گیری (decision tree) از سال ۱۹۷۵ با عرضه الگوی از سوی دوراک برای دیو بادهای مناطق حاره ای آغاز شد. بلویل وجانسون (۱۹۸۲) از این روش برای پیش‌بینی بارش برف و ویژگی‌های طیفی آن استفاده کردند. پیش‌بینی بادهای فروشیب نیز به کمک این روش در ۱۹۸۶ از سوی براون مطرح شده است.
( اینجا فقط تکه ای از متن فایل پایان نامه درج شده است. برای خرید متن کامل پایان نامه با فرمت ورد می توانید به سایت feko.ir مراجعه نمایید و کلمه کلیدی مورد نظرتان را جستجو نمایید. )
در این تحقیق بر آنیم که با بهره گرفتن از شاخص‌های تجربی ناپایداری بارش‌های همرفتی منطقه آذربایجان را شناسایی به پیش‌بینی آن‌ها اقدام نموده البته بکار گیری این شاخص‌ها به‌تنهایی به‌عنوان تنها پارامترهای پیش‌بینی اشتباه بوده و لازم است که همه این شاخص‌ها در ترکیب با هم و در کنار روش‌های سینوپتیکی پیش‌بینی و نیز با بهره گرفتن از سایر پارامترهای جوی مانند الگوهای فشار و باد در سطوح مختلف، نوع و مقدار ابرناکی، میزان رطوبت، سرعت حرکت توده‌های هوا و تصاویر ماهواره و غیره مورد استفاده قرار گیرد و با صدور پیش‌بینی‌های به‌موقع در سطح منطقه و کشور و ارائه این پیش‌بینی‌ها به مراکز هدف و همچنین مردم عادی، بتوان از خسارت‌های جانی و مالی احتمالی ناشی از این مخاطرات جوی کمترین خسارات بر پیکره مردم و جامعه وارد شود. منطقه آذربایجان از مناطقی به شمار می آید که در فصول گرم سال زمانی که زمین‌ها گرم می‌باشند صعود همرفتی وجود دارد که بارش‌های همرفتی ایجاد می‌شود که در پی وقوع این بارش‌ها مخاطرات جوی همچون سیل، تگرگ، توفان رعدوبرق و غیره ایجاد می‌شود درواقع می‌توان گفت که این ناحیه دارای مخاطرات جوی دائمی است. البته در ماه‌های گرم سال صدور پیش‌بینی از نوع شاخص‌های ناپایداری بهترین گزینه برای پیش‌بینی شرایط جوی خصوصاً بارش‌های همرفتی است؛ که با صدور پیش‌بینی شرایط جوی با شاخص‌های ناپایداری و با صدور پیش‌آگاهی و اعلام آن به مردم از خسارات احتمالی مخاطرات به وقوع پیوسته کمترین آسیبی وارد شود.
کلیات منطقه:
تصویر (۱-۱) منطقه مورد مطالعه آذربایجان
محدوده مطالعاتی منطقه آذربایجان منطبق بر مرزهای جغرافیایی ۲ استان شامل آذربایجان غربی و شرقی که در شمال غرب ایران واقع شده است و ازنظر موقعیت جغرافیایی بین ۳۵ درجه و ۵۸ دقیقه تا ۳۹ درجه و ۴۷ دقیقه عرض شمالی (از خط استوا) و ۴۴ درجه و ۳ دقیقه تا ۴۸ درجه و ۲۰ دقیقه طول شرقی از نصف‌النهار گرینویچ قرار گرفته است. آب و هوای آذربایجان به‌طور کلی سرد و خشک است ولی به علت تنوع توپوگرافیکی از اقلیم‌های متفاوتی برخوردار است. توده‌های هوایی متفاوتی در فصول مختلف وارد آذربایجان می شوند که از آن میان، آب و هوای آذربایجان بیشتر تحت تأثیر توده‌های هوای غربی است. این توده‌ها از اقیانوس اطلس و دریای مدیترانه وارد منطقه آذربایجان می شوند و منشأ رطوبت و بارش در فصول پاییز، زمستان و بهار می شوند. البته توده‌های هوای سرد قاره‌ای سیبری و قطبی و توده‌هوای سرد مرطوب شمال اروپا نیز با ورود به آذربایجان باعث کاهش دما و بارش می شوند. این منطقه همواره تحت تأثیر بادهای سرد شمالی و سیبری و بادهای مرطوب دریای سیاه و مدیترانه و اقیانوس اطلس قرارگرفته است به علاوه، بادهای محلی نیز تحت تأثیر شرایط طبیعی از سوی کوهستان‌های بلند و دریاچه‌های ارومیه و خزر به سوی دشت‌ها و جلگه‌ها می‌وزند. نقش کوه‌ها در نزولات جوی منطقه آذربایجان دارای اهمیت بسزایی است. سلسله جبال طویل و مرتفع پیرامون آن چون دیواری در جهت شمال و جنوب و جنوب شرقی امتداد یافته است. گرچه این کوه‌ها مانع نفوذ کلیه ابرهای بارانزای حوزه اقیانوس اطلس و مدیترانه به ایران و عمدتاً به آذربایجان می‌شوند، ولی در عوض منبع سرشاری از نزولات جوی را به صورت برف ذخیره می‌کند که باعث به وجود آمدن رودهای پرآب و فراوانی می‌گردد. محصور بودن منطقه آذربایجان با دیواره مذکور سبب شده است که دریاچه ارومیه به عنوان یکی از شش حوزه آبریز مهم کشور به حساب آید. آذربایجان یک منطقه سردسیر و کوهستانی است و از لحاظ تقسیم‌بندی‌های اقلیمی جزو مناطق معتدل کوهستانی تا نیمه خشک به حساب می‌آید و میانگین بارندگی سالیانه ۲۵۰ الی ۴۰۰ میلی‌متر است.
