تحلیل الگوهای همدید موثر بر رخداد توفان‌های گردوخاک استان کردستان

نوع مقاله : مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 دانشجوی کارشناسی ارشد محیط‌زیست، دانشگاه کردستان، سنندج، ایران

2 دکتری تخصصی، استادیار گروه محیط‌زیست، دانشگاه کردستان، سنندج، ایران

3 دکتری تخصصی، استادیار گروه آب‌وهوا شناسی، دانشگاه کردستان، سنندج، ایران

چکیده

توفان‌های گردوخاک از جمله مخاطرات محیطی هستند که رخداد آنها بسیاری از فعالیت‌های انسانی را تحت تاثیرخود، قرار می‌دهد. به منظور شناخت بهتر شرایط ایجاد توفان‌ها این پژوهش با هدف بررسی علل همدید توفان‌های گردوخاک در استان کردستان انجام شد. در این تحقیق داده‌های روزانه ذرات معلق ((PM10 مربوط به ایستگاه شهر سنندج (مرکز استان کردستان)، داده‌های فشار تراز دریا (بر حسب هکتوپاسکال) و ارتفاع ژئوپتانسیل تراز 500 هکتوپاسکال (برحسب متر)طی دوره زمانی 2012-2009 مورد استفاده قرار گرفت. داده‌های ذرات معلق در دو گروه روزهای غیرتوفانی (با غلظت ذرات معلق کمتر از 200 میکروگرم در متر مکعب) و روزهای توفانی (با غلظت بالاتر از 200 میکروگرم در مترمکعب) قرار داده شد. برای درک بهتر الگوهای همدید موثر بر رخداد توفان گردوخاک منطقه وسیعی از صفر تا 65 درجه طول شرقی و صفر تا 70 درجه عرض شمالی مورد بررسی قرار گرفت. برای شناسایی الگوهای اصلی فشار تراز دریا و همچنین الگوهای اصلی ضخامت لایه 500-1000 هکتوپاسکال از روش تحلیل خوشه‌ای[1] به روش ادغام وارد[2] استفاده شد. سپس نقشه‌های مربوط به هر الگو  تهیه شد.بررسی نقشه های همدید روزهای توفانی نشان داد که سه الگوی فشار تراز دریا و همچنین سه الگوی ضخامت لایه 500-1000 هکتوپاسکال در رخداد این رویدادها موثرند. به طور کلی وجود ناوه نسبتاً عمیق بر روی شرقی‌ترین بخش دریای مدیترانه، گسترش هوا از روی مناطق خشک (بیابان‌های لیبی، مصر، شمال عربستان و عراق)به سوی ایران و پرارتفاع عربستان نقش مهمی در ایجاد توفان‌های گردوخاک مناطق جنوبی، جنوب غربی و غرب به‌ویژه شهر سنندج دارد. توفان‌های گردوخاکی که استان کردستان را در بر می گیرند عمدتاً در نیمه گرم سال رخ می‌دهند. این رویدادها از اواخر زمستان روند افزایشی پیدا می‌کنند و در تیرماه فراوانی و غلظت آن‌ها به اوج می‌رسد.  
1- Cluster analysis 2- ward Linkage

کلیدواژه‌ها

عنوان مقاله [English]

Analysis of synoptic patterns affecting the occurrence of dust storms in Kurdistan province

نویسندگان [English]

  • Samira Qhavami 1
  • Shahram Kaboodvandpour 2
  • Bakhtiyar Mohammadi 3
  • Jamil Amanollahi 2
1
2
3
چکیده [English]

  Introduction In recent years dust storms as one of the most damaging environmental phenomena has engulfed over large parts of Iran and many human activities in the region have been affected (Khoshkish et al., 2011; Azizi et al., 2011). Dust storm is one of the environmental-climate disasters that its occurrence causing air traffic, prevalence of respiratory, heart disease and damage to agronomy (Rasoli et al., 2010). There is documentary evidence that the mineral dust aerosols affected on cloud formation and amount of precipitation and even reduces the acidity of precipitation (Ichoku et al., 2004). Intensity of dust storm determinate by survival, spatial distribution and visual reduction, and depending on continuity divided to short term (up to half an hour) and long-term (several hours or one day) (Lashkari et al., 2008). Due to consequence dust storm occurrence and its role in the life and human activity, many studies have been conducted on this event (Merrifield et al., 2013; Carnevale et al., 2012; Meloni et al., 2008). In some studies, dust frequency, their trend in the long term period and statistical analysis was investigated. But among them, climate studies more inspected synoptic analysis. Natsagdorj et al (2003) studied dust storms in Mongolia and showed that dust storms often occur in the Gobi desert and most occurrences are observed in the spring. Engelstadler (2001) investigated dust storm frequencies and their relationships to land surface conditions. Orvlosky et al (2004) analyzed spatial distribution, frequency, seasonality and diurnal variation of the dust storms in Turkmenistan and show that the highest mean annual frequency of such storms is observed in the spring in the sandy Central Karakum Desert. Zolfaghari and Abedzade (2004) investigated dust storms synoptic analysis in west Iran. According to their results maximal duration of dust storms is recorded in June and minimum in December. As previous studies have shown that the occurrence of these storms has increased in recent years in the West of Iran. Thus, Synoptic study of this event properties could be the present of their formation. In this study, it is assumed relatively deep down on Syria deserts caused to create the dust in Sanandaj. To this purpose the main synoptic patterns of sea level pressure and thickness 500-1000 hectopascal influencing the occurrence of dust storms in Sanandaj city were studied in 2009 to 2012.   Data and methods In this paper, environmental and circulatory database were used to be analyzed synoptic dust days. Daily records of dust storm occurrence during 2009-2012 by the Department of Environment Kurdistan and atmospheric parameter (sea level pressure 500-hPa and geopotential height 500-100-hPa) were utilized for synoptic analysis. In order to close study of dust storm, aerosol data were divided to two groups consist of days without dust storms (particular matter less than 200 µg.m-3) and dust storm days (concentrations of PM10 ranging 200-3000 µg.m-3). According to dust storms creation zone located in an area outside of Iran, we selected extensive area (0-60o E and 0-70o N). Finally the dust days database (94 days) was formed as a 94*783 matrix in MATLAB software. Then, cluster analysis was performed using Ward Linkage method to determinate sea level pressure and geopotential height pattern. At last, selected one day as representative dust days and its circulation patterns in Surfer software was plotted.   Discussion Sea surface level investigation Results showed that the cluster analysis upon sea surface pressure data represent three patterns. In the first pattern, located low pressure on Persian Gulf and its landing on Syria and Iraq desert due to dust storm in west of Iran. In the other hand, on the west Russia high pressure situated that cause air flowing from low latitude to high latitude. In the second pattern, the position cyclone on Iraq makes dust transportation to the study region. This pattern included maximum dust days. Climate condition dominated on third pattern is different from other patterns.       Geopotntial height 500-1000 hPa surveying The obtained results of cluster analysis upon 500 hPa represent three patterns exist. Mediterranean high trough in the first and third pattern, black sea low pressure and Saudi Arabia high in the second pattern are reasons for dust storm occurrence.   Conclusion Dust storm in Sanandaj mainly occurs in spring, especially in July. In general, dust occurs when the strong pressure gradient is formed over dry source regions between Syria, Iraq’s desert and Iran, giving rise to strong wind conditions for the lifting of dust particles. In general, existence of landing deeply on easternmost Mediterranean sea, spreads air from arid regions (deserts of Libya, Egypt, northern Saudi Arabia and Iraq) toward Iran, and high trough Arabia have important role in the creating dust storms in southern, south-western and west of Iran ( particularly Sanandaj). Dust storms in Sanandaj mainly occur in warm half of the year. These events have increasing trend since late winter and reaches a peak in July.  

