تبلیغات
دسته بندی
لینک دوستان
پیوندهای روزانه

جستجوگر پیشرفته سایت






مونسون



مونسون


Monsoon

 

 

نوشته: جعفر سپهري - كارشناسي ارشد هواشناسي 

 از زمان باستان، دريانورداني كه در شمال اقيانوس هند كشتي راني مي كردند، با واژه اي خطرناك آشنائي داشتند. باران هاي موسمي تابستان كه پيرامون شبه قاره هند، به ويژه خليج بنگال را توفاني و نا امن مي ساخته و دامنه آن، حتي در برخي موارد به قلب درياي پارس هم كشيده مي شده و در چند مورد مركز ايران را هم تحت تاثير قرار داده است. (سيل امام زاده داوود 1336)

 در خردادماه و در حالي كه نيم كره شمالي به سوي تابستاني سوزنده پيش مي تازد، در شبه قاره هند گوئي زمستان آغاز مي شود. گرمائي دهشتناك و مرگ آور توسط باراني سيل آسا به نام مانسون يا توفان هاي موسمي قطع شده و زندگي در اين سرزمين را امكان پذير مي سازد. 

خط استواي هواشناسي ITCZ كه بر خلاف استواي جغرافيايي ثابت نيست و به شدت متغير است، بر روي فلات تبت مستقر شده و شبه قاره هند را كه از ديدگاه جغرافيايي در نيم كره شمالي قرار دارد، از ديدگاه هواشناسي در نيم كره جنوبي قرار مي دهد. 


نواحي موسمي دنيا بر اساس شاخص مونسون ابداع شده توسط S.P. Khromov در سال 1957


سرچشمه اصلي نيروي مانسون 

همانند كليه سيستم هاي اقيانوس شناسي و هواشناسي در سياره زمين، مانسون ها هم نيروي اصلي خود را از خورشيد مي گيرند. كم وبيش حدود 30% از انرژي خورشيدي كه به سطوح بالاي جوي مي رسد، به وسيله سطوح فوقاني ابرها و سطح زمين به فضا بازتاب مي شوند. مقدار بسيار كمي از آن نيز به وسيله جو جذب مي شود. تضاد و تقابل فصل ها در دو نيمكره شمالي و جنوبي، موجب حركت آرام هوا از نيمكره زمستاني به سوي نيمكره تابستاني، به وسيله گراديان افقي فشار و نيروي عمودي شناوري از اختلاف درجه حرارت، مي شود. 

اما آب و خشكي، به مقدار يكسان انرژي دريافتي از خورشيد، دو واكنش متفاوت نشان مي دهند. دودليل براي اين تفاوت ذكر شده است. نخست اينكه دماي ويژه آب دو برابر دماي ويژه خاك است، يعني با مقدار مساوي انرژي دريافتي، خاك دو برابر آب گرم مي شود. دليل دوم، كه از دليل نخست بسيار مهم تر است اين است كه، گنجايش مؤثر دما، (توانايي يك ماده براي نگه داشتن گرما)، براي اقيانوس ها بسيار بيشتر از قاره هاست. 

در فصل زمستان، خشكي بيش از انرژي كه از خورشيد دريافت مي كند، انرژي به هوا گسيل مي كند. گرمائي كه در تابستان پيش در ژرفاي خاك ذخيره شده بود، اينك به سطح زمين مي آيد. ازآنجاييكه در اقيانوس، گرماي بيشتري ذخيره مي شود، در زمستان سطح آن كمتر سرد مي شود. 


چرخه تابستاني مانسون هند 

در فصل تابستان در هر نيم كره، انرژي دريافتي خورشيد، بيش از انرژي بازتابشي است. همچنين خشكي گرماي خود را زودتر از دست مي دهد. اين خصوصيت به ويژه بر روي بيابان ربع الخالي، يكي از بزرگترين بيابان هاي جنب حاره، و فلات تبت، با ارتفاع متوسط 4 كيلومتر از سطح دريا، در ميانه قاره آسيا، نمايان است. اين گرماي از دست رفته، حد غربي و شمالي مانسون هند را توجيه مي كند. در خردادماه هندوستان شمالي از چندين ماه پيش همچنان خشك است و دما در آن به بيش از 40 درجه سانتيگراد مي رسد. همزمان در نيم كره جنوبي، زمين سرد است. در هر نيم كره، تبادل انرژي ميان خشكي و دريا برقرار مي شود. نتيجه كلي، بالا رفتن گرماي هندوستان و شمال افريقا در برابر پايين آمدن گرماي اقيانوس هند است. 



در هنگامي كه ناحيه مانسون آسيا به بيشينه دماي خود مي رسد، گراديان افقي فشار بر فراز خشكي و دريا شدت مي يابد. گراديان فشار و نيروهاي شناوري كه به وسيله گرماي هوا ايجاد مي شوند، موجب حركت همگرائي در نزديكي سطح زمين مي گردند. اين خود موجب حركت هواي مرطوب-سنگين از سوي استوا و اقيانوس هند به سوي منطقه كم فشار جنوب آسيا مي شود. به دليل وجود شتاب كوريوليس، مسير واقعي حركت بادها منحني است. پادساعت گرد روي شبه قاره هند و ساعت گرد بر روي فلا تبت. 


