• صفحه اصلی
  • بررسی ساختار فضایی ماهانه تابش موج بلند خروجی زمین (OLR) در ایران

اشتراک گذاری

آدرس مقاله


کد مقاله : 2021040115885 بازدید : 4041 صفحه: 37 - 53

نوع مقاله: پژوهشی

بررسی ساختار فضایی ماهانه تابش موج بلند خروجی زمین (OLR) در ایران

محورهای موضوعی : اقلیم شناسی

تیمور جعفری 1 (دانشگاه کوثر بجنورد)
سید محمود حسینی صدیق 2 (دانشگاه زنجان)

تاریخ دریافت : 1400/01/12 تاریخ پذیرش : 1400/02/22 تاریخ انتشار : 1400/07/11

کلید واژه: , تغییرات زمانی و مکانی, , OLR, , خودهمبستگی فضایی, ,

چکیده مقاله :

هدف از این مطالعه بررسی و پهنه بندی ماهانه تابش موج بلند خروجی سطح زمین ایران می باشد. بدین منظور داده های تابش موج بلند خروجی زمین (OLR) طی دوره آماری 1398-1354 از پایگاه داده ncep/ncar استخراج و مورد تجزیه تحلیل قرار گرفت. محاسبات مدل بر اساس میانگین دوره و تفکیک مکانی (°5/2*°5/2) درجه انجام شد. جهت استخراج موج بلند زمین ایران از امکانات برنامه نویسی در محیط نرم افزار گردس و برای بررسی و پهنه بندی از نرم افزار GIS بهره گرفته شده است. یافته ها نشان داد با بررسی شاخص فضایی آماره Gi بیشنه لکه های داغ تابش موج بلند خروجی ماهانه ایران در سطح 99%، 95% درصد در ماه مرداد، تیر، خرداد، شهریور و مهرماه می باشد. لکه های داغ مطابق با مناطق کمربند گرمسیری و در عرضهای جغرافیایی پایین تر از 30 درجه شمالی است؛ و همچنین بیشینه لکه-های سرد در سطح 99%، 95% درصد در ماه بهمن، آذر، دی، اسفند، فروردین می باشد و بیشینه لکه های سرد تابش موج بلند خروجی زمین به صورت کمربندی از شمال شرق به سوی شمال غرب کشیده می شود و شامل نواحی شمال شرق، شمال و شمال غرب کشور و همچنین نواحی ارتفاعات شمالی کوه های زاگرس کشور را شامل می شود.

چکیده انگلیسی:

The purpose of this study is to analysis monthly OLR of the Iranian surface. For this purpose, the ground OLR data was extracted and analyzed from the ncep/ncar database during the statistical period of 1354-1398. In order to extract the have been used in the Gards software and GIS. Findings showed that by examining the spatial index of Gi statistic, the hot spots of Iran's OLR are 99% and 95% in August, July, June, September and October. Hot spots correspond to areas of the tropics and to latitudes below 30 degrees north; Also, the maximum cold spots are at the level of 99%, 95% in February, December, January, March, April, and the maximum cold spots OLR from the northeast to the northwest. It includes the northeastern, northern and northwestern regions of the country, as well as the northern highlands of the Zagros Mountains.

منابع و مأخذ:

حسینی صدیق، سید محمود (1399)، گسترش قطب سو چرخش سلول هدلی در نیمکره جنوبی، نشریه هواشناسی و علوم جو، حسینی صدیق، سید محمود (1400)، آب و هواشناسی دینامیک سلول هدلی، انتشارات سخن گستر، چاپ اول، ص 93.
حسینی صدیق، سید محمود (1400)، بررسی تغییرات و الگوی فضایی فصلی تابش موج بلند خروجی ایران، نشریه تحلیل فضایی مخاطرات محیطی، دانشگاه خوارزمی، بهار.
ذوالفقاری، حسن (1394)، مبانی سامانه اقلیمی زمین، انتشارات دانشگاه رازی کرمانشاه.
زرین، آذر، مفیدی، عباس (1391)، بررسی ماهیت، ساختار و وردایی زمانی گردش بزرگ مقیاس جو تابستانه، نشریه پژوهش های اقلیم شناسی، سال سوم، شماره یازدهم، پائیز.
زرین، آذر؛ ساری صراف، بهروز؛ رسولی، علی اکبر؛ نجفی، محمد سعید (1395)، شبیه سازی واداست های تابشی گردوغبار در غرب ایران، جغرافیا و مخاطرات محیطی، شماره بیست و دوم، تابستان. صص 140-123.
زرین، آذر؛ مفیدی، عباس، جانباز قبادی، غلامرضا (1386)، تعیین الگوهای همدیدی بارش های شدید و حدی پاییزه در سواحل جنوبی دریای خزر، مجله فیزیک زمین و فضا، دوره 33، شماره 3، صص 131-156.
شمسی پور، علی اکبر (1392)، مدلسازی آب وهوایی (نظریه و روش)، انتشارات دانشگاه تهران.
علی آبادی، کاظم؛ داداشی رودباری، عباسعلی (1394)، بررسی تغییرات الگوهای خودهم بستگی فشایی دمای بیشینه ی ایران، مطالعات جغرافیایی مناطق خشک، سال ششم، شماره بیست و یکم. صص 104-86.
علیجانی، بهلول؛ کاویانی، محمد رضا (1395)، مبانی آب و هواشناسی، انتشارات سمت.
کاویانی، محمدرضا (1391)، میکروکلیماتولوژی، اتنتشارات سمت.
مسعودیان، ابوالفضل (1390)، آب و هوای ایران، انتشارات سمت.
نصر اصفهانی، محمد علی؛ محب الحجه، علیرضا؛ احمدی گیوی، فرهنگ (1387)، اثر نوسان اطلس شمالی (NAO) بر برخی کمیت های هواشناختی وردسپهر در خاورمیانه و جنوب غرب آسیا، مجله ژئوفیزیک ایران، جلد 2، شماره 2، صص 51-64.
Alijani Bohloul (2008). Effect of Zagros mountain on the spatial distribution of precipitation, Journal of mountain science, 5. Anselin L, Syabri I., Kho. Y. (2009). GeoDa: an introduction to Spatail data analysis. In Fischer MM. Getis A (Eds) Handbook of applied spatial analysis.Berlin, Heidelberg and New York: Springer: 73-89.
Charney, J. G., (1975), Dynamics of Deserts and Drought in the Sahel, Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society, 101:193-202.
Chen JY, Carlson BE, Del Genio AD (2002) Evidence for strengthening of the tropical general circulation in the 1990s. Science 295:838–841. doi:10.1126/science.1065835.
Chen JY, Carlson BE, Del Genio AD (2002) Evidence for strengthening of the tropical general circulation in the 1990s. Science 295:838–841. doi:10.1126/science.1065835.
D. Hatzidimitriou., Vardavas K. G. Pavlakis., N. Hatzianastassiou., C. Matsoukas., E. Drakakis (2004). On the decadal increase in the tropical mean outgoing longwave radiation. Journal Atmos. Chem. Phys., vol 4, pp: 1419–1425.
E. S. Lim, C. J. Wong, K. Abdullah, W. K. Poon (2011), Relationship Between Outgoing Longwave Radiation and Rainfall in South East Asia by Using NOAA and TRMM Satellite. Colloquium on Humanities, Science and Engineering Research. pp 785-795.
Devasthale A, Sedlar J, Koenigk T, Fetzer EJ (2013) The thermodynamic state of the Arctic atmosphere observed by AIRS: comparisons during the record minimum sea ice extents of 2007 and 2012. Atmos Chem Phys 13(15):7441–7450.
F.Zhang,K.Wu,J.Li,Q.Yang,J.-Q.Zhao,andJ.Li,(2016), Analytical infrared delta-four-stream adding method from invariance principle, Journal of the Atmospheric Sciences, vol. 73, no.10,pp.4171-4188.
F.Zhang,K.Wu,P.Liu,X.Jing,andJ.Li (2017), Accounting for Gaussian quadrature in four-stream radiative transfer algorithms, Journal of Quantitative Spectroscopy and Radiative Transfer,vol. 192,pp.1–13.
FERREIRA NJ & GURGEL H de C. (2002). Variabilidade dos ciclos annual e interanual da radiac¸˜ao de ondas longas emergentes sobreaAm´ericado Sulevizinhanc¸as. Rev. Brasileira de Engenharia Agr´ıcola e Ambiental,6: 440–444.
Graversen RG, Mauritsen, T, Drijfhout S, Tjernström M, M årtensson S (2011) Warm winds from the Pacific caused extensive Arctic sea-ice melt in summer 2007. Clim Dyn 36(11–12):2103– 2112. doi:10.1007/s00382-010-0809-z.
Hardy, john T (2003), Climate change: Causes, Effects, and Solutions, International Journal of Climatology, ISBN 047085191. DOI: 10.1002/joc.1225.
Hu YY, Fu Q (2007) Observed poleward expansion of the Hadley circulation since 1979.Atmos Chem Physics 7:5229–5236. doi:10.5194/acp-7-5229-2007.
Kumar A, Perlwitz J, Eischeid J, et al. (2014) Contribution of sea ice loss to Arctic amplification. Geophys Res Lett 37(21):L21701. doi:10.1029/2010GL045022.
Lebmann, B., Hartman, DL, (1998). Interannual variations of outgoing IR associated with tropical circulation changes during. J.Atmos. Sci., vol 39., pp: 1153-1162.
Peng Li (2016),Temporal and Spatial Variability of Surface Solar Radiation over the South-West Indian Ocean and Reunion Island: Regional Climate Modelin, Solar and Stellar Astrophysics [astro-ph.SR]. Université de la Réunion. English. 〈NNT : 2015LARE0021〉.
Song H, Zhang M (2007) Changes of the boreal winter Hadley circulation in the NCEP-NCAR and ECMWF reanalyses: A comparative study, J Climate 20:5191–5200.
Stachnik JP, Schumacher C (2011) A comparison of the Hadley circulation in modern reanalyses. J Geophys Res 116:D22. doi:10.1029/2011jd016677.
Webster, P. J., Magana, V. O., Palmer, T. N., Shukla, J., Tomas, R. A., Yanai, M., and Yasunari, T., (1998), Monsoons: Processes, predictability and the prospects for prediction, Journal of Geophysical Research, 103(C4): 14451-14510.
Wielicki BA, Wong T, Allan RP, Slingo A, Kiehl JT, Soden BJ, Gordon CT, Miller Zhongping Shen, Jun Shi, Yadong Lei (2017), Comparison of the Long-Range Climate Memory in Outgoing Longwave Radiation over the Tibetan Plateau and the Indian Monsoon Region, Advances in Meteorology, Article ID 7637351, 7 pages https://doi.org/10.1155/2017/7637351.
متن کامل:


