عوامل موثر بر آب و هوای ایران با تکیه بر عامل بارش

عوامل مؤثر بر آب و هوای ایران با تأکید بر عنصر بارش

الف- عوامل محلی :عوامل محلی کنترل کنندۀ عناصر آب و هوایی ایران عوامل طبیعی و جغرافیایی ثابت ایران هستند،که از زمانی به زمان دیگر تغییر نمی کنند.از جمله این عوامل می توان به موقعیت جغرافیایی،وضعیت ناهمواری ها اشاره کرد که درمقیاس حداکثر چند صد ساله مطالعات اقلیمی تغییرات محسوسی ندارندوتقریباً ثابت هستند.

1-موقعیت جغرافیایی: سرزمین پهناور ایران با وسعتی معادل 1648195کیلو متر مربع مابین25تا40 درجه عرض شمالی و44تا63 درجه طول شرقی واقع شده است.سرزمین ایران از لحاظ شکل هندسی،به صورت یک چهار ضلعی نسبتاً منظم و تقریباً شبیه لوزی مایل می باشد.قطر بزرگ آن در امتداد شمال غربی-جنوب شرقی و قطر دیگرش در جهت شمال شرقی-جنوب غربی کشیده شده است.اگر سرزمین ایران فاقد ارتفاعات بلند می بود و همچنین در مسیر ورود بادهای مرطوب غربی قرارنمی گرفت شرایط خشکی با تفاوت اندک،مشابه آنچه در سرزمین های مجاور دیده می شود در سر تا سر ایران حاکمیت می یافت(علایی طالقانی،1382).

 بنابراین محرز است که موقعیت جغرافیایی(عرض و طول جغرافیایی)هر پهنه ای از جمله ایران بر روی کرۀ زمین نقش تعیین کنندۀ برنوع آب و هوا و پراکندگی عنصربارش دارد.به طوری که به واسطۀ قرار گرفتن سرزمین ایران در کمربند خشک جهان متوسط بار ش سالانۀآن250میلی متر و کمتر از یک سوم متوسط بارش سالانۀ کرۀ زمین یعنی860 میلی متر و در داخل کشور هم مناطق مختلف آن به واسطۀ موقعیت جغرافیایی خاص خود دارای ویژگی های بارشی متفاوتی می باشند.به طوری که هر چه از مناطق شمالی و غربی کشور به طرف مناطق جنوبی و شرقی پیش می رویم،از میزان بارش کاسته می شود،وقوع بارش با تأخیر صورت می گیرد،نوسانات بارش بیشتر می شود،بارش ها بیشتر به صورت رگباری و حجم عظیمی از آنها در زمان کوتاهی از سال می بارد.

2-نا همواری ها:سرزمین ایران در مجموع سرزمین نسبتاً بلند و ناهمواری است که،در مفهوم پیکر شناسی« فلات ایران» نام دارد.از نظر پیکر بندی،کشور ایران بخش اعظم فلاتی را به هممین نام می پوشاند.فلات ایران واحد جغرافیایی مشخصی است که در پی تحولات مختلف زمین شناسی بویژه آخرین مر حله زمین ساخت شکل کنونی خود را یافته است(علایی طالقانی،1382).این فلات ارتباط طبیعی فلات آناتولی در شمال غربی با فلات پامیر در شمال شرقی را فراهم ساخته وارتفاع متوسط آن حدود1250 متر است.پست ترین نقطۀ آن در دشت لوت56 متر و بلندترین نقطۀآن منطبق بر قله دماوند5671 متر ارتفاع دارد.

 فلات ایران را حصارهای کوهستانی بلند از همه طرف احاطه کرده است.ارتفاع این کوه ها در بیشتر طول مسیر2500متر بیشتر است و در روی آنها ارتفاع چند کوه از4000 متر تجاوز می کند.حصارهای کوهستانی، واحد جغرافیایی مشخص و مستقلی در بخش داخلی این سرزمین به وجود آورده که دسترسی به آن تنها از طریق گردنه های صعب العبور و بعضی گلوگاه های طبیعی امکان پذیر است(علایی طالقانی،1382). ناهموری ها و پستی و بلندی های سرزمین ایران به عنوان یک سری از عوامل محلی و جغرافیایی نقش قاطع و تعیین کنندۀ در پراکندگی عناصر آب و هوای از جمله عنصر بارش دارند.ناهمواری های اصلی ایران  به دو طریق بر آب و هوا و عناصر آن از جمله بارش اثر می گذارند:1-ناهمواری ها به دلیل مرتفع بودن نسبت به سرزمین های اطراف سبب تغییر بعضی از ویژگی های هوا(کاهش دما) می گردند.2- به صورت سدی در مقابل حرکت توده های هوا(مرطوب از شمال،شمال غرب،غرب و جنوب غرب به داخل ایران) قرار می گیرند و سبب نا یکنواختی در پراکندگی مکانی عناصر آب و هوایی مانند بارش  می شوند(علیجانی،1374).


 باافزایش ارتفاع به دلیل کاهش دما(افزایش هر1000 متر ارتفاع ازسطح دریای آزاد دمای محیط حدود6 درجه سلسیوس کاهش می یابد)و رسیدن دما به نقطۀ شبنم  میزان بارش افزایش می یابد،اما اثر ارتفاع بر افزایش بارش در مناطق مختلف کرۀ زمین یک جور نیست.شکل2-1اثرمتفاوت ارتفاع بر بارش در   عرض های جغرافیایی مختلف به شکلی کاملا ًمشهود بیان  می کند.

شکل2-1 رابطه بارش و ارتفاع (کاویانی و علیجانی،1371).

طبق شکل2-1 بارش در مناطق مختلف با افزایش ارتفاع تا ارتفاع معینی افزایش می یابد و از آن پس با افزایش ارتفاع میزان بارش کاهش می یابد.این افزایش و کاهش بارش با ارتفاع در مناطق سه گانه(از چپ به راست شامل عرض های شمالی14-15درجه درگواتمالا،38-39درجه شمالی کوه های سیرانوادا کالیفرنیا و48 درجه شمالی درکوه المپیک واشنگتن)فوق یکسان نیست،چرا که ارتفاع تنها عامل مؤثر نیست.در مناطق حاره حداکثر بارش تا ارتفاع 2000 متری است و از آن پس در قله کاهش می یابد،چرا که در این مناطق لایه پایینی جوّ سر شاراز رطوبت است ولی لایه میانی از نظر رطوبتی بسیار فقیر است.حرکات همرفتی به لایه پایینی جوّ محدود می شود،ازاین رو طبق شکل فوق نواحی حاره بارش تا ارتفاع1000 تا1900متری افزایش واز آن پس رو به کاهش می گذارد،اما در مناطق برون حاره مقدار بارش تا قله کوه و تا ارتفاع5000 تا5500 متری افزایش می یابد.