کلیدواژه‌ها [English]

  • Dust Storm
  • Particular matter
  • circulation pattern
  • Advection

اصل مقاله

مقدمه

در سال­های اخیر توفان­های گردوخاک به عنوان یکی از پدیده­های زیانبار محیطی بارها بخش­های وسیعی از ایران را فراگرفته و بسیاری از فعالیت­های انسانی در منطقه را تحت تاثیر خود قرار داده است (خوش‌کیش و همکاران، 1390، عزیزی و همکاران، 1390). پدیده گردوخاک یکی از بلایای جوی- اقلیمی است که وقوع آن باعث وارد شدن خسارت­های زیست ‌محیطی و بروز یا تشدید بیماری­های تنفسی و قلبی، ترافیک هوایی و زمینی، گردشگری، کشاورزی و غیره می­شود (رسولی و همکاران، 1389). مدارک مستندی وجود دارد که آئروسل‌های معدنی گردوخاک بر تشکیل ابر، خصوصیات ابر و میزان نزولات جوی تاثیر می­گذارد و حتی منجر به کاهش اسیدتیه نزولات جوی می­گردد (Ichoku et al, 2004). حجم فراوان ذرّات حمل شده به وردسپهر، بیلان انرژی را تحت تأثیر قرار داده و در پی آن شرایط آب‌وهوایی ناحیه نیز تحت تأثیر قرار می‌گیرد(Takemi and Seino, 2005). شدّت توفان‌های گردوخاک با میزان ماندگاری، فراگیری مکانی و میزان کاهش دید تعیین می‌شود و بر حسب تداوم زمانی، به دو نوع توفان‌های گردوخاک کوتاه مدّت (تا نیم ساعت) و طولانی‌مدّت (چند ساعت و گاهی یک شبانه‌روز) تقسیم می‌شود (لشکری و کیخسروی، 1387). تحقیقات دانشمندان بر روی رسوبات کف اقیانوس‌ها نشان می‌دهد که سابقه بروز توفان‌های گردوخاک به 73 میلیون سال پیش (قبل از دوره کرتاسه زمین شناسی) در کره زمین برمی‌گردد (ندافی و همکاران 1389)، اما تعداد و دامنه اثرات توفان‌های گردوخاک از سال 2000 میلادی به این طرف در اکثر نقاط قاره آسیا افزایش یافته است.(Lim and Chun, 2006)  