پژوهشنامه جغرافیا و نظام­های فضایی

 

دوره  دوم، شماره  اول، بهار 1400

 

http://jgss.ir

 

 

 

 

 

 

بررسی ساختار فضایی ماهانه تابش موج بلند خروجی زمین (OLR) در ایران

 

تیمور جعفری1 - عضو هیات علمی گروه جغرافیا و برنامه ریزی شهری دانشگاه کوثر بجنورد، خراسان شمالی، ایران.        

سید محمود حسینی صدیق -  دانشجوی دکتری آب و هواشناسی دانشگاه زنجان و مدرس دانشگاه کوثر بجنورد، خراسان شمالی، ایران

محمد رسولی- دانشجوی دکتری آب و هواشناسی دانشگاه زنجان، زنجان، ایران.

 

 

تاريخ دريافت:  21/06/1399

تاريخ پذیرش:  28/01/1400

چکیده

تابش موج بلند خروجی زمین یکی از پارامترهای مهم آب و هواشناسی است که دلیلی بر افزایش گرما در وردسپهر فوقانی گردیده است و این باعث افزایش خشکی و کاهش خفیف ابر شده است و همچنین باعث افزایش کمربند گرمسیری و چرخش هادلی به سمت عرض های جغرافیایی بالاتر شده است. بنابراین در این تحقیق به بررسی و پهنه بندی ماهانه تابش موج بلند خروجی سطح زمین ایران می­باشد. بدین منظور داده­های تابش موج بلند خروجی زمین (OLR) طی دوره آماری 1398-1354 از پایگاه داده­ ncep/ncar استخراج و مورد تجزیه تحلیل قرار گرفت. محاسبات مدل بر اساس میانگین دوره و تفکیک مکانی (5°/2*5°/2) درجه انجام شد. جهت استخراج موج بلند زمین ایران از امکانات برنامه نویسی در محیط نرم افزار گردس و برای بررسی و پهنه بندی از نرم افزار GIS بهره گرفته شده است. یافته­ها نشان داد با بررسی شاخص فضایی آماره Gi بیشنه لکه­های داغ تابش موج بلند خروجی ماهانه ایران در سطح 99%، 95% درصد در ماه مرداد، تیر، خرداد، شهریور و مهرماه می باشد. لکه­های داغ مطابق با مناطق کمربند گرمسیری و در عرضهای جغرافیایی پایین تر از 30 درجه شمالی است؛ و همچنین بیشینه لکه­های سرد در سطح 99%، 95% درصد در ماه بهمن، آذر، دی، اسفند، فروردین می­باشد و بیشینه لکه­های سرد تابش موج بلند خروجی زمین به صورت کمربندی از شمال شرق به سوی شمال غرب کشیده می­شود و شامل نواحی شمال شرق، شمال و شمال غرب کشور و همچنین نواحی ارتفاعات شمالی کوه­های زاگرس کشور را شامل می­شود.

 

واژگان کلیدی: تغییرات زمانی و مکانی، OLR، خودهمبستگی فضایی.

 

 

نحوه استناد به مقاله: جعفری، تیمور، حسینی صدیق، سیدمحمود و رسولی، محمد (1400)، بررسی ساختار فضایی ماهانه تابش موج بلند خروجی زمین (OLR) در ایران ، پژوهشنامه جغرافیا و نظام­های فضایی، 2 (1)، 37- 53.

http://jgss.ir/Article/15885

 

 

 

 

 

مقدمه

از آنجایی که سیاره زمین مانند سیاره خورشید به عنوان یک جسم سیاه عمل می­کند (شمسی پور، 1394: 16) و همواره در حالت شبه ترازمندی است، در می‌یابیم به همان اندازه که از خورشید انرژی دریافت می‌کند، با تابش موج بلند خروجی زمین به فضا انرژی از دست می‌دهد. به این ترتیب، مناسب‌ترین شرایط برای زیست موجودات زنده در این کره خاکی فراهم می‌شود (Benestad, 2006: 90). تابش خورشیدی جذب شده در زمین، به حرارت تبدیل می­شود؛ با این وجود به دلیل بازتابش زمین، زمین به طور مرتب داغ و داغ تر نمی­شود. فرایند بازتابش انرژی توسط زمین را بازتابش زمینی یا تابش طول موج بلند مادون قرمز می­گویند، که با وات بر متر مربع (w/m2) نشان داده می­شود؛ زیرا طول موج­های تابش مادون قرمز بین 5 تا 50 میکرون را با یک بیشینه تابش در محدوده 4 تا 100 میکرومتر باز می­تاباند (علیجانی، 1395: 63). در محدوده طول موج بین 4 میکرومتر و 10 میکرومتر، طیف پرتوهای طولانی مدت خروجی همپوشانی با تابش خورشید دارد (Kamide et al, 2007: 158 ). تابش موج بلند خروجی (OLR) تابش الکترومغناطیسی است که به عنوان اشعه مادون قرمز از طریق زمین، اقیانوس­ها و جو زمين به صورت تابش حرارتی به فضا خارج مي­شود؛ به این ترتیب، یک جزء حیاتی از بودجه تابشی زمین است (Wu and et al, 2016: 254-262; Zhang et al, 2017: 4171-4188) توزیع بازتابش زمینی ارتباط نزدیکی با دماهای سطحی دارد و حداکثر میانگین سالانه آن در نواحی حاره است (Qian, 2016: 531). 

