close
تبلیغات در اینترنت
هواشناسی بروز شهرستان گراش - 55
تبلیغات
دسته بندی
لینک دوستان
پیوندهای روزانه

جستجوگر پیشرفته سایت






گزارش باران



در این پست قصد دارم سامانه ای که روز قبل در شهرستان گراش اثر گذار بود را بنا به درخواست حسین از دبی برای شما عزیزان گزارش کنم:

خوشبختانه بارش باران از بعد از ظهر چهارشنبه به صورت کاملاً پراکنده و نمناکی شروع شد و در ساعات سحر روز پنجشنیه بارش شدید باران که البته فقط 20 الی 30 دقیقه این شدت ادامه داشت تا این که ظهر پنجشنبه بارش شدید باران بر روی تنگ آب و چک چک شروع به بارش کرد که با توجه به پر شدن رودخانه معروف پِِئت مطمیناً بارشی بالای 25 تا 30 میلیمتر در مناطق مذکور رخ داده ولی در کل شهرستان گراش برای این باران بارشی معادل 6 میلی متر باران دشت کرد.

شخصا به دلیل مجهز نبودن به دوربین نتونستم عکسی از رودخانه فصلی گراش بگیرم اگر آقای آذرآیین که همیشه به ما لطف دارن و عکس ها رو برای ما ارسال می کنند و یا هر عزیز دیگه ای که تونسته عکس هایی از باران دیروز بگیره ممنون میشم اگه به ایمیل وبلاگ ارسال کنه تا بازدید کنندگان از دیدن تصاویر مربوطه لذت ببرند.

havagerash@yahoo.com

اینم برخی از عکس ها که دوست عزیزم آقای آذرایین برام ایمیل کردند:

 

نویسنده : | در : دوشنبه 04 دي 1391 ساعت: | دیدگاه: ()
تعداد بازديد : 612
نتیجه : 0 امتیاز توسط 0 نفر مجموع امتیاز : 0

چشم انداز بارشی برای زمستان 91



شبهه که برای عزیزان به وجود آمده بود بر سر پیش بینی بارش سه ماه آینده رو باید بگم که در آخرین پیش بینی های صادره از چندین سایت معتبر بروز تناقضاتی همراه است که البته اکثریت این سایت ها نشان دهنده بارش های سراسری نرمال برای کشور و فقط بخش های شمال خلیج فارس و غرب کشور  بارش های زیر نرمال است.

 

نقشه های صادره سازمان هواشناسی ایران:

http://cri.ac.ir/files/SeasonalF/2012/seasonal%20prediction-Dec%202012/Iran%20Dec%202012/JFM%20Rain%20Iran.jpg

http://cri.ac.ir/files/SeasonalF/2012/seasonal%20prediction-Dec%202012/Iran%20Dec%202012/FMA%20Rain%20Iran.jpg

نقشه صادر شه از سایت مت آفیس:

که خود بیانگر بارش های نرمال کل کشور در ماه دی و بهمن و اسفند می باشد.

December 2012 Months 2-4  Global Precipitation

http://www.esrl.noaa.gov/psd/forecasts/reforecast/ensemble/images/shade.apcp.png

ولی در سایت apcc21 پیش بینی 180 درجه رو نسبت به بارش در ایران را انجام داده:

photo

در مجموع باید منتظر ماند تا ببینم خدا برای ما چه پیش می آورد

نویسنده : | در : دوشنبه 04 دي 1391 ساعت: | دیدگاه: ()
تعداد بازديد : 935
نتیجه : 0 امتیاز توسط 0 نفر مجموع امتیاز : 0

آخرین تصاویر ماهوارهای وقوع رعد وبرق (+نقشه سایت ecmwf)




 
12 ساعت
24 ساعت

  36 ساعت

  48 ساعت

60 ساعت

  72 ساعت

  84 ساعت

  96 ساعت

  108 ساعت

  120 ساعت

132 ساعت

  144 ساعت


  156 ساعت


   168 ساعت

 

   180 ساعت

   192 ساعت

   204 ساعت

   216 ساعت

 

 

 

 

نویسنده : | در : یکشنبه 03 دي 1391 ساعت: | دیدگاه: ()
تعداد بازديد : 4950
نتیجه : 0 امتیاز توسط 0 نفر مجموع امتیاز : 0

آیا شروع پاییز طوفانی خواهیم داشت؟



با توجه به نقشه ها و الگوهای فشار موجود در اواخر شهریور و اوایل مهرماه بیانگر روزهای طلایی بارش برای جنوب و جنوب غرب کشور  و همچنین استان های ساحلی دریای کاسپین خواهد بود گر چه این الگوها قابل تغییر است ولی شرایط فشار و فعالیت خوب دریاهای مجاور این قضیه را دارن اثبات می کنند.

نقشه های بارش برای 25 شهریور تا اوایل مهرماه









 

نویسنده : | در : دوشنبه 13 شهريور 1391 ساعت: | دیدگاه: ()
تعداد بازديد : 793
نتیجه : 0 امتیاز توسط 0 نفر مجموع امتیاز : 0

مونسون



مونسون


Monsoon

 

 

نوشته: جعفر سپهري - كارشناسي ارشد هواشناسي 

 از زمان باستان، دريانورداني كه در شمال اقيانوس هند كشتي راني مي كردند، با واژه اي خطرناك آشنائي داشتند. باران هاي موسمي تابستان كه پيرامون شبه قاره هند، به ويژه خليج بنگال را توفاني و نا امن مي ساخته و دامنه آن، حتي در برخي موارد به قلب درياي پارس هم كشيده مي شده و در چند مورد مركز ايران را هم تحت تاثير قرار داده است. (سيل امام زاده داوود 1336)

 در خردادماه و در حالي كه نيم كره شمالي به سوي تابستاني سوزنده پيش مي تازد، در شبه قاره هند گوئي زمستان آغاز مي شود. گرمائي دهشتناك و مرگ آور توسط باراني سيل آسا به نام مانسون يا توفان هاي موسمي قطع شده و زندگي در اين سرزمين را امكان پذير مي سازد. 

خط استواي هواشناسي ITCZ كه بر خلاف استواي جغرافيايي ثابت نيست و به شدت متغير است، بر روي فلات تبت مستقر شده و شبه قاره هند را كه از ديدگاه جغرافيايي در نيم كره شمالي قرار دارد، از ديدگاه هواشناسي در نيم كره جنوبي قرار مي دهد. 


نواحي موسمي دنيا بر اساس شاخص مونسون ابداع شده توسط S.P. Khromov در سال 1957


سرچشمه اصلي نيروي مانسون 

همانند كليه سيستم هاي اقيانوس شناسي و هواشناسي در سياره زمين، مانسون ها هم نيروي اصلي خود را از خورشيد مي گيرند. كم وبيش حدود 30% از انرژي خورشيدي كه به سطوح بالاي جوي مي رسد، به وسيله سطوح فوقاني ابرها و سطح زمين به فضا بازتاب مي شوند. مقدار بسيار كمي از آن نيز به وسيله جو جذب مي شود. تضاد و تقابل فصل ها در دو نيمكره شمالي و جنوبي، موجب حركت آرام هوا از نيمكره زمستاني به سوي نيمكره تابستاني، به وسيله گراديان افقي فشار و نيروي عمودي شناوري از اختلاف درجه حرارت، مي شود. 

اما آب و خشكي، به مقدار يكسان انرژي دريافتي از خورشيد، دو واكنش متفاوت نشان مي دهند. دودليل براي اين تفاوت ذكر شده است. نخست اينكه دماي ويژه آب دو برابر دماي ويژه خاك است، يعني با مقدار مساوي انرژي دريافتي، خاك دو برابر آب گرم مي شود. دليل دوم، كه از دليل نخست بسيار مهم تر است اين است كه، گنجايش مؤثر دما، (توانايي يك ماده براي نگه داشتن گرما)، براي اقيانوس ها بسيار بيشتر از قاره هاست. 

در فصل زمستان، خشكي بيش از انرژي كه از خورشيد دريافت مي كند، انرژي به هوا گسيل مي كند. گرمائي كه در تابستان پيش در ژرفاي خاك ذخيره شده بود، اينك به سطح زمين مي آيد. ازآنجاييكه در اقيانوس، گرماي بيشتري ذخيره مي شود، در زمستان سطح آن كمتر سرد مي شود. 


چرخه تابستاني مانسون هند 

در فصل تابستان در هر نيم كره، انرژي دريافتي خورشيد، بيش از انرژي بازتابشي است. همچنين خشكي گرماي خود را زودتر از دست مي دهد. اين خصوصيت به ويژه بر روي بيابان ربع الخالي، يكي از بزرگترين بيابان هاي جنب حاره، و فلات تبت، با ارتفاع متوسط 4 كيلومتر از سطح دريا، در ميانه قاره آسيا، نمايان است. اين گرماي از دست رفته، حد غربي و شمالي مانسون هند را توجيه مي كند. در خردادماه هندوستان شمالي از چندين ماه پيش همچنان خشك است و دما در آن به بيش از 40 درجه سانتيگراد مي رسد. همزمان در نيم كره جنوبي، زمين سرد است. در هر نيم كره، تبادل انرژي ميان خشكي و دريا برقرار مي شود. نتيجه كلي، بالا رفتن گرماي هندوستان و شمال افريقا در برابر پايين آمدن گرماي اقيانوس هند است. 



در هنگامي كه ناحيه مانسون آسيا به بيشينه دماي خود مي رسد، گراديان افقي فشار بر فراز خشكي و دريا شدت مي يابد. گراديان فشار و نيروهاي شناوري كه به وسيله گرماي هوا ايجاد مي شوند، موجب حركت همگرائي در نزديكي سطح زمين مي گردند. اين خود موجب حركت هواي مرطوب-سنگين از سوي استوا و اقيانوس هند به سوي منطقه كم فشار جنوب آسيا مي شود. به دليل وجود شتاب كوريوليس، مسير واقعي حركت بادها منحني است. پادساعت گرد روي شبه قاره هند و ساعت گرد بر روي فلا تبت. 


مونسون تابستانه

 

مونسون زمستانه

باران هاي موسمي 

جريان هواي برخاسته در روي شبه قاره هند، محيطي با فشار كم را ايجاد مي كند. اين هوا نخست منبسط شده سپس سرد مي شود، آنگاه رطوبتي را كه با خود حمل مي كرده به ابر و سرانجام باران تبديل مي گردد. فرآيند ميعان نيز گرماي نهان (latent heat) ذخيره شده در مولكول هاي آب را آزاد مي كند. اين منبع عظيم گرما به نيروي شناوري براي ايجاد چرخه مانسون افزوده مي شود. رشته كوه هاي Ghats در ساحل غربي هند و رشته كوه هاي سترگ هيمالايا در فلات تبت در شمال شبه قاره هند، نيروي مكانيكي بالارونده اي توليد مي كنند كه اين نيرو به فرآيند ميعان و بارش بسيار كمك مي كند.

Indian Summer Monsoon Index (Definition)


Western North Pacific Monsoon Index (Definition)

 

باران هاي موسمي تابستاني آسيا، براي حدود يكصد روز، تقريبا همزمان با بادهاي 120 روزه سيستان، از روزهاي پاياني خرداد ماه آغاز شده و در روزهاي آغازين مهرماه به پايان مي رسد. روز آغازين اين باران ها براي هر سال متفاوت از سال هاي ديگر است، اما اين روز در يك محدوده يك ماهه قرار دارد. در Kerala، كه در عرض جغرافيايي 8 درجه شمالي قرار دارد، اين باران ها در روز 12 خرداد، با تقريب يك هفته اي، آغاز مي شود. سپس مانسون به آهستگي به سوي شمال غربي پيش روي مي كند. روز 21 خرداد در بمبي، 19 درجه شمالي، و روز 26 خرداد در دهلي، 28.5 درجه شمالي، خود را نشان مي دهد. در نيمه نخست تيرماه، تمامي شبه قاره هند زير نفوذ مانسون قرار مي گيرد. تعادل آب در هندوستان چنان موبه مو و تنگاتنگ است كه فقط يك هفته تاخير در باران به فاجعه اي بزرگ منجر مي شود. هرچند تاريخ آغاز اين باران ها اغتشاشي يك ماهه دارد، اما پژوهش ها نشان مي دهد كه مقدار باران موسمي، ربطي به تاريخ آغاز آن ندارد. بيشينه اين بارش ها در Cherranpunji با ميانگين 425 اينچ در سال است، اما در يك مورد حتي 1024 اينچ بارندگي هم ثبت شده است. 

بررسي و مطالعه باران هاي موسمي نشان مي دهد كه اين جريان در حدود اواخر مرداد و اوايل شهريور، يك وقفه 3 الي 21 روزه دارد. 


Blog Skin


از مهرماه تا خردادماه در شبه قاره هند، به جز منطقه تاميل نادو و رشته كوه هاي Ghats، به ندرت بيش از چند ميلي متر باران مي بارد. در مهرماه باران هاي موسمي به سوي جنوب شرقي هند حركت مي كند. در آبان ماه جبهه مانسون به تاميل نادو رسيده و تقريبا در همين زمان مانسون زمستاني در جنوب هند به آرامي آغاز مي شود. 

در اين زمان، ديگر مناطق شبه قاره هند به سوي خشكي پيش مي رود، بادهاي گرم و مرطوب جنوب غربي به بادهاي سرد و خشك شمال شرقي، و مانسون تابستاني به مانسون زمستاني تبديل مي شود. در زمستان بادهاي شمال وز، هواي سرد و خشكي را بر روي شبه قاره حاكم مي كنند. اين فرآيند موجب ايجاد هوايي سرد، خشك و بدون ابر، به ويژه در ماه هاي بهمن و اسفند مي شود. از ميانه هاي اسفند ماه تا آغاز باران هاي موسمي در خرداد ماه، توفان هاي تندري پيش درآمد مانسون، گهگداري اين گرماي دهشتناك را مي شكند. در اواخر خرداد ماه، كرانه هاي هند شاهد ظهور دوباره باران هاي موسمي خواهند بود. اين چرخه هوائي زندگي مردم در اين منطقه را به شدت تحت تاثير خود قرار مي دهد. 


باران هاي موسمي در مالزي-استراليا 

جنوب شرقي آسيا و شمال استراليا تحت تاثير سيستم مانسون واحدي قرار دارند كه در دو سوي خط استوا گسترده شده و به اين دليل با مانسون هاي ديگر متفاوت است. البته مانسون شمال شرقي استراليا از اين سيستم مجزاست و جداگانه عمل مي كند. حجم عظيم آب ميان استراليا و آسيا تاثير شگرفي بر آب وهواي منطقه حاره و مانسون تابستاني آن دارد. جزاير فراوان، اندونري، فليپين، ملانزي، پلي نزي، پلي پونزي و ...، آب وهواي متنوع حاره اي را در خود جاي داده است. توفان هاي پيچندي تايفون كه در فصل مانسون ايجاد مي شوند به پيچيدگي آن مي افزايند. 

Australian Monsoon Index (Definition)

 

شمال چين، كره و ژاپن را، به دليل فصول، آهنگ بارش در عرض هاي مياني، هواي سرد قاره اي در زمستان، جبهه زائي، نوسان باران و سيستم هاي پرفشار خشك در فصل گرم، از اين گروه جدا مي كنيم. در حقيقت اين مناطق، بيشتر در زير نقوذ سيستم مانسون هندوستان قرار دارند. مرز طبيعي منطقه حاره، مابين ناحيه غير مانسون و سرزمين هاي جنوبي مانسون دار به شدت به چشم مي خورد.

حد شمالي مانسون حاره اي، حتي به عرض 25 درجه شمالي هم مي رسد. در مناطق شمالي تر، مانسون نيروي چنداني ندارد كه با سيستم پرفشار جنب حاره اي مقابله كند. به اين ترتيب باران هاي موسمي در تيرماه و شهريورماه، كه به وسيله واچرخندهاي پرفشار در مردادماه از هم ديگر جدا مي شوند، رخ مي دهد. در جنوب چين و فليپين، بادهاي تجارتي حاره اي شرق وز، از مهرماه تا ارديبهشت ماه وزيده و اغلب به وسيله سيستم پرفشار ايجاد شده در منطقه سيبريه تقويت مي شوند. جايگزيني اين باد در ماه هاي خرداد تا شهريور به وسيله بادهاي جنوب غربي، در اثر مانسون ايجاد مي شود. 

در هند و چين مانسون هاي تابستاني بسيار نيرومندترند. جريان رسيده از جنوب غربي از خردادماه تا آبان ماه، با ابرهائي به ضخامت 4 الي 5 كيلومتر، باراني فراوان را به همراه مي آورد. ماه هاي آذر و دي، فصل سرد و خشك، و ماه هاي فروردين و ارديبهشت فصل بسيار گرم منطقه است. در شرق و جنوب شرقي مانسون زمستاني باران زاست. 

در اندونزي به دليل گسترش آب عرض جغرافيائي پايين منطقه، مانسون بسيار ضعيف عمل مي كند. به دليل كوچكي ابعاد و سادگي زمينه، استراليا ساده ترين الگوي مانسون را دارد. شمال آن داراي يك برش باد ميان تابستان (شمال غربي) و زمستان (جنوب شرفي) است. اما دو تفاوت نيز با ديگر مانسون ها دارد. نخست اينكه باد شمال شرقي، مانسوني است كه با حود باران را به ژرفاي قاره مي برد و دوم اينكه حتي در تابستان بادهاي تجارتي جنوب شرقي به دليل واچرخندهاي پرفشار گذري، چشمگير هستند.

مانسون غرب آفريقا

در حدود 200 سال است كه باران هاي موسمي غرب افريقا شناخته شده اند. در زمستان اين باران ها از جنوب غربي به جايي مي آيند كه بادهاي تجارتي شمال شرقي كه از صحرا و كرانه هاي شرقي افريقا مي وزند، گرماي دهشتناك به همراه توفان شن را با خود به آنجا مي آورند. منطقه اي با شب هاي سرد و روزهاي بسيار گرم. در چنين شرايطي مراكز پرفشار واچرخنددر عرض جغرافيايي 20 درجه شمالي به همراهي رودبادهاي شرقي (Jet stream) در عرض جغرافيايي 10 درجه شمالي، كه از شبه قاره هند به خط استوا بسيار نزديك تر هستند، باران هاي موسمي را ايجاد مي كنند. مانسون غرب افريقا از نظر مكاني تقريبا ميان بادهاي جنوب غربي و بادهاي سطحي خشك زمستاني كرانه هاي غربي افريقا harmattan قرار دارد. وجود اين باران هاي موسمي از نفوذ هواي خشك از عرض 20 درجه شمالي به پايين تر جلوگيري مي كند. هواي گرم و خشك در حدود عرض 8 درجه شمالي به طور كامل ناپديد مي شود. 

مانسون در اروپا و امريكاي شمالي 


مانسون هاي تكامل نيافته 

باران هاي موسمي تاثير فراواني در اروپاي مركزي دارد. جاييكه جهت باد از سوي اقيانوس اطلس حدود 30 الي 40 درجه تغيير مي كند و نه به طور پيوسته اما بسيار زياد با دگرگوني هاي جبهه اي، سرما، هواي ابري، باران و توفان تندري را همراه است. از ديدگاه اقليم شناسي اين باران ها موسمي هستند، اما فقط مراحل بدوي و نخستين يك مانسون، كه پي آمد هوايي منحصر به فرد است. اين حالات تا تبديل شدن به يك مانسون واقعي راه زيادي در پيش رو دارد. 

در عرض هاي پايين جغرافيايي امريكاي شمالي و در كرانه هاي خليج مكزيك، فضاي مناسبي براي گسترش مانسون وجود دارد. در طول تابستان، بر روي مناطق گرم، بارها سيستم هاي كم فشار چرخندي ايجاد مي شوند. بادهاي تجارتي شمال شرقي، به بادهاي شرقي، جنوب شرقي و حتي جنوبي تبديل مي شوند. ايالت تگزاس و كشورهاي پيرامون خليج مكزيك، تحت تاثير هواي مرطوب اقيانوسي، كه تا حد زيادي داخل خشكي نفوذ مي كنند، قرار دارند. البته باران ها، ويژگي هاي يك مانسون را نشان نمي دهند. در كل بارش ها 2 يا 3 و يا حتي 4 نقطه اوج بارش وجود دارد. در زمستان جريان هاي شمالي كه اغلب به وسيله سيستم هاي پرفشار واچرخندي ايجاد مي شوند، سرما را با خود به داخل خشكي مي آورند. اگرچه بارش هاي تابستاني و زمستاني، ويژگي هاي باران موسمي را از خود نشان مي دهد، اما هيچكدام آنچنان توانمند نيستند كه در گروه مانسون طبقه بندي شوند.

در امريكاي مركزي يك مانسون واقعي در بين عرض هاي جغرافيايي 5 و 12 درجه شمالي، در منطقه كوچكي از اقيانوس آرام رخ مي دهد. نه فقط بادهاي فصلي آن، بلكه بارش آن هم كاملا مانسون است. فصل زمستان آنجا بسيار خشك است. فصل بارش آن خرداد ماه در شمال خليج مكزيك و تيرماه در جنوب مكزيك آغاز مي شود و در مهرماه در شمال و آذر ماه در جنوب به پايان مي رسد. اين روند در جنوب مكزيك حدود 3 ماه و در كستاريكا حدود 7 ماه به طول مي كشد. اين مانسون در حقيقت نمونه كوچكي از مانسون هند است.




 

تصاوير ماهواره اي:

 



مونسون (Monsoon) برگرفته از واژه موسم عربي به معناي فصل است. مونسون ها نسيم هاي دريايي شديد هستند كه بخصوص در آسياي جنوبي و بخش هايي از آفريقا ديده مي شوند و تقريبا 6 ماه از سال را از جانب شمال شرقي و 6 ماه ديگر را از جنوب غربي مي وزند. مولفه غربي باد در مونسون هاي تابستاني غالب است و آنها گرايش قوي به همگرايي، صعود و ايجاد باران دارند. بر عكس، مولفه شرقي باد در مونسون هاي زمستاني غالب بوده و گرايش به واگرايي و نشست هوا دارند و سبب خشكسالي مي گردند. مونسون هاي تابستاني و زمستاني هر 2 نتيجه اي از اختلافات روندهاي ساليانه دماي حاكم بر خشكي و دريا هستند. 

مونسون به بادهايي گفته مي شود كه شبيه به نسيم دريا بوده، اما سرعت وزش باد در آنها شديدتر و هماهنگ تر مي باشد و در زمان هاي خاصي از سال نيز جريان دارند. اين پديده ممكن است در هر مكاني از كره زمين رخ دهد؛ چناچه در تابستان و بر روي قاره ها، زماني كه جريان هوا به سمت درون و به سوي كم فشار حرارتي است و يا بر عكس، در زمستان موقعي كه هوا از پرفشار حرارتي خارج مي گردد، اين پديده اتفاق مي افتد.

شبه قاره هند به لحاظ قرار گرفتن در نزديكي استوا، پستي و بلندي هاي موجود، شكل جغرافيايي و قرار گرفتن در ناحيه اقيانوس هند، داراي مشهورترين مونسون جهان مي باشد. در اين مكان، هوايي كه از روي درياي عرب به سمت ساحل مالابار جريان دارد به رشته كوه هاي واقع در مرز غربي هند برخورد مي كند. در اين پديده هواي سردتر و چگال تر اقيانوس هند به سمت هواي گرم سرزمين شبه قاره هند يورش برده و در نتيجه آن، الگويي از گردش هوا از سمت اقيانوس به طرف خشكي برقرار مي گردد كه شبيه به نسيم دريا مي باشد؛ اما اين جريان شديدتر و هماهنگ تر از نسيم دريا است. در فصل تابستان كه پهنه خشكي ها داغ بوده و هواي روي آنها به سمت بالا صعود مي كند، هواي سردتر اقيانوس براي جبران كاهش جرم، با صعود هواي مرطوب در روي خشكي، بخار آب نيز به شكل باران و بعضي از اوقات به صورت برف ريزش مي نمايد. بر اثر جاري شدن جريان مونسوني بر روي كوه هاي هيماليا باران بسيار زيادي در اين منطقه ريزش مي كند. بطوريكه ميانگين بارندگي سالانه در شهر چراپونجي، 12954 ميلي متر است كه حتي به 31760 ميلي متر طي 12 ماه نيز رسيده است. اين شهر بعد از هاوايي دومين شهر پرباران جهان محسوب مي شود.

بررسي موقعيت جغرافياي و پستي و بلندي هاي هند

شبه قاره هند ما بين عرض هاي جغرافيايي 7.5 الي 35 درجه شمالي و طول هاي جغرافيايي 67 الي 97 درجه شرقي قرار دارد. اين شبه قاره مطابق شكل 1 تقريبا به شكل يك زبانه مثلثي شكل وارونه از جنوب قاره آسيا به داخل اقيانوس هند كشيده شده است. رشته كوه هاي غات غربي (Western Ghats) نيز به موازات سواحل درياي عرب معروف به سواحل مالابار (Malabar) از 22 درجه شمالي تا نوك جنوبي شبه قاره هند كشيده شده است. اين رشته كوه هاي در سمت دريا داراي شيب خيلي تند بوده، اما در سمت رو به خشكي داراي شيب هاي ملايم و پهن مي باشند. بلندي هاي آن در ناحيه شمال بين 900 الي 1500 متر و در ناحيه جنوب به 2600 متر مي رسد. كوه هاي غات شرقي كه به موازات سواحل خليج بنگال كشيده شده اند، از چندين كوه و تپه مجزا با ميانگين ارتفاع 600 متر تشكيل شده اند كه بيشينه قله كوه ها و تپه هاي آن به 1200 متر يا فراتر مي رسد. در شمال شرقي هند، تپه هاي خازي (Khasi) معروف به اسكاتلند شرق در جلگه شيلونگ (Shillong Plateau) واقع است كه در آن ناحيه چراپونجي (Cherrapunji) دومين شهر پر باران جهان قرار دارد. در مرز شمالي شبه قاره هند، كوه هاي معروف هيماليا و هندوكش قرار دارد كه مجموعه اين ارتفاعات، فلات دكن را در داخل خود محصور ساخته اند. 

