مقدمه

یافتن قوانین حاکم بر هر سامانهي اقلیمی، امکـان تحلیـل و پـیشبینـی مطلـوب آن را فـراهم مـیآورد. درك مؤلفههاي اصلی و شناخت عوامل مؤثر در تشکیل و تکوین سامانههاي اقلیمی، توانـدمی مـا را در شـبیهسـازي فرآیندهاي دستگاه پیچیدهي اقلیم یاري کند و تحلیل و پیشبینی منطقهاي مناسب را میسـر نمایـد. یکـی از سریعترین راههاي شناخت رابطهي بین فرآیندهاي محیطی با گردشهاي جوي، اقلیم شناسیِ همدیـد اسـت. بارش مهمترین پدیده یا ویژگی محیط زیست است و تا کنون مطالعات فراوانی دربارهي عوامل ایجاد آن انجـام شده است. سالهاي پرباران یا بسیار خشک، هر دو در کیفیت محیط زندگی انسان نقش مؤثري دارنـد. در هـر مکانی بارش زمانی روي میدهد که هواي مرطوب و عامل صعود فراهم شود. هر دوي این شـرایط بـهوسـیله ي الگوهاي گردش اتمسفر فراهم میشوند (علیجانی، .(۲۰۳ :۱۳۸۵ کشـور ایـران بـه لحـاظ عـرض جغرافیـایی و قرارگیري در همسایگی پرفشار جنب حاره، علاوهبر دریافت کمِ بارش، رژیم بارندگی آن نوسـان زیـادي دارد و ویژگیهاي بارش از قانونمندي خاصی پیروي نمیکند. همچنین ایران در نقطهي انتقالی نسبت بـه الگوهـاي بزرگمقیاس گردش عمومی ورد سپهري قرار دارد و محل برهمکنش سامانههـاي بـرون حـاره، جنـب حـاره و حارهاي است (مفیدي و زرین، .(۱۱۴ :۱۳۸۴ شناخت دقیقتر ساز وکار و نحوهي عمل الگوي گـردش جـوي و

عناصر مؤثر در وقوع بارشهاي حدي، اهمیت بسیاري دارد، بهویژه آنکه این نوع بارش میتواند پدیـدهي سـیل و عواقب مصیبتبار آن را ایجاد کند. بنابراین لازم است با شناخت سازوکار تکوین، تقویت و قانونمندي حـاکم بر حرکت و گسترش سامانههاي اقلیمی بارش زا، از آثار مثبت آن سود جست و از نتایج زیانبار آن دوري کرده یا آن را به حداقل رساند. براي استفادهي بهتر از بارش یک منطقـه ، نخسـتین گـام شـناخت کـافی از شـرایط همدید و پویایی رخداد بارش در آن ناحیه است.

پهنهي جنوبی خزر، بهخصوص کرانههاي غربی آن، از نظر اقلیمی با سایر مناطق کشـور تفـاوت بسـیاري دارد. وجود دریاي خزر، توپوگرافی پیچیده و تأثیرپذیري این منطقه از الگوي گردش بزرگ مقیاس برون حـاره در طول سال، ویژگیهاي اقلیمی بسیار پیچیده و برجستهاي را در ایـن منطقـه فـراهم کـرده اسـت. اسـتقرار بزرگترین مرکز پرفشار ساکن نیمکـره ي شـمالیموسـوم، بـه پ رفشارسـیبري در مجـاورت منطقـه، همـراه بـا جابهجایی مداوم پشتهها و ناوههاي امواج غربی عرضهاي برونحاره، درکنار ویژگیهاي خاص محلی، تحلیل و پیشبینی وضعیت جوي و خصوصیتهاي اقلیمی منطقـهي خـزري را بسـیار مشـکل کـردهاسـت (مفیـدي و