مونسون تابستانه

 

مونسون زمستانه

باران هاي موسمي 

جريان هواي برخاسته در روي شبه قاره هند، محيطي با فشار كم را ايجاد مي كند. اين هوا نخست منبسط شده سپس سرد مي شود، آنگاه رطوبتي را كه با خود حمل مي كرده به ابر و سرانجام باران تبديل مي گردد. فرآيند ميعان نيز گرماي نهان (latent heat) ذخيره شده در مولكول هاي آب را آزاد مي كند. اين منبع عظيم گرما به نيروي شناوري براي ايجاد چرخه مانسون افزوده مي شود. رشته كوه هاي Ghats در ساحل غربي هند و رشته كوه هاي سترگ هيمالايا در فلات تبت در شمال شبه قاره هند، نيروي مكانيكي بالارونده اي توليد مي كنند كه اين نيرو به فرآيند ميعان و بارش بسيار كمك مي كند.

Indian Summer Monsoon Index (Definition)


Western North Pacific Monsoon Index (Definition)

 

باران هاي موسمي تابستاني آسيا، براي حدود يكصد روز، تقريبا همزمان با بادهاي 120 روزه سيستان، از روزهاي پاياني خرداد ماه آغاز شده و در روزهاي آغازين مهرماه به پايان مي رسد. روز آغازين اين باران ها براي هر سال متفاوت از سال هاي ديگر است، اما اين روز در يك محدوده يك ماهه قرار دارد. در Kerala، كه در عرض جغرافيايي 8 درجه شمالي قرار دارد، اين باران ها در روز 12 خرداد، با تقريب يك هفته اي، آغاز مي شود. سپس مانسون به آهستگي به سوي شمال غربي پيش روي مي كند. روز 21 خرداد در بمبي، 19 درجه شمالي، و روز 26 خرداد در دهلي، 28.5 درجه شمالي، خود را نشان مي دهد. در نيمه نخست تيرماه، تمامي شبه قاره هند زير نفوذ مانسون قرار مي گيرد. تعادل آب در هندوستان چنان موبه مو و تنگاتنگ است كه فقط يك هفته تاخير در باران به فاجعه اي بزرگ منجر مي شود. هرچند تاريخ آغاز اين باران ها اغتشاشي يك ماهه دارد، اما پژوهش ها نشان مي دهد كه مقدار باران موسمي، ربطي به تاريخ آغاز آن ندارد. بيشينه اين بارش ها در Cherranpunji با ميانگين 425 اينچ در سال است، اما در يك مورد حتي 1024 اينچ بارندگي هم ثبت شده است. 

بررسي و مطالعه باران هاي موسمي نشان مي دهد كه اين جريان در حدود اواخر مرداد و اوايل شهريور، يك وقفه 3 الي 21 روزه دارد. 


Blog Skin


از مهرماه تا خردادماه در شبه قاره هند، به جز منطقه تاميل نادو و رشته كوه هاي Ghats، به ندرت بيش از چند ميلي متر باران مي بارد. در مهرماه باران هاي موسمي به سوي جنوب شرقي هند حركت مي كند. در آبان ماه جبهه مانسون به تاميل نادو رسيده و تقريبا در همين زمان مانسون زمستاني در جنوب هند به آرامي آغاز مي شود. 

در اين زمان، ديگر مناطق شبه قاره هند به سوي خشكي پيش مي رود، بادهاي گرم و مرطوب جنوب غربي به بادهاي سرد و خشك شمال شرقي، و مانسون تابستاني به مانسون زمستاني تبديل مي شود. در زمستان بادهاي شمال وز، هواي سرد و خشكي را بر روي شبه قاره حاكم مي كنند. اين فرآيند موجب ايجاد هوايي سرد، خشك و بدون ابر، به ويژه در ماه هاي بهمن و اسفند مي شود. از ميانه هاي اسفند ماه تا آغاز باران هاي موسمي در خرداد ماه، توفان هاي تندري پيش درآمد مانسون، گهگداري اين گرماي دهشتناك را مي شكند. در اواخر خرداد ماه، كرانه هاي هند شاهد ظهور دوباره باران هاي موسمي خواهند بود. اين چرخه هوائي زندگي مردم در اين منطقه را به شدت تحت تاثير خود قرار مي دهد. 


باران هاي موسمي در مالزي-استراليا 

جنوب شرقي آسيا و شمال استراليا تحت تاثير سيستم مانسون واحدي قرار دارند كه در دو سوي خط استوا گسترده شده و به اين دليل با مانسون هاي ديگر متفاوت است. البته مانسون شمال شرقي استراليا از اين سيستم مجزاست و جداگانه عمل مي كند. حجم عظيم آب ميان استراليا و آسيا تاثير شگرفي بر آب وهواي منطقه حاره و مانسون تابستاني آن دارد. جزاير فراوان، اندونري، فليپين، ملانزي، پلي نزي، پلي پونزي و ...، آب وهواي متنوع حاره اي را در خود جاي داده است. توفان هاي پيچندي تايفون كه در فصل مانسون ايجاد مي شوند به پيچيدگي آن مي افزايند. 