با توجه به نقش فراوان توفان گردوخاک در بخش­های مختلف زندگی و فعالیت انسانی، مطالعات بسیاری بر روی این پدیده مخرب محیطی انجام شده است(Merrifield et al, 2013; Carnevale et al, 2012; Meloni et al, 2008; Sun et al, 2006; Shao and Dong, 2006، شاهسونی و همکاران، 1389  ). برخی از مطالعات، فراوانی توفان­های گردوخاک و روند آن‌ها را در طول یک دوره بلندمدت بررسی نموده­اند (لشکری و کیخسروی، 1386،مفیدی و کمالی، 1391، Orylosky et al, 2004; Youngsin and Lim, 2004) و یا به عبارت دیگر با دید آماری رخداد آنها مورد توجه قرار داده­اند. اما در این میان مطالعات مربوط به محققان علوم جوی، سازوکار ایجاد این رویدادها را از نظر همدید بررسی نموده­اند. مطالعاتی نیز به ویژگی‌های فیزیوگرافی موثر بر رخداد آنها توجه کرده­اند. انگلستادلر (Engelstadler, 2001) در ارتباط با پهنه‌بندی مکانی فراوانی وقوع گردوخاک های جهان بر نقش بستر خشک دریاچه‌ها و صحرای بزرگ آفریقا به عنوان تولیدکنندگان اصلی گردوخاک تأکید دارد. ناتساگدروج و همکاران (Natsagdorj (et al, 2003  در بررسی توفان‌های گردوخاک کشور مغولستان به این نتیجه رسیدند که توفان­های گردو خاک اغلب تحت تاثیر بیابان گبی ایجاد می‌شوند و دریاچه‌های غرب مغولستان بیش‌ترین فراوانی وقوع این توفان‌ها را در فصل بهار دارد. وانگ و فانگ (Wang and Fang, 2006) به بررسی انتشار گرد خاک از نظر آماری و همدید در آسیای شرقی پرداختند و به این نتیجه رسیدند که سامانه های همدید که به سمت مناطق بیابانی شمال آسیا می­وزند، اگر در سطح زمین بادهایی با سرعت بیشتر از شش متر بر ثانیه ایجاد کنند، باعث گسترش توفان گردوخاک می­شوند. بارکان و همکاران(Barkan et al, 2008) الگوهای همدید موثر بر رخداد توفان­های گردوخاک صحرای آفریقا را در ترازهای 500 و 700 هکتوپاسکال مطالعه کردند. نتایج این تحقیق نشان داد که توفان گردوخاک منطقه تحت تاثیر یک جریان چرخندی قوی شکل می­گیرد. این جریان چرخندی همچنین باعث انتقال سرمای شدید و کاهش ارتفاع ژئوپتانسیل در فصول بهار، تابستان و پاییز در مناطق اروپای غربی و شمال‌غربی آفریقا می­شود. در این زمان در شرق و مرکز صحرا و مرکز مدیترانه، جریان واچرخندی غلبه داشته و گرمای نسبتاً بالا همراه با افزایش ارتفاع ژئوپتانسیلی مشهود است. پی و همکارانش(Pey et al, 2013)  نیز سعی بر بررسی علل همدید گردوخاک های شمال‌غرب دریای مدیترانه در ارتفاع ژئوپتانسیل 500 و 800 هکتوپاسکال کرده‌اند. وای هانگ و شیناینشی(Weihong and Shaoyinshi, 2001)  به بررسی عوامل وقوع توفان‌های گردوخاک در چین پرداختند. نتایج تحقیق ایشان نشان داد که عامل اصلی وقوع توفان‌های گردوخاک در چین، گرمایش زمین در بیابان مغولستان و سرمایش زمین در شمال کشور چین به‌خصوص در حوضه تاریم است. ذوالفقاری و عابدزاده (1384) به تحلیل همدید سامانه های گردوخاک در غرب ایران در بازه زمانی 5 ساله از سال 1983 تا 1987 میلادی پرداختند. نتایج این تحقیق نشان داد که، ماه ژوئن بیشترین و ماه دسامبر کمترین روزهای گردوخاکی را در این دوره تجربه کرده است. ایستگاه دزفول با 4/137 روز در طول دوره آماری به طور متوسط پر گردوخاک ترین و ایستگاه خوی با 6/2 روز به طور متوسط کم گردوخاک ترین ایستگاه­ها بوده­اند. طهماسبی و همکاران (1388) به بررسی چگونگی وقوع توفان گردوخاک و فرسایش بادی در استان خوزستان پرداختند و بر اساس تحلیل جریان‌های گردوخاک و بررسی تصاویر ماهواره‌ای منطقه خاورمیانه عامل اصلی بروز و وقوع گردوخاک در نواحی جنوب غربی کشور را جریانات مربوط به وقوع توفان در کشور عربستان و سپس جنوب عراق عنوان داشتند. لشکری و همکاران (1389) توفان­های گردوخاک استان خراسان رضوی را از نظر آماری و همدید در فاصله زمانی 2005-1993 مطالعه کردند. نتایج همدیدی نشان داد که بر روی نقشه تراز دریا در روز توفان، مرکز کم فشاری در محدوده جنوب خراسان و کشور افغانستان بسته می­شود و علاوه بر این در تراز 850 هکتوپاسکالی نیز مرکز چرخندی در بخش شرقی و شمال شرقی افغانستان شکل می­گیرد. بحیرایی و همکاران (1390) تحلیل آماری و همدید گردوخاک در استان ایلام را برای دوره 20 ساله انجام داده­اند. طبق نتایج حاصله در ایستگاه ایلام در ماه می (اردیبهشت - خرداد) با 63 روز در طول دوره آماری و در ماه دسامبر (آبان – آذر) با یک روز و در ایستگاه دهلران در ماه جولای (تیر – مرداد) با 22 روز و در ماه دسامبر با 7 روز در طول دوره آماری به ترتیب بیشترین و کمترین فراوانی گردوخاک مشاهده شد. در ایستگاه ایلام فصل بهار با 45 درصد و در ایستگاه دهلران فصل تابستان با 41 درصد بیشترین توزیع فصلی را در برمی­گرفتند. در هر دو ایستگاه، همبستگی بین عناصر اقلیمی و تعداد روزهای گردوخاک بسیار بالا بود و از رابطه­ای منطقی برخوردار بوده­اند (70r>). خوشحال دستجردی و همکاران (1391) با استفاده از داده‌های فشار تراز دریا، ارتفاع ژئوپتانسیل سطح 500 هکتوپاسکال ، جهت باد، سرعت قائم، دما با رویکرد گردشی تحلیل همدید توفان‌های گردوخاک استان ایلام را انجام دادند. نتایج نشان داد که کم‌فشار سودان، و کم‌فشار گنگ در سطح زمین و ناوه عمیق مدیترانه، ناوه دریای سرخ و پرارتفاع جنب حاره آزور مهم‌ترین سامانه‌های همدید تأثیرگذار و انتقال گردوخاک به غرب ایران و منطقه مطالعاتی هستند. همان‌طور که مطالعات پیشین نشان می دهند تعداد وقوع این توفان­ها در سال­های اخیر در غرب ایران افزایش داشته است. لذا مطالعه چگونگی این رویداد از نظر همدیدی می تواند روشن کننده نحوه شکل‌گیری آن‌ها باشد. در این تحقیق فرض شده که ناوه نسبتاٌ عمیق بر روی سوریه باعث ایجاد گردوخاک در شهر سنندج می‌شود. به این منظور الگوهای همدید اصلی فشار تراز دریا و ضخامت لایه 500-1000 هکتوپاسکال موثر بر رخداد توفان­های گردو خاک در شهر سنندج طی دوره زمانی سال‌های 2009- 2012 بررسی شد.

 

مواد و روش‌ها

در توجیه و تبیین رخداد پدیده­های محیطی از نظر همدید دو مجموعه داده که مربوط به داده­های غلظت ذرات گردوخاک شهر سنندج (شکل 1) و داده­های متغیرهای مختلف جو بالا بودند استفاده شد (شمسی‌پور و صفرراد، 1390، دستجردی و همکاران، 1390).