همکاران، .(۱۳۱ :۱۳۸۶

در این میان، بیگمانبارش پرنمودترین عنصر اقلیمی و پدیدهي جوي منطقهي خزري اسـت کـه تمـایز بارزي را در مقایسه با سایر مناطق کشور و حتی خاورمیانه از خود نشان مـیدهـد و از توزیـع زمـانی و مکـانی پیچیدهاي برخوردار است. موقعیت جغرافیایی منحصربهفرد این منطقه، بهویژه قرارگیري آن بر نـبجا جنـوبی

شناسایی شرایط همدید بارشهاي حدي و فراگیر در کرانههاي….. ۱۰۳

دریاي خزر، بروز چنین پیچیـدگی را در الگـوي بـارش درپـی داشـته اسـتکـهوقـوع بـارشهـاي شـدید ، از
ویژگیهاي ذاتی اقلیم سواحل جنوبی دریاي خزر شمرده میشود مفیدي و همکاران،(.۳ :۱۳۸۷
در این راستا پژوهش هاي زیادي در داخل و خارج از کشور انجام پذیرفته است کـه درادامـه بـه بررسـی
برخی از آنها میپردازیم.

کیبل(۱۹۸۹)۱، به بررسی همدید رژیم بارندگی بیمودال در میدوست شمالی۲ پرداخته و توزیـع حـداکثر بارش را طی ماههاي ژوئن و سپتامبر مطالعه کرده است. وي براي شناسـایی حرکـات اتمسـفري کـه بارنـدگی ماههاي فوق را ایجاد میکنند، از نقشههاي همدیدي در تراز ۷۰۰ هکتوپاسکالی استفاده کرده و متوجـه شـده است که رژیم بارندگی در ناحیهي مورد نظر، به تکرار وقـوع تعـداد کمـی از رگبارهـاي شـدید بسـتگی دارد و افزایش یا کاهش بارندگی برخی از ماهها نیز با وقوع فراز و فرود و حالتهاي خـاص همدیـديرخ مـی دهـد و درنهایت اینکه ورود چرخندها در ایجاد بارشهاي منطقه، تأثیر به سزایی دارد.

یارنال۳ و فریکس( ۱۹۹۷) ۴ براي شناسایی سیستمهاي بهوجود آورندهي طغیانهاي رودخانهي ساسـکوانا واقع در جنوب شرقی ایالت پنسیلوانیا، آمار دبی روزانهي همهي سـی زیرحوضـهي آن را در دورهي ۱۹۷۸-۸۹ بررسی کردند. آنان بر اسـاس نقشـههـاي روزانـه ي هـواي در سـاعت دوازده يدورهمـورد مطالعـه، حوضـه ي رودخانهي ساسکوانا را نسبت به نُه الگوي عمومی سیکلونهاي منطقهي برونحاره تعیـین کردنـد (بـه نقـل از علیجانی، .(۲۱۱ :۱۳۸۵

یونکاسلویک و رادینوویک( ۲۰۰۰) ۵، به تحلیل آماري بارش ماهانه و بیشـینهي روزانـه در کشـور بلگـراد ، طی سالهاي ۱۸۸۸-۱۹۹۵ پرداختند و به این نتایج رسیدند که بین بارش بیشینهي روزانه و میانگین ماهانـه در بلگراد، ضریب همبستگی بالایی وجود دارد و هر دو با همدیگر بهصورت خطی افزایش مییابند و بیشـترین فراوانی بیشینهي بارش روزانه و همچنین رگبارها و توفانهاي تندري با توده هواي سرد،بـ هخصـوص جبهـه ي سرد تودههاي هوا در ارتباط است و این شرایط موقعی فراهم میشـود کـه چرخنـدي بـا موقعیـت مرکـزي در مدیترانهي شرقی مستقر شده باشد و البته در سراسر (برفراز) سواحل شمالغربی دریـاي سـیاه کشـیده شـده باشد.