در سرزمین ایران کوهستان های البرز و زاگرس همانند سدی جلوی ورود رطوبت به قسمت های داخلی کشورسد می کنند.علیجانی(1374)بارنگی سال1975ایران را در نیمرخ کوه های البرز و زاگرس بررسی کرده(جداول،2-1و2-2).طبق آمار جدول2-1در نیمرخ زاگرس بارش سالانۀ قصرشیرین با ارتفاع300 متر نسبت به سطح دریا570 میلی متر است،که به طرف دامنۀکوه های زاگرس زیادتر می شود.بیشترین بارندگی این نیمرخ در حوالی کرمانشاه رخ داده است و به طرف ارتفاعات بالاتر دوباره کاهش یافته،به طوری که مقدار بارندگی ایستگاه قم واقع در دامنه شرقی زاگرس به کمترین مقدار(219 میلی متر) رسیده است.

جدول2-1 بارندگی سال1975 در نیمرخ زاگرس(علیجانی،1374).

نام شهر

قصرشیرین

کرمانشاه

همدان

تفرش

قم

طول جغرافیایی (شرقی)

5/45

47

5/48

50

51

ارتفاع به متر

300

1322

1644

1878

928

بارندگی به میلی متر

1/570

598

1/367

6/311

219

آمارجدول2-2 نشان می دهدکه درمنطقه البرز به دلیل همجواری دریای خزر وضع بارندگی فرق  می کند ولی در مجموع بارندگی شمال البرز بیشتر از جنوب آن است.

جدول2-2 بارندگی سال1975 در نیمرخ البرز(علیجانی،1374).

بارش سالانه

(میلی متر)

ارتفاع به متر

عرض جغرافیایی

دقیقه  -     درجه

طول جغرافیایی

دقیقه   -     درجه

نام ایستگاه

1830

200

41                  36

15                51

کلار آباد

8/719

1800

23                  36

16                51

رود بارک

5/602

1850

17                  36

16                 51

کلارک

214

1980

13                  36

18                 51

سیاه بیشه

255

2700

12                  36

23                 51

معدن دونا

548

2750

10                  36

19                 51

کندوان شمالی

5/523

2900

9                   36

18                 51

کندوان جنوبی

5/643

2300

5                    36

20                  51

نسا

7/441

2200

58                  35

21                  51

شهر ستانک

408

1800

57                  35

29                  51

میگون

437

1700

50                  35

16                 51

سولقان

466

1600

46                  35

21                 51

لتیان

260

1191

41                 35

19                51

تهران

از آمار جداول2-2 چنین استنباط می شود که کوه های البرز و زاگرس به ترتیب از ورود رطوبت دریای خزر و دریای مدیترانه به داخل ایران می کاهند و نظم و آهنگ حاکم بر بارش های ایران در ارتفاعات مختلف کوهستان های ایران یکسان نیست.به طوری که نقش کوه های البرز در پراکنش ارتفاعی بارش در دو دامنه شمالی و جنوبی با هم متفاوت است،نقش ارتفاع در میزان  بارش در البرز و دامنۀ شمالی آن به استثنای فصل بهار منفی و در دامنۀ جنوبی در طول سال و همه فصول مثبت است(علیجانی،1384).از این رو در دامنه های جنوبی البرز با افزایش ارتفاع میزان  بارش افزایش می یابد.

در کوهستان های زاگرس در دامنۀ باد گیر معمولاً صعود کوهستانی سبب افزایش بارندگی می شود،در ارتفاعات بالاتر دامنه های باد گیر به علت تخلیۀ بیشتر بخار آب بارندگی کمتر می شود،و در دامنه های باد پناه بارندگی کاهش می یابد.به طوری که در قسمت های مرکزی ایران به حداقل خود می رسد،برای این که رطوبت کافی به آن جا نمی رسد(علیجانی،1374).ساده انگارانه خواهد بود از میان تمام اجزای تشکیل دهندۀ چهرۀ زمین تنها ارتفاع را بر مقدار و پراکنش بارش مؤثر بدانیم،بهتر است به جای آن از رابطۀ بارش-ناهمواری صحبت کنیم که در این صورت حتی  بارش های که به سبب انتقال وزش از روی آب به خشکی ایجاد می شوند در همین مقوله قابل بحث خواهد بود(غیور و مسعودیان،1375).به سبب تفاوت ناهمواری آب و خشکی انتقال هوای وزنده از روی آب به روی خشکی سبب کاهش سرعت جریان می گردد واین هوای کند همچون سدی در برابر هوای سریع پشت خود عمل کرده و سبب صعود و ریزش می شود(کاویانی و علیجانی،1371).از این رو الگوی مکانی بارش تا حدودی تحت تأثیر شکل زمین است(غیور و مسعودیان،1375).علاوه بر میزان ارتفاع از سطح دریای آزاد و جهت قرار گیری کوهستان های مهم ایران،اختلاف ارتفاع گودترین و بلندترین نقاطی که در شعاع مکان مورد نظرواقع اند،جهت جغرافیایی بیشینه گشودگی محل به آسمان،زاویه سمت محل به نقاطی که ارتفاع آنها از مکان مورد نظر بیشتر است،نقش بسیار مهمی در پراکنش مکانی بارش در نقاط مختلف جهان از جمله کشور ایران دارند.(غیور و مسعودیان(1375)دراین زمینه به نقل از لیناکره[3] بیان می کنند،بر اساس یک مطالعه آماری بر روی بارش های غرب کلرادو،مشخص گردیده که،88 در صد تغییرات مکانی بارش به شکل زمین مربوط است.بنابراین در یک نتیجه گیری کلی می توان عنوان کرد که وضعیت ناهمواری ها و شکل زمین هر منطقه نقش بسیار مهمی درنظم و هماهنگی مکانی بارش بازی می کند،اما این نقش به علت تأثیر دیگر عوامل محلی و بیرونی، در تمام مناطق کرۀ زمین یک جور و یک اندازه  نیست.