 

 

شکل 1- موقعیت منطقه مورد مطالعه

 


مجموعه داده­های محیطی (ذرات معلق (PM) جو در شهر سنندج) به صورت روزانه طی دوره زمانی 2009 تا 2012، از اداره کل حفاظت محیط زیست استان کردستان تهیه گردید. واحد متغیر غلظت ذرات معلق، میکروگرم بر متر مکعب () است. در این پژوهش جهت بررسی بهتر توفان‌های گردوخاک، داده‌های مربوط به ذرّات معلّق بر اساس میزان غلظت آن‌ها به چند دسته تقسیم شد (جدول 1)، اما در نهایت گروه روزهای توفانی مطالعه گردید. برای توجیه همدید توفان­های گردوخاک شهر سنندج از داده­های فشار تراز دریا (بر حسب هکتوپاسکال) و ارتفاع ژئوپتانسیل تراز 500 هکتوپاسکال (برحسب متر) استفاده شد. این داده­ها به صورت روزانه از تارنمای www.esrl.noaa.gov برای طول دوره آماری 2009 تا 2012 تهیه شد. با توجه به این که منشاء توفان­های گردو خاک شهر سنندج در محدوده­ای خارج از ایران قرار دارد (حیدری، 1386، ذوالفقاری و همکاران، 1390، کریمی احمدآباد و شکوهی رازی، 1390) برای انجام این تحقیق متغیرهای جوی وسیع انتخاب شد. در واقع با انتخاب محدوده وسیع برای مطالعه متغیرهای جوی، امکان شناخت بهتر الگوهای همدید موثر بر رخداد این پدیده فراهم شد. بنابراین چهارچوب مورد مطالعه، منطقه وسیعی از صفر تا 65 درجه طول شرقی و صفر تا 70 درجه عرض شمالی را در بر گرفت.

 

 

جدول 1- دسته‌بندی غلظت ذرات معلق جو در شهر سنندج (در بازه زمانی 2009 تا 2012)

غلظت ذرات معلق (برحسب میکروگرم برمترمکعب)

روزهای غیرتوفانی

روزهای توفانی

گروه اول

گروه دوم

گروه سوم

گروه چهارم

گروه پنجم

غلظت

کمتر از 200

غلظت

500-200

غلظت

1000-500

غلظت

2000-1000

غلظت

2000<

تعداد روزهای مورد مطالعه

1042 روز

79 روز

6 روز

8 روز

1 روز


داده­های مربوط به متغیرهای ارتفاع ژئوپتانسیل در 17 تراز داده­های نم ویژه در 8 تراز و به صورت شبکه­بندی منظمی با اندازه‌یاخته­های 5/2 × 5/2 درجه جغرافیایی به صورت فایل­های خود توصیف قابل دسترس هستند. با توجه به موارد ذکر شده، در محدوده مورد مطالعه 783 یاخته با ابعاد 5/2×5/2 درجه جغرافیایی قرار دارند و داده­های یاخته­ای اساس تجزیه و تحلیل همدید متغیرهای جو بالا بودند. این پژوهش در قلمرو علم اقلیم­شناسی همدید قرار دارد. مطالعات اقلیم­شناسی همدید براین فرضیه استوارند که رویدادهای محیطی تحت تاثیر الگوهای گردشی جو پدید می­آیند. بنابراین در مطالعات همدید دو رویکرد عمده وجود دارد. یکی، رویکرود گردشی به محیطی و دیگری، رویکرد محیطی به گردشی(خوشحال دستجردی و همکاران، 1391). روش این پژوهش بر مبنای رویکرد محیطی به گردشی است. بنابراین با توجه به روزهایی که مشخص شده­اند، باید الگوهای اصلی جو در زمان رخداد این پدیده­ها مشخص شوند و در نهایت بر مبنای این الگوهای گردشی پدیده گردوخاک توجیه و تبیین شوند. در مطالعات زیست محیطی زمانی که غلظت ذرات کمتر از 200 میلی‌گرم در مترمکعب باشد اغلب واژه توفان گردوخاک استفاده نمی­شود و معمولاً این مقدار غلظت را در ارتباط با آلایندهای محیطی می­دانند. در این پژوهش روزهایی که در جدول 1 به آنها اشاره شده است، نمونه کلی مورد مطالعه هستند.

با توجه به این که هدف اصلی پژوهش شناسایی الگوهای همدید به وجود آورنده توفان­های گردوخاک است، بنابراین ذرات معلق در جو شهر سنندج به دو دسته کلی (زیر 200 و بالای 200 میکروگرم در مترمکعب) تقسیم شدند. در واقع زمانی که غلظت ذرات کمتر از 200 میلی­گرم در متر مکعب باشد به عنوان روزهای غیرتوفانی و روزهای بالای 200 میلی­گرم در مترمکعب به عنوان روزهای توفانی بررسی شدند. بنابراین با توجه به هدف پژوهش یک پایگاه داده از متغیرهای جوی با غلظت‌های بالای 200 میلی‌گرم در متر مکعب (94 روز) تشکیل شد. با توجه به محدوده مورد مطالعه (صفر تا 65 درجه طول شرقی و صفر تا 70 درجه عرض شمالی) پایگاه داده نهایی پژوهش برای روزهای توفانی به اندازه­ 783×94 ایجاد شد. در ماتریس داده­ها منظور از عدد 783 تعداد یاخته‌ها در محدوده مورد مطالعه و منظور از عدد 94 نیز تعداد روزهای توفانی است. در ادامه کار، الگوهای اصلی گردشی جو با ترسیم نقشه‌های همدید برای روزهای توفانی مشخص خواهند شد. همچنین براساس تحلیل خوشه­ای به روش ادغام وارد الگوهای اصلی فشار تراز دریا و همچنین الگوهای اصلی ضخامت لایه 500-1000 هکتوپاسکال شناسایی شدند (برای درک و فهم بهتر تحلیل­های چند متغیری و از جمله تحلیل خوشه­ای، می­توان به جانسون و ویچرن، 1384 مراجعه کرد). در میان اعضای هر الگو، روزی به عنوان روز نماینده انتخاب شد. روز نماینده با سایر اعضای گروه بالاترین مقدار همبستگی را نشان می­دهد. هم‌چنین نقشه­های مربوط به روز نماینده هر الگو تهیه شد. بنابراین تحلیل توفان­های گردوخاک شهر سنندج براساس ترسیم الگوهای فشار تراز دریا، ضخامت لایه 500-1000 هکتوپاسکال روز نماینده هر گروه انجام شد.

