مبانی نظری و پیشینه تحقیق قلمرو و تأثیرات مونسون

مبانی نظری و پیشینه تحقیق قلمرو و تأثیرات مونسون (docx) 31 صفحه

دسته بندی : تحقیق

نوع فایل : Word (.docx) ( قابل ویرایش و آماده پرینت )

تعداد صفحات: 31 صفحه

قسمتی از متن Word (.docx) :

مقدمه18 2-1-چگونگی گردش عمومی جو و تشکیل سیستم های جوی22 2-2-اصل چرخندگی27 2-3-انرژی جنبشی30 2-5-مفهوم مونسون30 2-6-بارش مونسونی32 2-7-ویژگی های بادهای مونسونی33 نقش بعضی از سیستمها در مونسونهای تابستانی و زمستانی در مقابل یکدیگر35 چهارچوب نظری تشکیل مونسونها36 2-10-مکانیزم تشکیل مونسون38 2-11-اختلاف گرمایشی عامل محرک مونسونها40 2-12-تأثیر کم فشار مونسونی بر آب و هوای ایران41 مقدمه عناصر تشکیل دهنده جوی نقش مهمی درعملکرد سیستم های هوا وتغییرکوتاه مدت آب وهوا ایفا می کنند.(تامپسون،1382،ص2) مبادلات انرژی در تروپوسفر به صورت سیستم های همرفت آزاد واجباری هنگامی که توده های هوا در محیط جوی صعود می نمایند ، با تغییرات گرمایی جداگانه انجام می گیرد. این ارتباط،مقدار حرکت عمودی درون تروپوسفر را تا زمانی که منجر به شرایط پایداری یا ناپایداری شود ، کنترل می کند. همرفت آزاد به بسته هایی از هوا اطلاق می گرددکه ابتدا از طریق تماس با تراکم گرمایی سطح زمین گرم می شوند وعمدتا با بی نظمی های تابش محلی مرتبط هستند( یعنی به علت اختلافات بازتابش). برای مثال قیر آسفالت دارای پایین ترین آلبدو شهری (02/0) است که در مقایسه با نواحی چمنزار روستایی (20/0) به طور برجسته ای متفاوت است. این امر عمدتا عاملی برای جزیره گرمایی است که منجر به همرفت آزاد بیشتر و وجود پوشش ابری وبارندگی بر روی نواحی مناطق شهری می گردد. وقتی توده هوا خیلی گرم می شود ، دما بالاتر وچگالی پایین تری را (انبساط) در مقایسه با هوای اطراف آن گسترش می دهد. توده هوای گرم ، سبک ، وشناور ، از سطح زمین صعود می نماید وتوسط هوای سردتر ومتراکم تر به صورت همگرایی به سوی ناحیه خیلی گرم جابه جا می شود . توده ی هوای شناورتر تا زمانی که از محیط جوی اطراف آن گرمتر باقی بماند به صعود ادامه خواهد داد. اگر دماها یا چگالی ها یکی شوند، موازنه حاصل می شود وهوا به طور افقی دور خواهد شد. در نهایت اگر توده هوا سردتر ومتراکم تر از محیط جوی شود مجبور است تا از طریق جو به عنوان یک ناحیه فرونشینی وواگرایی مشخص در سطح زمین متراکم گردد. همرفت اجباری یا مکانیکی ، انتقال عمودی انرژی توسط جریانات گردابی در جو را نشان می دهد که عمدتا با مانع جریان محیط هوایی صاف یا لایه ای ، ورقه ای مرتبط هستند. همچنین این مسئله در امتداد جبهه های فعالی انجام می گیرد که در محدوده توده های هوا دارای دماها وچگالی متفاوتی هستند. کوه های پر شیب سبب جابه جایی جبهه ای وعامل قوی گسترش وپیوسته هوا می شود وسبب مخلوط شدن هوا با تضاد دمایی ، رطوبتی وچگالی از سطوح بالا وپایین می باشد. جریانات به وجود آمده می تواند منجر به سیکلون زایی مشخص و تشکیل موج فروبار در دامنه باد پناه کوهها و موج های کم فشار در عرض های میانی گردد . توده های هوا به وسیله این فرایندهای همرفتی می توانند انرژی (ودر واقع توده) را تا ارتفاعات خیلی بالا انتقال دهند مشروط بر اینکه بتوانند گرمتر ، با چگالی کم تر وشناوری بیشتر از هوای اطراف باقی بمانند. در واقع این ارتباط مهم برای این مبادلات حیاتی است وتوسط گرمای اساسی گسترده وتضادهای تراکم و چگالی ما بین محیط جوی وتوده های هوای صعود کننده که بندرت در حالت تعادل می باشند ، کنترل می گردند. وقتی یک بسته هوا ازسطح زمین ، به طرف بالا حرکت می کند، در طی صعود درمحیط جوی اطراف ، درمعرض تغییرات خیلی مهم درجه حرارت وچگالی قرار می گیرد. همان طور که بسته هوا صعود می کند وبه داخل یک منطقه کم فشارتر حرکت می نماید، انبساط یافته وسرد می شود، چون از توان گرمای داخل خود در فراهم نمودن انرژی برای فرایندهای انبساطی استفاده می نماید.برعکس بسته های هوای نزولی با افزایش فشار مواجه خواهند شد وگرمای تحت فشار را تجربه خواهند کرد وبر اثر فشار گرم خواهند شد. باید توجه داشت فرایندهای سرد شدن وگرم شدن هر دو از محیط جوی اطراف به صورت مجزا انجام می گیرند، چون هوا یک رسانای گرمایی ضعیف است. نتیجتاً انرژی از بیرون وارد یا داخل بسته هوا نمی شود وتوسعه سرما وگرما مستقل از بیرون در داخل خودش کنترل می گردد، که بی در رو نامیده می شود. اساسا تمام حرکت های عمودی بزرگ مقیاس در تروپوسفر مشتمل بر این تغییرات بی در رو هستند. هر چند بسته های صعود کننده هوا بر اثر انبساط خنک می شوند وبه زودی به نقطه اشباع می رسند. وقتی که تراکم صورت می گیرد وهوا اشباع می شود، بسته هوای صعود کننده به وسیله انبساط به آرامی خنک می شود، اما زمانی که به وسیله تراکم اشباع شود، گرمای نهان را آزاد خواهد نمود(تامپسون، 1382ص 58-64). تحقیقات دانشمندان در دهه های اخیر نشان داده است که تغییرات اقلیمی جهان وهمچنین چرخه عمومی جو تحت تاثیر پدیده های بزرگ مقیاسی است که درسطح آب های آزاد جهان روی می دهد. بسیاری ازاین پدیده ها که به سیگنالهای بزرگ مقیاس اقلیمی معروفند از بیش از یک قرن پیش شناخته شده بودند.هر پدیده ای را که به نحوی در وضعیت اقلیمی مناطق مختلف زمین اثر گذارباشد می توان به عنوان سیگنال هواشناسی شناخت . گاه سیگنال های هواشناسی در ترکیب باهم یا با مکانیزم های بزرگ مقیاس دیگر موجب پیدایش پدیده های بزرگ مقیاس اقلیمی می شوند که برآب وهوا واقلیم مناطق وسیعی از جهان تاثیر گذار است . عوامل آب وهوای ایران به دودسته محلی وبیرونی تقسیم می شوند. عوامل محلی آنهایی هستند که در محل موجودند واز سالی به سال دیگر تغییر نمی کنند.اما عوامل بیرونی آنهایی هستند که در داخل ایران مستقر نیستند واز بیرون وارد کشورشده اقلیم آنرا کنترل می کنند.