ب-عوامل بیرونی:تغییرات زمانی-مکانی عناصرآب و هوایی از جمله عنصر بارش نشان می دهدکه عوامل محلی تنها عوامل مؤثر بر بارش های جوّی ایران نیستند،بلکه یک سری عوامل دیگرهم بر ویژگی های بارشی ایران مؤثرند.این عوامل آنهای هستندکه در داخل ایران مستقر نیستند و از بیرون وارد کشور شده و به عبارتی جزءذاتی ایران به حساب نمی آیند.به همین خاطر از آنها تحت عنوان عوامل بیرونی نام برده می شود،که فراوانی وقوع  آنها همیشه و در همه جا ثابت نیست و از زمانی به زمان دیگر متفاوت است.مثلاً یک سال ممکن است بر اثر ورود زیاد چرخندهای مدیترانه ای بارش زیاد و سال دیگر به دلیل نیآمدن آنها هیچ بارانی رخ ندهد.این عوامل در قالب سامانه های گردش عمومی هوا،آب و هوایِ ایران را تحت تأثیرخود قرار می دهند.گردش عمومی هوا بر اثر اختلاف فشار بین منطقۀ حاره و نواحی برون حاره به وجود می آید.عناصر عمدۀ گردش عمومی هوا عبارتنداز:کمربند همگرایی بین حاره ای،بادهای بسامان،رود باد جنب حاره ای،و پر فشار جنب حاره ای در رژیم هدلی[4]؛بادهای غربی،موج های کوتاه و بلند،جبهه قطبی،رود باد جبهه قطبی، سیکلون ها و آنتی سیکلون ها در رژیم رزبای[5]. در این میان کمربند همگرایی بین حاره ای وبادهای بسامان[6] تأثیر چشمگیری برآب و هوای ایران ندارند. در بعضی شرایط استثنایی ممکن است کمربند همگرایی بین حاره ای از طرف جنوب شرق وارد ایران شود و همراه خود،عامل صعود حاره ای را به ایران آورد(علیجانی،1374).

عوامل بیرونی مؤثر برآب و هوای ایران خود به دو دسته؛اثر همسایگان وسرزمین های دورتقسیم می شوند که ذیلاً به نقش این عوامل در نظم وهماهنگی بارش های ایران پرداخته می شود.

1-اثر همسایگان:اثر همسایگان بر نظم و هماهنگی رفتار بارش های ایران پیچیده تر از عوامل محلی مانندارتفاع و طول و عرض جغرافیایی است.چون سامانه های فشار حین جابجایی به سوی ایران مثلاً از سمت دریای مدیترانه از عوامل بر جا و نابرجای مسیر مانند عوارض پست و بلند و سامانه های کم فشار و پر فشار دیگرمانندکم فشارهای مهاجر و پر فشارهای مهاجرتأثیر می پذیرند.اثر همسایگان را می توان در موضوعات فرابارسیبری، بادهای موسمی،بیابان های عربستان وشمال آفریقاو در یای مدیترانه بحث کرد.

فرابار سیبری:در دورۀسرد سال سرزمین پهناور سیبری به علت صافی آسمان و دوری از منبع آبی انرژی زیادی از طریق تابش موج بلند از دست می دهد.در نتیجه هوای مجاور زمین به تدریج سرد شده و مرکز پرفشار می گردد. در زمان گسترش فرابار به داخل ایران دمای اکثر ایستگاه ها کاهش می یابد،وخشکی هوا ویژگی اصلی آن است.امااثر این فرابار در سواحل خزر به گونه ای دیگر است.

 در فصل پاییز هنوز هوا به حدکافی سرد و آب دریا هنوز گرمی تابستان را دارد،بنابراین هوای سرد و خشک سیبری پس از عبوراز روی دریای خزر ناپایدار شده و در سواحل ایران بارندگی ایجاد می کند.شدت این بارندگی ها به علت طولانی بودن مسیر هوای سرد از روی دریا در منطقه انزلی بیشتر از مناطق دیگر است(علیجانی،1374).

رابطۀ بارش درسواحل خزر با اثر فرابار سیبری درهمه جای ساحل یکسان نیست اثرفرابار سیبری بر بارش های پاییزی سواحل جنوبی خزر بدین گونه است که 45در صد مکانیزم بارش ناحیه وابسته به فرابار سیبری است،و اثر این وابستگی در انزلی با فاصله از مرکز فرابار سیبری معکوس و ضعیف(318/0-)ودر گرگان رابطۀبارش با فاصله از مرکز فرابار سیبری مستقیم و معادل35/0است،که در نهایت با عقب نشینی فرابار به طرف شرق از مقدار بارندگی ها کاسته می شود(قشقایی،1375).هرچند فرابارسیبری عموماً کاهندۀ بارش های ایران است ولی در مقیاس گسترده عمل آن روی سرزمین ایران بویژه طی زمستان می تواند تقویت کنندۀ هماهنگی بارش ها و بر هم زنندۀ نظم آنها باشد.

 علاوه بر این؛فرابار سیبری در تشکیل و حرکت چرخندهای ایران و خاورمیانه هم اثر دارد.در اوج گسترش خود هوای سرد را به دریای مدیترانه می ریزد و سبب تشکیل جبهه و نهایتاً  چرخندهای مدیترانه ای می گردد و موقعی که عقب نشینی می کند راه را برای عبور چرخندها از ایران باز می کند.در بعضی موارد هم به صورت مانع درمقابل هوای مرطوب مدیترانه ای عمل می کند.در چنین موردی هوای معتدل مدیترانه از روی هوای سرد سیبری صعود کرده و پس از رسیدن به مرحله اشباع وتراکم ایجاد بارندگی می کند(علیجانی،1374).

بنابراین با توجه به مطالب فوق فرابار سیبری روی افزایش و کاهش میزان هماهنگی داده های بارش مناطق مختلف ایران مؤثر است؛مثلاً در فصل پاییز بر اثر وزش این فرابار بر روی دریای خزر ضمن افزایش بارش در سواحل جنوبی خزر،به این علت میزان هماهنگی داده های  بارش با بیشینه انزلی افزایش می یابد.

