Author
Abstract
Majid Montazeri[1]
Abstract
In mountainous areas with snow regimes, the precipitation is not usually affected by flood event. However, in some cases extreme rainfall causing flood events is fearsome and destructive. Despite the lack of synchronicity of extreme rainfall and discharge of floods, in some cases extreme rainfall coincides with huge floods. For this purpose, daily precipitation data from 23 meteorolgical stations of Chaharmahal and Bakhtiari Province 28.02.2001 to 21.10.2012, daily discharge datga of Beheshtabad hydrometric station in the period 21.03.1998 to 20.03.2011 and atmosphere data at 500 hfa level including variables of geopotential height, sea level pressure, zonal wind, meridional wing, omega, temperature and specific humidity, taken from NCEP/NCAR were used. The based on environmental to circulating approach they were analyzed. Synoptic analysis showed that the difference between systems with solid and liquid precipitation is in the manner of supply of their moisture. Liquid precipitation occurrence, with the establishment of anaticyclone system on the Arabian Sea is coupled. This system, due to warm and humed air mass of Arabian Sea sinks into the AMediterranean deep trough. The warm and humid air mass, the crossing of the Red Sea and the Persian Gulf are strengthened and the moisture content is added. The warm and humid air mass, in the crossing of the Red Sea and Persian Gulf strengthens and the amount of moisture is added. The rises of air causes huge instability in fron of the Mediterranean deep trough system a creates flood-causing precipitation event in the high Zagros and especially in Beheshtabad Basin.
[1]- Assistant Professor in Climatology, University of Esfahan, Email:M.Montazeri@geog.ui.ac.ir.
Keywords
مقدمه
ریزش بارشهای فرین اساسی‌ترین عامل وقوع سیل میباشد. در بیشتر حوضههای آبی ایران به ویژه مناطق جنوب و جنوبغرب کشور، همه ساله بارشهای فرین سیل‌های مخربی را ایجاد میکنند (پرنده خوزانی و لشکری، 1390: 123). بارش فرین و تأثیرات مستقیم و غیرمستقیم آن بر زندگی انسانها و فعالیتهای انسانی، لزوم توجه به این پدیده محیطی را توجیه میکند. در زمینهی تأثیر گردش جوی بر بارش و شناسایی الگوهای آن تاکنون مـطالعات زیادی در داخل و خارج از کـشور صورت گرفته که به تـعدادی از آنها اشاره میگردد. کاروالهو[1] و همکاران (2002)، رویدادهای بارش فرین در جنوب شرق آمریکای جنوبی و الگوهای همرفتی بزرگ مقیاس در مرکز همگرایی اطلس جنوبی (SACZ) را بررسی کرده و نشان دادند که توزیع ناحیهای بارش فرین، به شدت به شکل همرفت در این مرکز بستگی دارد. ژای[2] و همکاران (2005)، روند تغییرات زمانی بارش کل و بارش فرین در چین را مطالعه کرده و نتیجه گرفتند که در 70 سال اخیر تعداد روزهای بارانی کاهش، ولی شدت بارش افزایش یافته است. اسچومن[3] و همکاران (2009: 60)، بارش روزانهی گرینلند را در ارتباط با الگوهای همدید بررسی و مطالعه کردند. استنسن[4] و همکاران (2011)، بارشهای فرین نروژ مرکزی را بررسی و بیان کردند که بارشهای فرین منطقه با عوامل توپوگرافی محلی در ارتباط میباشد. کاراجیاندیس[5] (2012)، روند بارشهای فرین اروپا را بررسی و دریافتند که بارشهای فرین منطقه دارای روند کاهشی، افزایشی و بدون روند بوده و با افزایش ارتفاع تعداد آنها نیز افزایش مییابد. پرییا[6] و همکاران (2015)، ناهنجاریهای دمای سطحی آب در اقیانوس هند - آرام و اثرات آن بر گردشهای جوی تابستانه و وقوع بارشهای فرین در شمال غرب ناحیهی هند و پاکستان را بررسی نمودند. هورلینگ[7] و همکاران (2016: 2313)، با استفاده از صدک 95 بارشهای روزانه ایالات متحده به بررسی روند بارشهای فرین پرداختند و نشان دادند که دمای سطح دریا موجب افزایش وقوع رویدادهای بارش فرین در مناطق شمالی در تابستان و کاهش بارشهای فرین در زمستان در مناطق جنوبی شده است. ماهونی[8] و همکاران (2016: 1617)، در بررسی بارشهای فرین ایالات متحده دریافتند که رودهای جوی در انتقال رطوبت لازم جهت ایجاد بارشهای فرین در بخشهای جنوب شرقی ایالات متحده نقش بسیار مهمی ایفا مـیکنند. تقیان
(1378)، در بررسی نمونههایی از سامانههای بارانزا در سواحل جنوبی دریای خزر به این نتیجه رسیده که بارندگیهای قابل ملاحظه در سواحل جنوبی دریای خزر ناشی از سامانه واچرخندی حرارتی است. امیدوار (1386: 81)، شرایط همدیدی و پویشی بارش منطقه شیرکوه را بررسی و بیان کرد سه نوع سامانه همدیدی منطقه را تحت تأثیر قرار مـیدهد. الگوی اول همراه با استقرار کم فشار سودانی روی شبه جزیرهی عـربستان میباشد. الگوی دوم سامانهی ترکیبی سودانی- مدیترانهای است و الگوی سوم سامانهی مدیترانهای است که از رطوبت، ناپایداری و بارش کمتری برخوردار است. منتظری (1388: 125)، بارشهای فرین روزانه ایران را بررسی و به لحاظ بارشهای فرین ایران را به چهار قلمرو تقسیم و بیان نمود که در دو قلمرو آن شامل امتداد سواحل شمالی خلیج فارس و دریای عمان بین 60 تا 70 و 100 تا 170 درصد بارش سالانه در یک شبانه روز رخ میدهد. خوشحال و علیزاده (1389: 88)، سیلاب 24/6/88 خراسان رضوی را مورد بررسی قرار دادند و به این نتیجه رسیدند که در سامانهی ایجاد کنندهی این سیلاب در اثر حرکت رو به شمال و شرق پرفشار آزور و عقبنشینی شاخهی جنوبی آن در اثر عمیق شدن ناوهی کم فشار قطبی ایجاد شده و ناپایداری و رگبار ایجاد کرده است. غفاریان و همکاران (1389: 1)، بارش فرین ایستگاه ارومیه را مورد تحلیل قرار دادند. نتایج پژوهش آنها نشان داد بر هم کنش دو رودباد جنب حاره و قطبی باعث چرخندزایی در منطقهی شمالشرق دریای مدیترانه میشود و بارشهای شدیدی را به همراه دارد. جانباز قبادی و همکاران (1390: 23)، الگوهای همدید بارشهای شدید زمستانهی سواحل جنوبی خزر را بررسی و دریافتند که این بارشها نتیجهی استقرار سه الگوی پرفشار، زوجی و کمفشار بر روی این منطقه بوده و در تمامی الگوها گردش واچرخندی همراه با بادهای شمالی در تراز زیرین جو بر دریا تسلط دارد. مسعودیان و محمدی (1391: 1)، به تحلیل شرایط جبههای در زمان رخداد بارشهای فرین اَبَرفرین ایران پرداختند و نشان دادند که از نظر مهیایی شرایط جبههزایی در زمان رخداد بارشهای اَبَرفرین ایران، ترازهای 500، 600 و 700 هکتوپاسکال غیرفعال و ترازهای 850، 925 و 1000 هکتوپاسکال فعال بودهاند. لشکری و همکاران (1391: 99)، بارشهای شدید اصفهان را مورد تحلیل همدید قرار دادند و دریافـتند الگوی ادغامی کم فشار مدیترانه و سودانی موجب بارشهای شدید در سطح استان اصفهان شده است. قویدل و همکاران (1392: 111)، منابع انتقال رطوبت بارشهای فرین سواحل ایران ترازهای دیگر نقش کمتری در ایجاد بارش داشتهاند. کرمپور و همکاران (1392: 99)، الگوهای همدید بارشهای سیـل‌آسا در استان لرستان را بـررسی و بیان کردنـد که بارشهای فرین در استان لرستان از 4 الگو پیروی میکنند. متولی طاهر و همکاران (1394)، بارشهای فرین استان مازندران را در ماه اکتبر بررسی و بیان کردند که پیوستن زبانهای از جت قطبی به جت جنب حارهای موجب تقویت مؤلفهی نـصفالنهاری باد و در نتیجه تشدیـد فرارفتهای دما و رطوبت و ریزشهای بارش فرین در منطقه میشود.
در حوضهی بهشتآباد علیرغم وقوع بارشهای فرین، لیکن تنها تعداد اندکی از آنها منجر به وقوع سیلابهای خانمان برانداز میگردد. هدف از انجام این پژوهش، بررسی ساز و کار وقوع سامانههایی است که چنین سیلابهایی را موجب میشوند.
مواد و روشها
حوضهی بهشتآباد شمالیترین حوضهی آبی کارون بزرگ است. خروجی این حوضه در شهرستان اردل استان چهارمحال و بختیاری در محل تلاقی رودخانهی کیار و رودخانهی جونقان در محلی به نام تنگ درکش ورکش میباشد که به بهشتآباد معروف است. در جدول (1)، مشخصات ایستگاههای مورد مطالعه و در شکل (2)، پراکنش جغرافیایی آنها قابل مشاهده است.
جدول(1) مشخصات ایستگاههای مورد مطالعه
|
نام ایستگاه |
نوع ایستگاه |
نام ایستگاه |
نوع ایستگاه |
نام ایستگاه |
نوع ایستگاه |
نام ایستگاه |
نوع ایستگاه |
|
سامان |
همدید |
پل زمانخان |
اقلیمشناسی |
جونقان |
بارانسنجی |
شلمزار |
بارانسنجی |
|
فرخشهر |
همدید |
دزک |
اقلیمشناسی |
حیدری |
بارانسنجی |
شیخ شبان |
بارانسنجی |
|
شهرکرد |
همدید |
فارسان |
اقلیمشناسی |
دشتک |
بارانسنجی |
مرغملک |
بارانسنجی |
|
آورگان |
اقلیمشناسی |
گندمان |
اقلیمشناسی |
رستم آباد |
بارانسنجی |
ناغان |
بارانسنجی |
|
اردل |
اقلیمشناسی |
بارده |
بارانسنجی |
سفید دشت |
بارانسنجی |
چالشتر |
بارانسنجی |
|
بلداجی |
اقلیمشناسی |
بن |
بارانسنجی |
سورشجان |
بارانسنجی |
|
|
شکل (1) موقعیت زیرحوضهی بهشتآباد در حوضهی کارون شمالی
شکل (2) موقعیت جغرافیایی ایستگاههای مورد مطالعه
دادههای مورد استفاده در این پژوهش از سه پایگاه استخراج شده است. پایگاه اول، دادههای محیط سطحی شامل دادههای بارش روزانه 23 ایستگاه هواسنجی از 12/10/1379 تا 30/7/1391 مربوط به ایستگاههای هواسنجی استان چهارمحال و بختیاری و از پایگاه دادهی ادارهی کل هواشناسی استان اخذ شد. پایگاه دوم، دادههای دبی روزانه در مقطع زمانی 1/1/1377 تا 29/12/1389 مربوط به ایستگاه آبسنجی بهشتآباد که از ادارهی آب منطقهای استان، فراهم گردید. پایگاه سوم، دادههای تراز میانی هواسپهر که متغیرهای ارتفاع ژئو پتانسیل بر حسب متر، فشار تراز دریا بر حسب پاسکال، مؤلفهی بادمداری بر حسب متر بر ثانیه، مؤلفهی باد نصفالنهاری بر حسب متر بر ثانیه، امگا بر حسب پاسکال بر ثانیه، دما برحسب کلوین و رطوبت ویژه را در بر میگیرد. این دادهها از مرکز ملی پیشبینیهای محیطی/ مرکز ملی پژوهشهای جوی ایالات متحدهی آمریکا[9] اخذ و نقشههای فشار تراز دریا، ارتفاع ژئوپتانسیل، دما، وزش باد، رودباد، تاوایی، تابع جبههزایی و فرارفت رطوبت برای نشان دادن ساز و کار بارشهای فرین در محیط نرمافزار گردس محاسبه و ترسیم گردید و بر مبنای رویکرد محیطی به گردشی مورد واکاوی همدید قرارگرفت.