فصل دوم
پیشینه:
در رابطه با نمایه‌های ناپایداری جوی و آب قابل بارش می‌توان به پژوهش‌های ذیل اشاره کرد سجادی (۱۳۸۴، ص ۶۰) به کمک نقشه های SKEW-T و کمیت نسبت اختلاط ® مقدار آب قابل بارش ابر در غرب کشور را در یک دوره ۱۵ ساله به دست آورند و از آن به‌عنوان یکی از فاکتورهای کمکی جهت بارور سازی ابرهای منطقه و تعیین آستانه بارور سازی ابر استفاده کرده و به تحلیل ترمودینامیکی سیل‌های منطقه پرداخت. سیزو اسکات (۱۹۹۳، ص ۹۹۸) آب قابل بارش و پتانسیل شناوری در ۵۰۰ میلی باری به‌عنوان فاکتورهای مناسب در تصمیم به بارور سازی ابرها کردند.
کاستا و همکاران (۲۰۰۱، ص ۸۰) شاخص‌های ناپایداری را برای تورنادو ها، توفان‌های تگرگ زا و باران‌های شدید در شمال ایتالیا محاسبه کردند. مانکم (۲۰۰۲، ص ۱۳۵) رابطه بین CAPE[4] و بارش در مرکز غرب آفریقا را در تابستان ۱۹۸۵ بررسی کرد و به این نتیجه رسید که مقدار CAPE و بارش در اطراف منطقه همگرایی (ITCZ[5]) از همبستگی بالایی برخوردار است و مخصوصاً در شمال استوا تحت تأثیر ویژگی‌های جغرافیایی منطقه است. سجادی (۱۳۸۵، ص ۹۶) در یک دوره ۴ ساله به تحلیل ترمودینامیکی سیل‌های تبریز پرداخته و نتایج به دست آمده را با خروجی اطلاعات سنجنده مادیس مقایسه کرد. کری (۱۹۹۴، ص ۵۰۰) به این نتیجه رسید که در مورد خصوصیات بارش‌های همرفتی، ویژگی‌های جغرافیایی منطقه باعث به وجود آمدن ساختار دینامیکی قائم با مقادیر CAPE بالا می‌شود. مانزاتو و مورگان (۲۰۰۴، ص ۴۵۰) طی یک دوره هفت ساله توفان‌های تندری منطقه‌ای در ونیز ایتالیا را مورد بررسی قرار دادن دو هدف، یافتن بهترین شاخص‌ها برای پیش‌بینی وقوع و شدت توفان‌های تندری بود که در آن شاخص‌های مانند سرعت بالا رو و آب قابل بارش و CAPE برای پیش‌بینی توفان تند ری و LFC[6](تراز همرفت میعان آزاد) و KI [۷]در پیش‌بینی شدت توفان تندری مناسب دیده شد. نمودارهای ترمودینامیکی جو در نقش ابزارهای کمکی در کارهای عملی و روزانه هوا شناسان برای محاسبه کمیت‌های مختلف که رادیوسوند نمی‌تواند آن‌ها را اندازه گیری کند بکار می‌روند.
سیمونوف و گئورگیف (۲۰۰۱) توفنده‌های روی داده طی سال‌های ۱۹۰۴-۱۹۸۹ در جنوب رودوپس در شرق مدیترانه را به‌طور موردی مورد بررسی قرار دادند. آن‌ها در کنار مطالعات همدیدی و بررسی عوامل مختلف در تشکیل این گونه توفان‌ها چندین شاخص ناپایداری را نیز محاسبه نمودند. همان طور که در خصوص این گونه توفان‌ها انتظار می رود، برای انرژی پتانسیل در دسترس همرفتی CAPE و سرعت بالا رو، مقادیر بزرگی را به دست آوردند. همچنین سیمونوف و کئورگیوف (۲۰۰۳) روی توفان‌های شدید باد، تگرگ روی داده در صوفیه بغارستان طی سال‌های (۱۹۹۷-۲۰۰۱) به عمل آمده، شاخص‌های ناپایداری برای این توفان‌ها محاسبه شده است نتایج به دست آمده، مقادیر بسیار زیاد شاخص‌های ناپایداری جو را نشان می‌دهد که برای مثال در مورد انرژی پتانسیل در دسترس همرفتی مقدار ۳۷۸۵ ژول بر کیلوگرم، سرعت بالا رو ۹/۲۱ متر بر ثانیه و آب قابل بارش ۹/۱۲ میلی متر به دست آمده است. کراس و سانتوز، (۲۰۰۴) عملیات بارور سازی ابر را به‌منظور سبک کردن تگرگ در آلبرتا کانادا عملی ساختند. این عملیات در تابستان‌های ۲۰۰۱ و ۲۰۰۲ روی توفان‌های تگرگ زا که در مجموع ۸۲ روز بوده‌اند، صورت گرفته است. چندین شاخص ناپایداری برای روزهایی که تگرگ گزارش‌شده است، محاسبه و میانگین آن‌ها تعیین شده است. مقدار میانگین آب قابل بارش برابر ۸/۱۸ میلی متر، شاخص شولتر ۳/۱- درجه سانتی‌گراد، شاخص بالا روی ۳- درجه سانتی‌گراد و انرژی پتانسیل در دسترس برابر با ۷۸۱ ژول بر کیلوگرم به دست آمده است. یکی از زمینه‌های هواشناسی پیش‌بینی بارش‌های همرفتی در اثر ناپایداری است. توفان‌های تندری ممکن است در کمتر از ۲۰ دقیقه شکل بگیرند و اثرات مخربی را به همراه داشته باشند. این‌گونه توفان‌ها ممکن است با تگرگ‌های بزرگ باران‌های سنگین، آذرخش‌های مرگبار، بادها و یا توفندهای مخرب همراه باشند بارش را بر اساس عوامل صعود می‌توان به چند دسته تقسیم کرد: بارش‌های جبهه ای، بارش‌های سیکلونی، بارش‌های همرفتی و بارش‌های کوهستانی (علیجانی،۱۳۸۲-۲۳۹). بارش‌های همرفتی در مقیاس های محلی، در نتیجه ناپایداری اتفاق می‌افتد و اگر این همرفت ها بر اثر گرما ایجاد شوند، آن‌ها را همرفت حرارتی و باران‌های واقع شده به این شیوه را رگبارهای گرمایی می نامند. (علیجانی،۱۳۸۲-۲۴۴). برای مطالعه و پیش‌بینی این بارش‌ها از شاخص‌های ناپایداری استفاده می‌شود. این شاخص‌ها روابطی هستند که به کمک آن‌ها می‌توان ناپایداری همرفتی منطقه‌های مختلف جو را بررسی کرد. شاخص‌های