عنوان

مقاله اقلیم شناسی سینوپتیک

تعداد صفحات: ۳۰

نوع فایل : ورد و قابل ویرایش

چکیده

هواشناسی سینوپیتیکی دانشی است که قوانین حاکم بر فرایندهای جوی و تغییرات آن را به منظور پیش بینی وضع هوا مطالعه می نماید به  عبارت دیگر علمی است که شناخت و پیش بینی وضع هوا را مورد بررسی قرار می دهد برای این منظور از نقشه های سینوپیتیکی استفاده می شودو نقشه های سینوپتیکی نقشه‎های هستند که روی آنها یکسری ارقام و علائم قرار دادی وجود دارد ونتایج دیدبانی های همزمان ایستگاههای سطح زمین وجو بالا بر آنها منتقل شده و وضع هوا و تغییرات آن را از نظر زمانی و مکانی مشخص می نمایند.

در روش اقلیم شناسی سینوپتیک سعی دارد رابطه بین تغییرات الگوهای گردش اتمسفر وپدیده های وفرآیندهای محیط زیست راشناسایی کند وکلیت ویژگی های محیط زیست بصورت همزمان مطالعه شود، بعبارت دیگر هدف اصلی اقلیم شناسی سینوپتیک استنادواستدلال تغییرات شرایط محیطی سطح زمین از روی تغییرات الگوهای فشار است(علیجانی، ۱۳۹۱، ص۱۱)

در روش سینوپتیک محور بحث مطالعه وبررسی سیستم های نسبتا بزرگ جوی وارتباط میان آنها با استفاده از ابزارهایی(نقشه های هوا، تصاویرماهواره ای)که این امکان رابوجود می آورند. بنابراین درروش سینوپتیک اولاٌ ارتباط سنجی پدیده ها و ثانیاٌ شناخت ماهیت پدیده هاتاثیر گذاربراقلیم مناطق مهم می باشد (عزیزی۱۳۸۰)

درمطالعات آب وهواشناسی سینوپتیک دو مرحله ی مجزا وجود دارد (جهانبخش، کرمی، ۱۳۸۷)

۱-در مرحله اول الگوهای چرخش اتمسفری که اغلب به شکل سطح فشارسینوپتیک هستند، گروبندی می شوند.

۲-درمرحله دوم تاثیروارتباط هریک از این گروه ها الگوهای چرخش با اقلیم یک نقطه یا ناحیه از سطح زمین مورد ارزیابی قرارمی گیرند.

در مجموع روش کاردراقلیم شناسی سینوپتیک به شرح زیر است.

( ( Yarnal. 1993;Barry. 1987;Barry and perry;1973

۱-ویژگی هاوفرآیندهای اتمسفربراساس عارضه های مختلف سینوپتیک مانند الگوهای فشار، جهت جریان هوا، انحنای منحنی های هم فشار، الگوهای توپوگرافی سطوح بالا، شکل آرایش منحنی های هم ارتفاع، هسته‎های سرعت و… براساس ویژگیهای این عوارض و سیستم‎ها، مانندچرخندگی، واگرایی و همگرایی گروهبندی می شود.

۲-ویژگیهای اقلیمی یازیست محیطی سطح زمین براساس گروه ها یا طبقات بدست آمده درقسمت اول، محاسبه و استدلال می شود، به عبارت دیگر به جای اختصاص ویژگیها و هواهاب سطح زمین به دوره های تقویمی، مانند هفته، ماه یافصل به الگوها یاسیستم های فشاراستناد می شود.

۳-تمام عناصرهوای سطح زمین دما، رطوبت، میدان دید، جهت وسرعت باد، ساعات آفتابی، میزان ابرناکی و غیره بصورت همزمان ودرکلیت براساس واحدهای مکانی ویا استفاده از روش های آماری پیشرفته گروهبندی می شود و در نهایت دوره های اقلیمی (یاتوده های هوایی) و ناحیه های اقلیمی مشخص می شوند. ( Davis and Kalkstein;1990)

در روش سینوپتیک مطالعات اقلیمی برای تعیین انواع گردش هوا، بجای محاسبه میانگین کلی دفعات تکرار هریک ازانواع هوا شمارش می گرددو براساس این تفاوت تکرارمرزهای آب وهوایی تعیین می گردد، وبه عبارتی نوع هوایی که بیشتراز انواع دیگرتکرارگرددآب وهوای غالب یاویژه منطقه است وپس از آنکه آب وهوای غالب تعیین گردید. نوع گردش هوای مربوط به آن از روی نقشه های سینوپتیکی مشخص می‎گردد. (یوسفی، ۱۳۸۲ص۲۹)

درتحلیل نقشه های همدیدی از روش های مختلفی به منظور پیش بینی های کوتاه مدت ودراز مدت استفاده می شود. دراین زمینه روش هواشناسی همدیدی، قانون مندی های حاکم برفرایندها وسیستم های جوی وتغییرات آن را تبیین می کند وروش هایی که بر اساس این علم ازآنها استفاده می شود، به روش همدیدی معروف است. این روش برای تحلیل فرایندهای جوی اهمیت زیادی دارد ومبنایی برای پیش بینی‎های مختلف بوجود می آورد (فرج زاده، ۱۳۸۶)