چینگسن۶ و همکاران (۲۰۰۲) بارشهاي سنگین بعدازظهرهاي تایوان را طی فصل بهار مطالعـه کردنـد و آنها را در دو گروه طبقه بندي کردند: الف) بارشهایی که در زمان رخداد آنها، جریانهاي جوي جهـت جنـوبی

ــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــ

۱٫ Keables 2. Bimodal in Midwest 3. Yarnal 4. Frakes

۵٫ UnkasÏevic & Radinovic 6. Ching-Sen

۴۰۱ جغرافیا و پایداري محیط، شماره ۳، تابستان ۱۳۹۱

داشته و محور فراز بر روي شرق تایوان مستقر شـده؛ ب) بـارشهـاي سـنگینی کـه همزمـان بـا رخـداد آنهـا، جریانهاي جوي جهت جنوب غربی داشته و محور فراز روي جنوب تایوان واقع شده است.

رودري۱ و همکــاران (۲۰۰۴-۲۰۰۵) در مطالعــهي خــود بــه تعیــین الگوهــاي جــوي بــزرگمقیــاس و میانمقیاسی پرداختند که به بارشهاي سنگین در شمال غرب ایتالیا منجر میشدند. نتایج پژوهش آنها نشان میدهد که شکل جریانهاي بزرگمقیاس جوي در ارتباط با توپوگرافی منطقهاي، در ایجاد بارشهاي سـنگین محلی نقش مهمی بازي میکنند. آنها بارشهاي سنگین شمال غرب ایتالیا را با سه الگوي خاص از قرارگیـر ي جریانهاي جوي بر روي منطقه مرتبط دانستند. در الگوي اول دریاي مدیترانه، درالگوي دوم اقیانوس اطلس و در الگوي سوم خلیج جنوا منابع تأمین کنندهي رطوبت معرفی شدهاند.

فدریکو۲ و همکاران (۲۰۰۸) در مقالهي خود به بررسی الگوهـاي چـرخش جـوي وابسـته بـه بـارشهـاي سنگین روزانه در کالابریاي ایتالیاي جنوبی، طی سالهاي ۱۹۹۹ تا ۲۰۰۷ (یـک دوره ۸ سـاله) پرداختنـد. بـر اساس یک تحلیل خوشهاي که روي متغیرهاي جوي اعمال شد، یازده الگوي جوي بهدست آمد کـه پیوسـتگی روشنی بین هر یک از تیپهاي گردشی و الگوهاي بارشی براي هايبارش سـنگین روزانـه پدیـدار شـد و ایـن پیوستگی بهواسطهي کنش بین توپوگرافی منطقه، دوري و نزدیکی بـه دریـا و جریـانهـاي جـوي در مقیـاس سینوپتیک شرح داده شدند.

هوس۳ و همکاران((۲۰۰۸، در پژوهشی، شرایط همدیدي مرتبط با میزان بارندگیهاي شدید در یونـان را با استفاده از روش آماري چندمتغیره، شامل روش تحلیل عاملی و روش تحلیل خوشهاي بررسی کردنـد. نتـایج آنها نشاندهندهي رابطهي الگوهاي بارش سنگین با فعالیت چرخندي شدید روي ناحیه گریک در یونان است. آنهانُه ساختار گردشی مختلف را مشخص کردند که بهطور عمده به موقعیت و شـدت سـامانههـا ي همدیـدي هواي تراز بالا و سطح زمین برمیگردد.

کارلالیما۴ و همکاران (۲۰۰۹) به بررسـی رویـدادهاي بـارش سـنگین در تابسـتانهـاي گـرم و مرطـوبی پرداختند که در جنوب شرقی برزیل، سبب بروز سیل و خسارت میشود. آنها نشان دادنـد کـه ایـن رویـدادها بیشتر ناشی از دو نوع آشفتگی جوي هسـتند: جبهـهي سـرد (در حـدود ۵۳درصـد ) از رویـدادها و منطقـه ي همگرایی آتلانتیک جنوبی ۴۸) درصد) از رویدادهاي را دربرمیگیرد.