شكل 1. نقشه پستي و بلندي هاي شبه قاره هند



جهت وقوع بارش 2 عامل اساسي لازم است:

1- صعود هواي مرطوب
2- تشكيل قطرك ها (هسته هاي تراكم)


ارتفاعات نقشه بسيار مهم و اساسي را در تشكيل بارش هاي كوهستاني (كوهزاد) ايفا مي كنند. كوه ها با ايجاد موانع طبيعي بر سر راه بادهايي كه حاوي رطوبت درياها و اقيانوس ها هستند، سبب صعود مكانيكي اجباري هوا شده، سرد شدن بي دررو آن با كاهش دماي هوا به زير نقشه شبنم همراه شده ميعان سبب ايجاد ابر و در نهايت بارش مي شود.

ويژگي ها توپوگرافي شبه قاره به شرح زير است:

1- وجود پهنه آبي فراوان سراسر شبه قاره - درياي عرب، خليج بنگال و اقيانوس هند. اين ويژگي به انباشت رطوبت در خلال فصل گرم كمك مي كند.

2- دوما وجود ارتفاعات فراوان مانند رشته كوه هاي غات غربي و كوه هاي هيماليا سراسر مسير باد هاي موسمي جنوب غربي. كه دليل عمده، بارش هاي ذاتي كوهزاد سراسر شبه قاره هند است. 

 2-1- رشته كوه هاي غات غربي نخستين ارتفاعات هند بوده كه بادهاي جنوب غربي مونسون با آن برخورد مي نمايند. غات غربي با شيب تندي از كرانه هاي ساحلي غربي شبه قاره سر به فك كشيده شده كه موانع موثر براي بادهاي موسمي ست.

2-2- كوه هاي هيماليا (s‏n‏i‏a‏t‏n‏u‏o‏M‏ a‏y‏a‏l‏a‏m‏i‏H‏) نقش موثر تري در موانع كوهزاد براي مونسون ايفا مي نمايد. آنها به محبوس سازي به سوي شبه قاره كمك مي نمايند. با حذف آنها، بادهاي موسمي جنوب غربي بر جانب راست شبه قاره به سوي چين، افغانستان و روسيه بدون ايجاد هيچگونه بارش مي وزند.
 
2-3- براي مونسون شمال شرقي، ارتفاعات غات شرقي نقش موانع كوهزاد را ايفا مي نمايد.

 

مونسون هند

ناحيه نزديك هند در منطقه استوا از اين حيث كه تقريبا در طي سال در سطح آن بادهاي غربي غالب هستند، بي نظير است. در ماه فوريه (بهمن)، جريان شرقي سطحي فقط تا عرض هاي 20 درجه شمالي مي رسند و در عرض هاي بالاتر، داراي مولفه شمالي خيلي قوي هستند. جريانات شرقي در موقع گذر مابين ((پايان يك مونسون)) و ((آغاز مونسون بعدي)) به سرعت به سمت شمال برگشته و با اين حركت، تغييرات موثر در گردش جو بالا رخ مي دهد. در اواخر ماه مارس و با آغاز فصل بهار، خورشيد نيز به استوا رسيده و از آن پس، به سمت عرض هاي شمالي حركت مي كند. همراه با اين تحول، ناپايداري جوي و ابرهاي همرفتي (Convective) و باران نيز محو مي گردند. در اين هنگام در طول هند شمالي هنوز جت استريم غربي جنب حاره اي است كه جريان هوا را كنترل مي كند و مطالبق با شكل، بادهاي سطحي، شمال شرقي هستند. در طي ماه آوريل كه خورشيد بالاي استوا قرار دارد و به سمت قطب حركت مي كند، منطقه استوا و بخصوص هند، مستعد گرمايش سريع است؛ زيرا مطابق شكل 1، سرزمين هاي كوهستاني واقع در شمال آن، مانع از هجوم هر گونه هواي سردي هستند. در ماه مي، مونسون جنوب غربي بخوبي روي سريلانكا مستقر شده و در اين هنگام در وردسپهر (تروپوسفر) بالا سه منطقه گرم نسبي مجزا از هم وجود دارند كه عبارتند از:
1- روي جنوب خليج بنگال (Bay of Bengal)

2- روي سرزمين هاي كوهستاني تبت

3- روي طول باز، خرطوم هاي خشك شبه جزاير 

ناحيه گرم نسبي اولي بيشتر در تراز 500 تا 100 هكتوپاسكال ديده مي شود و در تراز پايين تر ظاهر نمي گردد و احتمالا علت بوجود آمدن آن، گرماي ميعاني است كه در امتداد ناحيه همگرايي ميان حاره اي پيش رونده از قله ابرهاي برج وار كومه اي بارا (Cumulonimbus) آزاد مي شود.

در ماه مي سطح خشك تبت (بالاي 4000 متر) گرما را جذب كرده و به سهولت آنرا به توده هوا منتقل مي سازد؛ بدين سان سلول واچرخندي در حدود 6000 متري بوجود مي آيد كه بر اثر آن، جريان شرقي قويي روي هند شمالي در وردسپهر بالا (تروپوسفر) جريان مي يابد. تشكيل اين سلول واچرخندي سبب مي گردد كه جت استريم جنب حاره اي بطور ناگهاني مسير حركت خود را به شمال پشته واچرخند و سرزمين هاي كوهستاني تغيير دهد؛ هر چند كه احتمال دارد اين جت بر حسب تصادف براي دوره هاي خيلي كوتاه در سمت ناحيه جنوبي موقعيت خود، مجددا ظاهر گردد. روي هند شمالي در وردسپهر بالا اين تغيير گردش از جت غربي به جريان شرقي بصور معكوس با گراديان هاي قائم فشار و دماي ما بين 600 و 300 هكتوپاسكال مطابقت دارد. در بسياري از موارد، جريان شرقي بالا را نيروي جت فرض مي كنند و انتظار مي رود كه با شكست ناگهاني (Burst)، با شروع فعاليت شديد چند روزه اي مونسون سطحي جنوب غربي واقع در فاصله 1500 كيلومتري از جنوب جت همراه باشد؛ هر چند علت دقيق اين رابطه منظم قطعي هنوز شناخته نشده است. طي حركت به سمت شمال خورشيد، چون هند داراي شكل مثلث وارونه است، خشكي ها نيز بطور تصاعدي گرم مي شوند. اين انتشار شتابدار گرمايش با گردش عمومي گرما تركيب شده و توسط جريانات باد منتقل مي گردد و منتج به فعاليت شديدتر مونسون اوليه روي درياي عرب در اواخر فصل بهار خواهد شد؛ يعني جايي كه اكثر اوقات، موقعيت جبهه حقيقي در آنجاست و سپس از آنجا به روي خليج بنگال انتقال مي يابد. رطوبت نسبي بخش هاي ساحلي ناحيه هند به بيش از 70 % افزايش يافته و در اين هنگام مقداري باران مي بارد. هوا روي خشكي هاي گرم از سطح زمين تا ارتفاع 1500 متري ناپايدار بوده، اما اين ناپايداري توسط جريان فراگيرنده فروكش مي كند. البته اين امر مانع از وقوع طوفان هاي تندري در اواخر ماه مي نخواهد شد.

شكل 2. موقعيت متوسط باد هاي سطوح فوقاني (روبادها) تراز 200 HPA طي فصول گرم و سرد سال.

 

در طي ماه ژوئن (از اواسط خرداد تا اواسط تير)، جت شرقي با ثباتي در 150 تا 100 هكتوپاسكال مستقر مي شود كه بيشينه تندي آن در موقعيت طبيعي اش در جنوب پشته واچرخندي، تقريبا در عرض 15 درجه شمالي از چين به روي هند كشيده شده است. اين جت در عربستان شتاب كند شونده داشته و به وردسپهر مياني (3000 متر) نشست مي يابد. 

كمربندي از هواي خيلي سرد در پوش سپهر يافت شده كه شبيه به قبي بوده و معمولا بالاي همگرايي بين حاره اي نزديك استوا، بالاي پشته واچرخندي در طول آسياي جنوبي بين 30 تا 40 درجه شمالي و بالا تراز 6000 متري (500 هكتوپاسكال) رخ مي دهد. اين سيماهاي جو بالا كه خيلي دور از استوا بوجود مي آيند، در ارتباط با مونسون سطحي بوده و زماني كه جريان مونسوني موجود نباشد، پنهان مي باشند. 

موضوع جت شرقي، موقعيت باران هاي مونسوني را كه در سمت چپ جلوي جت و سمت راست عقب جت مي بارند، كنترل مي كند؛ اما جريان سطحي باد قوي است كه از جنوب غربي مي وزد و هواي مرطوب و ناپايداري را كه حاوي رطوبت هاي بيش از 80 % است، با خود آورده و رگبارهاي سنگين طوفاني را در موقع شكست ناگهاني مونسون ايجاد مي كند. 

الگوي كلي، از روند جبهه اي منسجمي پيروي مي كند كه حوادث مهم محلي ممكن است بطور قابل ملاحظه اي متفاوت باشند. مقدار بارش از سالي به سال ديگر و از مكاني به  مكان ديگر متغير است. در مقابل كوه هاي غات غربي، ابرهاي كومه اي با رشد عمودي فوق العاده زياد شكل مي گيرند كه بارش ايجاد كرده و بسيار تماشايي هستند. در اينجا، نخست جريان هواي مونسوني در مقابل شيب هاي تند متوقف گشته و به مرور، هوا روي هم انباشته مي شود كه بر اثر بالا رفتن آن از شيب تند كوه، ابرهاي تشكيل شده ضخيم و ضخيم تر مي شوند تا اينكه جريان هواي سطحي و ابرها روي مانع غلتيده و بعد از چند نوبت جذب مختصر توسط هواي خشك دور از دريا،‌آبشار كوچكي از هوا را به سمت درون فلات دكن جاري مي سازد.

در فصل مونسون، شيب هاي رو به باد از 2000 تا 5000 ميلي متر باران دريافت مي كنند. عوامل متعدد و بويژه پستي و بلندي براي ساختن يك الگوي منطقه اي پيچيده با هم تركيب مي شوند. هواي اقيانوسي كه در زير 6000 متري به سمت هند جريان دارد، مطابق با اثر كوريوليس منحرف مي گردد. جريان همگراي نزديك شونده اي كه مرطوب نيز مي باشد، روي خشكي داغ ناپايدار شده و در معرض تلاطم همرفتي قرار مي گيرد. ابرهاي برج وار كومه اي بارا هزاران متر صعود كرده، طوفان هاي تندري بسيار شديدي را ايجاد مي كنند. در ضمن، اين فرايند، گرماي نهان را نيز به هواي اطراف آزاد مي سازد كه در نتيجه، كمربند گرم وردسپهر بالا در جهت شمال غربي از اقيانوس به روي خشكي مهاجرت مي كند. توده هواي اصلي در بالاي 9000 متري، جريان قوي شرقي را ابقا مي نمايد.
شكل 3. a) متوسط وضعيت بادهاي تراز 850 HPA (متر بر ثانيه)، b) بازتابش تشعشعات طول موج بلند (OLR) بر حسب وات بر متر مربع و c) دماي تراز 200 HPA (سلسيوس) طي 3 ماهه ژوئن تا اوت (تابستان)

 


در ماه هاي ژوئن و ژوئيه (از اواسط خرداد تا اواسط مرداد) كه مونسون قوي است؛ ضخامت آن از سطح زمين تا ارتفاع 6000 متري (ارتفاع در شمالي ترين قسمت ها كمتر است) و حتي تا 9000 متر بخوبي كشيده مي شود. شرايط جوي روي كل هند، ابري و گرم و مرطوب است. بارش مابين 400 و 500 ميلي متر است، ولي پستي و بلندي ها اختلافات فوق العاده اي را در ميزان بارش ايجاد مي كنند. در شيب هاي جنوبي تپه هاي خازي فقط در 1300 متري، جايي كه جريانات هواي مرطوب بالا برده شده و سپس به سمت ديگر تپه سرازير مي شود، شهر چراپونجي در ژوئيه داراي متوسط بارش 2730 ميلي متر مي شود. مونسون روي دره گنگ (Ganges) توسط مانع هيماليا منحرف گشته و جريان هوا جنوب شرقي مي شود. آنگاه، كمربند گرم وردسپهر بالا بواسطه ميعان در روي هند شمالي بصورت زيگزاك حركت مي كند. در طي اين ماه ها، فشار در سطح زمين در كمينه مقدار خود قرار دارد.

اساسا در ماه هاي ژوئيه و اوت (اواسط تير تا اواسط شهريور) است كه امواج كم فشار هواي مونسوني ظاهر مي شوند و در ماه يك يا دو بار وافشاريهاي كاملا توسعه يافته را ظاهر گردانيده و كم و بيش، هم زمان با امواج شرقي تراز بالا، از شرق به غرب حركت مي كنند. شكست هاي ناگهاني و تندي جت شرقي سبب تقويت محلي جريان مونسوني تراز پايين گشته و متعاقبا بارش افزايش مي يابد، بطوريكه توزيع بارش يكنواخت تر است. بعضي از وافشاري هاي عميق تر قبل از آنكه به خشكي برسند، به چرخندهاي حاره اي تبديل شده و باران هاي سيل آسا و سيل هاي فجيع را با خود به ارمغان مي آورند. 

در مجموع، گسترش اختلاف زماني بوجود مي آيد كه جت شرقي بيش از معمول به سمت شمال حركت كند؛ زيرا افزايش باد مونسوني روي شيب هاي جنوبي هيماليا، باران هاي سنگين و سيل هاي محلي را به ارمغان مي آورد؛ اما وضعيت جوي روي بخش هاي مركزي و جنوبي بطور ناگهاني خشك تر شده و مادامي كه انتقال غير عادي دوام داشته باشد، به همين شكل باقي مي ماند. انتقال در جهت مخالف نيز ممكن است و در عرض مياني وقتي كه جريان جو بالا در امتداد صورت جنوبي هيماليا ست، براي بخش هاي شمالي، خشكسالي به همراه دارد. اين دوره هاي خشك نيز همانند شكست هاي ناگهاني مونسون، ناشناخته هستند.

مونسون جنوب غربي روي جلگه پاييني ايندوس (Indus) فقط 500 متر ضخامت دارد و رطوبت كافي براي ايجاد باران ندارد؛ به عبارت ديگر جريانات شرقي وردسپهر بالا قويتر مي باشند و در حقيقت، جت استريم شرقي را تشكيل مي دهند. كشورهاي ايران، غرب پاكستان و عربستان احتمالا به دليل واگرايي در اين جت بصورت خشك باقي مي مانند و بنابر اين منبع جديد حرارت سطحي محسوب مي شوند. 

در ماه اوت از شدت و استمرار آفتاب كاهش يافته و دماها نيز شروع به كاهش مي كنند و نوسانات هواي جنوب غربي بطور نامنظم كاهش يافته و تقريبا در شمال غربي متوقف مي شود. در اين هنگام هنوز چراپونجي بيش از 2000 ميلي متر بارش دريافت مي كند. اما در سپتامبر (اواسط شهريور تا اواسط مهر) هواي شمالي كه خشك و سرد مي باشد، شروع به چرخيدن به سمت غرب ارتفاعات هند نموده و بر روي شمال غربي هند گسترده مي شود. جت شرقي ضعيف شده و جريانات شرقي ورد سپهر بالا به سمت جنوبي تر حركت مي كنند؛ زيرا در ترازهاي پايين تر، جريانات مرطوب جنوب غربي خيلي ضعيف و متغير هستند و زود عقب نشيني مي كنند. در نهايت، بارش در بيشتر منطقه متغير بوده، اما هنوز بارش هاي رگباري بيشتر در ناحيه جنوب شرقي و روي خليج بنگال مي بارند. 

تا اوايل ماه اكتبر در همه جاي هند بادهاي متغير به دفعات تكرار مي شوند. در پايان ماه، منطقه هند يكدست از هواي شمالي پوشيده شده است و مونسون زمستاني شكل مي گيردو جريان سطحي توسط نيروي كوريوليس منحرف گشته و به جريان شمال شرقي تبديل مي شود؛ اين امر سبب مي گردد تا فصل باراني از اكتبر تا دسامبر (فصل پاييز) در كرانه جنوب شرقي دكن (Deccan) شامل ساحل مدرس و شرق سريلانكا ايجاد شود كه تنها با پستي و بلندي آن را نمي توان شرح داد، زيرا بخوبي روي دريا گسترش دارد. وافشاري هاي حاره اي و چرخندها عوامل كمك كننده مهم بشمار مي آيند. 

از اين رو بيشتر مناطق هند فصلي را آغاز مي كنند كه وضعيت جوي آفتابي، خشك و گرد و غباري دارند. در اين هنگام خشك ترين دوره در ايالت پنجاب در ماه نوامبر (آبان و آذر)؛ هند مركزي، بنگال و ايالت آسام در ماه دسامبر (آذر و دي)؛ دكن شمالي در ماه ژانويه (دي و بهمن)؛ دكن جنوبي در ماه فوريه (بهمن و اسفند) اتفاق مي افتد. بر عكس، شيب هاي جنوبي هيماليا و قراقوروم (Karakoram) از آن پس با رسيدن وافشاري هاي جبهه اي از اقيانوس اطلس و درياي مديترانه، تحت تاثير قرار مي گيرند. اين مناطق باران هاي متوسط زمستاني را دريافت مي كنند، زيرا محل آنها بوضوح خارج از قلمرو مونسوني قرار دارد.

در مناطقي كه تهيه آب و محصولات كاملا به باران هاي موسمي بستگي دارد؛ ضروري ست تا به طور كمي پيش بيني هاي هواشناسي بلند مدت در دسترس باشند. پيش بيني بايستي در شروع ماه ژوئن منتشر شود. بررسي ها روي مونسون هند نشان داده اند كه در ماه آوريل، بين داده هاي فشار آمريكاي جنوبي و شرايط باد فوقاني هند، همبستگي مثبت وجود دارد و همچنين در ماه مي، بين بارش در زيمباوه و جاوه و بادهاي شرقي روي كلكته، همبستگي منفي وجود دارد كه مي توان از آنها در پيش بيني استفاده نمود. 
شكل 4. a) متوسط وضعيت بادهاي تراز 850 HPA (متر بر ثانيه)، b) بازتابش تشعشعات طول موج بلند (OLR) بر حسب وات بر متر مربع و c) دماي تراز 200 HPA (سلسيوس) طي 3 ماهه دسامابر تا فوريه (زمستان)

 


در شبه قاره، مونسون بعنوان قديمي ترين مشاهدات آب و هوايي، يك الگوي مهم آب و هوايي در اقتصادي بوده كه جزء پيش بيني ترين و منحصر بفردترين رويداد آب و هوايي محسوب مي شود. در عين حال، هنوز با درك و شناخت اندك فعلي، پيش بيني آن دشوار مي باشد. نظريه هاي متعدد به منظور توضيح سر منشا مونسون پيشنهاد شده است، از جمله روند، قدرت، تغيير پذيري (نوسان)، توزيع و دگرگوني هاي عمومي مونسون شبه قاره هند، اما درك پديده و پيش بيني پذيري آن ها  هنوز هم در حال تغيير و تحول مي باشد. مشخصه هاي جغرافيايي منحصر بفرد شبه قاره، همراه با همپيوندي مولفه هاي اتمسفري، اقيانوسي و جغرافيايي، بر حصول اطمينان در پيش بيني رفتار يك مونسون در جنوب آسيا و شبه قاره هند بسيار موثر است. با توجه به تاثير مونسون در كشاورزي، فلور (فلور =Flora)، فون(زياگان = Fauna) و آب و هواي عمومي هند، بنگلادش، پاكستان، سريلانكا و غيره، در ميان ديگر اثرات اقتصادي، اجتماعي و زيست محيطي، مونسون يكي از مطالعه شده ترين و پيش بيني ترين پديده هاي آب و هوايي شبه قاره هند مي باشد. مونسون تاثير قابل توجهي، در رفاه عمومي ساكنان شبه قاره گذاشته، ليكن به (( وزير دارايي واقعي هند = real finance minister of India)) لقب گرفته است.

 


زمينه

طبق مشاهدات اوليه توسط ملواناني كه در درياي عرب بين آفريقا، هند و جنوب شرق آسيا سفر مي كنند، مونسون يك پديده بزرگ آب هوايي در هند (و شبه قاره) به لحاظ تاثير بر زندگي ساكنان آن در طول قرنها محسوب مي شود. مونسون در هند مي تواند بر اساس گسترش فضايي بر فراز شبه قاره به 2 شاخه طبقه بندي شود: 

- شاخه درياي عرب

- شاخه خليج بنگال

متناوبا، آن بر اساس راستاي بادهاي بارانزا (rain bearing winds) مي تواند به 2 بخش تقسيم شود:

- مونسون جنوبي - غربي ( موسمي SW)

- مونسون شمالي - شرقي (موسمي NE)
شكل5. a و b، بترتيب راستاي باد 850 HPA، دماي سطح آب دريا (C0) و بارش (mm/day) در طي تابستان (ژوئن تا اوت) و زمستان (دسامبر تا فوريه) را نشان مي دهند.

 

آن همچنين مي تواند بر اساس موقعيت سال، كه بادها باران را به هند به ارمغان مي آروند، به دو دوره بارشي تقسيم شود:

- مونسون تابستان (مي تا سپتامبر)

- مونسون زمستان (اكتبر تا نوامبر)

به سبب پيچيدگي مونسون، به عنوان يك پديده آب و هوايي هند، هنوز به طور كامل شناخته نشده، به همين سبب پيش بيني دقيق رفتار آن در كميت، توزيع زماني و مكاني بارش ناشي از آن دشوار است. 

 

شكل6. ابرهاي مونسون جنوب غربي بر فراز تاميل نادو (Tamil Nadu) هند

 


مكانيسم مونسون

مونسون يك پديده حاره اي ست. شبه قاره هند، در قسمت شمالي استوا از هيماليا تا هندوكش، عمدتا در ناحيه حاره اي نيمكره شمالي واقع شده است. الگوي آب و هوايي شامل وزش باد در راستاي جنوب به غرب (شناخته شده بعنوان مونسون جنوب به غرب) از اقيانوس هند به سوي سرزمين بزرگ هند در طي ماه هاي ژوئن تا سپتامبر مي باشد. به طور كلي باد هاي باران آور، از دريا به ساحل وزيده و باران ها را به اكثر قسمت هاي شبه قاره به ارمغان مي آورند. آنها به 2 شاخه تقسيم مي شوند، شاخه درياي عرب و شاخه خليج بنگال در نزديكي منتهي اليه جنوبي شبه جزيره هند. 

ميانه اواخر سال، در حدود ماه اكتبر، اين بادها تغيير مسير داده و شروع به وزش در راستاي شمال به شرق (شمال شرقي) مي كنند. كه سبب جريان خشكي به دريا شده (از شبه قاره به سوي اقيانوس هند)، سيستم با رطوبت كم تنها در بخش هاي محدودي از هند مانند كرالا (Kerala)، آندرا پرادش (Andhra Pradesh) و تاميل نادو (Tamil Nadu) باران به ارمغان مي آورند. كه بعنوان مونسون شمال به شرق (شمال شرقي) شناخته شده است. به هر حال، اين بارندگي جوابگوي كشت برنج در منتهي اليه جنوب هند مي باشد. اين مكانيسم چرخه سالانه مونسون شبه قاره هند را كامل مي كند. 

براي رويداد تمام سناريوهاي فوق، مشخصه هاي عوارض جغرافيايي منحصر بفرد شبه قاره هند به كار مي آيند. ويژگي هاي قابل توجه و لازم شبه قاره هند، در توضيح مكانيسم مونسون به شرح زير عبارتند از:

ويژگي هاي باران هاي موسمي

برخي ويژگي هاي منحصر بفرد باران هايي كه مونسون براي شبه قاره هند به ارمغان مي آورد:


پيدايش باران هاي موسمي (Bursting" of Monsoon Rains")

ظهور مونسون حاكي از پي آغاز (onset) تغييرات ناگهاني در شرايط آب و هوايي در هند (به طور معمول از آب و هواي گرم و خشك به آب و هواي معتدل و مرطوب طي مونسون جنوب غربي) به سبب افزايش سريع متوسط بارش روزانه مي باشد. به همين ترتيب ظهور مونسون شمال شرقي نشان دهنده يك افزايش ناگهاني در متوسط بارش روزانه در سراسر نواحي تحت تاثير ست.


شكل 7. ظهور مونسون بر فراز بمبئي (Mumbai)


تغييرات بارش موسمي (دگرگون پذيري ها)

يكي از رايج ترين عبارات مستعمل جهت توصيف ماهيت بي نظم مونسون شبه قاره هند "دگرگون پذيري هاي مونسون" (= vagaries of monsoon) مي باشد، كه در جرايد، مجلات، كتاب ها و وب پرتال ها جهت طرح هاي بيمه اي و بحث بودجه هند بكار برده مي شود. در برخي سال ها، بارندگي هاي زياد سبب وقوع سيل در نقاط مختلف هند، در برخي سال هاي ديگر، بارش هاي بسيار كم سبب بروز خشكسالي مي شود. در برخي سال ها زمان بندي آن ممكن است متغيير باشد. مونسون، با وجود ميانگين بارش سالانه، توزيع روزانه و ناحيه اي، آن اساسا مي تواند نامتقارن باشد. به همين روي تغيير پذيري ماهيت باران ها و آب و هواي موسمي از ويژگي هاي بارز آن ست.