واژه های کلیدی:فرآیند بارش،اقلیم شناسی سینوپتیک،نقشه های سینوپتیکی، سیستم های سینوپتیک،بادهای سینوپتیک، روش های شناسایی وتحلیل توده های هوا، روش­های شناسایی و تحلیل جبهه ­ها

 فهرست مطالب

چکیده ۴
مقدمه ۶
فرآیند بارش ۷
باران ۸
تگرگ ۹
عوامل موثردر ایجاد بارش ۹
روش کار دراقلیم شناسی سینوپتیک ۱۱
نقشه های سینوپتیکی ۱۲
سیستم های سینوپتیک ۱۴
بادهای غربی ۱۹
بادهای سینوپتیک ۲۰
روش های شناسایی وتحلیل توده های هوا ۲۱
روشهای شناسایی و تحلیل جبهه ها ۲۵
منابع و مأخذ ۲۸

منابع و مأخذ

کاویانی، ۱۳۷۱محمدرضامبانی آب وهواشناسی، تهران انتشارات سمت، ص۳۰۲-۳۰۶

کاویانی، محمد رضا، علیجانی، بهلول، مبانی آب و هواشناسی، انتشارات سمت، ۱۳۸۵ص۱۳-۱۷

عزیزی قاسم، بلوگینک واثرآن بربارشهای ایران رساله دکتری دانشگاه تربیت مدرس ۱۳۷۵

عزیزی قاسم، تهیه وتفسیر نقشه های اقلیمی جزوه درسی کارشناسی ارشد دانشکده جغرافیای دانشگاه تهران ۱۳۸۰

عزیزی. قاسم، نیری.  معصومه،  رستمی جلیلیان.  شیما، ۱۳۸۸، تحلیل سینوپتیک بارش­های سنگین در غرب کشور،  فصلنامه جغرافیای طبیعی،  سال اول، شماره ۴، تابستان ۱۳۸۸، صفحه ۱ تا ۱۳٫

عزیزی، قاسم و صمدی، زهرا۱۳۸۶، تحلیل الگوی سینوپتیکی سیل استانهای گیلان ومازندران فصلنامه پژوهش های ج، سال ۳۹شماره ۶

عزیزی، قاسم(۱۳۷۵)بلوگینک واثرآن بربارش های ایران، رساله دکتری دانشکده علوم انسانی. دانشگاه تربیت مدرس.

علیجانی. بهلول، خسروی. محمود، اسمعیل نژاد. مرتضی، ۱۳۸۹،  تحلیل همدیدی بارش­های سنگین ششم ژانویه ۲۰۰۸ در جنوب شرق ایران،  نشریه پژوهش­های اقلیم­شناسی،  سال اول،  شماره سوم و چهارم،  پاییز و زمستان ۱۳۸۹، صفحه ۱ تا ۱۲٫

علیجانی. بهلول، عزیزی. قاسم، رضائی. پرویز، ۱۳۸۳، بررسی اثر الگوهای سینوپتیک در تغییرات زمانی سیلابهای جنوب دریای خزر(مطالعه موردی: رودخانه‏های شفارود و تالار)، فصلنامه­ علمی – پژوهشی جغرافیای سرزمین، سال اول، شماره اول. صفحه ۱ تا ۱۶٫

علیجانی، ب. (۱۳۶۶)رابطه پراکندگی مکانی مسیرهای خاورمیانه باسیستم های هوایی سطح بالا فصلنامه تحقیقات جغرافیایی، ۱۲۵، ۱۳۴

مقدمه

بارش زمانی اتفاق می افتد که هوای مرطوب وعامل صعود، هردو باهم درمنطقه ای وجود داشته باشند، به عبارت دیگرهوای مرطوب باید تا ارتفاع معینی بالا رود تا بر اثر سرد شدن آدیاباتیک به نقطه اشباع برسد و در مرحله بعد، ابر وبارش را پدید آورد. نبود هریک ازاین دو عامل مانع وقوع بارش می شود. صعود های مرطوب برای ایجاد بارش یه عوامل متعددی نسبت داده شده است. بر اساس این عوامل صعود، بارش را به انواع جداگانه ای تقسیم کرده اند. متداولترین این انواع عبارتند از:(علیجانی، کاویانی ۱۳۷۱)

-بارش های جبهه ای یا سیکلونی

-بارش های همرفتی

-بارش های کوهستان

اگرچه سیکلونها خود بر اثر اغتشاش یا امواج سطوح بالا ایجاد می شوند ولی در بیشتر موارد این اغتشاشها آنقدر نیست که فروباری پدیدآورند. هر چند برای بالا بردن هوای مرطوب و ایجاد بارش توان کافی دارند.

. موجهای واقع در سطوح بالا و سیکلونهای روی زمین براثر تغییرات چرخندگی قراردهیم. عامل کوهستانی به معنای وسیع کلمه ناشی از ناهمواری سطح زمین است و بهتراست که به جای عامل کوهستانی، ناهمواری به کار رود تا هرگونه اختلاف ارتفاع سطح زمین را شامل شود.