ناپایداری در پیش‌بینی فعالیت‌های همرفتی به کار می‌روند و بیشتر به کمک نمودارهای ترمودینامیک و داده‌های رادیو سوند محاسبه می‌شوند (حسینی ورضائیان,۱۳۸۵). کوترونی و همکاران (۱۹۹۸) بارش رگباری یازدهم و دوازدهم ژانویه ۱۹۹۷ را که برای یونان و در ارتباط با جبهه سرد رخ داده بود را با بهره گرفتن از مدل WRF[8] مطالعه کردند؛ و از تحلیل این مدل نتیجه گرفتند که با ظهور همرفت‌های عمیق، سه عامل مؤثر است: ناپایداری، منبع رطوبت و تاوایی قائم بالا رو که قبل از ورود جبهه قطبی در محل موجودند: (ای لانا، ۲۰۰۷) درباره بارش‌های سنگین نواحی مدیترانه و بالیاریک ایسلند مطالعه کرده و برای پیش برد مطالعات خود، ساز و کار پویای الگوهای جوی را در این ناحیه خوشه بندی کرده است تروپوکی کاتو (۲۰۰۴) بارش‌های ناحیه نیاگاتا فوی کوشیما را در روزهای سیزدهم و هجدهم جولای ۲۰۰۴ بررسی کرده و نتیجه گرفته که عامل اصلی این بارش‌ها تشدید ناپایداری همرفتی ناشی از هوای مرطوب سطح پایین و هوای خشک سطح بالا بوده است. دونگ کیولی و همکاران (۲۰۰۹) بارش‌های سنگین هجده روزه، از سوم جولای تا هفدهم اوت ۱۹۸۸ جنوبی را با بهره گرفتن از روشی گسترشی با مقیاس همدیدی مطالعه کردند و به این نتیجه رسیدند که مهم‌ترین علت بارش‌ها استقرار جبهه‌های موسمی بوده که به مدت بیست روز بر روی مرکز چین و شبه‌جزیره کره حاکم بوده است. سال‌هاست که درباره برخی پدیده‌های ناپایداری جوی برای بارش‌های سنگین مطالعه می‌شود: ولی برخی پژوهشگران همچون (هنری نورم،۱۹۹۹- کورالتو ۲۰۰۷ و کامول پروماساخا ۲۰۰۸)، شناسایی ناپایداری‌های جوی را برای برخی پدیده‌های جوی نظیر رگبارها، توفان‌های تند ری و تورنادو ها را ضروری می دانند. روبرتو بویزا (۱۹۹۶) با بهره گرفتن از ناپایداری خطی، نقش پویایی جو کژفشار را در ارزیابی سامانه مانع در طول تابستان ۱۹۹۰ مطالعه کرد ایشان نشان دادند که ناپایداری کژ فشاری را امواج سیاره ای به وجود می آورد. الیسا (۱۹۹۷) همرفت‌های محیطی واقع در مایورکای اسپانیا را مطالعه و آن‌ها را در پنج گروه تگرگ، بارش‌های سنگین، توفان، توفان همراه با بارش و تورنادو تقسیم بندی کرد. مارینکی و همکاران (۱۹۹۷) نیز با مطالعه درباره شاخص‌های ناپایداری برای پیش‌بینی‌های آب و هوایی، جهت تعیین این شاخص‌ها آستانه ای را به دست آوردند و آن‌ها را معرفی نمودند. زولینا وهمکاران (۲۰۰۴) ارزیابی مقایسه ای از بارش‌های شدید بر روی اروپا انجام دادند و بیان کردند که وقوع بارش‌های شدید در زمستان در اروپا دارای الگوهای مشابهی هستند، ولی در تابستان علائم بارش‌های شدید روند متفاوتی دارند. باناکوس و همکاران (۲۰۰۵), در مطالعه استفاده از همگرایی جریان رطوبت برای پیش‌بینی و پیش یابی بارش‌های همرفتی نتیجه گرفتند که اگرچه تأثیر لایه های مرزی در ایجاد همرفت عمیق رطوبت توسط عوامل زیادی همچون عمق چرخش قائم و حضور انرژی پتانسیل قابل دسترس همرفتی (CAPE) و انرژی مانع همرفتی (CIN[9]) متأثر می‌شوند، اما جت های سطوح بالایی و پایینی تروپوسفر، جبهه زایی و برخی مکانیسم‌های واداشتی، ممکن است همگرایی افقی توده‌هوا را در بالای سطح زمین موجب شوند که این امر قادر است صعود همرفتی بسته‌های هوا را تأمین کند. داولیو و همکاران (۲۰۰۷), یک نمونه از رخداد بارش‌های همرفتی شدید را بادقت بالا شبیه سازی کردند. نتایج نشان داد که انرژی قابل دسترس در بعد از ظهر فراهم می‌شود. این رخداد در تاریخ ۸ و ۹ سپتامبر ۲۰۰۲ در جنوب شرق فرانسه منجر به سیل ناگهانی و شدید شده است. شاکینا و همکاران (۲۰۰۸)، در تحقیقی اهمیت آگاهی از دینامیک فاکتورهای ایجاد بارش‌های همرفتی را مورد مطالعه قرار دادند. چینگسن چن و همکاران (۲۰۰۹), رخداد بارش سنگین در جنوب غرب تایوان را در تاریخ ۹ ژوئن ۲۰۰۳ مورد بررسی قرار دادند و کم فشارهای شکل گرفته در شرق فلات تبت و تقویت آن‌ها در تنگه تایوان و همچنین ناپایداری محلی را عامل شکل گیری این بارش معرفی کردند. ترنتمن و همکاران (۲۰۰۹), چند مدل شبیه سازی بارش‌های همرفتی را در جنگل های جنوب غرب آلمان مورد بررسی قرار دادند. نتایج نشان داد که حداکثر انرژی همرفتی در دسترس برای این بارش‌ها در اوایل بعد از ظهر رخ می‌دهد. علیجانی (۱۳۷۲) در بررسی مکانیسم‌های صعود بارندگی‌های ایران، نقش عامل همرفت معمولی را در بارش‌های شمال غرب بیشتر از سایر عوامل می داند. موسوی و اشرف (۱۳۸۹)، به بررسی و مطالعه نمایه قائم هوای منجر به بارندگی‌های مخرب تابستانه در مشهد پرداختند. در این تحقیق گسترش سامانه پرفشار سیبری طی فصل گرم سال، همزمان با همرفت هوای گرم و مرطوب جنوبی را باعث ایجاد ناپایداری