واکاوی آماری همدیدی بارش رواناب در حوضه ی بهشت آباد

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

 

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

جدول (3) تعداد روزهای بارش فرین استان به تفکیک سال

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

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

جدول (6) نتایج همبستگی بین بارش و دبی در حوضه­ی بهشت­آباد

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

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.

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.

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).

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.

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.   

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).

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).

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). 

 

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.

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).

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.                                              

 

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.

 

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.

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.

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).

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.

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.  

 

 

 

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

 

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

جدول (3) تعداد روزهای بارش فرین استان به تفکیک سال

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

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

جدول (6) نتایج همبستگی بین بارش و دبی در حوضه­ی بهشت­آباد

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

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.

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.

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).

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.

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.   

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).

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).

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). 

 

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.

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).

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.                                              

 

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.

 

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.

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.

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).

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.

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.  

 

 

 

تعداد مشاهده مقاله: 1,276

تعداد دریافت فایل اصل مقاله: 661