تحلیل همدید یخبندان‌های فراگیرو بادوام ایران

مقدمه

از دیدگاه هواشناسی هنگامی که دمای کمینه(شبانه) به زیر صفر درجه­ی سانتی­گراد برسد، یخبندان رخ می­دهد. در یک طبقه­بندی کلی یخبندانها به دو گروه تقسیم می­شوند: الف) یخبندانهای تابشی و ب)یخبندانهای وزشی(فرارفتی). در یخبندانهای تابشی، در فاصله­ی زمانی غروب و طلوع خورشید، تابش موج بلند شبانه از سطح زمین منجر به کاهش دمای سطحی و هوای بلافصل آن می­شود( اُک، 1987؛ لیناکره و گیرتس، 1997) این نوع از یخبندانها طی شب­های آرام و صاف رخ می­دهند و همراه با وارونگی دمایی هستند. اما یخبندانهای وزشی هنگامی رخ می­دهند که یک توده هوای خشک، بسیار سرد و وسیع از منطقه عبور کند و همراه با جو آمیخته و بادی هستند و اغلب دما به زیر صفر درجه افت می­کند و ممکن است طی روز نیز اتفاق بیافتد (اسچولیفیلد، 1994؛ داویدسون، 1997).

جدول 1- انواع یخبندان و ویژگی عمومی آنها

منبع: اشنایدر و میلو-آبریو(2005)