 

نتایج و بحث

بررسی الگوهای اصلی فشار تراز دریا

با انجام تحلیل خوشه­ای به روش ادغام وارد بر روی داده­های روزانه فشار تراز دریا در روزهای توفانی (94 روز) سه الگوی اصلی فشار تراز دریا مشخص شد. در الگوی اول شرایط دگرفشار(باروکلینیک) شدیدی از شمال غرب تا جنوب شرق ایران دیده می­شود. محور اصلی ناوه در این منطقه از خلیج فارس به سمت شمال شرق عراق و سوریه امتداد یافته است. با توجه به محور ناوه که کاملاً بر روی بیابان­های عراق و سوریه است، نیمه شرقی ناوه جنوب غرب و غرب ایران (به ویژه شهر سنندج) را فرا می­گیرد. بنابراین از روی بیابان­های سوریه و عراق جریان هوایی وارد کشور و باز به ویژه غرب می­شود که می­تواند توفان گردوخاک و ذرات معلق فراوان جو را در این روزها توجیه نماید. به نظر می­رسد شرایط چرخندی مثبت در شمال عربستان نیر عامل مهم دیگری باشد که به رخداد توفان گردوخاک غرب ایران کمک می­کند. در این الگو پرفشار غرب روسیه نیز شکل گرفته است. به نظر می­رسد با حرکت واچرخندی این پرفشار امکان کشیده شدن جریان­های هوا از عرض­های پایین به سمت بالاتر فراهم باشد. جریان­هایی که از شمال خلیج فارس به سمت دریای سیاه امتداد یافته است می­تواند نتیجه استقرار این سامانه فشار باشد (شکل 2).

 

 

 

شکل 2- فشار تراز دریا در روز نماینده الگوی اول توفان گردوخاک در بازه زمانی 2009 – 2012

 

 

این الگو در 7/28 درصد از روزهای مورد مطالعه دیده شده است. روز نماینده این الگو نیز با دیگر اعضای گروه 63 درصد همبستگی نشان داده است (جدول2). در الگوی دوم، ناوه عمیقی از شمال خلیج فارس به سمت عراق کشیده شده است. محور این ناوه از شمال خلیج فارس در امتداد جنوب شرق عراق تا شمال غرب عراق و شرق سوریه گسترش یافته است. بر روی عراق به سبب فشار کمی (حدود 1000 هکتوپاسکال) که وجود دارد، چرخش چرخندی شدیدی حاکم خواهد شد که این خود منجر به کشیده شدن هوای خشک و گرم و گردوخاک بیابان­های عراق و شمال عربستان می‌شود. شیو فشار شدیدی که بین هوای عرض­های بالا و پایین بر روی نوار غربی ایران وجود دارد باعث کشیده شدن هوای گرم و خشک بیابان­های عراق، شرق سوریه و شمال عربستان به نیمه غربی کشور خواهد شد (شکل 3). بیش‌‍ترین روزهای توفانی (3/54 درصد) تحت تاثیر این الگو به وجود می­آیند و روز نماینده این الگو نیز با سایر اعضای گروه 60 درصد همبستگی را نشان داد (جدول 2).

 

 

 

شکل 3- فشار تراز دریا در روز نماینده الگوی دوم توفان گردوخاک در بازه زمانی 2009 – 2012

 


شرایط جوی حاکم در الگوی شماره سه با الگوهای دیگر متفاوت است. برخلاف الگوهای اول و دوم، شمال غرب و غرب ایران، محل قرارگیری هسته پرفشاری است که این پرفشار می­تواند هوای شمال عربستان و نیمه شرقی عراق را به سمت ایران (به ویژه غرب ایران) گسترش دهد. هوای شمال عربستان نیز خود تحت تاثیر پرفشاری که بر روی میانه عربستان قرار دارد می­تواند به سمت جنوب عراق و سپس جنوب غرب و غرب ایران منتقل شود. بنابراین غلظت بالای آلاینده­های جوی در این الگو نیز قابل توجیه است (شکل 4). البته کمترین توفان­های گردوخاک دوره مورد مطالعه (17 درصد) تحت تاثیر این الگو ایجاد شده­اند. ضریب همبستگی روز نماینده این الگو با دیگر اعضای گروه بیش از 62 درصد است (جدول 2).

 

 

 

شکل 4- فشار تراز دریا در روز نماینده الگوی سوم توفان گردوخاک در بازه زمانی 2009 - 2012

 

جدول 2- ویژگی­های الگوهای اصلی فشار تراز دریا شهر سنندج در فاصله زمانی 2009 – 2012

الگوهای اصلی فشار تراز دریا

الگوی 1

الگوی 2

الگوی 3

درصد همبستگی روز نماینده با سایر اعضای گروه

63%

60%

62%

میانگین غلظت ذرات مواد معلق در هر الگو (میلی­گرم در مترمکعب)

6/421

9/438

9/357

درصد روزهای واقع در هر الگو

7/28

3/54

17

 


بررسی الگوهای اصلی ضخامت لایه 500-1000 هکتوپاسکال

با انجام تحلیل خوشه­ای بر روی داده­های ضخامت لایه 500-1000 هکتوپاسکال در زمان روزهای توفانی، سه الگوی ضخامت جو مشخص شد. در اولین الگوی ضخامت، ناوه ای با طول موج کوتاه بر روی منتهی­الیه شرق دریای مدیترانه دیده می­شود. محور این ناوه بر روی غرب سوریه به طرف جنوب تا شمال دریای سرخ قرار دارد. برخی از جریانات این ناوه از شمال غرب ایران عبور کرده است. به نظر می­رسد که این جریانات با خود گردوخاک را به شمال غرب ایران منتقل نمی­کنند یا گردوخاک کمی را به منطقه ارسال می کنند. اما نکته مهمی که در این الگو دیده می­شود جریانات نسبتاً مداری است که از شمال غرب آفریقا به سمت شرق گسترش یافته است و پس از طی مسیر طولانی از شمال عربستان و عراق وارد ایران (به ویژه بخش­های غرب و جنوب غرب ایران) شده است. به نظر می‌رسد چنین جریانی که مسیری طولانی را از روی خشکی­ها و بیابان­ها طی کرده است، می­تواند عامل مؤثری در ایجاد توفان­های گردوخاک در منطقه مورد مطالعه باشد (شکل 5). حدود 33 درصد از روزهای توفانی تحت تاثیر چنین الگویی ایجاد می­شوند. روز نماینده این الگو بیش از 93 درصد با دیگر اعضای گروه خود همبستگی نشان داده است (جدول 3).