Australian Monsoon Index (Definition)

 

شمال چين، كره و ژاپن را، به دليل فصول، آهنگ بارش در عرض هاي مياني، هواي سرد قاره اي در زمستان، جبهه زائي، نوسان باران و سيستم هاي پرفشار خشك در فصل گرم، از اين گروه جدا مي كنيم. در حقيقت اين مناطق، بيشتر در زير نقوذ سيستم مانسون هندوستان قرار دارند. مرز طبيعي منطقه حاره، مابين ناحيه غير مانسون و سرزمين هاي جنوبي مانسون دار به شدت به چشم مي خورد.

حد شمالي مانسون حاره اي، حتي به عرض 25 درجه شمالي هم مي رسد. در مناطق شمالي تر، مانسون نيروي چنداني ندارد كه با سيستم پرفشار جنب حاره اي مقابله كند. به اين ترتيب باران هاي موسمي در تيرماه و شهريورماه، كه به وسيله واچرخندهاي پرفشار در مردادماه از هم ديگر جدا مي شوند، رخ مي دهد. در جنوب چين و فليپين، بادهاي تجارتي حاره اي شرق وز، از مهرماه تا ارديبهشت ماه وزيده و اغلب به وسيله سيستم پرفشار ايجاد شده در منطقه سيبريه تقويت مي شوند. جايگزيني اين باد در ماه هاي خرداد تا شهريور به وسيله بادهاي جنوب غربي، در اثر مانسون ايجاد مي شود. 

در هند و چين مانسون هاي تابستاني بسيار نيرومندترند. جريان رسيده از جنوب غربي از خردادماه تا آبان ماه، با ابرهائي به ضخامت 4 الي 5 كيلومتر، باراني فراوان را به همراه مي آورد. ماه هاي آذر و دي، فصل سرد و خشك، و ماه هاي فروردين و ارديبهشت فصل بسيار گرم منطقه است. در شرق و جنوب شرقي مانسون زمستاني باران زاست. 

در اندونزي به دليل گسترش آب عرض جغرافيائي پايين منطقه، مانسون بسيار ضعيف عمل مي كند. به دليل كوچكي ابعاد و سادگي زمينه، استراليا ساده ترين الگوي مانسون را دارد. شمال آن داراي يك برش باد ميان تابستان (شمال غربي) و زمستان (جنوب شرفي) است. اما دو تفاوت نيز با ديگر مانسون ها دارد. نخست اينكه باد شمال شرقي، مانسوني است كه با حود باران را به ژرفاي قاره مي برد و دوم اينكه حتي در تابستان بادهاي تجارتي جنوب شرقي به دليل واچرخندهاي پرفشار گذري، چشمگير هستند.

مانسون غرب آفريقا

در حدود 200 سال است كه باران هاي موسمي غرب افريقا شناخته شده اند. در زمستان اين باران ها از جنوب غربي به جايي مي آيند كه بادهاي تجارتي شمال شرقي كه از صحرا و كرانه هاي شرقي افريقا مي وزند، گرماي دهشتناك به همراه توفان شن را با خود به آنجا مي آورند. منطقه اي با شب هاي سرد و روزهاي بسيار گرم. در چنين شرايطي مراكز پرفشار واچرخنددر عرض جغرافيايي 20 درجه شمالي به همراهي رودبادهاي شرقي (Jet stream) در عرض جغرافيايي 10 درجه شمالي، كه از شبه قاره هند به خط استوا بسيار نزديك تر هستند، باران هاي موسمي را ايجاد مي كنند. مانسون غرب افريقا از نظر مكاني تقريبا ميان بادهاي جنوب غربي و بادهاي سطحي خشك زمستاني كرانه هاي غربي افريقا harmattan قرار دارد. وجود اين باران هاي موسمي از نفوذ هواي خشك از عرض 20 درجه شمالي به پايين تر جلوگيري مي كند. هواي گرم و خشك در حدود عرض 8 درجه شمالي به طور كامل ناپديد مي شود. 

مانسون در اروپا و امريكاي شمالي 


مانسون هاي تكامل نيافته 

باران هاي موسمي تاثير فراواني در اروپاي مركزي دارد. جاييكه جهت باد از سوي اقيانوس اطلس حدود 30 الي 40 درجه تغيير مي كند و نه به طور پيوسته اما بسيار زياد با دگرگوني هاي جبهه اي، سرما، هواي ابري، باران و توفان تندري را همراه است. از ديدگاه اقليم شناسي اين باران ها موسمي هستند، اما فقط مراحل بدوي و نخستين يك مانسون، كه پي آمد هوايي منحصر به فرد است. اين حالات تا تبديل شدن به يك مانسون واقعي راه زيادي در پيش رو دارد. 