عومل زیادی بر روی فرایند افت دما موثرند که برای مثال می­توان به الگوهای گردش جوی، بیلان تابش، رطوبت خاک، پیکربندی ناهمواری(مولر و همکاران، 2005) و عوامل محلی مثل دوری و نزدیکی به پهنه­های بزرگ آب و عرض جغرافیایی اشاره کرد. یخبندان­ها اثرات کاملاً آشکاری بر انرژی، ترابری، کشاورزی دارند که در بین آنها بیشترین تأثیر یخبندان بر روی کشاورزی است(ویگا و همکاران، 1994). پژوهش­های فراوانی بر روی یخبندان­ در خارج و داخل ایران با نگاه همدید انجام شده است.‌هامیلتون و تاریفا^[1] به بررسی همدید رخداد هوای سرد با منشأ قطبی که منجر به یخبندان جولای 1972 (تیر 1351) در برزیل حاره ای شد، پرداختند. این یخبندان فراگیر در شرایطی رخ داد که آسمان صاف، هوا خشک وجو در پایداری همرفتی به سر می برد و جریان‌های غربی در نیمه­ی شرقی واچرخند با هسته­ی هوای سرد برقرار بود. واچرخند در زیر 700 هکتوپاسکال شکل گرفته بود و جریان‌هایی که مسیری طولانی را بر روی خشکی پیموده بودند تا ازجنوب آرژانتین به این محل برسند، این واچرخند را تغذیه می­کردند. همزمان یک چرخند در همسایگی این واچرخند شکل گرفته بود. جبهه­ی سرد سطحی تا 10 درجه­ی جنوبی نیز کشیده شد و دمای کمینه و بیشینه بر روی قلمروی گسترده 10 تا 15 درجه افت کرد (هامیلتون و تاریفا، 1978، 1545). مشابه همین کار را علیجانی و براتی در ایران انجام دادند. آنها دلیل رخداد سرماهای منجر به یخبندان بهاره­ی فروردین 1366 را بررسی کردند و ریشه­ی این سرماها را یک موج عمیق غربی دانستند که با ورود آن امکان ریزش هوای سرد در نیمه غربی فرود فراهم شده و با خروج آن دما در سطح کشور به مقدار چشمگیری افزایش یافته بود(علیجانی و براتی، 1375، 81). فتاحی و صالحی پاک نیز مطالعه­­ی مشابه­ای بر روی یخبندان­های ایران انجام دادند. آنها برای انجام این کار از داده­های روزانه­ی فشار تراز دریا و 500 هکتوپاسکال در ساعت 12 به وقت گرینویچ فصل زمستان(دسامبر، ژانویه و فوریه) استفاده کردند. دوره­ی آماری مورد بررسی 2000-1961 بود. نتایج آنها نشان داد که تیپ‌های هوای پرفشار اروپای شمالی، سیبری و پرفشار اروپای شرقی بیشترین تأثیر را در رخداد یخبندان‌های شدید و فراگیر ایران دارند(فتاحی و صالحی پاک، 1388، 127). فورتون و کوسکی^[2] به بررسی همدید رخداد دو یخبندان سخت در برزیل پرداختند. در زمان رخداد یخبندان یک طول موج بلند با جابجایی بسیار کند در مرکز اقیانوس آرام جنوبی یکی دو روز قبل از جبهه زایی در امریکای جنوبی و چهارتا پنج روز قبل از رخداد یخبندان در برزیل تشکیل و تقویت شد. دامنه­ی فراز موج بلند در کوههای آند به حداکثر گسترش خود رسیده و فرود آن در اقیانوس اطلس جنوبی در طول جغرافیایی برزیل قرار دارد. این چنین پیکربندی سیستم‌ها، هوای قسمت‌های خشکی شمالی(جنب قطبی جنوبگان) را وارد عرض‌های جنب حاره ای می­کند (فورتون و کوسکی، 1982، 181). مولر و همکاران^[3] الگوهای تراز دریا را در ارتباط با یخبندان‌های آمریکای جنوبی(علفزارهای مرطوب) مطالعه کردند. آنها در ابتدا یخبندان‌ها را به لحاظ گستره­ی رخداد یخبندان در پیمونگاهها به سه گروه دسته بندی کردند. به منظور شناسایی الگوهای همدید مکانی داده‌های ساعت 12 گرینویچ فشار تراز دریا را با استفاده از تحلیل مولفه‌های مبنای دوران یافته و بدون دوران، خوشه بندی کردند و در نهایت نشان دادند که شش الگوی گردشی فشار تراز دریا مسئول رخداد یخبندان‌های آمریکای جنوبی است(مولر و همکاران 2003، 943). مولر و بری در یک مطالعه­ی دیگر الگوهای گردش جوی که منجر به یخبندانهای بادوام و گسترده امریکای مرکزی می­شود را مورد مطالعه قرار دادند و نتایج بیانگر ناهنجاری واچرخندی بر روی امریکای جنوبی است که منجر به جریانهای جنوبی و وزش هوای سرد