تحلیل روند جابجایی رودباد و پرفشار جنبحاره برفراز خاورمیانه و رابطه آن با اقلیم ایران

Transcript

1 دانشگاه آزاد اسالمی واحد اهر تابستان 1396 صفحات فصلنامهی علمی - پژوهشی فضای جغرافیایی حسین عساکره *آذر بیرانوند 1 2 مختار فتاحیان 3 حسن شادمان 4 تاریخ دریافت 1393/10/08 : تاریخ پذیرش 1394/10/22 : چکيده در پژوهش حاضر از داده های مربوط به ارتفاع ژئوپتانسیل مؤلفه مداری و نصفالنهاری باد در ترازهای 200 تا 700 هکتوپاسکال در محدوده عرض جغرافیایی 0 تا 80 شمالی و طول جغرافیایی 10 درجه غربی تا 120 درجه شرقی بهره گرفته شده است. بازه زمانی مورد استفاده شامل فروردین 1330 تا اسفند 1389 بوده است. داده های پژوهشهای جوی ایاالتمتحده آمریکا اخذ گردیده است. پیشبینی محیطی و مركز ملی مورد استفاده از مركز ملی نتایج حاصل از بررسی روند فراوانی ساالنه رودباد بیانگر افزایش تداوم رودباد جنبحاره در مناطق جنوب پاكستان و شمال هند و كاهش تداوم آن در جنوب مدیترانه میباشد. در دریای سرخ عربستان خلیجفارس دریای عمان و كشورهای عربی جنوب خلیجفارس و همچنین ورودی چپ رودباد و دریای مدیترانه تغییرات نصفالنهاری در طی زمان انحراف محور رودباد به شمال را ممکن ساخته است. از طرفی بررسی روند پشته پرفشار جنب حاره نشان داد كه تداوم پشته مزبور بر روی منطقه از ابتدای دوره تاكنون روند افزایشی و معنیدار داشته است. با در نظرگیری -1 گروه اقلیمشناسی دانشگاه زنجان زنجان ایران. * -2 دانشجوی دكتری آبوهواشناسی سینوپتیک دانشگاه تهران تهران ایران (نویسنده مسئول). -3 دانشجوی دكتری آبوهواشناسی سینوپتیک دانشگاه خوارزمی تهران ایران. -4 دانشجوی دكتری آبوهواشناسی (تغییر اقلیم) دانشگاه زنجان زنجان ایران. beyranvandazar@ut.ac.ir سال هفدهم شمارهی 58

2 304 فصلنامهی علمی - پژوهشی فضای جغرافیایی سال هفددهم شمارهی 58 تابستان 1396 میتواند سبب تغییر اقلیم گردد. کليدواژهها : پرفشار جنبحاره رودباد جنبحاره خاورمیانه تغییر اقلیم رگرسیون خطی. مقدمه به نظر میرسد تغییر آبوهوا یکی از مهمترین چالشهایی است كه بشر در سالهای آینده با آن روبرو خواهد شد. این پدیده میتواند بهعنوان عامل تهدید عمده امنیت غذایی جهان بهشمار آید چرا كه اثر قوی بر تولید غذا و دسترسی و توزیع آن دارد. در واقع تغییر اقلیم تغییر معنیدار در متوسط دادههای هواشناسی در طی یک دورهی زمانی معین است كه علل وقوع آن به عوامل كیهانی زمینی و انسانی نسبت داده میشود (عزیزی.)123 :1383 با توجه به موقعیت جغرافیایی كشور ایران و قرارگیری آن در معرض سامانههای اقلیمی حارهای و برونحاره اقلیم كشور در رابطه تنگاتنگی با این سامانهها و جابجایی آنها قرار دارد. بدین جهت در این مطالعه تالش نمودهایم تا به بررسی چگونگی تغییرات و جابجایی دو سامانه وابسته و مهم پرفشار جنبحاره و رودباد بر روی ایران بپردازیم. پرفشار جنبحاره سامانه همدید پویشی (دینامیکی) بزرگی در مقیاس سیارهای است. این سامانه به دلیل گرمایش