در داخل کشور نیز علیجانی((۱۳۶۰، بارشهاي روزانهي ایران را از نظـر عامـل بـهوجودآورنـده بررسـی و درنهایت ایران را از نظر سازوکارهاي تولید بارش ناحیهبندي کرد. نتایج ایشان حاکی از ایـن اسـت کـه عوامـل

ــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــ

۱٫ Rudari 2. Federico 3. Hossos 4. Carla Lima

شناسایی شرایط همدید بارشهاي حدي و فراگیر در کرانههاي….. ۱۰۵

مسئول در ایجاد بارش ایران بـا یکـی از پـنج عامـل صـعود(یـا همرفـت ۱ معمـولی)، همرفـت وزشـی، عامـل چرخندگی۲، صعود جبههاي (چرخندي) و صعود نـامعلوم در ارتبـاط اسـت. از نظـر توزیـع مکـانی، در سـاحل دریاي خزر همه عوامل صعود، بهخصوص همرفت وزشی، در شـمال غـرب کشـور عامـل همرفـت معمـولی، در نواحی مرکزي عامل چرخندي و در نـواحی جنـوبی ایـران عامـل چرخنـدگی نمـود چشـمگیرتري داشـتهانـد (علیجانی، .(۲۰۴-۲۰۷ :۱۳۸۵
حسینی (۱۳۷۳)، به بررسی سه نمونه از طغیانهاي حبلهرود در سال ۱۳۶۷ پرداخت. نتایج پـژوهش وي نشان داد که زبانههاي پرفشار شمال ایران، نقش زیادي در ایجـاد ناپایـداري سـطح زمـین داشـته و در برخـی مواقع نیز با قرارگیري در موقعیتهاي مخصوص، رطوبت را به داخل حوضه انتقال میدهد.

خوشحال (۱۳۷۶) و خوشحال و قائمی (۱۳۷۷) در بررسی خود به تحلیل و ارائهي مدلهاي سـینوپتیکی ـ کلیماتولوژي براي بارشهاي بیش از ۱۰۰ میلی متر در سواحل جنوبی دریاي خزر پرداختهاند. نتایج حاصـل از این بررسی نشان میدهد که برخلاف آنچه پیش از این تصور میشد،اولاًریزش این باران ها در اثـر فرارفـت سرد از سیبري به روي این دریا انجام نمیشود و دوم اینکه، مقدار ریزش باران در دامنههاي شـمالی البـرز بـا ارتفاع کاهش نیافته بلکه افزایش مییابد.

مقیمی ۱۳۷۸) )، با استفاده از آمار بارش و رطوبت نسبی ایستگاه هواشناسـی مهرآبـاد در یـک دوره سـی ساله (۱۳۳۹-۱۳۶۸) به تحلیل آماري رطوبت و بارش تهران پرداخت. وي در بررسی خود به این نتـایج دسـت یافت که ضریب همبستگی بارش و رطوبت نسبی تهران بر مبناي میانگین سالانه ضعیف است و مقدار حداکثر رطوبت تهران منطبق با دورهي سـرد و مرطـوب اسـت. همچنـین جریـان سـیبري، جریـان غربـی و چرخنـد مدیترانهاي، عامل کلی کاهش درجه حرارت هوا، افزایش میزان رطوبت و در نتیجه ایجاد بارش تهران است.

غیور و خسروي (۱۳۸۰) در پژوهشی به بررسی پدیدهي انسو روي نابهنجاري بـارش تابسـتانی و پـاییزي در منطقهي جنوب شرق ایران پرداختند. نتایج این مطالعه نشان داد که نابهنجاري الگوي ارتفاع ژئوپتانسیل و وزش بادهاي مداري و نصفالنهاري سطوح فوقانی جو که تعیینکنندهيهسـته ي سـرعت رودبادهـاي واقعـی است، طی فازهاي انسو دچار تغییرات مشهودي مـیشـود و نتیجـهي آن، تغییـر در مسـیر رودبادهـاي اصـلی تأثیرگذار بر اقلیم منطقه و تغییرپذیري مسیرهاي چرخندي، بهویـژه در فصـل پـاییزاسـتکـه نتیجـه يایـن فرآیندها در انتقال رطوبت از منابع اصلی تأمینکنندهي رطوبت و نابهنجاري بارش مشاهده میشود.