به سمت امریکای جنوبی و یخبندانهای بادوام و گسترده را بهمراه دارد(مولر و بری، 2007). مشابه همین کار را علیجانی و هوشیار در ایران انجام دادند. آنها الگوهای همدید سرماهای شدید شمال غرب ایران را مطالعه کردند و نشان دادند که چهار الگوی پرفشار غربی، کم فشار اورال، الگوی مداری و پرفشار آرارات بر سرماهای شدید شمال غرب ایران تأثیر دارند و در 70 درصد موارد استقرار ناوه ای عمیق بر روی شمال ایران و قرار گرفتن منطقه مورد مطالعه در قسمت عقب آن و همچنین وجود یک پرفشار در سطح زمین رخ می دهد. در بقیه موارد سرمایش تابشی سطح زمین عامل اصلی سرماهای شدید شمال غرب کشور می باشد(علیجانی و هوشیار، 1387، 1). براتی در رساله­ی خود علل، ویژگی‌ها و پیش بینی یخبندان‌های بهاره ایران را با روش همدید مورد بررسی قرار داد. نتایج وی نشان داد که همه یخبندان‌ها از نوع انتقالی(همدید) بودند. در تمام موارد جابجایی محورهای فرود درتراز 500 هکتوپاسکال و پرفشارهای مهاجر در سطح زمین از غرب مدیترانه به سوی ایران و سپس ادغام آنها با فرود و پرفشار سیبری منجر به وقوع یخبندان‌های بهاره ایران می شود (براتی1375: 181). مجرد نیز در رساله­ی خود یخبندانهای آذربایجان را با روش آماری تحلیل و پیش بینی کرد. کاهش طول فصل یخبندان در منطقه، ارتباط معکوس بین شروع و پایان یخبندان در فصل پاییز و بهار و تأثیر بیشتر ارتفاع بر رخداد یخبندان نسبت به عرض جغرافیایی از نتایج این پژوهش بود(مجرد، 1376). ویسی با نگاه همدیدی دوره­های یخبندان استان کردستان را مورد مطالعه قرار داد. مهترین عامل در ایجاد یخبندانها بخصوص یخبندانهای طولانی استان، سیستم‌های بلوکینگ وشبه بلوکینگ می باشد وبه دلیل جابجای نصف النهاری و وضعیت استقرار آنها چندین روز در منطقه باقی مانده وباعث ریزش هوای سرد از عرضهای بالا به سمت منطقه شده اند وعموما یخبندانهای شدیدی رابه مدت چند روز به وجود آورده اند(ویسی، 1387). هژیرپور و علیجانی یخبندانهای استان اردبیل را به روش همدید بررسی کردند. ایشان به کمک آمار روزانه­ی چهار پیمونگاه همدیدی استان در بازه­ی زمانی 1995-2004 و با در نظر گرفتن دو معیار تداوم بیش از دو روز و در برگرفتن چهار پیمونگاه، یخبندانهای فرارفتی را شناسایی کردند. نتایج ایشان نشان داد که بیشتر یخبندان­ها از نوع فرارفتی هستند که در دوره­ی سرد سال از آبان تا فروردین اتفاق می­افتند. یخبندان شدید و فراگیر در این استان ناشی از استقرار یک پرفشار در سطح زمین و یک ناوه عمیق در سطح 500 هکتوپاسکال است. در روزهای شدیداً سرد زبانه­ی پرفشار سیبری عامل اصلی یخبندان است. همچنین ناوی سطح 500 هکتوپاسکال نیز هوای سرد عرض­های بالاتر را به استان سرازیر می­کند(هژیرپور و علیجانی، 1386، 89). عیسی زاده و همکاران(1389) نیز یخبندان­های استان آذربایجان شرقی را با روش همدیدی مطالعه کردند و به نتایجی مشابه با هژیرپور و علیجانی دست یافتند. علیجانی و تقی­لو به تحلیل همدید روزهای یخبندان استان زنجان پرداختند. نتایج نشان داد که شکل گیری ناوه بر روی دریای خزر، پرفشار سیبری، پرفشارهای گذرای غربی، بلوکینگ­های ترازهای بالای جو و سردچالهای بریده شده مسئول یخبندانهای استان زنجان هستند(علیجانی و تقی­لو، 2010). در یک پژوهشی دیگر علیجانی و همکاران تداوم روزهای یخبندان ایران را به کمک مدل زنجیره مارکوف بررسی کردند و نشان دادند که رخداد یخبندان در ایران زمین تصادفی نیست، بیشتر تداوم یخبندانهای زودرس و دیررس مربوط به تداوم­های دو روزه است و ماههای نوامبر، دسامبر، ژانویه، مارس و آوریل ماه­هایی هستند که دارای تداوم­های بیشتر یخبندان 2 الی 4 روزه هستند(علیجانی و همکاران، 1389،1). هدف این پژوهش تحلیل همدید یخبندانهای فراگیر و بادوام ایران زمین است.