تابش موج بلند خروجی زمین (OLR) وابسته به میزان تابش سطحی زمین، دمای جو، مشخصات بخار آب جو و پوشش ابر است. میزان تابش موج بلند خروجی از سطح به خصوصیات فیزیکی و شیمیایی سطح بستگی دارد. مهمترین پارامتر مؤثر بر میزان تابش موج بلند خروجی، دمای سطح می­باشد. دمای سطح به دلیل تأثیر بر میزان تشعشعات بازتاب شده از سطح و تبادل انرژی بین سطح و اتمسفر اهمیّت بسیار داشته و گاهی در اکثر مطالعات زیست محیطی، فعالیت­های کشاورزی، منابع زمینی، انرژی و برنامه­ریزی در امور مختلف کاربرد دارد (Peng li, 2016:111). مقدار تابش موج بلند خروجی علاوه بر دمای سطح با نوع پوشش و کاربری اراضی مربوط به سطح نیز ارتباط مستقیم دارد. سه خصوصیت سبزینگی، رطوبت و روشنایی بیانگر ویژگی های اصلی بیوفیزیکی سطح و تعیین کننده نوع پوشش سطح می­باشند. سطح زمین امواج تابیده شده از خورشید را دریافت می­کند، سپس با افزایش دمای سطحی با افزایش موج­های بلند خروجی به صورت شبانه­روزی از خود بازتابش می­دهد که اندکی از آن از راه پنجره جوی گذر می­کند که این فرایند سبب ثبات نسبی رژیم گرمایی سیاره زمین می­شود (شمسی پور، 1392: 14). تغییرات در تابش موج بلند خروجی (OLR) می­تواند به عنوان یک شاخص حیاتی سینوپتیکی دگرگونی و مخاطرات آب و هوایی در نظر گرفته شود؛ که طبق تحقیقات صورت گرفته از سوی (Kouskyve et al, 1988; Ferreira & et al, 2002) از سال 1985 تابش طول موج بلند خروجی زمین افزایش یافته و دلیلی بر افزایش گرما در تروپوسفر فوقانی گردیده است و این باعث افزایش خشکی و کاهش خفیف ابر در ترپوسفر فوقانی شده است (Chen & et al, 2002) و همچنین باعث افزایش چرخش هادلی به سمت عرض­های جغرافیایی بالاتر شده است (Wielicki & et al 2002 ;Qian, 2016). از سویی دیگر، ابرها نقش مهمی در تغییرات موج بلند خروجی زمین دارند و به اندازه کافی در مقیاس جهانی انرژی در تمام مقیاس­های فضایی و زمانی، ارزیابی می­شوند (گوولا، 2018: 2). تابش موج بلند خروجی زمین (OLR) اغلب به عنوان شاخصی برای شناسایی و مطالعه خصوصیات ابرهای همرفتی مورد استفاده قرار می­گیرد (کاروالهو و همکاران 2000)؛ به طوری که مقادیر بالای تابش موج بلند خروجی زمین به معنای آسمان­های صاف و مقادیر کم آن نشانگر آسمان­های ابری است (ذوالفقاری، 1393: 42)؛ به طور عمده به مشخصات درجه حرارت (سطوح فوقانی ابر و یا سطوح زیرین ابر در آسمان روشن) بستگی دارد (ژانگ وو همکاران، 2017: 1-13؛ شی و همکاران؛ 2017: 430-419). تابش موج بلند خروجی زمین یک جزء بحرانی از بودجه انرژی زمین است و نشان دهنده تابش کُلّ فضا است که توسّط جو زمین منتشر می­شود (کاویانی، 1391: 24-23). تابش موج بلند خروجی توسط ابرها و گرد و غبار در جو تحت تأثیر قرار می­گیرد، که تمایل دارد آن را کاهش دهد. گازهای گلخانه ای مانند متان (CH4)، اکسید نیتروژن (N2O)، بخار آب (H2O) و دی اکسید کربن (CO2)، طول موج های خاصی از OLR را جذب می­کنند که بعضی از این اشعه حرارتی به سوی زمین هدایت می­شود و دمای متوسط سطح زمین را افزایش می­دهد (ذوالفقاری، 1392: 30؛ شمسی پور،1392: 17). بنابراین، افزایش غلظت یک گاز گلخانه ای می­تواند به افزایش گرمایش جهانی با افزایش میزان تابش جذب شده و از طریق اجزای اتمسفر انتشار یابد. اگر جذب گاز بالا باشد و گاز در یک غلظت به اندازه کافی بالا باشد، پهنای باند جذب اشباع می­شود. در این حالت، گاز موجود به اندازه کافی جذب انرژی اشعه در پهنای باند جذب قبل از رسیدن به اتمسفر بالا است و اضافه کردن یک غلظت بالاتر این گاز هیچ تأثیری بر بودجه انرژی جو ندارد (Hardi, 2008, 21).

 

پیشینه تحقیق

زرین و همکاران (1386) گستردگی منطقه حداقل موج تابش بلند خروجی زمین (OLR) را در ایران بر دینامیکی/جبهه ای بودن بارش­ها تأکید دارند. تابش طول موج بلند خروجی (OLR) عمدتا در حکم شاخصی برای تعیین میزان فعالیت همرفتی در نظر گرفته می­شود، به طوریکه مقادیر کمتر از 220 وات بر متر مربع نشانگر منطقه دارای همرفت و مقادیر کمتر از 200 وات بر متر مربع نشان دهنده همرفت شدید است (Liebmann & et al , 1998؛ ذرین و همکاران، 1386: 136). محب­الحجه (1387) مکانهایی که نسبت میانگین تابش طول موج بلند خروجی زیادی دارند، نشان دهنده مناطق خشکی هستند که رطوبت کمتری دارند و بالعکس مناطقی که نسبت به میانگین، تابش موج بلند کمتری دارند و با توجه با اینکه بیشتر تابش موج بلند با بخار آب موجود در جو جذب می­شود، در این مناطق به طور میانگین نشان دهنده رطوبت بیشتری هستند. (Lim & et al, 2011) در تحقیقی رابطه بین تابش طول موج بلند خروجی و بارندگی در جنوب شرقی آسیا را با استفاده از داده­های روزانه OLR از ماهواره­های قطبی منظومه شمسی و داده­های بارش باران مناطق گرمسیری از سنجش (TRMM) 3B42 روزانه مورد مطالعه قرار دادند؛ نتایج نشان داد که بین OLR و بارش در مناطق عرض جغرافیایی پایین نسبت به مناطق عرض جغرافیایی بالا همبستگی منفی وجود دارد. با توجه به تحقیقات (Sens & et ala, 2018) نشان داد که الگوهای منطقه­ای مشاهده شده OLR از 1985-2000 تا 2001-2017 تغییر می­کند، الگوی گرمایی در نیمکره شمالی به ویژه در قطب شمال و همچنین تغییرات بارندگی هوای گرمسیری مربوط به تقویت لانینا را نشان می­دهد؛ و همچنین نتایج ایشان نشان داد که از سال 1985 تابش طول موج بلند خروجی زمین افزایش یافته و با درجه روز رشد همبستگی دارد. در تحقیقی دیگر (Kouskyve & et al, 1988; Ferreira & et al, 2002) مطالعه تغییرات سالانه OLR را براي آمریکای جنوبی و مجاورت آن مورد مطالعه قرار دادند. (Hatzidimitriou & et al, 2004) در تحقیقی به عنوان افزایش امواج بلند خروجی زمین در منطقه گرمسیری در دهه­های اخیر دریافتند که تغییرات فصلی و بین سالیانه OLR، نشان دهنده افزایشی برابر با Wm21.9 ± 0.2 است، تجزیه و تحلیل تغییرات بین سالیانه و بلند مدت OLR نشان داد که مهم­ترین سهم در روند افزایشی مشاهده شده، کاهش سطح پوشش ابر در طول دوره 2000-1984، و پس از آن خشک شدن ظاهری تروپوسفر فوقانی و کاهش میزان خفیف ابر در سطح پایین است. (Chen & et al, 2002) دریافتند که تغييرات مشاهده شده در افزایش OLR، با افزايش دوره زمانی در مقياس چرخش هادلی و واکر همراه است. (Wielicki et al 2002 ;Qian, 2016) پیشنهاد کرده­اند که چرخش سلول هدلی در دهه 1990 با افزایش طول موج بلند خروجی زمین به طرف عرض­های جغرافیایی بالاتر شدت پیدا کرده است. برخی مطالعات کلاسیک مناطق خشک جنوب غرب آسیا و شمال آفریقا را در طول تابستان منطقه چاهه انرژی دانسته اند که به همین جهت الزاماً بایستی از یک نزول دینامیک برخوردار باشند تا به یک تعادل انرژی دست یابند (Charney, 1975; Webster et al, 1998). حسینی صدیق و همکاران (1399) در مطالعه ای میانگین w/m2250 تابش موج بلند خروجی زمین را به عنوان لبه گسترش قطب سوی چرخش سلول هادلی در نیمکره جنوبی را بررسی نمودند، نتایج ایشان نشان داد که با افزایش هر سال، عرض جغرافیایی سلول هادلی در نیمکره جنوبی به طور متوسط به اندازه 00014/0-  درجه جغرافیایی افزایش می­یابد؛ و بیشترین افزایش شدت عرض جغرافیایی تابش موج بلند خروجی زمین در نیمکره جنوبی طی سالهای 1980 و 2006 تا عرض جغرافیایی o36- درجه جنوبی گسترش داشته است، و کمترین عرض جغرافیایی تابش موج بلند خروجی زمین در نیمکره جنوبی در سالهای 1991 تا 1998 و  2016 اتفاق افتاده است. و همچنین در تحقیقی دیگر حسینی صدیق و همکاران (1399) تغییرات و ساختار فضایی فصلی تابش موج بلند خروجی ایران را بررسی نمودند و نتایج ایشان نشان داده که تابش موج بلند خروجی ایران به نسبت افزایش هر سال، به مقدار W/m2 16/0+ افزایش و همچنین، با افزایش عرض جغرافیایی به مقدار W/m2 37/0- کاهش می­یابد. با توجّه به اثر دگرگونی و مخاطرات آب و هوایی بر نوسانات OLR و ارتباط آن با تغیرات آب و هوایی، تحقیق روی این مسئله لازم و ضروری به نظر می­رسد؛ و از آنجایی که این پژوهش در کشور کمتر مورد توجّه پژوهشگران اقلیم شناسان و هواشناسان قرار گرفته است، توجّه به تغییرات در تابش موج بلند خروجی ماهانه به عنوان یک شاخص حیاتی سینوپتیکی دگرگونی و مخاطرات آب و هوایی می­تواند برای شناسایی کمربند خشک گرمسیری، چرخش سلول هادلی، نوسانات اقیانوسی-جو، ابرهای ضخیم و همرفتی، پیش بینی زلزله و گردوغبار در نظر گرفته می­شود؛