پویشی (دینامیکی) و ایجاد پایداری با هوایی گرم آفتابی و خشک همراه است. وردشهای مکانی و تغییر شدت این سامانه و به تبع آن نابهنجاری در گردش های منطقهای و جهانی تأثیر قابل مالحظهای بر وضعیت اقتصادی و اجتماعی مردم نواحی جنب حاره دارد (قائمی و همکاران.)220 :1386 رودباد جنبحاره نیز بنا به تعریف سازمان هواشناسی جهانی نوارهای سرعت بیش از 30 متر در ثانیه میباشد (كاویانی و علیجانی.)291 :1385 هر هسته رودباد به دلیل اختالف دما و سرعت باد زیاد همراه با جو كژفشار است. موقعیت و جایگاه رودباد جنبحاره قادر است جابهجایی فصلی را نشان دهد این جابجایی فصلی رودباد جنبحارهای سبب استیالی متناوب رژیمهای حارهای و برونحارهای بر اقلیم ایران میگردد (علیجانی.)27 :1374 لذا شناخت موقعیت قرارگیری این دو سامانه و همچنین وردایی آنها در راستای دستیابی به شناخت تغییرات زمانی - مکانی سایر پدیدههای جو ی مؤثر بر اقلیم كشور امری ضروری میباشد. شکلگیری و تداوم پرفشارجنبحاره و چگونگی رفتار و تغییرات آن همچنین تأثیرگذاری رودبادها بر سایر پدیدهها توسط بسیاری از دانشمندان جهان و ایران مورد مطالعه قرار گرفته است. پرفشارهای جنب حاره از دیرباز مورد توجه هواشناسان و اقلیمشناسان بوده است. نظریه موجود در متون قدیمی در ارتباط با سازوكار شکلگیری پرفشار در مناطق جنب حاره را نتیجه نزول دینامیکی هوا در جانب قطب سوی چرخه هدلی بیان میكند (سکلمن.) : در بعضی از متون قدیمی این مراكز بهعنوان علت بالفصل نزول 5- Schulman اینكه الگوهای بزرگ مقیاس جوی ارتباط تنگاتنگی با آبوهوای سطح زمین دارند تغییرات زمانی - مکانی آنها

3 305 زمینه پرفشارهای جنب حاره بهویژه بر روی غرب اقیانوس آرام و پرفشار جنوب آسیا ضمن بررسی موقعیت و ساختار شکلگیری آنها بیشتر شدت و فراوانی این مراكز مورد توجه بوده است. از جمله این تحقیقات میتوان از كارهای كریشنامورتی 7 و همکاران ( ) :1937 وو و زانگ ) :1998( 8 در ارتباط با اثرات فالت تبت ( رادول و هاسکینز ) : در ارتباط با اثر گردش موسمی آسیایی نام برد. در طی دهههای اخیر بسیاری از دانشمندان (از جمله یافتههای زرین ( )1-180 :1386 لیو 10 و همکاران ( ) :2001 وو 11 و همکاران ( )560:2004 مفیدی و زرین ( )9-15 :1391 سازوكارهای مقیاس منطقهای را عاملی مؤثر بر رفتار و تقویت پرفشارهای جنب حاره میدانستند. پرزراكس و همکاران ) :2006( 12 در بررسی نقش تعامل بین رودباد قطبی و جنب حاره در یک مورد چرخندزایی تاوه باالی شرق مدیترانه تالش نمودند تا حاالت همدیدی و فرآیندهای دینامیکی كه منجر به چرخندزایی باالی مدیترانه شرقی در طول دوره سرد می شود را بررسی نمایند. همچنین زمان الحاق دو رودباد و افزایش ناپایداری در این هنگام را مورد توجه و بررسی قرار دادند. از سوی دیگر سیجر و همکاران ) :2005( 13 استرانگ و دیویس ) :2007( 14 آرچر و كالدرا -6 :2008( 15 )1 و هودسن ) :2012( 16 نیز به روندیابی رودباد پرداختهاند. هدف از انجام این پژوهش بررسی