پژوهشهایی که پیرامون بارشهای فرین انجام شده، تعریفهای متفاوتی را برای بارشهای فرین در مناطق مختلف، بیان کردهاند. بنابراین، بارشهای فرین در هر منطقه با توجه به ویژگیهای محیطی و جغرافیایی همان منطقه تعریف میشود و تعریف جامعی برای آن نمیتوان بیان نمود. در این پژوهش، با استناد به پژوهش برزو و عزیزی، معیار بارش 30 میلیمتر به عنوان بارش سنگین در نظر گرفته شد (برزو و عزیزی، 1394: 358). شناسایی بارشهای فرین حوضه با این استدلال انجام شد که دستکم در یکی از ایستگاههای مورد مطالعه بارش بیش از 30 میلیمتر ثبت شده باشد و دوم اینکه در سایر ایستگاهها نیز بارش ثبت شده باشد، حتی اگر بارش آنها کمتر از 30 میلیمتر باشد. در این فرایند، روزهایی که فقط در یک ایستگاه بارش بیش از 30 میلیمتر ثبت شده ولی در سایر ایستگاهها هیچ بارشی ثبت نشده بود با این استدلال که از ماهیت همدیدی قوی برخوردار نیست، از گردونهی محاسبات خارج شد.
بحث و نتایج
الف) واکاوی آماری بارش و دبی
به منظور واکاوی آماری بارشهای فرین حوضه، ابتدا دادههای بارش و دبی در نرمافزار اکسل وارد و دورهی مشترک آنها در مقطع زمانی 12/10/1379 تا 29/12/1389 انتخاب شد. سپس دادهها به صورت نزولی مرتب و بدین ترتیب زمان رخداد بالاترین دبیهای حوضه طی دورهی مورد مطالعه به دست آمد. بررسیها نشان داد بارشهای فرین از آبان آغاز و تا اوایل اردیبهشت ادامـه یافـته و بیشترین بارشهـای فـرین در ماه آذر رخ میدهد. در دورهی گرم سال، ماههای تابستانی تیر، مرداد و شهریور نیز هیچ بارش فرینی ثبت نشده است (جدول 2). سالهای 2004 و 2009 هر کدام با 21 روز توأم با بارش فرین بیشترین و سال 2008 با 2 مورد بارش فـرین کـمترین بارش بیش از 30 مـیلیمتر را بـه خود اختصاص دادهانـد (جدول3). طولانیتـرین و با دوامترین دورهی بارش حوضه از 1/12/2001 تا 8/12/2001 به مدت 8 روز حادث شده است. در این دوره با وجود زمان طولانی بارش، لیکن به دلیل شدت کم بارش در واحد زمان و همچنین نوع و زمان وقوع بارش، طغیان و افزایش دبی در ایستگاه آبسنجی مشاهده نشده است.
جدول (2) تعداد روزهای توأم با بارش فرین در هر ماه طی دورهی مورد مطالعه
|
ماه |
دی |
بهمن |
اسفند |
فروردین |
اریبهشت |
خرداد |
تیر |
مرداد |
شهریور |
مهر |
آبان |
آذر |
|
تعداد روز |
27 |
23 |
20 |
21 |
1 |
1 |
0 |
0 |
0 |
1 |
20 |
38 |
جدول (3) تعداد روزهای بارش فرین استان به تفکیک سال
|
سال |
2001 |
2002 |
2003 |
2004 |
2005 |
2006 |
2007 |
2008 |
2009 |
2010 |
2011 |
2012 |
|
تعداد روز |
18 |
12 |
10 |
21 |
18 |
15 |
12 |
2 |
21 |
8 |
11 |
4 |
بالاترین و فرین ترین بارش طی دورهی مورد مطالعه در استان چهارمحال و بختیاری از تاریخ 19/11/1384 الی 21/11/1384 به وقوع پیوسته به گونهای که از 23 ایستگاه مورد مطالعه در 16 ایستگاه، بارش بالاتر از 100 میلیمتر ثبت شده است. به طوری که در ایستگاه جونقان در 20/11/1384، مقدار 213 میلیمتر بارش گزارش شده است (شکل 5). در روز بعد این بارش فرین منجر به وقوع بالاترین دبی ثبت شده در حوضهی معادل m3/s 567 شده است (شکل 4).
واکاوی آماری دادههای دبی حوضهی بهشتآباد نشان داد دبیهای بالاتر از میانگین 1252 مورد بوده و در ماههای تیر، مرداد، شهریور و مهر رخ نداده است. دبیهای بالاتر از میانگین در ماههای اسفند و فروردین بیشتر حادث شده که میتوان به ذوب پوشش برفی حوضه همزمان افزایش دما یا ریزش بارشهای مایع بر روی پوشش برف، منتسب دانست (جدول 4).
جدول (4) دبیهای بالاتر از میانگین به تفکیک ماه
|
ماه |
دی |
بهمن |
اسفند |
فروردین |
اریبهشت |
خرداد |
تیر |
مرداد |
شهریور |
مهر |
آبان |
آذر |
|
تعداد روز |
79 |
184 |
360 |
321 |
208 |
22 |
0 |
0 |
0 |
0 |
12 |
66 |
جهت به دست آوردن تاریخهای وقوع سیلابهای بزرگ در حوضهی بهشتآباد از شیوهی دو انحراف معیار به اضافهی میانگین، استفاده شد. از آنجا که میانگین و انحراف معیار دبیهای حوضه به ترتیب 2/14 و 24 متر مکعب در ثانیه برآورد شد (جدول 5)، لذا دبیهای بیش از 62 مترمکعب در ثانیه را میتوان تحت عنوان سیلاب فرین در نظر گـرفت. با این حساب 196 مورد سـیلاب فرین طی دورهی مورد مطالعه به وقوع پیوسته است. دبیهای حوضه از چولگی مثبت بسیار شدید، برخوردار است این بدان معناست که تعداد دبیهای کمتر از میانگین بسیار زیاد است. این موضوع را مُد دبیها نیز که در حد 2 مترمکعب است، تأیید میکند (جدول 5).
نتایج همبستگیهای صورت گرفته بین دبی و بارش در حوضهی بهشتآباد نشان داد که بین این دو متغیر رابطهی معناداری وجود ندارد (جدول6). به گونهای که در بسیاری از موارد بارش رخ داده اما دبی افزایش چندانی نداشته است یا خیلی از موارد بارش گزارش نشده است، لیکن دبی نسبتاً بالایی از ایستگاه آبسنجی گزارش شده که این موضوع به رژیم برفی حوضه مرتبط است. از آنجا که حوضهی بهشتآباد در زاگرس میانی واقع شده و از ارتفاع بلندی برخوردار است، لذا در ماههای سرد سال در بخش اعظم حوضه به ویژه در نقاط مرتفع، بارشها به صورت جامد نازل میشود، در نتیجه رواناب چندانی ایجاد نمیگردد. در حالی که در اوایل بهار با گرم شدن هوا پوشش برفی منطقه ذوب شده و روانابها سرازیر میشوند. برای مثال بارشهای گرم اوایل فصل بهار باعث ذوب شدن پوشش برف سطح زمین شده و بارش 5 میلیمتری میتواند روانابی معادل 20 تا 30 میلیمتر بارش، ایجاد کند. از اینرو به نظر میرسد نمیتوان از روی ای پیک به واکاوی الگوهای همدید حوضه پرداخت.
جدول (5) آمارههای دبیهای حوضهی بهشتآباد طی دورهی مورد مطالعه
|
مد |
میانه |
میانگین |
ضریب چولگی |
انحراف معیار |
|
9/1 |
4/6 |
2/14 |
6/7 |
24 |
جدول (6) نتایج همبستگی بین بارش و دبی در حوضهی بهشتآباد
|
نام ایستگاه |
ضریب همبستگی |
نام ایستگاه |
ضریب همبستگی |
نام ایستگاه |
ضریب همبستگی |
نام ایستگاه |
ضریب همبستگی |
|
اردل |
0007/0 |
آورگان |
0019/0 |
بارده |
0045/0 |
بن |
0025/0 |
|
چالشتر |
031/0 |
دشتک |
0002/0 |
بلداجی |
0012/0 |
دزک |
0028/0 |
|
فرخشهر |
031/0 |
فارسان |
0004/0 |
حیدری |
0023/0 |
جونقان |
002/0 |
|
مرغملک |
003/0 |
ناغان |
0021/0 |
پل زمانخان |
0004/0 |
رستم آباد |
0018/0 |
|
شهرکرد |
0004/0 |
شلمزار |
0013/0 |
شیخ شبان |
001/0 |
سورشجان |
0014/0 |
با وجود عدم همزمانی بارشهای فرین و دبیهای سیلابی حوضهی بهشتآباد لیکن در دو مورد بارش فرین حوضه، با دبیهای طغیانی مقارن بوده است. الف) دورهی 21/12/1383 تا 22/12/1383؛ ب) دورهی 19/11/1384 تا 21/11/1384 (شکل 5). با توجه به قدرت سامانهی بارشزا، فراگیر بودن آن و استقرار سامانهی واچرخندی بر روی دریای عرب، و بهرهگیری از رطوبت دریای عرب، دریای سرخ و خلیج فارس بارشهای مایع نازل شده و منجر به وقوع سیلابهای مهیب در حوضهی بهشتآباد شده است. از اینرو، این دو مورد جهت واکاوی همدید انتخاب شد. توزیع فضایی بارشهای فرین در دورههای انتخابی نیز در شکلهای 5 و 6 نمایش داده شده است. در هر دو مورد کانون بارشها در ایستگاه جونقان بوده است.
شکل (3) دبیهای فرین حوضه در دورهی 12 سالهی مورد مطالعه
|
شکل 4) توزیع فضایی بارش 24 ساعته در حوضهی بهشتآباد روز 22/12/1383 |
شکل 5) توزیع فضایی بارش 24 ساعته در حوضهی بهشتآباد روز 20/11/1384 |
ب) واکاوی همدید
در واکاویهای همدید باید به دو پرسش مهم پاسخ داده شود: ابتدا، ساز و کار صعود هوا چگونه فراهم شده است؟ پاسخ به این پرسش از طرق نقشههای فشار تراز دریا، ارتفاع ژئوپتانسیل، دما، وزش باد، رودباد، تابع چرخندگی و تابع جبههزایی انجام شد. دوم، رطوبت لازم برای وقوع بارش از چه طریقی فراهم شده است؟ برای پاسخ به این پرسش از نقشههای فرارفت رطوبت استفاده شد. برای هر فراسنج در سه روز متوالی نقشهی مورد نظر در محیط نرمافزار گردس تهیه و ترسیم شد.