شدید هوا به‌طور غیر منتظره بیان می کنند. بابائیان و همکاران (۱۳۹۰)، در بررسی توانمندی مدل اقلیمی PRAC4 در شبیه سازی بارش‌های منطقه ای ایران بیان کردند که توانمندی این مدل در شبیه سازی بارش‌های همرفتی ناحیه ای ضعیف است. قویدل (۱۳۹۰)، دلیل اصلی وقوع توفان تندری (بارش ۵/۱۷ میلی متری و بارش تگرگ) ۵ اردیبهشت ۱۳۸۹ تبریز را ناپایداری محلی هوا و همرفت دامنه ای نمی داند، بلکه بیان می‌کند که وقوع ناپایداری شدید و توفان تندری مذکور به دلیل ورود جبهه هوای سرد و عوامل سینوپتیک رخ داده است. جوانمرد و همکاران (۱۳۹۰)، در بررسی توزیع زمانی و مکانی مقدار بارش‌های همرفتی و پوششی بر روی ایران با بهره گرفتن از تکنیک های ماهواره ای، نشان دادند که این دو نوع بارش، در فصل های زمستان و پاییز دارای مقادیر کمی نسبتاً مشابه ای هستند. در حالی که در فصل های بهار و مخصوصاً تابستان نسبت به هم تغییر پیدا کرده و بارش‌های همرفتی عمده بارش‌های سطح زمین را تأمین می کنند. بر اساس مطالعات صورت گرفته، بارش در شمال غرب کشور طی زمان و مکان‌های مختلف به وسیله فرایند های متفاوتی شکل می‌گیرد که قسمتی از بارش‌های صورت گرفته تحت تأثیرسامانه های همرفتی ریزش می کنند. با توجه به اینکه این بارش‌ها معمولاً در فصل بهار و فصل رویش محصولات کشاورزی رخ می‌دهند، همچنین در بسیاری از مواقع این بارش‌ها از شدت زیادی برخوردار می‌باشند، سهم این بارش‌ها در منطقه و شناخت فرآیندهای شکل دهنده آن‌ها تا حدی ضروری به نظر می رسد. از طرف دیگر شناسایی سهم بارش‌های همرفتی در تحقیقات صورت گرفته از تفاضل سهم سایر عوامل صعود محاسبه شده است و کمتر به شاخص‌های ناپایداری و همرفتی توجه شده است. از این رو در این تحقیق سعی بر این است که در ابتدا تحلیلی آماری از این بارش‌ها صورت بگیرد و در ادامه با استفاده شاخص‌های ناپایداری سهم بارش‌های همرفتی مشخص گردد. یافته های حاصل از این تحقیق می‌تواند در مدل سازی بارش، برآورد و پیش‌بینی بارش، برنامه ریزی و مدیریت منابع آبی، برنامه ریزی در بخش کشاورزی، مدیریت مخاطرات طبیعی و کنترل و چگونگی بهره برداری از این بارش‌ها مورد استفاده قرارگیرد. سامانه‌های همرفتی شدید، اندازه های متفاوتی دارند. کرانۀ پایین ابعاد افقی آن‌ها که سلول‌های همرفتی منفردی می‌باشند، ۵ تا ۱۰ کیلومتر طول دارد و کرانۀ بالای ابعاد افقی آن‌ها دارای مقیاسی در حدود پهنۀ جبهه‌های همدیدی است. بین این کرانه ها، سامانه‌های همرفتی میان مقیاس قرار دارند. شایان ذکر است که در بادهای همراه با سامانه‌های مذکور، تغییر ناگهانی بیش از ۸ متر بر ثانیه در مدت ۱ دقیقه، نسبت به باد میانگین، گزارش شده است (کاتن وانتیس، ۱۹۸۹). ویتمن (۲۰۰۳) بیان می‌کند که در رویکرد سینوپتیکی، پدیده‌های اقلیمی کوهستانی به‌ویژه توفان‌های رعد برقی، تگرگ، بارش‌های سنگین و دیگر پدیده‌های نواحی مرتفع مطرح شده است. مطالعه ای در امریکا نشان می‌دهد که صاعقه های ناشی از توفان‌های تندری مهم‌ترین عامل طبیعی آتش سوزی های جنگل ها و مراتع امریکا است مطالعه یاد شده با توجه به خصوصیات توزیع زمانی و مکانی آذرخش‌های ایالات متحده امریکا ازنظر خطر آتش سوزی جنگل ها و مراتع انجام گرفته است (گشوئوف وهمکاران،۲۰۰۳). استرلینگ (۱۹۸۹) در تحقیق خود بر اساس منشأ مورفولوژی و میزان بارشی که هر سامانه ی تندری می‌تواند تولید کند، اقدام به پهنه‌بندی مناطق مختلف امریکا کرده و ۵ منطقه‌ی مجزا را از حیث خصوصیاتی که برای توفان‌های رعدوبرقی بر شمرده بود، تشخیص و نقشه‌ی آن را ترسیم نموده است. چانگنون (۲۰۰۱) توزیع زمانی و مکانی بارش‌های رعدوبرقی نواحی مرزی امریکا و مسائل ناشی از آن‌ها به‌ویژه سیل و فرسایش خاک را مورد مطالعه قرار داده و خاطر نشان می‌کند و تمایل سرمایه گذاران کشاورزی کشاورزان به فعالیت در مناطق مذکور را به شدت کاهش می‌دهد. بنتلی و موت (۲۰۰۲) با بهره گرفتن از تصاویر ماهواره ی لندست محدوده ی متأثر از توفان‌های تندری را تعیین و با بهره گرفتن از تصاویر سنجنده های مختلف ماهواره ی لندست صدمات ناشی از توفان‌ها تندری را نشان می‌دهد. استرلینگ (۲۰۰۳) از توفان‌های تندری به‌عنوان معضل مهم امریکا در قرن بیستم یاد کرده و پیامد های محیطی و اقتصادی ناشی از توفان‌های تندری و پدیده‌های مربوط به آن (سیل، تگرگ، باد شدید) را بر اقتصاد جامعه ی کشاورزان امریکا را بسیار خانمان سوز معرفی می‌کند. حجازی زاده (۱۳۷۹) به‌منظور بررسی توفان‌ها و رعدوبرق در غرب کشور با توجه به شرایط سینوپتیک حاکم بر منطقه در ماه ژوئن از دوره ی گرم سال و ماه‌های ژانویه و فوریه از دوره سرد به صورت نرمال (۳۰ ساله)، نوسان دو مؤلفه مهم گردش عمومی جو یعنی پر فشار جنب حاره ای و چرخندگی مثبت تراز ۵۰۰ (hp)هکتو پاسکال را در اولویت مطالعه قرار داده و نتایج به دست آمده را با بارندگی ۱۸ ایستگاه شمال غرب و غرب کشور بر حسب عرض جغرافیا ی مورد مقایسه قرار داده است. وی با بررسی نوسان دو مؤلفه مذکور در دوره گرم و سرد سال، شرایط پایداری و ناپایداری جو و تعداد توفان‌های توام با رعدوبرق در سال‌های ۱۹۸۵-۱۹۷۱ مورد تجزیه‌وتحلیل قرار داده و به این نتیجه رسیده که با آغاز دوره ی انتقال گرم به سرد سال، افزایش بارندگی با عقب نشینی پر فشار مجاور مداری و در نهایت با عرض جغرافیایی رابطه مستقیمی وجود دارد. غیبی و همکاران (۲۰۰۵) در مطالعه ای با بهره گرفتن از تصاویر ماهواره ای و شبکه های عصبی اقدام به تعیین ویژگی‌های و طبقه بندی توفان‌های تندری مناطق جنوب و جنوب غرب ایران نموده است. ساری صراف و همکاران (۱۳۸۸) به‌منظور بررسی همدیدی بارش‌های رگباری در حوضه جنوبی رود ارس با بکار گیری نقشه های همدیدی، آن دسته از بارش‌های رگباری که در نتیجه ورود جبهه سرد به ایستگاه‌های منطقه بارید بودند، تجزیه و تحلیل نموده‌اند. همچنین به‌عنوان یک برگ از نمودارهای SKEW-T مربوط به شهر تبریز به‌منظور بررسی بارش‌های رگباری ناشی از ناپایداری‌های محلی مورد بررسی قرار داده و به این نتیجه رسیده اند که مهم‌ترین علل وقوع بارش‌های رگباری دریک منطقه عمدتاً دو عامل ناپایداری محلی (در فصل های گرم سال) و ورود جبهه سرد (در فصل های سرد سال) است. همچنین در بین ایستگاه‌های مورد مطالعه در این حوضه ایستگاه ماکو به دلیل ارتفاع زیاد و نیز قرار گرفتن در مبدأ ورود سامانه‌های جوی غربی از مقادیر بارش رگباری بیشتری برخوردار بوده است. توفان‌های همرفتی که اغلب به صورت تندری ظاهر می‌شوند، پدیده‌های خرد تا میان مقیاس جوی اند که به‌طور معمول، پرانرژی و همراه با رعدوبرق و باران‌های شدید هستند و گاهی باعث تگرگ و بادهای جستناک بسیار شدید در سطح زمین می‌شوند. نوع ابرهای همراه آن‌ها، کومه ای باران‌زاست و در حقیقت قسمت عمده ای از بارش کلی روی زمین با این نوع ابر صورت می‌گیرد (کاتن و انتیس، ۱۹۸۹). توفان‌های همرفتی که بارزترین شکل ناپایداری جوی اند، همراه با ابرهای کومه ای ظاهر می‌شوند. دو عامل چینش قوی باد و انرژی پتانسیل همرفتی (CAPE) در دسترس زیاد در جو، از علل ایجاد توفان‌های همرفتی شدید. به هنگام وجود ابتدا تا سطح،θs[10] توفان همرفتی، دمای پتانسیل اشباع فشاری ۷۰۰ میلی باری کاهش و سپس افزایش می یابد که علت آن سرد بودن توده هوا (به علت تبخیر قطرات باران در هوای غیر اشباع خارج از ابر در یک توفان همرفتی) نزدیک سطح زمین نیز،θw[11] است. افزایش دمای پتانسیل‌تر به دلیل گرم شدن لایۀ مرزی در سطح زمین روی می‌دهد. این حالت در بعضی از ایام سال مانند بهار و اوایل تابستان که هوای نزدیک سطح زمین رطوبت نسبتاً زیادی دارد، یا به دلیل فرارفت هوای گرم و مرطوب از مناطق دریایی به خشکی و یا به علت صعود ناگهانی هوا در اثر کوهستان رخ می‌دهد (اتکینسون، ۱۹۸۱). ناپایداری شدید مذکور به صورت سلول‌هایی در لایۀ مرزی رشد می‌کند. هنگامی که این سلول‌های ابر کومولونیمبوسی به ارتفاع وارونگی واقع در رأس لایۀ مرزی (۱ تا ۲ کیلومتر) می رسد (لایۀ وارونه به صورت درپوش عمل می‌کند)، باعث گرمایش بیشتر لایۀ زیرین می‌شوند و در این در لایۀ مرزی جو افزایش می یابد. هنگامی‌که،θw صورت زیاد به قسمت زیرین جریان‌های سرد و خشک θw هوایی با سطوح فوقانی فرارفت می یابد، ناپایداری شدید به صورت توفان همرفتی ایجاد می‌شود (اتکینسون، ۱۹۸۱). توفان‌های همرفتی، از یک یا چند سلولی تشکیل شده است که هر یک دارای مرحلۀ کومه ای، مرحلۀ بلوغ و مرحلۀ فروپاشی است. روبرت (۱۳۰:۱۹۹۸-۱۱۲) رابطه شرایط جو بالا را با رویداد بارش های سنگین تابستان در یوتا بررسی نمود.او در تحقیق خود نقش عوامل سینوپتیکی را چه مستقیم وچه غیر مستقیم مهم دانسته و همچنین به این نتیجه رسیده است که انتقال رطوبت از اقیانوس اطلس در ایجاد این بارش های سنگین,اهمیت فوق العاده ای داشته است
مخاطره اقلیمی توفان تندری به‌عنوان بخشی از ماهیت اقلیم تبریز و کل منطقه شمال غرب ایران، هرساله خسارات فراوان اقتصادی، اجتماعی و زیست محیطی را متوجه مردم به ویژه کشاورزی و دامداری می کنند. توزیع احتمال وقوع توفان‌های تندری تبریز، گویای اجتناب ناپذیر بودن وقوع آن‌ها به‌ویژه در دوره های برگشت کوتاه مدت است و از این رو، توفان‌های تندری و پدیده‌های فرعی ناشی از آن در تبریز یک خطر مخرب و دائمی محسوب می گردد (خوشحال و قویدل،۱۳۸۶).
