستانه بارش برف قرار گیرد، افزایش می­یابد و شانس اینکه از دست رفتن توده­های یخی جبران شود، بیشتر می­شود.

در مورد شناسایی الگوهای همدیدی بارش برف از دیدگاه شرایط دمایی حاکم نیز تحقیقاتی انجام گرفته است که برای نمونه می توان به مطالعه بیکلند و ماک[12] (2001) ضمن توصیف الگوهای چرخشی تراز 500 هکتوپاسکال برای روزهای همراه با حداقل 32 سانتی­متری بارش برف در 24 در مونتانای آمریکا، ارتباط بسیار نزدیک چنین بارشهایی را که منجر به وقوع بهمن می­شوند با ارتفاع غیرمتعارف تراز 500 هکتوپاسکال اثبات نمودند. ونژوو[13] و همکاران (2008) شرایط سینوپتیکی حاکم بر مرکز و جنوب چین که درجه حرارت کم و مداوم در ژانویه 2008، سبب وقوع باران منجمد و برف شده بود را مورد تحلیل قرار داد. نتایج حاصل برای توجیه این سرما و بارش منمجد بی سابقه  در ارتباط با سه عامل بوده است. 1)  بلوکینگ مداوم  روی سیبری، که  حدود 65 ° E به مدت 3 هفته باقی ماند و منجر به وزش هوا سیبری خشک و سرد  به مرکز و جنوب چین شد 2) یک جریان قوی مداوم جنوب غربی همراه با نیمه گرمسیری اقیانوس آرام غربی بالا منجر به افزایش فرارفت رطوبت از خلیج بنگال به مرکز و جنوب چین، و 3) لایه وارونگی عمیق در تروپوسفر پایین تر همراه با پوشش برف طولانی بیش از مناطق مرکزی و جنوبی چین. ترکیب این سه عامل است به احتمال زیاد مسئول شدت غیر معمول این رویداد با یک دوره بازگشت طولانی بوده است. از دید وی دماهای بسیار کم منجر به بارش برف و هوای یخی می­شود و برای پیش­بینی اینگونه رخدادها و مطالعات آتی، بررسی ترکیبی شرایط سینوپتیکی و سطح زمین را پیشنهاد کرده و تخمین دمای ریزش برف در شرایط مختلف سینوپتیکی را معیار خوبی برای پیش­بینی برف می­داند.

در ایران نیز تحقیقات زیادی انجام گرفته است که بیشتر آنها در قالب پایان نامه های دانشجوئی می باشد. قائمی و نوحی (1355) جزء اولین کسانی بودند که وابستگی نوع بارش را با تغییرات کمیتهای هواشناسی از جمله دمای سطحی بررسی کردند. آنها با استفاده از داده های تاریخی و داده های جو بالاتوانستند بین ریزش برف و دمای سطحی، ریزش برف و اختلاف دمای نقطه شبنم و دمای خشک، ریزش برف و ضخامت لایه 700-850  و نیز بین ریزش برف و تراز یخبندان همبستگی معنی داری بیابند و در این خصوص نیز روابط تجربی ارائه دهند. مشایخی(1362) برای بر آورد ذوب برف، عوامل مؤثر در آنرا در گزارشی تحت عنوان هیدرولوژی در منابع آب ارائه داده است. مسیبی (1377) نیز دمای آستانه ریزش برف در حوزه زاینده رود را بررسی کرده است. او نشان می دهد که دمای آستانه برای ریزش برف در حوزه آبریز زاینده رود 2 درجه سلسیوس است و سپس با استفاده از روش درجه-روز ذخیره برفی حوضه زاینده­رود را برآورد نموده است. پدرام و همکاران (1390) با استفاده از دمت و دمای نقطه شبنم اقدام به استخراج دمای آستانه ریزش برف نمود. بر اساس نتایج به دست آمده، دما به طور میانگین در بیشتر ایستگاه­های مورد مطالعه منفی بوده است و به سبب گذراز فاز مثبت به منفی فراوانی بارش برف بیشتر در دمای 0 تا 05/0 درجه سانتی­گراد بیشتر از دماهای دیگر بوده است. در گستره دمایی 1 تا 3/0 درجه بیشینه احتمال ریزش برف در دماهای مثبت وجود داشته است. در دماهای بیش از 3 درجه سانتی­گراد هم بارش برف به ندرت رخ داده است. همانگونه که ملاخظه شد، تا به حال مطالعه ترکیبی در ارتباط با گردش­های اتمسفری و دمای طحی زمین برای ریزش برف انجام نشده است. در این پژوهش با بررسی الگوهای همدیدی مربوط به بارش برف شمال­غرب کشور، سعی می شود تا ارتباط بین ریزش برف و میانگین دمای سطحی ایستگاه های منطقه مطالعاتی تعیین شود، تا بدینوسیله امکان پیش­بینی نوع بارش در زمین نیز فراهم آید.

