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
کلیدواژهها
عنوان مقاله [English]
نویسندگان [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]
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).
|
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.
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
Zolfaghari, H., Abedzadeh, H., 2010, Analysis of sysnoptic system of the dust in Iran, Geography and development Ira