- دریافت رایگان این قالب
- گروه طراحی آوا
- ایکس گرافیک
- اب وهوا
- هواشناسی تنگه هرمز
- وضعيت آب و هواى كهگيلويه و بوير احمد
- هوا اصفهان
- سایت هواشناسی انلاین
- هواشناسی بابلسر فورکا
- ایمیل های بارانی
- هواشناسی دو استان
- هواشناسی کلهر
- هواشناسی چهار فصل
- هواشناسی تخصصی استان البرز
- صدای باران
- مهرستان نیوز
- هواشناسی ایرما
- دانلود سریال قورباغه
- آخرین مطالب ارسال شده
- ارسال لینک
- اسکینک دات آی آر
- گروه طراحی آوا
- ایکس گرافیک
- پایگاه اطلاع رسانی همایش های اقلیم
- همایش های جغرافیا و زمین شناسی
- پیش آگاهی فصلی
- آمار و داده های اقلیمی ایستگاههای کشور
- هوای فورکا
- دیتابیس شهرهای جهان
- کتابهای هواشناسی
- آمار جوی روزانه ایستگاهها
- آخرین زمین لرزه های ایران و نواحی مجاور
- شماره ایستگاههای جهان
- راهنماي ترسيم نقشه هاي سينوپتيک هواشناسي بصورت روزانه ، چندروزه و ماهانه
- آدرس سری داده ها و نقشه هاي تخصصي هواشناسي سایت نوآ و ...
- سایت نوآ جهت تهیه نقشه سینوپتیک روزانه
- بانك نرم افزارهاي هواشناسي ، اقليم شناسي
- هواشناسی فارس
- آرشیو لینک ها
صدای باران زیباترین ترانه خداست که طنینش زندگی را برای ما تکرار می کند؛ نکند فقط به گل آلودگی کفشهایمان بیندیشیم!؟
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.
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:

بررسي موقعيت جغرافياي و پستي و بلندي هاي هند
جهت وقوع بارش 2 عامل اساسي لازم است:
1- صعود هواي مرطوب
2- تشكيل قطرك ها (هسته هاي تراكم)
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.
مونسون هند







تاثير مونسون هند بر اقليم ايران

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.


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




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

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).
اطلاعات مونسون هند:
imvindex_CFSOP_anomal_forecast
منابع:
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
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.
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.
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.
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)




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.


جت استريم هاي تراز پائيني
جت سومالي (Somali Jet)



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 C0) و نم ويژه (پربندها، g kg -1 ). (پايين)ارتفاع تراز فشار 600 هكتوپاسكال (m) طي دوره 2009 - 1979. به 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.



جت استريم و تلاطم (Jet Streams and Turbulence)





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 اثرجت 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
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.
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.

(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.


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

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؟
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
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.
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.
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.
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.
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 |
||||||||||||||||||
|
||||||||||||||||||
|
||||||||||||||||||
» 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
|