واکاوی همدید بارشهای فرین دوره 21/12/1383 تا 23/12/ 1383
سامانههای فشار که در نقشههای فشار تراز دریا در سه روز متوالی مشهود است، عبارتند از: سامانهی کم فشار جنوب اسکاندیناوی و شمال اروپا با فشار مرکزی 980 هکتوپاسکال که پهنهی وسیعی را در بر گرفته و در روزهای بعد به سمت شرق بر روی مرکز اروپا جابجا شده است. سامانهی پرفشار سیبری با فشار مرکزی 1025 بین دریاچهی خوارزم و آرال مستقر شده و در روزهای بعد قویتر شده و فشار مرکزی آن به 1030 هکتوپاسکال میرسد. سامانهی فشار مهم و تأثیرگذار بعدی مرکز کم فشار منطقهی شاخ آفریقا و شبه جزیرهی عربستان که به سامانهی کم فشار سودانی موسوم است و با فشار مرکزی 1005 هکتوپاسکال در سطح وسیعی گسترده شده و بخشی از آن با فشار مرکزی 1010 هکتوپاسکال شبه جزیره عربستان و نیمهی شمالی ایران در جنوب دریای خزر را در بر گرفته است. اختلاف فشار بین سامانههای فشار نامبرده سبب بروز شیو فشار در سطح زمین شده و ساز و کار ناپایداری هوا را فراهم میآورد.
|
شکل (6) نقشهی فشار تراز دریا 21 اسفند |
شکل (7) نقشهی ترازفشار دریا 22 اسفند |
شکل (8) نقشهی فشار تراز دریا 23 اسفند |
نقشهی ارتفاع ژئوپتانسیل تراز 500 روز 21 اسفند حاکی از استقرار فرود بسیار عمیقی در بادهای غربی از اروپای شمالی تا دریای مدیترانه و شمال آفریقا میباشد به گونهای که محور فرود، از مرکز کم ارتفاع اروپای مرکزی با ارتفاع مرکزی 5050 متر، تا شمال آفریقا بر روی کشور مصر امتداد یافته و منطقهی جلو فرود در منطقهی شرق مدیترانه حد فاصل دریای سرخ تا دریای خزر گسترش یافته است. این فرود عمیق هوای سرد عرضهای شمالی را به سمت دریای مدیترانه و شمال آفریقا هدایت میکند، و در اثر تداخل هوای سرد شمالی با هوای نسبتاً گرم و مرطوب دریای مدیترانه و شمال آفریقا اختلاف دمای شدیدی را در سطح زمین ایجاد نموده و زمینهساز تشکیل جبههی قطبی را در جلو فرود فراهم آورده است (شکل 15). این فرایند، تشدید ناپایداری در جلو فرود را موجب شده و ساز و کار وقوع بارش فرین را به ویژه در دامنههای غربی رشته کوه زاگرس، موجب شده است. بادهای غربی در حرکت شرق سوی خود موجب جابجایی محور فرود در روز 12 مارس بر روی منطقهای حد فاصل دریای سیاه و خزر شده و در نهایت در روز سوم سامانهی غربی تضعیف شده و از شدت ناپایداریهای آن کاسته شده است.
|
شکل (9) نقشهی ارتفاع ژئوپتانسیل 21 اسفند |
شکل (10) نقشهی ارتفاع ژئوپتانسیل 22 اسفند |
شکل (11) نقشهی ارتفاع ژئوپتانسیل 23 اسفند |
یورش هوای سرد شمالی به سمت دریای مدیترانه و شمال آفریقا سبب بروز شیو دمایی شدید در حد 25 درجهی سلسیوس در امتداد فرود بلند مدیترانه شده است. منحنی همدمای صفر درجه از جنوب دریای مدیترانه میگذرد و منحنی همدمای 25 درجه در کشورهای مصر و سودان تا دریای سرخ، شبه جزیرهی عربستان و مرکز ایران امتداد یافته است. این شیو شدید دما با امتداد شمالشرقی- جنوبغربی فرود بلند مدیترانه، منطبق بوده و ساز و کار تشکیل جبههی قطبی را فراهم آورده است (شکل 15). در روز 13 مارس از شدت اختلاف دما کاسته شده است (شکلهای 12 تا 14).
|
شکل (12) نقشهی دما روز 21 اسفند |
شکل (13) نقشهی دما روز 22 اسفند |
شکل (14) نقشهی دما روز 23 اسفند |
تابع جبههزایی بر اساس تندی باد و شیو دما محاسبه و برحسب کلوین، متر بر ثانیه، بیان میشود. این تابع شکلگیری جبهه را نشان میدهد که ساز و کار ترمودینامیکی سطح زمین را با تراز میانی هواسپهر برقرار نموده و زمینهساز صعود هوای مرطوب و ایجاد بارشهای فرین را فراهم میکند. بر اساس شکل 15 منطقهی جبههزایی در امتداد فرود بلند مدیترانه، از غرب دریای سرخ تا شمال خلیج فارس گسترش یافته و کانون آن در روز 22 اسفند در شمال خلیج فارس شکل گرفته است.
شکل (15) تابع جبههزایی روز 22 اسفند 1383
با توجه به اختلاف شدید دما، اختلاف شدید فشار شکل گرفته و این موضوع نیز تندی باد را موجب شده است (شکل12 و شکل 16). تشکیل مرکز کم ارتفاع بر روی اروپای مرکزی در تراز 500 هکتوپاسکال با حرکت چرخندی خود هوای سرد و مرطوب اقیانوس اطلس شمالی را به سمت مرکز اروپا و دریای مدیترانه هدایت نموده و سپس با تغییر تاوایی، جهت جریان به سمت شمال شرق منحرف شده و هوای سرد و مرطوب شمالی، از دریای مدیترانه و شمال آفریقا به سمت دریای سرخ و در امتداد شمال شرق به سمت دریای خزر هدایت شـده است (شکل 16). نـکتهی بسیار مهم و قابل توجه، حرکت واچرخندی سامانـهای که در جنوب شبه جزیرهی عربستان و دریای عرب مستقر شده، موجب هدایت هوای گرم و مرطوب دریای عرب به داخل فرود بلند مدیترانه و سپس در امتداد بادهای غربی به سمت غرب ایران و رشته کوهای زاگرس منتقل شده و در اثر ناپایداری شدید زمینه ساز وقوع بارشهای مایع فرین بر روی این منطقه شده است.
|
شکل (16) نقشهی ترکیبی باد، 21 اسفند |
شکل (17)نقشهی ترکیبی باد، 22 اسفند |
شکل (18) نقشهی ترکیبی باد، 23 اسفند |
یکی از نمادهای ناپایداری شدید ناشی از شیو شدید دما، وزش بادهای شدید و شکلگیری رودباد است. همواره استقرار فرود عمیق در بادهای غربی با تشکیل رودباد در ترازهای بالا همراه است. استقرار رودباد در تراز بالا منجر به ایجاد ناپایداری شدید در سطح زمین شده و هر چه سرعت رودباد بیشتر باشد، در نتیجه شدت ناپایداری نیز افزایش مییابد. در شکلهای 19 تا 21 مسیر رودباد با آرایش فرود بادهای غربی منطبق است و سرعت بالای هستهی رودباد که در تراز 500 هکتوپاسکال به 70 متر بر ثانیه میرسد، تخلیهی هوا در این تراز را به همراه داشته و در نتیجه منجر به مکش هوا از ترازهای پایین به ترازهای بالا شده و این فرایند، صعود هوا را به دنبال داشته است.
|
شکل (19) نقشهی رودباد 21 اسفند |
شکل(20) نقشهی رودباد 22 اسفند |
شکل (21) نقشهی رودباد 23 اسفند |
پایداری و ناپایداری هوا تحت تأثیر نوع و مقدار تاوایی قرار دارد. از آنجا که تاوایی مثبت منجر به همگرایی هوا در ترازهای پایین شده و شرایط صعود هوا را فراهم میآورد، لذا جلوی فرود غربی با تاوایی مثبت همراه است. بـر این اساس منطقهی وسیعی حدفاصل دریای مدیترانه، شـمال خلیج فارس تا شرق دریای خزر، در وضعیت تاوایی مثبت قرار دارد. این فرایند ساز وکار صعود هوا را فراهم میآورد (شکلهای 22 تا 24).
|
شکل (22) نقشهی تابع تاوایی، 21 اسفند |
شکل (23) نقشهی تابع تاوایی، 22 اسفند |
شکل (24) نقشهی تابع تاوایی، 23 اسفند |
برای نمایش صعود هوا، از نقشههای امگا استفاده میشود. در واقع امگا حرکت قایم هوا را به صورت صعودی و نزولی نمایش میدهد. از آنجا که حرکت صعودی هوا، خلاف جاذبهی زمین است، با اعداد منفی نمایش داده میشود. لذا در نقشههای امگا اعداد منفی نمایندهی صعود هوا است. بر این اساس در روز 22 اسفند کانون صعود هوا در جلوی فرود یعنی در امتداد خطی از میانههای کشور مصر، دریای سرخ و شبه جزیرهی عربستان، شمال خلیج فارس تا جنوب غرب دریای خزر، گسترش یافته است. حرکت شرق سوی فرود بادهای غربی، منجر به جابجایی کانونهای صعود هوا در روزهای بعد شده است (شکلهای 25 تا 27).
|
شکل (25) نقشهی امگا، 21 اسفند |
شکل (26) نقشهی امگا، 22 اسفند |
شکل (27) نقشهی امگا، 23 اسفند |
پس از بررسی ساز و کارهای صعود هوا، در مرحلهی بعد میبایست وضعیت رطوبت هوا و چگونگی تزریق رطوبت از کانونهای رطوبتی و پهنه‌های آبی به هوای در حال صعود، مورد واکاوی قرار گیرد. بدین منظور نقشههای فرارفت رطوبتی هوا محاسبه و ترسیم گردید. بر اساس شکل (16)، استقرار سامانهای واچرخندی بر روی دریای عرب، ساز و کار تزریق رطوبت این دریا را به داخل هوای در حال صعود فرود مدیترانه فراهم آورده است. هوای مرطوب ضمن عبور از دریای سرخ و سپس خلیج فارس، تقویت شده و در نتیجه منجر به وقوع بارشهای بسیار فرین در غرب ایران به ویژه حوضهی بهشتآباد در میانهی زاگرس مرتفع شده است. بر اساس نقشههای ترسیم شده، نقش اقیانوس اطلس و دریای مدیترانه در تأمین رطوبت مورد نیاز بارشهای فرین در دورهی مورد مطالعه بسیار کم اهمیت است و رطوبت این بارشها از منطقهی حاره به داخل فرود عمیق مدیترانه که در این زمان تا عرض 20 درجهی شمالی گسترش یافته، تزریق شده است (شکلهای 28 تا 30).
|
شکل (28) نقشهی فرارفت رطوبت، 21 اسفند |
شکل (29) نقشهی فرارفت رطوبت، 22 اسفند |
شکل (30) نقشهی فرارفت رطوبت، 23 اسفند |
واکاوی همدید بارشهای فرین دوره 19/11/1384 تا 21/11/1384
نقشههای تراز دریا پراکندگی الگوهای فشار را نشان میدهند. الگوهای فشار در این نقشهها عبارتند از: الف) سامانههای کمفشار، شامل سامانهی کمفشار جنب قطبی با فشار مرکزی 985 هکتوپاسکال در شمال شبه جزیرهی اسکاندیناوی و کانون دوم آن در جنوب این شبه جزیره مستقر است. سامانهی کمفشار دیگری با فشار مرکزی 1000 هکتوپاسکال در شمال شرق دریای مدیترانه و در نهایت سامانهی کمفشار موسوم به سامانهی سودانی با فشار مرکزی 1005 هکتوپاسکال در شرق آفریقا استقرار یافته است. ب) سامانههای پرفشار، شامل پرفشار ضعیف شرق اروپا و پرفشار جنب حارهای آزور در شمال آفریقا هر دو با فشار مرکزی 1020 هکتوپاسکال و در نهایت زبانهای از پرفشار سیبری که با روند شمال شرق جنوب غرب تا بخشهای شرقی ایران گسترش یافته است (شکل 31). سامانههای محوری تأثیرگذار بر بارش این دوره، کم فشار شرق مدیترانه است که در روزهای بعدی تحت تأثیر بادهای غربی به سمت شرق جابجا شده و پرفشار اروپای شرقی که در روزهای بعد قویتر شده و حتی زبانهای از آن تا شرق دریای مدیترانه و غرب ایران گسترش یافته است (شکلهای 32 و 33). شیو فشار بین این سامانهها، ساز و کار ناپایداری هوا را دورهی مورد مطالعه فراهم آورده است.