فصل سوم
۳ – مواد و روش تحقیق:
برای انجام پژوهش از داده‌های دیده بانی ایستگاه‌های هواشناسی,شامل سمت و سرعت باد ,بارش ,پدیده‌های جوی استفاده شد .داده‌های فوق از روی در مقیاس روزانه با فرمت SCDATA از سازمان هواشناسی برای محدوده مورد مطالعاتی دریافت شد و برای یک دوره ۲۵ ساله (۱۹۹۰-۲۰۱۴) مورد استفاده قرار گرفت.
استفاده از کدهای هوای حاضر هواشناسی که توسط سازمان هواشناسی جهانی برای هریک از این پدیده ها تعیین گردیده و بیانگر پدیده‌های جوی مختلف از جمله مخاطرات جوی هستند. کدهای یاد شده از جدول وضعیت جوی (WW) و(W1W2) به صورت ۳ساعته توسط دیده بانان سازمان هواشناسی تهیه می گردند قابل استخراج می باشند.در این رابطه برای تعیین مخاطرات بارش‌های همرفتی که مخاطراتی همچون تندباد شدید, رگبار , رعدو برق, توفان تگرگ , رعدو برق و توفان گرد وخاک را شامل می شوند با بهره گرفتن از داده‌های دیده بانی ۳ساعته وضعیت جوی, فراوانی وقوع این مخاطرات جوی استخراج شد.
ازنظر کار های آماری و داده‌های جو بالا ایستگاه تبریز برای کار های میدانی جهت بررسی شاخص‌های ناپایداری پرداخته شد.
-در این تحقیق جهت بررسی چگونگی رخداد بارش‌های همرفتی با توجه به کدهای هوای حاضر از روش کار میدانی با شاخص‌های ناپایداری، روش آماری برای شناسایی بارش‌های همرفتی در فصول گرم سال به برداشت نتایج پرداخته شد.
-اخذ آمار کدهای هوای حاضر ایستگاه‌های سینوپتیک اصلی و فرعی با تأکید بر ایستگاه‌های اصلی از سازمان هواشناسی کشور
-دریافت داده‌های رادیو سوند ایستگاه تبریز از سایت وایومینگ ایالات متحده امریکا
-بررسی ایستگاه‌های موجود ازلحاظ نواقص آماری و تفکیک ایستگاه‌های قابل استفاده مورد بررسی قرار گرفت، ایستگاه‌های که دارای نواقص آماری بودند مورد استفاده قرار نگرفته‌اند و ایستگاه‌های که در طی آمارهای موجود دارای تغییر مکان شده بودند اصلاح گردیدند.
-استخراج کدهای هوای حاضر مربوط به بارش‌های همرفتی که شامل کدهای ۹۹ تا ۸۱, ۱۷,۲۵,۲۶,۲۸,۲۹
-وارد کردن کدهای استخراج شده در نرم‌افزار آماری و استخراج پارامترهای آماری
در نهایت بر اساس روش کریجینگ به جهت کسب نتایج منطقی برای انجام پهنه بندی توفان های تندری در محیط نرم افزار surfer نقشه فضایی وقوع این پدیده تهیه شد
برای کار با شاخص‌های ناپایداری در این تحقیق از بین روش‌های مختلف پیش بینی موجود برای پیش بینی بارش های همرفتی بایستی بهترین روش را که با اقلیم منطقه سازگار باشد بکار گرفته شود، لذا سازوکار روش‌های مختلف مورد مطالعه قرار گرفت وپیش بینی بر اساس شاخص‌های ناپایداری انتخاب گردید.برای استفاده هرکدام از این شاخص‌ها به داده‌های جو بالا (نیم رخ دما، رطوبت,…) یعنی دما رطوبت و آهنگ افت دما (لپسریت[۱۲]) نسبت آمیختگی فشار بخار اشباع دمای پتانسیل دمای مجازی لایه‌های مختلف جو برای به دست آوردن این داده‌ها از روی داده‌های جو بالا تبریز تنها ایستگاه جو بالا شمال غرب کشور، ایستگاه‌های سطح زمین و سایت داده‌های هواشناسی جو بالای دانشگاه وایمینگ داده‌های موردنیاز جمع آوری گردید ملاک اصلی داده‌های داده‌های جو بالا موسوم به تمپ که از روی رادیوسوند ایستگاه تبریز به دست آمد که بعد از پلات کردن داده‌های بر روی نموداری SKEW-T و انجام مرحله به مرحله فرایند به دست آوردن مقادیر شاخص‌های مذکور موردنیاز این نمودار به کشف نتایج که در فصل نتایج به آن پرداخته شده است اقدام گردید. اطلاعات و داده‌های موردنیاز بیشتر شاخص‌ها را بایستی از روی نمودار SKEW-T به دست می آوردیم تا در فرمول شاخص‌های بکار می گرفتیم نمونه ای از تصویر نمودار SKEW-T را در زیر مشاهده می کند.