 

 

شکل 5- ضخامت لایه 500-1000 هکتوپاسکال در روز نماینده الگوی اول در بازه زمانی 2009 – 2012

 

 

در الگوی دوم ضخامت لایه 500-1000 هکتوپاسکال یک پرارتفاع قوی بر روی شبه جزیره عربستان دیده می­شود. بر روی قفقاز و شرق دریای سیاه نیز کم ارتفاع شکل گرفته است. پرارتفاع شبه جریزه عربستان به سبب چرخش واچرخندی و کم ارتفاع قفقاز و دریای سیاه به سبب چرخش چرخندی این امکان را برای گسترش هوای شمال عربستان، عراق و شرق سوریه فراهم می­آورد که وارد ایران و به ویژه جنوب غرب و غرب ایران شود (شکل 6). این الگو در بیشترین توفان­های گردوخاک شهر سنندج (3/38 درصد) دیده شده است. ضریب همبستگی روز نماینده این الگو با سایر روزهای دیگر گروه بیش از 93 درصد می­باشد (جدول 3).

 

 

76
 

شکل 6- ضخامت تراز 500-1000 هکتوپاسکال در روز نماینده الگوی دوم در بازه زمانی 2009 - 2012

 

 

در الگوی سوم، ناوه عمیقی بر روی شرق دریای مدیترانه دیده می‎‌شود. محور این ناوه از شرق مدیترانه تا میانه دریای سرخ گسترش دارد. شیو ارتفاع شدیدی از مصر به سمت شرق تا نیمه غربی ایران دیده می­شود و در واقع در این مسیر طولانی ناپایداری شدیدی به ویژه بر روی عراق و شمال عربستان شکل گرفته است. با توجه به این که جریانات مسیری طولانی را از روی خشکی­ها و بیابان­ها طی کرده­اند، پس می توان گفت که ناپایداری­ها همراه با بارش نیستند. بنابراین، ناپایداری­های شدید بر روی شمال عربستان، عراق و سوریه توفان­های گردوخاکی را ایجاد می­کند که ذرات معلق داخل این جریانات، بخش­های جنوب غربی و غرب ایران (به ویژه شهر سنندج) را تحت تاثیر قرار می­دهد (شکل 7). این الگو کمترین توفان­های گردوخاک شهر سنندج (7/28 درصد) را ایجاد می‌کند. بالاترین ضریب همبستگی روز نماینده در این الگو (94 درصد) قرار دارد (جدول 3).


 

شکل 7- ضخامت تراز 500-1000 هکتوپاسکال در روز نماینده الگوی سوم در بازه زمانی 2009 – 2012

 

جدول 3- ویژگی­های الگوهای اصلی ضخامت لایه 500-1000 هکتوپاسکال

الگوهای اصلی ضخامت لایه 500-1000 هکتوپاسکال

الگوی 1

الگوی 2

الگوی 3

همبستگی روز نماینده با سایر اعضای گروه

93%

93%

94%

میانگین غلظت ذرات مواد معلق در هر الگو (میلی­گرم در مترمکعب)

9/435

1/353

5/491

درصد روزهای واقع در هر الگو

33

3/38

7/28

 

 

 

توفان­های گردوخاک شهر سنندج عمدتاً در نیمه گرم سال رخ می­دهند. این رویدادها از اواخر زمستان روند افزایشی پیدا می­کنند و در تیرماه فراوانی آنها به اوج می­رسد (30.9 درصد). در مناطق بیابانی عراق، عربستان و سوریه اغلب گرما و خشکی زودتر از مناطق جنوب غربی و غرب و به ویژه شهر سنندج آغاز می­شود. بنابراین توفان­های گردوخاک هم زودتر از فصل گرما (اواخر زمستان) آغاز می‌شوند. اما از آنجایی که غرب ایران در اواخر دوره سرد همچنان رطوبت زمستان بادهای غربی و همچنین رطوبت محلی را دارد، رخداد بارش در اواخر دوره سرد و اوایل بهار منجر به کاهش فراوانی روزهای همراه با گردوخاک خواهد شد (شکل 8).

 

 

 

شکل 8- فراوانی توفان­های گرد وخاک سنندج در بازه زمانی 2009 – 2012

 