داده و روشها

در این پژوهش از داده­های روزانه­ی دمای کمینه­ی درون­یابی شده­ی پایگاه داده اسفزاری در بازه­ی زمانی 1/1/1340 تا 11/10/1383 استفاده شده است. این پایگاه داده به کمک داده­های ثبت شده در 663 پیمونگاه همدید و اقلیمی کشور و روش زمین آمار کریگینگ، برای یاخته­های 15*15 کیلومتر درون­یابی شده­اند. پایگاه داده­ای به ابعاد 7187 *15992 فراهم شد که بر روی ردیف­ها روز و بر روی ستونها یاخته­ها قرار داشتند. این پایگاه داده مبنای محاسبات این پژوهش قرار گرفت. در این پژوهش از رویکرد محیطی به گردشی استفاده شده است. ابتدا روزهای همراه با یخبندانهای فراگیر شناسایی شدند. سپس فشار تراز دریا برای هر کدام از روزها استخراج شد و در نهایت با دسته بندی کردن فشار تراز دریا، الگوهای گردشی شناسایی شدند. برای انتخاب یخبندانهای فراگیر و همدید ایران دو شرط در نظر گرفته شد. شرط اول این بود که یخبندان مورد نظر در بیش از 50 درصد ایران رخ داده باشد. به بیانی دیگر فراگیر بوده و گستره­ی وسیعی را در بر گرفته باشد. با گذاشتن این معیار آن دسته از یخبندانهایی که محلی­ بوده از یخبندانهای فرامحلی و منطقه­ای متمایز و قابل شناسایی هستند. معیار و شرط دوم این بود که در صورتیکه شرط اول برآورده شد(بیش از 50 درصد ایران زیر یخبندان بود)، دست­کم سه روز دوام داشته باشد. این معیار به نوعی یخنبدانهای همدیدی و فرارفتی را از یخبندانهای تابشی جدا می­سازد. جدول 2 نتایج بعد از محاسبات را نشان می‌دهد. طی دوره مورد مطالعه 196مورد وجود داشت که دو شرط یاد شده را همزمان با هم داشته باشند. برای نمونه، درمورد اول 46روز بصورت پیاپی بطور متوسط 6/72 درصد از مساحت ایران زیر یخبندان بود. این 196 مورد بطور کلی 1524 روز دوام داشتند. داده­های فشار تراز دریا برای کرنل 0 تا 120 درجه­ی طول شرقی و صفر تا 80 درجه­ی عرض شمالی در این 1524 روز برداشت شد. تعداد یاخته­های داخل کرنل مورد نظر1617یاخته با ابعاد 5/2*5/2 درجه­ی قوسی بود. برای شناسایی الگوهای همدید فشار تراز دریا در روزهای همراه با یخبندان فراگیر و بادوام ایران(1524 روز)، برروی آرایه­ی بدست آمده­ 1617 *1524 (آرایش S یا زمان-مکان) تحلیل خوشه ای با روش ادغام وارد انجام شد. دریک تحلیل خوشه‎ای دوگام اساسی وجود دارد.گام اول محاسبه درجه همانندی افراد با یکدیگر است وگام دوم چگونگی ادغام افراد برحسب درجه همانندی آنها با یکدیگر. برای محاسبه درجه همانندی روش‎های مختلفی پیشنهاد شده است. درمطالعات­­ اقلیمی‎غالباً برای محاسبه درجه ناهمانندی(همانندی)از فاصلة اقلیدسی استفاده می‎شود(مسعودیان، 1386، 4-6). در ماتریس زمان-مکان، روزها براساس متغیر برداشت شده بر روی مکان دسته­بندی می­شوند. دو روز را در صورتی متعلق به یک گروه می دانیم که میزان فشار تراز دریا بر روی یاخته­های کرنل مورد مطالعه به اندازه­ی کافی به یکدیگر نزدیک باشند. نخست با اندازه گیری فاصله اقلیدسی درجه ناهمانندی روزها با یکدیگر را براساس میزان فشار تراز دریا بر روی یاخته­های کرنل مورد مطالعه می­سنجیم. بنابراین برای  مشاهده  فاصله قابل محاسبه است.

 فاصله اقلیدسی روز iاُم و روزjاُم بر پایه­ی میزان فشار تراز دریا بر روی یاخته­ها

میزان فشار تراز دریا در در روز iاُم بر روی نقطه­ی pاُم  

 میزان فشار تراز دریا در در روز jاُم بر روی نقطه­ی pاُم

پس از اندازه گیری فواصل اقلیدسی، تحلیل خوشه­ای به روش ادغام وارد بر روی ماتریس D انجام گرفت. انتخاب روش وارد برای ادغام به این دلیل است که تضمین کننده­ی کمترین پراش درون گروهی است و به همین دلیل همگنی درون گروهی افزایش می یابد. به این ترتیب گروه‌هایی حاصل می­شود که از یکدستی درونی بالاتری برخوردارند(مسعودیان و همکاران، 1385، 4). به بیان دیگر در روش وارد گروه‎های و در صورتی ادغام می‎شوند که افزایش پراش ناشی از ادغام آنها نسبت به ادغام هریک از آنها با دیگر گروه‎ها کمینه باشد یعنی:

دراینجا  فاصله بین گروه  و گروه  و تعداد اعضای گروه و تعداد اعضای گروه است(مسعودیان،1386، 4-6).

جدول 2- نمونه­ای از ماتریس بدست آمده بعد از انجام محاسبات

نتایج و یافته­های پژوهش

نتایج حاصل از تحلیل خوشه­ای فشار تراز دریا در روزهای همراه با یخبندان فراگیر و بادوام ایران نشان داد که 5 الگوی متفاوت فشار تراز دریا مسئول این نوع از یخبندانها هستند. یخبندانهای فراگیر و بادوام ایران در فصل سرد سال رخ می­دهند. از ماه آبان شروع و در ماه اسفند خاتمه می­یابند. بیشترین فراوانی رخداد یخبندانهای فراگیر ایران مربوط به ماه دی است.