عوامل بیرونی ذاتی کشور ایران نیستند وورودآنها به ایران تابع سیستم های سینوپتیکی است که آنها را به کشور می آورند. ممکن است دریک سال بیشتر وارد شوند ودرسالی دیگر اصلا نیایند. عوامل بیرونی به دو دسته تقسیم می شوند. دسته اول آنهایی هستند که براثرگسترش سیستمهای فشار نواحی مجاور ایران مانند فرابار سیبری ،فروبار دره کنگ، یا گسترش هوای گرم عربستان ،به ایران وارد می شوند.دسته دوم عوامل بیرونی آنهایی هستند که ازسرزمینهای دورتر ، مانند دریای مدیترانه ، اقیانوس اطلس ، شمال سیبری ،و...به ایران می آیند. این عوامل به وسیله سیستمهای فشار سیاره ای به ایران می رسند.عمده ترین این عوامل عبارتنداز سیکلونهای مدیترانه، موجهای کوتاه بادهای غربی ، آنتی سیکلونهای برون حاره ای،رودباد جبهه قطبی، جبهه قطبی، وغیره.تمام این سیستمها در داخل بادهای غربی تشکیل وحرکت می کنند وورود آنها به ایران ، به پیشروی وگسترش بادهای غربی بسته است.(علیجانی،1384،ص7-9). بادهای موسمی یا مونسون به بادهای فصلی اقیانوس هند گفته می شود. این بادها درفصل تابستان هوای گرم ومرطوب حاره ای راگسترش می دهند. هوای گرم ومرطوب حاره ای به دوطریق وارد نواحی جنوبی ایران می شود. اول ازطریق نسیم دریا که ازدریای عمان وخلیج فارس تا شعاع وارتفاع محدودی وارد خاک ایران می گردد. محدوده آن بسیار کوچک است وبه دلیل گسترش پرفشار جنب حاره ای آزوربربالای منطقه نقش چندانی در بارندگی ندارد. راه دوم ورود هوای موسمی ازطریق استقرار کم فشار حرارتی درفصل تابستان برروی پاکستان وهندوستان است. این فروبار که به فروبار پاکستان موسوم است در روی دره کنگ با کمربند همگرایی حاره ای منطبق شده وتا ارتفاع قابل توجهی گسترش دارد(تقریبا تا سطح 700 هکتوپاسکال). امابرروی ایران به دلیل استقرار پرفشارجنب حاره ای آزورگسترش عمودی آن ناچیز است، به طوری که هوای مرطوب فرصت صعود واشباع پیدا نمی کند. هوای گرم ومرطوب موسمی درحاشیه شمالی این فروبار درامتداد دامنه جنوبی هیمالیا به طرف شرق حرکت کرده وازمرزپاکستان وارد ایران می شود. هرگاه پرفشار جنب حاره ای آزوربه سطوح بالاتر جوجابه جا شود این هوای گرم ومرطوب موسمی صعود کرده وایجادبارانهای همرفتی می کند.(همان منبع،ص42-43). مهمترازبادهای مونسونی، بارش های سیل آسایی هستند که مونسون با خود به همراه می آورد. ایران نیزدرفصل تابستان ازبارش های مونسونی بی نصیب نیست وگرچه این بارش ها به طور متناوب به مناطق جنوب شرقی ایران نفوذ می کنند واقلیم مونسونی را که درهند وپاکستان شاهد هستیم ،در ایران بوجود نمی آورد، ولی این بارش ها خصوصیات منحصر به فردی را درقسمت جنوب شرق ایران نسبت به مناطق دیگر کشور ایجاد می کند. مونسون در حوضه های آبریز جنوب شرق ایران موجب می گردد که رواناب برخی ازرودخانه ها در ماه های تابستان به حداکثر سالانه خود برسد وهیچگاه ماه های تابستان به عنوان خشک ترین ماه ها معرفی نشوند. این بارندگی ها می توانند نقش بسیار مهمی در مدیریت منابع آب در قسمت های جنوب شرقی ایران ایفا کنند وبنابراین شناخت عواملی که بر آن تاثیر می گذارند نیز بسیار ارزشمند خواهد بود.(یزدان پناه رستمی،1385) گردش عمومی هوا براثر اختلاف فشار بین منطقه حاره ونواحی برون حاره به وجود آمده است. ودر مقیاس وسیع تبادل انرژی وماده در کره زمین راسبب می شود. گردش عمومی هواازدورژیم گردشی مرتبط تشکیل شده است. رژیم گردشی هدلی درمنطقه حاره ورژیم گردش رزبای درمنطقه برون حاره استیلادارد.اگرچه گردش عمومی هوا به صورت پدیده ای دایمی در اقلیم سیاره زمین عمل می کند ولی عناصر تشکیل دهنده آن تغییرات فصلی دارند وهمزمان باجابه جایی خورشید تغییر مکان داده ویا اینکه تضعیف وتشدید می شوند. حرکتهای گردش عمومی هوا به گونه ای است که سیستمهای هوایی گوناگون رادرمقیاس سیاره ای ویا منطقه ای ازسرزمینهای دورونزدیک به ایران آورده واقلیم آن را تحت تاثیرقرار می دهد. هرکدام از عناصر تشکیل دهنده گردش عمومی هوا اثرات ویژه ای دارد وزمان تاثیر آن علیرغم تغییرات سال به سال دردراز مدت ازثبات نسبی برخوردارمی گردد.(علیجانی، 1384ص27) 2-1-چگونگی گردش عمومی جو و تشکیل سیستم های جوی قدیمی ترین عقاید درباره ی گردش عمومی جو بر بادهای تجارتی جنب حاره متمرکز شده است که به وسیله بعضی از فیلسوفان قرنهای شانزدهم وهفدهم به عنوان هوای سمت چپ پشت سر تفسیر گردیده (به دلیل روشنایی اش) بود که در نتیجه به وسیله حرکت غربی – شرقی در سطح زمین ، باد شرقی را تشکیل می دهد. هالی در سال 1686 این گردش حرارتی را به عنوان یک سلول واحد با صعود هوا از منبع گرمایی استوا ترسیم کرد که باعث گرادیان فشار سطح بالا شده وهوا را به عنوان یک باد جنوبی به طرف قطب ها حرکت می داد. در قطب ها هوا بر روی سطوح سرد به عنوان باد شمالی نزول کرده وبه استوا بر می گردد. هالی از اهمیت حرکت وضعی زمین بی اطلاع بود وجهت جریان غربی بادهای تجارتی را همچون دیگر اثرهای حرارتی به طرف منطقه کم فشار تحت تاثیر حرکت خورشید به طرف غرب توضیح داد.(یزدان پناه رستمی، 1385). تقریباً نیم قرن بعد، هادلی(1735) اثر حرکت وضعی زمین با سلول ساده اصلاح شده ی هالی را به طور موافق پیوند داد. در نتیجه جریان فوقانی قطبی هالی به باد غربیو تبدیل شد واکنون با یک جریان برگشتی سطحی ، شرقی است. اگر چه هادلی نواحی وسیعی را که به عنوان منطقه وزش بادهای غربی شناخته می شوند نادیده گرفت، امروزه سلول های پرفشار هادلی شناخته شده اند ، در حال حاضر این جریان ها به عرض های جغرافیایی پایین (در زمستان) بین استوا(ITCZ) وجنب استوا (تشکیل آنتی سیکلونها (پر فشارها) دینامیکی محدود می گردد. در طی نیمه دوم قرن نوزدهم مفهوم سلول های گردشی کاملا پذیرفته شد ، وفرل (ابتدادر 1856 ولی به طور کامل تر در 1889 آن را مطرح کرد) اولین حامی وطرفدار مدل سه سلولی بود. فرل مفهوم سلول هادلی را حفظ کرد، اما آن را به حاشیه ی پایینی جنب حاره ها محدود نمود ، جایی که (جریان واگرایی سطحی) به