ايده آل و نرمال باران هاي موسمي

هر سال پي آغاز نرمال مونسون جنوب غربي از سوي سواحل غربي هند (در نزديكي Thiruvananthapuram) حوالي 1 ژوئن آغاز و كل هند را تا حدود 15 جولاي در بر ميگيرد. عقب نشيني مونسون از هند معمولا از 1 سپتامبر آغاز شده و حوالي 1 اكتبر كامل مي شود. به طور مشابه مونسون شمال شرقي در حدود 20 اكتبر آغاز و براي يك دوره حدود 50 روز قبل از عقب نشيني ادامه دارد.
باران هاي موسمي تابستاني آسيا، براي حدود يكصد روز، تقريبا همزمان با بادهاي 120 روزه سيستان، از روزهاي پاياني خرداد ماه آغاز شده و در روزهاي آغازين مهرماه به پايان مي رسد. روز آغازين اين باران ها براي هر سال متفاوت از سال هاي ديگر است، اما اين روز در يك محدوده يك ماهه قرار دارد. در Kerala، كه در عرض جغرافيايي 8 درجه شمالي قرار دارد، اين باران ها در روز 12 خرداد، با تقريب يك هفته اي، آغاز مي شود. سپس مانسون به آهستگي به سوي شمال غربي پيش روي مي كند. روز 21 خرداد در بمبي، 19 درجه شمالي، و روز 26 خرداد در دهلي، 28.5 درجه شمالي، خود را نشان مي دهد. در نيمه نخست تيرماه، تمامي شبه قاره هند زير نفوذ مانسون قرار مي گيرد. تعادل آب در هندوستان چنان موبه مو و تنگاتنگ است كه فقط يك هفته تاخير در باران به فاجعه اي بزرگ منجر مي شود. هرچند تاريخ آغاز اين باران ها اغتشاشي يك ماهه دارد، اما پژوهش ها نشان مي دهد كه مقدار باران موسمي، ربطي به تاريخ آغاز آن ندارد.

بررسي و مطالعه باران هاي موسمي نشان مي دهد كه اين جريان در حدود اواخر مرداد و اوايل شهريور، يك وقفه 3 الي 21 روزه دارد. از مهرماه تا خردادماه در شبه قاره هند، به جز منطقه تاميل نادو و رشته كوه هاي Ghats، به ندرت بيش از چند ميلي متر باران مي بارد. در مهرماه باران هاي موسمي به سوي جنوب شرقي هند حركت مي كند. در آبان ماه جبهه مانسون به تاميل نادو رسيده و تقريبا در همين زمان مانسون زمستاني در جنوب هند به آرامي آغاز مي شود. 

در اين زمان، ديگر مناطق شبه قاره هند به سوي خشكي پيش مي رود، بادهاي گرم و مرطوب جنوب غربي به بادهاي سرد و خشك شمال شرقي، و مانسون تابستاني به مانسون زمستاني تبديل مي شود. در زمستان بادهاي شمال وز، هواي سرد و خشكي را بر روي شبه قاره حاكم مي كنند. اين فرآيند موجب ايجاد هوايي سرد، خشك و بدون ابر، به ويژه در ماه هاي بهمن و اسفند مي شود. از ميانه هاي اسفند ماه تا آغاز باران هاي موسمي در خرداد ماه، توفان هاي تندري پيش درآمد مانسون، گهگداري اين گرماي دهشتناك را مي شكند. در اواخر خرداد ماه، كرانه هاي هند شاهد ظهور دوباره باران هاي موسمي خواهند بود. اين چرخه هوائي زندگي مردم در اين منطقه را به شدت تحت تاثير خود قرار مي دهد. 
به هر روي، مونسون باراني لزوما نمي تواند مونسون نرمالي باشد. يك مونسون نرمال، نزديك به ميانگين آماري محاسبه شده بلند خود روي مي دهد. بنابر اين، يك مونسون نرمال عموما مونسوني ست كه داراي مقدار بارش نزديك به ميانگين در سراسر همه موقعيت هاي جغرافيايي (ميانگين توزيع مكاني) تحت نفوذ خود و طول دوره زماني فعاليت مورد انتظار (ميانگين توزيع زماني) باشد. علاوه بر اين، تاريخ ورود و خروج هر دو مونسون جنوب غربي و شمال شرقي بايد به زمان ميانگين بلند مدت نزديك باشد. معيارهاي دقيق براي مونسون نرمال توسط سازمان هواشناسي هند با محاسبات ميانگين و انحراف معيار براي هر يك از متغيرهاي بارشي فوق الذكر تعريف شده است.

يك مونسون با بارش بي از حد مي تواند سبب سيل هايي در هند، پاكستان و بنگلادش شود. و بارش هاي بسيار كم مي تواند منجر به خشكسالي گسترده، كمبود موارد غذايي، قحطي و زيان هاي اقتصادي شود. بنابر اين يك مونسون نرمال با عملكرد طبيعي، مطلوب ترين مونسون محسوب مي شود. 




نظريه هاي ساز و كار مونسون

نظريه هاي ساز و كار مونسون در درجه اول تلاش مي كنند دلايلي براي بازگشت فصلي بادها و زمانبندي هاي بازگشتشان، ارائه دهند.


نظريه سنتي (Traditional Theory)

به دليل تفاوت در ظرفيت گرمايي ويژه آب و زمين، قاره هاي سريع تر از درياها گرم مي شوند.در نتيجه هواي بالاي زمين هاي ساحلي نسبت به هواي فراز درياها زودتر گرم مي شوند. اين باعث بوجود آمدن مناطقي از فشار هواي كم در بالاي زمين هاي ساحلي در مقايسه با فشار هواي فراز درياها شده نتيجتا بادها از درياها به سوي سرزمسن هاي مجاور جريان مي يابد كه بعنوان نسيم دريا به خشكي (نسيم دريا = sea breeze) شناخته شده است. 

فرايند ايجاد مونسون طبق نظريه سنتي

همچنين بعنوان نظريه حرارتي (گرمايي) يا نظريه تفاوت گرماي دريا و زمين شناخته مي شود، اين نظريه مونسون را بعنوان يك نسيم درياي در مقياس بزرگ بيان مي كند. اين نظريه توضيح مي دهد كه در طي تابستان هاي تند جنب حاره، سرزمين گسترده اي از شبه قاره هند در يك نرخ (آهنگ) متفاوت با درياهاي اطراف گرم شده كه به يك گراديان فشاري از جنوب به شمال منتج مي شود. كه شرايط سبب جرياني از بادهاي مملو رطوبت از دريا به خشكي مي شود. در مسير رسيدن به خشكي به دليل عوارض جغرافيايي اين بادها صعود مكانيكي يافته، بي دررو خنك شده و منجر به باران هاي كوهزاد (orographic rains) مي شوند. توضيح فوق در ارتباط با تكوين بادهاي موسمي جنوب غربي است. فرايند معكوس در طي زمستان هنگامي روي مي دهد، كه سردتر بودن خشكي نسبت به دريا سبب برقراري يك گراديان فشاري از خشكي به دريا مي شود. اين شرايط سبب به جريان افتادن بادهايي بر فراز سرزمين هند بسوي اقيانوس هند در يك راستاي شمال به شرق منتج به مونسون شمال شرقي مي شود. از آنجا كه مونسون جنوب غربي از دريا به خشكي مي باشد، نسبت به مونسون شمال شرقي حاوي رطوبت بيشتر (بنابر اين بارش بيشتر) خواهد بود. تنها قسمتي از مونسون شمال شرقي به سبب عبور از فراز خليج بنگال كسب طوبت كرده، سبب بارش در آندرا پرادش (Andhra Pradesh) و تاميل نادو (Tamil Nadu) طي ماه هاي زمستان مي شود.

با اين حال بسياري از هواشناسان معتقد هستند كه مونسون يك پديده محلي طبق نظريه قديمي نمي تواند باشد، اما طبق نظريه مذكور، يك پديده عمومي آب و هوايي در طول كل ناحيه حاره اي زمين توضيح داده شده است. اين انتقاد، نقش تفاوت گرمايي دريا و زمين در ايجاد بادهاي موسمي را انكار نمي كند بلكه صرفا آن را تنها به يكي از عوامل متعدد محدود مي كند. 

نظريه پويا (Dynamic Theory)

بادهاي غالب گردش اتمسفري ناشي از تفاوت فشار در عرض هاي جغرافيايي مختلف زمين بوده و بعنوان وسيله اي براي توزيع انرژي گرمايي سياره عمل مي كنند. اين تفاوت فشار، ناشي از تفاوت در دريافت تابش خورشيدي در عرض هاي جغرافيايي مختلف زمين است كه منتج به گرمايش ناهمگن سياره مي شود. كمربندي متناوب پرفشار و كم فشار به موازات طول خط استوا گسترش يافته، 2  مدار  حاره (راس السرطان و جدي)، مدارات شمالگان (Arctic) و جنوبگان (Antarctic) و 2 ناحيه قطبي سبب بادهاي آليزه (Trade winds)، بادهاي غربي (Westerlies) و باد هاي شرقي قطبي (Polar easterlies) مي شوند. به هر روي، عوامل جغرافيايي مانند حركت انتقالي زمين، گردش آن و انحراف محور زمين منتج به انتقال تدريجي اين كمربندها به سوي شمال و جنوب به پيروي از انتقال فصلي خورشيد مي شود.


شكل 8. مدل سه سلولي گردش عمومي جو و بادهاي سياه اي


فرايند ايجاد مونسون طبق نظريه پويا

نظريه پويا مونسون توضيح مي دهد كه مونسون بر اساس انتقال سالانه موقعيت كمربندهاي جهاني فشار و باد روي مي دهد. بر طبق آن، مونسون نتيجه انتقال منطقه همگرايي درون حاره اي (Tropical Convergence Zone =ITCZ) تحت تاثير مولفه عمودي خورشيد (vertical sun) مي باشد. گرچه متوسط موقعيت ITCZ بر روي استوا منطبق مي باشد، با عزيمت مولفه عمودي خورشيد به سوي مدارت گرمسيري (راس السرطان و راس الجدي) در طي تابستان نيمكره مربوطه، ITCZ به پيروي از اين مولفه به سمت شمال و جنوب انتقال مي يابد. به اين ترتيب، نظريه مي گويد در طي تابستان شمالي (ماه هاي مي و ژوئن)، ITCZ شمال سو، همراه با مولفه عمودي خورشيد بسوي مدار راس السرطان حركت مي كند. ITCZ بعنوان ناحيه كم فشار هاي منطقه حاره مقصد نهايي باد هاي آليزه هر دو نيمكره مي باشد. نتيجتا، به همراه ITCZ واقع در مدار راس السرطان باد هاي جنوب شرقي نيمكره جنوبي مجبور به گذر از استوا براي رسيدن به ITCZ مي شوند. با اين حال، با توجه به وجود نيروي انحرافي كوريوليس، (اثر نيروي كوريوليس سبب انحراف بادها در نيمكره شمالي به سمت راست خود و در نيمكره جنوبي به سمت چپ خود مي شود) بادهاي آليزه جنوب شرقي در نيمكره شمالي به سمت شرق منحرف شده، به بادهاي جنوب غربي تغيير جهت مي دهند. ضمن گذر از دريا به خشكي كسب رطوبت كرده و با برخورد به ارتفاعات شبه قاره هند سبب بارش هاي كوهزاد مي شوند. اين فرايند در مونسون جنوب غربي نتيجه مي شود. 

نظريه پويا توضيحي از سيستم مونسون بعنوان يك پديده آب و هوايي پيرامون جهان و نه فقط محلي، فراهم مي آورد. و زماني كه با تئوري سنتي (براساس گرمايش دريا و خشكي) همراه مي شود، توضيح بهتري براي شدت متفاوت بارش برخوردي مونسون با موانع كوهستاني در طول نواحي ساحلي ارائه مي شود. 

تئوري روباد (Jet Stream Theory)

اين نظريه سعي در توضيح برقراري هر 2 مونسون شمال شرقي و جنوب غربي بعلاوه ويژگي هاي منحصر بفرد آنها مانند ظهور (bursting) و تغيير پذيري (variability) دارد. روبادها يك سيستم هواي غربوزان فوقاني هستند. آن در برخي جريانات هوايي سبب حركت آهسته امواج فوقاني با بادهاي 250 نات (knots)مي شود. نخستين بار توسط خلبانان جنگ جهاني دوم مشاهده شد، آنها دقيقا در زير تروپوپاز بر فراز مناطقي از شيب عميق گراديان فشار در سطح، توسعه مي يابند. انواع اصلي شامل جت هاي قطبي، جت هاي جنب حاره و كمتر شناخته شده جت هاي شرقي حاره مي باشند. آنها از قاعده كلي باد هاي زمينگرد (geostrophic winds) پيروي مي كنند. 

فرايند ايجاد مونسون طبق نظريه روباد

بر فراز هند، يك جت غربي جنب حاره اي در فصل زمستان گسترش مي يابد كه در فصل تابستان به جت شرقي حاره اي جايگزين مي شود. دماي بالا در سراسر فلات تبت، بعلاوه بطور كلي سراسر آسياي مركزي، در خلال تابستان به عنوان عامل مهم، منجر به تشكيل جت شرقي حاره اي بر فراز هند در تابستان مي شود. ساز و كار موثر مونسون اين است كه جت غربي سبب فشار بالا (پرفشار) بر فراز قسمت هاي شمالي شبه قاره در طول زمستان مي شود. اين منتج به جريان شمال به جنوب بادها در تشكيل مونسون شمال شرقي مي شود. با انتقال شمال سوي مولفه عمودي خورشيد، اين جت نيز به شمال جابجا مي شود. گرماي شديد سراسر فلات تبت، همراه با عوارض مرتفع فلات و مانند آن، جت شرقي حاره اي را بر فراز هند مركزي گسترش مي دهد. اين جت با ايجاد يك ناحيه فشار كم (كم فشار) بر فراز دشتهاي شمالي هند، جريان بادها را به سوي اين دشتها سوق داده، مونسون جنوب غربي را برقرار مي سازد. 

نظريه ظهور مونسون (Theory for "Bursting" of Monsoon)

ويژگي هاي منحصر بفرد ظهور مونسون، عمدتا توسط نظريه هاي روباد و پويا توضيح داده شده است:

نظريه پويا 

بر طبق اين نظريه، در طي ماه هاي تابستان نيمكره شمالي، ITCZ به سوي شمال انتقال مي يابد، كه بادهاي مونسون جنوب غربي را از دريا به سوي خشكي مي كشاند. با اين حال سرزمين هاي وسيع هيماليا سبب تداوم محدوديت ناحيه كم فشار به سوي خود مي شود. تنها زماني كه فلات تبت خيلي بيشتر از هيماليا گرم مي شود، ITCZ ناگهاني و به سرعت به سوي شمال انتقال مي يابد، منجر به ظهور رگبارهاي موسمي بر فراز شبه قاره هند مي شود. تغيير معكوس مسير بادهاي مونسون شمال شرق، بعنوان ظهور دوم كوچكتر در طي ماه هاي زمستان نيمكره شمالي، بارش مونسون شمال شرقي بر فراز شبه جزيره هند شرقي را ايجاد مي كند.

نظريه روباد

طبق اين نظريه، آغاز مونسون جنوب غربي بر فراز شبه قاره هند توسط انتقال شمال سوي جت غربي جنب حاره اي از فراز دشت هاي هند به سمت فلات تبت كنترل مي شود. اين انتقال نتيجه گرمايش شديد فلات طي ماه هاي تابستان مي باشد. اين انتقال جت غربي به شمال كوه هاي هيماليا، مانند اغلب تغييرات الگو آب هوايي مورد انتظار ، يك فراينده آهسته و تدريجي نيست. اعتقاد بر اين است كه علت اصلي اين فرآيند، ارتفاعات هيمالياست. همانطور كه فلات تبت گرم مي شود، كم فشار ايجاد شده بر فراز آن، جت غربي را بطرف خود بسوي شمال مي كشد. بواسطه بلندي هاي هيماليا، جت غربي از حركت به سوي شمال باز مي ماند. با اين حال، با تداوم افت فشار، نيروي لازم براي حركت جت غربي بر فراز هيماليا پس از مدت قابل توجه ايجاد مي شود. همينطور انتقال جت به ناگاه و سريع سبب ظهور باران هاي موسمي جنوب غربي به سوي دشت هاي هند مي شود. تغيير معكوس براي مونسون شمال شرقي روي مي دهد. 


نظريه هاي تغيير پذيري (نوسان) مونسون

اثر روباد 

نظريه روباد ذكر شده در بالا، نوسان در زمان و قدرت مونسون را نيز توضيح مي دهد.
 
زمان: انتقال بموقع روباد غربي جنب حاره به سوي شمال در آغاز فصل تابستان براي آغاز مونسون جنوب غربي سراسر هند حياتي ست. اگر انتقال روباد غربي جنب حاره به سوي شمال تاخير كند، مونسون جنوب غربي نيز با تاخير همراه خواهد بود. انتقال زودهنگام، نويد يك مونسون زود هنگام را مي دهد. 

قدرت: علاوه بر اين، قدرت مونسون جنوب غربي به قدرت روباد شرقي حاره اي برفراز هند مركزي وابسته است. يك جت شرقي حاره قوي منتج به مونسون جنوب غربي قوي سراسر هند مركزي مي شود و بالعكس.

اثر النينو _ نوسان جنوبي (El Niño-Southern Oscillation =ENSO)

النينو جريان آب گرم بوجود آمده در امتداد ساحل پرو ست كه جايگزين جريان سرد پرو يا هومبولت (Humboldt) مي شود. اين آب هاي گرم سطحي در رسيدن به ساحل پرو بواسطه النينو، توسط بادها آليزه ( Trade Winds) گسترش يافته، بدان سان دماي اقيانوس آرام جنوبي افزايش مي يابد. شرايط معكوس بعنوان لانينا (La Niña) شناخته شده است. 

نوسان جنوبي، كه نخستين بار توسط گيلبرت توماس واكر (Gilbert Thomas Walker) مدير كل رصد خانه در هند، مشاهده شد، اشاره به رابطه الاكلنگي فشار اتمسفري بين تاهيتي و داروين استراليا دارد. او متوجه شد هنگامي كه در تاهيتي پرفشار برقرار مي باشد، در داروين فشار كم بوده و بالعكس. شاخص نوسان جنوبي (Southern Oscillation Index=SOI)، بر مبناي تفاضل فشار بين تاهيتي و داروين، توسط اداره هواشناسي استراليا براي اندازه گيري قدرت نوسان فرموله شده است. واكر متوجه شد، مقدار بارش در شبه قاره هند اغلب در سالهاي پرفشار در داروين (و كم فشار در تاهيتي) كمتر بود. به طور عكس، كم فشار در داروين پيش بيني خوبي براي مقدار بارش در هند محسوب مي شد. بنابر اين او رابطه نوسان جنوبي را با مقدار باران هاي موسمي در هند ثابت كرد. 

در نهايت متوجه شد، نوسان جنوبي، مولفه اتمسفري متناظر اثر النينو / لانينا (كه در اقيانوس روي مي دهد) مي باشد. بنابر اين در زمينه مونسون، اين دو در مجموع به عنوان ENSO شناخته شدند. كشف شد كه ENSO يك اثر مشخص بر قدرت مونسون جنوب غربي بر فراز هند دارد، بطوري كه موسمي ضعيف (ايجاد خشكسالي در هند) در خلال سال هاي النينو بوده، در حالي كه سال هاي لانينا قدرت موسمي بر فراز هند خوب مي باشد.

اثر 2 قطبي اقيانوس هند

گرچه ENSO از نظر آماري در توضيح چند خشكسالي گذشته موثر بوده است، در دهه هاي اخير رابطه انسو - مونسون به نظر مي رسد در شبه قاره هند ضعيف شده است. به عنوان مثال در سال 1997، انسو قوي بعنوان دليل خشكسالي هند رد شد. با اين حال، بعدا كشف شد كه درست مانند رويداد انسو در اقيانوس آرام، يك سيستم الا كلنگي اقيانوسي - جوي مشابه، در اقيانوس هند در حال ايفاي نقش مي باشد. آن در سال 1999 كشف شد و دو قطبي اقيانوس هند (Indian Ocean Dipole = IOD) نام گرفت. IOD در ناحيه استوايي اقيانوس هند از آپريل تا مي توسعه يافته، در اكتبر به اوج مي رسد. در طي يك IOD مثبت، بادهاي سراسر اقيانوس هند از شرق به غرب مي وزند. اين شرايط منتج به گرمتر شدن درياي عرب (اقيانوس هند غربي در نزديكي سواحل آفريقا) و سرد و خشك تر شدن اقيانوس هند شرقي حوالي اندونزي مي شود. در سال 2 قطبي منفي، وقايع معكوس سبب گرمتر و باراني تر شدن اندونزي مي شود. اين حقيقت اثبات كرد كه يك شاخص IOD مثبت اغلب اثر ENSO را خنثي مي كند، منتج به افزايش باران هاي موسمي در سال هاي متعدد انسو (النينو) مانند 1983، 1994، , 1997 شده است. علاوه بر اين، نشان داده شد كه 2 قطب IOD - قطب شرقي (حوالي اندونزي) و قطب غربي (در سواحل آفريقا) مستقلانه و در مجموع بر مقدار باران هاي مونسون شبه قاره موثر بودند. 

نوسان استوايي اقيانوس هند

مشابه ENSO، مولفه اتمسفري IOD بعدا كشف شد و نوسان استوايي اقيانوس هند (Equatorial Indian Ocean Oscillation =EQUINOO) نام گرفت. اثرات EQUINOO در برخي از  پيش بيني هاي شكست خورده فاكتور گرفته شده بود، مانند خشكسالي شديد سال 2002، كه مي تواند در اين زمينه بحساب آيد. رابطه بين كران هاي ريزش هاي موسمي تابستانه هند، همراه با ENSO و EQUINOO مورد مطالعه قرار گرفته و مدل ها براي بهبود پيش بيني پذيري مقدار باران هاي موسمي به صورت آماري گرآوري شده اند. 

 

تاثير مونسون هند بر اقليم ايران

در ماه ژوئيه كه مونسون تابستاني هند در بيشينه فعاليت خود قرار دارد، مركز اين سيستم در سطح متوسط دريا با ميانگين 999 هكتوپاسكال با محور جنوبغربي - شمالش رقي از جنوب غربي ايران به سمت شرق و به جانب پاكستان كشيده شده است و در اين شرايط، جريانات هوا به سمت مركز اين سيستم حالت همگرايي دارند. توده هواي گرم و مرطوب اقيانوس هند كه از سمت شمال وارد مركز سيستم مي گردد، به لحاظ عبور از روي سطح وسيعي از قاره آسيا و در اثر مكانيزم تعديل توده هوا، خاصيت خود را از دست داده و تبديل به توده هواي قاره اي گرم و خشك شده است. 


شكل 9. متوسط فشار هوا در طی ماه ژوئيه؛ مونسون تابستاني


جرياناتي كه از سمت جنوب غرب وارد كشور مي شوند، علي رغم اينكه از روي درياي احمر و خليج فارس عبور مي كنند و بايستي با خود رطوبت زيادي همراه داشته باشند، اما چون اين جريانات در برخورد با ارتفاعاتي كه در جنوب شبه جزيره عربستان به موازات درياي احمر كشيده شده اند، مجبور به فرازش (Ascent) از روي آن موانع هستند، بنابر اين توده هوا در اثر وقوع فرايند ميعان و ايجاد بارش، رطوبت خود را روي عربستان از دست داده و سپس در هنگام عبور از روي خليج فارس مجددا شروع به كسب رطوبت مي كند؛ اما از آنجايي كه زمان استقرار توده هوا بر روي آبهاي خليج فارس طولاني نيست، لذا حاوي رطوبت كافي براي ايجاد بارش نمي باشد و به همين دليل بعد از عبور از روي جلگه خوزستان و فرازش از روي رشته كوه هاي زاگرس، بارشي در آن ديده نمي شود و اين توده هواي گرم و خشك فقط دماي شهرهاي واقع در مسير خود را افزايش مي دهد. 

جرياناتي كه از روي اقيانوس هند، درياي عرب و عمان به سمت مركز سيستم حركت مي كنند، در مسير حركت خود از عرض هاي جنوبي به عرض هاي شمالي، بر اثر نيروي كوريوليس به سمت راست حركت خود منحرف گشته و در نتيجه بخش عظيمي از توده هواي اقيانوسي مرطوب به كوه هاي غات غربي در هند برخورد نموده و بعد از عبور از روي آنها، بارش هاي سيل آسا در فلات دكن را ايجاد مي كنند؛ اما بخش ديگر جريانات كه از سمت جنوب شرقي وارد ايران مي شوند، علي رغم اينكه مرطوب هستند، اما روي بندر چابهار كه در مسير آن قرار دارد ايجاد بارش شديد نكرده، در حاليكه بعد از فرازش از روي رشته كوه هاي بشاگرد و در شهر ايرانشهر بارش نسبتا خوبي را به همراه دارد و حتي بعد از عبور از روي درياچه هامون جازموريان و كسب اندكي رطوبت، مجددا در فراز از روي رشته كوه هاي بارز كه به موازات كوه هاي بشاگرد كشيده شده اند، در شهرهاي بم، كرمان، يزد و چنانچه سيستم مونسوني هند خيلي فعال باشد و از رطوبت خيلي زيادي برخوردار باشد، در شهرهاي واقع در دشت لوت و دشت كوير ايران نيز بارش اندكي ايجاد مي كند. در مواقع ديگر در اين نواحي با ايجاد ابرهاي جوششي كم، طوفان گرد و خاك و شن و افزايش نسبي دما پديد مي آيد. مقايسه بارش هاي بنادر جنوبي ايران نشان مي دهند كه در تمام سال هاي مورد بررسي، بندر چابهار نسبت به بنادر ديگر از بارش خوبي برخوردار است. 

مقايسه شهرهاي مختلف در سال هاي اوج فعاليت مونسون (براي مثال سال 1973 كه ايرانشهر 89 ميلي متر بارش داشته است) در بررسي بيشينه بارش طي 30 سال، مشخص ساخت كه در سال هاي اوج مونسون شهرهاي واقع در غرب ايران نظير خرم آباد، همدان و كرمانشاه و شهرهاي جنوب غربي نظير آبادان، دزفول و اهواز و شهرهاي شمال شرقي ايران هيچگونه بارشي نداشته اند و در مقابل، شهرهاي كرمان، بم، يزد، زاهدان، شيراز، فسا، اصفهان از بارش خوبي برخوردار بوده اند. همچنين مقايسه دما نشان مي دهد كه در شهرهايي كه بارش رخ نداده اند، دما نسبت به سال قبل (غير اوج مونسون) افزايش چشمگيري داشته است. 