داده ها و روشها

برای مطالعه و تحلیل همدیدی و دینامیکی دمای پایه برای ریزش برف شمال­غرب کشور که درصد زیادی از کل بارش سالیانه را در این منطقه به خود اختصاص می­دهد، ابتدا پراکندگی ایستگاه­ها در سطح منطقه  به صورتی انتخاب شد تا تآثیر همه توده هواهای ورودی و مؤثر بر اقلیم منطقه را نشان دهد. در همین راستا ایستگاه­های اهر، جلفا، خلخال، خوی، مهاباد، ماکو، ارومیه، اردبیل، تبریز، پارس، پیرانشهر و سردشت انتخاب شدند. شکل 1 موقعیت کوهساری منطقه و ایستگاه­های انتخابی را نشان می­دهد.

 

 

 

شکل 1- موقعیت کوهساری منطقه و ایستگاه های همدیدی انتخابی.

 

 

 

داده های ایستگاه های همدیدی انتخابی در دوره آماری 2008-1995 از سازمان هواشناسی کشور گرفته شد. این داده ها که به فاصله سه ساعته است کمیتهای زیادی را در بر می گیرد. جهت استخراج داده­های مربوط به روزهای برفی ابتدا با استفاده از برنامه­نویسی رایانه ای، روزهای همراه با بارش برف که آب معادل آن بیشتر از 5 میلیمتر بود، استخراج شدند. مبنای انتخاب ریزش­های بیشتر از 5 میلی­متر، این بود که امکان مطالعه تعداد بیشتری حالت موردی برف فراهم شود تا نتایج قابل اطمینانی به دست آید. سپس برای بررسی، سامانه هائی انتخاب شدند که دست کم 50 درصد ایستگاه های منطقه بارش برف داشته باشند که آب معادل آن بیشتر از 5 میلیمتر باشد. براساس معیارهای فوق 15 نمونه مطالعاتی انتخاب شد. برای 15 سامانه انتخاب شده، کمیت دما در هر یک از ایستگاه­های درگیر بارش، در زمان وقوع برف، 6 ساعت قبل و 6 ساعت پس از آن به فواصل 3 ساعته استخراج شد و سپس میانگین آن برای 5 زمان استخراج شده، محاسبه گردید. بر اساس زمان نزول میانگین دما به زیر صفر، سامانه­ها در 2 گروه قرار گرفتند. گروه اول سامانه­هایی را در بر می گیرد که معدل دمای سطح ایستگاه­های منتخب در آن از چند ساعت قبل از وقوع برف، زیر صفر بوده و گروه دوم سامانه­هایی را شامل می شود که در آنها برف همزمان با نزول میانگین دما به زیر صفر  و یا  پس از آن ریزش کرده است. جدول شماره 1 میانگین دمای سامانه­های انتخابی را در بازه زمانی مذکور نشان می­دهد. برای بررسی همدیدی سامانه های فوق از میدان فشار سطح متوسط دریا، میدان ارتفاع تراز 500 هکتوپاسکال و میدان دما و باد تراز 850 هکتوپاسکال استفاده می شود. برای بررسی ترمودینامیکی میدان نم ویژه تراز 700 هکتوپاسکال و در بررسی دینامیکی میدان سرعت قائم تراز 500 هکتوپاسکال بررسی می شود.

داده های مربوط به الگوهای همدیدی، ترمودینامیکی و دینامیکی از بایگانیNCEP/NCAR گرفته شده است. این داده ها که با گام شبکه ای 5/2 درجه در راستای طول و عرض جغرافیائی تمامی نقاط زمین را پوشش می دهد، بوسیله برنامه های رایانه ای به شبکه ای محدود به طول جغرافیائی صفر تا هشتاد درجه شرقی و عرض جغرافیائی 10 تا 60 درجه شمالی انتقال یافت. در این محدوده الگوهای همدیدی موثر بر ایران آشکار می شود. در ادامه به منظور آشکارسازی روند تغییرات دما از روز قبل، مقادیر آن در نمودارهای جداگانه­ای در محیط اکسل برای تمام سامانه­ها ترسیم گردید.