بادهای موسمی[7]: بادهای موسمی به بادهای فصلی اقیانوس هند گفته می شود.این بادها در فصل تابستان هوای گرم و مرطوب حاره ای را گسترش می دهند.هوای گرم و مرطوب حاره ای به دو طریق وارد نواحی جنوب ایران می شود.اول،از طریق نسیم دریا که از دریای عمان و خلیج فارس تا شعاع و ارتفاع محدودی وارد خاک ایران می گردد محدودۀآن بسیار کوچک است و به دلیل گسترش پر فشار جنب حاره ای آزور بر بالای منطقه نقش چندانی در بارندگی ندارد.راه دوم،ورود هوای موسمی از طریق کم فشار حرارتی در فصل تابستان بر روی پاکستان و هندوستان است.به هر حال فراوانی و شدت پایین بارش های موسمی تابستانه در سرزمین ایران با توجه به سمت ورودآنها باعث شدکه امکان طرح نخستین فرضیه تحقیق فراهم باشد و گرنه به این سادگی نمی شد از کاهش هماهنگی داده های بارش سالانه از شمال به جنوب سخن گفت.

بیابان های عربستان وشمال آفریقا:اثر آب و هوایی این سرزمین ها عمدتاً در فصل تابستان ظاهر می شود.در دورۀگرم سال بر اثر استقرار پرفشار جنب حاره ای آزور بر بالای ایران آسمان ایران بدون ابر می باشد،که در نتیجه سبب گرمایش سطح زمین می گردد.گرمایش زمین مرکز کم فشاری بر روی خلیج فارس را به وجود می آورد.این مرکز کم فشار هوای شبه جزیرۀعربستان را به داخل ایران می کشد(می مکد).ورود هوای گرم و خشک عربستان به داخل ایران سبب بالا رفتن دمای شهرهای جلگۀ خوزستان می شود و هوای گرم و خشک بر این منطقه حاکم می شود.در سواحل ایرانی خلیج فارس به دلیل عبور هوای عربستان از روی دریای گرم شرایط شرجی حاکم می گردد.در دورۀ سرد سال هوای بیابان عربستان در پشت جبهۀگرم چرخندهای مدیترانه وارد ایران   می شود و اکثر اوقات به دلیل خشک بودن،توفان خاک وماسه را به وجودمی آورد(علیجانی،1374).پدیده های همراه با کم فشار حرارتی صحرای عربستان عموماً گرما و گرد و خاک است،اما کم فشار سودانی که در شمال آفریقا تشکیل می شود در فصل تابستان به صورت یک کم فشار حرارتی عمل می کند و در زمستان رفتار آن به صورت دینامیکی[8] است.هرچقدر چرخندهای ایجاد شده توسط این کم فشار به عرض30 درجه نزدیکتر شوند بیشتر در مسیر بادهای غربی قرار می گیرند وکاملاً به صورت دینامیکی در می آیند.هر گاه کم فشار سودانی و مدیترانه ای با هم مرتبط شوند ناوۀ عمیق در شرق مدیترانه به وجود  می آید و موجب بارش های سنگین در اغلب نقاط ایران می شود(جوانمرد و همکاران،1382).

بارش های شدید جنوب غرب ایران تحت تأثیر سامانه های مدیترانه ای نیست،بلکه ناشی از دو مرکزکم فشار سودان و منطقه همگرایی دریای سرخ است(لشکری،1375).سامانۀ سودانی از دو مسیر نواحی جنوب غربی و بندرلنگه وارد ایران و به سوی شمال شرق حرکت می کند و در بعضی مواقع در وضعیت خاص همدید رطوبت کافی را از طریق دریای عمان،خلیج فارس و خلیج عدن کسب و به داخل ایران می آورد و درچنین شرایطی مشاهده شده که بارش های مناسبی درمنطقه شیر کوه یزد رخ می دهد(امیدوار،1386).تشکیل کم فشارهای دریای سرخ[9](کم فشار سودانی)نتیجه تکوین همگرایی اولیه برروی منطقه می باشد واین همگرایی که مرحله آغازین شکل گیری این کم فشار ها محسوب می شود خود ناشی از بر هم کنش دو مؤلفۀ اصلی یعنی« جریان های هوا» و« ویژگی های توپوگرافی»در منطقۀ دریای سرخ در ترازهای پایین جوّ است.

 همگرایی در منطقه دریای سرخ از دو الگو تبعیت می کند:1-همگرایی جریان های شرقی و جریان های شمال- شمال غربی در باد پناه کوه های مرتفع یمن و عسیر و فلات اتیوپی که می توان کم فشار های حاصله از نوع باد پناهی دانست.در این رابطه کم فشارهای سودانی،کم فشار های هستند که در آغاز به صورت یک منطقه همگرایی بر جانب غربی فلات اتیوپی(منطقه سودان) ظاهر شده و سپس تحت تأثیر عوامل جبهه ای به دریای سرخ و سپس ایران یا مدیترانه شرقی منتقل شده اند.2-و همگرایی دو جریان مخالف شرقی و شمال- شمال غربی در داخل ریفت دریای سرخ که به منطقه همگرایی دریای سرخ معروف گشته است.با توجه به دمای پتانسیل و ظرفیت رطوبتی این سامانه های حاره ای/جنب حاره ای،بارش های شدید و سیل آسا از مشخصه های سامانه های کم فشار منطقۀ در یای سرخ می باشد(مفیدی،1383).بنابراین اثر سرزمین های عربستان و شمال آفریقا بر آب و هوای ایران متفاوت است.به طوری که پدیدۀ غالب همراه با کم فشارهای شبه جزیرۀعربستان گرما و گرد و خاک است،در حالی که کم فشارهای سودانی در فصل زمستان رفتار آن به صورت جبهه ای شده و هرگاه با کم فشارهای مدیترانه ای مرتبط شود موجب بارش های سنگینی در اغلب نقاط ایران می شود.در نتیجه این سامانه بر هماهنگی داده های بارش ایران مؤثر است،اما انتظار می رود با توجه به محدودیت تأثیر این بیابان ها بویژه روی سواحل خزر میزان هماهنگی   داده های بارش ایران بویژه در فصل گرم در سواحل شمالی کمتر باشد.