در عرض هاي پايين جغرافيايي امريكاي شمالي و در كرانه هاي خليج مكزيك، فضاي مناسبي براي گسترش مانسون وجود دارد. در طول تابستان، بر روي مناطق گرم، بارها سيستم هاي كم فشار چرخندي ايجاد مي شوند. بادهاي تجارتي شمال شرقي، به بادهاي شرقي، جنوب شرقي و حتي جنوبي تبديل مي شوند. ايالت تگزاس و كشورهاي پيرامون خليج مكزيك، تحت تاثير هواي مرطوب اقيانوسي، كه تا حد زيادي داخل خشكي نفوذ مي كنند، قرار دارند. البته باران ها، ويژگي هاي يك مانسون را نشان نمي دهند. در كل بارش ها 2 يا 3 و يا حتي 4 نقطه اوج بارش وجود دارد. در زمستان جريان هاي شمالي كه اغلب به وسيله سيستم هاي پرفشار واچرخندي ايجاد مي شوند، سرما را با خود به داخل خشكي مي آورند. اگرچه بارش هاي تابستاني و زمستاني، ويژگي هاي باران موسمي را از خود نشان مي دهد، اما هيچكدام آنچنان توانمند نيستند كه در گروه مانسون طبقه بندي شوند.

در امريكاي مركزي يك مانسون واقعي در بين عرض هاي جغرافيايي 5 و 12 درجه شمالي، در منطقه كوچكي از اقيانوس آرام رخ مي دهد. نه فقط بادهاي فصلي آن، بلكه بارش آن هم كاملا مانسون است. فصل زمستان آنجا بسيار خشك است. فصل بارش آن خرداد ماه در شمال خليج مكزيك و تيرماه در جنوب مكزيك آغاز مي شود و در مهرماه در شمال و آذر ماه در جنوب به پايان مي رسد. اين روند در جنوب مكزيك حدود 3 ماه و در كستاريكا حدود 7 ماه به طول مي كشد. اين مانسون در حقيقت نمونه كوچكي از مانسون هند است.




 

تصاوير ماهواره اي:

 



مونسون (Monsoon) برگرفته از واژه موسم عربي به معناي فصل است. مونسون ها نسيم هاي دريايي شديد هستند كه بخصوص در آسياي جنوبي و بخش هايي از آفريقا ديده مي شوند و تقريبا 6 ماه از سال را از جانب شمال شرقي و 6 ماه ديگر را از جنوب غربي مي وزند. مولفه غربي باد در مونسون هاي تابستاني غالب است و آنها گرايش قوي به همگرايي، صعود و ايجاد باران دارند. بر عكس، مولفه شرقي باد در مونسون هاي زمستاني غالب بوده و گرايش به واگرايي و نشست هوا دارند و سبب خشكسالي مي گردند. مونسون هاي تابستاني و زمستاني هر 2 نتيجه اي از اختلافات روندهاي ساليانه دماي حاكم بر خشكي و دريا هستند. 

مونسون به بادهايي گفته مي شود كه شبيه به نسيم دريا بوده، اما سرعت وزش باد در آنها شديدتر و هماهنگ تر مي باشد و در زمان هاي خاصي از سال نيز جريان دارند. اين پديده ممكن است در هر مكاني از كره زمين رخ دهد؛ چناچه در تابستان و بر روي قاره ها، زماني كه جريان هوا به سمت درون و به سوي كم فشار حرارتي است و يا بر عكس، در زمستان موقعي كه هوا از پرفشار حرارتي خارج مي گردد، اين پديده اتفاق مي افتد.

شبه قاره هند به لحاظ قرار گرفتن در نزديكي استوا، پستي و بلندي هاي موجود، شكل جغرافيايي و قرار گرفتن در ناحيه اقيانوس هند، داراي مشهورترين مونسون جهان مي باشد. در اين مكان، هوايي كه از روي درياي عرب به سمت ساحل مالابار جريان دارد به رشته كوه هاي واقع در مرز غربي هند برخورد مي كند. در اين پديده هواي سردتر و چگال تر اقيانوس هند به سمت هواي گرم سرزمين شبه قاره هند يورش برده و در نتيجه آن، الگويي از گردش هوا از سمت اقيانوس به طرف خشكي برقرار مي گردد كه شبيه به نسيم دريا مي باشد؛ اما اين جريان شديدتر و هماهنگ تر از نسيم دريا است. در فصل تابستان كه پهنه خشكي ها داغ بوده و هواي روي آنها به سمت بالا صعود مي كند، هواي سردتر اقيانوس براي جبران كاهش جرم، با صعود هواي مرطوب در روي خشكي، بخار آب نيز به شكل باران و بعضي از اوقات به صورت برف ريزش مي نمايد. بر اثر جاري شدن جريان مونسوني بر روي كوه هاي هيماليا باران بسيار زيادي در اين منطقه ريزش مي كند. بطوريكه ميانگين بارندگي سالانه در شهر چراپونجي، 12954 ميلي متر است كه حتي به 31760 ميلي متر طي 12 ماه نيز رسيده است. اين شهر بعد از هاوايي دومين شهر پرباران جهان محسوب مي شود.