علت حفظ حرکت زاویه ای صعود به عنوان یک توده هوای متراکم به سوی قطب (همگرایی) دارای بیشترین نیروی حرکتی غربی است. فرونشینی و واگرایی ، به سطح پایین ، بادهای تجارتی را به سمت استوا بر می گردانند(تا سلول حرارتی هادلی حفظ شود) وبادهای غربی عرضهای میانه ، به طرف قطبها جریان می یابند. بادهای غربی شاخه ی سطح پایین یک سلول ثانویه (غیر مستقیم) وصعود هوا در عرضهای جنب قطبی را تشکیل می دهند. سرانجام این بادها که شامل فرونشینی هوا در پر فشار قطبی وبادهای شرقی است بر روی قطب ها نزول می کند تا سلول سوم را تشکیل دهد. سلول های عرضهای پایین وبالا هر دو مستقیماً حرارتی هستند، زیرا بر اثر اختلاف دما بین استوا وجنب حاره ها وبین کلاهک های یخی قطبی و مناطق جنب قطبی به ترتیب به وجود آمده اند. علاوه بر این ، جهت جریان هوای سطحی ، با انحراف کوریولیس هماهنگ است. (در شرایط ایده آل). آخرین توضیح مدل سه سلولی مربوط به رزبای در سال 1941 است، وی از نظریه ی سلول های مشتق شده دمایی (مستقیم) عرض های پایین وبالا حمایت کرد و سلول میانی را به عنوان سلول مشتق شده ی فرعی واصطکاکی تصور نمود. رزبای تشخیص داد که حرکت این سلول میانی ، غربی است واز ناحیه ی سطح زمین به سمت بخش بالاتر صورت می گیرد وچنین استدلال نمود که جریان هوا به صورت اصطکاکی به سمت غرب با جریان هوای غربی مجاور کشانده می شود. جبهه ی قطبی برای نخستین بار در مدل های چرخشی (PF) به عنوان منطقه ی مهم همگرایی وسیکلونزایی (چرخندزایی) مورد توجه قرار گرفت. هر چند رزبای این مدل سه سلولی را علی رغم موفقیت به دست آمده به دلیل مشکلات موجود در تفسیر سلول میانی تا سال 1949 رها کرده بود. در حقیقت علت رها کردن مدل این بود که سلول ها عمدتاً به تنهایی قادر به انتقال گرمای اضافی استوایی به سمت قطب ها نبودند. وظیفه ی حیاتی به وسیله ی نوسانها وجریانات افقی در مقیاس وسیع که در عرض های میانه انجام می گیرد، در واقع امواج رزبای اند. عامل جابه جایی کم فشارها وپر فشارها هستند که جریان های عمیق هوای گرم را به سوی قطب ها وهوای سرد را به طرف استوا جابه جا می کنند. چرخش کل عرض میانه به عنوان یک سیستم همرفتی (اریبی) توصیف شده ، که ارائه آن در یک نمودار ساده مشکل است . (تامپسون،1382 ص 167-169). گردش عمومی هوا که بر اثر اختلاف فشار بین منطقه حاره ونواحی برون حاره به وجود آمده است ودر مقیاس وسیع تبادلات انرژی وماده سیاره زمین را سبب می شود. گردش عمومی هوا از دو رژیم گردشی مرتبط تشکیل شده است. رژیم گردشی هدلی در منطقه حاره ورژیم گردشی رزبای در منطقه برون حاره استیلا دارد. اگر چه گردش عمومی هوا به صورت پدیده ای دایمی در اقلیم سیاره زمین عمل می کند ولی عناصر تشکیل دهنده آن تغییرات فصلی دارند وهمزمان با جابه جایی خورشید تغییر مکان داده ویا اینکه تضعیف وتشدید می شوند. حرکتهای گردش عمومی هوا به گونه ای است که سیستمهای هوایی گوناگون را در مقیاس سیاره ای ویا منطقه ای از سرزمینهای دور ونزدیک به ایران آورده واقلیم آن را تحت تاثیر قرار می دهد. هر کدام از عناصر تشکیل دهنده گردش عمومی هوا اثرات ویژه ای دارد وزمان تاثیر آن علیرغم تغییرات سال به سال دردراز مدت از ثبات نسبی برخوردار می گردد. عناصر عمده گردش عمومی عبارتند از:کمربند همگرایی بین حاره ای ، بادهای بسامان ، رودباد جنب حاره ای ، وپر فشار جنب حاره ای در رژیم هدلی ، بادهای غربی ، موجهای کوتاه وبلند ، جبهه قطبی ، رودباد جبهه قطبی ، سیکلونها وآنتی سیکلونها در رژیم رزبای. کمربند همگرایی حاره ای وبادهای بسامان تاثیری چشمگیر بر اقلیم ایران ندارند. در بعضی شرایط استثنایی ممکن است کمربند همگرایی بین حاره ای از طرف جنوب شرقی وارد ایران شود وهمراه خودش عامل صعود حاره ای را به ایران بیاورد. (علیجانی ،1384،ص 27) کم فشار حرارتی که در آن انرژی ورودی مورد نیاز، حرارتی بوده وبه وسیله سطح گرم زمین فراهم می شود،این نوع کم فشار ها در عرض های استوایی وبسهولت در تابستان جزایر وشبه جزایر که یک تضاد قابل توجه حرارتی بین خشکی گرم ودریاهای سرد مجاور دارد، رخ می دهد.انرژی تابشی خورشید وقتی به سطح زمین برسد ، تبدیل به انرژی حرارتی می شود ونیز به صورت انرژی پتانسیل که به حالت شناوری توسعه پیدا کرده وبه صورت جریانات هوایی گسترش یافته، صعود می کند، سپس سبب انرژی جنبشی همراه با حرکت گردش هوا می گردد. به علاوه ، تراکم ذرات هوای صعود کننده نیز گرمای نهان را آزاد کرده واین انرژی عظیم باعث تقویت هر نوع کم فشاری می شود.این مسئله در تقویت کم فشارهای حرارتی وکم فشارهای همراه با رعدوبرق خیلی اهمیت دارد وعلت آن گرما و وجود بخار آب زیاد می باشد.منطقه استوایی یا ناوه(کم فشار) به وسیله کم فشار حرارتی مشخص می گردد وبا همگرایی منطقه درون حاره ای (ITCZ) همراه است.کم فشار استوایی در هر دو نیمکره تا پر فشارهای دینامیکی که کمربند وسیعی از پرفشارها در حدود عرض 30 هستند کشیده می شود. سیستم های چرخشی جوی بر روی نواحی حاره ای مرطوب عمدتا به وسیله رژیم سلول هادلی کنترل می گردند. این کانون مستقیم حرارتی ، دارای دو مولفه عمده کم فشار به اسامی همگرایی کم فشار(ITCZ)،استوایی (حرارتی) وواگرایی پرفشار جنب حاره ای(دینامیک) در حوالی عرض 30 درجه شمالی وجنوبی به همراه فرونشینی ووارونگی دمایی هوای فوقانی می باشد. این منطقه واگرا وهمگرا به وسیله جریان های هوا به سوی قطب واستوا در سطح زمین (که بادهای تجارتی نامیده می شوند ) به هم می پیوندند. حرکت هوا فرایندی اساسی در سیستم های جوی است. باد نمایش حرکت افقی هواست وعلت اصلی این حرکت متعادل نمودن اختلاف های افقی فشار هوا می باشد. البته باد از نواحی پرفشار (یک منطقه واگرا) به منطقه کم فشار(همگرا) می وزد، وجهت آن معمولا به نیمکره ای که در آن قرار گرفته ،بستگی دارد.