دریای مدیترانه:دریای مدیترانه در مسیربادهای غربی قرار دارد واثرات آن از طریق این باد ها به ایران گسترش می یابد.در دورۀ سرد سال بر اثر استقرار فرود بلند مدیترانه تمام سامانه های فشار،اعم از موج های سطح بالا و چرخندهای روی زمین به طرف ایران می آیند.در این فصل جبهه قطبی بر ساحل شمالی دریای مدیترانه مستقر می شود و در تشکیل چرخندها شرکت می کند،به طوری که عامل صعود بارندگی ها در دورۀ سرد سال به وسیلۀ سامانه های مهاجر دریای مدیترانه تأمین می شود.این سامانه ها رطوبت خود را هم از این دریا فراهم می کنند(علیجانی،1374).دراوایل پاییز وقتی یک شاخه از جریان اصلی غربی به طرف جنوب و روی مدیترانه انتقال می یابد دما به طور شدید کاهش می یابد و استیلای پر فشار جنب حاره ای پایان می پذیرد و به تدریج کم فشار مدیترانه ای تشکیل می گردد.سهم این کم فشار ها در بارش های ایران خصوصاً در نواحی شمال غرب زیاد،است به طوری که9/49درصد از بارش های سالانه شمال غرب ایران ناشی از کم فشارهای مدیترانه ای است(بیاتی خطیبی،1378).

مدیترانه یکی ازمناطق مهم چرخندزایی بخصوص در فصل زمستان بوده که شارشهای گرمای محسوس و نهان[10]  نقش اصلی را در دینامیک چرخندهای مدیترانه ای دارند.مسیر چرخندهای مدیترانه ای عمدتاً در طول ماه فوریه مناطق جنوبی و در طول دورۀ دسامبرتا ژانویه مناطق شمالی دریای مدیترانه می باشد(جوانمردو همکاران،1382).بنابراین با توجه به موقعیت جغرافیایی دریای مدیترانه نسبت به ایران و نقش آن در ایجاد بارش های ایران خصوصاً در دورۀ سرد سال،انتظار می رود با توجه به این که ورود سامانه های بارانزای این دریا به ایران از غرب و شمال غرب کشور صورت می گیرد،ضمن افزایش میزان هماهنگی داده های بارش ایران طی دورۀ سرد سال از میزان این هماهنگی ها به طرف شرق و جنوب کشور کاسته  شود.

2-اثر سرزمین های دور:اثرسرزمین های دور  را،می توان در موضوعاتی چون بادهای غربی،رود باد جنب حاره ای،و پرفشار جنب حاره ای بحث کرد.

بادهای غربی:اگر قرارباشدکه فقط یک عاملِ غالب کنترل کنندۀ آب و هوای منطقۀ معتدل مورد نظر قرار گیرد،مطمئناً بادهای غربی انتخاب می گردد؛جریان تندی که با سرعت زیاد در ارتفاع 7000 تا10000متری از سطح زمین می وزد.بادهای غربی،در واقع عکس العمل تفاوت های حرارتی بین مناطق بیشترین پس داد انرژی تابشی محسوب می شود،که در سطح7000 متری،بالای مدار70 درجه شمالی و منطقۀ بسیار گرم مراکز پرفشار جنب حاره ای واقع در مدارهای15 تا30 درجه شمالی می وزد.بین هوای سرد و فشرده شمال (نیمکره شمالی)و هوای گرم و نسبتاً رقیق جنوب،باد حرارتی[11]می وزد(کیت بوشر،1373).

جریان هوایی که از کمربند پرفشار جنب حاره ای به طرف شمال می وزد،ابتدا جهت جنوب غربی دارد و بعد به تدریج با افزایش ارتفاع و تحت تأثیر نیروی کوریو لیس[12]،جهت غربی پیدا می کند و بدین صورت بادهای غربی به وجود می آورد(کاویانی و علیجانی،1371).این بادها در دورۀسرد سال به دنبال پسروی    رود باد جنب حاره ای به طرف جنوب،به ایران وارد می شوند.این پیشروی از اوایل پاییزآغاز می شود و تا شروع زمستان،بادهای غربی بر همه جای ایران مستقر شده اند.گسترش بادهای غربی با تشدید سرعت آنها همراه است و در نتیجه با خودشان رود باد جبهه قطبی می آورند.این بادها به همراه موج های کوتاه و بلند خود و چرخندها و واچرخندهای روی زمین مهمترین عامل آب و هوای ایران دردورۀ سرد سال محسوب  می شوند.ورود بادهای غربی به ایران توسط فرود بلند مدیترانه کنترل  می گردد(علیجانی،1374).

رود باد جنب حاره ای [13]:رود باد جنب حاره ای،عبارت است از جریان غربی تند و مداومی که در ماه ژانویه در موقعیت میانگین بین مدارهای 28و30 درجه شمالی(در نیمکره شمالی)دورکرۀ زمین می وزد و در منطقۀ شیب حرارتی شدید در ارتفاع10000متری دیده می شود(کیت بوشر،1373).رودبادجنب حاره ای در دورۀگرم سال بر بالای ایران مستقر می شود.بیشتر ایام در سطح200    هکتوپاسکالی جریان دارد و بدین جهت اثر ناپایداری آن به سطح زمین نمی رسد.محل استقرار این رود باد در طول سال بین شمال و جنوب ایران تغییر می کند.در دورۀ سرد سال با سرعتی معادل37 تا52 متر در ثانیه بر بالای بحرین ظاهر می شود.در دورۀ گرم سال بر بالای تهران مستقر شده و سرعت آن نیز کاهش   می یابد.در تابستان وضعیت چندان مشخصی ندارد و گاه تا17 متر در در ثانیه تنزل می یابد.جهت وزش آن در هر دو فصل از مغرب می باشد. جابه جایی فصلی رود باد جنب حاره ای سبب استیلای متناوب رژیم های حاره ای و برون حاره ای بر اقلیم ایران می گر دد.در دورۀ سرد سال که این رود باد بر بالای خلیج فارس مستقراست،عوامل آب و هوایی برون حاره مانند بادهای غربی و چرخندها به ایران وارد،وجوّ ناپایدار و هوای منقلب ایجاد می کنند؛اما در دورۀ گرم سال که رود باد بر بالای کوه های البرز قرار دارد عوامل آب و هوای حاره ای بر ایران مستولی و شرایط جوّی هوای پایدار به وجود می آید(علیجانی،1374).  