بررسي بارش هاي مربوط به شهرهاي شمال غربي و سواحل درياي خزر نشان مي دهند كه بارش اين نواحي تحت تاثير جريانات مونسون تابستاني هند نيستند، بلكه مي توانند مربوط به جريانات غربي سطوح فوقاني و جت استريم جنب حاره اي باشند كه در اين فصل از سال بين 35 تا 45 درجه عرض شمالي روي شمال درياي خزر با سرعت 40 نات جريان دارند.

 

شكل 10. وضعيت نرمال تابستانه روبادها (جولاي)

 


همچنين پرفشار آزرو (با مركز بزرگتر از 1016 هكتوپاسكال از شرق آمريكا تا غرب درياي مديترانه كشيده شده) زماني كه زبانه آن به روي درياي خزر گسترش مي يابد، در برخورد با جريانات مونسوني عرض هاي پايين، بر اثر تشكيل ناپايداري هاي همرفتي بارش در اين مناطق ايجاد مي كند. 

شكل 11. متوسط فشار سطح دريا (SLP) (جولاي)


برهمكنش جريانات غربي سطوح فوقاني جو و جريانات گرم مونسوني عرض هاي پايين سبب مي گردند كه در موقع ريزش هواي سردي كه از قطب به سمت عرض هاي پايين كشيده شده است، در برخورد با نيمه شمالي ايران كه در اثر جريانات مونسوني، داراي سطحي گرم مي باشد؛ در اين نواحي با وقوع ناپايداري هاي شديد، بارش خوبي نيز ايجاد شود. اين حالت مربوط به سال هايي است كه بارش در شهرهاي واقع در نيمه شمالي ايران وجود داشته، اما در نيمه جنوبي ايران بارشي رخ نداده و دماي شهرهاي واقع در جنوب غرب ايران حتي به بالاي 50 درجه سلسيوس نيز رسيده است.

بارش هاي موسمي هند در جنوب شرق ايران تحت 2 الگو مي باشد:

1- در الگوي اول زبانه كم فشار موسمي در سطح زمين بخش هايي از كشور را در بر مي گيرد و در شمال غرب يك سيستم پرفشار حاكم مي گردد. در اثر برخورد و تقابل اين دو سيستم فشار، جبهه نيمه ساكن روي ايران مستقر، و نفوذ هواي سرد شمالي به سمت كم فشار موسمي باعث صعود آن مي شود. 

2- در الگوي دوم زبانه كم فشار موسمي رطوبت را از اقيانوس هند و خليج بنگال به جنوب شرق كشور حمل مي كند و در اثر گرمايش زميني، كم فشار حرارتي تشكيل شده در محل باعث صعود هواي مرطوب موسمي مي گردد. 

هر دو الگو نيازمند تمركز كم ارتفاع در سطح 500 هكتوپاسكال و واگرايي در سطح 200 هكتوپاسكالي هستند. چنانچه شرايط اوليه (ورود زبانه كم فشار موسمي) رطوبت را به ايران حمل كند ولي شرايط ثانويه (وجود كم ارتفاع در 500 هكتوپاسكالي و واگرايي در 200 هكتوپاسكال) وجود نداشته باشد، ريزش هاي جوي به وقوع نخواهد پيوست.

در هر دو الگو در سطح 500 ميلي بار، زبانه كم فشار موسمي جنوب شرق آسيا تا جنوب شرق ايران امتداد يافته است. اين زبانه كم فشار رطوبت موجود در اقيانوس هند و درياهاي اطراف را به سمت ايران حمل مي كند. همچنين با استقرار اين سيستم شرايط براي صعود هواي مرطوب موسمي فراهم مي شود و ريزش هاي جوي آغاز مي گردد. تفاوت اين دو الگو در گسترش زبانه پرارتفاع جنب حاره اي است. در الگوي اول سطوح مياني تروپوسفر از اشغال پرارتفاع رهايي مي يابد و زبانه كم ارتفاع موسمي مي تواند تا نواحي شمالي و غربي كشور توسعه يابد؛ در حالي كه در الگوي دوم سطوح مياني تروپوسفر در احاطه پرارتفاع جنب حاره اي قرار دارد و سيستم مزبور اجازه نفوذ سيستم هاي باران زاي موسمي را سلب كرده است. 

بررسي نقشه هاي سطح 200 HPA نشان داد كه روزهاي بارش موسمي روباد شرقي در قسمت جنوبي پرارتفاع تبت در اين تراز قرار مي گيرد. پرارتفاع سطح 200 HPA دنباله پرارتفاع تبت است. پر ارتفاع تبت يك واچرخند بزرگ بر روي فلات تبت است كه بزرگترين دامنه آن در تراز 200 HPA در تابستان نيمكره شمالي مشاهده مي شود. اين پرارتفاع تبت با ريزش هاي جوي در ايران همراه بوده است. 

ريزش هاي جوي هنگامي تشديد مي شود كه در سطح 200 HPA پرارتفاع تبت به سمت غرب منتقل شده باشد و روباد شرقي دامنه جنوبي آن، واگرايي جو بالا را تقويت كند. 

در هر دو الگو در سطح زمين بر روي شمال خليج فارس و تنگه هرمز كم فشار حرارتي مستقر شده است. منحني مركزي اين كم فشار با مقدار فشار 995 HPA بسته شده است. بر روي پاكستان و جلگه سند نيز يك كم فشار حرارتي ديگر مستقر گرديده كه منحني مركزي آن با 995 HPA مشخص مي شود و سرانجام، زنجيره اي از مراكز كم فشار از شمال شرق آفريقا تا شرق چين بر روي خشكي ها استقرار يافته كه در مجموع منطقه همگرايي استوايي را تشكيل مي دهند.

بين الگوهاي اول و دوم مغايرت هايي نيز مشاهده مي شود، در الگوي اول، در سمت شمال كم فشار مستقر در كشور، پرفشاري با منحني مركزي 1015 هكتوپاسكال قرار گرفته كه هواي سرد عرض هاي بالا را به سمت جنوب هدايت مي كند و در اثر برخورد بين اين دو توده (هواي سرد و هواي گرم) ناپايداري به وجود مي آيد و بارندگي ايجاد مي شود. اين ناپايداري در امتداد رشته كوه هاي البرز است كه نحو حركت آن به فعاليت سيستم كم فشار روي فلات ايران و پرفشار شرق درياي خزر بستگي دارد. به اين الگو موسمي در اصطلاح موسمي برخوردي يا غير خالص گفته مي شود. 

تفاوت عمده الگو دوم با الگوي نوع اول در بسته شدن زبانه كم فشار موسمي در جنوب شرق كشور است. زبانه كم فشار موسمي با منحني بسته 1000 هكتوپاسكال تا شمال خليج فارس كشيده شده است. كمربند همگرايي حاره اي كه مجموعه اي از كم فشار حرارتي را به يكديگر متصل مي كند، در خشكي هاي جنوب آسيا مستقر شده است. جريان هوا در زبانه كم فشار موسمي بر روي اقيانوس هند جنوب غربي است كه پس از ورود به خشكي هاي آسيا، در جنوب كوه هاي هيماليا به طرف غرب متمايل مي شود و جهت شرق پيدا مي كند. در اين جاست كه اگر قدرت كافي داشته باشد خود را تا جنوب شرق ايران مي رساند. در صورتي كه عوامل صعود وجود داشته باشد صعود مي كند و بارش هاي تابستانه جنوب شرق كشور را ايجاد مي نمايد. در اين الگو كم فشار خليج فارس نيز تقويت مي شود و با حركت چرخندي خود رطوبت درياي عمان و خليج فارس را به نواحي ساحلي منتقل مي كند. 


ماهیت، ساختار و تغيير زمانی گردش بزرگ مقیاس جو تابستانه بر روي جنوب غرب آسیا


با آغاز گردش موسمی در جنوب و جنوب شرق آسیا یک جریان غرب سوي مداوم در وردسپهر فوقانی شکل می گیرد که محل اصلی همگرایی و فرونشینی آن چاهه * گرمایی جنوب غرب آسیا و شرق مدیترانه است. از نظر فیزیکی سرمایش تابشی اولیه در چاهه گرمایی جنوب غرب آسیا، به واسطه فرونشینی هواي برخاسته از منطقه موسمی به توازن می رسد. براساس نتایج تحقیق، جنوب غرب آسیا در طی دوره گرم سال، گردش بزرگ مقیاس شبه ساکنی را تجربه می کند که از یک سو محل همگرایی و نزول مداوم هواي منشأ یافته از موسمی جنوب و جنوب شرق آسیا بوده و از سوي دیگر به واسطه شکل گیري شیب معکوس نصف النهاري دما یک گردش هدلی معکوس را در امتداد نصف النهاري تجربه می کند.
شكل 12. سلول های گردش موسمی (A)، گردش متقاطع بر جانب غربی گردش موسمی در 20 درجه شمالی (B) و گردش واکر (C) در طول فصل تابستان (وبستر و همکاران 1998).

 


نتایج تحقیق بیانگر آن است که در پی تسلط جریان غرب سو با منشأ موسمی،گردش واچرخندي گسترده اي بر روي جنوب غرب آسیا تسلط می یابد. آغاز و پایان تسلط گردش واچرخندي بر روي منطقه به ترتیب با یک جهش ناگهانی شمال سو و جنوب سو در هسته جت جنب حاره همراه می گردد. جهش شمال سو و جنوب سوي جت به ترتیب تنها چند روز پس از تسلط و محو گردش واچرخندي گسترده به وقوع می پیوندد. بر این اساس، جهش عرضی و ناگهانی جت جنب حاره بر روي جنوب غرب آسیا می تواند به عنوان معیاري جهت تشخیص فصل تابستان در نظر گرفته شد. نتایج بررسی حاضر یافته هاي پیشین را مبنی بر وجود ارتباط بین جابجایی ناگهانی شمال سوي جت جنب حاره بر فراز خاورمیانه با تغییر ناگهانی گردش فصلی در جنوب و غرب آسیا در ماه جون و آغاز گردش موسمی مورد تأیید قرار می دهد.
شکل 13. a) وضعیت همدیدي متوسط فصل تابستان (2000 - 1971) بر روي جنوب غرب آسیا در تراز 200 هکتوپاسکال. تاوایی نسبی برحسب 1-ب5 -10  و ارتفاع ژئوپتانسیل و سرعت باد مداري به ترتیب برحسب متر و متر بر ثانیه می باشند. (b) متوسط درازمدت (2000 - 1979) تابش زمین تاب در امتداد عرض هاي 200، 250، 300 شمالی براي فصل تابستان برحسب وات بر مترمربع



نتایج بررسی جمله هاي گرمایش در رو خاطر نشان می سازد که پرفشار ایران به واسطه ي وجود رشته کوههاي زاگرس و در نتیجه فرارفت قائم گرما از سطح فلات مرتفع ایران در ترازهاي میانی وردسپهر و در غرب ایران شکل گرفته و تکوین می یابد. محاسبه میدان واگرایی افقی بر سطح زاگرس و در مرکز پرفشار ایران وجود چنین ساز و کاري را مورد تأیید قرار می دهد. یافته هاي تحقیق، نتایج برخی مطالعات اخیر را در رابطه با نقش کوههاي زاگرس در تشکیل پرفشار بر روي ایران تأیید می نماید.

شکل 14. متوسط درازمدت میدان واگرایی افقی و باد واگرا. (a) قبل از استقرار گردش موسمی (200 ه.پ). (b) بعد از آغاز گردش موسمی (200 ه.پ). (c) و (d) متوسط فصل تابستان براي ترازهاي 200 و 850 ه.پ. نقشه ها براي یک دوره 30 ساله ( 2000-1971) تهیه شد. میدان واگرایی افقی برحسب ms-1 م 6- 10 و خط AB نشان دهنده موقعیت نیمرخ در شکل 3-c می باشد.

 

واچرخند ترکمنستان چنان که نتایج بررسی نشان می دهد، منطقه اصلی همگرایی و نزول هوا با منشأ موسمی در جنوب غرب آسیاست. در جانب جنوبی ترکمنستان کمینه همگرایی هوا در وردسپهر فوقانی با بیشینه واگرایی افقی هوا در زیر تراز 600 هکتوپاسکال همراه شده و تشکیل واچرخند ترکمنستان را در ترازهاي زیرین جو در پی دارد. نتایج بدست آمده، ساز و کار ارائه شده توسط رادول و هاسکینز را در رابطه با شکل گیري یک مرکز پرفشار بر جانب شرقی دریاي خزر مورد تأیید قرار می دهد.

 شکل 15. نیمرخ قائم متوسط میدان واگرایی افقی و باد واگرا (جون، جولاي و آگوست). (a) در امتداد عرض° 32 شمالی. (b) در امتداد طول° 53 شرقی. (c) در امتداد خط AB نشان داده شده در شکل d-2. شکل ها براي یک دوره 30 ساله ( 2000-1971) تهیه شد و میدان واگرایی برحسب ms-1 ا6-10× می باشد.

 

بر اساس نتایج مطالعه پرفشار عربستان از ماهیتی ترکیبی برخوردار است. بدین معنی که مرکز پرفشار عربستان از یک سو محل نزول هواي منشأ یافته از منطقه موسمی جنوب آسیاست و از سوي دیگر در روند تکوین فصلی خود متأثر از واداشت هاي گرمایی منطقه فلاتی غرب عربستان می باشد. با پیشروي دوره گرم سال و به واسطه گرمایش منطقه فلاتی غرب عربستان، مرکز پرفشار ضمن جابجایی شمال غرب سو از محور کوهستانی غرب عربستان تبعیت می کند. 

شکل زير به صورت شماتیک روابط مؤلفه هاي گردشی را با لحاظ نمودن تقدم زمانی در وقوع پدیده ها بر روي جنوب غرب آسیا نشان می دهد.

شكل 16. روابط مؤلفه هاي اصلی گردش جو تابستانه بر روي جنوب غرب آسیا با حفظ تقدم زمانی در یک تصویرشماتیک.



با بهره گیري از شاخص هاي طراحی شده در این پژوهش، زمان آغاز، خاتمه، طول مدت و شدت گردش تابستانه بر روي جنوب غرب آسیا مورد بررسی قرارگرفت. براساس شاخص فیزیکی، به طور متوسط فصل تابستان در جنوب غرب آسیا در روز 7 جون آغاز و پس از 113 روز در 28 سپتامبر به پایان می رسد. این در حالی است که مدت متوسط فصل موسمی تابستانه 133 روز و در حد فاصل 29 می (آغاز گردش موسمی) تا 8 اکتبر (پایان گردش موسمی) محاسبه گردیده است. در بررسی وردایی زمانی مؤلفه هاي اصلی گردش جو تابستانه بر روي جنوب غرب آسیا این نتیجه کلی حاصل شد که در طی دهه هاي اخیر طول فصل تابستان بر روي جنوب غرب آسیا کاهش قابل ملاحظه اي را تجربه نموده است. اگرچه زمان آغاز تابستان بر روي جنوب غرب آسیا در روند درازمدت خود تنها تغییرات بسیار ناچیزي را تجربه نموده، اما خط روند یک کاهش 8 تا 9 روزه را در طی دوره مطالعه براي طول فصل تابستان نشان می دهد. بررسی ها بیانگر آن است که کوتاه شدن طول فصل تابستان بر روي جنوب غرب آسیا از 117 روز به 109 روز ناشی از پایان زودرس فصل تابستان در دهه هاي اخیر می باشد. می توان چنین استدلال نمود که پایان زودرس تابستان بر روي جنوب غرب آسیا به واسطه پایان زود هنگام شیب معکوس نصف النهاري دما در طی دو-سه دهه اخیر بر روي منطقه بوده است.

 

یافته هاي تحقیق بیانگر آن است که گردش بزرگ مقیاس تابستانه در طول دوره 61 ساله در هر دو منطقه جنوب غرب آسیا و منطقه موسمی یک روند کاهشی مشابهی را در شدت خود تجربه نموده است. نتایج همچنین نشان دهنده آن است که در قیاس با گردش بزرگ مقیاس، گردش هاي مقیاس همدید در وردسپهر میانی و زیرین از الگویی متفاوت در شدت فعالیت خود برخوردار بوده اند. بدین ترتیب که از یک سو در شبه جزیره عربستان مرکز پرفشار و کم فشار عربستان و همچنین باد شمال، به طور محسوسی تقویت گردیده اند و از سوي دیگر واچرخند ترکمنستان، کم فشار پاکستان و باد سیستان در شرق فلات ایران کاهشی محسوس را در شدت فعالیت خود تجربه نموده اند.

در بررسی ویژگی هاي گردش تابستانه جو بر روي جنوب غرب آسیا، این نتیجه کلی حاصل شد که پس از آغاز دهه 1980 میزان تغییرات سال به سال در شدت تمامی مؤلفه هاي گردشی جو به طور محسوسی در قیاس با دوره قبل از این تاریخ کاهش یافته است. در عین حال، میزان همبستگی بین گردش موسمی و گردش بزرگ مقیاس جنوب غرب آسیا در طی دهه هاي اخیر یک روند کاهشی را تجربه نموده است که می تواند بیانگر افزایش نقش عوامل مقیاس منطقه اي بر اقلیم جنوب غرب آسیا باشد.

 

** توضيح: مفهوم چاهه و چشمه انرژي
 
از نظر فیزیکی نحوه انتقال انرژی در هر سامانه ژئوفیزیکی به گونه ای است که آن سامانه را به سوی تعادل فیزیکی پیش می برد. از این منظر توزیع نابرابر انرژی در سامانه های فیزیکی وجود سازوکاری در جهت ایجاد تعادل فیزیکی در این سامانه ها را امری ضروری و اجتناب پذیر می سازد. گردش بزرگ مقیاس جو برای سامانه اقلیم زمین چنین نقشی را ایفاء می کند. به عبارتی گردش بزرگ مقیاس جو در کنار جریان های بزرگ مقیاس اقیانوسی سازو کارهای ایجاد تعادل برای سامانه اقلیم زمین محسوب می گردند. با این توضیح می توان گفت فلسفه وجودی گردش بزرگ مقیاس جو در سامانه اقلیم زمین به عدم توزیع برابر انرژی بر می گردد. بر این اساس، گردش بزرگ مقیاس جو با انتقال انرژی از مناطق مازاد به مناطق کمبود سعی دارد نابرابری موجود در توزیع انرژی را در سامانه اقلیم زمین کاهش دهد. حال با این مقدمه به سراغ گردش جو تابستانه بر روی خاورمیانه می رویم. در طول تابستان مناطق خشک و بیابانی خاورمیانه و شمال آفریقا اصطلاحاً مناطق «چاهه انرژی» یا «چاهه گرمایی» محسوب می گردند. این مناطق علی رغم آن که دماهای بالایی را در سطح تجربه می کنند، اما به واسطه وجود آسمان های صاف و بدون ابر، میزان انرژی خروجی آنها بیش از میزان انرژی دریافتی شان خواهد بود. به همین جهت مناطق یادشده در قیاس با مناطق مجاور یک سرمایش کلی (سرمایش تابشی) را در ستون جو تجربه می نمایند

شكل 17. مقادیر متوسط درازمدت (2010-1981) تابش زمین تاب برای فصل تابستان (جون، جولای و آگوست) بر حسب وات بر متر مربع.

شاید لازم باشد توضیح بیشتری در این زمینه ارائه شود. در اواسط دهه 1970 نظریه پرداز بزرگ علوم جو پرفسور «چارنی» با انتشار مقاله ای در رابطه با دینامیک بیابان ها، تئوری جدیدی را در رابطه با وقوع مکرر خشکسالی های فراگیر و بطور کلی مسئله گسترش بیابان ها و بیابان زایی در منطقه ساحل و شمال آفریقا ارائه نمود. چارنی اساس تئوری خود را بر این فرض استوار نمود که مناطق خشک و بیابانی شمال آفریقا مناطق «چاهه انرژی» هستند. ایشان در مقاله خود سعی نمود ضمن ارائه یک استدلال فیزیکی، چرای بی رویه دام و افزایش فعالیت بشر در منطقه شمال آفریقا را (به جهت افزایش میزان آلبدوی سطحی) به عنوان عامل اولیه وقوع خشکسالی های مکرر و فراگیر معرفی نماید. طبق نظر چارنی عوامل یادشده، با ایجاد یک سری پسخورهای مثبت بیوفیزیکی، افزایش نزول بی در روی هوای خشک را در منطقه ساحل واقع در شمال آفریقا در پی داشته اند که در نهایت سبب بروز خشکسالی های شدید، گسترده و طولانی دهه 1970 در منطقه یاد شده گردیده اند. 

شكل 18. مقادیر متوسط درازمدت (2010-1981) دمای هوا در تابستان (جون، جولای و آگوست)، متوسط گیری شده برای ترازهای 500 تا 200 هکتوپاسکال. دما بر حسب سانتیگراد می باشد (برگرفته از مفیدی 1386).

 

سوای واداشت های بیوفیزیکی که چارنی برای تئوری خود تعریف نمود (که البته در جای خود چالش های را در رابطه با رد یا قبول تئوری ایشان در جامعه علمی در پی داشت)، این نکته از مقاله ایشان در میان پژوهشگران علوم جو مورد پذیرش کلی قرار گرفت که مناطق بیابانی واقع در عرض های جنب حاره ای، مناطق چاهه انرژی محسوب می گردند. همانطوری که پیش تر اشاره شد مناطق چاهه انرژی، سرمایش تابشی خالصی را به ویژه در وردسپهر فوقانی تجربه می نمایند. از منظر تئوری، سرمایش ایجاد شده می بایست به واسطه فرارفت قائم گرما (انرژی) به توازن برسد (وبستر 1983؛ وبستر و همکاران 1998). بر این اساس، به منظور جبران نمودن سرمایش تابشی حاصله و جهت ایجاد توازن انرژی، فرونشینی هوا بر روی مناطق خشک و بدون ابر خاورمیانه و شمال آفریقا ضروری خواهد بود. برای مثال طبق محاسبات انجام شده سرمایش تابشی حاصل از خروج انرژی زمین تاب در طول ماه های تابستان در بیابان ربع الخالی عربستان به 2 تا 5 درجه در روز بالغ می گردد (بلیک و همکاران 1983؛ اسمیت 1986). چنین خروجی از انرژی (سرمایش تابشی) می بایست به واسطه نزول دینامیکی هوا جبران گردد. به همین علت فرونشینی هوا از مظاهر ذاتی مناطق خشک و بیابانی محسوب می گردد. فرونشینی هوا دو نقش مهم را در مناطق بیابانی بازی می نماید: نخست آن که، گرمایش بی در روی هوای در حال نزول، از دست رفتن در روی (Diabatic) گرما را در مقیاس محلی جبران می نماید. در اینجا به این نکته ی مهم نیز می بایست اشاره نمود که طبق «قانون پایستاری جرم» هوای در حال نزول با صعود هوا در محیط پیرامون به توازن می رسد. نکته دوم آن که، هوای در حال نزول بر روی مناطق خشک به واسطه خلق محیطی پایدار مانع از تشکیل و یا گسترش ابرها می گردد. 

 

اطلاعات مونسون هند:

Indian Monsoon Index

imindex_CFSOP_anomal_forecast

imindex_CFSOP_total_forecast

imvindex_CFSOP_anomal_forecast

imvindex_CFSOP_total_forecast

GFS574rain-drf

daily

imindex_total_forecast

imindex_anomaly_forecast

اداره هواشناسي هند


منابع:

- پژوهش هاي جغرافيايي - شماره 39، اسفند ماه 1379/ بررسي تاثيرات مونسون هند بر روي ايران

فريده حبيبي - مربي موسسه ژئوفيزيك، دانشگاه تهران

- محمد نجار سليقه، دانشگاه زاهدان، شماره مقاله: 521/ الگوهاي سينوپتيكي بارش هاي تابستانه جنوب شرق ايران

نشریه پژوهش هاي اقلیم شناسی/ بررسی ماهیت، ساختار و وردایی زمانی گردش بزرگ مقیاس جو تابستانه

بر روي جنوب غرب آسیا عباس مفیدي استادیار اقلیم شناسي و آذر زرین استادیار اقلیم شناسی

وبسايت انجمن سلطنتي هواشناسي (Royal Meteorological Society / RMETS)

دانشنامه ويكي پديا، Monsoon of South Asia

- وبلاگ خبرنامه ايراني اقليم شناسي / گردش جو تابستانه بر روی خاورمیانه و ایران: یادداشت اول؛ اصول و بنیادها

>> ديتاي كامل مونسون هند

نویسنده : | در : دوشنبه 19 تير 1391 ساعت: | دیدگاه: ()
تعداد بازديد : 4968
نتیجه : 0 امتیاز توسط 0 نفر مجموع امتیاز : 1

رودباد یا جت استریم ها



جت استریم ها


Jet stream



رودباد یا جت استریم ها (Jet stream)، یا باختصار جت، یک جریان هوای با سرعت بالا می‌باشد که بصورت یک تونل باد فرضی در ارتفاعات بالای اتمسفر زمین در لایهٔ تروپوپاز قرار گرفته، ، در نقطه انتقال بین تروپوسفر (جاییکه درجه حرارت جو با افزایش ارتفاع کاهش می‌یابد) و استراتوسفر (جاییکه درجه حرارت با افزایش ارتفاع افزایش می‌یابد). آنها حاصل ترکیبی از گرمای اتمسفریک (تشعشعات خورشید و گرمای داخل زمین) و چرخش زمین به دور محور خود است.



انواع جت استريم:


1- جت استريم قطبي (Polar Jet Stream) يا جت استريم عرض هاي ميانه (Midlatitude Jet Stream):بر روی زمین قویترین جت استریم‌ها، جت استریمهای قطبی (۱۲ – ۷ کیلومتر یا ۲۳٬۰۰۰ – ۳۹٬۰۰۰ فوت از سطح دریا) هستند.


2- جت استريم جنب حاره (Subtropical Jet Stream): مرتفع تر و مقداری ضعیفتر، جت استریمهای نواحی استوایی یا به اصطلاح گرمسیری (۱۰-۱۶ کیلومتر یا ۳۳٬۰۰۰ – ۵۲٬۰۰۰ فوت از سطح دریا) می‌باشند. نیمکره شمالی و جنوبی هر یک جت استریمهای قطبی و استوایی مخصوص به خودشان را دارند.