درنیمکره شمالی،بادها درجهت عقربه ساعت در اطراف یک آنتی سیکلون ولی در خلاف جهت حرکت عقربه ساعت دراطراف یک سیکلون یا یک کم فشار می وزند(وبرعکس آن در نیمکره جنوبی).(تامپسون،1382، ص136-148) 2-2-اصل چرخندگی چرخندگی عبارت است از : چرخش بردار سرعت حول یک محور مرکزی (Peixoto and Oart,1992p.42) در عمل از نظر هواشناسان چرخندگی عبارت است از : چرخش افقی حجمی از هوا دور یک محور عمود بر سطح زمین(Harman,1971). نیروی حاصل از این چرخش در امتداد محور چرخش ودر جهت عمودی عمل می کند ومقدار آن 2 برابر سرعت زاویه ای بسته هواست. چرخش هوا در جهت حرکت وضعی زمین (خلاف عقربه های ساعت در نیمکره شمالی وموافق عقربه های ساعت در نیمکره جنوبی)،چرخندگی مثبت یا سیکلونی نامیده می شود. در صورتی که چرخش در جهت خلاف حرکت وضعی زمین باشد چرخندگی منفی یا آنتی سیکلونی نامیده می شود. در عمل ، بسته هوا موقعی که در قطب زمین دور محوری عمود بر سطح زمین می چرخد در واقع دور محور زمین می چرخد وچرخندگی آن عینا مانند چرخندگی زمین است(f). در این حالت گفته می شود که حجم هوا دارای چرخندگی زمین است. اما اگر در روی خط استوا به دور محوری عمود بر سطح زمین بچرخد، هیچ چرخشی به دور محور زمین ندارد واین نوع چرخندگی ، چرخندگی نسبی نامیده می شود. QUOTE .در تمام نقاط دیگر روی زمین بسته هوا هنگام چرخیدن به دور محوری عمود بر سطح زمین به دور محور زمین نیز چرخش دارد. پس در هر نقطه از روی زمین چرخندگی بسته هوا (ضمن چرخیدن به دور محوری عمود بر سطح زمین) به دو مؤلفه چرخندگی نسبی وچرخندگی زمین تبدیل می شود، به طوری که مجموع دو مؤلفه همیشه ثابت بوده وبه چرخندگی مطلق QUOTE موسوم است. ازآنجا که مقدار چرخندگی زمین (f) از استوا به طرف قطب افزایش می یابد، مقدار QUOTE از استوا به طرف قطب کاهش می یابد وممکن است مقادیر منفی بسیار پایینتر نیز پیدا کند. چرخندگی نسبی ممکن است به دو طریق ایجاد شود: 1)اگر توده هوا ضمن حرکت به هر دلیلی از مسیر مستقیم خارج شده ومسیر منحنی آغاز کند ، چرخندگی نسبی ایجاد می شود که به ان چرخندگی انحنایی QUOTE گفته می شود؛2) جریان هوا معمولا در بستری نسبتا پهن به پهنای صدها کیلومت حرکت می کند که داخل آن سرعت توده هوا همانند یک رودخانه در مرکز زیادتر شده وبه سمت کناره ها کاهش می یابد. به دلیل این اختلاف سرعت بسته هوا هنگام حرکت از مرکز جریان به کناره چپ (در بادهای غربی به طرف شمال) چرخندگی مثبت وهنگام حرکت به کناره راست (در بادهای غربی به طرف جنوب جریان تند مرکزی) چرخندگی منفی پیدا می کند. این نوع چرخندگی به چرخندگی شیب سرعت QUOTE موسوم است. QUOTE اگر توده هوا کم عرض در نظر گرفته شود، به طوری که در جهت عرض آن شیب سرعتی نباشد می توان از چرخندگی شیب سرعت صرف نظر کرد ودر آن صورت QUOTE می شود. در نتیجه : زیرا در اکثر موارد توده های هوا در مسیر حرکت خود به اندازه ای باریک فرض می شوند که شیب سرعت عرضی نداشته باشند. مقدار چرخندگی مطلق توده هوا در تمام مسیر حرکت آن ثابت است. در نتیجه موقع حرکت توده هوای استوایی به طرف شمال بتدریج بر مقدار f افزوده می شود و QUOTE کمتر شده وزمانی اندازه منفی پیدا می کند که سبب چرخش آنتی سیکلونی توده هوا می شود. چرخش سیکلونی توده هوا سبب انحراف مسیر کلی توده هوا در جهت موافق حرکت وضعی زمین وچرخندگی آنتی سیکلونی آن سبب انحراف مسیر کلی توده هوا در جهت مخالف حرکت وضعی زمین می شود. نوع چرخندگی (سیکلونی یا آنتی سیکلون) علاوه بر تغییر مسیر حرکت توده هوا در مساحت آن نیز اثر دارد. به طوری که در هر نقطه از زمین حاصلضرب چرخندگی مطلق توده هوا در مساحت آن ثابت است: ثابت QUOTE که در آن A مساحت توده هواست. در یک نقطه ثابت ، مقدار f تغییر نمی کند ومی توان از آن صرف نظر کرد و فرمول را به صورت زیر نوشت: اما از آنجا که می توان بسته هوا را به اندازه ای باریک گرفت که از تغییر سرعت نیز صرف نظر کرد، می توان فرمول را به صورت زیر نوشت: ثابت QUOTE این فرمول نشان می دهد که هر قدر مقدار QUOTE زیادتر شود ، یعنی به طرف مقادیر سیکلونی برود مساحت توده هوا فشرده تر شده کوچک می شود. ولی در چرخشهای آنتی سیکلونی به جهت افت چرخندگی به سوی مقادیر منفی مساحت توده هوا زیاد می شود. انحراف مسیر توده هوا وتغییر مساحت آن در سطوح بالا در گردش هوای سطح زمین نهایتا در آب وهوای آن اثر دارد. (علیجانی، اقلیم شناسی سینوپتیک، 1381،ص51-62) 2-3-انرژی جنبشی باد عمدتا به دلیل تبدیل انرژی خورشید به چهار شکل انرژی اصلی در سطح زمین می وزد که شامل: انرژی درونی، انرژی ژئوپتانسیل، انرژی نهانی وانرژی جنبشی(آخرین شکل انرژی ، انرژی جنبشی ، حرکت هوا را نشان می دهد) است. انرژی جنبشی فقط یک قسمت کوچکی از انرژی جوی را نشان می دهد(یعنی 2W بر متر مربع یا 95 صدم درصد تشعشع در سطح زمین). انرژی جنبشی در جو به وسیله سیستم های همرفتی در رابطه با فرونشینی هوای سرد وصعود هوای گرم تولید می گردد. در چنین شرایطی لایه های هوای سرد سنگین وفرونشیننده به وسیله نیروی جاذبه مرکزگرابه پایین کشیده می شود وانرژی ژئوپتانسیل کاهش می یابد. این مسئله اکنون به اشکال دیگری ازانرژی تبدیل شده ومخصوصا به انرژی جنبشی افزوده می گردد تا انرژی ژئوپتانسیل کاسته شود وباعث وزش بادها گردد. همچنین این تبدیل زمانی رخ می دهد که هوای گرم به طرف قطب ها حرکت می کند وبه وسیله هدایت سرد می شود، سپس فرومی نشیند ومرکز ثقل آن پایین می آید.(تامپسون، 1382، ص 149-151). 2-5-مفهوم مونسون یکی ازپدیده های بزرگ مقیاس که درگستره مناطق حاره زمین اتفاق می افتد ودر این مناطق آب وهوای خاص رابوجود می آورد، مونسون است. مونسون یا بادهای موسمی پدیده شناخته شده ومهم مناطق حاره زمین می باشد. مونسون اقیانوس هند به عنوان یکی از مشهورترین مونسونهای جهان بشمار می آید که در بارش های تابستانی بخش هایی ازایران موثرمی باشد. سال هاست که دانشمندان در تلاش برای درک عوامل پیدایش مونسون اقیانوس هند در هر ماه ژوئن وپایان آن درهر سپتامبر می باشند.