تغییرات زمانی مکانی دو سامانه رودباد و پرفشار جنبحاره در محدوده اقلیمی ایران برای توجیه تغییرات اقلیمی این سرزمین میباشد. بازه زمانی مورد استفاده در این پژوهش فروردین 1330 تا اسفند 1389 بوده است. تغییرات مکانی دو پدیده رودباد و پرفشار جنبحاره در محدوده عرض جغرافیایی 0 تا 80 شمالی و طول جغرافیایی 10 درجه غربی تا 120 درجه مورد سنجش قرار گرفته است. مواد و روشها در این تحقیق به منظور بررسی وضعیت پشته پرفشار جنبحاره و تعیین موقعیت آن از دادههای مربوط به ارتفاع ژئوپتانسیل مولفههای مداری و نصفالنهاری باد برای یک دوره 52 ساله ( 1340 تا 1391 شمسی) و همچنین جهت دستیابی به وضعیت سرعت رودباد طی یک دورهی 59 ساله (فروردین 1330 تا اسفند )1389 از دادههای مربوط به مؤلفه مداری و نصفالنهاری باد استفاده شد بدین جهت میانگین روزانه سرعت در چهار سطح ارتفاعی Hare 7- Krishnamurti 8- Wu and Zhang 9- Rod well and Hoskins 10- liu et al 11- Wu et al 12 -Prezerakos et al 13- Seager et al 14 -Strong and Davis 15 -Archer and Caldeira 16 -Hudson هوا و ایجاد خشکی در مناطق جنب حاره شناخته شدهاند (حاره.)149 : از دیگر مطالعات انجام شده در

4 فصلنامهی علمی - پژوهشی فضای جغرافیایی سال هفددهم شمارهی 58 تابستان ایاالتمتحده امریکا ( )NCEP/NCAR تهیه شده است (. شکل )1 تعداد یاختههایی كه منطقه مورد مطالعه را در بر میگیرند نمایش داده شده است. شکل :1 محدوده مورد بررسی با 1749 یاخته به تفکيک 2/5 2/5 درجه برای آنكه موقعیت خط پشته پرفشار جنب حاره بر روی ایران مشخص شود ارتفاع ترازهای مختلف جو در هر روز و برای ساعت 12 بررسی شد. بهمنظور كشف خط پشته پرفشار جنبحاره و موقعیت مکانی آن شرایط زیر در نظر گرفته شد : خط پشته پرفشار جنبحاره معموال در جایی رخ میدهد كه مؤلفه مداری باد مثبت ( )U>0 یعنی باد شرقسو باشد. شرط دوم در تعیین مرز پشته پرفشار جنب حاره این است كه تغییرات مولفه مداری باد در جهت نصف النهاری مثبت ( 0 ) u باشد. شرط دیگر اینكه با توجه به ویژگی مركز واچرخند جنبحاره مقادیر منفی تاوایی نسبی y ( ) u v 0 در مركز با بیشینه گردش واچرخندی رخ دهد (قائمی و همکاران.)224 :1386 شرط چهارم این x y است كه مرز شمالی پشته پرفشار در جایی مشخص میشود كه تغییرات واگرایی ژئوپتانسیل در امتداد نصفالنهاری منفی باشد. برای دستیابی به این شرط ابتدا واگرایی ژئوپتانسیل واچرخند جنبحارهای برای هر یک از سطوح مورد مطالعه به شکل dhgt hgt hgt در جهت شیو نصفالنهاری محاسبه شد. سپس شاخص پشته پرفشار y x جنبحاره در جایی تعیین شد كه مقدار واگرایی ژئوپتانسیل بر روی خط پشته منفی باشد(.) hgt 0 y به منظور بررسی الگوی تغییرات ارتفاع پرفشار جنب حاره بر روی ایران در سه تراز مورد مطالعه ( و 500 هکتوپاسکال) روند ساالنه دادههای مربوط به ارتفاع ژئوپتانسیل ( )hgt با استفاده از امکانات برنامه نویسی كه از قبل در محیط نرمافزار Grads استخراج شده بود محاسبه شد. در ادامه بهمنظور به الگو درآوردن تغییرات در سریهای 400 و 500 هکتوپاسکال استخراج گردید. این دادهها از مركز پیش بینی محیطی مركز ملی پژوهشهای جوی