|
شکل (31) نقشهی فشار تراز دریا، 19 بهمن |
شکل (32) نقشهی فشار تراز دریا، 20 بهمن |
شکل (33) نقشهی فشار تراز دریا، 21 بهمن |
در نقشههای ارتفاع ژئوپتانسیل تراز 500 هکتوپاسکال دو کانون کم ارتفاع یکی در شرق اروپا با ارتفاع 5050 متر و دیگری در مرکز دریای مدیترانه با ارتفاع 5350 متر که در مرکز یک فرود عمیق تشکیل شده را نشان میدهد (شکل 34). این موج عمیق با حرکت نصفالنهاری خود هوای سرد عرضهای شمالی را به مرکز دریای مدیترانه سرازیر نموده و شیو دمایی ایجاد شده زمینه جبههزایی را فراهم آورده است. بخش جلوی این فرود عمیق از شرق دریای مدیترانه تا غرب دریای خزر گسترش یافته و ناپایداری لازم جهت ایجاد بارش را فراهم نموده است. هر دو مرکز کم ارتفاع در روزهای بعد همراه با موج بادهای غربی به سمت شرق جابجا شده و در نتیجه از شدت ناپایداریشان کاسته شده است (شکلهای 35 و 36).
|
شکل (34) نقشهی ارتفاع ژئوپتانسیل، 19 بهمن |
شکل (35) نقشهی ارتفاع ژئوپتانسیل، 20 بهمن |
شکل (36) نقشهی ارتفاع ژئوپتانسیل، 21 بهمن |
واکاوی ساز و کار دمایی بسیار حائز اهمیت است، زیرا شیو دما منجر به شیو فشار شده و در نهایت ساز و کار تشکیل جبهه و ایجاد ناپایداری و صعود هوا را فراهم میآورد. از سوی دیگر شیو دمایی حاصل از ریزش هوای سرد عرضهای بالا به داخل فرود مدیترانه شیو دمایی حدود 25 درجه سلسیوس را بین سواحل جنوبی دریای مدیترانه و بخشهای جنوبی کشور مصر در شرق دریای سرخ ایجاد نموده است. این شیو دمایی با آرایش فرود بلند مدیترانه منطبق است. نکتهی مهم دیگر، مقایسهی نقشههای دمای تراز 1000 هکتوپاسکال نشان میدهد که کانون هوای سرد اروپای شرقی با دمای 25- درجه سلسیوس (شکلهای 30 تا 32) با کانون کم ارتفاع اروپای شرقی با ارتفاع 5050 متر در نقشههای ارتفاع ژئوپتانسیل تراز 500 هکتوپاسکال (شکلهای 34 تا 36) منطبق است.
|
شکل (37) نقشهی دما، 19 بهمن |
شکل (38) نقشهی دما، 20 بهمن |
شکل (39) نقشهی دما، 21 بهمن |
ریزش هوای سرد از عرضهای شمالی بر روی دریای مدیترانه و شیو دمایی ایجاد شده منجر به شیو شدید فشار شده و در نهایت تندی وزش باد منجر میگردد. مجموع این پدیدهها، ساز و کار جبههزایی را در جلوی فرود مدیترانه فراهم آورده است. این تابع شکلگیری جبهه را نشان میدهد که ساز و کار ترمودینامیکی سطح زمین را با تراز میانی هواسپهر برقرار نموده و زمینه ساز صعود هوای مرطوب و ایجاد بارشهای فرین را فراهم میکند. شدت جبههزایی در بارش 20 بهمن 1384 به مراتب قویتر از بارش 22 اسفند 1383 است (شکل 15 و 33). این موضوع منجر به وقوع بارش به مراتب شدیدتری در 20 بهمن 1384 نسبت به بارش 22 اسفند 1383، شده است.
شکل (40) تابع جبههزایی روز 20 بهمن 1384
نقشههای ترکیبی بادمداری و نصفالنهاری که تندی و جهت باد را نمایش میدهند، ابزار مناسبی برای بیان ساز و کار ترمودینامیکی هوا سپهر است. در این نقشه فرود عمیق مدیترانه و چگونگی ریزش هوای سرد اقیانوس اطلس شمالی بر روی دریای مدیترانه و سپس انتقال آن به سمت شمالشرق و عبور از دریای سرخ را نشان میدهد. همانند بارش فرین 12 مارس 2005 در این بارش نیز استقرار یک سامانهی واچرخندی بر روی دریای عرب رطوبت این دریا را به داخل فرود مدیترانه هدایت نموده و در اثر صعود هوای مرطوب در جلو فرود عمیق مدیترانه زمینهی وقوع بارشهای مایع را فراهم آورده است. مایع بودن بارش از وقوع سیلاب بلافاصله پس از رخداد بارش استدلال شده است.
|
شکل (41) نقشهی باد 19 بهمن |
شکل (42) نقشهی باد 20 بهمن |
شکل (43) نقشهی باد 21 بهمن |
در محل فرود بلند مدیترانه به دلیل ریزش هوای سرد و ایجاد اختلاف دما و اختلاف شدید فشار، وزش باد با سرعت بسیار زیاد صورت میگیرد. حرکت شدید باد به ویژه در جلوی فرود منجر به تخلیهی هوا در تراز میانی شده و در نتیجه مکش هوا از سطح زمین و صعود هوا را به دنبال دارد. در شکل 55، سرعت هستهی رودباد در شمال خلیج فارس و در تراز 500 هکتوپاسکال به 80 متر بر ثانیه رسیده است. در روزهای بعد از سرعت حرکت هستهی رودباد کاسته شده و مسلماً شـدت ناپایداری نیز کمتر شده است. نـکتهی مهم مسیر حرکت رودباد با آرایش منحنیهای هم ارتفاع و شکل فرود بلند منطبق است.
|
. |
||
|
شکل (44) نقشهی رودباد 19 بهمن |
شکل (45) نقشهی رودباد 20 بهمن |
شکل (46) نقشهی رودباد 21 بهمن |
تابع چرخندگی وجود تاوایی را در بادهای غربی محاسبه میکند. تاوایی میتواند مثبت یا منفی باشد. از آنجا که تاوایی مثبت منجر به صعود هوا میشود، لذا در نقشههای تهیه شده فقط بخشهایی که تاوایی مثبت داشته است نمایش داده شده است. در جلو فرود عمیق مدیترانه تاوایی مثبت است و زمینه برای صعود هوا فراهم است. در شکل 47 تاوایی مثبت شدید بر روی شرق مدیترانه است که در روز 21 بهمن با حرکت شرق سوی بادهای غربی به منطقهای بین دریای مدیترانه تا غرب دریای خزر را فرا گرفته است. و در روز 21 بهمن به شرق خزر منتقل شده است.
|
شکل (47) نقشهی تاوایی، 19 بهمن |
شکل (48) نقشهی تاوایی، 20 بهمن |
شکل (49) نقشهی تاوایی، 21 بهمن |
در واقع نقشههای امگا حرکت قایم هوا را نمایش میدهد. از آنجا که صعود هوا بر خلاف جاذبهی زمین است، به صورت منفی نمایش داده میشود. چون در مطالعهی بارش چگونگی صعود هوا مد نظر است، فقط دادههای منفی نمایش داده شده است. بر این اساس، کانون صعود در روز 19 بهمن در شرق مدیترانه و در روز 20 بهمن به شمال خلیج فارس منتقل شده و از شدت بیشتری نیز برخوردار است (شکلهای 47 تا 49).
|
شکل (50) نقشهی امگا 19 بهمن |
شکل (51) نقشهی امگا 20 بهمن |
شکل (52) نقشهی امگا 21 بهمن |
یکی از شرایط مهم وقوع بارش، دسترسی به رطوبت است. برای نمایش چگونگی ساز و کار تأمین رطوبت بارشهای فرین در دورهی مورد نظر، نقشههای فرارفت رطوبت تهیه و ترسیم شد. بر اساس شکل 41 استقرار سامانهی واچرخـند بر روی دریای عرب هوای گـرم و مرطوب این دریا را به درون فرود بلند مدیترانه تزریق میکند. هوای مرطوب ضمن عبور از روی دریای سرخ و خلیج فارس تقویت شده و رطوبت لازم برای رخداد بارش فرین را فراهم میآورد. از اینرو، میتوان گفت نقش دریای عرب، دریای سرخ و خلیج فارس در تأمین رطوبت بارشهای فرین دورهی مورد مطالعه، بسیار تعیین کـننده است. نـتیجهی مهم این است که بـر اساس نقشههای فرارفت رطوبت، به نظر میرسد نقش دریای مدیترانه و اقیانوس اطلس در تأمین رطوبت لازم برای این بارش، کمرنگتر است.
|
|
||
|
شکل (53) نقشهی فرارفت رطوبت، 19 بهمن |
شکل (54) نقشهی فرارفت رطوبت، 20 بهمن |
شکل (55) نقشهی فرارفت رطوبت، 21 بهمن |
نتیجهگیری
در حوضههای کوهستانی که از رژیم برفی برخوردارند معمولاً وقوع بارش با رخداد سیلاب همزمان نیست. حوضهی بهشتآباد به دلیل قرارگیری در میانههای زاگرس مرتفع، از رژیم برفی برخوردار است. بررسیهای آماری بر روی دادههای روزانه بارش-رواناب در حوضه نشان داد که رابطهی معناداری بین بارش ایستگاههای حوضه و مقدار رواناب در زمان رخداد بارش، وجود ندارد. به نظر میرسد عدم همزمانی وقوع بارش با رخداد رواناب، ناشی از ریزشهای جامد است. با این وجود بررسیها نشان داد که تنها در دو مورد رخداد بارش و رواناب همزمان بوده است و این میتواند ناشی از ریزشهای مایع باشد. برای درک علت رخداد بارشهای مایع منجر به رخداد رواناب، این دو سامانه بارش زا مورد واکاوی همدید قرار گرفت.
بررسیها نشان داد که در هر دو مورد رخداد بارش فرین در حوضهی استقرار فرود عمیق مدیترانه در تراز میانی هواسپهر که هوای سرد عرضهای شمالی را بر روی دریای مدیترانه هدایت نمود و شیو دمایی ایجاد شده فرایند جبههزایی را به دنبال داشته است. از سوی دیگر رودباد تشکیل شده بر فراز فرود عمیق، موجب ناپایداری و صعود هوا شده است. استقرار سامانهی کم فشار دریای مدیترانه و سامانهی کم فشار سودانی نیز زمینهی همگرایی هوای سطح زمین و صعود آن به لایههای بالایی هواسپهر را فراهم آورده است. نکتهی بسیار مهم که منجر به تمایز بین این دو سامانهی بارشی و سایر سامانهها شده و مایع و جامد بودن بارشها را به دنبال داشته است، در نحوهی تأمین رطوبت آنهاست. به طوری که هر دو رویداد بارشی، با استقرار یک سامانهی واچرخندی بر روی دریای عرب همراه بوده که این سامانه هوای گرم و مرطوب دریای عرب را به داخل فرود عمیق مدیترانه هدایت نموده و هوای مرطوب پس از عبور از دریای سرخ و خلیح فارس تقویت شده و بر محتوای رطوبتی آن افزوده شده و در نتیجه در اثر ناپایداری شدید ایجاد شده در جلوی فرود عمیق مدیترانه صعود نموده و رخداد بارشهای سیلزا در زاگرس مرتفع، به ویژه حوضهی بهشتآباد را به دنبال داشته است. در حوضهای که متوسط دبی آن 14 متر مکعب است، دبی لحظهای 567 متر مکعب در ثانیه را تجربه نموده است.