عبارت جت استریم اغلب برای جت استریم قطبی نیمکره شمالی مورد استفاده قرار میگیرد، از آنجاییکه مهمترین پدیده هواشناسی و صنعت هوانوردی می‌باشد. چرا که بیشتر نواحی آمریکای شمالی، اروپا و آسیا را در بر میگیرد، بویژه در فصل زمستان. در حالیکه جت استریم قطبی نیمکره جنوبی در بیشتر سال دایره جنوبگان را احاطه می‌کند. جت استریمهای عمدتاً در نزدیکی مرز بین توده‌های هوا با اختلاف فاحش درجه حرارت شکل میگیرند، همانند مرز بین نواحی قطبی و نواحی گرمتر جنوبی.

 

jet streams form above the boundary between air masses

رودباد عبارت است از جريان باريكي از باد كه در امتداد يك محور نسبتاً افقي درتروپسفر بالايي يا در استراتوسفر متمركز شده است. رودبادها كه بدون استثنا در همه نقشه هاي هوا به صورت كمربند يا نوارهايي با سرعت زياد ديده مي شوند و تا مسافتهاي طولاني كشيده مي شوند، هنگامي كه سرعت باد به بيش از 30 متر در ثانيه برسد، ايجاد مي شوند. در روي نقشه هاي هوا، رودباد به صورت هسته هايي كاملاً منفرد است كه از نظر مكاني نيز كاملاً متغير است. هسته هاي سرعت يكي در حاشيه استوايي بادهاي غربي و ديگري بر روي جبهه قطبي منطقه برون حاره، بيش از نواحي ديگر حركت مي كنند. در نتيجه، دو بستر نسبتاً متمايز را به وجود مي آورند كه رودباد جبهه قطبي و رودباد جنب حاره ناميده مي شوند كه از نظر ارتفاع و مدار جغرافيايي با هم متفاوتند. اين رودبادها مخصوصاً رودباد جبهه قطبي در اقليم سطح زمين نقش مؤثري ايفا مي كنند كه به طور عمده به تشكيل سيكلونهاي برون حاره و هدايت آنها و نيز ايجاد ناپايداري در جو زيرين خود كمك كرده، سبب صعود هوا و در صورت وجود هواي گرم و مرطوب، سبب بارش مي شوند. با توجه به اينكه موقعيت جغرافيايي ايران به گونه اي است كه در طول سال، مدتي عرصه فعاليت رودبادها واقع مي شود و نيز اين امر كه در طول فصل سرد سال، رودباد جبهه قطبي بر قسمتي از آن مسلط مي شود و نيز با توجه به اينكه سيستمهاي بارش زا در اين فصل وارد كشور مي شوند مي توان بين سيستمهاي بارش زا در ايران و موقعيت رودباد ارتباط برقرار كرد.



Jet stream wind speed schematic. (Source: %rb_link2%)

 



شناخت رودباد در تروپسفر بالايي براي اولين بار در سال 1944 و در جريان حملات هوايي آمريكا به ژاپن در جريان جنگ دوم جهاني ميسر شد و اين جريانات به عقيده برايسون توسط روزباي كه قبلاً جتها را در جريانات آب مطالعه كرده بود نامگذاري شد. تاكنون مطالعات مختلفي در مورد اين جريانات در كشورهاي مختلف صورت گرفته ، اما در زمينه نرمالهاي اقليمي و پراكندگي آنها مطالعات چنداني صورت نگرفته است. فقط هارمان در سال 1991 در ادامه كار خويش، الگوهايبادهاي غربي را درباره رودباد جبهه قطبي نيز بررسي كرده است.


جت استریمها بطور پیوسته یا دایره وار دور محیط زمین قرار نگرفته‌اند. آنها ممکن است ایجاد، متوقف، تقسیم به دو یا چند قسمت، ویا ترکیب به یک جت استریم شوند، ویا اینکه در جهات مخالف جتهای دیگر جریان یابند. مسیر جت استریم ها عموماً دارای یک شکل مارپیج است و این پیچ و خمها یک نشانهٔ امواج اتمسفریک رزبای هستند. جت استریمهای اصلی و بزرگ بادهای غربی هستند (جریان غرب به شرق). در طی تابستان نیمکره شمالی، جت استریمهای شرقی می‌توانند در نواحی استوایی و گرمسیر تشکیل شوند، عموماً در نواحی که هوای خشک با هوای با رطوبت بالا در ارتفاع بالای جو مواجه می شود. متخصصین هواشناسی با استفاده از محل جت استریمها بعنوان یک ابزار کمکی در جهت پیش بینی هوا اقدام میکنند. مهمترین استفاده تجاری از جت استریمها در مسافرتهای هوایی میباشد. چنانچه با پرواز در جهت مخالف یا موافق جریان یک جت استریم، بطور چشمگیری شاهد تاثیر آن بر زمان پرواز خواهیم بود. یک نوع از اغتشاشات هوا در مجاورت جت استریمها یافت می‌شود که میتواند خطری برای هواپیماها باشد. یک استفاده مفید جهت آیندگان که بعنوان یک طرح می‌باشد اینستکه میتوان از جت استریم با قرار دادن یک توربین بادی معلق “ Airborne Wind Turbine “ در آن، انرژی بسیاری دریافت نماییم.

 

جت استریم را می‌توان یک تونل باد پر سرعت در ارتفاعات بالا دانست. این رخداد معمولاً در ارتفاعات حدود ۱۱ هزار متر بالای سطح زمین دیده می‌شود.در زمان جنگ جهاني دوم ژاپنیها با استفاده از این پدیده به آمریکا حمله نمودند. آنها با محاسبات دقیق بالنهایی را که پر از بمب بودند تا ارتفاع ۱۵۰۰۰ متری بالا می‌فرستادند و این کانال باد آنها را تا آمریکا حمل می‌کرد، زیرا تا آن زمان هنوز هیچ هواپیمایی توان پرواز تا آمریکا را نداشت.

 

 

امواج راسبي يا راسباي (Rossby): كلمه پيچك (Eddy) به حركت دوار و بسته چرخندي و واچرخندي كه در قسمت پايين تروپوسفر عرضهاي مياني و نيز سيستم هاي بسته شديد و ضعيفي كه در تروپوسفر بالا وجود دارند، اشاره مي كند. پيچك هاي فوقاني از اهميت خاصي برخوردار هستند، چرا كه آنها گردش هاي قوي هستند كه در هواي بالا آشكار مي شوند.

مهمتر از پيچكها، وجود امواج عظيم و افقي جريانهاي غربي است. اين امواج (كه ابتدا توسط راسبي  دانشمند سوئدی Carl- gustaf Rossby شناسايي شد) و به نام وي ناميده مي شوند، متاثر از گراديان نصف النهاري دما و نيز چرخش زمين هستند و باعث مي شوند كه جريانهاي غربي مغشوش شده و صورت حركت موجي در آيند.



Carl- gustaf Rossby



امواج راسبي كه از غرب به شرق در اطراف كره زمين حركت مي كنند و مقاطع زماني رشد آنها چند روز تا يك هفته است به عنوان امواج راسبي معروف و شناخته مي شوند. اين امواج ممكن است جريانهاي پيچكي بسته اي را شكل دهند كه مركز آنها بر حسب اين كه پرفشار يا كم فشار باشد سرد و يا گرم است.

 


 

 

هواشناسان با تعیین موقعیت جت استریم ها می توانند وضعیت جوی را پیش بینی کنند، هواشناسان از میزان رطوبت نسبی موجود در هوا برای تعیین موقعیت جت استریم ها استفاده می کنند.


طرح كلي روباد هاي قطبي و جنب حاره بر فراز نيمكره شمالي.


خصوصيات كلي جت استريم ها (General Characteristics)

جت استریم در واقع یک جریان باریک از هواست که به شکل نوار باریکی در اطراف نیمکره شمالی و جنوبی کره زمین به شکل موجی در حال حرکت است. نیمکره شمالی و جنوبی هر یک جت استریم های قطبی و استوایی خاص خود را دارد، اما واژه جت استریم بیشتر برای جت استریم قطبی نیمکره شمالی کاربرد دارد چرا که این نوع از جت استریم، نواحی وسیعی از آمریکای شمالی، اروپا و آسیا را تحت تاثیر قرار می دهد. این در حالی است که رودباد یا جت استریم قطبی نیمکره جنوبی بیشتر قطب جنوب را تحت تاثیر قرار می دهد. 

تعیین محل دقیق جت استریم ها برای پیش بینی وضع هوا ضروری است. عرض رودبادها از 161 تا 644 کیلومتر و ضخامت آن بین 1.6 تا 4.8 کیلومتر متغیر است. پرقدرت ترین بادهای جت استریم معمولا در ارتفاعات 9144 متری از سطح زمین ردیابی شده است. سرعت چنین بادهایی بیشتر بین 241 تا 482 کیلومتر در ساعت است. جهت حرکت جت استریم از غرب به شرق است. البته نوع دیگری از جت استریم وجود دارد که از آن به عنوان جت استریم شرقی یاد می شود و در طول تابستان رخ می دهد. این نوع خاص از رودباد از بخش فوقانی تروپوسفر سرچشمه می گیرد و تا غربی ترین بخش قاره آفریقا یعنی حدود 10 هزار کیلومتر گسترش پیدا می کند.


نيمرخ عمودي استوا تا قطب، ميانگين موقعيت 2 جت استريم، همرفت I.T.C.Z و ابرهاي در امتداد جبهه قطبي را نشان مي دهد.

ميانگين بادهاي مداري ژانويه - دسامبر 2009 تا 1979؛ حداكثر سرعت باد در تروپوسفر فوقاني نشان دهنده نرمال موقعيت هاي جت استريم ها مي باشد.


جت استریم معمولی که تغییراتش بشدت آب و هوای نیمکره شمالی را تحت تاثیر قرار داده، مدام موقعیت خود را تغییر می دهد. در حقیقت می توان چنین گفت که تغییر فصل باعث تغییر موضع آن می شود. به عنوان مثال در کشور آمریکا در پاره ای از اوقات ۲ جریان مجزا، کشور را تحت پوشش تاثیرات خود قرار می دهد، یکی از این جریانات مرزهای شمالی و دیگری مرزهای جنوبی را درمی نوردد و اثرات کاملا متفاوتی را در پی خواهد داشت.



هواشناسان برای تعیین میزان بخار آبی که در لایه های فوقانی اتمسفر وجود دارد در ماهواره ها از سنسورهای مادون قرمز استفاده می کنند.


جت استريم هاي تراز فوقاني

گردش جت استريم قطبي و جنب حاره به صورت يك الگوي موج مانند در سراسر جهان مي باشد. آنها به طرف مناطق استوايي و عرض هاي قطبي حركت مي كنند، و لو اينكه ميانگين نرمال موقعيت هاي  آنها عرض هاي منطقه معتدله باشد.

چرا جت استريم قطبي و جنب حاره از غرب به شرق جريان دارند؟ در مقياس جهاني، مازاد گرما در مناطق استوايي سبب ايجاد گراديان هاي دمايي جنوب به شمال در تراز فوقاني شده كه باعث تشكيل پرفشار تراز فوقاني در استوا مي شود. در نتيجه نيروي گراديان فشار، سبب جريان هوا از استوا به سمت قطب ها شده كه به سبب وجود نيروي انحرافي كوريوليس به سمت شرق منحرف مي شوند. از اين رو بادها در تروپوسفر فوقاني در عرض هاي معتدله غربي ست. 

رابطه شماتيك ناهمگني گرماي تروپوسفر منتج به گراديان فشار سطح فوقاني، انحراف به سبب نيروي كوريوليس و بادهاي غربي فوقاني عرض هاي معتدله.


جت استريم قطبي (Polar Jet Sream): روباد قطبي در عرض هاي 30 تا 70 درجه و بين سطوح فشاري 300 و 200 ميلي بار يافت مي شود (در حدود 11 - 7.5 كيلومتري بالاي سطح دريا). روباد قطبي در طي زمستان مواقعي كه گاهي اوقات به مناطق حاره اي انتقال يافته و با روباد جنب حاره اي ادغام مي شود، قوي ترين خواهد بود.

راستاي باد 200 هكتوپاسكال و خطوط جريان هم سرعت در 00 UTC مورخ 15 اوت 2012. توجه كنيد كه روباد جنب حاره (حوالي 20 درجه جنوبي) و روباد قطبي (حوالي 60 درجه جنوبي) در نيمكره زمستان قوي تر هستند؛ بيشينه سرعت باد بيش از 80 متر در ثانيه ست.

نيمرخ قائم ميانگين دما (C0) و باد مداري (ms-1) در 180 درجه طول شرقي در طي ژانويه (NCEP/NCAR Reanalysis 1981-2010)


جت جبهه قطبي در ناحيه گراديان قوي دمايي بين هواي سرد قطبي و توده هاي هواي گرم تشكيل مي گردد. گراديان با ارتفاع افزايش مي يابد چرا كه ستون هاي هواي گرمتر حاوي انبساط تجمعي بيشتري نسبت به ستون هاي هواي سرد هستند. نتيجتا، اختلاف فشار در تروپوسفر فوقاني با ارتفاع افزايش يافته و سبب بادهاي قوي مي شود.

چرا جريان روباد در نزديكي تروپوپاز مي باشد؟ از آنجا كه دما با افزايش ارتفاع به سوي تروپوپاز كاهش مي يابد،‌كه محدوديتي براي افزايش يافتن گراديان فشاري و باد هاست. بنابر اين روبادها در نزديكي تروپوپاز واقع شده اند. پتانسيل براي ايجاد باد هاي قوي، هر جا كه تضاد حرارتي وجود داشته باشد، در هوا وجود دارد، بنابر اين روبادها معمولا با سيستم هاي جبهه اي فعال در عرض هاي ميانه همراه هستند. 


هسته هاي سرعت (Jet Streaks)

موقعيت، جهت، قدرت و تداوم جت قطبي كنترل كننده حوادث آب و هوايي در مقياس زماني يك روز تا چند هفته مي باشد. در طول جت، ناحيه اي با حداكثر سرعت بعنوان هسته هاي سرعت (Jet Streaks) خوانده مي شوند، بويژه زماني كه جت قطبي با جت جنب حاره ادغام شود يا در نواحي با گراديان قوي دمايي ايجاد مي شوند.


هسته هاي سرعت معمولا بعنوان حداكثر فرم بيضي در تحليل خطوط جريان هم سرعت (Isotach) تراز 200 - 300 هكتوپاسكال شناخته مي شوند، به عنوان مثال، نواحي قرمز رنگ بر فراز استراليا در شكل بالا.



هنگامي كه جت استريم مداري ست، تقريبا به طور مستقيم از غرب به شرق، اغتشاشات موج كوتاه و هسته هاي سرعت سريعا در طول مسير جت حركت مي كنند. در مقابل، زماني كه الگوي جت استريم نصف النهاريست، موجي از فرازها و فرودها تراز فوقاني معمول هستند، هواي گرم به سمت قطب و هواي سرد به سمت استوا جريان يافته، و حركت اغتشاشات معمولا آهسته تر ست. گراديان قوي دما در گستره طول جغرافيايي محدودي گسترش يافته و به سيستم هاي كم فشار (سايكلون) و سيستم هاي پرفشار (آنتي سايكلون) منتج مي شود كه بترتيب باعث تداوم شرايط مرطوب و خشك مي شوند.


جت استريم جنب حاره (Subtropical Jet)
جت استريم جنب حاره، كه معمولا در نزديكي سطح فشار 200 هكتوپاسكال قويتر ست و حوالي عرض جغرافيايي 30 درجه، داراي برش باد عمودي قوي در تروپوسفر فوقاني مي باشد. سرعتهاي باد  به شدت زير حداكثر تراز  (200 هكتوپاسكال) كاهش مي يابد، بطوريكه در سطح 500 هكتوپاسكال به سختي قابل تشخيص مي باشد.

ميانگين روباد جنب حاره زمستان 1956 - 1955 بر اساس خطوط جريان هاي هم سرعت در 200 هكتوپاسكال (هر 50 نات). محور جت در ميانگين عرض جغرافيايي 27.5 درجه شمالي ست(Krishnamurti, 1961).


در فصل زمستان، روباد جنب حاره تقريبا به طور مداوم در هر 2 نيمكره وجود داشته و مي تواند به سرعت باد 75 تا 100 m s-1 برسد. در نيمكره شمالي، جت يك الگوي 3 موجي شبه ايستا با فرازها و بيشينه سرعت باد در سراسر جنوب شرق ايالات متحده آمريكا، درياي مديترانه و شمال غرب آرام كه داراي قويترين بادها هستند، از خود نشان مي دهد. فرودها معمولا در سراسر اقيانوس آرام مركزي، اقيانوس اطلس مركزي و در امتداد درياي عرب و هند واقع مي شوند. ميانگين موقعيت روباد جنب حاره در نيمكره شمالي در طي زمستان حوالي 27.5 درجه شمالي، گستره ي 20 تا 35 درجه شمالي ست. روباد جنب حاره در تمام طول سال در نيمكره جنوبي وجود دارد. گرچه، در نيمكره شمالي طي تابستان هنگامي كه به سمت شمال انتقال مي يابد، با ميانگين موقعيت نزديك به عرض 40 درجه شمالي قرار داشته و ميانگين سرعت آن به حدود 35 متر در ثانيه كاهش مي يابد چرا كه گراديان شمال به جنوب دما كاهش مي يابد. 


متوسط راستاي باد 200 هكتوپاسكال در دسامبر _ فوريه (بالا) و ژوئن _ اوت (پائين) براي 1996 - 1968.توجه داشته باشيد روبادها در نيمكره زمستان قويتر هستند (قرمز > 70 متر بر ثانيه).


هنگامي كه ما راستاي بادهاي 200 هكتوپاسكال در 2 نيمكره را طي تابستان و زمستان مقايسه مي كنيم، تفاوت واضحي ديده مي شود. انحراف از متوسط موقعيت بيشتر در سراسر بخش آمريكا_ اقيانوس اطلس، نسبت به بخش آفريقا _ آسيا ديده مي شود. روباد جنب حاره هنگامي كه فرود عرض ميانه به سوي عرض هاي جنب حاره توسعه مي يابد، ممكن ست به طور موقت جا به جا شود. هنگامي كه اين جابجايي رخ مي دهد، جت جنب حاره مي تواند با جت جبهه قطبي ادغام شود. تغيير پذيري متوسط موقعيت عرض جغرافيايي روباد جنب حاره نيمكره جنوبي كمتر بوده، از حوالي 26 درجه عرض جنوبي در زمستان تا حدود 32 درجه عرض جنوبي در تابستان در جابجايي مي باشد. ماگزيمم بادها در زمستان بيش از 70 متر بر ثانيه و در تابستان 40 متر بر ثانيه مي باشد. حتي در ارتفاعات بالاي روبادها، اثر قاره اي مشهود مي باشد. بايد توجه داشت سرعت بالاي باد از كرانه هاي شرقي آسيا و آمريكاي شمالي آغاز مي شود. در سراسر نيمكره جنوبي الگو مداري تر بوده و به دليل وسعت كمتر خشكي ها، جت ها قويتر هستند.

جت جنب حاره ديده باني شده به صورت رشته هاي ابر حاره اي سراسر اطلس جنوبي و جنوب اقيانوس هند، در تصوير ماهواره اي فروسرخ، راستاي باد 200 هكتوپاسكال و خطوط جريان هم سرعت در 00 UTCمورخ 22 سپتامبر 2012


معمولا  روباد جنب حاره  در تصاوير ماهواره اي  بعنوان رشته ابرهاي سطح بالا شناخته مي شود. در مثال بالا، روباد جنب حاره از بخش حاره اي آمريكاي جنوبي به سوي جنوب اقيانوس اطلس و سراسر جنوب شرق آفريقا به سمت اقيانوس هند جنوبي جريان مي يابد.



حركت رو به بالا و قطب سو هوا در سلول هدلي به در جهت تشكيل جت جنب حاره؛ حركت رو به قطب هوا از استوا به شعاع كوچكتر حركت دوراني سريع تر، به منظور حفظ تكانه زاويه اي.


روباد جنب حاره از جريان هوا به سمت بالا و قطب سو، در سلول هدلي ناشي مي شود. همانطور كه بسته هاي هوا به عرض دايره اي كوچكتر حركت مي كنند، بايد سرعت خود را به منظور حفظ تكانه زاويه اي افزايش دهند. توجه داشته باشيد كه سرعت معمول در روباد جنب حاره  كمتر از محاسبه كاربردي معادله تكانه زاويه اي ست، چرا كه جريان هاي پيچشي بزرگ مقياس (large-scale eddies) (به عنوان مثال سايكلون ها) مقداري از تكانه سلول هدلي را به عرض هاي ميانه  انتقال داده و بسته هاي هوا بواسطه تلاطم كوچك، آهسته مي شوند. انتقال انرژي جنبشي توسط جريان هاي پيچشي به برقراري روباد جنب حاره كمك مي كند. جت در نزديكي ناحيه حداكثر انتقال واقع شده است. مكانيسم هاي ديگر به تغيير پذيري روباد جنب حاره در سطح جهان كمك مي كند، شامل: گراديان شمال به جنوب در گرمايش ميان تروپوسفري و حركت موجي به دليل رشته كوه هاي آسياي مركزي.


جت استريم شرقي حاره (Tropical Easterly Jet)

روباد شرقي حاره اي (TEJ) يك  مشخصه منحصر بفرد و غالب در تابستان نيمكره شمالي، سراسر آسياي جنوبي و شمال آفريقا ست. روباد شرقي حاره اي در لايه 100 - 200 هكتوپاسكال در نزديكي عرض بين 5 و 20 درجه شمالي يافت مي شود. بيشينه سرعت آن  50 - 40 متر بر ثانيه، حدود نصف حداكثر سرعت روباد جنب حاره و جت قطبي مي باشد، تنها غرب هند جنوبي، سراسر درياي عرب و حوالي تراز 150 هكتوپاسكال جريان دارد. شكل زير متوسط دامنه و شدت جت را در 200 هكتوپاسكال براي ژوئن تا اوت نشان مي دهد. اين جت استريم در موقعيت، راستا و شدت خود از ژوئن تا آغاز اكتبر نسبتا پايدار است.



(بالا) متوسط راستاي باد در 200 هكتوپاسكال (2000 - 1948). هسته روباد شرقي حاره اي در سراسر شمال اقيانوس هند واقع ست؛ بادهاي بزرگتر از 20 m s-1 از قاره دريايي (Maritime Continent) به اتيوپي توسعه مي يابد. (پايين) طرح كلي يك هسته سرعت ايده آل؛ گردش ثانويه آن، و نواحي داراي واگرايي (حركت صعودي) و همگرايي (فرونشيني) تراز فوقاني.

در طي موسمي تابستانه جنوب آسيا، روباد شرقي حاره اي ناشي از گردش هاي ثانويه بوده كه موجب افزايش همرفت سراسر جنوب هند، قاره دريايي و اقيانوس مجاور مي شود، در حالي كه حركت رو به بالا در سراسر ناحيه خروج آن، در نزديكي آفريقاي استوايي و اطلس متوقف مي شود. 

ايجاد و برقراري روباد شرقي حاره اي به طور كامل شناخته نشده است اما اعتقاد بر اين است كه جت ممكن ست بواسطه دماهاي فوق العاده بالا و ارتفاعات سراسر فلات تبت در طي تابستان ايجاد مي شود. مازاد نصف النهاري گرما، به برقراري پرفشار تراز فوقاني در سراسر فلات و بادهاي شرقي قوي سراسر هند مركزي و جنوبي كمك مي كند. روباد شرقي حاره اي، سيستم تهويه تراز فوقاني براي مونسون قوي جنوب غربي بشمار مي رود. پاسخ هاي منطقه اي با  گردش عمومي سياره اي هم پيوند مي باشند، كه در زير نشان داده شده است.


طرح كلي گردش اصلي اقيانوس هند، سلول سياره اي هدلي، جت شرقي حاره اي، و مونسون تابستانه آسيا (اقتباس از Gerald Meehl، NCAR) 


جت استريم هاي تراز پائيني


جت سومالي (Somali Jet)

در ميان شناخته شده ترين جت استريم هاي تراز پائين، جت سومالي مطرح مي باشد، يك جت جنوب غربي با ماگزيمم سرعت در نزديكي تراز 850 هكتوپاسكال كه رطوبت را به مونسون هند جنوبي تغذيه مي دهد.



جت سومالي در طي تابستان سراسر شمال ماداگاسكار و سواحل سومالي واقع مي شود. جت از ژوئن تا اوت با ميانگين حداكثر سرعت  ماهانه 18 m s-1 قوي تر مي باشد. گرچه سرعت روزانه مي تواند به 50 m s-1 نيز برسد. 

ويژگي هاي كليدي جريان تراز پائين عبارتند از:

_ ماگزيمم سرعت باد در نزديكي راس شمالي ماداگاسكار و سواحل سومالي.

_ يك جريان بزرگ عرضي استوايي از اقيانوس هند جنوبي به درياي عرب مركزي.

_ يك كمينه نسبي سرعت در بين محور باد هاي قوي در نزديكي استوا.

_ 2 شاخه شدن محور جت بر فراز درياي عرب، شاخه شمالي تر از سواحل غربي هند حوالي عرض 17 درجه شمالي مي گذرد، در حالي كه شاخه جنوبي، شرق سو منحصرا  از جنوب هند عبور مي كند.


پيش از حركت جنوبي به سمت اقيانوس هند جنوبي در طي زمستان، جت از ژوئن تا سپتامبر  نسبتا پايدار باقي مي ماند. 



(a) متوسط تنش باد در سطح اقيانوس، اثر جت سومالي تراز پائين ناشي از گراديان قوي فشاري عرضي استوايي و ارتفاعات شرقي آفريقا، را نشان مي دهد.


(b) سطح مقطع امتداد عرض 5 درجه شمالي بزرگي و اندازه فضايي هسته جت را نشان مي دهد؛ مناطق خاكستري ارتفاعات كوهستان هاي شرق آفريقا را نشان مي دهد (داده ها از Japanese 25-year Reanalysis طي دوره 1979-2004، ارتفاع رقومي از NOAA NGDC)


جت شرقي آفريقايي (African Easterly Jet)

جت شرقي آفريقايي (AEJ) ،يك بيشينه باد تراز پائين، يكي از مشخه هاي عمده سراسر آفريقاي حاره اي شمالي و شرق اقيانوس اطلس مجاور در طول تابستان نيمكره شمالي ست.