بنابراین عامل موثر درصعودعبارتنداز:عامل چرخندگی، عامل همرفت و عامل ناهمواری

سه مکانیزم اصلی که موجب حرکت صعود توده هوا به بالا و به تبع. آن در شرایطی بروز بارش می شوند عبارتنداز: حرکت همرفت. حرکت کوهستانی و چرخندگی

فرآیند بارش^[۱]

از لحاظ تعریف، بارش هر گونه رطوبت متراکمی است که به سطح زمین فرو می برد. بنابراین، فرآیند تراکم بایدقبل از بارندگی، از انواع ابرها می بارد. اما ممکن است تمام ابرها ایجاد بارندگی نکنند.  وقتی قطرات آب، تکه های یخ م یا بلورهای آن آنقدر بزرگ می شوند. که بر نیروهای شناوری و بالا دهنده‎ی قطرات آب در هوا فایق آینده بارندگی انجام می شود. وقتی مقایسه ای بین اندازه ذرات ابری که باران از آن می بارد یا ابری که ایجاد باران نمی کند به عمل می آید، متوجه می شویم فرآیند و یا فرآیندهایی  وجود دارند که هنوز شناخته نشده اند. برای مثال، متوسط اندازه یک ذره ابر، که تخمین زده می شود در مدت ۱۰۰ ثانیه متراکم شده باشد، ۴%میلی متر است و حداکثر اندازه یک ذره متراکم ۲/·میلی متر است. به هر حال قطرات باران معمولی از ۵/· تا ۴ میلی متر تغییر می کند. مساله مهم در فیزیک بارندگی این است که چرا بعضی از ابرها قطراتی به اندازه قطره باران درست می کنند. اگرچه تراکم مستقیم سبب ایجاد قطرات بزرگ نمی شود، اما برخورد مکرر، قطراتی با اندازه باران را تشکیل می دهد. کار آرایی همامیزی که سرعت رشد قطرات آب را درحالت تراکم و همامیزی نشان می دهد مشخصی شده است، پس از این که اندازه قطرات به ۴%میلی متر رسد، رشد آنها بیشتر به علت همامیزی است تا تراکم هنوز این سوا ل وجود دارد که چرا همامیزی در بعضی از ابرها اتفاق می افتد ودر بعضی دیگر نه، کمتر از یک حد آستانه (حدود۴% میلی متر) قطرات آن قدر کوچک هستند که بطور مدام با یکدیگر ادغام  نمی شوند. اما چرا بعضی از ابرها به این اندازه می رسند و بعضی دیگر نمی رسند؟ جواب این سوال در طبیعت و اندازه هسته های تراکم اولیه نهفته است. در مناطق حاره، که بیشتر سطوح آنها اقیانوس است. ذرات درشت نمک درهوا وجود دارد و قطرات باران در اطراف آنها تشکیل می گردد. این قطرات پس با همامیزی درشت تر می شوند. در عرض های جعرافیایی میانه وزیاد، ابرها آن قدر مرتفع هستند که درجه حرارت آنها در زیر نقطه انجماد است. در چنین ابرهایی قطرات کوچک آب و بلورهای یخ به صورت توام وجود دارند. در این وضعیت چون فشار بخار آب بیشتر از فشار بخار آب یخ در همان درجه حرارت است لذا چنین به نظر می رسد. که هوا از نظر قطرات آب در حالت اشباع، و از نظر بلورهای یخ در حالت فوق اشباع است. باتوجه به این که بخار آب بتدریج در اطراف ذرات یخ انباشته می شود کم کم هوا از حالت اشباع خارج شده و قطرات کوچک آب شروع به تبخیر می کنند. این عمل آن قدر ادامه پیدا می کند تا تمام قطرات کوچک آب تبخیر شوند و یا آن که بلورهای یخ به قدری بزرگ شوند که از خارج و به پایین سقوط نمایند.

درطی سقرط، گرم و ذوب می شوند و به عنوان قطرات باران در می آیند که با هم آمیزی، درشت و درشت‎تر می شوند. این پدیده، که معمولاً در ابرهایی که دما های آنها ۱۰-تا۳۰-درجه سانتیگراد است به خوبی عمل  می کند به نام پدیده برژرون نام گذاری شده است (برژرون[۲] دانشمند هواشناسی نروژی است که برای اولین بار این پدیده را توصیف نمود.)

[۱] – Precipitation

[۲] – Bergeron

جهت دریافت و خرید متن کامل مقاله و تحقیق و پایان نامه مربوطه بر روی گزینه خرید انتهای هر تحقیق و پروژه کلیک نمائید و پس از وارد نمودن مشخصات خود به درگاه بانک متصل شده که از طریق کلیه کارت های عضو شتاب قادر به پرداخت می باشید و بلافاصله بعد از پرداخت آنلاین به صورت خودکار  لینک دنلود مقاله و پایان نامه مربوطه فعال گردیده که قادر به دنلود فایل کامل آن می باشد .