5 307 سپری شد پس از محاسبه روند سرعت در فرآیندی جداگانه با هدف دستیابی به روند محور رودباد روند مؤلفههای مداری و نصفالنهاری رودباد مورد بررسی قرار گرفت. در این راستا رابطه هر مؤلفه (تنها یک متغیر) با زمان ( )t برای تحلیل روند در معرض توجه قرار گرفت. برای محاسبه روند از رگرسیون خطی ساده بهره گرفته شده است. در این روش معادله برازش خط بهصورت رابطه 1 است : yˆ i a bti رابطه ( )1 در این رابطه y مختصات خط به ازای t های مختلف است. جزء a bti در این معادله بهعنوان مؤلفه قطعی موسوم است كه در آن a عرض از مبداء و b شیب خط حاصل از معادله است (عساكره.)3-25 :1386 برای محاسبه ضرایب رگرسیونی ( )a,b در این پژوهش از روش كمترین مربعات خطا ( )LSE بهره گرفته شده است كه محاسبه شیب خط از طریق رابطه 2 و عرض از مبداء از رابطه 3 انجام گرفته است (همان.)222 رابطه ( )1 ) x)( yi y x) 2 n (x i i 1 n (x i b i 1 رابطه ( )2 a y bx سپس آزمون معنیداری ضرایب را بر روی این فراسنجها انجام دادیم. برآورد شیب خط ( )b نماینده میانگین شیب y)2 خط و انحراف استاندارد شیب خط (( )SE )b نیز بر اساس پراش ماندهها ( n (y i i 1 n 2 ) MSD به روش زیر قابل حصول است : MSD رابطه ( )4 2 ) t میتوان آزمون فرض صفر مبتنی بر برابری ضریب شیب خط جامعه ( )β با صفر را مقابل H 1 : 0 رابطه ( )5 SE (b) n i (t i 1 بهصورت H 0 : 0 در استفاده از آماره t به شرح زیر انجام داد : b ) SE (b to زمانی ساالنه رودباد به بررسی و تحلیل روند آنها پرداخته شده است. در راستای بررسی روند در رودباد دو فرآیند

6 فصلنامهی علمی - پژوهشی فضای جغرافیایی سال هفددهم شمارهی 58 تابستان t جدول ( )tc با n-2 درجه آزادی و در سطح معنیداری α باشد ( ) ) to t(n-2, /2 شواهد كافی برای پذیرش فرض صفر وجود نخواهد داشت (عساكره.)454 :1390 نهایتا با توجه به حاالت مختلف مؤلفه مداری و نصفالنهاری نسبت به هم برای نتایج حاصل از روند آنها چهار حالت مطابق (جدول )1 مورد تفکیک قرار گرفت. جدول -1 حاالت و نتایج مختلف روند مؤلفه مداری و نصفالنهاری حالت معنیداری روند مؤلفه مداری مثبت و روند مؤلفه روند مؤلفه مداری معنیدار و روند مؤلفه نصفالنهاری نصفالنهاری مثبت معنیدار روند مؤلفه مداری مثبت و روند مؤلفه روند مؤلفه مداری معنیدار و روند مؤلفه نصفالنهاری نصفالنهاری منفی فاقد معنیداری روند مؤلفه مداری منفی و روند مؤلفه روند مؤلفه مداری فاقد معنیداری و روند مؤلفه نصفالنهاری مثبت نصفالنهاری معنیدار روند مؤلفه مداری منفی و روند مؤلفه روند مؤلفه مداری فاقد معنیداری و روند مؤلفه نصفالنهاری منفی نصفالنهاری فاقد معنیداری تمام محاسبات مربوطه در محیط نرمافزار MATLAB نتایج عدم تغییر جت افزایش سرعت. افزایش جریانات شرقسو. افزایش جریانات شمالسو. عدم تغییر جت