پر فشار جنب حاره ای:در دورۀگرم سال بر اثر فرونشینی مداوم هوا در جنوب و زیر رودباد جنب حاره ای،پر فشارجنب حاره ای تشکیل می شود.پر فشاری که آب و هوایِ ایران را کنترل می کند بر روی مجمع الجزایر آزور مستقر است و درفصل تابستان به صورت زبانه ای ازطریق مدیترانه بر بالای خاور میانه از جمله ایران کشیده    می شود.گسترش عمودی این پر فشار بر بالای ایران از سطح200 هکتو پاسکالی[14] تا700 هکتوپاسکالی یا پایین تر کشیده شده است.علت عدم گسترش آن به سطوح پایین تر و یا سطح زمین وجودگرمایش شدید سطح زمین بر اثر تابش آفتاب است که سبب می شود بر روی زمین ایران مرکز کم فشار ایجاد شود.این پرفشار پدیدۀ غالب دورۀگرم ایران است و تمام ایران را از جنوب کوه های البرز تحت استیلای خود در می آورد.به دلیل نزول دائمی هوا هیچ گونه حرکت صعودی انجام نمی گیرد و تمام ایران از آسمانی صاف و بدون ابر و باران برخور دار است.ارتفاع کف پر فشار جنب حاره ای آزور در همه جای ایران و از روزی به روز دیگر ثابت نیست.در نواحی غرب ایران به سطح زمین بسیار نزدیک است ولی در قسمت های جنوب شرق از سطح زمین فاصله دارد و در بعضی ایام حتی به2000 یا3000 متر فاصله پیدا می کند و اجازه می دهد،هوای گرم و مرطوب زیرین براثرعامل همرفتی تا ارتفاع لازم صعودکرده وابر و باران ایجاد کند.این وضع گاهی تا شمال ایران گسترش می یابد وسبب نفوذ باران های موسمی حتی تا تهران  می گردد.در مجموع هوای ایران در دورۀگرم بر اثر استیلای این پر فشار گرم و خشک است و فقط باریکه ساحلی خزر و آذربایجان و کردستان از بارش های تابستانۀ اتفاقی بهره مند می گردند(علیجانی،1374). ايران در اطراف مناطق جنب حاره قرار دارد،وتحت تأثير فشار زياد جنب حاره واقع است.آب و هوایِ منطقۀ جنب حاره به لحاظ رژیم بارشی به سه قسمت تقسيم مي‌شود:1- نواحي شمالي آن با بارندگي زمستانه 2- نواحي جنوبي آن با بارندگي تابستانه3-و نواحي مركزي آن که عملاً داراي بارندگي ناچيز است.ايران به علت قرار گرفتن در محدودۀ ضلع شمالي فشار زياد فوق داراي بارندگي زمستانه است(حجازی زاده،1372). بنابراین انتظار می رود در دورۀگرم سال مناطقی که از استیلای این سامانه بدور است ضمن وقوع بارش تابستانه،دارای هماهنگی در بارش و از  میزان هماهنگی بالایی نسبت به دیگر مناطق برخوردار باشند و برای مناطق تحت استیلا ی این سامانه هماهنگی ها بسیار پایین و یا اصلاً وجود نداشته باشد. 

ج-بارش:بارش هر گونه رطوبت متراکمی است که به سطح زمین فرو می ریزد(علیزاده وهمکاران،1384).برای وقوع این عنصر آب و هوایی در هر زمان و مکانی از جمله گسترۀکشور ایران به دو عامل اساسی وقوع بارش یعنی عامل صعود و رطوبت لازم است.هرگونه تغییر در وجود این دو عامل موجب تغییرات و نوساناتی در ویژگی های بارش مناطق مختلف کشور می شود،اما بر اساس فراهمی عوامل وقوع بارش به نظر می رسد مقادیر بارش ایستگاه های ایران عموماً هماهنگی زمانی- مکانی نشان دهند.از این رو( قاضی پور ،1386) ایستگاه های که طی دوره آماری 2003-1964 در بارش آنهاچنین هماهنگی زمانی درکاهش وافزایش بارش آنها رخ می دهد مناطق هماهنگ بارش نامیده می شوند.

د-عوامل وقوع بارش

1-عامل صعود:یکی از عوامل اساسی برای وقوع بارش عامل صعود است.صعود هوای مرطوب توسط سه عامل عمدۀ  چرخندگی،همرفتی،وناهمواری صورت می گیرد،و براین اساس بارش های جوّی به سه دسته بارش های جبهه ای یا سیکلونی،همر فتی(وزشی)و کوهستانی تقسیم می شوند.

عامل چرخندگی با انبساطی که در سطح بالای تودۀ هوا ایجاد می کند هوای طبقات پایین اتمسفر را به صورت دورانی به طرف بالا می کشد(جذب می کند)و امکان صعود را فراهم می کند،صعود هوا در زیر موج های کوتاه،چرخند ها،سرد چال های بالا و هسته های رود باد بر اثر عامل چرخندگی است.از این رو عامل چرخندگی مهم ترین عامل صعود است که در تمام سال وجود داردگرچه حداکثر فراوانی آن در دورۀ سرد سال است(کاویانی و علیجانی،1371).بنابراین بارش های که بدین صورت از طریق صعود دینامیکی هوا به وجود می آیند بارش های جبهه ا ی (سیکلونی)[15] نامیده می شوند.مهم ترین عوامل صعود دینامیکی    موج های کوتای سطوح بالای اتمسفر و چرخندهای سطح زمین هستند.شکل2-2 پراکندگی بارش را در ارتباط با موج های بادهای غربی نشان می دهد.


شکل2-2پراکندگی بارش در یک فرود موج بلند(کاویانی و علیجانی،1371).