 

مواد و روش

در تحقیق حاضر به‌ منظور محاسبۀ تابش موج بلند خروجی ایران، داده‌های OLR طی سال­ها‏ی 1398-1354 به‌ صورت روزانه از پایگاه داده‌های NCEP/NCAR وابسته به سازمان ملی جو و اقیانوس‌شناسی ایالات متحده امریکا با توان تفکیک مکانی °5/2*°5/2 درجه طول و عرض جغرافیایی استخراج و مورد تحلیل قرارگرفته ‌است. به ‌منظور محاسبه تابش موج بلند خروجی ایران، در محدودۀ جو ایران‌ زمین (از 25 تا 40 درجه شمالی و از 5/42 تا 65 درجه شرقی) و با استفاده از امکانات برنامه‌نویسی در محیط نرم‌افزار GrADS و GIS انتگرال وزنی در تراز سطح زمین به وات بر مترمربع محاسبه شد. در ابتدا ویژگی­های عمومی موج بلند زمین بررسی شد. برای دست‌یابی به یک شمای کلی از وضعیت مکانی تغییرات موج بلند زمین بر روی کشور ایران، و هم چنین نقشه میانگین ضریب تغییرات موج بلند خروجی زمین بر اساس شاخص فضایی آماره Gi ترسیم گردید. در آمار فضایی، شناخت الگوها و کشف روندهای موجود در داده­های فضایی از اهمیت زیادی برخوردار است (Waagepetersenand et al: 2006: 268 ;Matheron, 1962)؛ چرا که پیش از هرگونه تحلیل و تهیه نقشه در آمار فضایی باید این پیش داوری صورت گیرد که داده­ها چگونه در فضا توزیع شده­اند و توزیع آنها در فضا از چه الگو و قاعده ای پیروی می­کند (Alijani, 2008: 5). برای محاسبه آماره یا شاخص موران، ابتدا امتیاز استاندار z و P-Value محاسبه و در مرحله بعد، به ارزیابی و معنادار بودن شاخص پرداخته می­شود. برای محاسبه فضایی با استفاده از شاخص موران جهانی از رابطه 2 استفاده می­شود:

img0 

 در رابطه 2، img0 برابر با تفاضل یا اختلاف بین مقدار خصیصه عارضه i با میانگین آن (img0) استimg0 وزن موجود بین عارضه i و j ، n تعداد کل عوارض جغرافیایی موجود در لایه استفاده شده و S جمع کل وزن­های فضایی است. امتیاز استاندارد img0 برای آماره موران با رابطه 3 به طور جداگانه محاسبه می­شود:

img0 

img0 

img0 

در رابطه 3، V[I] واریانس داده هاست. به طور کلی، اگر مقدار شاخص موران به عدد 1+ نزدیک باشد، داده­ها دارای خودهمبستگی فضایی و دارای الگوی خوشه­ای است و اگر مقدار شاخص موران به عدد 1- نزدیک باشد، داده­ها از هم گسسته و پراکنده است.

در این پژوهش، به منظور مشخص شدن توزیع فضایی الگوی خودهمبستگی فضایی موج بلند زمین ایران، از تحلیل خوشه و ناخوشه2 که به شاخص انسلین محلی موران3 معروف است، استفاده شده است، الگویی بهینه برای نمایش توزیع آماری پدیده ها در فضاست (Anselin, 2009: 74). برای تحلیل خوشه و ناخوشه برای هر عارضه موجود در لایه، مقدار شاخص موران محلی امتیاز Z و P-Value که بیان کننده معناداری شاخص محاسبه شده است، به دست می آید. آماره محلی موران I بر اساس رابطه 6 محاسبه می­شود:

img0 

که در آن img0 خصیصه عارضه i و img0  میانگین خصیصه مربوط و img0 وزن فضایی بین عارضه i و j می باشد. img0 مثبت نشان می دهد که مناطق با ارزش بالا به وسیله مناطق با ارزش بالا (بالا-بالا High-High) و مناطق با ارزش پایین به وسیله مناطق با ارزش پایین (پایین-پایینLow-Low). محصور شده است. Ii منفی نشان می دهد که ارزش پایین به وسیله ارزش بالا (پایین-بالاLow-High) یا ارزش بالا به وسیله ارزش پایین (بالا-پایینHigh-Low) احاطه شده است (بلیانی، 1393؛ 298).  و مقدار img0 از رابطه 10 محاسبه می شود:

10)               img0

که در آن n برابر با تعداد کل عارضه ها است. امتیاز استاندارد img0 به صورت زیر محاسبه می شود:

11)                   img0

در اینجا خواهیم داشت:

12)                     img0

 

یافته­ها

مشخصات عمومی موج بلند زمین ایران

جدول 1 بعضی از مشخصات مکانی ماهانه موج بلند خروجی زمین ایران را نشان می­دهد. بیشینه ماهانه میانگین موج بلند خروجی ایران در ماه­های مرداد، تیر و همچنین خرداد ماه است که به ترتیب با مقدار w/m228/298، w/m2290 و w/m250/290 نشان می­دهد، اما کمینه آن در ماههای بهمن، آذر و اسفند ماه که به ترتیب با مقدار w/m201/220، w/m272/233 و w/m230/237 می­باشد. دامنه تغییرات میزان پراکندگی موج بلند خروجی را نشان می­دهد؛ همانطور که مشاهده می­شود بیشینه دامنه تغییرات در ماههای آذر، دی و آبان ماه به ترتیب با مقدار 80/88، 79، 87 و 69/ 76 می­باشد، اما کمینه آن در ما­ه­های شهریور، مرداد و تیر ماه که به ترتیب با مقدار 18/50، 20/54 و 02/57 می­باشد که به نسبت سایر ماه­ها مقدار کمتری را نشان می­دهد، در واقع میزان کم این عدد بیانگر تغییرات کم­تر موج بلند خروجی در فصل تابستان است. اندازه پراش (واریانس) گویای چگونگی پراکندگی مشاهدات حول میانگین می­باشد. میزان این شاخص پراکندگی در ما­ه­های دی، آبان و آذر ماه بیشنه خود را به ترتیب با مقدار  15/413، 17/400 و 49/399 را داشته است. میزان چولگی برای ماه­های اسفند، فروردین، اردیبهشت، خرداد، تیر، مرداد، شهریور، مهر و آبان ماه منفی است، بنابراین نوع توزیع موج بلند خروجی زمین چوله به راست است و بیانگر این است که مقادیر کم­تر از میانگین برای این ماه­ها بیش از فراوانی مقادیر بزرگ تر از میانگین می باشد؛ ولی در ماه­های آذر، دی و بهمن ماه مثبت می­باشد، بنابراین نوع توزیع چوله به چپ است. بالا بودن ضریب تغییرات مکانی تأییدی دیگر بر گفته فوق می­باشد. میانگین بیشینه ضریب تغییرات طول موج بلند خروجی در ماه­های دی، بهمن و آذر ماه به ترتیب با مقدار  6/8، 6/8 و 5/8 می­باشد مربوط به عرض های بالاتر از 30 درجه شمالی در شمال غرب، شمال و شمال شرق ایران می­باشد و همچنین کمینه ضرب تغییرات در ماههای شهریور، مرداد و تیر با مقدار 4/4، 4/4 و 8/4 مربوط به پایین­تر از عرض­های 30 درجه شمالی است. همان طوری که از جدول (1) مشاهده می­شود، مد با میانگین و میانه اختلاف زیادی دارد و نزدیک بودن اعداد مربوط به میانگین و میانه و کم بودن مقدار مد در تمام ماه­ها بیانگر ناهمگنی (نامتقارن) تابش موج بلند خروجی زمین می­باشد. معیار کشیدگی که بیانگر میزان انحراف یک توزیع از حالت نرمال استاندارد می­باشد؛ بنابراین، در اکثر ماه­ها دارای کشیدگی منفی است که بیانگر توزیع کشیده داده­ها در این فصول نسبت به حالت غیرنرمال می­باشد، کشیدگی منفی حاکی از وجود داده‌های فرین در این ماهها را دارد؛ ولی در ماه­های شهریور و خرداد ماه مثبت است که بیانگر توزیع کشیده داده­ها نسبت به حالت نرمال می­باشد.