كاهش سرعت. صورت پذیرفت و نقشههای مربوط به توزیع مکانی روند پرفشار و رودباد جنبحاره با استفاده از نرمافزار SURFER ترسیم گردید. یافتهها و بحث بهمنظور ایجاد تصویری اولیه از رودباد میانگین سرعت این سامانه در تمام ماهها بر فراز ایران برای باالترین تراز رخداد آن (تراز 200 هکتوپاسکال) در (شکل )2 آورده شده است. همانطور كه مالحظه میشود بیشینه سرعتهای رودباد بر فراز ایران مربوط به فصل زمستان و پاییز و كمینه آن مربوط به دوماه تیر و مرداد بوده است. بررسیها نشان داد كه وجود هسته رودباد جنب حاره بر روی ایران سببساز بیشینه سرعت در ماههای سرد سال (بهترتیب : بهمن آذر اسفند دی و آبان) بوده است. در ماههای سرد سال رودباد جنب حاره متأثر از جابجایی جنوبسوی تاوه قطبی در عرضهای پایینتری نسبت به سایر ماهها قرار میگیرد كه این جابجایی باعث اختالف دمای مناطق حاره و جنبحاره و تشدید سرعت باد میگردد. از طرفی تضعیف این سامانه (تاوه قطبی) در فصل گرم سال امکان پیشروی رودباد جنب حاره به عرضهای شمالیتر را فراهم میكند كه پیامد آن كاهش سرعت رودباد ناشی از كاهش اختالف حراراتی در نیمکره شمالی میباشد. شاخصهای همدید ابزارهای سادهای هستند كه برای دستیابی به جوهره گردشهای كالن جوی در مقیاسهای زمانی مختلف از روزانه تا ده ساله و بلندتر ازآن به كار میآیند قدر مطلق to با ) t( n 2, / 2 از جدول t با n-2 درجه آزادی قابل مقایسه است. در صورتی كه قدرمطلق to بزرگتر از

7 309 حاره و تعیین شاخص ارتفاعی این پرفشار بر روی ایران در هر ماه پرداخته شد. شکل :2 پراکندگی مکانی متوسط ماهانه رودباد جنب حاره و ميزان ضریب تغييرات آن در منطقه مورد مطالعه در تراز 200 هکتوپاسکال (یارنال 1993 برگردان مسعودیان )218 :1385 براین اساس ابتدا به آشکارسازی مرز شمالی پشته پرفشار جنب

8 310 فصلنامهی علمی - پژوهشی فضای جغرافیایی سال هفددهم شمارهی 58 تابستان 1396 میانگین ساالنه مرز شمالی ارتفاع ژئوپتانسیل بهعنوان شاخص خط پشته پرفشار جنب حاره در ترازهای میانی و فوقانی روی نقشه محاسبه شد. در این بررسی با ردیابی تغییرات ماه به ماه مرز شمالی پشته پرفشار جنب حاره بر روی ایران مشخص شد كه در عرضهای جنوب ایران ماههای سرد سال پرفشار جنبحاره به شکل محور غربی شرقی و در امتداد مدارات در جای میگیرد. این شرایط تا اواخر فصل بهار تغییر میكند و با جهش نصفالنهاری خط پشته بر روی محدوده اقلیمی ایران رویت میشود بنابراین سه تراز در دسترس كه حاكمیت پشته (مرز شمالی) در آن قابل تشخیص و نیز دادههای آن در دسترس است ترازهای و 500 هکتوپاسکال است. موقعیت پشته بر روی ایران در هر سه تراز فوق همانطوری كه (شکل )2 نشان میدهد در بین عرض 20 تا 40 درجه شمالی قرار دارد. متوسط ساالنه ارتفاع مرز شمالی پشته در تراز 700 هکتوپاسکال خطوط همارتفاع 3140 ژئوپتانسیل متر و برای دو تراز 600 و 500 هکتوپاسکال بهترتیب 4408 و 5853 ژئوپتانسیل متر بهعنوان شاخص پشته میباشد. (شکل ( )3 الف تا