براساس شکل2-2بیشترین بارش در قسمت جلوی موج یعنی در زیر منطقه PVA(منطقۀ است که در قسمت جلو موج های باد های غربی،در نیمۀچپ هستۀ رودباد،ودر قسمت شرقی سردچال های بالا مشاهده می شود)وکمترین مقدارآن در قسمت عقب موج یعنی زیر منطقۀ وزش چرخندگی منفی روی می دهد.شکل2-3رابطۀ بارش با هستۀ رود باد نشان داده می دهد.در تمام رودبادها در سمت شمال رودباد،یعنی در زیرمنطقۀخروجی سمت چپ هسته سرعت بیشتراز جاهای دیگر است.احتمال بارش در جنوب رود بادهای همراه با فرود بادهای غربی بیشتر از رودبادهای نسبتاً مستقیم است،هر چند در دو حالت گسترش منطقۀ بارش به طرف شمال رودباد بیشتر است.

شکل2-3رابطۀ بارش با محور رودباد(کاویانی و علیجانی،1371).


شکل2-4 شدت بارندگی مربوط به یک چرخند درمنطقۀ برون حاره نشان می دهد.

                            شکل2-4احتمال وقوع بارش دراطراف یک سیکلون(کاویانی و علیجانی،1371).

 براساس شکل2-4بیشترین مقدار بارش در امتداد جبهۀ سرد(با شدت زیاد و در یک زمان کوتاه و دریک منطقۀ باریک به شعاع100 کیلومتر در پس و پیش جبهه رخ می دهد)،به طرف شمال مرکز سیکلون رخ   می دهد.شدت بارش در اطراف جبهۀ گرم کمتر ازجبهۀ سرد است،اما در جبهۀ گرم بارش دراز مدت و در منطقۀ وسیعی در جلو جبهه به شعاع400 کیلومتری رخ می دهد.نتیجه آن که بارش اطراف جبهه ها بیش از جاهای دیگر است به عنوان نمونه باران های شدید برون حاره ای همیشه با سیکلون همراه است.بارش سیکلونی نتیجه صعود هوای گرم سیکلون است.

هوای گرم به علت ناپایداری ذاتی خود در هر دو جبهۀ سرد و گرم صعود و در نهایت ایجاد بارش می کند.بنابراین هرچه رطوبت هوای گرم بیشتر باشد،مقدار بارش بیشتر است.برای مثال سیکلون های جنوب ایران به جهت دسترسی به رطوبت فراوان خلیج فارس و دریای عمان باران های شدیدی تولیدمی کننددر حالی که سیکلون های شمالی ایران به علت دوری از منابع رطوبتی دریای مدیترانه و خلیج فارس بارش ملایمتر و نسبتاً کمتری تولید می کنند(کاویانی وعلیجانی،1371).آنچه در این پژوهش مورد توجه است از جمله بر پایه شعاع یاد شده بررسی بارندگی جبهه ها بویژه جبهۀ گرم یعنی حدود400 کیلومتراست.وقوع بیشتر این بارش ها در فصل زمستان می تواند پدیدآورندۀ هماهنگی بیشتر در داده های بارش این فصل باشد.

از جمله عواملی که می تواند گویای تغییرات هماهنگی یاد شده در امتداد عرض و طول جغرافیایی باشد این است که سهم بارش های ناشی از این نوع صعود جبهه ای به طور کلی ازشمال به جنوب واز غرب به شرق کشور کاهش می یابد.به طوری که بالاترین سهم بارش ناشی از اغتشاشات سطح بالا در وهله اول در ساحل خزرو سپس درکردستان و شیراز و بیشترین سهم بارش ناشی ازسیکلون های سطح زمین در قسمت های مرکزی ایران(مسیر شهر کرد–تربت حیدریه)مشاهده می شود.

همرفت تودۀ هوادر مقیاس های محلی و در نتیجه ناپایداری صورت می گیرد.وسعت مکانی این عامل خیلی کوچکتر از عامل چرخندگی است از این رو انتظار می رود هماهنگی داده های بارش در مناطقی که بیشترین سهم بارش آن ها همرفتی است با مناطق دیگر و در فصولی که بیشترین سهم بارش از نوع همرفتی است نسبت به فصول دیگر کمتر باشد.بر خلاف عامل چرخندگی که عملکرد آن دو توده هوای متفاوت را در بر می گیرد،همرفت در داخل یک توده هوا عمل می کند.ناپایداری همرفتی موقعی حاصل می شود که یک توده هوا در یک سطح معین بسیار گرمتر از هوای مجاور و بالای خود باشد.

عمل همرفت به دو صورت انجام می گیرد:اول این که ممکن است یک قسمت از زمین در منطقه ای وسیع،انرژی تابشی بیشتری نسبت به اطراف کسب کند و به تدریج تا آن جا گرم شود که گرمای آن،قسمت زیرین هوای بالایش را گرمتر از هوای مجاور خود کندچنین هوایی ناپایدار می شود،که در فصل گرم  عرض های بالای زمین و در دامنه کوه های مرتفع بیشتر مشاهده می شود.فصل مساعد برای وقوع آن فصل بهار است که در دامنه های آفتابگیر واقع در عرض های معتدل مشاهده می شود و در فصل تابستان در   عرض های بالاتر هم مشاهده می شود.چنین همرفتی را همرفت دامنه ای(حرارتی)می گویند.دوم گاه گرم شدن تودۀ هوا با وزش هوای سرد بر روی زمین یا آب گرم نیز ایجاد و موجب صعود می شود چنین  همرفتی را همرفتی وزشی می نامند(وزش هوای سرد و خشک سیبری بر روی دریای خزر در فصل پاییزدرسواحل غربی و جنوب غربی آن بهترین نمونه است). عامل همرفتی به تنهایی نمی تواند بارش شدید ایجاد کند از این رو به وجود عامل چرخندی،هر چند ضعیف نیاز دارد(کاویانی و علیجانی،1371). به طورکلی بارش های که ازطریق صعود همرفتی ایجاد می شوند بارش های همرفتی[16]می گویند. درتابستان در سواحل خزر بر اثرگرم شدن سطح زمین هوای مرطوب خزر صعود،و ایجاد بارش می کند.این مکانیسم صعود در دامنه های آفتابگیرآذربایجان و خراسان در فصل بهار شدیدتر و فراوانتر از جا های دیگر است.