(یزدان پناه رستمی،1385). بادهای موسمی به بادهای فصلی اقیانوس هند گفته می شود. این بادها در فصل تابستان هوای گرم ومرطوب حاره ای را گسترش می دهند. هوای گرم ومرطوب حاره ای به دو طریق وارد نواحی جنوبی ایران می شود . اول از طریق نسیم دریا که از دریای عمان وخلیج فارس تا شعاع و ارتفاع محدودی وارد خاک ایران می گردد. محدوده آن بسیار کوچک است وبه دلیل گسترش پر فشار جنب حاره ای آزور بر بالای منطقه نقش چندانی در بارندگی ندارد. راه دوم ورود هوای موسمی از طریق استقرار کم فشار حرارتی در فصل تابستان بر روی پاکستان و هندوستان است. این فروبار که به فروبار پاکستان موسوم است در روی دره کنگ با کمربند همگرایی حاره ای منطبق شده وتا ارتفاع قابل توجهی گسترش دارد (تقریبا تا سطح 700 هکتو پاسکالی). اما بر روی ایران به دلیل استقرار پرفشار جنب حاره ای آزور گسترش عمودی آن ناچیز است، به طوری که هوای مرطوب فرصت صعود واشباع پیدا نمی کند. هوای گرم و مرطوب موسمی در حاشیه شمالی این فروبار در امتداد دامنه جنوبی هیمالیا به طرف شرق حرکت کرده واز مرز پاکستان وارد ایران می شود. هر گاه پرفشار جنب حاره ای آزور به سطوح بالاتر جو جا به جا شود این هوای گرم ومرطوب موسمی صعود کرده وایجاد بارانهای همرفتی می کند.(علیجانی، 1384،ص43و44) کلمه مونسون ریشه عربی داردوبمعنی فصل است. درسال 1686 هیئت شناس انگلیسی ادموندهالی بیان کرد که تفاوت در گرمایش خشکی واقیانوس ، علت اصلی وزش بادهای مونسونی است. وی ذکر کرد که خشکی ها در مقایسه با اقیانوس خیلی سریعتر نسبت به تابش خورشیدی عکس العمل نشان می دهند. چرا که ظرفیت گرمایی کمتری دارند. ظرفیت گرمایی بالای آب به همراه نفوذ عمیقتر پرتوهای خورشید درآب منجر به عکس العمل کندتر اقیانوس در برابر تابشهای خورشیدی است. گرادیان های حرارتی که در اثر متفاوت بودن مدت لازم برای عکس العمل نشان دادن آب وخشکی نسبت به تابش خورشید به وجود می آیند منجر به ایجاد بادهایی می شوند که در تابستان نیمکره شمالی از دریا به خشکی می وزند وزمستان نیمکره شمالی از خشکی به دریا.این بادها معرف مونسونهای تابستانی وزمستانی هستند. در زمان انقلاب تابستانی ، مونسونهای تابستانی ودر نزدیکی انقلاب زمستانی مونسونهای زمستانی شدیدترین وضعیت خودرادارند. گردشهای مونسونی هوا برای بسیاری از کشورهای آسیایی وآفریقایی اهمیت دارند چرا که قابلیت ایجاد بارندگیهای شدید وفصلی را دارا می باشند.کشاورزی وتامین مجدد آب پشت سدها در این کشورها کاملا وابسته به بارشهای مونسونی است. در نتیجه اقتصاد بسیاری از کشورها وابسته به بارش به موقع وتوزیع صحیح آب حاصل از آن است. در تشدید وگسترش محدوده جغرافیایی مونسونها عواملی از قبیل اثرات کوهستانی (وضعیت زمین وناهمواریها)، همرفت مرطوب ، گرمای نهان آزادشده در اثر تغییر فاز بخار آب به آب باران موثرند. (پروند،1370). 2-6-بارش های مونسونی مهمتر از بادهای مونسونی ، بارش های سیل آسایی هستند که مونسون با خود به همراه می آورد. این بارش ها در برخی ازموارد سیلاب های بزرگی را در کشورهای تحت تاثیر مونسون اقیانوس هند بوجود می آورد. بارش های مونسونی از اوایل ماه ژوئن تا اواخر سپتامبر، درصد بالایی از کل بارش های سالانه کشور هند را شامل می شود وتاثیر بسزایی در مدیریت منابع آب وکشاورزی هند دارد. به طور کلی کیفیت زندگی مردم در کشور هند بستگی مستقیم به بارش های مونسونی دارد ومیزان این بارندگی ها یکی از عواملی است که به طور مستقیم بررشد اقتصادی کشور هند تاثیر گذار است. ایران نیز در فصل تابستان از بارش های مونسونی بی نصیب نیست وگرچه این بارش ها به طور متناوب به مناطق جنوب شرقی ایران نفوذ می کنند واقلیم مونسونی را که در هند وپاکستان شاهد هستیم، در ایران بوجود نمی آورد، ولی این بارش ها خصوصیات منحصر به فردی را در قسمت جنوب شرق ایران نسبت به مناطق دیگر کشور ایجاد می کند. مونسون در حوضه های آبریز جنوب شرق ایران موجب می گردد که رواناب برخی از رودخانه ها در ماه های تابستان به حداکثر سالانه خود برسد وهیچگاه ماه های تابستان به عنوان خشک ترین ماه ها معرفی نشوند. این بارندگی ها می توانند نقش بسیار مهمی در مدیریت منابع آب در قسمت های جنوب شرقی ایران ایفا کنند وبنابراین می توانند نقش بسیار مهمی در مدیریت منابع آب در قسمت های جنوب شرقی ایران ایفا کنند وبنابراین شناخت عواملی که بر آن تاثیر می گذارند نیز بسیار ارزشمند خواهد (یزدان پناه رستمی،1385). 2-7-ویژگی های بادهای مونسونی با این که مونسونها با تغییر جهت بادها تعریف می شوند ولی اهمیت آنها ناشی از بارندگی است وهمین باعث بوجود آمدن تعاریف دوگانه از مفهوم مونسون می شود. رامج تعریف زیر را در چهار بند در سال 1971 ، از مناطق مونسون خیز ارائه کرده است. 2-7-1-تفاوت جهت وزش جریانات در ژانویه وژوئیه ، حداقل 120 درجه باشد. 2-7-2-فراوانی متوسط جهت های بادهای چیره در ژوئیه از 40 درصد تجاوز کند. 2-7-3-برآیند سرعت متوسط بادها ، حداقل در یکی از ماهها از 3 متر بر ثانیه بیشتر باشد. 2-7-4-در یک شبکه 5 درجه عرض وطول جغرافیایی در هر 2 سال ، در هر یک از ماهها کمتر از یک تناوب چرخند – واچرخند رخ دهد. در موضوع تعیین حد منطقه جغرافیایی مونسونها ، افراد مختلف هر کدام به طور جداگانه معیارهایی برای تعیین مناطق مونسونی ارائه داده انداز جمله: Hann 1908، Schick 1953، Khromov 1957، . Kao et al 1962 اساس شاخص های مذکور بر فرکانس تغییر جهت باد در ژانویه وژوئیه استوار است. دقیق ترین شاخص بوسیله Ramage در سال 1971 ارائه شد. وی با دخالت دادن عامل شدت باد در شاخص ارائه شده توسط Khromov نواحی آمریکا واروپا را نواحی غیر مونسونی اعلام کرد وبیان داشت، تنها آن نواحی از عرضهای بالا که در تابستان و زمستان چرخندها و واچرخندهایی دائمی دارند، مونسونی به حساب می آیند