مرادي (۱۳۸۱) به بررسی و تحلیل همدید بارشهایی پرداخته که در ساحل جنوبی دریاي خـزر رخ داده است. نتایج این مطالعه نشان میدهد که رخداد بارشهاي شدید در شمال کشور در تراز ۵۰۰ هکتوپاسکال، بـا

ــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــ

۱٫ Convection 2. Vorticity

۶۰۱ جغرافیا و پایداري محیط، شماره ۳، تابستان ۱۳۹۱

حاکمیت پشته روي دریاي سیاه، شرق تا مرکز اروپا، شرق دریاي مدیترانه، و با حضور نـاوهي عمیـق در شـرق دریاي سیاه همراه است که امتداد محور آن بهسمت جنوب ـ جنوب غربی گسترش مییابد.

عزیزي و صمدي (۱۳۸۶)، به بررسی و تحلیل همدید سـیل ۲۸ مهرمـاه ۱۳۸۲ در اسـتانهـاي گـیلان و مازندران در نقشههاي مربوط به وضـع هـوا از سـطح زمـین تـا تـراز ۵۰۰ هکتوپاسـکال درهشـت روز متـوالی پرداختند. بررسیهاي انجام شده روي الگوي فوق نشان داد که وجود ناوه عمیق در شمال شرق اروپا و امتـد اد محور آن روي دریاي خزر، موجب فرارفت هواي سرد قطبی از عرضهاي شمال بر روي دریاي خزر شده اسـت و حضور واچرخندهاي مهاجر در غرب ناوه و چرخند جبههاي در شرق آن و در نتیجه هم جهت شـدن حرکـت واچرخندي با حرکت چرخندي جلوي نـاوه، باعـث تقویـت ایـن سـامانه شـده اسـت. از سـوي د یگـر، حرکـت نصفالنهاري قابل ملاحظهي جریانهاي سطوح میانی جو موجب تقویت تاوایی شده است.

حسینی (۱۳۸۸) براي بررسی شرایط همدید همراه با بارش در پهنـهي نیمـه ي پربـارش خـزري، از آمـار روزانهي بارش در پهنهي مورد نظر و دادههاي جـو بـالا از تـاریخ ۱۳۴۰/۱/۱تـا ۱۳۸۳/۱۰/۱۱ بهـره گرفتـه و پایگاه دادهاي بهابعاد ۱۵۹۹۲×۲۷۶ ایجاد کرده و با رویکرد محیطی به گردشی، از روش ادغـام وارد و فاصـله ي اقلیدوسی روي نقشههاي فشار تراز دریا و ضخامت جو استفاده کـرد. پـس از تحلیـل خوشـه ايکـه روي آنهـا انجام داد، چهار الگوي اصلی براي فشار تراز دریا و چهـار الگـوي اصـلی بـراي ضـخامت جـو تعیـین کـرد. وي همچنین به بررسی جبههها، رودبادها و نیز منابع تأمین کنندهي رطوبت و جهت ورود آنها به منطقـهي خـود، پرداخته است. با وجود همهي مطالعات انجام گرفته، هنوز در مورد ساختار منطقـهاي و محلـی گـردش جـو و الگوهاي همدید منجر به وقوع بارش در منطقه خزري، ابهامهاي قابل ملاحظهاي وجود دارد. از ایـن رو، هـدف عمده از انجام این پژوهش، شناسایی شرایط همدید همراه با بارشهاي حدي و فراگیر در کرانههاي غربی خزر و شناسایی منابع تأمینکنندهي رطوبت این بارشها با استفاده از رویکرد محیطی به گردشی است.