بررسي موقعيت جغرافياي و پستي و بلندي هاي هند

شبه قاره هند ما بين عرض هاي جغرافيايي 7.5 الي 35 درجه شمالي و طول هاي جغرافيايي 67 الي 97 درجه شرقي قرار دارد. اين شبه قاره مطابق شكل 1 تقريبا به شكل يك زبانه مثلثي شكل وارونه از جنوب قاره آسيا به داخل اقيانوس هند كشيده شده است. رشته كوه هاي غات غربي (Western Ghats) نيز به موازات سواحل درياي عرب معروف به سواحل مالابار (Malabar) از 22 درجه شمالي تا نوك جنوبي شبه قاره هند كشيده شده است. اين رشته كوه هاي در سمت دريا داراي شيب خيلي تند بوده، اما در سمت رو به خشكي داراي شيب هاي ملايم و پهن مي باشند. بلندي هاي آن در ناحيه شمال بين 900 الي 1500 متر و در ناحيه جنوب به 2600 متر مي رسد. كوه هاي غات شرقي كه به موازات سواحل خليج بنگال كشيده شده اند، از چندين كوه و تپه مجزا با ميانگين ارتفاع 600 متر تشكيل شده اند كه بيشينه قله كوه ها و تپه هاي آن به 1200 متر يا فراتر مي رسد. در شمال شرقي هند، تپه هاي خازي (Khasi) معروف به اسكاتلند شرق در جلگه شيلونگ (Shillong Plateau) واقع است كه در آن ناحيه چراپونجي (Cherrapunji) دومين شهر پر باران جهان قرار دارد. در مرز شمالي شبه قاره هند، كوه هاي معروف هيماليا و هندوكش قرار دارد كه مجموعه اين ارتفاعات، فلات دكن را در داخل خود محصور ساخته اند. 

شكل 1. نقشه پستي و بلندي هاي شبه قاره هند



جهت وقوع بارش 2 عامل اساسي لازم است:

1- صعود هواي مرطوب
2- تشكيل قطرك ها (هسته هاي تراكم)


ارتفاعات نقشه بسيار مهم و اساسي را در تشكيل بارش هاي كوهستاني (كوهزاد) ايفا مي كنند. كوه ها با ايجاد موانع طبيعي بر سر راه بادهايي كه حاوي رطوبت درياها و اقيانوس ها هستند، سبب صعود مكانيكي اجباري هوا شده، سرد شدن بي دررو آن با كاهش دماي هوا به زير نقشه شبنم همراه شده ميعان سبب ايجاد ابر و در نهايت بارش مي شود.

ويژگي ها توپوگرافي شبه قاره به شرح زير است:

1- وجود پهنه آبي فراوان سراسر شبه قاره - درياي عرب، خليج بنگال و اقيانوس هند. اين ويژگي به انباشت رطوبت در خلال فصل گرم كمك مي كند.

2- دوما وجود ارتفاعات فراوان مانند رشته كوه هاي غات غربي و كوه هاي هيماليا سراسر مسير باد هاي موسمي جنوب غربي. كه دليل عمده، بارش هاي ذاتي كوهزاد سراسر شبه قاره هند است. 

 2-1- رشته كوه هاي غات غربي نخستين ارتفاعات هند بوده كه بادهاي جنوب غربي مونسون با آن برخورد مي نمايند. غات غربي با شيب تندي از كرانه هاي ساحلي غربي شبه قاره سر به فك كشيده شده كه موانع موثر براي بادهاي موسمي ست.

2-2- كوه هاي هيماليا (s‏n‏i‏a‏t‏n‏u‏o‏M‏ a‏y‏a‏l‏a‏m‏i‏H‏) نقش موثر تري در موانع كوهزاد براي مونسون ايفا مي نمايد. آنها به محبوس سازي به سوي شبه قاره كمك مي نمايند. با حذف آنها، بادهاي موسمي جنوب غربي بر جانب راست شبه قاره به سوي چين، افغانستان و روسيه بدون ايجاد هيچگونه بارش مي وزند.
 
2-3- براي مونسون شمال شرقي، ارتفاعات غات شرقي نقش موانع كوهزاد را ايفا مي نمايد.