مشخصه هاي عمده در مقياس وسيع مونسون غرب آفريقا و اقيانوس اطلس حاره اي؛ طرح كلي از نيمرخ قائم جنوب به شمال در امتداد نصف النهار گرينويچ، سيستم كم فشار حرارتي - جت شرقي آفريقايي (AEJ)- منطقه همگراي (ITCZ) درون حاره، لايه هواي صحراي بزرگ (Saharan Air Layer = SAL) و نوسانات نصف النهاري در لايه مرزي جوي را مشخص مي سازد(اقتباس از Parker et al. 2005).


(بالا) متوسط سرعت باد در تراز 600 هكتوپاسكال براي ژوئيه تا سپتامبر در سراسر آفريقاي حاره اي شمالي و اقيانوس اطلس حاره اي. (پايين) سطح مقطع امتداد مدار 0 درجه، جريان موسمي جنوب غربي تراز پايين (سبز) و جت شرقي آفريقايي در سطوح مياني (بنفش) را نشان مي دهد.  بيشينه باد شرقي جت شرقي آفريقايي حوالي 150 هكتوپاسكال بوده و باد هاي غربي قوي حوالي 200 هكتوپاسكال در عرض 20 درجه شمالي مربطو به روباد جنب حاره اي مي باشد.


جت داراي بيشينه اي بين 700 و 600 هكتوپاسكال و بين 13 و 17 درجه عرض شمالي با سرعت باد 10 تا 25 m s-1 ست. روباد شرقي آفريقايي از آپريل تا نوامبر نمايان بوده اما در طول موسمي غرب آفريقا، بين ماه هاي ژوئن و سپتامبر در قوي ترين حالت قرار مي گيرد.


(بالا) ميانگين ژوئيه تا سپتامبر (بالا) دماي سطحي (سايه دار C0و نم ويژه (پربندها، g kg -1 ). (پايين)ارتفاع تراز فشار 600 هكتوپاسكال (m) طي دوره 2009 - 1979به گراديان قوي بين صحراي بزرگ گرم و خشك و ناحيه جنوبي خنك تر و مرطوب توجه داشته باشيد.


وجود اين جت با برگشت قوي در گراديان معمول نصف النهاري دمايي سراسر قاره آفريقا طي تابستان همراه است (معمولا گرمتر در استوا). صحراي بزرگ در شمال يك لايه هواي صحرايي خشك و غبار آلود ايجاد مي كند كه يك ناهنجاري فراز گرمايي، جانب شمال هواي خنك تر در نزديكي استوا ست. شارش قوي شرقي زمينگرد، در پاسخ به دماي سطحي قابل توجه و گراديان رطوبتي از خليج گينه به صحراي بزرگ گسترش مي يابد. سطح مقطع شمال به جنوب، نشان داده شده در بالا، تضاد دمايي و رطوبتي برجسته در تروپوسفر پائيني تا مياني را نشان مي دهد. يك جت مشابه اما ضعيف تر از روباد شرقي آفريقايي، در نزديكي تراز 700 هكتوپاسكال در جنوب آفريقا طي سپتامبر تا اكتبر در پاسخ به گرمايش نواحي صحرايي جنوب غرب آفريقا گسترش مي يابد. 

كوهستان هاي شمال مركزي آفريقا، بادهاي شرقي تراز پايين را آشفته كرده و سبب افزايش سرعت بادها در باد پناه كوهستان ها مي شود. اين اثر مكانيكي توپوگرافي مي تواند يك منبع انرژي براي كمك به برقراري روباد جت شرقي آفريقايي در فاصله دورتري در شمال ( 20 - 15 درجه عرض شمالي) ايجاد نمايد.

چينش قوي عمودي ناشي از روباد شرقي آفريقايي و بادهاي غربي تراز پايين مونسون مي باشد. چينش عمودي باد به سازماندهي همرفت عميق كه در شمال و جنوب جت شرقي آفريقايي رايج است، كمك مي نمايد. 


سايكلون هاي عرض ميانه (Midlatitude Cyclones)

هنگامي كه امواج در امتداد جت استريم ها در عرض هاي ميانه شكل مي گيرند، گراديان قوي دما سراسر محدوده طول جغرافيايي محدود گسترش يافته كه منتج به سيستم هاي كم فشار (سايكلون ها) و سيستم هاي پرفشار (آنتي سايكلون ها) مي شود. 


گسترش كم فشار يا پرفشار تحت تاثير موقعيت هسته هاي سرعت جت تعيين شود. اين موضع به دليل حركت صعودي (نزولي) ناشي از واگرايي و همگرايي در نواحي ورود و خروج هسته هاي سرعت جت مي باشد.



طرح مفهومي گردش ثانويه مرتبط با ناحيه ورودي يك هسته سرعت جت تروپوسفر فوقاني. حركت عمودي به سبب تمايل صعودي تسري كننده بادهاي تراز پايين به سمت واگرايي تراز فوقاني در ناحيه ورودي جت مي باشد. خط چين ها ايزنتروپ ها (خطوط همدماي پتانسيل) هستند .

براي مثال، واگرايي در سمت راست منطقه ورودي سبب بوجود آمدن همگرايي تراز پائين، افزايش سرعت باد در سطوح پايين، و حركت صعودي قوي در امتداد شيب سطوح هم آنتروپي به سوي ناحيه واگرا مي شود. بنابر اين فشار سطحي به سبب سايكلون زائي يا تقويت يك سايكلون موجود كاهش مي يابد. 

واگرايي تراز فوقاني در يك موج با دامنه وسيع به حداكثر رسيده، طول موج كوتاه، بادهاي قوي در تراز هسته سرعت جت و چينش قوي بين تراز هسته سرعت و تراز غير واگرايي (600 - 500 هكتوپاسكال) همچون در 23 دسامبر 2009 سراسر كارائيب غربي و اطلس حاره اي رويداده است:

ارتفاع و بادها 250 هكتوپاسكال و تحليل سطح (surface analysis) مربوطه. فلش سبز حركت صعودي ناشي از واگرايي تراز فوقاني را نشان مي دهد.

در اين مثال، الگوي نصف النهاري روباد و هسته سرعت قوي تراز فوقاني سبب گسترش سطح يك سايكلون به شرق جامايكا حوالي عرض 15 درجه شمالي شده است.


جت استريم و تلاطم (Jet Streams and Turbulence)


موقعيت هاي نواحي تلاطم مرتبط با سايكلون هاي عرض ميانه و روباد قطبي.


روبادها سبب هر دو برش افقي و عمودي مي شوند. از آنجا كه روبادها معمولا بالا تر از همه به غير از ابرهاي سيروس هستند، تلاطم، اغلب آشفتگى در آسمان فاقد ابر (Clear Air Turbulence= CAT) خوانده مي شود. تلاطم بر فراز تروپوپاز بالاي هسته جت، در جبهه زير هسته، و در كم فشار جنب هسته معمول هست. بيشينه برش در لبه جت كه تفاوت هاي سرعت قابل توجه هستند، وجود دارد. تلاطم همچنين بواسطه تغييرات جهت ناگهاني باد در انحناي تند فرودهاي تراز فوقاني ايجاد مي شود.


نوسانات روبادها (Variability of the Jetstreams)



متوسط موقعيت روبادها و انحراف از نرمال در طي زمستان و تابستان هاي النينو و لانينا.


موقعيت هاي روبادهاي جنب حاره و قطبي در پاسخ به تغييرات ناهنجاري هاي دماي سطح آب دريا (SST) و گردش اتمسفري در اقيانوس آرام طي دوره النينو و لانينا به طرز چشمگيري تغيير مي نمايد. نتيجه تغييرات بارزي در نواحي سايكلون زايي(cyclogensis)، حركت طوفان، و ناهنجاري دما و بارش مي باشد. براي مثال، طي زمستان هاي همراه با النينو، به دليل تغييرات در توزيع گرمايش حاره اي، جت جنب حاره آرام بر فراز آرام مركزي و شرقي، گسترش يافته و قوي تر مي باشد. در نتيجه سايكلون هاي عرض ميانه در يك مسير جنوبي بر فراز آمريكاي شمالي حركت كرده و جبهه ها بسوي آمريكاي مركزي و كارائيب مي رسند. شرايط ناهنجاري مرطوب و سرد در جنوب آمريكا و شمال مكزيك غالب شده، در حالي كه شمال گرمتر و خشك تر از نرمال خواهد بود.


الگوي آب و هوايي معمول بر فراز آمريكاي شمالي در طي زمستان هاي النينو.



الگوي زمستانه روباد اقيانوس آرام جنوبي: سرعت باد مداري 200 هكتوپاسكال ژوئن - اوت (سايه دار، ms-1و خطوط جريان (پربندها، فاصلهm2 s-1  1 × 107براي (a) شرايط ميانگين، (b) لانينا 1998، و (c)شرايط النينو 1997. ميانگين اقليمي 1995 - 1979.


روباد اقيانوس آرام جنوبي نيز به وقايع فرين ENSO پاسخ مي دهد. در طي زمستان هاي النينو  جت در سراسر كل آرام جنوبي قوي تر و شديدتر مي شود. در مقابل طي زمستان هاي لانينا جت ضعيف تر شده، به غرب عقب نشسته و يك شاخه به سمت جنوب تقسيم مي شود كه بعنوان فرود ميانه آرام غالب مي شود. 


شکل گیری یک رودباد

زمانی که توده های هوای گرم در جنوب با توده های هوای سرد شمالی به هم برخورد می کند، درجه حرارت و فشار به سرعت کاهش می یابد. اساسا شما می توانید افت درجه حرارت و فشار را با یک تپه مقایسه کنید. هرچه شیب تپه بیشتر باشد شما سریع تر به پایین آن تپه می رسید و همه اینها به خاطر تفاوت معنادار شیب است.

در مورد سرعت باد، تفاوت فشار میان یک محدوده پرفشار و کم فشار می تواند بسیار زیاد باشد و به همین دلیل است که بادهایی با سرعت های بالا شکل می گیرد. تفاوت های فشار و درجه حرارت گاهی بسیار زیاد است و علت آن هم این که این روزها شدت گرمایش جهانی کاملا شرایط طبیعی را بر هم زده است. در فصل زمستان یعنی در زمان اوج جت استریم و در تابستان کاملا توازن بر هم خورده است.

با این که این تونل هوا بیشتر در ارتفاعات بالای ۲۰ هزار فوتی (مرز میان تروپوسفر و استراتوسفر) شکل می گیرد، اما تاثیرات این پدیده جوی می تواند الگوهای آب و هوا را کاملا تغییر دهد. خشکسالی های ویرانگر، سیلاب و توفان های مهیب از اثرات این پدیده است. اهمیت جت استریم بیشتر به این دلیل است که الگوهای جوی را در سطحی جهانی تحت تاثیر قرار می دهد و این مساله می تواند پیش بینی وضع هوا را با مشکلات عدیده ای مواجه کند. یک نمونه از تاثیرات مستقیم آن مشکلاتی است که بر سر راه سفرهای هوایی ایجاد خواهد شد. زمان های پرواز هواپیماها و میزان مصرف سوخت مستقیما از چنین پدیده هایی تاثیر خواهد پذیرفت.


کشف جت استریم

برای نخستین بار پدیده رودباد در دهه ۱۹۲۰ به وسیله واسابورو اوئیشی یک هواشناس ژاپنی کشف شد. وی که روی بالن های مخصوص هواشناسی کار می کرد به صورت اتفاقی این رود باد عظیم را شناسایی کرد. این بالن ها با پرواز بر فراز کوه فوجی بادهای سطوح فوقانی تر جو را مورد بررسی قرار دادند. تحقیقات این هواشناس باعث آگاهی از الگوهای چنین بادهایی شد، اما مساله مهم اینجا بود که تحقیقات وی در ژاپن سندیت داشت و هنوز در ابعاد جهانی نیاز به مطالعات بیشتر داشت. شناخت بیشتر از رودبادها سال۱۹۳۴ بدست آمد، زمانی که یک خلبان آمریکایی به نام ویلی پست تصمیم به پرواز تک نفره به دور کره زمین گرفت. این خلبان یک لباس مخصوص را برای خود طراحی کرد که به وی این امکان را می داد در ارتفاعات بسیار بالا پرواز کند.

نکته: مهم ترین اثر​جت استریم در صنعت هواپیمایی است، چرا که پرواز در جهت موافق یا مخالف جت استریم ها می تواند بشدت بر سوددهی وزیان دهی صنایع هواپیمایی تاثیرگذار باشد

وی در خلال پروازهای خود متوجه تغییرات ناگهانی سرعت شد. این تغییرات ناگهانی حاکی از قرار گرفتن وی در یک جریان کاملا متفاوت از توده هوا بود. با این وجود تا سال ۱۹۳۹ طول کشید که چنین پدیده ای رسما مورد تائید کارشناسان و متخصصان جهانی قرار گیرد. سال ۱۹۳۹ یک هواشناس آلمانی به نام اچ. سیلکوف در یک مقاله علمی از عبارت جت استریم نام برد. بعدها در طول جنگ جهانی دوم خلبانانی که مسیر میان اروپا و آمریکای شمالی را طی می کردند، متوجه تغییرات فاحش سرعت باد شدند و همه اینها کم کم بر میزان اطلاعات هواشناسان و دانشمندان جهان افزود.


توصیف دلایل پدیده جت استریم

تحقیقات بیشتر خلبانان و هواشناسان نشان داد که دو جریان عمده جت استریم در نیمکره شمالی وجود دارد و در نیمکره جنوبی نیز این پدیده کماکان تاثیرگذار است به طوری که قوی ترین جت استریم های این نیمکره در عرض جغرافیایی بین ۳۰ درجه شمالی تا ۶۰ درجه شمالی به ثبت رسیده اند. ضعیف ترین رودبادی که در بخش های پایین استوا وجود دارد در نزدیکی عرض ۳۰ درجه شمالی گزارش شده است. موقعیت این نوع رودبادها در طول سال تغییر می کند و گفته می شود که آنها خورشید را دنبال می کنند چرا که با گرم شدن هوا از شمال و با سرد شدن هوا از جنوب حرکت کرده و تغییر موضع می دهند. لازم به ذکر است که جت استریم ها در فصل زمستان قوی تر است و علت آن هم تضاد میان هوای قطب شمال و استواست که در این زمان به اوج خود می رسد. در تابستان تفاوت درجه حرارت کمتر است بنابراین جت استریم ضعیف تر است. جت استریم ها معمولا مسافت های بسیار طولانی را پوشش می دهد. حتی گاه آنها جریانات پیوسته نیز نیستند یا در پاره ای از اوقات هم پیچ و تاب های زیادی در طول مسیر حرکتشان پیدا می کنند. جایی که پیچ و تاب در این قبیل تونل ها ایجاد شود، سرعت حرکت باد هم کندتر خواهد شد و چنین امواجی تحت عنوان «راسبی» خوانده می شود. علت کاهش سرعت، همان اثر کوریولیس و تغییر جهت باد به سمت غرب یعنی جهت مخالف حرکت است.


اهمیت جت استریم ها

مهم ترین اثر این پدیده در صنعت هواپیمایی است. به عنوان مثال سال ۱۹۵۲ یک هواپیمای پان آمریکن که از توکیو به سمت هونولولو جزایر هاوایی در حال حرکت بود توانست چند ساعتی از مدت زمان سفر خود بکاهد. این کاهش زمان صرفه جویی در مصرف سوخت را به دنبال دارد. پرواز در جهت موافق یا مخالف جت استریم ها می تواند بشدت بر سوددهی و زیان دهی صنایع هواپیمایی تاثیرگذار باشد. ناآرامی های وسیعی که در اطراف این تونل های باد وجود دارد و تاثیر پدیده گرمایش جهانی بر شدت خطرات وارده احتمالی افزوده چرا که امکان پیش بینی را تا حد امکان از هواشناسان گرفته است. یکی دیگر از دلایل اهمیت جت استریم ها تغییر در الگوهای جوی است. به عنوان مثال هواشناسان دلیل بارش های سیل آسای اخیر در بریتانیا را رودبادها می دانند و معتقدند که آنها الگوهای متعارف را بر هم زده اند. علاوه بر این از نظر هواشناسی فاکتورهای متعددی است که باعث می شود الگوهای جوی یک منطقه به شکل غیرعادی تغییر کند. برآوردها حاکی از آن است که در آخرین دوره یخبندان آمریکای شمالی، جت استریم قطبی به سمت جنوب منحرف شده و علت آن هم صفحه عظیم یخچالی در قطب شمال بوده که سه کیلومتر ضخامت داشته. این صفحه عظیم یخچالی عملا اقلیم محلی را تحت تاثیر قرار داده و حتی توانسته جریان رودباد را هم تغییر دهد. حاصل این تغییر مسیر نیز بارش های مداوم و شکل گیری چند دریاچه در آمریکای شمالی بوده. ال نینیو و لانینیا نیز توانایی آن را دارند که جت استریم را از مسیر خود منحرف کنند. به عنوان مثال با وقوع ال نینیو بارندگی در کالیفرنیا بشدت افزایش پیدا می کند چرا که جت استریم قطبی بیشتر به سمت جنوب منحرف می شود و ارمغان آن هم برای بخش های جنوبی تر چیزی به جز توفان های مهیب نیست.

برعکس با وقوع لانینیا، کالیفرنیا وارد یک دوره خشکسالی می شود و بارندگی ها بیشتر در بخش شمال غربی اقیانوس آرام متمرکز می شود. علت این پدیده آن است که جت استریم قطبی به سمت شمال منحرف شده است. تحت این شرایط بارندگی ها اغلب در اروپا به حداکثر میزان خود می رسد چراکه جت استریم توانایی آن را دارد که ابرها را به سمت شرق تغییر جهت دهد. امروزه، جابه جایی جت استریم شمالی مسلم شده و نتیجه آن هم تغییرات احتمالی است که اکنون شاهد آن هستیم. دلیل بیشتر خشکسالی ها و سیلاب های اخیر را باید در تغییر موضع جت استریم ها جستجو کرد. به همین دلیل بسیاری از دانشمندان و هواشناسان درصدد هستند که به جای رصد عواقب این پدیده به علت های آن پی ببرند. حتی این روزها استفاده از انرژی تونل های رودبادها در صدر تحقیقات جهانی قرار گرفته است. توربین های بادی معلق می توانند استفاده از این انرژی پاک را امکان پذیر سازند.


منابع:

- پرتال آفتاب، رودبادها متهم می شوند / 1 شهريور 1391 کد A214983 به نقل از روزنامه جام جم

- وبسايت آموزشي MetEd

 

ترجمه و گرد آوري : مهرداد شهبازي/ آژانس هواشناسي ايران (http://irmancy.ir)

»‌‌ نقشه جت استريم هاي اروپا و آسياي مركزي در 7 روز آينده:  اروپا  |  آسياي مركزي

» نقشه جت استريم اطلس در 7 روز آتي

»‌‌ نقشه جت استريم كره زمين در 7 روز آتي



http://www.daneshema.com/module-pagesetter-viewpub-tid-1-pid-1764.html

http://fa.wikipedia.org/

http://daneshnameh.roshd.ir

http://astronomyonline.org

http://www.cloudysky.ir/data/data0224.php

http://www.eoearth.org/article/Jet_stream

http://www.khabaronline.ir/news-83563.asp

نویسنده : | در : دوشنبه 19 تير 1391 ساعت: | دیدگاه: ()
تعداد بازديد : 4737
نتیجه : 0 امتیاز توسط 0 نفر مجموع امتیاز : 3

نوسان قطبي



Arctic Oscillation(AO)

 نوسان قطبي

 

 

(AO) نوسان قطبي به عنوان يكي از الگوهاي پيوند از دور نيمكره شمالي، عبارت است از ناهنجاري فشار جوي در تراز دريا در عر ض هاي قطبي شمال و عرضهاي مياني (عرض 45 درجه شمالي). اين ناهنجاري بهصورت فازهاي هاي مثبت و منفي نشان داده مي شود. الگوي نوسان قطبي، تغييرات الگوهاي فشار،، دما، بارش،ارتفاع ژئوپتانسيل، جهت باد و ... را در دور ه هاي خاصي از سال كنترل مي كند. در اين ميان دما يكي از عناصر اقليمي بسيار حساس از نظر تأثيرپذيري از ساير عوامل تأثيرگذار اقليمي است كه تحت تأثير اين الگو قرار دارد. 

 (AO) نوسان قطبي عبارت است از ناهنجاري فشار اتمسفري در تراز دريا در عرض هاي قطبي شمال و عرض هاي مياني (عرض 45 درجه شمالي ) كه اين ناهنجاري به صورت فازهايهاي مثبت و منفي نشان داده مي شود. از ديدگاه سينوپتيكي، نوسان قطبي يكي از الگوهاي پيوند از دور 2 ميباشد كه بر آب و هواي كره ي زمين از طريق تغيير در الگوهاي فشار، دما، بارش، ارتفاع ژئوپتانسيل، جهت باد و ... تأثير مي گذارد. به عبارت ديگر الگوي نوسان قطبي، تغييرات الگوهاي فشار، دما، بارش، ارتفاع ژئوپتانسيل، جهت باد و ... را در دورههاي خاصي از سال كنترل مي كند. يكي از اين الگوهاي اقليمي كه در نيمكره ي شمالي تحت تأثير اين شاخص قرار دارد، عنصر دما است . دما يكي از عناصراقليمي بسيار حساس از نظر تأثيرپذيري از ساير عوامل تأثيرگذار محيطي و اقليمي مي باشد. الگوهاي فشار، بيش از ساير عوامل بر روي دما تأثيرگذار هستند.


قرارگيري ايران در موقعيت ورود سيستم هاي متنوع فشار كه مراكز آنها در مديترانه،اقيانوس اطلس و يا سيبري است و از طرفي تكوين اين مراكز فشار، تحت حاكميت الگوهاي فشار عرض هاي قطبي، مي تواند تبيين كننده يك الگوي پيوند از دور بين مراكز فشار اتمسفري در عرض هاي قطبي شمال با نوسان هاي دمايي در ايران باشد . اهميت اين پژ وهش، در آشكارسازي پيوند بين الگوهاي گردشي با دماهاي حداقل سطحي است كه زمينه را براي پيش بيني روند تغييرپذيري اين الگوها در تقابل با هم، فراهم خواهد نمود كه به پيش بيني يخبندانها با استفاده از تغييرات الگوي نوسان قطبي در طي سال هاي آينده كمك خواهد نمود.


تحقيقات تامپسون و والاس  نشان مي دهد كه نوسان قطبي، يك چرخش اتمسفري درنيمكره ي شمالي است كه تبيين كنندهي بسياري از نوسان هاي اقليمي نيمكرهي شمالي است.
والاس، نوسان شمالي را رقيب انسو در روند تغييرپذيري اقليم سياره زمين مي داند. تامپسون نيز نشان داد كه نوسان قطبي، در برگيرنده ي برخي ديگر از الگوهاي گردشي نيمكره ي شمالي از جمله نائو (NAO)است. 
تحقيقات گنگ و همكاران در زمينه ارتباط الگوي نوسان قطبي با اقليم زمستانه چين نشان داده است كه دما و بارندگي زمستانه ي چين در فازهاي مثبت و منفي الگوي نوسان قطبي، تغيير مي كند. بررسيهاي گنگ همچنين حاكي از تفاوت ميزان همبستگي بين الگوهاي مذكور در مناطق مختلف چين بوده است .
تحقيقات اسمولينسكي ، الگوي نوسان قطبي را به عنوان يكي از الگوهاي بزرگ گردشي و تبيين كننده تغييرات اقليمي نيمكره ي شمالي معرفي ميكند. وي معتقد است كه در طي فاز منفي الگوي نوسان قطبي، پايين آمدن دماي هوا در آمريكاي شمالي و اروپا، يخبندان هاي شديدي را ايجاد ميكند.
تحقيقات ولفگانگ و همكاران، تأثير زمستانه ي نوسان قطبي را بر موسمي هاي اقيانوس هند (IOM) مورد بررسي قرار داده است . آنها به بررسي تأثيرات الگوهاي گردشي نيمكره ي شمالي (از جمله الگوي نوسان قطبي ) بر تغييرات دمايي و بارشي موسمي هاي اقيانوس هند پرداختند.


الگوي AO يكي از برجسته ترين الگوهاي تغييرات فشار سطح دريا (SLP) با خصوصيت غير فصلي در شمال عرض هاي جغرافيايي 20 درجه ي نيمكره ي شمالي است . اولين بار به وسيله والاس و تامپسون در سال 1998 به عنوان دليل اصلي تغييرپذيري مناطق برون حاره ي نيمكره شمالي مطرح گرديد. معمولاً با ايجاد ناهنجاري هاي (SLP) با علامت مشخص بر روي قطب شمال و ناهنجاري هايي با علامت مخالف در عرض جغرافيايي 37 تا 45 درجه ي شمالي مشخص مي گردد. فاز مثبت AO به دوره هايي اطلاق مي شود كه فشار سطح دريا در قطب شمال زير معمول باشد . در اين حالت بادهاي غربي سطح زمين در شمال اقيانوس اطلس تقويت مي شود و شرايط گرمتر و مرطوبتر از معمول را در ار وپاي شمالي به همراه مي آورد. فاز منفي AO نشاندهندهي فشار بالاتر از معمول بر روي منطقه قطب شمال و كمتر از معمول در عرض هاي 45 درجه شمالي است. در طي اين شرايط كه به فاز سرد هم معروف است، موج هاي سرمايي، اروپا را فرا گرفته ولي شرايط خا ورميانه و جنوب اروپا و مديترانه، مرطوبتر از حد معمول خواهد بود (شكل 2). در حالي كه در فازهاي مثبت (بالا)، هواي مرطوبتر بر آلاسكا، اسكاتلند و اسكانديناوي و شرايط خشكتر در كاليفرنيا، اسپانيا و خاورميانه حاكم مي گردد.