ونمی توان مناطقی را که متوسط مسیر حرکت سیستمها بر روی آنها دارای تغییر فصلی در اثر تغییر جهت باد هستند ، مناطق مونسونی محسوب کرد. Shapaev 1960 ادعا کرد که در عرضهای جغرافیایی بالا، حداقل ، بخشی از روسیه قطبی را می توان مونسونی محسوب کرد چرا که سرمای قطبی در تابستان بر روی اقیانوس منجمد شمالی ودر زمستان بر روی سیبری است. ولی پس از آنکه Keagan 1958 و Reed & Kunkel 1960 داده های زیادی در آن مناطق جمع آوری کردند معلوم گردید که در تابستان ونیز زمستان اقیانوس منجمد شمالی محل استقرار کم فشار نسبی است. در مرز اقیانوسها که قاره ها قرار دارند اختلاف دمای زیادی دیده می شود واز آنجا می توان انتظار اختلاف فشار داشت. شکل کلی خشکیها وتوپوگرافی آنها ونیز تغییرات موجود در دمای سطح آب دریا همگی باهم اثر متقابل داشته وباعث بروز تغییرات زمانی ومکانی قابل ملاحظه ای در مونسونها می شوند. جهت جنوب غربی بادهای مونسون تابستانی هندوستان را می توان به صورت ساده ای توضیح داد؛ ذره A با سرعت Iv از سوی جنوب شرقی به طرف شمال غربی در حال حرکت به سمت استوا است. نیروهایی که بر آن اثر می کنند عبارتند از : الف) نیروی کوریولیس که در نیمکره جنوبی ذره را به سمت چپ آن منحرف می کند. ب) نیروی گرادیان فشار (شیب فشار) که با توجه به داده های کلیماتولوژی در این ناحیه این نیرو تقریبا جنوبی – شمالی است (یا دقیق ترS.S.W به سوی N.N.E.). ج) نیروی جانب مرکز ، که در جهت یا خلاف جهت نیروی کوریولیس عمل می کند. د) نیروی اصطکاک ، که در جهت خلاف حرکت عمل می کند. برآیند این چهار نیرو باعث شتاب کند شونده یا تند شونده در راستای مماس بر مسیر می شود.(پروند، 1370). 2-8-نقش بعضی از سیستمها در مونسونهای تابستانی وزمستانی در مقابل یکدیگر 2-8-1-پرفشار سیبری در زمستان نیمکره ی شمالی در مقابل پرفشار ماسکارین در تابستان ، واقع در نیمکره ی جنوبی 2-8-2-تراف اندونزی در زمستان در مقابل تراف مونسونی بر روی شمال هندوستان در تابستان 2-8-3-حرکات موج گونه در تراف زیرین تروپوسفر در مونسون زمستانی با جت تراز پایین عبوری از خط استوا در شرق آفریقا در مونسون تابستانی 2-8-4-بارندگی تابستانی مونسون هندوستان وپوشش ابری آن با همتای آن نزدیک مالزی جنوبی واندونزی در طی زمستان نیمکره ی شمالی 2-8-5-در تروپوسفر زیرین ، پرفشار تبت مربوط به تابستان نیمکره ی شمالی در مقابل پرفشار مستقر در غرب اقیانوس آرام در زمستان نیمکره ی شمالی 2-8-6-جت شرقی حاره ای مربوط به مونسون تابستانی در مقابل جت جنب حاره ای زمستانی از تفاوتهای اصلی بین دو سیستم زمستانی وتابستانی ، هندسه ی سطوح زیرین آنهاست. در مونسونهای تابستانی صعود کلی وبارندگی بر روی مناطق قاره ای وگرم روی می دهد و بر روی اقیانوسهای جنوبی نزول صورت می گیرد. در حالی که در مونسونهای زمستانی صعود کلی وبارندگی بر روی محیط اقیانوسی یا بنا بر گفته Ramage 1971 بر روی Maritime continent صورت می گیرد ونزول در نواحی قاره ای شرق آسیا تا سیبری رخ می دهد.(پروند، 1370) 2-9-چهار چوب نظری تشکیل مونسونها یکی از ساده ترین فرضیه ها برای پدیده مونسون بوسیله ی موراکامی در سال 1970 ارائه شده است. در این فرضیه تاکید بر روی اختلاف گرمایشی بین خشکی واقیانوس است. وی از یک دسته معادلات بنیادین که از لحاظ مداری متقارن بودند با فرض سطح زمین بعنوان صفحه ی مختصات ، انتگرال گیری کرد. در این فرض ، کل سطح زمین در N 10 به دو منطقه اقیانوسی در جنوب وقاره ای در شمال تقسیم شده وکوه ها در شمال N 25 تقریبا هموار در نظر گرفته شده بود. انتگرال گیری ما بین قطبین در یک صفحه قائم نصف النهاری از معادله های : اندازه حرکت ، پیوستگی جرم ، توازن گرمایی ویک معادله ی توازن رطوبتی انجام گرفته بود. در این مدل ، جو از یک حالت سکون توسط نیروی محرکه اختلاف گرمایش بین خشکی و آب شروع به حرکت می کردو مولفه های گرمایی که مورد توجه قرار گرفته بودند عبارتند از : 2-9-1- توازن حرارتی زمین منطقه که شامل فلات تبت هم می شود، یعنی: 2-9-1-1-شارگرمای محسوس از سطح زمین 2-9-1-2-شارگرمای نهان از سطح زمین 2-9-1-3-تفاضل تشعشع موج کوتاه وارده وصادره (منعکس شده) 2-9-1-4-تفاضل تشعشع موج بلند وارده وصادره 2-9-2-اندرکنش هوا – دریا ، یعنی شارگرمای محسوس وگرمای نهان از اقیانوس 2-9-3-گرمایش اتمسفری که شامل سرد شدن وگرم شدن بوسیله فرایندهای زیر می شود: 2-9-3-1-همرفت عمیق 2-9-3-2-همرفت کم عمق خشک ومرطوب 2-9-3-3-تشعشع موج بلند 2-9-3-4-تشعشع موج کوتاه 2-9-3-1-فرآیندهای بی دررو در میان فرآیندهای فوق مهمترین آنها عبارتند از : همرفت عمیق ، چهار عنصر توازن تشعشعی سطح زمین مذکور در قسمت (i) ، شارهای تبخیری از اقیانوس ، سرمایش وگرمایش آدیاباتیکی در درون اتمسفر . مدلینگ فوق در اطراف 80 درجه E دارای ویژگیهای زیر بود: الف) بادهای تجارتی جنوب شرقی در جنوب خط استوا که ماکزیمم سرعت آن در تراز 900 میلی باری بود. ب) بادهای مونسونی جنوب غربی بر روی هندوستان با حداکثر سرعت در تراز600 میلی باری. ج) جت شرقی حاره ای در تروپوسفر زیرین نزدیک ارتفاع 15 کیلومتر وحوالی 10 درجه شمالی. د) ترافهای مونسونی (در میدان فشار سطح دریا در 25 درجه شمالی ) ه) پرفشار تبت در 200 میلی باری و30 درجه شمالی. و) تروپوسفر گرم مابین تراف مونسونی وپرفشار تبت. ز) حداکثر بارندگی در نزدیکی 20 درجه شمالی. ح) وجود یک سلول هادلی با شاخه صعودی در 20 درجه شمالی و شاخه نزولی نزدیک 20 درجه جنوبی به همراه بادهای شمال شرقی در تروپوسفر زیرین. مقادیر عددی که به آنها اشاره شد در محدوده ی تغییر پذیری دیده بانیهای این پدیده های معروف (باد تجارتی ، باد های جنوب غربی هندوستان، جت شرقی، تراف مونسونی ، پرفشار تبت ، سلول هادلی، حداکثر بارندگی ) قرار داشتند. کریشنا مورتی کاستی اصلی این بررسی را در صرف نظر کردن از اندرکنش امواج مونسونی بزرگ مقیاس با شارشهای زناری وامواج با مقیاس کوچکتر می داند . تجربیات حساسیت سنجی نیز توسط موراکامی وهمکارانش در سال 1970 انجام شده است. نتیجه این آزمایشها تاکید بر اهمیت کوههای هیمالیا وفرآیندهای فیزیکی فوق الذکر بود. با کمال تعجب دیده شد که ، چنانچه دمای سطح آب دریاها اندکی تغییر یابد، شدت مونسونها وشدت اختلاف گرمایشی تغییر قابل توجهی نمی کند . همچنین اهمیت اقیانوس ازنظر تأمین گرمای نهان واهمیت خشکی از نظر توازن حراراتی ودمای زیاد آن می باشد.