 

مونسون هند

ناحيه نزديك هند در منطقه استوا از اين حيث كه تقريبا در طي سال در سطح آن بادهاي غربي غالب هستند، بي نظير است. در ماه فوريه (بهمن)، جريان شرقي سطحي فقط تا عرض هاي 20 درجه شمالي مي رسند و در عرض هاي بالاتر، داراي مولفه شمالي خيلي قوي هستند. جريانات شرقي در موقع گذر مابين ((پايان يك مونسون)) و ((آغاز مونسون بعدي)) به سرعت به سمت شمال برگشته و با اين حركت، تغييرات موثر در گردش جو بالا رخ مي دهد. در اواخر ماه مارس و با آغاز فصل بهار، خورشيد نيز به استوا رسيده و از آن پس، به سمت عرض هاي شمالي حركت مي كند. همراه با اين تحول، ناپايداري جوي و ابرهاي همرفتي (Convective) و باران نيز محو مي گردند. در اين هنگام در طول هند شمالي هنوز جت استريم غربي جنب حاره اي است كه جريان هوا را كنترل مي كند و مطالبق با شكل، بادهاي سطحي، شمال شرقي هستند. در طي ماه آوريل كه خورشيد بالاي استوا قرار دارد و به سمت قطب حركت مي كند، منطقه استوا و بخصوص هند، مستعد گرمايش سريع است؛ زيرا مطابق شكل 1، سرزمين هاي كوهستاني واقع در شمال آن، مانع از هجوم هر گونه هواي سردي هستند. در ماه مي، مونسون جنوب غربي بخوبي روي سريلانكا مستقر شده و در اين هنگام در وردسپهر (تروپوسفر) بالا سه منطقه گرم نسبي مجزا از هم وجود دارند كه عبارتند از:
1- روي جنوب خليج بنگال (Bay of Bengal)

2- روي سرزمين هاي كوهستاني تبت

3- روي طول باز، خرطوم هاي خشك شبه جزاير 

ناحيه گرم نسبي اولي بيشتر در تراز 500 تا 100 هكتوپاسكال ديده مي شود و در تراز پايين تر ظاهر نمي گردد و احتمالا علت بوجود آمدن آن، گرماي ميعاني است كه در امتداد ناحيه همگرايي ميان حاره اي پيش رونده از قله ابرهاي برج وار كومه اي بارا (Cumulonimbus) آزاد مي شود.

در ماه مي سطح خشك تبت (بالاي 4000 متر) گرما را جذب كرده و به سهولت آنرا به توده هوا منتقل مي سازد؛ بدين سان سلول واچرخندي در حدود 6000 متري بوجود مي آيد كه بر اثر آن، جريان شرقي قويي روي هند شمالي در وردسپهر بالا (تروپوسفر) جريان مي يابد. تشكيل اين سلول واچرخندي سبب مي گردد كه جت استريم جنب حاره اي بطور ناگهاني مسير حركت خود را به شمال پشته واچرخند و سرزمين هاي كوهستاني تغيير دهد؛ هر چند كه احتمال دارد اين جت بر حسب تصادف براي دوره هاي خيلي كوتاه در سمت ناحيه جنوبي موقعيت خود، مجددا ظاهر گردد. روي هند شمالي در وردسپهر بالا اين تغيير گردش از جت غربي به جريان شرقي بصور معكوس با گراديان هاي قائم فشار و دماي ما بين 600 و 300 هكتوپاسكال مطابقت دارد. در بسياري از موارد، جريان شرقي بالا را نيروي جت فرض مي كنند و انتظار مي رود كه با شكست ناگهاني (Burst)، با شروع فعاليت شديد چند روزه اي مونسون سطحي جنوب غربي واقع در فاصله 1500 كيلومتري از جنوب جت همراه باشد؛ هر چند علت دقيق اين رابطه منظم قطعي هنوز شناخته نشده است. طي حركت به سمت شمال خورشيد، چون هند داراي شكل مثلث وارونه است، خشكي ها نيز بطور تصاعدي گرم مي شوند. اين انتشار شتابدار گرمايش با گردش عمومي گرما تركيب شده و توسط جريانات باد منتقل مي گردد و منتج به فعاليت شديدتر مونسون اوليه روي درياي عرب در اواخر فصل بهار خواهد شد؛ يعني جايي كه اكثر اوقات، موقعيت جبهه حقيقي در آنجاست و سپس از آنجا به روي خليج بنگال انتقال مي يابد. رطوبت نسبي بخش هاي ساحلي ناحيه هند به بيش از 70 % افزايش يافته و در اين هنگام مقداري باران مي بارد. هوا روي خشكي هاي گرم از سطح زمين تا ارتفاع 1500 متري ناپايدار بوده، اما اين ناپايداري توسط جريان فراگيرنده فروكش مي كند. البته اين امر مانع از وقوع طوفان هاي تندري در اواخر ماه مي نخواهد شد.

شكل 2. موقعيت متوسط باد هاي سطوح فوقاني (روبادها) تراز 200 HPA طي فصول گرم و سرد سال.

 

در طي ماه ژوئن (از اواسط خرداد تا اواسط تير)، جت شرقي با ثباتي در 150 تا 100 هكتوپاسكال مستقر مي شود كه بيشينه تندي آن در موقعيت طبيعي اش در جنوب پشته واچرخندي، تقريبا در عرض 15 درجه شمالي از چين به روي هند كشيده شده است. اين جت در عربستان شتاب كند شونده داشته و به وردسپهر مياني (3000 متر) نشست مي يابد. 