ج) تحلیل روند ارتفاع پشته پرفشار جنب حاره را برای هر نقطه طی دوره آماری مورد مطالعه ( روز) در مقیاس ساالنه (خطوط هم روند تیرهرنگ) با احراز میزان معنیداری آن (طیف رنگ زرد) نشان میدهد. همانگونه كه مالحظه میشود روند تغییرات پشته پرفشار جنبحاره در سه تراز و 700 هکتوپاسکال مثبت و معنیدار بوده است. در مقایسه سه تراز مذكور شدت روند در تراز 600 و 500 هکتوپاسکال با خط همروند 0/8 متر در سال در شرایط مشابهای بر روی مركز پرفشار جنبحاره طی دوره دیده میشود. این خطوط در مركز افریقا و حواشی غرب عربستان جای گرفتهاند. بر روی ایران نیز باالترین روند تغییرات پشته خط هم روند 0/7 متر در سال میباشد كه تمركز آن در نواحی غرب و شمالغرب بیشتر بوده است. روند پشته پرفشار جنبحاره در مناطق شرق كشور نیز مثبت و معنیدار بوده است اما با توجه به شیب خط روند به نظر میرسد تغییر كمتری در این مناطق را نشان میدهد (. شکل ( 2 الف)) الگوی تغییرات روند این پرفشار را در مقیاس ساالنه در تراز 700 هکتوپاسکال (تراز زیرین پشته پرفشار جنب حاره) بر روی ایران نشان میدهد. بر این اساس تغییرات سالیانه پشته پرفشار از سمت جنوبغرب كه محل ورود سامانه مذكور به ایران نیز میباشد افزایش یافته و با پیشروی آن به سمت نواحی مركزی شدت آن فزونی یافته است. در این تراز خط همروند 0/6 متر در سال بخش گستردهای از كشور را پوشش میدهد. بهمنظور ارزیابی نحوه انتقال پرفشار جنبحاره بر روی ایران با عنایت به شرایط چهارگانه (محل رخداد خط پشته)

9 311 در متون قدیم عامل هدایت رودبادها سیستمهای آب و هوایی بود (هودسن )7797 :2012 اما در این بررسی مشخص شد حركات قطبسو در هر دو نیمکره تغییرات معنیداری در موقعیت رودباد جنب حاره را روش ساخته است كه میتواند به هدایت معنیدار در الگوهای آبوهوایی جهان منجر شود. بررسی روند سرعت رودباد در سطوح مختلف بیانگر این واقعیت است كه تنها در تراز 200 هکتوپاسکال معنیداری در روند ( 6/1 درصد پهنه) مشاهده گردیده است. چنانچه در (شکل )4 مشاهده میگردد در ورودی راست و چپ هسته روند -0/1 بوده است. بهطور متوسط در دوره مورد مطالعه 6 متر بر ثانیه از سرعت در این منطقه كاسته شده است. بر فراز كشور تغییری مشاهده نگردید. شکل :3 توزیع مکانی روند ساالنه پرفشار جنب حاره در تراز و 500 هکتوپاسکال

10 312 فصلنامهی علمی - پژوهشی فضای جغرافیایی سال هفددهم شمارهی 58 تابستان 1396 همچنین تحلیل روند مؤلفه مداری و نصفالنهاری سرعت باد در مقیاس ساالنه تنها در تراز 200 هکتوپاسکال دارای معنیداری بود. چنانچه در (شکل )5 قابل مشاهده است در ورودی راست و چپ رودباد و همچنین خروجی چپ آن روند دارای معنیدار بوده است. به عبارتی در ورودی رودباد ( 5/4 درصد از پهنه) تغییرات شمالسو بوده است. در حالیكه در خروجی چپ رودباد در نواحی شرق ایران پاكستان و افغانستان تغییرات شرقسو را تجربه نموده است. شکل :5 توزیع مکانی روند ساالنه محور رودباد در تراز 200 هکتوپاسکال شکل :4 توزیع مکانی روند ساالنه سرعت رودباد جنبحاره در تراز 200 هکتوپاسکال