جدول 1: شاخص‌های آماری ماهانه تابش موج بلند خروجی زمین در ایران طی دوره 1398 – 1354

 

      

      نمایه

 

 

 

 

 

 

 

 ماه

نمایه‌های مرکزی

نمایه‌های پراکندگی

نمایه‌های شکل توزیع

آستانه

میانگین حسابی

مد

میانه

انحراف معیار

واریانس

دامنه تغییرات

ضریب تغییرات

کشیدگی

چولگی

کمینه

بیشینه

دی

59/234

193

88/232

32/20

15/413

79/87

6/8

811/0-

218/0

08/193

86/275

بهمن

01/220

66/180

72/218

03/19

41/362

45/74

6/8

018/1-

065/0

66/180

10/255

اسفند

30/237

73/196

61/236

54/18

01/344

34/74

8/7

013/1-

107/0-

73/196

06/271

فروردین

20/250

22/206

31/250

75/18

78/351

65/75

4/7

668/0-

217/0-

22/206

86/281

اردیبهشت

27/265

67/217

06/268

75/18

88/351

91/76

7

312/0-

554/0-

67/217

58/294

خرداد

55/290

14/246

58/249

13/15

94/228

91/61

2/5

919/0

21/1-

14/246

05/308

تیر

76/290

53/252

35/294

22/14

26/202

02/57

8/4

122/0-

820/0-

53/252

55/309

مرداد

28/298

11/262

41/301

20/13

41/174

20/54

4/4

021/0-

861/0-

11/262

31/316

شهریور

56/286

68/252

71/289

85/12

23/165

18/50

4/4

102/0

926/0-

68/252

86/302

مهر

67/271

83/229

32/274

18/14

36/329

01/70

2/5

891/0-

346/0-

83/229

84/299

آبان

83/248

34/209

50/247

20

17/400

69/76

8

964/0-

214/0-

34/209

03/286

آذر

72/233

90/193

67/230

98/19

49/399

80/88

5/8

777/0-

327/0

90/193

78/274

 

شکل 1، الگوهای خودهم بستگی فضایی ضریب تغییرات ماهانه موج بلند خروجی ایران بر اساس شاخص فضایی آماره Gi را نشان می­دهد. همان طوری که مشاهده می­شود، لکه های گرم در سطح 99% ضریب تغییرات تابش موج بلند خروجی زمین با مقدار 98/14 درصد و به مساحت ( km2249208) مربوط به جنوب شرق ایران از جمله شهرهای چابهار، جاسک می­باشد. لکه­های گرم در سطح 95% با مقدار 65/3 درصد و به مساحت ( km260701) از جمله شهرهای بندرعباس، بندرلنگه و مرکز استان سیستان و بلوچستان است که مربوط به جنوب و جنوب شرق ایران می­باشد. و همچنین لکه­های گرم در سطح 90% در شهرهای زاهدان، بم، شیراز، فسا، بوشهر، زابل و کرمان با مقدار 86/1 و به مساحت ( km230965) می­باشد. به طور کلی لکه­های گرم ضریب تغییرات تابش موج بلند خروجی ایران در پائین­تر از عرض های 30 درجه شمالی را شامل می­شود؛ و این امر بیانگر کاهش ابر و رطوبت و همچنین افزایش دما را در بردارد و بیشترین اشعه مادون قرمز را به فضا منتشر می­سازد، که نشان دهنده گسترش گردش سلول هادلی و فرونشینی شرایط خشک و سرد آن در عرض­های پائین تر از 30 درجه شمالی است که شرایط خشکی را در این مناطق حاکم کرده است (حسینی صدیق، 1400: 93). این پژوهش منطبق می­باشد با پژوهش های جهانبخش و همکاران (1392) در مورد روند تغییرات پوشش ابر در ایران و به این نتایج دست یافتند که در پایین­تر از عرض­های 30 درجه شمالی در مناطق جنوب و جنوب غربی و شمال کویر مرکزی و دشت لوت مقدار پوشش ابر بین 1/1 تا 8/1 اکتا است. لکه­های سرد در سطح 99% ضریب تغییرات تابش موج بلند خروجی زمین با مقدار 60/13 درصد و به مساحت ( km2254351) از جمله شهرهای همدان، کرمانشاه، ارومیه، خوی، سنندج، لرستان و تا پسکرانه­های شهرهای زنجان و شرق شهرستان مشهد است که مربوط به شمال غرب و غرب و شمال شرق ایران می­باشد. و این امر بیانگر حرکت­های فراسو و نشان دهنده پوشش ابرهای ضخیم و همرفتی دربردارد، که اشعه مادون قرمز را کمتر به فضا منتشر می­کند و شرایط النینو و ترسالی را دارد. لکه­های سرد در سطح 90% با مقدار 09/18 درصد و به مساحت ( km2295676) می­باشد. و همچنین لکه­های سرد در سطح 90% در شهرهای کاشان، اراک، سمنان، تهران، قزوین، شاهرود، گرگان، سبزوار و بجنورد با مقدار 96/29 و به مساحت ( km2498086) می­باشد.

D:\Article\pa\OLR+month\cv.jpg 

شکل 1: الگوهای فضایی ضریب تغییرات ماهانه موج بلند خروجی ایران بر اساس شاخص فضایی آماره Gi از سال 1398-1354

جدول 2: میانگین درصد و مساحت الگوهای فضایی ضریب تغییرات ماهانه موج بلند خروجی زمین ایران از سال 1398-1354

نوع لکه­های موج بلند خروجی زمین

درصد (%)

مساحت (km2)

لکه­های سرد در سطح 99%

60/13

254351

لکه­های سرد در سطح 95%

09/18

295676

لکه­های سرد در سطح 90%

96/29

498086

فاقد الگوی معناداری %

49/18

299252

لکه­های گرم در سطح 99%

86/1

30965

لکه­های گرم در سطح 95%

65/3

60701

لکه­های گرم در سطح 90%

98/14

249208

 