 

 

جدول 1: میانگین دمای ایستگاه­ها در حالتهای موردی وقوع برف از 6ساعت قبل از بارش(با علامت منفی) تا 6ساعت پس از آن(بدون علامت) با فواصل 3 ساعته.

                        زمان برحسب ساعت                                     حالت­های موردی

6-

3-

0

3

6

4  فوریه 2007

0.5

0.5

1.6-

1.6-

1.7-

 20 دسامبر2002

0.9-

1.2-

2.1-

1.9-

1.8-

12  فوریه 2007

0.2

0.7-

1.8-

1.6-

1.9-

4 آوریل 2004

1

0.2

0.8-

2.2-

2.5-

5 فوریه 2005

2.6

1.9

0.8-

1.5-

1.4-

8 ژانویه 2006

1.34

0.76

0.2

0.01-

0.3-

13 ژانویه 2001

0.02

0.07

0.08-

0.8-

1-

16 ژانویه 2007

4.7

3.7

0.1

0.6-

0.8-

18  نوامبر 2002

4

1

0.45-

3-

3-

26 مارس 2003

2.5

1

2-

0.6-

1-

28 ژانویه 2003

9.2

0.1

0.6-

0.6-

0.4-

7 مارس 1997

3

0.4

0.8-

0.4

1.6

15 ژانویه 2003

3.7

1.6

0.4

0.6-

0.6-

17 آپریل 2004

3.6

2

0.2

0.2

0.08-

10 دسامبر 2002

1.5-

1.8-

1.67-

1.6-

1.2-

 

 

 

شایان توجه است که همه الگوهای ارائه شده در جدول 1 بررسی شده اند ولی در این پژوهش فقط به الگوهای مربوط به دو سامانه مجزا ارائه می شود. یکی از این دو سامانه مربوط به 20 دسامبر 2002 است که بعنوان معرف گروه اول و سامانه دیگری مربوط به 18 نوامبر 2001 است که به عنوان معرف گروه دوم انتخاب شده اند.

نتایج و بحث

الگوی همدیدی نوع اول : سامانه 20 دسامبر 2002

شکل 2 تغییرات میانگین دمای سطحی ایستگاه های انتخابی در روز 20 دسامبر 2002 را نشان می دهد. از این شکل دیده می شود که از 6 ساعت قبل از بارش برف و زمان بارش برف میانگین دمای سطحی بیشتر ایستگاه های انتخابی منطقه زیر صفر درجه سلسیوس بوده است. این موضوع سبب شده است تا این سامانه به عنوان معرف گروه اول انتخاب شود. همچنین این شکل نشان می دهد که در روز برقی، میانگین دمای سطحی در ماکو 6/6- درجه سلسیوس و در خلخال 6/0 درجه سلسیوس ثبت شده است که بیانگر وجود نوسانات دمائی شدید و نیز اختلاف دمای زیاد در منطقه مطالعاتی می باشد.

 

 

 

شکل2 :  تغییرات ساعتی میانگین دما(بر حسب درجه سلسیوس) در ایستگاه های انتخابی شمالغرب از 6 ساعت قبل از رخداد بارش برف در روز 20 دسامبر 2002.

 


 

شکل 3 میدان فشار سطح متوسط دریا بر حسب هکتوپاسکال در ساعت 0000 روز 18 دسامبر 2002 را نشان می دهد. از این شکل دیده می شود که پر فشار سیبری با خط هم فشار مرکزی 5/1037 هکتوپاسکال مناطق وسیعی از شمال دریای خزر را در بر گرفته است. پشته فشار این سامانه با خط همفشار 5/1022 هکتوپاسکال از شمال شرق ایران عبور کرده و سپس با انحنای واچرخندی منطقه مطالعاتی شمالغرب ایران را در بر گرفته است. این شرایط سبب کاهش دمای سطحی ایستگاه های منطقه قبل از آغاز بارش برف شده است. در این روز مرکز بسته فشار کمی در شرق دریای مدیترانه وجود دارد. در این روز میدان دما بر حسب درجه کلوین و باد بر حسب متر بر ثانیه در تراز 850 هکتوپاسکال در شکل 4 نشان داده شده است. از این شکل دیده می شود که منطقه مطالعاتی بین دو خط هم دمای 265 و 270 درجه کلوین قرار گرفته است. به این ترتیب منحنی صفر درجه سلسیوس یا 273 درجه کلوین از جنوب منطقه عبور می کند. جهت باد در این تراز به گونه ای است که هوای سرد عرضهای بالا به سوی شمالغرب انتقال می یابد.