[1]- Carvalho et al.,
[2]- Zhai et al.,
[3]- Schuenemann et al.,
[4]- Steensen et al.,
[5]- Karagiannidis
[6]- Priya et al.,
[7]- Hoerling et al.,
[8]- Mahoney et al.,
[9]- National Center for Environmental Prediction (NECP) / National Center for Atmospheric Research (NCAR)
مقدمه
ریزش بارشهای فرین اساسی‌ترین عامل وقوع سیل میباشد. در بیشتر حوضههای آبی ایران به ویژه مناطق جنوب و جنوبغرب کشور، همه ساله بارشهای فرین سیل‌های مخربی را ایجاد میکنند (پرنده خوزانی و لشکری، 1390: 123). بارش فرین و تأثیرات مستقیم و غیرمستقیم آن بر زندگی انسانها و فعالیتهای انسانی، لزوم توجه به این پدیده محیطی را توجیه میکند. در زمینهی تأثیر گردش جوی بر بارش و شناسایی الگوهای آن تاکنون مـطالعات زیادی در داخل و خارج از کـشور صورت گرفته که به تـعدادی از آنها اشاره میگردد. کاروالهو[1] و همکاران (2002)، رویدادهای بارش فرین در جنوب شرق آمریکای جنوبی و الگوهای همرفتی بزرگ مقیاس در مرکز همگرایی اطلس جنوبی (SACZ) را بررسی کرده و نشان دادند که توزیع ناحیهای بارش فرین، به شدت به شکل همرفت در این مرکز بستگی دارد. ژای[2] و همکاران (2005)، روند تغییرات زمانی بارش کل و بارش فرین در چین را مطالعه کرده و نتیجه گرفتند که در 70 سال اخیر تعداد روزهای بارانی کاهش، ولی شدت بارش افزایش یافته است. اسچومن[3] و همکاران (2009: 60)، بارش روزانهی گرینلند را در ارتباط با الگوهای همدید بررسی و مطالعه کردند. استنسن[4] و همکاران (2011)، بارشهای فرین نروژ مرکزی را بررسی و بیان کردند که بارشهای فرین منطقه با عوامل توپوگرافی محلی در ارتباط میباشد. کاراجیاندیس[5] (2012)، روند بارشهای فرین اروپا را بررسی و دریافتند که بارشهای فرین منطقه دارای روند کاهشی، افزایشی و بدون روند بوده و با افزایش ارتفاع تعداد آنها نیز افزایش مییابد. پرییا[6] و همکاران (2015)، ناهنجاریهای دمای سطحی آب در اقیانوس هند - آرام و اثرات آن بر گردشهای جوی تابستانه و وقوع بارشهای فرین در شمال غرب ناحیهی هند و پاکستان را بررسی نمودند. هورلینگ[7] و همکاران (2016: 2313)، با استفاده از صدک 95 بارشهای روزانه ایالات متحده به بررسی روند بارشهای فرین پرداختند و نشان دادند که دمای سطح دریا موجب افزایش وقوع رویدادهای بارش فرین در مناطق شمالی در تابستان و کاهش بارشهای فرین در زمستان در مناطق جنوبی شده است. ماهونی[8] و همکاران (2016: 1617)، در بررسی بارشهای فرین ایالات متحده دریافتند که رودهای جوی در انتقال رطوبت لازم جهت ایجاد بارشهای فرین در بخشهای جنوب شرقی ایالات متحده نقش بسیار مهمی ایفا مـیکنند. تقیان
(1378)، در بررسی نمونههایی از سامانههای بارانزا در سواحل جنوبی دریای خزر به این نتیجه رسیده که بارندگیهای قابل ملاحظه در سواحل جنوبی دریای خزر ناشی از سامانه واچرخندی حرارتی است. امیدوار (1386: 81)، شرایط همدیدی و پویشی بارش منطقه شیرکوه را بررسی و بیان کرد سه نوع سامانه همدیدی منطقه را تحت تأثیر قرار مـیدهد. الگوی اول همراه با استقرار کم فشار سودانی روی شبه جزیرهی عـربستان میباشد. الگوی دوم سامانهی ترکیبی سودانی- مدیترانهای است و الگوی سوم سامانهی مدیترانهای است که از رطوبت، ناپایداری و بارش کمتری برخوردار است. منتظری (1388: 125)، بارشهای فرین روزانه ایران را بررسی و به لحاظ بارشهای فرین ایران را به چهار قلمرو تقسیم و بیان نمود که در دو قلمرو آن شامل امتداد سواحل شمالی خلیج فارس و دریای عمان بین 60 تا 70 و 100 تا 170 درصد بارش سالانه در یک شبانه روز رخ میدهد. خوشحال و علیزاده (1389: 88)، سیلاب 24/6/88 خراسان رضوی را مورد بررسی قرار دادند و به این نتیجه رسیدند که در سامانهی ایجاد کنندهی این سیلاب در اثر حرکت رو به شمال و شرق پرفشار آزور و عقبنشینی شاخهی جنوبی آن در اثر عمیق شدن ناوهی کم فشار قطبی ایجاد شده و ناپایداری و رگبار ایجاد کرده است. غفاریان و همکاران (1389: 1)، بارش فرین ایستگاه ارومیه را مورد تحلیل قرار دادند. نتایج پژوهش آنها نشان داد بر هم کنش دو رودباد جنب حاره و قطبی باعث چرخندزایی در منطقهی شمالشرق دریای مدیترانه میشود و بارشهای شدیدی را به همراه دارد. جانباز قبادی و همکاران (1390: 23)، الگوهای همدید بارشهای شدید زمستانهی سواحل جنوبی خزر را بررسی و دریافتند که این بارشها نتیجهی استقرار سه الگوی پرفشار، زوجی و کمفشار بر روی این منطقه بوده و در تمامی الگوها گردش واچرخندی همراه با بادهای شمالی در تراز زیرین جو بر دریا تسلط دارد. مسعودیان و محمدی (1391: 1)، به تحلیل شرایط جبههای در زمان رخداد بارشهای فرین اَبَرفرین ایران پرداختند و نشان دادند که از نظر مهیایی شرایط جبههزایی در زمان رخداد بارشهای اَبَرفرین ایران، ترازهای 500، 600 و 700 هکتوپاسکال غیرفعال و ترازهای 850، 925 و 1000 هکتوپاسکال فعال بودهاند. لشکری و همکاران (1391: 99)، بارشهای شدید اصفهان را مورد تحلیل همدید قرار دادند و دریافـتند الگوی ادغامی کم فشار مدیترانه و سودانی موجب بارشهای شدید در سطح استان اصفهان شده است. قویدل و همکاران (1392: 111)، منابع انتقال رطوبت بارشهای فرین سواحل ایران ترازهای دیگر نقش کمتری در ایجاد بارش داشتهاند. کرمپور و همکاران (1392: 99)، الگوهای همدید بارشهای سیـل‌آسا در استان لرستان را بـررسی و بیان کردنـد که بارشهای فرین در استان لرستان از 4 الگو پیروی میکنند. متولی طاهر و همکاران (1394)، بارشهای فرین استان مازندران را در ماه اکتبر بررسی و بیان کردند که پیوستن زبانهای از جت قطبی به جت جنب حارهای موجب تقویت مؤلفهی نـصفالنهاری باد و در نتیجه تشدیـد فرارفتهای دما و رطوبت و ریزشهای بارش فرین در منطقه میشود.
در حوضهی بهشتآباد علیرغم وقوع بارشهای فرین، لیکن تنها تعداد اندکی از آنها منجر به وقوع سیلابهای خانمان برانداز میگردد. هدف از انجام این پژوهش، بررسی ساز و کار وقوع سامانههایی است که چنین سیلابهایی را موجب میشوند.
مواد و روشها
حوضهی بهشتآباد شمالیترین حوضهی آبی کارون بزرگ است. خروجی این حوضه در شهرستان اردل استان چهارمحال و بختیاری در محل تلاقی رودخانهی کیار و رودخانهی جونقان در محلی به نام تنگ درکش ورکش میباشد که به بهشتآباد معروف است. در جدول (1)، مشخصات ایستگاههای مورد مطالعه و در شکل (2)، پراکنش جغرافیایی آنها قابل مشاهده است.
جدول(1) مشخصات ایستگاههای مورد مطالعه
|
نام ایستگاه |
نوع ایستگاه |
نام ایستگاه |
نوع ایستگاه |
نام ایستگاه |
نوع ایستگاه |
نام ایستگاه |
نوع ایستگاه |
|
سامان |
همدید |
پل زمانخان |
اقلیمشناسی |
جونقان |
بارانسنجی |
شلمزار |
بارانسنجی |
|
فرخشهر |
همدید |
دزک |
اقلیمشناسی |
حیدری |
بارانسنجی |
شیخ شبان |
بارانسنجی |
|
شهرکرد |
همدید |
فارسان |
اقلیمشناسی |
دشتک |
بارانسنجی |
مرغملک |
بارانسنجی |
|
آورگان |
اقلیمشناسی |
گندمان |
اقلیمشناسی |
رستم آباد |
بارانسنجی |
ناغان |
بارانسنجی |
|
اردل |
اقلیمشناسی |
بارده |
بارانسنجی |
سفید دشت |
بارانسنجی |
چالشتر |
بارانسنجی |
|
بلداجی |
اقلیمشناسی |
بن |
بارانسنجی |
سورشجان |
بارانسنجی |
|
|
شکل (1) موقعیت زیرحوضهی بهشتآباد در حوضهی کارون شمالی
شکل (2) موقعیت جغرافیایی ایستگاههای مورد مطالعه
دادههای مورد استفاده در این پژوهش از سه پایگاه استخراج شده است. پایگاه اول، دادههای محیط سطحی شامل دادههای بارش روزانه 23 ایستگاه هواسنجی از 12/10/1379 تا 30/7/1391 مربوط به ایستگاههای هواسنجی استان چهارمحال و بختیاری و از پایگاه دادهی ادارهی کل هواشناسی استان اخذ شد. پایگاه دوم، دادههای دبی روزانه در مقطع زمانی 1/1/1377 تا 29/12/1389 مربوط به ایستگاه آبسنجی بهشتآباد که از ادارهی آب منطقهای استان، فراهم گردید. پایگاه سوم، دادههای تراز میانی هواسپهر که متغیرهای ارتفاع ژئو پتانسیل بر حسب متر، فشار تراز دریا بر حسب پاسکال، مؤلفهی بادمداری بر حسب متر بر ثانیه، مؤلفهی باد نصفالنهاری بر حسب متر بر ثانیه، امگا بر حسب پاسکال بر ثانیه، دما برحسب کلوین و رطوبت ویژه را در بر میگیرد. این دادهها از مرکز ملی پیشبینیهای محیطی/ مرکز ملی پژوهشهای جوی ایالات متحدهی آمریکا[9] اخذ و نقشههای فشار تراز دریا، ارتفاع ژئوپتانسیل، دما، وزش باد، رودباد، تاوایی، تابع جبههزایی و فرارفت رطوبت برای نشان دادن ساز و کار بارشهای فرین در محیط نرمافزار گردس محاسبه و ترسیم گردید و بر مبنای رویکرد محیطی به گردشی مورد واکاوی همدید قرارگرفت.