 بیشترین صعود همرفتی درجنوب شرقی ایران و در جنوب شرقی دریای خزر رخ داده است.در منطقۀ شمال و شمال غرب، بارش های تابستانه به وسیلۀ همرفت معمولی و دامنه ای حادث می شود،ولی در قسمت شمال شرقی کشور سهم این مکانیسم به حداقل خود می رسد،در مجموع سهم این مکانیسم در مقایسه با مکانیسم دینامیک بسیار ناچیز است(علیجانی،1374).از این رو انتظار می رود در فصل پاییز سواحل جنوبی خزر و در فصل بهار دامنه های آفتابگیر شمال غرب در بارش های خود هماهنگی بالایی نشان دهند.

یکی دیگر ازعوامل مؤثرِصعودبرای وقوع بارش،عامل ناهمواری است.ناهمواری های سطح زمین  نمی تواند سبب صعود هوا شود،بلکه به صورت مانعی برسر راه آن ظاهر می شودکه در این صورت هوا مجبور است از روی آن بگذرد.در نتیجه  دمای تودۀ هوا ضمن عبور از روی دامنه کاهش می یابد و گنجایش نگهداری رطوبت هوا از میزان رطوبت موجود کمتر می شود،در نتیجه تراکم آغاز وابر و باران ایجادمی شود.بارش کوهستانی اصولاً در دامنۀ بادگیر کوهستان ودرارتفاع1000-1500متری آن اتفاق می افتد.بنابراین عامل ناهمواری در واقع ناپایداری و صعود را تشدید و پراکندگی بارش را محدود  می کند(کاویانی وعلیجانی،1371).


 به طورکلی بارشی که بر اثر صعود مکانیکی هوا از دامنۀ کوهستان ها صورت می گیرد بارش های کوهستانی[17] می گویند.در دامنه های شمالی البرز و غربی زاگرس بادهای باران آور ضمن صعوداز دامنۀ   کوه ها متراکم شده و ایجاد باران می کنند.بنابراین بدین دلیل است که این دامنه ها ازمناطق پر باران ایران به حساب می آیند(شکل،2-5).

شکل2-5 صعود هوا و بارش(کاویانی و علیجانی،1371).

از این رو به نظر می رسد در صورتی بارش های کوهستانی هم می توانند در میزان هماهنگی داده های بارش سهمی داشته باشندکه بر پایه عملکرد گردش عمومی جوّدر حداقل بخش اعظم مناطق کوهستانی ایران رخ دهند .

در هر سه نوع بارش یاد شده این حقیقت انکار ناپذیر است که هماهنگی داده های بارش به معنای رخ دادن هم زمان بارش با شدت نسبتاً برابر مثلاً در دو شهر کرمانشاه و مشهد نیست،بلکه پر واضح است که در بارش های سراسری و فراگیر هم چند روز تأخیر رخ می دهد ولی هنگامیکه آمار مورد استفاده نستاً طولانی مدت باشد و تعداد شهرهای مورد مطالعه زیاد باشد عامل اختلاف زایی تأخیر کم رنگ تر می شود.

2-منابع رطوبتی:در داخل ایران منبع رطوبتی چشمگیری وجود ندارد.دریاچه ها و یا رودهای داخلی در حدی نیستندکه بتوانند رطوبت بارش نواحی مجاور خود را تأمین کنند.آنها بیشتر به صورت محلی و در تغییر مقدار رطوبت نسبی و مطلق هوا تأثیر دارند.در نتیجه رطوبت بارش های ایران بیشتر از منابع آبی مجاور مانند دریای خزر و آب های جنوب و یا منابع آبی دور مانند در یای مدیترانه،اقیانوس هندو.... تأمین می شود.بخار آب این منابع به وسیلۀبادهای منطقه ای یا سیاره ای به ایران آورده می شود.

 به طورکلی منابع عمده رطوبتی ایران عبارتنداز:دریای مدیترانه،دریای سرخ،دریای سیاه،دریای خزر، خلیج فارس،دریای عمان و خلیج بنگال که بخار آب آنها از جهات مختلف توسط سامانه های گردش عمومی جوّ به ایران وارد می شود.در این میان آنچه گمان علمی  افزایش هماهنگی داده های بارش از شرق به غرب ایران را تقویت می کند،سهم چشم گیر منابع رطوبی غرب عمومی ایران نسبت به منابع رطوبی شرق وجنوب است.

نتایج کلی تحقیق:1.نوسانات و تغییرات عناصر آب و هوایی ایران از جمله عنصر بارش متأثراز دو دسته عوامل محلیشامل؛ عرض و طول جغرافیایی،ارتفاع از سطح در یای آزاد،دوری و نزدیک به منابع رطوبتی،جهت کوهستان ها مانند البرز و زاگرس،دامنه های بادگیر و آفتابگیر و عوامل بیرونیشامل؛سامانه های منطقه ای و سیاره ای گردش عمومی جوّ است.

مطالب مشابه :

اقلیم واب وهوای استان قزوین

دانستنیها ی تاریخ وجغرافیایی ایران وجهان - اقلیم واب وهوای استان قزوین - اشنایی کامل با



اقليم استان قزوين

فراسرد و نیمه مرطوب فراسرد غالب می باشد .آبهای سطحی استان - بادهای عمده استان قزوین



آب و هوای قزوین

موقعیت جغرافیایی استان قزوین. تيپ غالب اقليمی همدان، ناشی از بادهای باران آوری است که



سیستم های جوی ، وزش ها و دما جزيره كيش

بادهای غالب و چیره در ایام گرم که مدت آن طولانی است، جهت بادهای جزیره جنوبی قزوین; قم



عوامل موثر بر آب و هوای ایران با تکیه بر عامل بارش

بادهای موسمی: و شمال آفریقا بر آب و هوای ایران متفاوت است.به طوری که پدیدۀ غالب همراه با کم



جهت‌یابی با نشانه‌های طبیعی

با دانستن جهت بادهای غالب می‌توانید چهار جهت اصلی را تشخیص دهید.



کرج یکی از هشت کلانشهر دارای آلودگی هوای کشور

بزرگ آلاینده هوا در استان وجود دارد که با در نظر گرفتن جهت باد غالب بر قزوین در محدوده



برچسب :