(پروند،1370) 2-10-مکانیزم تشکیل مونسون در آغاز فصل گرم نیمکره ی شمالی ، بتدریج خورشید از نیمکره ی شمالی منتقل می شود، به دنبال این جابجایی استوایی حرارتی بتدریج به عرض های نیمکره ی شمالی نقل مکان می کند ودر منطقه ای دور از استوای جغرافیایی مستقر می شود . در منطقه ی جنب حاره در این زمان پر فشارهای دینامیکی منطقه ی جنب حاره شکل می گیرد که باعث ایجاد هوای صاف وبی ابر می شود. در اثر چنین عواملی ، انرژی رسیده به سطح زمین بیش از بقیه ی ایام سال است که باعث افزایش شدت گرما در سطح زمین می شود. این گرمای شدید در سطح خشکی های منطقه ی جنوب آسیا مراکز کم فشار حرارتی را به وجود می آورد. گردش موسمی به واسطه ی شکل گیری سامانه کم فشار گرمایی است (خوش اخلاق، 1381، 175) این کم فشار حرارتی زبانه ی مونسون هندوستان است . کم فشار مونسونی بتدریج با گسترش خود تمام جنوب شرق آسیا را به تسلط در می آورد. این کم فشار در یک چرخند بزرگ رطوبت اقیانوس هند را به داخل خشکی ها کشانده ورطوبت تابستانی منطقه را تامین می کند.(پروند،1370). نقشه های فشار در فصل گرم بیانگر این مطلب است که سطوح میانی و بالایی تروپوسفر در این زمان تحت تسلط پرفشار یک سیستم سینوپتیکی در مقیاس سیاره ای است که مرکز آن بر روی جزایر قناری در غرب قاره ی آفریقا قرار دارد وزبانه های این پر فشار به سمت شرق تا تبت خود را می رساند، در این حالت تمام سطوح میانی وبالایی اتمسفر کشور ما نیز در فصل تابستان تحت نفوذ این سیستم قرار می گیرد، به همین دلیل هیچ نوع سیستم بارانزایی نمی تواند به کشور ما نفوذ کند (نجار سلیقه، 1380، 22). فلات ایران محل برهم کنش سامانه های برون حاره ، جنب حاره ، وحاره ای است (مفیدی، 1384، 113). در سطح زمین مقدار گسترش کم فشار بیشتر است ودر سطوح بالاتر پر فشار آزور بیشتر به سمت شرق گسترش دارد. در سطوح بالا یعنی 400 هکتوپاسکالی ، بر روی کم فشار یک پر فشار به طور کامل مستقر می شود. در این حالت فضای لازم جهت صعود هوا ورسیدن توده ی هوا به نقطه ی اشباع فراهم می باشد. جریان مونسونی جنوب غربی هنگامی که به رشته کوههای هیمالیا می رسد، در اثر برخورد با دامنه های مرتفع این کوهها به دو شاخه تقسیم می شوند ، یک شاخه به سمت غرب منحرف شده ، به کم فشار پاکستان می رسد وشاخه ی دیگر بر دامنه ی این رشته کوهها بالا می رود واز جهت شمال شرق در ارتفاع 13 تا 14 کیلومتری به سمت اقیانوس هند باز می گردد. این جریان با جریان خروجی از پرفشار تبت در سطوح میانی تروپوسفر ، که دارای چرخشی در جهت عقربه های ساعت است، یکی شده بر قدرت و وسعت آن افزوده می شود وبا تقویت وافزایش سرعت آن رودباد شرقی شکل می گیرد. رودباد شرقی، به تدریج بر بالای عربستان سعودی وشمال شرق افریقا( به علت کاهش سرعت) همگرایی پیدا می کند و سبب فرونشستن هوا بر بالای بیابان های منطقه مذکور می شود(بوشر، 1373، 123). نفوذ سیستم موسمی از طریق شمال شرق پاکستان نیز اتفاق می افتد. اخلاق جمال طی تحقیقی در پاکستان به این نتیجه رسید که ریزش های موسمی در غرب این کشور همرا ه با گرد وغبار بوده و ریزش های موسمی در بلوچستان همراه با ریزش های موسمی در بقیه نقاط سند بوده است (Jameel 2005:125) . هماهنگ با سیستم موسمی ، طوفان های حاره ای که در منطقه به نام گنو شناخته می شود از طریق دریای عمان به سواحل جنوبی ایران می رسد که با خود انرژی فراوانی دارد. این طوفانها عامل خرابی ویرانی در سواحل جنوبی ایران هستند (Anjum; 2007,1) . سیکلون های حاره ای در جنوب آسیا در منطقه پاکستان خرابی های فراوانی بجای می گذارند، تغییرات اقلیم متاثر از افزایش مصرف سوخت های فسیلی گسترش طوفان هایی از این نوع را باعث شده است (Houghton ; 2007,5) . 2-11-اختلاف گرمایشی عامل محرک مونسونها از شواهد مبتنی بر دیده بانیهای بارندگی ، توزیع ابرها از روی تصاویر ماهواره ای ، اندازه گیریهای تشعشعی با بکارگیری وسایل سطح زمین ، اندازه گیریهای بودجه تشعشعی زمین ومطالعات مدلهای عددی می توان دید که در طی دوره مونسون یک میدان اختلا ف گرمایشی قوی(H) که جهت آن از اقیانوس به طرف خشکی های کمربند مونسونی است، وجود دارد. مولفه های گرمایش بزرگ مقیاس شامل دو قسمت کلی است: 2-11-1- سطح زمین (تابش طول موج بلند وکوتاه خالص ، شار گرمای محسوس ، شار گرمای نهان ، شار گرمای رسانشی به درون خاک). 2-11-2- درون اتمسفری (گرمایش توسط فرآیندهای تابشی طول موج بلند وکوتاه ، فرایندهای همرفتی خشک، همرفتهای مرطوب عمیق وکم عمق، شارهای گرمای محسوس ونهان از سطح زمین ، تراکم بزرگ مقیاس وهمگرایی بوسیله شار گرمایی در مقیاس کوچک).