11 313 وقوع رودباد جنبحاره و پیامد حاصل از آن یعنی سامانه پرفشار جنبحاره در عرض خاصی به مثابه مرزی عمل میكند كه به نوعی سبب تفکیک دو نوع آبوهوا در شمال و جنوب میگردد مناطق شمالی كه قادر به دریافت هوای عرضهای میانی میباشند شرایط متفاوتی را نسبت به مناطق جنوبی كه متأثر از هوای حاره هستند تجربه خواهند نمود. موقعیت جغرافیایی ایران سبب شده است تا تأثیر سامانههای حاره و برونحاره چهار فصل را در آن رقم بزند. تغییر در جابجاییهای ساالنه سامانههای مختلف در طی زمان تنوع مکانی - زمانی آبوهوای كشور را در پی دارد. طبق تحقیقات پیشین تغییرات زمانی - مکانی پشته پرفشار جنب حاره مهمترین عامل در تعیین فصول ایران میباشد. با آشکار سازی مرز شمالی پشته پرفشار جنب حاره بر روی ایران مشخص شد كه موقعیت مرز شمالی پشته به شکل پشته در تراز 400 هکتوپاسکال و باالتر و نیز 850 هکتوپاسکال و پایینتر قابل رؤیت نیست. یافتهها نشان داد سرعت و چگونگی محور رخداد سرعت رودباد از نظر مداری نصفالنهاری و ارتفاع وقوع آن در تحلیل سایر سامانههای اقلیمی نقش بسزایی دارد. كوتاه بودن فصل سرد در جنوب كشور و محدود بودن نزوالت جوی آن در مقایسه با شمالغرب كشور نشان از تغییر در تأثیرگذاری این سامانه دارد. تغییری كه تدریجی بودن آن باعث شده تا نمودی عادی بیابد. نتایج بررسی روند پرفشار جنبحاره در این مطالعه نشان میدهد كه شدت و فعالیت آن بر روی ایران بهویژه در بخشهای غرب و شمالغرب فزونی یافته است. تغییر در روند سرعت و محور رودباد جنب حاره نیز بیانگر تغییر اقلیم منطقه در آینده نزدیک میباشد. افزایش تغییرات شمالسو در رودباد جنبحاره سبب خواهد شد تا كشور به میزان بیشتری از این سامانه متأثر گردد. از سویی وجود تغییرات نصف - النهاری رودباد و پرفشار جنب حاره در فصل بهار قادر است بهترتیب به تقویت پدیدههای مهم نظیر بارشهای سنگین و گردوغبارهای شدید در بخشهای غرب و شمالغرب كشور كمک نماید. ضمن اینكه مسیر هسته رودباد جنب حاره به گونهای است كه قادر به انتقال رطوبت (از دریایی مدیترانه و دریایی سرخ) و گرد وغبار (از منابع غبار در شمال آفریقا عربستان و عراق) میباشد. نتيجهگيری

12 Downloaded from geographical-space.iau-ahar.ac.ir at 10:11 IRST on Saturday January 5th تابستان 58 شمارهی سال هفددهم پژوهشی فضای جغرافیایی - فصلنامهی علمی 314 منابع گرایش - رساله دكتری جغرافیای طبیعی» «تحلیل پرفشار جنب حاره تابستانه بر روی ایران )1386( آ زرین دانشگاه تربیت مدرس تهران اقلیمشناسی. انتشارات دانشگاه پیامنور تهران» «آبوهوای ایران )1374( ب علیجانی. نشر قومس تهران» «تغيير اقليم )1383( ق عزیزی صص 87 شماره تحقيقاتجغرافيایی» «كاربرد رگرسیون خطی در تحلیل روند دمای تبریز )1386( ح عساكره انتشارات دانشگاه زنجان» «مبانی اقليمشناسی آماری )1390( ح عساكره «تحلیل الگوی فضایی پرفشار جنب حاره بر روی