كمربندي از هواي خيلي سرد در پوش سپهر يافت شده كه شبيه به قبي بوده و معمولا بالاي همگرايي بين حاره اي نزديك استوا، بالاي پشته واچرخندي در طول آسياي جنوبي بين 30 تا 40 درجه شمالي و بالا تراز 6000 متري (500 هكتوپاسكال) رخ مي دهد. اين سيماهاي جو بالا كه خيلي دور از استوا بوجود مي آيند، در ارتباط با مونسون سطحي بوده و زماني كه جريان مونسوني موجود نباشد، پنهان مي باشند. 

موضوع جت شرقي، موقعيت باران هاي مونسوني را كه در سمت چپ جلوي جت و سمت راست عقب جت مي بارند، كنترل مي كند؛ اما جريان سطحي باد قوي است كه از جنوب غربي مي وزد و هواي مرطوب و ناپايداري را كه حاوي رطوبت هاي بيش از 80 % است، با خود آورده و رگبارهاي سنگين طوفاني را در موقع شكست ناگهاني مونسون ايجاد مي كند. 

الگوي كلي، از روند جبهه اي منسجمي پيروي مي كند كه حوادث مهم محلي ممكن است بطور قابل ملاحظه اي متفاوت باشند. مقدار بارش از سالي به سال ديگر و از مكاني به  مكان ديگر متغير است. در مقابل كوه هاي غات غربي، ابرهاي كومه اي با رشد عمودي فوق العاده زياد شكل مي گيرند كه بارش ايجاد كرده و بسيار تماشايي هستند. در اينجا، نخست جريان هواي مونسوني در مقابل شيب هاي تند متوقف گشته و به مرور، هوا روي هم انباشته مي شود كه بر اثر بالا رفتن آن از شيب تند كوه، ابرهاي تشكيل شده ضخيم و ضخيم تر مي شوند تا اينكه جريان هواي سطحي و ابرها روي مانع غلتيده و بعد از چند نوبت جذب مختصر توسط هواي خشك دور از دريا،‌آبشار كوچكي از هوا را به سمت درون فلات دكن جاري مي سازد.

در فصل مونسون، شيب هاي رو به باد از 2000 تا 5000 ميلي متر باران دريافت مي كنند. عوامل متعدد و بويژه پستي و بلندي براي ساختن يك الگوي منطقه اي پيچيده با هم تركيب مي شوند. هواي اقيانوسي كه در زير 6000 متري به سمت هند جريان دارد، مطابق با اثر كوريوليس منحرف مي گردد. جريان همگراي نزديك شونده اي كه مرطوب نيز مي باشد، روي خشكي داغ ناپايدار شده و در معرض تلاطم همرفتي قرار مي گيرد. ابرهاي برج وار كومه اي بارا هزاران متر صعود كرده، طوفان هاي تندري بسيار شديدي را ايجاد مي كنند. در ضمن، اين فرايند، گرماي نهان را نيز به هواي اطراف آزاد مي سازد كه در نتيجه، كمربند گرم وردسپهر بالا در جهت شمال غربي از اقيانوس به روي خشكي مهاجرت مي كند. توده هواي اصلي در بالاي 9000 متري، جريان قوي شرقي را ابقا مي نمايد.
شكل 3. a) متوسط وضعيت بادهاي تراز 850 HPA (متر بر ثانيه)، b) بازتابش تشعشعات طول موج بلند (OLR) بر حسب وات بر متر مربع و c) دماي تراز 200 HPA (سلسيوس) طي 3 ماهه ژوئن تا اوت (تابستان)

 


در ماه هاي ژوئن و ژوئيه (از اواسط خرداد تا اواسط مرداد) كه مونسون قوي است؛ ضخامت آن از سطح زمين تا ارتفاع 6000 متري (ارتفاع در شمالي ترين قسمت ها كمتر است) و حتي تا 9000 متر بخوبي كشيده مي شود. شرايط جوي روي كل هند، ابري و گرم و مرطوب است. بارش مابين 400 و 500 ميلي متر است، ولي پستي و بلندي ها اختلافات فوق العاده اي را در ميزان بارش ايجاد مي كنند. در شيب هاي جنوبي تپه هاي خازي فقط در 1300 متري، جايي كه جريانات هواي مرطوب بالا برده شده و سپس به سمت ديگر تپه سرازير مي شود، شهر چراپونجي در ژوئيه داراي متوسط بارش 2730 ميلي متر مي شود. مونسون روي دره گنگ (Ganges) توسط مانع هيماليا منحرف گشته و جريان هوا جنوب شرقي مي شود. آنگاه، كمربند گرم وردسپهر بالا بواسطه ميعان در روي هند شمالي بصورت زيگزاك حركت مي كند. در طي اين ماه ها، فشار در سطح زمين در كمينه مقدار خود قرار دارد.