از آنجایی که ایران در منطقه جنب حاره قرار گرفته، عرض­های جغرافیایی پایین به خصوص مناطق جنوبی به دلیل نزدیک بودن به استوا، زاویه تابش خورشید بیشتر بوده و به حالت عمود تابیده می­شود (مسعودیان، 1390: 6) و باعث افزایش و انباشت گرما در درون سطح زمین می­شود و سطح زمین هم به دلیل بازتابش باعث افزایش تابش موج بلند خروجی زمین شده و به بالاترین حد خود رسیده است؛ که بیانگر این است که موج بلند خروجی زمین به طور مستقیم وضعیت و تغییرات مقدار زاویه تابش خورشید، رطوبت، ابرناکی، ناهمواریها و گردوغبار را منعکس می­کند. به طوری که، موج بلند خروجی پایین همراه با ابرناکی زیاد و مناطقی با ناهمواریهای زیاد و رطوبت کم و همچنین با مایل بودن زاویه تابش خورشید همراه است، و موج بلند خروجی بالا همراه با عمود بودن زاویه تابش خورشید، ابرناکی پایین، سطوح هموار، رطوبت بالا و نیز با گردوغبار زیاد همراه است. بنابراین مهم­ترین عامل دگرگونی­های تابش موج بلند خروجی زمین، دمای محسوس رویه زمین یا لایه نزدیک آن است. ابرناکی می­تواند بر تابش کوتاه ورودی به سطح زمین تاثیر بگذارد و تابش بلند زمین را دوباره به سطح آن بازگرداند که باعث اثر گلخانه ای در آن منطقه می­شود. به همین سبب، ابرناکی یکی از عوامل  اصلی دگرگونی­های مکانی تابش موج بلند خروجی زمین به شمار می­رود. بخش بزرگی از پنجره­های جوی برای تابش بلند زمین را بخارآب تشکیل می­دهد؛ از این رو، کمینه یا بیشنه رطوبت هوا نیز بر اندازه تابش بلند زمین تاثیرگذار است. بارش با تغییر رطوبت خاک می­تواند باعث افزایش هدایت فیزیکی دما و تبادلات عمقی در خاک باشد. از این جهت، خاک خشک با توجه به نبود هدایت دمای سطحی به ژرفای گرمای محسوس بیشتری دارد و تابش موج بلند خروجی زمین افزایش می­یابد. همچنین تبخیر و تعرق از سطح خاک نمناک باعث تبدیل گرمای محسوس به گرمای نهان و کاهش تابش موج بلند خروجی زمین خواهد شد. پوشش برف که در محدوده مرئی طیف، بازتاب بسیار شدیدی دارد، در محدوده طول موج بلند مانند جسمی تیره عمل می کند و حداکثر 5/0 درصد از پرتو تابیده شده را بازتاب می­دهد. از سوی دیگر، برف با ایجاد لایه بازدارنده، پیوستگی گرمایشی خاک را با هوا قطع می کند  و باعث ذخیره گرما زیر پوشش برف می شود. همان طوری که از شکل 2 و 3 آشکار می­باشد الگوی خودهم بستگی فضایی بیشینه لکه­های داغ تابش موج بلند خروجی ایران در سطح 99% درصد در ماه مرداد با میانگین w/m2 60/316- 36/307 و با مقدار 54/5 درصد و در حدود 46/90240 کیلومتر مربع مساحت ایران را در برگرفته است. در ماه تیر تابش موج بلند خروجی با میانگین w/m2 36/306 – 15/229 و با مقدار 99/13 درصد و به مساحت 231850 کیلومتر مربع، ماه خرداد تابش موج بلند خروجی با میانگین w/m2 37/307- 91/296 و با مقدار 45/30 درصد و به مساحت 496020 کیلومتر مربع، ماه شهریور تابش موج بلند خروجی با میانگین w/m2 14/301- 19/293 و با مقدار 67/25 درصد و به مساحت 46/418149 کیلومتر مربع، ماه مهر تابش موج بلند خروجی با میانگین w/m2 30/295- 82/286 و با مقدار 89/17 درصد و به مساحت 42/291522 کیلومتر مربع و ماه اردیبهشت تابش موج بلند خروجی با میانگین w/m2 57/294- 36/283 و با مقدار 02/16 درصد و به مساحت 261113 کیلومتر مربع ایران را فرا گرفته است. به طور کلی بیشینه لکه­های داغ تابش موج بلند خروجی زمین در سطح 99% در مناطق استان سیستان و بلوچستان با مرکزیت زابل و در شرق کشور تا دشت لوت و صحرای طبس مشاهده شده است و در غرب کشور در استان ایلام با مرکزیت موسیان و همچنین در جنوب و جنوب شرق در پسکرانه­های چابهار و جاسک، بم، شیراز، بندرعباس، کرمان، فسا، بوشهر مشاهده شده است. الگوی خودهم بستگی فضایی بیشینه لکه­های داغ تابش موج بلند خروجی ایران در سطح 95% درصد در ماه مرداد با میانگین w/m263/302- 63/307 و با مقدار 85/23 درصد و در حدود 85/388465 کیلومتر مربع مساحت ایران را در برگرفته است. در ماه تیر تابش موج بلند خروجی با میانگین w/m2 15/299-77/294 و با مقدار 53/32 درصد و به مساحت 27/280163 کیلومتر مربع، ماه خرداد تابش موج بلند خروجی با میانگین w/m2 91/296– 13/292 و با مقدار 53/32 درصد و به مساحت 529812 کیلومتر مربع، ماه شهریور تابش موج بلند خروجی با میانگین w/m2 19/293- 40/289 و با مقدار 16/24 درصد و به مساحت 394136 کیلومتر مربع، ماه مهر تابش موج بلند خروجی با میانگین w/m2 82/286- 83/278 و با مقدار 47/13 درصد و به مساحت 291522 کیلومتر مربع و ماه اردیبهشت تابش موج بلند خروجی با میانگین w/m2 36/283- 60/273 و با مقدار 82/12 درصد و به مساحت 208935 کیلومتر مربع ایران را فرا گرفته است. به طوری کلی، لکه­های داغ تابش موج بلند در سطح 99%، 95% و 90% مطابق با مناطق کمربند گرمسیری و در عرض­های جغرافیایی پایین تر از 30 درجه شمالی است. و این بدلیل قرار گیری در منطقه جنب حاره است، عرض­های جغرافیایی پایین ایران به خصوص مناطق جنوبی و جنوب شرقی تا مرکز ایران شامل دشت لوت، کویر و صحرای طبس به دلیل نزدیک بودن به استوا، زاویه تابش خورشید بیشتر بوده و به حالت عمود تابیده می­شود (مسعودیان، 1390: 6) و باعث افزایش و انباشت گرما در درون سطح زمین می­شود و سطح زمین هم به دلیل بازتابش باعث افزایش تابش موج بلند خروجی زمین شده و به بالاترین حد خود رسیده است؛ که بیانگر این است که موج بلند خروجی زمین به طور مستقیم وضعیت و تغییرات مقدار زاویه تابش خورشید، رطوبت، ابرناکی، ناهمواریها و گردوغبار را منعکس می­کند. به طوری­ که، موج بلند خروجی پایین همراه با ابرناکی زیاد و مناطقی با ناهمواریهای زیاد و رطوبت کم و همچنین با مایل بودن زاویه تابش خورشید همراه است؛ در کرانه­های جنوبی مقدار رطوبت جو حدود 24 هکتوپاسکال است (مسعودیان:1390: 99) و سطوح هموار زمین در کرانه­های جنوبی اجازه می­دهد که رطوبت تا 300 کیلومتری ساحل دیده شود و همچنین استقرار پرفشار قوی پویشی در بخش بزرگی از جو سبب انباشتگی رطوبت در لایه نازک مجاور زمین می­شود، به همین دلیل نقش گلخانه ای انباشت رطوبت در نیمه جنوبی کشور به علت تأثیر زیادی در افزایش دما جو داشته است (مسعودیان، 1390: 94). در قسمت­های خشک ایران مرکزی دشت لوت و کویر، طبس، کاشان و یزد فقر رطوبتی جو (مسعودیان و کاویانی،1387: 53) و آسمان صاف سبب ورود حداکثری انرژی خورشیدی به زمین می­شود، هم چنین از سوی دیگر ماسه زارها و نمکزارهای این مناطق به علّت گرمای ویژه­ی کم­تر، زودتر داغ می­شوند و چون رطوبت خاک نیز بسیار پایین است، قسمت اعظم حرارت تولید شده از طریق حرارت محسوس دفع می­شود، در نتیجه هوا در طول بسیار گرم می­شود (علیجانی،1387: 211). نور خورشید که به زمین می‌رسد، سطح زمین اتمسفر را گرم می‌کند؛ بنابراین اتمسفر زمین حرارت آن را به صورت تابش‌های مادون قرمز باز می‌تاباند. این بازتاب‌ها توسط گازهای متعددی از جمله گازکربنیک، متان، بخار آب مجدد جذب شده و اتمسفر را گرم می‌کند. این محصور شدن امواج تقریباً شبیه کار گلخانه در نگه داشتن گرماست که این فرایند افزایش احتمالی ناهنجاریهای دمای تروپوسفر را در دهه­های آینده (علیجانی، 1395 :115) با استفاده از افزایش موج بلند خروجی که باعث افزایش شدت چرخش سلول هادلی به عرضهای جغرافیایی بالاتر را به همراه خواهد داشت (Qian, 2016: 531) و همچنین باعث عقب نشینی چرخش سلول قطبی در عرضهای بالاتر شده و منجر به ذوب یخچالهای قطبی و افزایش گرما در این مناطق شده است (Kumar et al, 2010; Devasthale etal, 2013; Graversen etal, 2011, Dong et al, 2014). در دهه­های اخیر، مطالعات بسیاری تعیین کرده­اند که تغییرات آب و هوایی، از قبیل گرمایش تروپوسفری عرض­های میانه و تغییرات قطب ناحیه خشك نیمه گرمسیری، همراه با روند تقویت و گسترش انبساط سلول هدلی بر اثر تابش موج بلند خروجی زمین مرتبط هستند (Chen et al, 2002; Mitas and Clement, 2005; Fu et al, 2006; Hu and Fu, 2007; Song and Zhang, 2007; Stachnik and Schumacher, 2011; Liu et al, 2012; Su et al, 2014)

شکل 2: الگوهای فضایی ماهانه موج بلند خروجی ایران بر اساس شاخص فضایی آماره Gi از سال 1398-1354

 

جدول 3: درصد مناطق تحت پوشش الگوهای فضایی فصلی موج بلند خروجی زمین ایران بر اساس شاخص فضایی آماره Gi از سال 1398-1354