نتیجه­گیری

تحلیل داده­های فشار تراز دریا در زمان توفان­های گردوخاک (روزهای با غلظت ذرات مواد معلق 200 تا 3000 میلی­گرم در متر مکعب) شهر سنندج، سه الگوی اصلی فشار را نشان داد. به طور کلی این رویدادها زمانی ایجاد می­شوند که کم­فشار قوی بر روی عراق ایجاد شود و محور ناوه در امتداد جنوب شرق عراق تا شرق سوریه باشد. هر چقدر مقدار فشار این سامانه کمتر باشد، شرایط بر روی این مناطق ناپایدارتر و به سبب چرخش چرخندی آن، امکان گسترش بیشتری از ذرات گردوخاک بیابان­های عراق، شمال عربستان و سوریه بر روی نیمه غربی ایران وجود دارد. علاوه براین زمانی که پرفشاری نسبتاً قوی بر روی غرب ایران حاکم شود، امکان گسترش ذرات گردوخاک (به سبب جریان­های واچرخندی) از روی عراق و شمال عربستان به منطقه مورد مطالعه وجود دارد (خوش‌کیش و همکاران، 1390، کریمی احمدآباد و رازی، 1390). تحلیل­های انجام شده بر روی داده­های ارتفاع­های ژئوپتانسیل 1000 و 500 هکتوپاسکال نیز سه الگوی اصلی ضخامت این لایه را مشخص کرد. در الگوی اول و سوم ناوه عمیقی بر روی شرقی­ترین بخش دریای مدیترانه به طرف جنوب تا شمال دریای سرخ قرار دارد. با توجه به موقعیت این ناوه می­توان گفت که عراق، سوریه، شمال عربستان و حتی بخش­های زیادی از ایران در منطقه ناپایدار این ناوه قرار دارند. در نگاه اول انتظار بارش در چنین شرایطی طبیعی به نظر می­رسد اما داده­های محیطی (غلظت ذرات معلق 200 تا 3000 میکروگرم در متر مکعب) عدم بارش و رخداد توفان گردوخاک را گزارش کرده­اند. با توجه به این‌که رخداد بارش نیازمند مهیا شدن شرایط ناپایداری و همچنین رطوبت است؛ به نظر می­رسد یکی از این دو عامل در زمان وقوع توفان­های گردوخاک فراهم نبوده است. با نگاهی مجدد به جهت جریان­های هوا در نقشه­های ضخامت می­توان گفت که جریان­هایی که به ایران (به ویژه جنوب غرب و غرب ایران) وارد شده­اند مسیری طولانی را از روی خشکی­ها و به ویژه مناطق بیابانی (لیبی، مصر، شمال عربستان و عراق) طی کرده­اند. بنابراین کمبود رطوبت در این جریان هوای ناپایدار، طبیعی به نظر می­رسد. در الگوی اول و سوم، وجود پرارتفاع بر روی شبه جزیره عربستان (که الگوی اول خلیج فارس را هم در بر می­گیرد) و همچنین کم ارتفاع روی اروپا قابل توجه است. جریان واچرخندی و چرخندی این سامانه­های جوی نقش مهمی را در گسترش و هدایت جریان هوا از روی بیابان­های عراق و عربستان و سوریه به ایران دارد. شرایط در الگوی دوم تا حدودی متفاوت از الگوهای اول و سوم است. در این الگو پرارتفاع شبه جزیره عربستان به سبب چرخش واچرخندی و کم ارتفاع قفقاز و دریای سیاه به سبب چرخش چرخندی این امکان را برای گسترش هوای شمال عربستان، عراق و شرق سوریه به سمت جنوب غرب و غرب ایران فراهم می‌کند. رویارویی این دو سامانه فشار شرایط ناپایداری را در بیابان­های عراق، عربستان ایجاد کرده و کمبود رطوبت نیز در این مناطق منجر به ایجاد توفان گردوخاک شده است. این گردوخاک در امتداد جریان­هایی که در الگوی شماره دو ضخامت دیده می‌شود به سمت ایران و مناطق جنوب و جنوب غرب هدایت می­شود. در شهر سنندج، تقریباً از اواخر زمستان توفان­های گردوخاک روند افرایشی را آغاز کرده و این رویدادها در تیر ماه به اوج می‌رسند. به نظر می­رسد استقرار پرفشار جنب حاره­ای آزور در ارتباط با فراوانی این رویدادها است. در زمانی که پرفشار جنب حاره­ای آزور در منطقه حاکم می­شود آفتابی بودن منطقه منجر به پیدایش کم­فشار در سطح زمین و ایجاد شرایط ناپایدار می­گردد. بدیهی است که اغلب این سامانه فشار اجازه صعود هوای کم فشار سطحی را تا مرحله تراکم و تشکیل ابر را نخواهد داد. علاوه بر آن کمبود رطوبت نیز در بیابان­های عربستان، عراق و سوریه عاملی است که نهایتاً در تشکیل توفان گردوخاک نقش بازی می‌کند. بنابراین همرفت گرمایی که در مناطق بیابانی یاد شده انجام می­شود به دلیل کمبود رطوبت و استقرار پرفشار جنب حاره‌ای آزور، منجر به شکل­گیری توفان­های گردوخاکی خواهد شد که در ادامه بخش­های زیادی از ایران نیز تحت تاثیر این رویدادها قرار خواهند گرفت. به طور کلی وجود ناوه نسبتاً عمیق بر روی شرقی­ترین بخش دریای مدیترانه، گسترش هوا از روی مناطق خشک (بیابان­های لیبی، مصر، شمال عربستان و عراق) به سوی ایران و پرارتفاع عربستان نقش مهمی در ایجاد توفان­های گردوخاک مناطق جنوبی، جنوب غربی و غرب به‌ویژه شهر سنندج دارد.

نویسندگان از ریاست محترم اداره کل حفاظت محیط زیست استان کردستان جناب آقای مهندس ناصح قادری برای در اختیار قرار دادن داده­های PM10 مورد نیاز این مقاله تشکر و قدردانی می­کنند.

 