الگوی اول: در این الگو دو سامانه­ی واچرخندی قوی سیبری و اروپا دیده می­شود که زبانه­های آنها از سمت شمال­شرق و شمال­غرب وارد ایران شده­اند. این الگو منجر به سخت­ترین یخبندانهای ایران می­شود. کم­فشار جنب­قطبی در این الگو بسیار قوی است و کاملاً به سمت عرض­های جنوبی جابجا شده و تا حدود 55 درجه­ی جنوبی گسترش یافته است. گسترش و جابجایی کم­فشار جنب قطبی منجر به جابجایی واچرخند اروپایی به سمت جنوب و راندن زبانه­های واچرخند سیبری و اروپا به سمت ایران شده­ است. هماهنگ با مسیر ورود زبانه­ها به سمت ایران، افت دمای شدیدی نیز در شمال غرب و شمال­شرق کشور دیده می­شود. بیشترین و شدیدتر­ین افت دما بر روی مناطق کوهستانی استانهای همدان، اردبیل، سنندج، زنجان، تبریز و شهرکرد مشاهده ­می­شود. دما در این مناطق(حدود5 درصد از گستره­ی ایران) به 16 درجه سانتی­گراد زیر صفر رسیده است. بر روی استانهای ساحلی جنوبی کشور و نوار ساحلی کوچکی از جنوب دریای خزر، دما بالای صفر درجه است و یخبندان شکل نگرفته است. دلیل آن نزدیک بودن به پهنه­های بزرگ آب و رطوبت جوی است که باعث تعدیل دمای هوا در این مناطق می­شود. میانگین دمای ایران هنگام رخداد این الگو 3/2- درجه­ی سانتی­گراد است. از لحاظ زمانی این الگو بیشتر در ماههای دی و بهمن دیده می­شود.

الگوی دوم: در این الگو واچرخند سیبری با دوهسته­ی قوی بین کشورهای مغولستان و قزاقستان مشاهده می­شود. کم‌فشار جنب­قطبی نیز در این الگو حضور دارد ولی نسبت به الگوی اول ضعیف شده است. زبانه­ی واچرخند قوی سیبری از سمت شمال­شرق کشور وارد ایران شده است. نکته­ی قابل توجه این است که با عبور و گذر زبانه­ی واچرخند سیبری از روی دریای خزر از شدت آن کاسته شده و با رسیدن دوباره آن به خشکی­ و مناطق کوهستانی شمال­غرب ایران دوباره شدت می­گیرد. در این الگو شدت واچرخند سیبری به بیشترین حد خود رسیده و فشار مرکزی برابر با 1045 هکتوپاسکال است. باوجود اینکه واچرخند سیبری در این الگو نسبت به الگوی اول شدت بیشتری دارد ولی به دلیل ضعیف شدن کم­فشار جنب قطبی میزان افت دمای ایران نسبت به الگوی اول کمتر است. چراکه کم­فشار جنب قطبی در صورت قوی شدن و جابجایی به سمت عرض­های جغرافیایی پایین منجر به راندن زبانه­های واچرخندهای هرچند ضعیف سیبری و اروپایی به سمت ایران می­شوند و منجر به افت شدید دما در ایران می­شوند. هماهنگ با ورود زبانه­ی سیبری به سمت ایران، بر روی شمال­غرب و شمال­شرق کشور افت دما و یخبندان شکل گرفته است. هنگام رخداد این الگو بر روی مناطق کوهستانی دمای 16- درجه­ی سانتی­گراد نیز مشاهده می­شود و میانگین دمای ایران 7/1- درجه­ی سانتی­گراد است. همانند الگوی اول از لحاظ زمانی این الگو نیز بیشتر در ماههای دی و بهمن دیده می­­شود.  