تصویر شماره (۳-۱) نمودار ترمودینامیکی اسکیوتی (SKEW-T.LOG P)
هر کدام از فرمول های شاخص‌های ناپایداری را در نرم افزار EXCELفرمول نویسی کرده سپس داده‌های مورد نیاز هرکدام از فرمول‌ها را به‌عنوان ورودی به خورد فرمول‌ها داده و نتایج حاصل هر فرمول برای تنها ایستگاه مورد مطالعه منطقه آذربایجان به‌صورت جداگانه مقادیر هر شاخص به دست آمد و نتایج به دست آمده را با شاخص‌های اصلی مورد مقایسه قرار داده شد تا فهمیده شود که هر کدام از شاخص‌ها چه میزان در صدور پیش‌بینی‌ها نقش دارند.
مواد و امکانات موردنیاز برای بررسی شاخص‌ها به ترتیب در اختیار داشتن نیمرخ دما و رطوبت، داده‌های سمت و سرعت باد در ترازهای مختلف جوی موسوم به داده‌های رادیوسوند که هر ۱۲ ساعت انجام می‌گیرد. رسم نمودارهای به دست آمده از روی داده‌های رادیوسوند بر روی نمودار SKEW-T که به‌صورت دستی یا کامپیوترصورت می پذیرد و در پی آن به دست آوردن داده‌های و اطلاعات موردنیاز هر کدام از شاخص‌ها ناپایداری برای ایستگاه‌های مورد مطالعه به دست آمد که داده‌های و مقادیر هرکدام از این شاخص‌های برای هر ایستگاه تعمیم داده شده است.
در ادامه داده‌های موردنیاز را با بهره گرفتن از نرم‌افزار EXCEL فرمول نویسی کرده و مقادیر هر شاخص را با توجه به مقادیر هر شاخص مقایسه و به تحلیل آن‌ها اقدام گردید. اطلاعات و داده‌های موردنیاز را از سازمان هواشناسی، ایستگاه جو بالای تبریز سایت وایومینگ و نمودارهای ترمودینامیکی SKEW-T از سایت NCEP و NCAR هواشناسی امریکا دریافت گردید سپس داده‌های به دست آمده را در نرم‌افزار GRADS قرار داده شد و نقشه های اقلیمی ترسیم و همچنین به رسم نمودارهای ترمودینامیکی SKEW-T پرداخته شد و از روی این نمودارها به محاسبه شاخص‌های ناپایداری جهت شناسایی بهترین شاخص برای پیش‌بینی شرایط جوی پرداخته شد.
۳-۱ مواد و روش‌ها
۳-۱-۱مبانی نظری
توفان‌های تندری، از نوع توفان‌های همرفتی هستند که با صعود هوا شکل می گیرند؛ بنابراین توفان با صعود هوای گرم و مرطوب در یک جو ناپایدار مشروط متولد می‌شود. هوای در حال صعود ممکن است دارای ابعادی به بزرگی یک بالن بزرگ تا مقطعی از یک شهر، همه لایه هوا و یا مقطعی از آن را دارا باشد. تا زمانی که بسته‌هوا در حال صعود گرم‌تر (رقیق‌تر) از هوای اطراف خود است، نیروی شناوری آن را به بالا می راند هر چه بسته‌هوا نسبت به محیط اطراف خود گرم‌تر باشد این نیروی شناوری قوی تر بوده و همرفت شدید خواهد بود. دلیل اولیه صعود هوا می‌تواند گرمایش ناهمگون سطح زمین، تأثیرات عوارض زمین و یا صعود هوا در امتداد نوار مرزی همگرایی بادهای سطح زمین باشد. البته واگرایی بادهای سطوح فوقانی جو در همراهی با بادهای سطح زمین و صعود هوا نیز شرایط مساعدی را برای بسط و توسعه توفان‌های تندری فراهم می آورند. علاوه بر این توفان‌های تندری اغلب هنگامی شکل می گیرند که هوای گرم در امتداد منطقه جبهه ای صعود نماید. معمولاً چندین عامل از عوامل فوق و چینش باد به صورت هماهنگ عمل نموده و موجبات ایجاد توفان‌های تندری شدید را فراهم می آورند.
۳-۱-۲ توفان‌های تندری
توفان‌های تندری یکی از جلوه‌های خشن طبیعت هستند که هم برای هواپیماها و کشتی ها و همچنین برای ساکنین روی خشکی هم خطرناک هستند. تمام خصوصیات بارز یک توفان تندری مانند باد شدید، تگرگ، رعدوبرق و رگبار بسیار شدید تماماً حاصل ایجاد یک سلول همرفتی بزرگ در جو است. نتیجه قابل رؤیت این سلول تنوره ای از ابرهای کومولونیمبوس[۱۳] است که ابتدا از یک ابر کومولوس شروع شده و به سرعت صعود نموده و به ابر کومولونیمبوس تبدیل می گردد. قسمت فوقانی این ابر تا بخش تحتانی آن ممکن است چندین کیلومتر فاصله داشته باشد (علیزاده و همکاران،۱۳۸۲).
۳-۲ انواع توفان‌های تندری
۳-۲-۱ توفان‌های تندری توده‌های هوا
آن دسته از توفان‌های تندری که تمام مراحل آن در داخل یک توده‌هوا اتفاق افتاده و در ارتباط با جبهه‌ها قرار نمی‌گیرد به نام توفان‌های تندری توده‌هوا معروف‌اند. بسیاری از این توفان‌ها ناشی از سلول‌های همرفت منفرد است. درروی زمین، این توفان‌ها در بعدازظهرهای تابستان هنگامی‌که سطح زمین بسیار گرم شده و حالت ناپایدار ایجاد می‌شود به وقوع می پیوندند.