مراجع

  1. Alijani, B., 1997, Weather in Iran, Payamenor publication, Tehran. Alles, D. L., 2010, Geomorphology and dust storms in china, web paper, http://fire.biol.wwu.edu/trent/alles/ChinaDust.pdf
  2. Azizi, Gh., E. A. Shamsipor, M. Miri, and T. Safarzade, 2012, Synoptic statistical analysis of dust phenomenon in the western half of Iran. Arid Regions Geographic Studies, No. 3, pp. 123-143.
  3. Azizi, Gh., M. Miri, and A. Nabavi, 2011, Tracking of dust storm phenomenon in the western half of Iran. Journal of Arid Regions Geographic Studies, No. 7, pp. 61-81.
  4. Barkan. J., and P. Alpert, 2010, Synoptic analysis of a rare event of Saharan dust reaching the arctic region. weather, No.65, pp. 208
  5. Bohiraei, H., M. Ayazi, M. Rajaei, and H. Ahamadi, 2011, Statistical analysis of dust synoptic phenomena in Ilam province. Quarterly Journal of Human Geography, No. 1, pp. 48-67.
  6. Carnevale, C., G. Finzi, E. Pisoni, M. Volta, P. Kishcha, and P. Alpert, 2011, Integraing Saharan dust forecasts into a regional chemical transport model: A case study over Northern Italy. Science of the Total Environment, No. 417, pp. 224-231
  7. Chen. W., 1996, Wind tunnel test of the influence of moisture on the erdibility of loessial sandy loam soils by wind. Journal of Arid Environments, No. 34, pp.  391-402.
  8. Engelstadler, S., 2001, Dust storm frequencies and their relationships to land surface conditions. Freidrich-Schiller university press. Jena. Germany.
  9. Haidari, M. T., 2007, Soil and climatic pattern generator in the West Country, Meteorology Journal of Kermanshah, pp. 11-12.
  10. Ichoku. C., Y. J. Kaufman, L. A. Remer, and R. Levy, 2004, Global aerosol remote sensing from MODIS. Advances in Space Research, No. 34, pp. 820–827.
  11. Karimi Ahmadabad, M., and K. Shokohi Razi, 2009, Interaction of atmospheric circulation and land cover in the mechanism of formation and development of summer dust storms in the Middle East. Physical Geography Research, No. 78, pp. 113-130.
  12. Khosh Kaif, A., B. Alijani, and Z. Hajazizade, 2011,  Dust synoptic analysis systems in the Lorestan province. Research Quaertly of Applied Geographic Sciences, No. 21. pp. 91-110.
  13. Khoshhal Dastjerdi, J., H. Mosavi, and E. R. Kashaki, 2012, Synoptic analysis of Ilam dust storms (1987-2005). Geography and Environmental Planning, No. 2, pp. 15-34.
  14. Lashkari, H., and Gh. Kikhosravi, 2008, Statistical analysis of dust storm synoptic during the period 1993-2005. Geographic Research, No. 65, pp. 17-33.
  15. Lim. J. Y., and Y. Chun, 2006, The characteristics of Asian dust events in Northeast Asia during the springtime from 1993 to 2004. Global and Planetary Change, No. 52, pp. 231–247
  16. Liu. R., and M. A. Huza, 1995, Filtration and indoor air quality: A practical approach. Ashrae Journal, No. 37, pp. 18–23
  17. Meloni, D., A. Sarra, F. Monteleone, G. Pace, S. Piacentino, and D. M. Sferlazzo, 2008, Seasonal transport patterns of intense Saharan dust events at the Mediterranean island of Lampedusa. Atmospheric Research, No. 88, pp.134-148
  18. Merrifield, A., S. Schindeler, B. Jalaludin, and W. Smith, 2013, Health effects of the September 2009 dust storm in Sydney, Australia: did emergency department visits and hospital admissions increase?, Environmental Health 2013, http://www.ehjournal.net/content/12/1/32
  19. Miri, E., A. Pahloakravi, and E. Moghadamniya, 2009, Investigate the dust storm occurrence in the Sistan region after droughts periodic. Iranian journal of range and desert research, No. 3, pp. 329-342.

20. Mofidi, A., and S. Kamali, 2012, Analysis of dust storm structure in system plain using regional scale climate models RegCM4, 30 July 2001, first national conference of sciences, technology and sustainable development, 16-17 Jun 2012, pp.1-17.

21. Natsagdorj. L., D. Jugder, and Y. S. Chung, 2003, Analysis of Dust Storms Observed in Mongolia during 1937-1999. Atmospheric Environment, No. 37, pp. 1401-1411

22. Orlovsky. N. S., and A. Durdyev, 2005, Dust storms in Turkmenistan. Journal of Arid Environments, No. 60, pp. 83-97

23. Pey. J, X. Querol, A. Alastuey, F. forastiere, and M. Stafoggia, 2013, African dust outbreaks over the Mediterranean Basin during 2001–2011: PM concentrations, phenomenology and trends, and its relation with synoptic and mesoscale meteorology. Atmospheric Chemistry and Physics, No. 13, pp. 1395-1410

  1. Rasoli, E., B. Sariye Saraf, and G. Mohamadi, 2010, Analysis of dust climatic phenomena in west of country in the last 55 years using non-parametric statistical methods. Physical Geography Research Quaertly, No. 9, pp. 15-28.
  2. Shahsavani, E., M. Yarahamadi, N. Jafarzade Haghighi fard, A. Naeim Abadi, H. Mahmodiyan, H. Saki, M. H. Saulat, Z. Solaymani, and K. Nadafi, 2010, The effects of dust storms on health and the environment. Journal of North Khorasan University of Medical Sciences, No. 4, pp. 45-56.
  3. Shamsipor, E, A., and T. Safarzade, 2011, Satellite synoptic analysis of the dust phenomenon (dust of the July 2009). Physical Geography Research, No. 79, pp. 111-126.
  4. Shao, Y., and C. H. Dong, 2006, A review on East Asia dust storm climate, modeling and monitoring. Global and Planetary, No.52, pp.1-22
  5. Sun, J., L. Zhao, S. Zhao, and R. Zhang, 2006, An integrated dust storm prediction system suitable for east Asia and its simulation results. Global and Planetary, No. 52, pp. 71-87
  6. Tahmasebi Bairgni, E., G. Abdinejad, and B. Nosh Afarin, 2009, Survye of occurences of the dust storms and wind erosion in Khuzestan province and its coping strategies. Journal of Forest and Range, No. 81, pp. 21-25.
  7. Takemi. T., and N. Seino, 2005, Dust storms and cyclone tracks over the arid regions in East Asia in spring. Journal of Geophysical Research, No. 110, pp. 191.-211.
  8. Wang. W., and Z. Y. Fang, 2006, Numerical simulation and synoptic analysis of dust, emission and transport in East Asia. Global and Planetary Change, No. 52, pp. 57-70
  9. Weihong. Q and Shaoyinshi, 2001, Variations of the dust storm in China and its climatic control. Journal of climate, 15
  10. Youngsin. Ch., and Lim. J.Y., 2004, The recent characteristics of Asian dust and haze events in Seoul, Korea. Meteorology and Atmospheric Physics, No. 87, pp. 143-152.

Zolfaghari, H., Abedzadeh, H., 2010, Analysis of sysnoptic system of the dust in Iran,  Geography and development Ira

پژوهش های اقلیم شناسی
دوره 1393، شماره 19 - شماره پیاپی 19
سال پنجم / شماره نوزدهم و بیستم/ پاییز و زمستان 1393
مهر 1393
صفحه 67-80

فایل ها

هم رسانی

ارجاع به این مقاله

آمار