 


بررسي ها نشان مي دهد كه شاخص نوسان قطبي (AO) با نوسانهاي درجه حرارت بر روي قاره اوراسيا مرتبط است. تغييرات دما بر روي اقيانوس منجمد شمالي قوياً با AO مرتبط است.
تحقيقات اخير، رابطه ي معناداري بين شدت پرفشار سيبري و الگوي AO را نشان مي دهد. اين ضريب بوسيله ي گنگ، 0.51 محاسبه شده است.


نوسان قطبي، رقيب انسو در روند تغييرپذيري اقليمي سياره ي زمين به شمار مي رود. تحقيقات نشان مي دهد كه حدود 50 درصد بروز گرمايش بر روي قاره آسيا نيز به تغييرات AO نسبت داده شده است.   



اطلاعات شاخص نوسان قطبي (AO)

شرايط فعلي 
»  مانگين مقادير ماهانه شاخص AO از سال 1950 


1 - فرمت گرافيكي :   كل ماهاي سال   |   ميانگين فصلي (JFM)
 
»  انيميشن ها (چرخه ها) :  



 چشم اندازها

نویسنده : | در : دوشنبه 19 تير 1391 ساعت: | دیدگاه: ()
تعداد بازديد : 2836
نتیجه : 0 امتیاز توسط 0 نفر مجموع امتیاز : 0

دو قطبی اقیانوس هند



دو قطبی اقیانوس هند

(Indian Ocean Dipole (IOD


دو قطبی اقیانوس هند یک پدیده بر هم كنش اقیانوس - اتمسفر در اقیانوس هند می باشد. وقتي دمای آب سطح آقيانوس در جنوب شرقی اقیانوس هند در منطقه استوا سردتر از معمول و دمای سطح آب در در غرب اقیانوس هند در استوا گرم تر باشد، همرفت نرمال در سراسر اقیانوس هند شرقی رخ داده و حوضه آب گرم به غرب انتقال یافته و باد هاي شرقي قوي تر از نرمال خواهد بود. باراش باران سنگین در سراسر شرق آفریقا و بخش هايي از جنوب شرق ايران ایجاد و خشکسالی شدید و آتش سوزی جنگلی در سراسر منطقه اندونزی اتفاق می افتد. در اين حالت IOD در فاز + خود قرار دارد.

بنابر اين شرق آفريقا، تا حدودي شمال آفريقا و همينطور جنوب شرق ايران دوره اي مرطوب تر را خواهند داشت.







در فاز مثبت IOD ، بادها در لایه زیرین شرقی خواهد بود و فرارفت رطوبت به سمت غرب اقیانوس هند می باشد. در این هنگام بارش ها در غرب این ناحیه شامل شرق آفریقا ، بخش های از جنوب شرق ایران در حد افزایش انتظار می رود. شایان ذکر است معمولا (نه همیشه) فاز منفی IOD با جریانات لانینا هم پیوند می شود.
 


»  دماي سطح آب دريا (SST) اقيانوس هند   1    |    2    |   3

»  ناهنجاري دماي سطح آب دريا (SST) اقيانوس هند   1    |    2     |   3

»  بازتابش تشعشعات با طول موج بلند (OLR) اقيانوس هند   1   |   2
» ارتفاع موج، پوشش ابر، بارش، باد سطحي، آب قابل بارش و ...   1   |   2   |   3
»  تصاوير ماهواره اي اقيانوس هند   1   |   2
»  گراف شاخص مدل دو قطبي اقيانوس هند  1  |  2
»  اطلاعات مقادير شاخص IOD  ن 1   |‌‌   2   |   3     

نویسنده : | در : دوشنبه 19 تير 1391 ساعت: | دیدگاه: ()
تعداد بازديد : 2088
نتیجه : 0 امتیاز توسط 0 نفر مجموع امتیاز : 0

چرخه خورشيد



The Solar Cycle 

 


چرخه خورشيد



ستاره ای از رشته اصلی با رده طیفی G2 .جسم مرکزی منظومه شمسی که تمام سیارات دنباله دارها و سیارکها در مدارهایی دور آن می چرخند.

 

۹۸درصد جرم منظومه شمسی درون خورشید قرار دارد  و نور وگرمای این ستاره برای تداوم زندگی بسیار ضروری است.منبع انرژی این ستاره فرآیند همجوشی هسته ای است که در آن اتم هیدروژن به هلیم تبدیل می شود.این واکنش در درون هسته انجام  می گردد که خود یک چهارم شعاع خورشید را در بر می گیرد.ذرات نوترینو ناشی از واکنشهای هسته ای درون خورشید در زمین قابل کشف هستند.ساختمان ودینامیک خورشید در علمی به نام خور لرزه نگاری(Helioseismology) مورد بررسی قرار می گیرد.یک منطقه تابشی(radiative)  وبعد از آن یک منطقه همرفتی (convective)هسته را در برگرفته که اندازه آن7/28 درصد از شعاع خورشید می باشد.قرص قابل مشاهده خورشید نورسپهر (photosphere) نام دارد مناطق فعال خورشید در این قرص را می توان به مناطقی مانند  لکه های خورشیدی و مشعل( faculae )تقسیم نمود.این عوارض با میدانی مغناطیسی با قدرت 2000 تا 4000 گاوس همراه هستند.دراین منطقه میتوان شاهد جودانه (granulation) ودر اندازه های بزرگتر ابر جودانه (super granulation) بود که هردو ناشی از فعالیت همرفتی خورشیدی هستند.نورسپهر یافوتوسفر دارای چرخشی تفاضلی ( differential) بوده ودمای آن 5780 درجه کلوین است.

 

جو درونی خورشید لایه ای به نام فام سپهر یا کروموسفر است که درست بالای نورسپهر قرار گرفته است.بکمک وسایلی مانند خور طیف نگاشت(spectroheliograms) یا طیف سنج میتوان ناظر عوارضی مانند زبانه ( prominences) سیخک (spicules) کمانک (fibrils) پلاژ (plages) و مشعل(flocculi) در فام سپهر بود.

 

لایه بالاتر جوی خورشید تاج يا کرونا است که دمای آن به چند میلیون درجه می رسد.در این منطقه نیز عوارضی مانند حفره های تاجی یا چرخه تاجی وجود دارند.



تمام فعالیت های خورشید شامل انتقال جرمی تاج یا فورانهای تاج خورشیدی coronal mass ejection)) شراره  (flares) مناطق فعال و لكه های ناشی از آنها طی یک چرخه 11 ساله کم وزیاد می شوند.مقدار تابش ورودی به زمین با نام ثابت خورشیدی نیز دارای ارتباطی با این چرخه می باشد تغییرات بلند دوره ثابت خورشیدی حتی به تغییرات اقلیمی نیز منجر می شود و دوره کمینه ماوندر(maunder minimum) یکی از نمونه ها می باشد.

 

تابش اشعه ایکس قوی ناشی از شراره های خورشید ٬لایه یونکره (ionosphere) زمین را تحت تاثیر قرار داده وذرات پرانرژی آزاد شده نیز می توانند خطری برای فضانوردان و ماهواره ها به حساب بیایند.انتقال جرمی تاج (فورانهای تاج خورشیدی یا CME)فضای بین زمین وخورشید را تحت تاثیر قرار داده وموجب طوفانهای مغناطیسی ودر نتیجه شفق های قطبی می شود.


ارتعاشات خورشیدی

ارتعاشات خورشید مانند زنگیست که دائم در حال نواخته شدن است. خورشید در آن واحد بیشتر از ۱۰ میلیون درجه صوت مختلف ایجاد می کند. ارتعاشات گازهای خورشیدی از نظر مکانیکی شبیه به ارتعاشات هوا، که آنها را با نام امواج صوتی می شناسیم، می باشند. از این رو ستاره شناسان امواج خورشیدی را به رغم اینکه نمی شنویم، مانند امواج صوتی می دانند. سریعترین ارتعاش خورشیدی حدود ۲ دقیقه به طول می انجامد. مدت زمان یک ارتعاش مقدار زمان لازم برای کامل شدن یک حلقه یا سیکل از ارتعاش است. آرام ترین ارتعاشی که گوش انسان قادر به تشخیص آن می باشد مدت زمانی معادل ۲۰/۱ ثانیه دارد.

بیشتر امواج صوتی خورشید از “سلولهای حرارتی” موجود در توده های متراکم گاز در اعماق خورشید سرچشمه می گیرند. (*هوا دارای خاصیت ارتجاعی می‌باشد هنگامی که یک لایه از مولکولهای هوا به جلو رانده می‌شود، این لایه به نوبه خود لایه دیگری را به جلو می‌راند و خود به حال اول بر می‌گردد. لایه جدیدی نیز لایه دیگری را به جلو می‌راند و به همین ترتیب این عمل بارها و بارها تکرار می‌گردد تا انرژی به پایان برسد. این جابجایی مولکولها اگر بیش از ۱۶ مرتبه در ثانیه تکرار ‌گردد صدا بوجود می‌آید. هر رفت و برگشت لایه هوا یک سیکل نام دارد و تعداد سیکل در ثانیه تواتر یا بسامد یا فرکانس نامیده می‌شود).این سلولها انرژی را تا سطح خورشید بالا می آورند. بالا آمدن این سلولها مانند بالا آمدن بخار از آب در حال جوشیدن است. واژه سلولهای حرارتی به همین دلیل به آنها اطلاق می گردد. هنگامیکه سلولها بالا می آیند، سرد می شوند. آنگاه به درون خورشید جائیکه بالا آمدن از آنجا آغاز می شود باز می گردند. در هنگام سقوط و پائین رفتن سلولهای حرارتی ارتعاش شدیدی به وجود می آید. این ارتعاش باعث می شود که امواج صوتی از درون سلولها خارج شوند.

از آنجائیکه اتمسفر خورشید غلظت کمی دارد، امواج صوتی نمی توانند در آن به حرکت و جریان درآیند. در نتیجه، وقتی که یک موج به سطح می رسد مجددا به درون خورشید بر میگردد. بنابراین قسمت کوچکی از سطح خورشید حرکت تند و سریعی به بالا و پائین پیدا می کند. وقتی یک موج به درون خورشید سفر می کند، به سمت بالا و سطح آن خم می شود. مقدار انحنای موج بستگی به چگالی گازی که موج درون آن حرکت میکند و مواردی دیگر دارد. در نهایت، موج به سطح می رسد و دوباره به درون بر می گردد. این رفت و آمدها تا آنجا که موج انرژی خود را در گازهای پیرامون از دست بدهد، ادامه خواهد داش

امواجی که به عمیق ترین فاصله از سطح خورشید فرو می روند طولانی ترین مدت را دارند. برخی از این امواج تا هسته خورشید فرو می روند و مدتی معادل چندین ساعت دارند.



آینده خورشید

طی چند میلیارد سال آینده درخشندگی خورشید بسیار زیاد خواهد شد ودمای زمین به 100 درجه رسیده وآب اقیانوسها تبخیر خواهند شد.بعد از مدتی با اتمام سوخت هیدروژنی اش به یک غول سرخ تبدیل خواهد شد. این زمان خورشید دارای مرحله از ناپایداری شده  واندازه خورشید 50 برابر خواهد شد.دمای سطحی کاهش یافته اما درخشندگی کلی تا حدود 300 برابر مقدار کنونی افزایش خواهد یافت.دما در هسته خورشید به 100 میلیون درجه رسیده و هلیوم بدنبال واکنشهای هسته ای جدید به کربن و اکسیژن تبدیل خواهد شد.جرم خورشید آنقدر زیاد نیست که بتواند از طریق واکنشهای هسته ای کربن سوزی واکسیژن سوزی انرژی تولید کند.بعد از مدتی بادهای خورشیدی شدید از آن وزیدن گرفته ولایه های بیرونی به شکل سحابی سیاره ای به بیرون پرتاب می شوند.بعد از مدتی آنچه که باقی می ماند هسته ای تشکیل شده از مواد دژنره(تبهگن) بوده وخورشید به یک کوتوله سفید تبدیل خواهد شدو بعد از مدتهای طولانی با به ته کشیدن انرژی ،به یک کوتوله سیاه مرده وکم فروغ تبدیل خواهد شد.


                                    مشخصات خورشید

 

 

فاصله متوسط تازمین

۱۴۹۵۹۷۸۷۰ کیلومتر 

زمان رسیدن نور از خورشید به زمین

۰۰۴/۴۹۹ ثانیه

اختلاف منظر خورشید

۱۹۴۱۴۸/۸ ثانیه قوسی

شعاع

۶۹۵۰۰۰کیلومتر یا ۱۰۹ برابر شعاع زمین



جرم

۹۸۹/۱ ضربدر ده بتوان ۳۰ کیلوگرم

سرعت فرار در رخشان کره

6178 کیلومتر در ثانیه

چگالی متوسط

109 کیلوگرم در متر مکعب

ثابت خورشیدی(انرژی دریافتی بر واحد سطح درثانیه در سطح زمین)

1366 وات بر متر مربع

درخشندگی(luminosity)

۸۲۷/۳ ضربدر ده بتوان ۳۳(ارگ بر ثانیه)

یا 8/3 ضربدر ده بتوان 23 کیلووات

قدر ظاهری

26.74-(600000 برابر درخشندگی ماه کامل)

قدر مطلق

4.83+

مقدار هیدروژن

92.1 درصد تعداد اتمها و70.68درصد وزنی

مقدار هلیم

7.8 درصد تعداد اتمها و 27.43 درصد وزنی

بقیه عناصر

0.1 درصد تعداد اتمها و1.89درصد وزنی

سن

4.566 میلیارد سال

زاویه محور چرخش با صفحه مدار زمین

۲۵/۷درجه

دمای سطحی

5775 درجه کلوین

دمای مرکز

۷/۱۵ میلیون درجه

سرعت چرخشی در استوا

7284 کیلومتر درساعت

دوره چرخش در استوا

۰۵/۲۵روز

دوره چرخش در عرض 16 درجه

25 روز و9 ساعت

چگالی در نواحی مرکزی

151300 کیلوگرم در متر مکعب



  نويسنده: مهرداد شهبازي در تاريخ: شنبه 8 آبان1389 ساعت 11:0 | آرشیو نظرات


بادهاي خورشيدي


تاج بسيار داغ خورشيد در فضا منتشر و دائم در آن گسترده مي شود. به جريان گازهاي تاج خورشيد در فضا، بادهاي خورشيدي مي گويند. چگالي اين بادها در نزديكي خورشيد تقريبا بين ۱۰ تا ۱۰۰ ذره در هر سانتيمتر مكعب مي باشد.

باد خورشيدي با سرعتي معادل صدها كيلومتر در ثانيه از خورشيد به هر سوي مي وزد. در فواصل زيادي از خورشيد يعني فراتر از مدار پلوتو، از سرعت اين باد كه مافوق صوت مي باشد، كاسته مي شود و با گازهاي ميان ستاره اي تركيب مي گردد.

بادهاي خورشيدي به شكل يك حباب بزرگ شبيه به قطره اشك به نام هليوسفر، در فضاي ميان سياره اي گسترده شده است. خورشيد و همه سياره هاي آن درون هليوسفر مي باشند. فراتر از مدار پلوتو، دورترين سياره از خورشيد، هليوسفر به گازها و غبارهاي ميان ستاره اي مي پيوندد. گرچه اتمهاي موجود در فضاي بين ستاره اي مي توانند در اين حباب نفوذ نمايند اما در واقع مي توان گفت كه همه مواد تشكيل دهنده هليوسفر از خود خورشيد ناشي مي شوند.


شراره ابرهای بزرگی از ذرات باردار را به بیرون از خورشید پرتاب می‌کند. این ذرات با سرعت میلیونها کیلومتر در ساعت حرکت می‌کنند. در حدود دو روز بعد به مجاورت زمین می‌رسند و برخی از آنها بسوی مناطق قطبی زمین منحرف می‌شوند، زیرا زمین مانند یک آهنربای میله‌ای ، میدان مغناطیسی دارد و حرکت ذرات باردار که از خورشید می‌رسند، تحت تاثیر این میدان قرار می‌گیرد. ذرات باردار که به طرف قطبها منحرف می‌شوند، با گازهای بخش بالایی جو برخورد می‌کنند. در نتیجه شبتاب بوجود می‌آید و نور گسیل شده از آن به صورت نمایش زیبا پدیدار می‌شود که آن را شفق می‌نامیم. 

 

 

موقعیت شفق


زیباترین نمایش شفقها ، دو سال بعد از حداکثر فعالیت لکه‌های خورشید رخ می‌دهد. هنگامی که شفقها بسیار فعال هستند، در ایران و در اروپای جنوبی یا جنوب ایالتهای متحده آمریکا نیز قابل روئیت می‌باشند، ولی معمولا در مناطق شمالی‌تر ، بهتر دیده می‌شوند. روئیت شفقهای جنوبی در استرالیا بسیار دشوار است.






در عرضهای بالای زمین ، آسمان شب ، بصورت درخشانی به شکل متحرک روشن می‌شود که شفق قطبی نامیده می‌شود. آنها شفاف هستند و می‌توان ستاره‌ها را از داخل آنها مشاهده کرد. اغلب نور آنها به قدری می‌درخشد که می‌توان نوشتجات را خواند و رنگ آنها همیشه سبز مایل به زرد نیست. شفق قطبی شمالی و شفق قطبی جنوبی را می‌توان در هر شب روشن مشاهده کرد و شدت نور آنها متغیر بوده و تابع تعدادی پارامتر است. راه شیری توسط یک شفق قطبی روشن ، دیده نمی‌شود.

همچنین آشکار است که شفق قطبی به هنگام روز بوجود می‌آید، بطوری که نور آن همواره در اتمسفر عرضهای بالا انتشار می‌یابد. وجود شفق قطبی چندین قرن است که مورد شناسایی قرار گرفته است. در اوایل تصور می‌شد که شفق قطبی ناشی از بازتاب نور خورشید توسط یخهای فطبی است. نظریه دیگری عبارت از روشن شدن آسمان توسط خدایان بوده است. امروزه نظریه ذرات باردار شتاب‌دار مسئول این پدیده شناخته شده‌اند.
نامیده می‌شود. آنها شفاف هستند و می‌توان ستاره‌ها را از داخل آنها مشاهده کرد. اغلب نور آنها به قدری می‌درخشد که می‌توان نوشتجات را خواند و رنگ آنها همیشه سبز مایل به زرد نیست. شفق قطبی شمالی و شفق قطبی جنوبی را می‌توان در هر شب روشن مشاهده کرد و شدت نور آنها متغیر بوده و تابع تعدادی پارامتر است. راه شیری توسط یک شفق قطبی روشن ، دیده نمی‌شود.

 

شفق قطبی چگونه تشکیل می‌شود؟


نیروهای لورنتس که موجب انحراف مسیر الکترونها در میدان های مغناطیسی می‌شود در بسیاری از پدیده‌های طبیعی تجلی می‌یابند و فقط با یاری گرفتن از این نیروها توضیح آنها ممکن است. یکی از تماشایی‌ترین و با شکوهترین پدیده‌ها از این نوع شفق قطبی است، که مشخصه عرضهای جغرافیایی بالا , نزدیکیهای شمال یا جنوب مدار قطبی است. پدیده شگفت آور و زیبایی که در طول شب قطبی طولانی در آسمان دیده می‌شود.

آسمان تابان می‌شود و نقشهایی با رنگها و شکلهای گوناگون دیده می‌شود. گاهی دارای شکل کمان یکنواخت ، ساکن یا تپنده است و گاهی عبارت است از شمار زیادی پرتو با طول موجهای متفاوت ، که مانند پرده‌ها و نوارها بازی می‌کنند و پیچ و تاب می‌خورند. رنگ تابانی از سبز مایل به زرد به سرخ و بنفش مایل به خاکستری تغییر می‌کند. طبیعت و منشأ شفقهای قطبی زمان درازی به کلی پوشیده مانده بود. تا اینکه به تازگی برای این راز توضیح رضایت بخشی پیدا شد.

 

ارتفاع شفقهای قطبی


قبل از همه ، دانشمندان موفق شدند ارتفاعی را که شفقهای قطبی ظاهر می‌شوند، تعیین کنند. به این منظور از یک تابانی از دو نقطه به فاصله چند ده کیلومتر از یکدیگر عکس گرفتند. به کمک چنین عکسهایی ثابت کردند که شفقهای قطبی در ارتفاع 80 تا 100 کیلومتری بالای زمین (بیشتر اوقات در ارتفاع 100 کیلومتر) ظاهر می‌شوند. به این ترتیب دریافتند که شفقهای قطبی تابانی گازهای رقیق موجود در جو زمین هستند، که تا اندازه‌ای به تابانی در لامپ های تخلیه گاز شبیه می‌باشند.


دوره تناوب ظهور شفق های قطبی


رابطه جالب بین شفقهای قطبی و پدیده‌های دیگر روشن است. شفقهای قطبی با دوره‌های متفاوت مشاهده می‌شوند. اختلاف دوره‌های شفق قطبی بعضی اوقات به چندین سال می‌رسد. مشاهدات چندین ساله آشکار ساخته‌اند که دوره‌های زیادی ماکزیمم شفقهای قطبی بطور مرتب در 11.5 سال تکرار می‌شوند . در طول این مدت ، شماره شفقهای قطبی نخست سال به سال کاهش می‌یابد و سپس شروع می‌کند به زیاد شدن تا مقدار آن در 11.5 سال از نو به ماکزیمم می‌رسد.


کمربندهای وان آلن (Van Allen Radiation Belts)


زمین قادر است که ما را از بدترین جریانهای ذرات پر سرعتی که از چهره برافروخته خورشید پرتاب می‌شوند، حفظ کند. سیاره کوچک ما ، این حفاظت را به کمک یک سپر مغناطیسی انجام می‌دهد. میدان مغناطیسی ، محفظه‌ای به دور زمین را تشکیل داده است که بیشتر ذرات را منحرف یا در اطراف گرفتار می‌کند. درون آن ، در دو بخش تیوب مانند ، می‌توانند ذرات باردار را به دام اندازند. این حلقه‌ها ، کمربندهای وان آلن نامیده می‌شوند که به نام کاشف آنها ، جیمز وان آلن چنین نامگذاری شده‌اند.



 


زبانه هاي خورشيدي


زبانه هاي خورشيدي انفجارهاي مهيبي در سطح خورشيد مي باشند. در مدت زماني معادل چند دقيقه يك زبانه مي توانند دماي مواد موجود را تا ميليون ها درجه افزايش دهد و انرژيي آزاد نمايد كه معادل انرژي آزاد شده توسط يك هزار بيليون تن TNT مي باشد. اين انفجارها در نزديكي لكه هاي خورشيدي، معمولا در راستاي خطوطي بين دو سر ميدان مغناطيسي رخ مي دهند.





زبانه ها انرژي را به اشكال گوناگوني مانند پرتوهاي الكترومغناطيس (پرتوهاي گاما و ايكس) و ذرات باردار (پروتون و الكترون) آزاد مي كنند.

دانشمندان براي نخستين بار به اين نتيجه رسيدند كه زبانه ها و فوران هاي خورشيدي لرزه هايي را در اعماق خورشيد به وجود مي آورند كه بسيار شبيه به زمين لرزه در سياره ما مي باشند. محققان زبانه اي را مشاهده نمودند كه منجر به وقوع لرزه اي بسيار شديد در اعماق خورشيد گرديد. اين لرزه ۴۰ هزار بار بيشتر از زمين لرزه شديد سانفرانسيسكو در سال ۱۹۰۶ انرژي آزاد نمود. مقدار اين انرژي آزاد شده به حدي بود كه مي توانست برق مصرفي ايالات متحده را تا مدت ۲۰ سال تامين نمايد.

مناطقي كه لكه هاي خورشيدي و فوران ها در آنها شكل مي گيرند، مناطق فعال ناميده مي شوند. مقدار فعاليت هاي خورشيدي از ابتداي يك چرخه لكه خورشيدي، به تدريج افزايش مي يابد و با گذشت پنج سال به حداكثر مي رسد. تعداد لكه ها در هر زمان متفاوت است. در قسمتي از صفحه خورشيد كه ما مي بينيم، تعداد آنها از صفر تا ۲۵۰ لكه تغيير مي كند.



لكه هاي خورشيدي


لكه ها ي خورشيدي مناطقي تيره و تقريبا دايره اي شكل در سطح خورشيد مي باشند. آنها زماني شكل مي گيرند كه دسته اي از خطوط مغناطيسي درون خورشيد به سطح آن مي رسند.

دماي لكه ها از دماي مناطق اطرافشان كمتر و ميدان مغناطيسي در آنها بسيار قوي است. دماي لكه هاي خورشيدي بين ۴۰۰۰ تا ۴۵۰۰ كلوين و دماي سطح خورشيد ۵۷۰۰ كلوين است. به همين دليل آنها تيره تر از سطح ستاره به نظر مي رسند.

داده هاي رصدي از دهه ۸۰ قرن بيستم نشان مي دهند كه تعداد لكه هاي خورشيدي با شدت تابش خورشيد مرتبط است. جالب اين كه هر چه تعداد لكه ها بيشتر باشد، شدت تابش نور خورشيد بيشتر است، چون كه مناطق اطراف لكه ها درخشان تر اند.

 

 

 

فعاليت هاي خورشيدي


ميدان هاي مغناطيسي خورشيد از منطقه حرارتي، بالا رفته و از ميان مناطق فوتوسفر، كرومسفر و تاج خورشيدي سر بر مي آورند. اين جريانات مغناطيسي منجر به شكل گيري فعاليت هاي خورشيدي مي گردند. اين فعاليت ها شامل پديده هايي به نام لكه هاي خورشيدي، شعله هاي بلند، زبانه ها و فوران هاي تاج خورشيد مي باشند.


در مركز خورشید دما تقریبا به ۱۴ملیون سانتی گرادمی رسدو بنا بر این بخش هایی از خورشید تیره تربه نظر میرسند علت تیره گی آن درخشش كمتر گاز های سرد نسبت به گاز های گرم تر است كه بصورت تیرگی بر سطح خورشید ظاهر می شوند و این بخش تیره را لكه یا كلف می نامند.