آسیا و )1386( م م فرج زاده آ آزادی ه زرین قائمی صص 1 شماره فصلنامه مدرس علوم انسانی» آفریقا سازمان مطالعه و تدوین كتب علوم انسانی دانشگاهها» «مبانی آبوهواشناسی )1385( ب م علیجانی كاویانی. تهران ساختار و وردایی زمانی گردش بزرگ مقیاس جو تابستانه بر روی «بررسی ماهیت )1391( آ ع زرین مفیدی.9-15 صص 28 شماره نشریه پژوهشهای اقليمشناسی» جنوبغرب آسیا انتشارات» «اقليم شناسی همدید و کاربرد آن در مطالعات محيطی )1385( ا ب برگردان مسعودیان یارنال. دانشگاه اصفهان - Archer, C. L., Caldeira, K., (2008), "Historical trends in the jet Streams", Geophysics. Res. Letts, 35: Hare, F. K., (1983), Climate and Desertification, WMO, 149pp. - Hudson, D., (2012)," Measurements of the movement of the jet streams at mid-latitudes, in the Northern and Southern Hemispheres, 1979 to 2010", Atmos. Chem. Phys, 12: Krishnamurti, T. N., Daggupaty, S. M., Fein, J., Kanamitsu, M., Lee, J. D., (1937), "Tibetan High and upper tropospheric tropical circulations during northern summer", Bulletin of the American Meteorological Society, 54: Liu, Y. M., Wu, G. X., Liu, H., Liu, P., (2001), "Condensation heating of Asian summer monsoon and the subtropical anticyclone in the Eastern Hemisphere", Climate Dynamics, 17: Prezerakos. N. G., Flocas, H. A., Brikas, D., (2006), "The role of the subtropical jet in a case of depression rejuvenation over the Eastern Mediterranean interaction between polar" Meteorology Atmospheric Physics, 92: Rodwell, M. J., Hoskins, B. J., (1996), "Monsoons and the dynamics of deserts", Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society, 122: Schulman, L. L., (1937), "on the summer hemisphere Hadley cell", Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society, 99:

13 Downloaded from geographical-space.iau-ahar.ac.ir at 10:11 IRST on Saturday January 5th Seager. R, N., Harnik, W. A., Robinson, Y., Kushner, M., Ting, H. P., Huang, J., Velez, (2005), "Mechanisms of ENSO-forcing of Hemispherically Symmetric Precipitation Variability", Q. J. R. Meteorol. Soc, 131: Strong, C., Davis, R. E., (2007), "winter jet stream trends over the Northern Hemisphere ", Q. J. R. Meteorol. Soc, 133: Wu, G. X., Zhang, Y. S., (1998), "Tibetan plateau forcing and the timing of the monsoon onset over South Asia and the South China Sea", Monthly Weather Review, 126: Wu, G. X., Liu, Y., Liu, P., (2004), "Formation of the Summertime Subtropical Anticyclone", East Asian Monsoon (World Scientific Series on Meteorology of East Asia)", Past Clobal Changes, World Scientific Publishing Company, 560.