پژوهشهایی که پیرامون بارشهای فرین انجام شده، تعریفهای متفاوتی را برای بارشهای فرین در مناطق مختلف، بیان کردهاند. بنابراین، بارشهای فرین در هر منطقه با توجه به ویژگیهای محیطی و جغرافیایی همان منطقه تعریف میشود و تعریف جامعی برای آن نمیتوان بیان نمود. در این پژوهش، با استناد به پژوهش برزو و عزیزی، معیار بارش 30 میلیمتر به عنوان بارش سنگین در نظر گرفته شد (برزو و عزیزی، 1394: 358). شناسایی بارشهای فرین حوضه با این استدلال انجام شد که دستکم در یکی از ایستگاههای مورد مطالعه بارش بیش از 30 میلیمتر ثبت شده باشد و دوم اینکه در سایر ایستگاهها نیز بارش ثبت شده باشد، حتی اگر بارش آنها کمتر از 30 میلیمتر باشد. در این فرایند، روزهایی که فقط در یک ایستگاه بارش بیش از 30 میلیمتر ثبت شده ولی در سایر ایستگاهها هیچ بارشی ثبت نشده بود با این استدلال که از ماهیت همدیدی قوی برخوردار نیست، از گردونهی محاسبات خارج شد.
بحث و نتایج
الف) واکاوی آماری بارش و دبی
به منظور واکاوی آماری بارشهای فرین حوضه، ابتدا دادههای بارش و دبی در نرمافزار اکسل وارد و دورهی مشترک آنها در مقطع زمانی 12/10/1379 تا 29/12/1389 انتخاب شد. سپس دادهها به صورت نزولی مرتب و بدین ترتیب زمان رخداد بالاترین دبیهای حوضه طی دورهی مورد مطالعه به دست آمد. بررسیها نشان داد بارشهای فرین از آبان آغاز و تا اوایل اردیبهشت ادامـه یافـته و بیشترین بارشهـای فـرین در ماه آذر رخ میدهد. در دورهی گرم سال، ماههای تابستانی تیر، مرداد و شهریور نیز هیچ بارش فرینی ثبت نشده است (جدول 2). سالهای 2004 و 2009 هر کدام با 21 روز توأم با بارش فرین بیشترین و سال 2008 با 2 مورد بارش فـرین کـمترین بارش بیش از 30 مـیلیمتر را بـه خود اختصاص دادهانـد (جدول3). طولانیتـرین و با دوامترین دورهی بارش حوضه از 1/12/2001 تا 8/12/2001 به مدت 8 روز حادث شده است. در این دوره با وجود زمان طولانی بارش، لیکن به دلیل شدت کم بارش در واحد زمان و همچنین نوع و زمان وقوع بارش، طغیان و افزایش دبی در ایستگاه آبسنجی مشاهده نشده است.
جدول (2) تعداد روزهای توأم با بارش فرین در هر ماه طی دورهی مورد مطالعه
|
ماه |
دی |
بهمن |
اسفند |
فروردین |
اریبهشت |
خرداد |
تیر |
مرداد |
شهریور |
مهر |
آبان |
آذر |
|
تعداد روز |
27 |
23 |
20 |
21 |
1 |
1 |
0 |
0 |
0 |
1 |
20 |
38 |
جدول (3) تعداد روزهای بارش فرین استان به تفکیک سال
|
سال |
2001 |
2002 |
2003 |
2004 |
2005 |
2006 |
2007 |
2008 |
2009 |
2010 |
2011 |
2012 |
|
تعداد روز |
18 |
12 |
10 |
21 |
18 |
15 |
12 |
2 |
21 |
8 |
11 |
4 |
بالاترین و فرین ترین بارش طی دورهی مورد مطالعه در استان چهارمحال و بختیاری از تاریخ 19/11/1384 الی 21/11/1384 به وقوع پیوسته به گونهای که از 23 ایستگاه مورد مطالعه در 16 ایستگاه، بارش بالاتر از 100 میلیمتر ثبت شده است. به طوری که در ایستگاه جونقان در 20/11/1384، مقدار 213 میلیمتر بارش گزارش شده است (شکل 5). در روز بعد این بارش فرین منجر به وقوع بالاترین دبی ثبت شده در حوضهی معادل m3/s 567 شده است (شکل 4).
واکاوی آماری دادههای دبی حوضهی بهشتآباد نشان داد دبیهای بالاتر از میانگین 1252 مورد بوده و در ماههای تیر، مرداد، شهریور و مهر رخ نداده است. دبیهای بالاتر از میانگین در ماههای اسفند و فروردین بیشتر حادث شده که میتوان به ذوب پوشش برفی حوضه همزمان افزایش دما یا ریزش بارشهای مایع بر روی پوشش برف، منتسب دانست (جدول 4).
جدول (4) دبیهای بالاتر از میانگین به تفکیک ماه
|
ماه |
دی |
بهمن |
اسفند |
فروردین |
اریبهشت |
خرداد |
تیر |
مرداد |
شهریور |
مهر |
آبان |
آذر |
|
تعداد روز |
79 |
184 |
360 |
321 |
208 |
22 |
0 |
0 |
0 |
0 |
12 |
66 |
جهت به دست آوردن تاریخهای وقوع سیلابهای بزرگ در حوضهی بهشتآباد از شیوهی دو انحراف معیار به اضافهی میانگین، استفاده شد. از آنجا که میانگین و انحراف معیار دبیهای حوضه به ترتیب 2/14 و 24 متر مکعب در ثانیه برآورد شد (جدول 5)، لذا دبیهای بیش از 62 مترمکعب در ثانیه را میتوان تحت عنوان سیلاب فرین در نظر گـرفت. با این حساب 196 مورد سـیلاب فرین طی دورهی مورد مطالعه به وقوع پیوسته است. دبیهای حوضه از چولگی مثبت بسیار شدید، برخوردار است این بدان معناست که تعداد دبیهای کمتر از میانگین بسیار زیاد است. این موضوع را مُد دبیها نیز که در حد 2 مترمکعب است، تأیید میکند (جدول 5).
نتایج همبستگیهای صورت گرفته بین دبی و بارش در حوضهی بهشتآباد نشان داد که بین این دو متغیر رابطهی معناداری وجود ندارد (جدول6). به گونهای که در بسیاری از موارد بارش رخ داده اما دبی افزایش چندانی نداشته است یا خیلی از موارد بارش گزارش نشده است، لیکن دبی نسبتاً بالایی از ایستگاه آبسنجی گزارش شده که این موضوع به رژیم برفی حوضه مرتبط است. از آنجا که حوضهی بهشتآباد در زاگرس میانی واقع شده و از ارتفاع بلندی برخوردار است، لذا در ماههای سرد سال در بخش اعظم حوضه به ویژه در نقاط مرتفع، بارشها به صورت جامد نازل میشود، در نتیجه رواناب چندانی ایجاد نمیگردد. در حالی که در اوایل بهار با گرم شدن هوا پوشش برفی منطقه ذوب شده و روانابها سرازیر میشوند. برای مثال بارشهای گرم اوایل فصل بهار باعث ذوب شدن پوشش برف سطح زمین شده و بارش 5 میلیمتری میتواند روانابی معادل 20 تا 30 میلیمتر بارش، ایجاد کند. از اینرو به نظر میرسد نمیتوان از روی ای پیک به واکاوی الگوهای همدید حوضه پرداخت.
جدول (5) آمارههای دبیهای حوضهی بهشتآباد طی دورهی مورد مطالعه
|
مد |
میانه |
میانگین |
ضریب چولگی |
انحراف معیار |
|
9/1 |
4/6 |
2/14 |
6/7 |
24 |
جدول (6) نتایج همبستگی بین بارش و دبی در حوضهی بهشتآباد
|
نام ایستگاه |
ضریب همبستگی |
نام ایستگاه |
ضریب همبستگی |
نام ایستگاه |
ضریب همبستگی |
نام ایستگاه |
ضریب همبستگی |
|
اردل |
0007/0 |
آورگان |
0019/0 |
بارده |
0045/0 |
بن |
0025/0 |
|
چالشتر |
031/0 |
دشتک |
0002/0 |
بلداجی |
0012/0 |
دزک |
0028/0 |
|
فرخشهر |
031/0 |
فارسان |
0004/0 |
حیدری |
0023/0 |
جونقان |
002/0 |
|
مرغملک |
003/0 |
ناغان |
0021/0 |
پل زمانخان |
0004/0 |
رستم آباد |
0018/0 |
|
شهرکرد |
0004/0 |
شلمزار |
0013/0 |
شیخ شبان |
001/0 |
سورشجان |
0014/0 |
با وجود عدم همزمانی بارشهای فرین و دبیهای سیلابی حوضهی بهشتآباد لیکن در دو مورد بارش فرین حوضه، با دبیهای طغیانی مقارن بوده است. الف) دورهی 21/12/1383 تا 22/12/1383؛ ب) دورهی 19/11/1384 تا 21/11/1384 (شکل 5). با توجه به قدرت سامانهی بارشزا، فراگیر بودن آن و استقرار سامانهی واچرخندی بر روی دریای عرب، و بهرهگیری از رطوبت دریای عرب، دریای سرخ و خلیج فارس بارشهای مایع نازل شده و منجر به وقوع سیلابهای مهیب در حوضهی بهشتآباد شده است. از اینرو، این دو مورد جهت واکاوی همدید انتخاب شد. توزیع فضایی بارشهای فرین در دورههای انتخابی نیز در شکلهای 5 و 6 نمایش داده شده است. در هر دو مورد کانون بارشها در ایستگاه جونقان بوده است.
شکل (3) دبیهای فرین حوضه در دورهی 12 سالهی مورد مطالعه
|
شکل 4) توزیع فضایی بارش 24 ساعته در حوضهی بهشتآباد روز 22/12/1383 |
شکل 5) توزیع فضایی بارش 24 ساعته در حوضهی بهشتآباد روز 20/11/1384 |
ب) واکاوی همدید
در واکاویهای همدید باید به دو پرسش مهم پاسخ داده شود: ابتدا، ساز و کار صعود هوا چگونه فراهم شده است؟ پاسخ به این پرسش از طرق نقشههای فشار تراز دریا، ارتفاع ژئوپتانسیل، دما، وزش باد، رودباد، تابع چرخندگی و تابع جبههزایی انجام شد. دوم، رطوبت لازم برای وقوع بارش از چه طریقی فراهم شده است؟ برای پاسخ به این پرسش از نقشههای فرارفت رطوبت استفاده شد. برای هر فراسنج در سه روز متوالی نقشهی مورد نظر در محیط نرمافزار گردس تهیه و ترسیم شد.