(پروند،1370) 2-12-تاثیر کم فشار مونسونی بر آب وهوای ایران با یکی شدن فشارهای محلی جنوب شرق کشور وسیستم کم فشار پاکستان ، یک کم فشار منطقه ای وسیع شکل می گیرد که توسط آن انتقال رطوبت میسر می شود. در این زمان پرفشار جنب حاره ای به سطوح بالای تروپوسفر محدود شده ورطوبت در سطوح پایینی ومیانی تروپوسفر قادر به نفوذ به سمت غرب و در نهایت ایران می شود. در این حالت رطوبت اقیانوس هند ودریای عرب در درون چرخش سیکلونی کم فشار پاکستان ، از طریق دامنه های جنوبی کوه های هیمالیا و به موازات این کوه ها حرکت نموده(علیجانی، 1374،ص44)، با جهت شرقی غربی از طریق پاکستان به منطقه جنوب شرق کشور ما می رسد. توده هوای حاره ای دریایی (mt) حداقل 248 روز در جنوب ایران در طی سال مشاهده می شود(امام هادی، 1375،ص47). بعد از نفوذ رطوبت به منطقه ، شرایط صعود هوا ، تراکم وبارش هنگامی فراهم می شود که کم فشارهای سطح زمین به اندازه ای قدرت یافته باشند که بتوانند سطح زیرین پرفشار جنب حاره ای مستقر در سطوح میانی جو را به سطوح بالاتر منتقل کنند، تا جریان های مرطوب در زیر این پرفشار به سمت غرب حرکت نمایند. از ویژگیهای مهم کم فشار مونسونی این است که محور قائم آن دارای انحراف به سمت جنوب شرق می باشد. در بسیاری از زمان ها که کم فشار مزبور در سطح زمین توسعه می یابد ، یا حتی هنگامی که مرکز آن به سمت غرب جابه جا شده ودر سواحل جنوب شرق کشور ما مستقر می شود، به دلیل داشتن این کجی محور در جهت عمودی اثر صعود وناپایداری آن در منطقه مورد مطالعه محسوس نبوده وتاثیرات آب وهوایی آن در شبه جزیره هند گذاشته می شود.(نجار سلیقه، 1386،ص28) منابع و مأخذ: 1-راسل د.تامپسون ، فرایندها و سیستم های جوی:ترجمه حسینمراد محمدی ، انتشارات دانشگاه تهران ، پاییز 1382(چاپ اول) 2-علیجانی، بهلول ، آب و هوای ایران ، انتشارات دانشگاه پیام نور ، 1384 3-علیجانی، بهلول ، اقلیم شناسی سینوپتیک ، انتشارات دانشگاه تهران ، 1381 4-نجار سلیقه ، محمد ، اندرکنش دینامیکی سیستم های فشار عرض های میانی و عرض های پایینی در ایران ، رشد آموزش جغرافیا ، شماره 57 ، وزارت آموزش و پرورش ، بهار 1380 5-علایی طالقانی ، محمود ، ژئومورفولوژی ایران ، نشر قومس ، 1384 6-درویش زاده و محمدی ، زمین شناسی ایران ، انتشارات دانشگاه پیام نور ، 1376 7-عارف زاده ، محمد امین و....استان شناسی خراسان رضوی ، وزارت آموزش و پرورش سازمان پژوهش و برنامه ریزی آموزشی ، چاپ اول ، 1390. 8-سلجوقی نژاد ، احمد و....، جغرافیای استان کرمان ، وزارت آموزش و پرورش سازمان پژوهش و برنامه ریزی آموزشی ، چاپ دهم 1388. 9-کاظمی ، نعیمه السادات و...، استان شناسی سمنان ، وزارت آموزش و پرورش سازمان پژوهش و برنامه ریزی آموزشی ، چاپ اول 1390. 10-کلانتری خاندانی ، حسین و....، جغرافیای استان هرمزگان ، وزارت آموزش و پرورش سازمان پژوهش و برنامه ریزی آموزشی ، چاپ یازدهم 1389. 11-جلالی فر ، ماشا اله و....، استان شناسی کرمان ، وزارت آموزش و پرورش سازمان پژوهش و برنامه ریزی آموزشی ، چاپ اول 1390. 12-ملکی ، ابواقاسم و ....، جغرافیای استان قم ، وزارت آموزش و پرورش سازمان پژوهش و برنامه ریزی آموزشی ، چاپ دهم 1388. 13-میر ، علیرضا ، میر لشکری ، لیلا ،استان شناسی سیستان و بلوچستان ، وزارت آموزش و پرورش سازمان پژوهش و برنامه ریزی آموزشی ، چاپ اول 1390. 14-پیری، محمد و.....، استان شناسی تهران ، وزارت آموزش و پرورش سازمان پژوهش و برنامه ریزی آموزشی ، چاپ اول 1389. 15-ربیعی ، محسن و....، استان شناسی اصفهان ، وزارت آموزش و پرورش سازمان پژوهش و برنامه ریزی آموزشی ، چاپ دوم 1390. 16-رضائیان ، علی و ....، استان شناسی یزد ، وزارت آموزش و پرورش سازمان پژوهش و برنامه ریزی آموزشی ، چاپ اول1390. 17-کرامتی ، مسلم و ....، جغرافیای استان بوشهر ، وزارت آموزش و پرورش سازمان پزوهش و برنامه ریزی آموزشی ، چاپ یازدهم 1389. 18-صداقت زاده ، زهره و ...، استان شناسی فارس ، وزارت آموزش و پرورش سازمان پژوهش و برنامه ریزی آموزشی ، چاپ دوم 1390. 19-مداری ، ابراهیم و ....، جغرافیای استان خوزستان ، وزارت آموزش و پرورش سازمان پژوهش و برنامه ریزی آموزشی ، چاپ یازدهم 1389. 20-برزگران ، حسینعلی و .....، جغرافیای استان خراسان جنوبی ، وزارت آموزش و پرورش سازمان پژوهش وبرنامه ریزی آموزشی ، چاپ ششم 1389. 21-یزدان پناه رستمی ، علی ، پاییز 1385 ، پیش بینی بارش های متأثر از مونسون: مطالعه موردی منطقه جنوب شرق ایران ، دانشگاه صنعتی امیر کبیر ، دانشکده مهندسی عمران و محیط زیست ، پایان نامه کارشناسی ارشد. 22-لشگری ، حسن ، بهار 1375 ، الگوی سینوپتیکی بارش های شدید جنوب غرب ایران ، دانشگاه تربیت مدرس ، دانشکده علوم انسانی ، رساله دکتری آب و هوا شناسی. 23-نجار سلیقه ، محمد ، بهار 1385 ، مکانیزم های بارش در جنوب شرق کشور ، دانشگاه سیستان و بلوچستان ، پژوهش های جغرافیایی. 24-نجار سلیقه ، محمد ، 1375 ، الگوهای سینوپتیکی بارش های تابستانه جنوب شرق ایران ، Refrences: 1-Krishna, K., Soman, M.K., and Rupa, K.K., 2004, Seasonal Forecasting of Indian Summer Minsoon Rainfall: A Review Indian Institute of Tropical Meteorology. 2-Kiji, H., Yutaka A., Tetsuzo Y., jiro I., 1982, Characteristics of Precipitation during the Monsoon season in high-mountain areas of the Nepal Himalaya: Hydrological Aspects of Alpian and High Mountain Areas(Proceedings of the Exeter Symposium, July1982. IAHS Publ.no.138. 3-Nazemosadat, M.J., 1998, Persian Gulf sea surface temperature as a drought diagnostic for southern parts of Iran: Drought News Network, 10, 12-14. 4-Chia, Ch., J David N., 2002, Mechanisms Limiting the Northward Extent of the Northern Summer Monsoons over North America, Asia, and Africa: JOURNAL OF CLIMATE. 5-li, J., and Zeng, Q., 2003, A New Monsoon Index and the Geographical Distribution of the Global Monsoon: ADVANCES IN ATMOSPHERIC SCIENCES, VOL. 20, NO. 2,2003, PP.299-302. 6-Karamouz, M., and B., Zahraie, 2004, Seasonal Streamflow Forecasting using sniw Budget and Enso Climate Signals: Application In salt River Basin in Arizona, ASCE J. OF Hydrologic Engineering, 9(6). 7-Chie, I., Yochanan, K., Mark, A., Cane and Victor H., 2007, Indian sumer Monsoon rainfall and its Link with ENSO and Indian Ocean Climate indices: INTERNATIONAL JOURNAL OF CLIMATOLOGY, INT. J. CLIMATOL.27:179-187(2007).