 

 

 

 

شکل 3 : میدان فشار بر حسب هکتوپاسکال در ساعت 0000 گرینویچ روز 18 دسامبر 2002. خطوط هم فشار به فاصله 5/2 هکتوپاسکال رسم شده است و محورهای مختصات طول و عرض جغرافیائی بر حسب درجه می باشند. منطقه زرد رنگ در شکل منطقه شمالغرب را نشان می دهد.

 

شکل 4 : میدان دما بر حسب درجه کلوین و باد بر حسب متر بر ثانیه در تراز 850 هکتوپاسکال در ساعت 0000 گرینویچ روز 18 دسامبر 2002. خطوط هم دما به فاصله 5 درجه سلسیوس رسم شده است و محورهای مختصات طول و عرض جغرافیائی بر حسب درجه می باشند. منطقه زرد رنگ در شکل منطقه شمالغرب را نشان می دهد و خط چین قرمز رنگ نیز معرف خط هم دمای 270 درجه کلوین می باشد.


با تقویت کم فشار شرق دریای مدیترانه، پرفشار سیبری به سوی شرق عقب نشینی می کند. این فرایند سبب می شود تا پشته فشاری این سامانه فشاری نیز از روی شمالغرب ایران به عرضهای جغرافیائی بالاتر جابجا گردد. در تراز میانی ناوه ارتفاع شمال دریای سیاه به عرضهای پایینتر نفوذ می کند و در شرق دریای مدیترانه با کم فشار سطح زمین یک سامانه بارشی ایجاد می کند. این سامانه که به  شمالغرب نفوذ می کند، به سبب دارا بودن هسته سرد و نیز پایین بودن دمای سطحی ایستگاه های منطقه، سبب ریزش برف در منطقه مطالعاتی در روز بیستم دسامبر 2002 می شود. شکلهای 5 و 6 به ترتیب میدان فشار سطح متوسط دریا و ارتفاع تراز 500 هکتو پاسکال را در روز بیستم سال 2002 نشان می دهند.

 

 

 

شکل 5 : میدان فشار بر حسب هکتوپاسکال در ساعت 0000 گرینویچ روز 20 دسامبر 2002. خطوط هم فشار به فاصله 5/2 هکتوپاسکال رسم شده است و محورهای مختصات طول و عرض جغرافیائی بر حسب درجه می باشند. منطقه زرد رنگ در شکل منطقه شمالغرب را نشان می دهد.

 

شکل 6 : میدان ارتفاع تراز 500 هکتوپاسکال بر حسب متر در ساعت 0000 گرینویچ روز 20 دسامبر 2002. خطوط هم ارتفاع به فاصله  40 متر رسم شده است و محورهای مختصات طول و عرض جغرافیائی بر حسب درجه می باشند. منطقه زرد رنگ در شکل منطقه شمالغرب را نشان می دهد.

 

شکل7 :  تغییرات ساعتی میانگین دما(بر حسب درجه سلسیوس) در ایستگاه های انتخابی شمالغرب در روز 18 نوامبر 2001.

 


الگوی همدیدی نوع دوم: سامانه 18 نوامبر 2001

شکل 7 تغییرات میانگین دمای سطحی ایستگاه های انتخابی در روز 18 نوامبر2001 را نشان می دهد. از این شکل دیده می شود که از 6 ساعت قبل از بارش برف میانگین دمای سطحی بیشتر ایستگاه های انتخابی منطقه بالای صفر درجه سلسیوس بوده است. با آغاز بارش، و عبور دما از آستانه های مختلف، بارش به صورت برف تغییر می کند. این موضوع سبب شده است تا این سامانه به عنوان معرف گروه دوم انتخاب شود. همچنین این شکل نشان می دهد که در این سامانه وقوع برف، همزمان با نزول کمیت دما به زیر صفر اتفاق افتاده است و دامنه آن بین 8/2- در ارومیه و 1/0 درجه سلسیوس در پارس آباد می­باشد. در این الگو پس از بارش برف، نوسان دما در ایستگاه های انتخابی شدید نیست و چنانچه در شکل نیز آورده شده است بین 4/0 و 4/4- درجه سلسیوس می باشد.