مواد و روشها

بهطور بنیادین، در هر مطالعهي همدید نیاز به دو پایگـاه داده ضـرورت مـییابـد ، یکـی پایگـاه دادهي رویـداد محیطی (سطحی) و دیگري پایگاه دادهي جوي که چگونگی جریانهاي جـوي را مشـخصمـیکنـد . بـر ایـن اساس، پایگاه دادههاي این پژوهش که رویکردي محیطی به گردشی (مسعودیان، ۹ :۱۳۸۵ و (۱۰ دارد (دلیـل استفاده از این روش آن است که تغییرات زمانی و مکانی بارش شدید است و این رویکرد بـه پژوهشـگر کمـک میکند تا تنها روي بارشهایی متمرکز شود که قصد مطالعهي آنها را دارد)، از دو گـروه متغیـرتشـکیلشـده است. ابتدا دادههاي بارش روزانهي ۳۳ ایستگاه همدید، اقلیمی و بارانسنجی کرانههـاي غربـی خـزر از تـاریخ

شناسایی شرایط همدید بارشهاي حدي و فراگیر در کرانههاي….. ۱۰۷

۱۳۴۰/۱/۱ تا ۱۳۸۳/۱۰/۱۱ تهیه و انتخاب شد که پایگاه دادهي رویداد محیطی محسوب میشوند (شـکل .(۱ دومین گروه از متغیرها مشتمل بر دادههاي ارتفاع ژئوپتانسیل (بر حسب ژئوپتانسیل متر)، مؤلفهي باد مـداري و مؤلفهي باد نصفالنهاري (برحسب متربرثانیه) ، نم ویژه (برحسب گرم بر کیلوگرم) و دمـا (برحسـب کلـوین) بود که در ترازهاي مختلف جو از آنها بهره گرفته شد. متغیرهاي گروه اول از سازمان هواشناسی کشور و گـروه دوم متغیرها از تارنماي مربوطه۱ بهصورت دیدهبـانیهـاي شـش سـاعته ۰۰:۰۰)، ۰۶:۰۰، ۱۲:۰۰ و ۱۸:۰۰بـه وقت گرینویچ) دریافت شد. با توجه به پایگاه دادهي رویداد محیطی، بارش روزانهي کرانههـاي غربـی خـزر در ۱۵۹۹۲ روز با بهرهگیري از روش کریجینگ، میانیابی شد. در هر مطالعه اقلیمی، میانیابی یکـی از گـامهـاي اصلی پژوهش است که به یاري آنمـیتـوان، شـناختی را کـه از راه انـدازهگیـري عناصـر اقلیمـی روي نقـاط (ایستگاههاي دیدهبانی هوا) بهدست آمده است، به پهنههاي بزرگتر گسترش داد، تا افزونبر کشف رفتار اقلـیم در قلمرو مکان، مرز نواحی اقلیمی (مانند تعیین مرز نواحی بارشی۲ یا در تهیهينقشـه هـاي همبـارش (۳ بهتـر آشکار شود (مسعودیان و کاویانی، .(۱۳۵- ۱۳۷ :۱۳۸۷ بدین منظور، بههنگام میانیابی بارش هـر روز، پهنـه ي مورد مطالعه به ۴۸ یاخته به اندازهي ۱۴×۱۴ کیلومتر تبدیل شـد کـه حاصـل آنتشـکیل، آرایـه اي از پایگـاه دادهي بارش روزانهي کرانههاي غربی خزر بهابعـاد ۱۵۹۹۲×۴۸ بـود. سـپس بـراي هـر روز، بیشـینه و درصـد پهنهي زیر بارش محاسبه و در انتها پایگاه دادهي مزبور بر حسب شدیدترین و فراگیرترین بارشها از بزرگ بـه کوچک مرتب شد. براي بررسی بارشهاي حدي و فراگیر کرانههاي غربی خزر، از میان شاخصهایی کـهاغلـب پژوهشگران آن را براي تعیین بارشهـاي حـدي مـورد اسـتفاده قـرار دادهانـد،از شـاخص پایـه ي صـدك کـه هماکنون رایجترین روش محاسبه و تعیین بارشهاي حدي بهشمار مـیرود (مفیـدي و همکـاران، ۱۳۳ :۱۳۸۶ و(۱۳۴، استفاده شد. بر این اساس، از تعداد کل روزهاي بارشی در کرانههاي غربی خزر، روزهاي برابر یـا بـالاتر از صدك ۹۹ام، بهمنزلهي روزهاي داراي بارش حدي در نظـر گرفتـه شـدند. بـدین ترتیـب روزهـاي نمونـه ي انتخاب شده، روزهایی بودند که بیشینهي بارش آنها برابر یا بیش از ۹۶/۲۸ میلیمتر بود. بهگفتهي دیگر، ۱۰۹ روز از بارشهاي پایگاه دادهي مورد بحث که برحسب شدیدترین و فراگیرتـرین بـارشهـا مرتـب شـده بودنـد ، بهعنوان نمونهي مورد مطالعه در این پژوهش انتخاب شدند. سپس با استفاده از رویکرد محیطـی بـه گردشـی، روي نقشههاي ضخامت جو ترازهاي ۱۰۰۰-۵۰۰ هکتوپاسکال، تحلیل خوشهاي پایگانی انباشتی بهروش ادغام “وارد”۴ انجام پذیرفت و براي هر الگوي شناسایی شده، یک روز بـهعنـوان نماینـده بـا بهـرهگیـري از ضـریب همبستگی با آستانهي ۹۵ درصد تعیینشـ د. در هـر روز، نقشـههـاي ضـخ امت جـو در ترازهـاي ۱۰۰۰-۵۰۰

ــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــــ

۱٫ www.cdc.noaa.gov 2. Precipitation Regions 3. Isohyets Maps 4. Ward

۸۰۱ جغرافیا و پایداري محیط، شماره ۳، تابستان ۱۳۹۱

هکتوپاسکال، فشار تراز دریا، توابع جبههزایی و تابع شـار همگرایـی رطوبـت بـراي ترازهـاي ۵۰۰، ۶۰۰، ۷۰۰، ۸۵۰، ۹۲۵ و ۱۰۰۰ هکتوپاسکال ترسیم و تحلیل شدند.

شکل .۱ موقعیت ۳۳ ایستگاه همدید، اقلیمی و بارانسنجی در کرانههاي غربی خزر

یافته هاي پژوهش

تحلیل الگوهاي ضخامت جو ترازهاي ۱۰۰۰-۵۰۰ هکتوپاسکال

یکی از نقشههایی که در اقلیمشناسی همدید استفاده میشـود، هـاينقشـه ضـخامت اسـت. در ایـن نقشـه هـا ضخامت اتمسفر ـ که بهطور معمول بین ترازهاي ۵۰۰ تا ۱۰۰۰ هکتوپاسکال است ـ نشان داده شـودمی . ایـن ضخامت را ضخامت تمام اتمسفر تلقی میکنند (علیجانی، .(۵۳ :۱۳۸۵

روي نقشههاي ضخامت، توده هواهاي سرد و گرم تشخیص داده میشود. ضخامت زیاد نشانگر توده هواي گرم و ضخامت کم، توده هواي سرد را مشخص میکند. همچنـین در ایـن نقشـههـا مـی تـوان منـاطق جبهـه (ناپیوستگی) را که محل برخورد دو توده هواي سرد و گرم است و سبب حرکات صعودي میشود را نشـان داد. نقشههاي ضخامت همچنین یک نکته دیگر را روشن میکنند و آن باد گرمایی اسـت کـه بـه مـوازات خطـوط ضخامت میوزند. هرچه خطوط ضخامت فشردهتر باشند، باد گرمایی سریعتر وزدمی. پـس عـلاوه بـر شناسـایی مناطق فعال جوي، مسیر آنها را نیز میتوان مشخص کرد. همچنین از روي نقشههاي ضـخامت مـیتـوان نـوع بارش، محل جبهه و بسیاري پدیدههاي دیگر را شناسایی کـرد . الگوهـاي ضـخامت جـو را بـه چنـد خوشـه ي مختلف تقسیم کرده (دو خوشه، سه خوشه، چهار خوشه و پنج خوشه) و پس از ترسیم نقشـههـاي هـر الگـو و تطبیق آنها با یکدیگر به این نتیجه رسیدیم که در این نوع بارشها سه الگوي ضخامت حاکم بوده است.