الگوی سوم: در این الگو همانند الگوی اول واچرخند سیبری و اروپا دیده می­شود. واچرخند اروپایی بر روی کشورهای اروپای شرقی شکل گرفته است ونسبت به الگوی اول ضعیف­تر است. همچنین کم­فشار جنب قطبی نیز در این الگو دیده ­می­شود ولی هسته­ی آن به سمت شرق جابجا شده و بر روی دریای بارنتز قرار دارد و ضعیف­تر شده است. اما باوجوداین این سامانه منجر به رانده شدن زبانه­ی سامانه­های واچرخندی سیبری و شرق اروپا به سمت ایران شده است. هماهنگ با مسیر ورود زبانه­های سامانه­ی واچرخندی بر روی شمال­غرب و شمال­شرق کشور دمای کمینه به شدت افت کرده است. بر روی ارتفاعات تبریز و همدان دمای کمینه حدود 16- درجه­ی سانتی­گراد مشاهده می‌شود. رخداد این الگو بیشتر مربوط به ماههای دی و بهمن است. میانگین دمای کمینه­ی ایران هنگام رخداد این الگو 2- درجه­ی سانتی­گراد است. بیشترین یخبندانهای فراگیر و بادوام(بیش از 3 روز) ایران هنگام رخداد این الگو شکل می­گیرد.

الگوی چهارم: همانند الگوی دوم در این الگو نیز واچرخند سیبری با دو هسته­ی بسیار قوی بین کشور مغولستان و قزاقستان دیده می­شود که فشار مرکزی آن به 1045 هکتوپاسکال است. برخلاف الگوی دوم کم­فشار جنب قطبی در غربی­ترین حالت خود بر روی دریای گروئنلند قرار دارد و به شدت ضعیف شده است. بنابراین واچرخند سیبری آزادانه عمل می­کند و بیشتر در راستای شمالی- جنوبی و غربی گسترش پیدا کرده است و زبانه­ی آن با گسترش غرب­سوی آن از سمت شمال­شرق وارد ایران شده است. همانند سایر الگوها هماهنگ با مسیر ورود زبانه­ی سامانه­ی سیبری بر روی شمال غرب و شمال شرق کشور دمای کمینه به شدت افت پیدا کرده است. میانگین دمای کمینه­ی ایران هنگام رخداد این الگو 7/1- درجه­ی سانتی­گراد است. همانند الگوی دوم رخداد این الگو نیز در ماه آبان مشاهده شده است. بیشترین رخداد این الگو مربوط به ماه بهمن است. بعد از الگوی سوم این الگو سهم زیادی در رخداد یخبندانهای فراگیر و با دوام ایران دارد.

الگوی پنجم: آرایش مکانی سامانه­ها در این الگو با دیگر الگوها بسیار متفاوت است. در این الگو دو سامانه­ی واچرخندی سیبری و اروپای شرقی همزمان دیده می­شوند. کم­فشار جنب قطبی به شدت ضعیف شده است و در شمال روسیه بر روی اقیانوس منجمد شمالی بصورت یک مرکز کم­فشار ضعیفی دیده می­شود. همین کم­فشار ضعیف نیز بر روی هدایت زبانه­های دو سامانه­ی واچرخندی سیبری و شرق اروپا به سمت ایران نقش دارد. میانگین دمای کمینه­ی ایران هنگام رخداد این الگو 9/1- درجه­ی سانتی­گراد است. بیشترین رخداد این الگو مربوط به ماه بهمن است.

جدول 2- فراوانی ماهانه­ی رخداد الگوهای فشار تراز دریا

جدول 3- مساحت زیرپوشش برحسب درصد در هر کدام از الگوهای فشار تراز دریا براساس دمای کمینه

شکل 1- نقشه­ی ترکیبی فشار تراز دریا و میانگین دمای کمینه­ی ایران هنگام رخداد الگوی اول

شکل 2- نقشه­ی ترکیبی فشار تراز دریا و میانگین دمای کمینه­ی ایران هنگام رخداد الگوی دوم

شکل 3- نقشه­ی ترکیبی فشار تراز دریا و میانگین دمای کمینه­ی ایران هنگام رخداد الگوی سوم

شکل 4- نقشه­ی ترکیبی فشار تراز دریا و میانگین دمای کمینه­ی ایران هنگام رخداد الگوی چهارم

شکل 5- نقشه­ی ترکیبی فشار تراز دریا و میانگین دمای کمینه­ی ایران هنگام رخداد الگوی پنجم