لكه هاي خورشیدی محل هایی بر سطح خورشید هستند که دمایشان از دمای مناطق اطرافشان کمتر است. میدان مغناطیسی در لکه های خورشیدی بسیار قوی است و مانع از جریان همرفت مواد را از زیر سطح ستاره و موجب سردتر شدن لکه ها می شود. دمای لکه های خورشیدی بین 4000 تا 4500 کلوین و دمای سطح خورشید 5700 کلوین است. به همین دلیل آنها تیره تر از سطح ستاره به نظر می رسند.

تعداد لکه های خورشیدی از شمارش گروه های لکه ها و لکه های جدا از هم به دست می آید. هر گروه لکه های خورشید به طور متوسط 10 لکه دارد. بنابراین تعداد کل لکه های خورشید جمع تعداد لکه های جدا از هم به اضافه تعداد گروه ها ضربدر 10 است.

 

نمودارهای ماهانه ای که از شمارش لکه های خورشیدی به دست می آیند نشان می دهند که تعداد لکه هایی که بر سطح خورشید دیده می شوند طی دوره های 11 ساله ای کم و زیاد می شود.

بوجود آمدن لكه هاي خورشيدي از سالی به سال دیگرتغییر میكند گاهی بیش از صد لكه و برخی از سال ها تا كمتراز ۱۰ لكه ظاهر می شود هر ۱۱ سال یكبار تعداد لكه ها به حد اكثر می رسدو خورشید بصورت جسمی پر لك در می آید و سپس لكه ها به حداقل می رسد و خورشید حالت تقریبا بدون لك پیدا می كند.

لکه های خورشیدی از سال 1700 میلادی رصد شده اند. داده های رصدی از دهه 80 قرن بیستم نشان می دهند که تعداد لکه های خورشیدی با شدت تابش خورشید مرتبط است. جالب این که هر چه تعداد لکه ها بیشتر باشد، شدت تابش نور خورشید بیشتر است، چون که مناطق اطراف لکه ها درخشان تر اند.

 

در سال 1947 مجموعه عظیمی از این لکه ها روی خورشید ظاهر شد که سطحی بیش از 5 میلیارد کیلومتر مربع را پوشانید. فعالیت خورشید بر اساس سیکل 11 ساله در سال های 1947/1958/1969/1980 و 1990 به بالاترین حد رسیده است.
سطح خورشید در مجاورت لكه های خورشیدی طوفانی میشود و هر چند وقت یك بار قسمتی از سطح خورشیدكه نزدیك كلف های خورشیدی قرار دارند بسیار داغ شده بصورت زبانه خارج می شوند و ماده گازی داغ به فضا شلیك می كند و فوران خورشیدی را به وجود می آورد.

خورشید هر ۲۵ روز یك بار به دور خود می چرخد. علت گرما زیاد اطراف این لكه ها این است كه در مجاورت این كلف ها یا لكه ها انفجار هایی رخ می دهد و انرژی زیادی تولید میكند . این انفجار ها شراره نامیده می شوند و با نور بسیار می درخشند وقتی اموج این انفجار ها با زمین بر خورد می كند حتی قطب نما های هوا پیما ها و كشتی ها را تحت تأثیر قرار می دهند.


 هر لكه ي خورشيدي دو ناحيه ي اصلي دارد:

 ناحيه ي تاريك تر مركزي كه تمام سايه نام دارد
 ناحيه ي خاكستري رنگ اطراف كه نيم سايه ناميده مي شود.
 لكه ها ممكن است هزاران كيلومتر پهنا داشته باشند. آن ها از چند روز تا چند ماه دوام مي آورند.بيشتر لكه ها به صورت يك جفت ظاهر مي شوند و كم كم از يكديگر فاصله مي گيرند.گاهي صد ها لكه روي خورشيد شمرده مي شوند و گاهي نيز خبري از لكه ها نيست. نظريه هاي درباره ي ماهيت لكه هاي خورشيدي

1- نواحي كم فشار سطح خورشيد يا طوفان ها و رگبار هايي در گاز هاي داغ خورشيدي، همچنين حركت پيچيده و شديد گازها به درون و بيرون گازها نيز با تلسكوپ هاي خورشيدي بزرگ رصد شده است.

2- نظريه ي تازه تري نيز براي توضيح ماهيت لكه هاي خورشيدي وجود دارد.بر طبق اين نظريه، اين نواحي سردتر بر اثر واكنش ميان گازهاي يونيده و باردار خورشيد و ميدان هاي شديد مغناطيسي خورشيد پديد مي آيد. در مناطقي كه خطوط ميدان هاي مغناطيسي شديد محلي به سطح خورشيد وارد مي شوند، لكه ي خورشيد ي به وجود مي آيد.

اين پديده همچنين بر گاز موجود در لايه هاي بالايي جو خورشيد، كه بر فراز محل لكه قرار دارند، اثر مي گذارند.

 با شروع دوران فعال لكه هاي خورشيدي، در ابتدا تعداد كمي لكه در عرض هاي خورشيدي 30 تا 40 درجه ي شمال و جنوب ا ستواي خورشيد ظاهر مي شوند. با گذر زمان، لكه هاي خورشيدي بيشتر و بزرگ تري پديدار مي شوند و آن ها به استواي خورشيدي نزديك ترند. سر انجام، در دوران اوج فعاليت هاي يازده ساله ي خورشيد، بجز در نواحي قطبي، مي توان آن ها را يافت. وقتي اوج چرخه ي خورشيدي به پايان مي رسد كه لكه هاي عرض هاي بالايي خورشيد ناپديد شوند و سر انجام فقط چند لكه در اطراف استواي خورشيد باقي بمانند. پس ا ز آن چرخه ي ديگري با ظهور لكه هاي خورشيدي در عرض هاي 30 تا 40 درجه در دو سوي استواي خورشيد آغاز مي شود.



نمودار پروانه ای (Butterfly Diagram)


رصدهای خورشیدی نشان می دهند که لکه ها روی خورشید به شکل تصادفی پخش نشده اند، بلکه در فواصل خاصی از استوای خورشید قرار دارند. در ابتدای هر دوره خورشیدی لکه ها در عرض های میانی (شمالی یا جنوبی، به صورت قرینه نسبت به خط استوا) شکل می گیرند و تا پایان دوره به عرض های استوایی تر کوچ می کنند، طوری که نمودار پراکندگی لکه ها بر سطح خورشید طی یک دوره شبیه یک پروانه می شود.






چرخه جديد خورشيد، چرخه 24:

سازمان فضايي اروپا از تشكيل يك لكه خورشيدي خاص بر روي سطح خورشيد طي چند روز گذشته خبر داد كه نشاندهنده آغاز چرخه خورشيدي جديدي است.

هر چرخه خورشيدي بطور متوسط ۱۱/۱سال به طول مي انجامد. اين چرخه خورشيدي جديد موسوم به چرخه
۲۴ روز چهارم ژانويه در حالي آغاز شد كه ماهواره رصد خورشيد و هليوسفر بنام سوهو SOHO رويدادي را كه دانشمندان حدود يك سال انتظار آن را كشيده بودند، رصد ميكرد.

اين لكه خورشيدي نسبتا كوچك كه در وهله اول در نيمكره شمالي خورشيد ناپيداست در مقايسه با لكه هاي خورشيدي سالهاي گذشته قطبيت مغناطيسي معكوسي را از خود نشان ميدهد.
 
يك لكه خورشيدي منطقه اي از فعاليت مغناطيسي كاملا سازمان يافته بر سطح خورشيد است. ايجاد اين چرخه جديد خورشيدي زماني رسميت يافت كه در فهرست ناسا به ثبت رسيد.

لكه هاي خورشيدي معمولا در عرضهاي جغرافيايي ۲۵
_+
شكل ميگيرند و در طول فعاليت خود به تدريج بسوي استوا حركت ميكنند. لكه ها معمولا به صورت جفتي ديده ميشوند و دليل اين امر وجود ميدانهاي مغناطيسي قوي در ميان آن دو است (يكي حكم قطب مثبت و ديگري حكم قطب منفي را دارد).

لكه هاي خورشيدي نقاط تيره رنگي هستند كه دماي كمتري نسبت به نقاط ديگر خورشيد دارند و در بعضي مواقع بر سطح خورشيد ظاهر ميشوند.

لكه ها از نظر مغناطيسي بسيار فعالند و در صورتي كه تعداد و اندازه آنها افزايش يابد، تاثيراتي را بر زمين خواهند گذاشت.
 
شفقهاي قطبي، تاثير بر امواج مخابراتي و برخي تاثيرات بر آب و هوا از جمله آثار ازدياد لكه هاي خورشيدي است.
 
از آنجا كه دماي سطح لكه خورشيدي حدود ۱۵۰۰درجه سانتيگراد از ديگر نواحي خورشيد كمتر است، درخشندگي كمتري دارد و تيرهتر ديده مي شود.

سازمان فضايي اروپا اعلام كرد انتظار ميرود فعاليت چرخه خورشيدي ۲۴ تا در سال ۲۰۱۱يا ۲۰۱۲ به بيشترين حد برسد با اين حال، جرقه هاي شديد خورشيدي در هر زماني ميتواند روي دهد.

سوهو كه دوم دسامبر گذشته دوازدهمين سال پرتاب خود را جشن گرفت طرح مشترك سازمان فضايي اروپا و سازمان فضايي آمريكا (ناسا) است.




Blog Skin

نویسنده : | در : دوشنبه 19 تير 1391 ساعت: | دیدگاه: ()
تعداد بازديد : 2056
نتیجه : 0 امتیاز توسط 0 نفر مجموع امتیاز : 0

نوسان مادن جوليان



Madden-Julian OscillationMJO

نوسان مادن جوليان

 

پديده نوساني مادن- جوليان (MJO) شكل غالب تغيير پذيري زير فصلي گرمسيري مناطق حاره و فوق حاره ميباشد كه در سيستم چرخه جو-اقيانوس نقش مهمي را ايفا ميكند.مادن و جوليان فشار هواي سطح دريا و حركت باد در لايه هاي مختلف جو در پهنه اقيانوس آرام را مورد ارزيابي قرار دادند. آنها نشان دادند كه براي دورههاي زماني ٤٠ تا ٥٠ روزه يك همبستگي معنيدار بين فشار سطح دريا و بادهاي سطحي غرب وزان وجود دارد كه به علت دوام كمتر از يك فصل معروف به نوسانات زيرفصلي (Intrasesonal Oscillation) شدند. به دليل كشف اين پديده توسط اين دو محقق، آن را نوسانات مادن- جوليان(Madden-Julian Oscillation, MJO) نامگذاري كردند كه در منابع علمي آن را نوسانات ٥٠ - ٤٠ روزه نيز مي نامند. نشان داده شده است كه اين نوسانها با تغييرات عوامل جوي-اقيانوسي از جمله فشار و دماي سطح آب دريا در شرق ناحيه استوايي اقيانوس هند، بادهاي سطحي و بالايي و به ويژه بارش مرتبط بوده و نوسانهاي زيرفصلي آنها را توجيه ميكند. وانگ و روي بيان نمودند كه حساسيت هر در فصول MJO يك از عوامل جوي- اقيانوسي به پديده مختلف متفاوت است. هندون و سالبي اعلام نمودند كه آثار MJO بر شرايط اقليمي و هواشناسي نيمكره شمالي در فصل زمستان نمايان تر و معني دارتر از ساير فصول است. سيكا و گادگيل نشان دادند كه شكل استاندارد MJOشامل نابهنجاري هاي بزرگ مقياس همرفتي است كه در يك حركت رو به شرق از نواحي مركزي و شرقي اقيانوس هند آغاز شده و پس از طي گستره هاي آبهاي گرمسيري اقيانوس آرام وارد ناحيه همگرايي اقيانوس اطلس جنوبي (South Atlantic Convergence Zone, SACZ) مي شود.فرانتي و همكاران اعلام كردند كه هواي مناطق گرمسيري بر آب و هواي مناطق فرا گرمسيري(Extratropical) نيز تأثير مي گذارد. واليزر و همكاران مقادير انحراف از ميانگين (نابهنجاري) تابش موج بلند خروجي از زمين (Outgoing Longwave Radiation, OLR) را بهعنوان نمايه فعاليتهاي همرفتي نواحي شرقي اقيانوس هند و شاخص MJO معرفي كردند. مقادير كمتر از ميانگين درازمدت OLR بيانگر افزايش فعاليتهاي همرفتي(فاز مثبت MJO) و بارش بيشتر از معمول در پهنه گرمسيري از اقيانوس هند تا اقيانوس آرام غربي مي باشد. هنگامي كه OLR بيشتر از ميانگين درازمدت است، توقف همرفت (فاز منفي MJO) و كاهش بارش در اين مناطق گزارش شده است.مو و هيگينز ارتباط فعاليتهاي همرفتي در مناطق گرمسيري اقيانوس هند و بارش غرب ايالات متحده را مورد بررسي قرار داده و نشان دادند كه MJO بارشهاي كاليفرنيا را تحت تأثير قرار مي دهد. دورانهاي مرطوب كاليفرنيا معمولاً با افزايش همرفت (مرتبط با MJO) در غرب اقيانوس آرام گرمسيري (۱۵۰E) همزمان است. رخدادهاي خشك كاليفرنيا نيز با افزايش جريانهاي همرفتي وابسته به MJO در شرقاقيانوس هند (۱۲۰E) مرتبط مي باشد.جونز رابطه بين MJO و بسامد رخدادهاي مرزي بارش (بيشترين و كمترين مقادير) در كاليفرنيا را مورد بررسي قرار داد. وي نشان داد كه در دوراني كه فعاليتهاي همرفتي مرتبط با MJO شديد است، فراواني رخدادهاي مرزي بارش در كاليفرنيا بيشتر از معمول ميباشد. در دوران ركود همرفت نيز فراواني اين رخدادها كمتر از ميانگين درازمدت مشاهده شده است. يافته هاي جونز بيانگر آن است كه رخدادهاي مرزي بارش ايالت كاليفرنيا حساسيت زيادي به فعاليتهاي همرفتي در نواحي مركزي تا شرقي اقيانوس هند دارد. در مقابل هنگامي كه اين فعاليتها به جزاير اندونزي نزديك ميشود، نوسانهاي بارش در اين ايالت حساسيت كمتري به MJO نشان مي دهد. هيگنز و همكاران بيان نمودند كه افزايش بارشها در نواحي گرمسيري غرب و مركز اقيانوس آرام با رخداد كران هاي بالايي و پاييني بارش در غرب آمريكاي شمالي مرتبط است. ارتباط بين بارشهاي گرمسيري مربوط به MJO و اين رخدادها در شمال غرب اقيانوس آرام نمايي از انتشار رو به شرق الگوهاي چرخندي در مناطق استوايي و برگشت آنها (حركت رو به غرب) در عرضهاي بالايي اقيانوس آرام شمالي است. آنها همچنين با بررسي ارتباط مقادير انباشتي ۳ روزه بارش در طول سواحل غربي ايالت متحده و فازهاي ENSO دريافتند كه كران بالايي يا پاييني بارش ممكن است در تمامي فازهاي ENSO رخ دهد. آنها نشان دادند كه كران هاي بارش اين مناطق بيشتر به فازهاي MJO بستگي داشته و به ENSO بستگي ندارند.     بوند و ويچي تأثير MJO بر بارشهاي واشنگتن و اورگون را مورد بررسي قرار داده و نشان دادند در ماه هاي اكتبر- دسامبر، وقتي كه چيره باد غرب وزان مرتبط با MJO در نزديكي خط زمان (Date line) متمركز مي شود، فعاليتهاي همرفتي در شرق اقيانوس هند و نزديكي اندونزي دچار ركود شده و مقدار بارش كاهش مييابد. در اين هنگام ميزان بارش در واشنگتن و اورگون بيشتر از معمول ميگردد. آنها نشان دادند كه بارش اين مناطق هنگامي كم مي شود كه بادهاي غرب وزان ناشي از MJO به سمت غرب حركت كرده و بين شرق اقيانوس هند و مركز اقيانوس آرام تمركز داشته باشد.كاروالو و همكاران دريافتند كه در فاز منفي MJO فعاليت همرفتي در سراسر اندونزي كاهش و در سراسر اقيانوس آرام مركزي افزايش مييابد. در خلال اين فاز مقادير بيشينه بارش در شمال و شمال شرقي برزيل افزايش مي يابد. در فاز مثبت MJO حالت برعكس وجود دارد و ميزان همرفت در اندونزي افزايش و در اقيانوس آرام مركزي كاهش مي يابد.تمامي مطالعات فوق، تأثير اين پديده بر تغييرات بارش و يا وقوع رخدادهاي مرزي بارش مناطق گرمسيري و فراگرمسيري را نشان مي دهد. نحوه قرار گرفتن اين پديده همرفتي در پهنه شرق اقيانوس هند تا مركز اقيانوس آرام (تغيير فازهاي MJO)، رخدادهاي مرزي بارش نواحي مختلف جهان را در دورههاي مختلف زماني تحت تأثير قرار مي دهد. كشور ايران و استان فارس نيز در منطقه فراگرمسيري واقع شده، ولي چگونگي تأثير اين پديده بر نوسانهاي بارش و وقوع رخدادهاي مرزي بارش آن، تاكنون ناشناخته مانده است. اينگونه تحقيقات ميتواند نقش مؤثري در پيش بيني هاي سيل و دورانهاي خشك در مقياس زيرفصلي داشته باشد.


Blog Skin

نمودار ويلر شاخص RMMI نوسان مادن جوليان


نقشه شاخص OLR و ناهنجاري آن


بر طبق تحقيقات به عمل اومده، فعاليت شاخص MJO در بارش هاي كشور تاثير گذار ست. اين تاثير گذاري در فصول سرد (نوامبر تا مارس) بيشتر از فصل گرم (مي تا سپتامبر) بيشتر است. بر اين اساس معمولا دوره مرطوب كشور كه با فعاليت سامانه هاي درياي سرخ همراست در طي فاز هاي 1 و 8 شاخص MJO در خلال فصل سرد سال توام است. 

در اين حالت فشار سطح درياي سرخ، عربستان و ايران زير نرمال و شاخص بازتابش تشعشعات با طول موج بلند (OLR)، زير نرم هست. شاخص Velocity Potential در تراز هاي 200 و 850 ميلي بار در منطقه بترتيب زير نرمال و بالاتر از نرمال ست. 

 

 

شاخص MJO طي فصل سرد (نوامبر - مارس)


200 VP 850 VP SLP OLR Precip


شاخص MJO طي فصل گرم (مي - سپتامبر)


200 VP 850 VP SLP OLR Precip

 

 

 

اطلاعات شاخص MJO:

 

 

MJO Monitoring and Forecast


Real-Time MJO Index

Forecast

Forecast

GEFS

CFSv2

Dynamic Models

Statistics Models

         

MJO-Associated Time-longitude Anomalies

OLR

u850

u200

chi850

chi200

Total & MJO-Associated Time-longitude Anomalies

OLR

u850

u200

chi850

chi200

          GEFS Forecast  MJO-Associated Tim-longitudeAnomalies

OLR

u850

u200

chi850

chi200

CFSv2 Forecast  MJO-Associated Tim-longitudeAnomalies

OLR

u850

u200

chi850

chi200

 

Real-time GEFS Forecast of MJO-Associated OLR Anomalies

GEFS Operational

CFSv2 Operational

CA Model

Real-time GEFS Forecast of MJO-Associated Spatial Anomalies

850hPa Winds and Chi

200hPa Winds and Chi

Precipitation

Real-time CFSv2 Forecast of MJO-Associated Spatial Anomalies

850hPa Winds and Chi

200hPa Winds and Chi

Precipitation



» اطلاعات شاخص MJO سایت NOAA

» اطلاعات شاخص MJO سایت BOM

» اطلاعات شاخص MJO سايت icess.ucsb

» پيش بيني همرفت حاره اي، باد و دماي سطح دريا (C-LIM)

»  انيميشن شاخص MJO ، موج ER ، كلوين و موج MRG

»  صفحه خانه CPC

 

 

نویسنده : | در : دوشنبه 19 تير 1391 ساعت: | دیدگاه: ()
تعداد بازديد : 3805
نتیجه : 0 امتیاز توسط 0 نفر مجموع امتیاز : 0

نوسانات اطلس شمالی



نوسانات اطلس شمالی

(North Atlantic oscillation (NAO



همچنانکه نوسان جنوبی آشکارترين الگوي پيوند از دور نيمکره جنوبی است
نوسان اطلس شمالیهم بارزترين الگوهاي پيوند از دوري است كه در تمام طول سال در نيمکره شمالی فعال است.



شاخص نوسانات اطلس شمالی به صورت گرایش فشار برای در حد پایین بودن در زمستان در نزدیکی ایسلند زمانی که فشار در نزدیکی آزور و جنوب غرب اروپا بالا باید تعریف شده است. شاخص نوسانات شمالی بر پایه اختلاف فشار نرمال شده سطح دریا (P) بین منطقه حاره (آزور، A) و کم فشار جنب قطبی (ایسلند، I) بنا نهاده شده است:

NAO= P(A) - P(I)s



نوسان اطلس شمالی در واقع نماينده تغييرات بادهای غربی بر روی اطلس شمالی در فاصله مدار 40 تا 60 درجه است. ساختار اقليمي NAO در طي ماههاي سال تغيير چنداني پيدا نمي‎كند و از يك ساختار دو هسته‎اي شمالي ـ جنوبي برخوردار است. يكي از اين هسته‎ها روي گرينلند و ديگري با علامت مخالف روي عرضهاي ميانة اقيانوس اطلس شمالي بين مدار 35 تا 40 درجه قرار مي‎گيرد.
فاز منفي NAO معرف ناهنجاري منفي ارتفاع ژئوپتانسيل و فشار در عرضهاي شمالي اقيانوس اطلس شمالي و ناهنجاري مثبت ارتفاع ژئوپتانسيل و فشار در ميانة اطلس شمالي، شرق ايالات متحده و غرب اروپاست. در فاز مثبت عكس اين وضعيت رخ مي‎دهد. هر دو فاز مثبت و منفي NAO با تغييرات شدت و موقعيت رودباد اطلس شمالي و مسيرهاي بارشي در سراسر اقيانوس اطلس همراه است و در مقياس كلان الگوهاي متوسط انتقال مداري و نصف‎النهاري گرما و رطوبت را تعديل مي‎كند. كه از اين طريق تغييراتي را در الگوي دما و بارش از شرق امريكاي شمالي گرفته تا اروپاي مركزي پديد مي‎آورد. فازهاي مثبت NAO با ناهنجاري مثبت دما در شرق ايالات متحده و شمال اروپا و ناهنجاري منفي دما در گرينلند و گاه جنوب اروپا و خاورميانه همراه است. فاز مثبت با ناهنجاري مثبت بارش در شمال اروپا و اسكانديناوي و ناهنجاري منفي بارش در جنوب و مركز اروپا همراه است.

در فازهاي منفي قوي عكس اين وضع ديده مي‎شود. در دوره‎هايي معين كه يك فاز مثبت يا منفي مدتها دوام مي‎آورد الگوي ناهنجاريهاي ارتفاع ژئوپتانسيل و دما تا مركز روسيه و شمال سيبري مركزي هم كشيده مي‎شود.



 

 

بنابر این فاز + NAO با کم بارشی و خشکسالی و فاز -  با پر بارشی و تر سالی کشورتوام خواهد بود.



 

NAO نوسانهاي فصلي و سالانه قابل توجهي از خود نشان مي‎دهد و بروز فازهاي مثبت مداوم و منفي مداوم از خصوصيت آن است. الگوي زمستاني NAO نوسانهاي سالانه و دهه‎اي هم از خود نشان مي‎دهد. براي نمونه فاز منفي NAO از ميانة دهة 1950 تا زمستان سال 79ـ 1978 حاكم بود. در اين دورة‌24 ساله چهار دورة غالب كه هر يك دست كم سه سال به طول انجاميد همراه با فاز منفي بود و فاز مثبت تقريباً رخ نداد.
در حقيقت در كل اين دوره فاز مثبت تنها سه بار در ميانگين فصلی ديده شد و هرگز در دو سال متوالي پديدار نشد.پس از اين دورة‌منفي يك دورة‌ مثبت از زمستان 80ـ1979 آغاز شد و تا زمستان سال 95ـ1994 ادامه يافت. در اين دوره 15 ساله دوبار فاز منفي قوي رخ داد يكي در زمستان سال 85ـ1984 و يكي در زمستان 86ـ1985. البته در نوامبر 1995 تا فوريه 1996 هم يك فاز منفي قوي رخ داد. زمستان سال 97ـ1996 يكي از سالهاي سرگرداني NAO بوده است يعني در دسامبر 1996 و ژانويه 1997 يك فاز منفي حاكم بود و در فوريه و مارس 1997 يك فاز مثبت حاكم شد.




هرچند NAO و نوسان جنوبی ENSO دو الگوی مستقل هستند اما در دوره های 8-6 ساله با هم پيوند پيدا ميکنند. محاسبات ايشان نشان ميدهد که 20 درصد نوسانهای ENSO در دوره های 8-6 ساله با 25 درصد تغييرات NAO ارتباط دارد. به بيان ديگر فازهای فرين مثبت ENSO که نماينده حاکميت النينو در نيمکره جنوبی است با فازهای منفی NAO که نماينده ضعف وزش مداری در اطلس شمالی و اروپاست (و به همين دليل در هنگام حاکميت فازهای منفی NAO اروپا سردتر و پربارشتر است) همراه ميشود.

انيميشن ناهنجاري استرس باد و فشار سطح دريا طي فازهاي NAO

بر روي عكس كليك كنيد.
اطلاعات شاخص نوسان اطلس شمالي (NAO)

Blog Skin
Blog Skin
GFS        ECMWF        GGEM
شرايط فعلي 
»  مانگين مقادير شاخص NAO از سال 1950 


1 - فرمت گرافيكي :   كل ماهاي سال   |   ميانگين فصلي (JFM)
 


 چشم اندازها


بحث هاي تخصصي 


» مقاله اي مفيد در مورد شاخص نوسان اقيانوس اطلس شمالي  PDF



نویسنده : | در : دوشنبه 19 تير 1391 ساعت: | دیدگاه: ()
تعداد بازديد : 3632
نتیجه : 0 امتیاز توسط 0 نفر مجموع امتیاز : 0

سایر صفحات سایت



تعداد صفحات : 56