واکاوی همدید بارشهای فرین دوره 21/12/1383 تا 23/12/ 1383
سامانههای فشار که در نقشههای فشار تراز دریا در سه روز متوالی مشهود است، عبارتند از: سامانهی کم فشار جنوب اسکاندیناوی و شمال اروپا با فشار مرکزی 980 هکتوپاسکال که پهنهی وسیعی را در بر گرفته و در روزهای بعد به سمت شرق بر روی مرکز اروپا جابجا شده است. سامانهی پرفشار سیبری با فشار مرکزی 1025 بین دریاچهی خوارزم و آرال مستقر شده و در روزهای بعد قویتر شده و فشار مرکزی آن به 1030 هکتوپاسکال میرسد. سامانهی فشار مهم و تأثیرگذار بعدی مرکز کم فشار منطقهی شاخ آفریقا و شبه جزیرهی عربستان که به سامانهی کم فشار سودانی موسوم است و با فشار مرکزی 1005 هکتوپاسکال در سطح وسیعی گسترده شده و بخشی از آن با فشار مرکزی 1010 هکتوپاسکال شبه جزیره عربستان و نیمهی شمالی ایران در جنوب دریای خزر را در بر گرفته است. اختلاف فشار بین سامانههای فشار نامبرده سبب بروز شیو فشار در سطح زمین شده و ساز و کار ناپایداری هوا را فراهم میآورد.
|
شکل (6) نقشهی فشار تراز دریا 21 اسفند |
شکل (7) نقشهی ترازفشار دریا 22 اسفند |
شکل (8) نقشهی فشار تراز دریا 23 اسفند |
نقشهی ارتفاع ژئوپتانسیل تراز 500 روز 21 اسفند حاکی از استقرار فرود بسیار عمیقی در بادهای غربی از اروپای شمالی تا دریای مدیترانه و شمال آفریقا میباشد به گونهای که محور فرود، از مرکز کم ارتفاع اروپای مرکزی با ارتفاع مرکزی 5050 متر، تا شمال آفریقا بر روی کشور مصر امتداد یافته و منطقهی جلو فرود در منطقهی شرق مدیترانه حد فاصل دریای سرخ تا دریای خزر گسترش یافته است. این فرود عمیق هوای سرد عرضهای شمالی را به سمت دریای مدیترانه و شمال آفریقا هدایت میکند، و در اثر تداخل هوای سرد شمالی با هوای نسبتاً گرم و مرطوب دریای مدیترانه و شمال آفریقا اختلاف دمای شدیدی را در سطح زمین ایجاد نموده و زمینهساز تشکیل جبههی قطبی را در جلو فرود فراهم آورده است (شکل 15). این فرایند، تشدید ناپایداری در جلو فرود را موجب شده و ساز و کار وقوع بارش فرین را به ویژه در دامنههای غربی رشته کوه زاگرس، موجب شده است. بادهای غربی در حرکت شرق سوی خود موجب جابجایی محور فرود در روز 12 مارس بر روی منطقهای حد فاصل دریای سیاه و خزر شده و در نهایت در روز سوم سامانهی غربی تضعیف شده و از شدت ناپایداریهای آن کاسته شده است.
|
شکل (9) نقشهی ارتفاع ژئوپتانسیل 21 اسفند |
شکل (10) نقشهی ارتفاع ژئوپتانسیل 22 اسفند |
شکل (11) نقشهی ارتفاع ژئوپتانسیل 23 اسفند |
یورش هوای سرد شمالی به سمت دریای مدیترانه و شمال آفریقا سبب بروز شیو دمایی شدید در حد 25 درجهی سلسیوس در امتداد فرود بلند مدیترانه شده است. منحنی همدمای صفر درجه از جنوب دریای مدیترانه میگذرد و منحنی همدمای 25 درجه در کشورهای مصر و سودان تا دریای سرخ، شبه جزیرهی عربستان و مرکز ایران امتداد یافته است. این شیو شدید دما با امتداد شمالشرقی- جنوبغربی فرود بلند مدیترانه، منطبق بوده و ساز و کار تشکیل جبههی قطبی را فراهم آورده است (شکل 15). در روز 13 مارس از شدت اختلاف دما کاسته شده است (شکلهای 12 تا 14).
|
شکل (12) نقشهی دما روز 21 اسفند |
شکل (13) نقشهی دما روز 22 اسفند |
شکل (14) نقشهی دما روز 23 اسفند |
تابع جبههزایی بر اساس تندی باد و شیو دما محاسبه و برحسب کلوین، متر بر ثانیه، بیان میشود. این تابع شکلگیری جبهه را نشان میدهد که ساز و کار ترمودینامیکی سطح زمین را با تراز میانی هواسپهر برقرار نموده و زمینهساز صعود هوای مرطوب و ایجاد بارشهای فرین را فراهم میکند. بر اساس شکل 15 منطقهی جبههزایی در امتداد فرود بلند مدیترانه، از غرب دریای سرخ تا شمال خلیج فارس گسترش یافته و کانون آن در روز 22 اسفند در شمال خلیج فارس شکل گرفته است.
شکل (15) تابع جبههزایی روز 22 اسفند 1383
با توجه به اختلاف شدید دما، اختلاف شدید فشار شکل گرفته و این موضوع نیز تندی باد را موجب شده است (شکل12 و شکل 16). تشکیل مرکز کم ارتفاع بر روی اروپای مرکزی در تراز 500 هکتوپاسکال با حرکت چرخندی خود هوای سرد و مرطوب اقیانوس اطلس شمالی را به سمت مرکز اروپا و دریای مدیترانه هدایت نموده و سپس با تغییر تاوایی، جهت جریان به سمت شمال شرق منحرف شده و هوای سرد و مرطوب شمالی، از دریای مدیترانه و شمال آفریقا به سمت دریای سرخ و در امتداد شمال شرق به سمت دریای خزر هدایت شـده است (شکل 16). نـکتهی بسیار مهم و قابل توجه، حرکت واچرخندی سامانـهای که در جنوب شبه جزیرهی عربستان و دریای عرب مستقر شده، موجب هدایت هوای گرم و مرطوب دریای عرب به داخل فرود بلند مدیترانه و سپس در امتداد بادهای غربی به سمت غرب ایران و رشته کوهای زاگرس منتقل شده و در اثر ناپایداری شدید زمینه ساز وقوع بارشهای مایع فرین بر روی این منطقه شده است.
|
شکل (16) نقشهی ترکیبی باد، 21 اسفند |
شکل (17)نقشهی ترکیبی باد، 22 اسفند |
شکل (18) نقشهی ترکیبی باد، 23 اسفند |
یکی از نمادهای ناپایداری شدید ناشی از شیو شدید دما، وزش بادهای شدید و شکلگیری رودباد است. همواره استقرار فرود عمیق در بادهای غربی با تشکیل رودباد در ترازهای بالا همراه است. استقرار رودباد در تراز بالا منجر به ایجاد ناپایداری شدید در سطح زمین شده و هر چه سرعت رودباد بیشتر باشد، در نتیجه شدت ناپایداری نیز افزایش مییابد. در شکلهای 19 تا 21 مسیر رودباد با آرایش فرود بادهای غربی منطبق است و سرعت بالای هستهی رودباد که در تراز 500 هکتوپاسکال به 70 متر بر ثانیه میرسد، تخلیهی هوا در این تراز را به همراه داشته و در نتیجه منجر به مکش هوا از ترازهای پایین به ترازهای بالا شده و این فرایند، صعود هوا را به دنبال داشته است.
|
شکل (19) نقشهی رودباد 21 اسفند |
شکل(20) نقشهی رودباد 22 اسفند |
شکل (21) نقشهی رودباد 23 اسفند |
پایداری و ناپایداری هوا تحت تأثیر نوع و مقدار تاوایی قرار دارد. از آنجا که تاوایی مثبت منجر به همگرایی هوا در ترازهای پایین شده و شرایط صعود هوا را فراهم میآورد، لذا جلوی فرود غربی با تاوایی مثبت همراه است. بـر این اساس منطقهی وسیعی حدفاصل دریای مدیترانه، شـمال خلیج فارس تا شرق دریای خزر، در وضعیت تاوایی مثبت قرار دارد. این فرایند ساز وکار صعود هوا را فراهم میآورد (شکلهای 22 تا 24).
|
شکل (22) نقشهی تابع تاوایی، 21 اسفند |
شکل (23) نقشهی تابع تاوایی، 22 اسفند |
شکل (24) نقشهی تابع تاوایی، 23 اسفند |
برای نمایش صعود هوا، از نقشههای امگا استفاده میشود. در واقع امگا حرکت قایم هوا را به صورت صعودی و نزولی نمایش میدهد. از آنجا که حرکت صعودی هوا، خلاف جاذبهی زمین است، با اعداد منفی نمایش داده میشود. لذا در نقشههای امگا اعداد منفی نمایندهی صعود هوا است. بر این اساس در روز 22 اسفند کانون صعود هوا در جلوی فرود یعنی در امتداد خطی از میانههای کشور مصر، دریای سرخ و شبه جزیرهی عربستان، شمال خلیج فارس تا جنوب غرب دریای خزر، گسترش یافته است. حرکت شرق سوی فرود بادهای غربی، منجر به جابجایی کانونهای صعود هوا در روزهای بعد شده است (شکلهای 25 تا 27).
|
شکل (25) نقشهی امگا، 21 اسفند |
شکل (26) نقشهی امگا، 22 اسفند |
شکل (27) نقشهی امگا، 23 اسفند |
پس از بررسی ساز و کارهای صعود هوا، در مرحلهی بعد میبایست وضعیت رطوبت هوا و چگونگی تزریق رطوبت از کانونهای رطوبتی و پهنه‌های آبی به هوای در حال صعود، مورد واکاوی قرار گیرد. بدین منظور نقشههای فرارفت رطوبتی هوا محاسبه و ترسیم گردید. بر اساس شکل (16)، استقرار سامانهای واچرخندی بر روی دریای عرب، ساز و کار تزریق رطوبت این دریا را به داخل هوای در حال صعود فرود مدیترانه فراهم آورده است. هوای مرطوب ضمن عبور از دریای سرخ و سپس خلیج فارس، تقویت شده و در نتیجه منجر به وقوع بارشهای بسیار فرین در غرب ایران به ویژه حوضهی بهشتآباد در میانهی زاگرس مرتفع شده است. بر اساس نقشههای ترسیم شده، نقش اقیانوس اطلس و دریای مدیترانه در تأمین رطوبت مورد نیاز بارشهای فرین در دورهی مورد مطالعه بسیار کم اهمیت است و رطوبت این بارشها از منطقهی حاره به داخل فرود عمیق مدیترانه که در این زمان تا عرض 20 درجهی شمالی گسترش یافته، تزریق شده است (شکلهای 28 تا 30).
|
شکل (28) نقشهی فرارفت رطوبت، 21 اسفند |
شکل (29) نقشهی فرارفت رطوبت، 22 اسفند |
شکل (30) نقشهی فرارفت رطوبت، 23 اسفند |
واکاوی همدید بارشهای فرین دوره 19/11/1384 تا 21/11/1384
نقشههای تراز دریا پراکندگی الگوهای فشار را نشان میدهند. الگوهای فشار در این نقشهها عبارتند از: الف) سامانههای کمفشار، شامل سامانهی کمفشار جنب قطبی با فشار مرکزی 985 هکتوپاسکال در شمال شبه جزیرهی اسکاندیناوی و کانون دوم آن در جنوب این شبه جزیره مستقر است. سامانهی کمفشار دیگری با فشار مرکزی 1000 هکتوپاسکال در شمال شرق دریای مدیترانه و در نهایت سامانهی کمفشار موسوم به سامانهی سودانی با فشار مرکزی 1005 هکتوپاسکال در شرق آفریقا استقرار یافته است. ب) سامانههای پرفشار، شامل پرفشار ضعیف شرق اروپا و پرفشار جنب حارهای آزور در شمال آفریقا هر دو با فشار مرکزی 1020 هکتوپاسکال و در نهایت زبانهای از پرفشار سیبری که با روند شمال شرق جنوب غرب تا بخشهای شرقی ایران گسترش یافته است (شکل 31). سامانههای محوری تأثیرگذار بر بارش این دوره، کم فشار شرق مدیترانه است که در روزهای بعدی تحت تأثیر بادهای غربی به سمت شرق جابجا شده و پرفشار اروپای شرقی که در روزهای بعد قویتر شده و حتی زبانهای از آن تا شرق دریای مدیترانه و غرب ایران گسترش یافته است (شکلهای 32 و 33). شیو فشار بین این سامانهها، ساز و کار ناپایداری هوا را دورهی مورد مطالعه فراهم آورده است.