در ادامه به بررسی الگوهاي ضخامت جو حاصله پرداخته میشود (شکل .(۲

شناسایی شرایط همدید بارشهاي حدي و فراگیر در کرانههاي….. ۱۰۹

شکل .۲ دارنماي ضخامت جو در ترازهاي ۱۰۰۰ تا ۵۰۰ هکتوپاسکال در کرانههاي غربی خزر

الگوي شمارهي ۱

در این الگوي ضخامت جو، فرودي عمیق در عرضهاي بالا با محور شمالی ـ جنوبی مشاهده مـیشـود کـه تـا شرق دریاي خزر امتداد یافته است. این فرود بیانگر ریزش هواي سـرد از عـرض ۷۵ درجـه ي شـمالی (دریـاي بارنتس) بهسوي غرب خزر است. از سوي جنوب خلیج فارس نیز توده هواي گرم به داخل ایران پیشروي کـرده است. در مرز این دو توده هواي سرد و گرم که نوار شمالی ایران را شامل میشود، شرایط ناپیوستگی شـدیدي ایجاد شده است؛ بهطوري که در این نواحی میتوان انتظار تشکیل جبهه و ایجاد حرکات عمودي در دو طـرف آن را داشت. با توجه به آرایش خطوط ضخامت، سرآغاز توده هواي گرم نفوذي بـه ایـران، از سـمت عربسـتان (جنوب خلیج فارس) بوده و نواحی جنوبی ایران داراي ضخامت زیادي نسبت به نواحی شمال است. با توجه به استقرار نیمهي شرق فرود روي نوار شمالی کشور، بـه ویـژه کرانـههـاي غربـی و غـرب خـزر، ایـن پهنـه محـل ناپیوستگی و ایجاد جبهه است. ضخامت بیش از ۵۲۰۰ متر جو نیز، میتواند زمینـه را بـراي رخـداد بـارش در این قلمرو ایجاد کند (شکل .(۳

۸۰ ۷۰ ۶۰ ۵۰ ۴۰ ۳۰ ۲۰ ۱۰

۰ ۰ ۱۰ ۲۰ ۳۰ ۴۰ ۵۰ ۶۰ ۷۰ ۸۰ ۹۰ ۱۰۰ ۱۱۰ ۱۲۰

شکل .۳ الگوي شمارهي ۱ ضخامت جو برحسب متر

۰۱۱ جغرافیا و پایداري محیط، شماره ۳، تابستان ۱۳۹۱

الگوي شمارهي ۲

در این الگو، استقرار فرودي بهنسبت عمیقی روي شمال خزر تشخیص داده میشـود کـه از شـمال روسـیه تـا شمال شرق دریاي سیاه با محور شمال شرقی ـ جنوب غربی گسترده شده است. دریاي خزر در نیمهي شـرقی این فرود (جلوي فرود) قرار گرفته است و شکل فرود بهصورت فرود حرارتی همرسـنده (علیجـانی، (۵۶ :۱۳۸۵ است. این بدان معناست که در سطوح بـالا همگرایـی وجـود دارد. بـر اسـاس الگـوي مزبـور در جنـوب ایـران ، ضخامت جو نسبت به شمال، بهسبب نفوذ توده هواي گرم از عرضهاي پایین به داخل کشور زیـادتر اسـت. در عین حال، از شمال خزر تا کرانههاي غربی آن ضخامت جو کاهش یافته و ناپیوستگی بهوجود آمده اسـت. ایـن منطقه محل برخورد توده هواي مذکور با توده هواي سردي است که از عرضهاي بالا (شمال روسیه) پیشـروي کرده و سبب شیو شدید دما و تشکیل جبهه در این پهنه شده است. در این الگو نیـز هماننـد الگـوي قبـل بـا توجه به میزان ضخامت جو که ۵۶۰۰ متر است، انتظار رخداد بارش وجود دارد (شکل .(۴