آرایش سامانه­ها در تراز دریا در روز 16 نوامبر نشان­دهنده نفوذ زبانه­های کم­فشار شمالی است که از روی دریای خزر گذشته و تا مرکز کشور امتداد پیدا کرده­اند. فعالیت­های چرخندی این سامانه به همراه فعالیت واچرخندی پرفشار مهاجر اروپا سبب شده جریانات شمالی در شمال­غرب دریای سیاه هم­جهت شده و با ریزش هوای سرد عرض­های جنب­قطبی و قطبی، دمای هوا در این منطقه تا 8- درجه سلسیوس کاهش پیدا کند. در این روز در منطقه مورد مطالعه نیز دما رو به کاهش گذارده ولی هنوز مقدار آن بالای صفر درجه سلسیوس است. زبانه­های سامانه سودانی در حال گسترش به سمت شمال هستند. در روز 17 نوامبر 2001، روز قبل از بارش، آرایش سامانه­ها نشان می­دهد که مرکز بسته پرفشار مهاجر اروپا روی اروپای غربی، قرار گرفته و زبانه­های آن ضمن فرارفت[14] هوای  سرد، پس از عبور از دریای سیاه تا غرب خزر پیش آمده و تا جنوب مالی امتداد یافته­اند. به این ترتیب فرارفت هوای سرد عرض­های شمالی به روی کشور همچنان ادامه دارد. جریانات شمالی، غرب مدیترانه و ترکیه را بشدت تحت تآثیر قرار داده­اند. شکل 8 میدان فشار سطح متوسط دریا بر حسب هکتوپاسکال در ساعت 0000 روز 18 نوامبر 2001 را نشان می دهد. از این شکل دیده می شود که  در روز وقوع برف، شمال و جنوب منطقه مورد مطالعه به ترتیب تحت تاثیر پرفشار مهاجر و کم فشار ترکیبی قرار گرفته است. این فرایند سبب شده است که دما در منطقه مطالعاتی کاهش پیدا کند. در تراز 850 هکتوپاسکال دیده می شود که خط همدمای 270 درجه کلوین در شمال منطقه است و فرارفت هوای سرد روی منطقه وجود دارد. بعلاوه در شرق منطقه مطالعاتی نیز فرارفت هوای گرم مشاهده می شود(شکل 9). بررسی میدان ارتفاع در تراز میانی نیز نشا می دهد که ناوه عمیق ارتفاع از عرضهای جغرافیائی بالا تا مرک دریای سرخ امتداد یافته است و شرایط را برای فعال کردن ناوه فشاری دریای سرخ و ترکیب آن با کم فشار عرضهای میانی فراهم نموده است(شکل 10). در روز 18 نوامبر منطقه مطالعاتی تحت تاثیر خط ناوه رتفاع این تراز فشاری قرار گرفته است. در این سامانه وقوع برف، همزمان با نزول کمیت دما به زیر صفر بوده است و دامنه آن بین 8/2- در ارومیه و 1/0 درجه سلسیوس در پارس آباد متغیر می­باشد.

 

 

 

شکل 8 : میدان فشار بر حسب هکتوپاسکال در ساعت 0000 گرینویچ روز 18 نوامبر 2001. خطوط هم فشار به فاصله 5/2 هکتوپاسکال رسم شده است و محورهای مختصات طول و عرض جغرافیائی بر حسب درجه می باشند. منطقه زرد رنگ در شکل منطقه شمالغرب را نشان می دهد.

 

شکل 9 : میدان دما بر حسب درجه کلوین و باد بر حسب متر بر ثانیه در تراز 850 هکتوپاسکال در ساعت 0000 گرینویچ روز 18 نوامبر 2001. خطوط هم دما به فاصله 5 درجه سلسیوس رسم شده است و محورهای مختصات طول و عرض جغرافیائی بر حسب درجه می باشند. منطقه زرد رنگ در شکل منطقه شمالغرب را نشان می دهد و خط چین قرمز رنگ نیز معرف خط هم دمای 270 درجه کلوین می باشد.