|
شکل (31) نقشهی فشار تراز دریا، 19 بهمن |
شکل (32) نقشهی فشار تراز دریا، 20 بهمن |
شکل (33) نقشهی فشار تراز دریا، 21 بهمن |
در نقشههای ارتفاع ژئوپتانسیل تراز 500 هکتوپاسکال دو کانون کم ارتفاع یکی در شرق اروپا با ارتفاع 5050 متر و دیگری در مرکز دریای مدیترانه با ارتفاع 5350 متر که در مرکز یک فرود عمیق تشکیل شده را نشان میدهد (شکل 34). این موج عمیق با حرکت نصفالنهاری خود هوای سرد عرضهای شمالی را به مرکز دریای مدیترانه سرازیر نموده و شیو دمایی ایجاد شده زمینه جبههزایی را فراهم آورده است. بخش جلوی این فرود عمیق از شرق دریای مدیترانه تا غرب دریای خزر گسترش یافته و ناپایداری لازم جهت ایجاد بارش را فراهم نموده است. هر دو مرکز کم ارتفاع در روزهای بعد همراه با موج بادهای غربی به سمت شرق جابجا شده و در نتیجه از شدت ناپایداریشان کاسته شده است (شکلهای 35 و 36).
|
شکل (34) نقشهی ارتفاع ژئوپتانسیل، 19 بهمن |
شکل (35) نقشهی ارتفاع ژئوپتانسیل، 20 بهمن |
شکل (36) نقشهی ارتفاع ژئوپتانسیل، 21 بهمن |
واکاوی ساز و کار دمایی بسیار حائز اهمیت است، زیرا شیو دما منجر به شیو فشار شده و در نهایت ساز و کار تشکیل جبهه و ایجاد ناپایداری و صعود هوا را فراهم میآورد. از سوی دیگر شیو دمایی حاصل از ریزش هوای سرد عرضهای بالا به داخل فرود مدیترانه شیو دمایی حدود 25 درجه سلسیوس را بین سواحل جنوبی دریای مدیترانه و بخشهای جنوبی کشور مصر در شرق دریای سرخ ایجاد نموده است. این شیو دمایی با آرایش فرود بلند مدیترانه منطبق است. نکتهی مهم دیگر، مقایسهی نقشههای دمای تراز 1000 هکتوپاسکال نشان میدهد که کانون هوای سرد اروپای شرقی با دمای 25- درجه سلسیوس (شکلهای 30 تا 32) با کانون کم ارتفاع اروپای شرقی با ارتفاع 5050 متر در نقشههای ارتفاع ژئوپتانسیل تراز 500 هکتوپاسکال (شکلهای 34 تا 36) منطبق است.
|
شکل (37) نقشهی دما، 19 بهمن |
شکل (38) نقشهی دما، 20 بهمن |
شکل (39) نقشهی دما، 21 بهمن |
ریزش هوای سرد از عرضهای شمالی بر روی دریای مدیترانه و شیو دمایی ایجاد شده منجر به شیو شدید فشار شده و در نهایت تندی وزش باد منجر میگردد. مجموع این پدیدهها، ساز و کار جبههزایی را در جلوی فرود مدیترانه فراهم آورده است. این تابع شکلگیری جبهه را نشان میدهد که ساز و کار ترمودینامیکی سطح زمین را با تراز میانی هواسپهر برقرار نموده و زمینه ساز صعود هوای مرطوب و ایجاد بارشهای فرین را فراهم میکند. شدت جبههزایی در بارش 20 بهمن 1384 به مراتب قویتر از بارش 22 اسفند 1383 است (شکل 15 و 33). این موضوع منجر به وقوع بارش به مراتب شدیدتری در 20 بهمن 1384 نسبت به بارش 22 اسفند 1383، شده است.
شکل (40) تابع جبههزایی روز 20 بهمن 1384
نقشههای ترکیبی بادمداری و نصفالنهاری که تندی و جهت باد را نمایش میدهند، ابزار مناسبی برای بیان ساز و کار ترمودینامیکی هوا سپهر است. در این نقشه فرود عمیق مدیترانه و چگونگی ریزش هوای سرد اقیانوس اطلس شمالی بر روی دریای مدیترانه و سپس انتقال آن به سمت شمالشرق و عبور از دریای سرخ را نشان میدهد. همانند بارش فرین 12 مارس 2005 در این بارش نیز استقرار یک سامانهی واچرخندی بر روی دریای عرب رطوبت این دریا را به داخل فرود مدیترانه هدایت نموده و در اثر صعود هوای مرطوب در جلو فرود عمیق مدیترانه زمینهی وقوع بارشهای مایع را فراهم آورده است. مایع بودن بارش از وقوع سیلاب بلافاصله پس از رخداد بارش استدلال شده است.
|
شکل (41) نقشهی باد 19 بهمن |
شکل (42) نقشهی باد 20 بهمن |
شکل (43) نقشهی باد 21 بهمن |
در محل فرود بلند مدیترانه به دلیل ریزش هوای سرد و ایجاد اختلاف دما و اختلاف شدید فشار، وزش باد با سرعت بسیار زیاد صورت میگیرد. حرکت شدید باد به ویژه در جلوی فرود منجر به تخلیهی هوا در تراز میانی شده و در نتیجه مکش هوا از سطح زمین و صعود هوا را به دنبال دارد. در شکل 55، سرعت هستهی رودباد در شمال خلیج فارس و در تراز 500 هکتوپاسکال به 80 متر بر ثانیه رسیده است. در روزهای بعد از سرعت حرکت هستهی رودباد کاسته شده و مسلماً شـدت ناپایداری نیز کمتر شده است. نـکتهی مهم مسیر حرکت رودباد با آرایش منحنیهای هم ارتفاع و شکل فرود بلند منطبق است.
|
. |
||
|
شکل (44) نقشهی رودباد 19 بهمن |
شکل (45) نقشهی رودباد 20 بهمن |
شکل (46) نقشهی رودباد 21 بهمن |
تابع چرخندگی وجود تاوایی را در بادهای غربی محاسبه میکند. تاوایی میتواند مثبت یا منفی باشد. از آنجا که تاوایی مثبت منجر به صعود هوا میشود، لذا در نقشههای تهیه شده فقط بخشهایی که تاوایی مثبت داشته است نمایش داده شده است. در جلو فرود عمیق مدیترانه تاوایی مثبت است و زمینه برای صعود هوا فراهم است. در شکل 47 تاوایی مثبت شدید بر روی شرق مدیترانه است که در روز 21 بهمن با حرکت شرق سوی بادهای غربی به منطقهای بین دریای مدیترانه تا غرب دریای خزر را فرا گرفته است. و در روز 21 بهمن به شرق خزر منتقل شده است.
|
شکل (47) نقشهی تاوایی، 19 بهمن |
شکل (48) نقشهی تاوایی، 20 بهمن |
شکل (49) نقشهی تاوایی، 21 بهمن |
در واقع نقشههای امگا حرکت قایم هوا را نمایش میدهد. از آنجا که صعود هوا بر خلاف جاذبهی زمین است، به صورت منفی نمایش داده میشود. چون در مطالعهی بارش چگونگی صعود هوا مد نظر است، فقط دادههای منفی نمایش داده شده است. بر این اساس، کانون صعود در روز 19 بهمن در شرق مدیترانه و در روز 20 بهمن به شمال خلیج فارس منتقل شده و از شدت بیشتری نیز برخوردار است (شکلهای 47 تا 49).
|
شکل (50) نقشهی امگا 19 بهمن |
شکل (51) نقشهی امگا 20 بهمن |
شکل (52) نقشهی امگا 21 بهمن |
یکی از شرایط مهم وقوع بارش، دسترسی به رطوبت است. برای نمایش چگونگی ساز و کار تأمین رطوبت بارشهای فرین در دورهی مورد نظر، نقشههای فرارفت رطوبت تهیه و ترسیم شد. بر اساس شکل 41 استقرار سامانهی واچرخـند بر روی دریای عرب هوای گـرم و مرطوب این دریا را به درون فرود بلند مدیترانه تزریق میکند. هوای مرطوب ضمن عبور از روی دریای سرخ و خلیج فارس تقویت شده و رطوبت لازم برای رخداد بارش فرین را فراهم میآورد. از اینرو، میتوان گفت نقش دریای عرب، دریای سرخ و خلیج فارس در تأمین رطوبت بارشهای فرین دورهی مورد مطالعه، بسیار تعیین کـننده است. نـتیجهی مهم این است که بـر اساس نقشههای فرارفت رطوبت، به نظر میرسد نقش دریای مدیترانه و اقیانوس اطلس در تأمین رطوبت لازم برای این بارش، کمرنگتر است.
|
|
||
|
شکل (53) نقشهی فرارفت رطوبت، 19 بهمن |
شکل (54) نقشهی فرارفت رطوبت، 20 بهمن |
شکل (55) نقشهی فرارفت رطوبت، 21 بهمن |
نتیجهگیری
در حوضههای کوهستانی که از رژیم برفی برخوردارند معمولاً وقوع بارش با رخداد سیلاب همزمان نیست. حوضهی بهشتآباد به دلیل قرارگیری در میانههای زاگرس مرتفع، از رژیم برفی برخوردار است. بررسیهای آماری بر روی دادههای روزانه بارش-رواناب در حوضه نشان داد که رابطهی معناداری بین بارش ایستگاههای حوضه و مقدار رواناب در زمان رخداد بارش، وجود ندارد. به نظر میرسد عدم همزمانی وقوع بارش با رخداد رواناب، ناشی از ریزشهای جامد است. با این وجود بررسیها نشان داد که تنها در دو مورد رخداد بارش و رواناب همزمان بوده است و این میتواند ناشی از ریزشهای مایع باشد. برای درک علت رخداد بارشهای مایع منجر به رخداد رواناب، این دو سامانه بارش زا مورد واکاوی همدید قرار گرفت.
بررسیها نشان داد که در هر دو مورد رخداد بارش فرین در حوضهی استقرار فرود عمیق مدیترانه در تراز میانی هواسپهر که هوای سرد عرضهای شمالی را بر روی دریای مدیترانه هدایت نمود و شیو دمایی ایجاد شده فرایند جبههزایی را به دنبال داشته است. از سوی دیگر رودباد تشکیل شده بر فراز فرود عمیق، موجب ناپایداری و صعود هوا شده است. استقرار سامانهی کم فشار دریای مدیترانه و سامانهی کم فشار سودانی نیز زمینهی همگرایی هوای سطح زمین و صعود آن به لایههای بالایی هواسپهر را فراهم آورده است. نکتهی بسیار مهم که منجر به تمایز بین این دو سامانهی بارشی و سایر سامانهها شده و مایع و جامد بودن بارشها را به دنبال داشته است، در نحوهی تأمین رطوبت آنهاست. به طوری که هر دو رویداد بارشی، با استقرار یک سامانهی واچرخندی بر روی دریای عرب همراه بوده که این سامانه هوای گرم و مرطوب دریای عرب را به داخل فرود عمیق مدیترانه هدایت نموده و هوای مرطوب پس از عبور از دریای سرخ و خلیح فارس تقویت شده و بر محتوای رطوبتی آن افزوده شده و در نتیجه در اثر ناپایداری شدید ایجاد شده در جلوی فرود عمیق مدیترانه صعود نموده و رخداد بارشهای سیلزا در زاگرس مرتفع، به ویژه حوضهی بهشتآباد را به دنبال داشته است. در حوضهای که متوسط دبی آن 14 متر مکعب است، دبی لحظهای 567 متر مکعب در ثانیه را تجربه نموده است.
)