نوع لکه­های موج بلند خروجی زمین

دی

بهمن

اسفند

فروردین

اردیبهشت

خرداد

درصد

مساحت

درصد

مساحت

درصد

مساحت

درصد

مساحت

درصد

مساحت

درصد

مساحت

لکه­های سرد در سطح 99%

41/8

137140

62/9

156789

92/7

129094

19/10

166074

48/7

121900

18/1

19301

لکه­های سرد در سطح 95%

39/17

282268

66/17

287755

47/13

219525

30/13

216697

74/8

142387

74/4

77265

لکه­های سرد در سطح 90%

45/22

365824

70/17

288424

67/14

239182

92/17

292030

25/12

199608

86/5

95468

فاقد الگوی معناداری %

35/22

364143

74/19

321561

52/22

366793

04/22

359164

11/21

343981

36/9

152486

لکه­های گرم در سطح 90%

38/11

185285

87/15

258567

11/18

294991

16/14

230808

54/21

350984

85/15

258175

لکه­های گرم در سطح 95%

12/14

230104

44/13

218928

18/10

165894

90/9

161313

82/12

208935

53/32

529812

لکه­های گرم در سطح 99%

86/3

62953

93/5

96722

08/13

213176

44/12

202775

02/16

261113

45/30

496020

شکل 3: الگوهای فضایی ماهانه موج بلند خروجی ایران بر اساس شاخص فضایی آماره Gi از سال 1398-1354

 

جدول 4: درصد مناطق تحت پوشش الگوهای فضایی فصلی موج بلند خروجی زمین ایران بر اساس شاخص فضایی آماره Gi از سال 1398-1354

نوع لکه­های موج بلند خروجی زمین

تیر

مرداد

شهریور

مهر

آبان

آذر

درصد

مساحت

درصد

مساحت

درصد

مساحت

درصد

مساحت

درصد

مساحت

درصد

مساحت

لکه­های سرد در سطح 99%

26/3

54131

60/2

42498

26/4

69415

59/7

123627

47/9

154278

04/9

147254

لکه­های سرد در سطح 95%

11/7

117834

49/6

105849

44/5

88714

57/10

172157

17

277057

64/17

287416

لکه­های سرد در سطح 90%

12/10

167754

46/9

154144

52/7

122585

22/12

199116

99/20

342025

84/21

355823

فاقد الگوی معناداری %

19/26

434154

56/26

432605

58/11

188727

18

329518

51/17

285344

87/21

356347

لکه­های گرم در سطح 90%

40/22

371348

47/25

414970

30/21

347071

23/20

329518

75/13

224083

65/11

189918

لکه­های گرم در سطح 95%

90/16

280163

85/23

388465

16/24

394136

47/13

219501

03/8

130926

93/13

227052

لکه­های گرم در سطح 99%

99/13

231850

54/5

90240

67/25

418149

89/17

291522

20/13

215125

99/3

65074

 

همان طوری که از شکل­های 2 و 3 و همچنین از جداول 3و 4 آشکار می­باشد، الگوی خودهم بستگی فضایی بیشینه لکه­های سرد تابش موج بلند خروجی ایران در سطح 99% درصد در ماه بهمن با میانگین w/m2 49/201- 81/187 و با مقدار 62/9 درصد و در حدود 156789 کیلومتر مربع مساحت ایران را در برگرفته است. در ماه آذر تابش موج بلند خروجی با میانگین w/m2 66/214- 84/201 و با مقدار 41/8 درصد و به مساحت 137140 کیلومتر مربع، ماه دی تابش موج بلند خروجی با میانگین w/m2 83/214- 02/202 و با مقدار درصد 41/8 و به مساحت 137140 کیلومتر /مربع، ماه اسفند تابش موج بلند خروجی با میانگین w/m2 71/217- 11/204 و با مقدار 92/7 درصد و به مساحت 129094 کیلومتر مربع، ماه فروردین تابش موج بلند خروجی با میانگین w/m2 89/228- 77/211 و با مقدار 19/10 درصد و به مساحت 166074 کیلومتر مربع ایران را فرا گرفته است. الگوی خودهم بستگی فضایی بیشینه لکه­های سرد تابش موج بلند خروجی ایران در سطح 95% درصد در ماه بهمن با میانگین w/m2 45/209- 49/201 و با مقدار 66/17 درصد و به مساحت 287755 کیلومتر مربع مساحت ایران را در برگرفته است. در ماه آذر تابش موج بلند خروجی با میانگین w/m2 75/221- 66/214 و با مقدار 64/7 درصد و به مساحت 287416 کیلومتر مربع، ماه دی تابش موج بلند خروجی با میانگین w/m2 74/222- 83/214 و با مقدار 39/17 درصد و به مساحت 282268 کیلومتر مربع، ماه اسفند تابش موج بلند خروجی با میانگین w/m2 87/224- 71/217 و با مقدار 47/13 درصد و به مساحت 219525 کیلومتر مربع، ماه فروردین تابش موج بلند خروجی با میانگین w/m2 26/238- 89/228 و با مقدار 30/13 درصد و به مساحت 216697 کیلومتر مربع ایران را فرا گرفته است. به طور کلی بیشینه لکه­های سرد تابش موج بلند خروجی زمین در سطح 99%، 95% و 90% مناطق الگوی خوشه­ای پایین به صورت کمربندی از شمال شرق به سوی شمال غرب کشیده می­شود و شامل نواحی شمال شرق، شمال و شمال غرب کشور و همچنین نواحی ارتفاعات شمالی کوه های زاگرس کشور را شامل می­شود. از آنجایی که رطوبت یکی از عوامل مؤثر بر افزایش یا کاهش تابش موج بلند خروجی زمین می­باشد لذا کوه­های زاگرس همانند سدی مانع از ورود رطوبت به نواحی مرکزی شده و به همین علّت در این نواحی موج تابش بلند خروجی تشکیل الگوی خوشه­ای بالا می­دهد، که نشان از خشک بودن منطقه را نشان می­دهد. در زمینه تشکیل الگوی خوشه­ای پایین شمال شرق، شمال و شمال غرب کشور می­توان به نقش شاخصی برای تعیین میزان فعالیت همرفتی و بارش های دینامیکی/جبهه ای اشاره کرد. 

نتیجه­گیری

در این تحقیق برای بررسی ساختار فضایی ماهانه تابش موج بلند خروجی زمین (OLR) در سطح زمین ایران از پایگاه داده­های ncep/ncar وابسته به سازمان اقیانوس شناسی ایالات متحده آمریکا طی دوره آماری 44 سال (1354-1398) استخراج و مورد بررسی و تجزیه تحلیل قرار گرفت. نتایج این مطالعه نشان داد که الگوی خودهم بستگی فضایی بیشینه لکه­های داغ تابش موج بلند خروجی ایران در سطح 99% ، 95% درصد در ماه مرداد، تیر، خرداد، شهریور و مهرماه می­باشد. به طور کلی بیشینه لکه­های داغ تابش موج بلند خروجی زمین در سطح 99% در مناطق استان سیستان و بلوچستان با مرکزیت زابل و در شرق کشور تا دشت لوت و صحرای طبس مشاهده شده است و در غرب کشور در استان ایلام با مرکزیت موسیان و همچنین در جنوب و جنوب شرق در پسکرانه­های چابهار و جاسک، بم، شیراز، بندرعباس، کرمان، فسا، بوشهر مشاهده شده است. به طوری کلی، لکه­های داغ تابش موج بلند در سطح 99%، 95% و 90% مطابق با مناطق کمربند گرمسیری و در عرضهای جغرافیایی پایین تر از 30 درجه شمالی است؛ و همچنین الگوی خودهم بستگی فضایی بیشینه لکه­های سرد تابش موج بلند خروجی ایران در سطح 99%، 95% درصد در ماه بهمن، آذر، دی، اسفند، فروردین می­باشد. به طور کلی بیشینه لکه­های سرد تابش موج بلند خروجی زمین در سطح 99%، 95% و 90% مناطق الگوی خوشه ای پایین به صورت کمربندی از شمال شرق به سوی شمال غرب کشیده می­شود و شامل نواحی شمال شرق، شمال و شمال غرب کشور و همچنین نواحی ارتفاعات شمالی کوه­های زاگرس کشور را شامل می­شود این نتایج با بخش هایی از مطالعه مسعودیان در رابطه با زاویه تابش خورشید نسبت به عرضهای جغرافیایی (مسعودیان، 1390: 4)، در رابطه با مقدار رطوبت (مسعودیان، 1390: 99)، و الگوهای دمای حداکثر که بصورت جزیره­ای در جنوب شرق، جنوب، جنوب غرب و تا نواحی مرکزی ایران مکان گزینی کرده است (علی آبادی، 1394: 102) که این دمای بیشتر در این مناطق از خود موج الکترومغناطیسی آزاد می­کند که باعث افزایش موج بلند خروجی زمین می­شود (Ostlie et al, 2017)و همچنین با افزایش گردوغبار در نواحی غربی که منجر به محصور شدن تابش موج بلند خروجی در بخش زیرین جو و همچنین جلوگیری از خروج و انتقال آن به بخش­های بالاتر جو می­شود که چنین شرایطی افزایش تابش موج بلند را در سطح زمین منجر شده است (زرین،1396: 132)، مطابقت دارد.