 

شکل 10 : میدان ارتفاع تراز 500 هکتوپاسکال بر حسب متر در ساعت 0000 گرینویچ روز 18 دسامبر 2001. خطوط هم ارتفاع به فاصله 40 متر رسم شده است و محورهای مختصات طول و عرض جغرافیائی بر حسب درجه می باشند. منطقه زرد رنگ در شکل منطقه شمالغرب را نشان می دهد.


 

از بررسی این حالت موردی دیده شد که در اثر گسترش ناوه ارتفاع تراز میانی تا مرکز دریای سرخ ناوه فشاری وارون روی آن دریا که در ایران به کم فشار سودان معروف است، به سوی عرضهای شمالی گسترش می یابد و با کم فشار مدیترانه ای ترکیب می شود. این سامانه که در بخش شرقی آن فرارفت هوای گرم و در بخش غربی آن فرارفت هوای سرد و جود دارد، سبب شده است تا قبل از ریزش برف در منطقه متوسط دمای هوا بالا باقی بماند. پس از ریزش هوای سرد عرضهای شمالی به منطقه که با جریانات شمالی همراه بوده است، با کاهش دما،  بارش برف نیز آغاز شده است.

نتیجه­گیری

از بررسی همدیدی حالتهای موردی، مشاهده شد که در سامانه های گروه ابتدا پشته فشاری ناشی از پرفشار سیبری منطقه مطالعاتی را تحت تاثیر قرار می دهد و سبب کاهش دمای هوای سطحی در ایستگاه های منطقه می شود و سپس سامانه کم فشار مدیترانه ای به منطقه نفوذ می کند. این فرایند سبب می شود که دمای هوا در منطقه کاهش یابد و در صورتی که بارش آعاز گردد، به صورت برف به زمین خواهد رسید. بنابراین در این الگو پشته فشاری ناشی از پرفشار سیبری و کم فشار مدیترانه ای نقش مهمی در ریزش برف منطقه مطالعاتی بازی می کنند. در این الگو نوسان دمای سطحی ایستگاه های انتخابی در قبل و هنگام شروع بارش زیاد است در حالیکه پس از بارش این نوسانات دما در سطح ایستگاه­ها کمتر می شود.

در سامانه های گروه دوم نیز دیده شد که در اثر توسعه جنوب سوی ناوه ارتفاع تراز میانی، ناوه فشاری وارون روی دریای سرخ، به عرضهای بالا نفوذ کرده و با کم فشار شرق دریای مدیترانه ترکیب می شود. در اثر فرافت هوای گرم بخش شرقی سامانه کم فشار ترکیبی، دمای هوای ایستگاه های منطقه مطالعاتی ابتدا افزایش می یابد و سپس با نفوذ سامانه، بارش باران آغاز می شود و دمای هوا نیز کاهش می یابد. در ادامه پشته فشار ناشی از پرفشار مهاجر به سوی منطقه مطالعاتی نفوذ کرده و سبب کاهش دمای سطحی منطقه و رسیدن آن به دمای آستانه می گردد. در اثر این فرایند، بارش به برف تبدیل می شود. بنابراین چنین بنظر می رسد که در این الگو نفوذ پرشته فشاری ناشی از پرفشار مهاجر در ریزش برف منطقه از اهمیت ویژه ای برخوردار باشد. در این الگو تغییرات دمای سطحی ایستگاه های انتخابی قبل از بارش زیاد ولی در موقع بارش و بعد از آن کم می باشد.

از آنجائی که عرض جغرافیائی و ارتفاع از سطح متوسط دریا در تغییرات دمای یک منطقه تاثیر فراوانی دارند به طوریکه با کاهش(افزایش) عرض جغرافیائی و نیز کاهش(افزایش) ارتفاع، در حالت نرمال، دمای هوا افزایش ( کاهش) می یابد، از این رو متوسط دمای سطحی نیز در ایستگاه های منطقه تابعی از این دو کمیت می باشد.