توفان‌های تندری توده‌هوا در اثر جابه‌جایی افقی هوای گرم از یک نقطه به نقطه دیگر نیز ممکن است تشکیل شوند. در هر حال، افت دمای شدید که لازمه هر توفان تندری است می‌تواند به دلایل مختلف از جمله همگرایی هوا در یک نقطه به وجود آید. هنگامی که همگرایی به جای یک نقطه در طول یک خط اتفاق افتد نوعی از توفان تندری که به نام توفان‌های تندری خطی معروف‌اند به وجود می آید (علیزاده و همکاران، ۱۳۸۲).
۳-۲-۲ توفان‌های تندری جبهه ای
این توفان‌ها دسته مهم دیگری از توفان‌های تندری هستند و در هوای گرمی که بر روی شیب جبهه سرد صعود می‌کند تشکیل می‌شوند. اگر هوا در ابتدا ناپایدار باشد، ممکن است باعث شود که هوا تا ارتفاع زیادی بالا رود. توفان‌های جبهه ای ممکن است در هر زمان و هر فصلی اتفاق افتند، اما در بعد از ظهرهای تابستان که گرم شدن شدید هوا سبب ناپایداری هوای گرم در جلو جبهه سرد می‌شود، معمول تر هستند (علیزاده و همکاران، ۱۳۸۲).
تندرهای جبهه ای شدیدتر از تندرهای توده‌هوا هستند، زیرا در محل جبهه‌ها، سطح زمین به علت آسمان صاف جلو جبهه سرد خیلی گرم می‌شود و در اتمسفر نزدیک به سطح زمین مکانیسم صعود در مقیاس سینوپتیک[۱۴] وجود دارد. از طرف دیگر چون با افزایش ارتفاع، سرعت باد نیز افزایش می یابد، ابرهای کومولوس ایجاد شده به جلو رانده می‌شوند و بارش نیز در قسمت پیشین سلول همرفتی و نه در داخل آن، رخ می‌دهد؛ بنابراین بارش از حرکت صعودی هوا نمی‌کاهد و در نتیجه، هم بر حرکت صعودی افزوده می‌شود (که گاه به ۱۰۰ کیلومتر در ساعت می رسد) و هم عمر تندر طولانی می‌شود.
در هر دو نوع تندریاد شده باید توده‌هوای گرم و مرطوب با رطوبت نسبی بیش از ۷۵ درصد و ناپایداری کافی وجود داشته باشد. ارتفاع سطح تراکم نیز باید آن‌قدر پایین باشد که ضخامت لایه ابر به بیش از ۳۰۰۰ متر برسد. پایین بودن سطح تراکم به این جهت است که از طریق فرایند تراکم، مقدار زیادی انرژی آزاد می‌شود و سلول را تقویت می‌کند (کاویانی و علیجانی،۱۳۸۵).
در این پژوهش ملاک کار ما بر اساس تشکیل توفان‌های تندری نوع اول یعنی توفان‌های تندری توده‌هوا در ماه‌های گرم سال است که با بهره گرفتن از شاخص‌های ناپایداری به بررسی شرایط جوی منطقه آذربایجان طی دوره آماری (۱۹۹۰-۲۰۱۴) به بحث بارش‌های همرفتی پرداخته شده تا معلوم شود که چه میزان از این بارش‌های تندری سبب به وجود آمدن مخاطرات طبیعی این ناحیه را دربرمی گردد.
داده‌های موردنیاز برای این پژوهش
۳-۳ داده‌های جو بالا
این کمیت ها که به نام داده‌های جو بالا نام برده می‌شوند، شامل فشار، دما، رطوبت و سمت و سرعت باد می‌باشند و در ایستگاه‌های جو بالا اندازه گیری می‌شوند. این ایستگاه ها نوعی از ایستگاه‌های هواشناسی هستند که در آن‌ها، تعدادی از پارامترهای جوی مانند فشار، دما، رطوبت هوا و سمت و سرعت باد در لایه‌های مختلف بالای جو، به وسیله ارسال دستگاهی به نام رادیوسوند به درون اعماق جو اندازه گیری و به مراکز زمینی مخابره می‌شود که به این عمل عمق پیمایی یا سوندینگ[۱۵] گفته می‌شود. در زیر تصویری از آئروگرام[۱۶] وایسالا پلات شده جو بالا قرار داده شده است.
تصویر شماره (۳-۲) مربوط به آئروگرام وایسالا (VAISALA AEROGRAM)
رادیوسوندها از دستگاه‌های هواشناسی هستند که برای اندازه گیری دما، رطوبت، فشار، سمت و سرعت باد در جو بالا بکار می‌روند. دستگاه رادیوسوند از دو قسمت اصلی «سنجنده» و «فرستنده» تشکیل شده است. فرستنده‌ها پارامترهای اندازه گیری شده توسط سنجنده ها را به گیرنده‌ای که در سطح زمین قرار دارد، منتقل می کنند. رادیوسوندها گاهی به وسیله هواپیما و گاهی به وسیله راکت به جو فرستاده می‌شوند؛ اما معمولاً آن‌ها را به زیر بالون‌های هواشناسی که با گاز هیدروژن پر شده‌اند و تا ارتفاع ۲۰ تا ۳۰ کیلومتری صعود می نمایند، نصب و در جو رها می کنند. زمانی که رادیوسوند به ارتفاع تقریبی ۳۰ کیلومتری بالای سطح دریا می رسد، بالون می ترکد و رادیوسوند همراه با نخ و بالون ترکیده شده به طرف زمین پایین می‌افتد. از لحظه رها شدن تا ۲ ساعت پس از زمان پرتاب و در طول اوج گیری، رادیوسوند به‌طور ثابت، جریان پیوسته اطلاعات شامل دمای اتمسفر، رطوبت، فشار، سمت و سرعت باد در سطوح مختلف جو را از طریق شبکه ارتباط زمینی و ماهواره ای به تجهیزات خودکار گیرنده در سطح زمین می فرستد.
فرم در حال بارگذاری ...