 

منابع

-       حسینی صدیق،  سید محمود (1399)، گسترش قطب سو چرخش سلول هدلی در نیمکره جنوبی، نشریه هواشناسی و علوم جو، سازمان هواشناسی.

-       حسینی صدیق، سید محمود (1400)، آب و هواشناسی دینامیک سلول هدلی، انتشارات سخن گستر، چاپ اول، ص 93.

-       حسینی صدیق، سید محمود (1400)، بررسی تغییرات و الگوی فضایی فصلی تابش موج بلند خروجی ایران، نشریه تحلیل فضایی مخاطرات محیطی، دانشگاه خوارزمی، بهار.

-       ذوالفقاری، حسن (1394)، مبانی سامانه اقلیمی زمین، انتشارات دانشگاه رازی کرمانشاه.

-       زرین، آذر، مفیدی، عباس (1391)، بررسی ماهیت، ساختار و وردایی زمانی گردش بزرگ مقیاس جو تابستانه، نشریه پژوهش های اقلیم شناسی، سال سوم، شماره یازدهم، پائیز.

-       زرین، آذر؛ ساری صراف، بهروز؛ رسولی، علی اکبر؛ نجفی، محمد سعید (1395)، شبیه سازی واداست های تابشی گردوغبار در غرب ایران، جغرافیا و مخاطرات محیطی، شماره بیست و دوم، تابستان. صص 140-123.

-       زرین، آذر؛ مفیدی، عباس، جانباز قبادی، غلامرضا (1386)، تعیین الگوهای همدیدی بارش های شدید و حدی پاییزه در سواحل جنوبی دریای خزر، مجله فیزیک زمین و فضا، دوره 33، شماره 3، صص 131-156.

-       شمسی پور، علی اکبر (1392)، مدلسازی آب وهوایی (نظریه و روش)، انتشارات دانشگاه تهران.

-       علی آبادی، کاظم؛ داداشی رودباری، عباسعلی (1394)، بررسی تغییرات الگوهای خودهم بستگی فشایی دمای بیشینه ی ایران، مطالعات جغرافیایی مناطق خشک، سال ششم، شماره بیست و یکم. صص 104-86.

-       علیجانی، بهلول؛ کاویانی، محمد رضا (1395)، مبانی آب و هواشناسی، انتشارات سمت.

-       کاویانی، محمدرضا (1391)، میکروکلیماتولوژی، اتنتشارات سمت.

-       مسعودیان، ابوالفضل (1390)، آب و هوای ایران، انتشارات سمت.

-       نصر اصفهانی، محمد علی؛ محب الحجه، علیرضا؛ احمدی گیوی، فرهنگ (1387)، اثر نوسان اطلس شمالی (NAO) بر برخی کمیت های هواشناختی وردسپهر در خاورمیانه و جنوب غرب آسیا، مجله ژئوفیزیک ایران، جلد 2، شماره 2، صص 51-64.


 

-       Alijani Bohloul (2008). Effect of Zagros mountain on the spatial distribution of precipitation, Journal of mountain science, 5.

-       Anselin L, Syabri I., Kho. Y. (2009). GeoDa: an introduction to Spatail data analysis. In Fischer MM. Getis A (Eds) Handbook of applied spatial analysis.Berlin, Heidelberg and New York: Springer: 73-89.

-       Charney, J. G., (1975), Dynamics of Deserts and Drought in the Sahel, Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society, 101:193-202.

-       Chen JY, Carlson BE, Del Genio AD (2002) Evidence for strengthening of the tropical general circulation in the 1990s. Science 295:838–841. doi:10.1126/science.1065835.

-       Chen JY, Carlson BE, Del Genio AD (2002) Evidence for strengthening of the tropical general circulation in the 1990s. Science 295:838–841. doi:10.1126/science.1065835.

-       D. Hatzidimitriou., Vardavas K. G. Pavlakis., N. Hatzianastassiou., C. Matsoukas., E. Drakakis (2004). On the decadal increase in the tropical mean outgoing longwave radiation. Journal Atmos. Chem. Phys., vol 4, pp: 1419–1425.                                                           
E. S. Lim, C. J. Wong, K. Abdullah, W. K. Poon (2011), Relationship Between Outgoing Longwave Radiation and Rainfall in South East Asia by Using NOAA and TRMM Satellite. Colloquium on Humanities, Science and Engineering Research. pp 785-795.

-       Devasthale A, Sedlar J, Koenigk T, Fetzer EJ (2013) The thermodynamic state of the Arctic atmosphere observed by AIRS: comparisons during the record minimum sea ice extents of 2007 and 2012. Atmos Chem Phys 13(15):7441–7450.

-       F.Zhang,K.Wu,J.Li,Q.Yang,J.-Q.Zhao,andJ.Li,(2016), Analytical infrared delta-four-stream adding method from invariance principle, Journal of the Atmospheric Sciences, vol. 73, no.10,pp.4171-4188.

-       F.Zhang,K.Wu,P.Liu,X.Jing,andJ.Li (2017), Accounting for Gaussian quadrature in four-stream radiative transfer algorithms, Journal of Quantitative Spectroscopy and Radiative Transfer,vol. 192,pp.1–13.  

-       FERREIRA NJ & GURGEL H de C. (2002). Variabilidade dos ciclos annual e interanual da radiac¸˜ao de ondas longas emergentes sobreaAm´ericado Sulevizinhanc¸as. Rev. Brasileira de Engenharia Agr´ıcola e Ambiental,6: 440–444.

-       Graversen RG, Mauritsen, T, Drijfhout S, Tjernström M, M årtensson S (2011) Warm winds from the Pacific caused extensive Arctic sea-ice melt in summer 2007. Clim Dyn 36(11–12):2103– 2112. doi:10.1007/s00382-010-0809-z.

-       Hardy, john T (2003), Climate change: Causes, Effects, and Solutions, International Journal of Climatology, ISBN 047085191. DOI: 10.1002/joc.1225.

-       Hu YY, Fu Q (2007) Observed poleward expansion of the Hadley circulation since 1979.Atmos Chem Physics 7:5229–5236. doi:10.5194/acp-7-5229-2007.

-       Kumar A, Perlwitz J, Eischeid J, et al. (2014) Contribution of sea ice loss to Arctic amplification. Geophys Res Lett 37(21):L21701. doi:10.1029/2010GL045022.

-       Lebmann, B., Hartman, DL, (1998). Interannual variations of outgoing IR associated with tropical circulation changes during. J.Atmos. Sci., vol 39., pp: 1153-1162.

-       Peng Li (2016),Temporal and Spatial Variability of Surface Solar Radiation over the South-West Indian Ocean and Reunion Island: Regional Climate Modelin, Solar and Stellar Astrophysics [astro-ph.SR]. Université de la Réunion. English. 〈NNT : 2015LARE0021〉.

-       Radiation and Rainfall in South East Asia by Using

-       Radiation and Rainfall in South East Asia by Using

-       Radiation and Rainfall in South East Asia by Using

-       Relationship Between Outgoing Longwave

-       Relationship Between Outgoing Longwave

-       Relationship Between Outgoing Longwave

-       Song H, Zhang M (2007) Changes of the boreal winter Hadley circulation in the NCEP-NCAR and ECMWF reanalyses: A comparative study, J Climate 20:5191–5200.

-       Stachnik JP, Schumacher C (2011) A comparison of the Hadley circulation in modern reanalyses. J Geophys Res 116:D22. doi:10.1029/2011jd016677.

-       Webster, P. J., Magana, V. O., Palmer, T. N., Shukla, J., Tomas, R. A., Yanai, M., and Yasunari, T., (1998), Monsoons: Processes, predictability and the prospects for prediction, Journal of Geophysical Research, 103(C4): 14451-14510.

-       Wielicki BA, Wong T, Allan RP, Slingo A, Kiehl JT, Soden BJ, Gordon CT, Miller

-       Zhongping Shen, Jun Shi, Yadong Lei (2017), Comparison of the Long-Range Climate Memory in Outgoing Longwave Radiation over the Tibetan Plateau and the Indian Monsoon Region, Advances in Meteorology, Article ID 7637351, 7 pages https://doi.org/10.1155/2017/7637351.

 

 

[1]  نویسنده مسئول مقاله:                                                                                               tei.jafarie.53@gmail.com        

[2] . outlier

[3] . Anserine Local Moran I


حقوق این وب‌سایت متعلق به سامانه مدیریت نشریات رایمگ است.
حق نشر © 1403-1396

صفحه اصلی| عضویت/ ورود| درباره رایمگ| تماس با ما|
[English] [العربية] [en] [ar]