همانگونه این تحقیق نشان داد در صورتی که منطقه مورد مطالعه تحت تاثیر پشته فشاری ناشی از پرفشار سیبری و سپس کم فشار مدیترانه ای قرار گیرد(الگوی نوع اول)، آنگاه به سبب برخورد توده هواهای مختلف سرد و خشک و سرد و مرطوب،  توانائی ریزش در منطقه کاهش می یابد. در الگوی دوم به سبب برخورد توده هوای گرم و مرطوب جنوبی و سرد و مرطوب مدیترانه ای، توانائی بارش در منطقه مطالعاتی افزایش می یابد. بنابراین ممکن است در الگوی اول مقدار بارش منطقه به نسبت الگوی دوم کاهش یابد درحال که ممکن است مقدار برف نسبت به الگوی دوم بیشتر باشد. 



[1]. Ritallak

[2]. Khanna

[3]. Patrick

[4] . Liasat

[5] . Keith

[6]. Boyden

[7] . Booth

[8]. Laternser

[9] . Petkova

[10]. Burekowski

[11]. Monaghan

[12]. Bikland and mack

[13]. Wen Zhou

[14] advection

  1. Ahrens, C. D., 2007, Meteorology Today, 8th edition, Thomson Brooks/Cole, Canada
  2. B. K. Khanna, B., 2005, All you Wanted to Know about Disaster, New India
  3. Birkeland, K.W. and C.J. Mock. 2001. The major avalanche cycle of February 1986 in the western United States. Natural Hazards 24: 75-95
  4. Booth, B. J., 1970, Dew Point Temperature as a Snow Predictor, Met. Mag., London, 87, PP.
    363-367.
  5. Boyden, C. J., 1964, A Comparison of Snow Predictors, Met. Mag., London, 93, PP. 353-365.
  6. Burakowski, E. A., Cameron, P., Wake., B, B., David, P. B., 2008, Trends in wintertime climate in - the northeastern United States: 1965–2005, Journal of Geophysical Research: Atmospheres (1984–2012), Vol 113 Issue D20, DOI: 10.1029/2008JD009870
  7. Ghaemi, H., Nowhi, 1966, Statistical Analysis of Snowfall, Iran Meteorological Institution Library.
  8. Keith, S., 1996, Environmental Hazards Assessing Risk and Reducing Disaster, 2nd edition, Rout ledge
  9. Laternser, M., Schnbbbeli, M., 2003, long-term snow climate trends of the Swiss Alps (1931–99), Int. J. Climatol. 23: 733–750, DOI: 10.1002/joc.912
  10. Liasat , M. C., Turco2, M., Quintana, S., 2014. The snow storm of 8 March 2010 in Catalonia (Spain), Natural Hazards, 427-441. doi:10.5194/nhess-14-427-2014
  11. Mashayekhi, T., 1973, the use of snow hydrology in water resources reviews, Water resources survey Bureau, Surface waters section
  12. Monaghan, A. J., D. H. Bromwich, andD. P. Schneider (2008), Twentieth century Antarctic air temperature and snowfall simulations by IPCC climate models, Geophys. Res. Lett., 35, L07502, doi:10.1029/2007GL032630.
  13. Mosayebi, M., 1998, Snow hydrology and resource management in the zayandehrood dam basin, MA Thesis, University of Tabriz.
  14. Patrick L., 2004, Natural Disaster, Mc Graw-Hill.
  15. Pedram, M. 2011, Snowfall and its relation with the temperature in the Kurdistan province, Journal of Geographical Research
  16. Petkowa1, N., Brown, R., Kolevai, E., Alexandrov1, V., 2005, Snow Cover Changes in Bulgarian Mountainous Regions, 1931–2000, 62nd EASTERN SNOW CONFERENCE, Waterloo, ON, Canada 2005
  17. Serquet, G., Marty, Ch., Dulex, J, Rebetez, M., 2011, Seasonal trends and temperature dependence of the snowfall/ precipitation ‐ day ratio in Switzerland, GEOPHYSICAL RESEARCH LETTERS, VOL. 38, L07703, doi: 10.1029/2011GL046976, 2011
  18. Wen Zhou, Johnny C. L. Chan, Wen Chen, Jian Ling, Joaquim G. Pinto, and Yaping Shao, 2009: Synoptic-Scale Controls of Persistent Low Temperature and Icy Weather over Southern China in January 2008. Mon. Wea. Rev., 137, 3978–3991.
  19. Kamali, gh., (2002), The final report of the project, Study the harmful cool weather to agriculture in Iran, And preparation of map climate for that, The meteorogical organization.
  20. Ritallak, B, j., 1992, rendition by Noohi, A., General weather.