اساسا در ماه هاي ژوئيه و اوت (اواسط تير تا اواسط شهريور) است كه امواج كم فشار هواي مونسوني ظاهر مي شوند و در ماه يك يا دو بار وافشاريهاي كاملا توسعه يافته را ظاهر گردانيده و كم و بيش، هم زمان با امواج شرقي تراز بالا، از شرق به غرب حركت مي كنند. شكست هاي ناگهاني و تندي جت شرقي سبب تقويت محلي جريان مونسوني تراز پايين گشته و متعاقبا بارش افزايش مي يابد، بطوريكه توزيع بارش يكنواخت تر است. بعضي از وافشاري هاي عميق تر قبل از آنكه به خشكي برسند، به چرخندهاي حاره اي تبديل شده و باران هاي سيل آسا و سيل هاي فجيع را با خود به ارمغان مي آورند. 

در مجموع، گسترش اختلاف زماني بوجود مي آيد كه جت شرقي بيش از معمول به سمت شمال حركت كند؛ زيرا افزايش باد مونسوني روي شيب هاي جنوبي هيماليا، باران هاي سنگين و سيل هاي محلي را به ارمغان مي آورد؛ اما وضعيت جوي روي بخش هاي مركزي و جنوبي بطور ناگهاني خشك تر شده و مادامي كه انتقال غير عادي دوام داشته باشد، به همين شكل باقي مي ماند. انتقال در جهت مخالف نيز ممكن است و در عرض مياني وقتي كه جريان جو بالا در امتداد صورت جنوبي هيماليا ست، براي بخش هاي شمالي، خشكسالي به همراه دارد. اين دوره هاي خشك نيز همانند شكست هاي ناگهاني مونسون، ناشناخته هستند.

مونسون جنوب غربي روي جلگه پاييني ايندوس (Indus) فقط 500 متر ضخامت دارد و رطوبت كافي براي ايجاد باران ندارد؛ به عبارت ديگر جريانات شرقي وردسپهر بالا قويتر مي باشند و در حقيقت، جت استريم شرقي را تشكيل مي دهند. كشورهاي ايران، غرب پاكستان و عربستان احتمالا به دليل واگرايي در اين جت بصورت خشك باقي مي مانند و بنابر اين منبع جديد حرارت سطحي محسوب مي شوند. 

در ماه اوت از شدت و استمرار آفتاب كاهش يافته و دماها نيز شروع به كاهش مي كنند و نوسانات هواي جنوب غربي بطور نامنظم كاهش يافته و تقريبا در شمال غربي متوقف مي شود. در اين هنگام هنوز چراپونجي بيش از 2000 ميلي متر بارش دريافت مي كند. اما در سپتامبر (اواسط شهريور تا اواسط مهر) هواي شمالي كه خشك و سرد مي باشد، شروع به چرخيدن به سمت غرب ارتفاعات هند نموده و بر روي شمال غربي هند گسترده مي شود. جت شرقي ضعيف شده و جريانات شرقي ورد سپهر بالا به سمت جنوبي تر حركت مي كنند؛ زيرا در ترازهاي پايين تر، جريانات مرطوب جنوب غربي خيلي ضعيف و متغير هستند و زود عقب نشيني مي كنند. در نهايت، بارش در بيشتر منطقه متغير بوده، اما هنوز بارش هاي رگباري بيشتر در ناحيه جنوب شرقي و روي خليج بنگال مي بارند. 

تا اوايل ماه اكتبر در همه جاي هند بادهاي متغير به دفعات تكرار مي شوند. در پايان ماه، منطقه هند يكدست از هواي شمالي پوشيده شده است و مونسون زمستاني شكل مي گيردو جريان سطحي توسط نيروي كوريوليس منحرف گشته و به جريان شمال شرقي تبديل مي شود؛ اين امر سبب مي گردد تا فصل باراني از اكتبر تا دسامبر (فصل پاييز) در كرانه جنوب شرقي دكن (Deccan) شامل ساحل مدرس و شرق سريلانكا ايجاد شود كه تنها با پستي و بلندي آن را نمي توان شرح داد، زيرا بخوبي روي دريا گسترش دارد. وافشاري هاي حاره اي و چرخندها عوامل كمك كننده مهم بشمار مي آيند. 

از اين رو بيشتر مناطق هند فصلي را آغاز مي كنند كه وضعيت جوي آفتابي، خشك و گرد و غباري دارند. در اين هنگام خشك ترين دوره در ايالت پنجاب در ماه نوامبر (آبان و آذر)؛ هند مركزي، بنگال و ايالت آسام در ماه دسامبر (آذر و دي)؛ دكن شمالي در ماه ژانويه (دي و بهمن)؛ دكن جنوبي در ماه فوريه (بهمن و اسفند) اتفاق مي افتد. بر عكس، شيب هاي جنوبي هيماليا و قراقوروم (Karakoram) از آن پس با رسيدن وافشاري هاي جبهه اي از اقيانوس اطلس و درياي مديترانه، تحت تاثير قرار مي گيرند. اين مناطق باران هاي متوسط زمستاني را دريافت مي كنند، زيرا محل آنها بوضوح خارج از قلمرو مونسوني قرار دارد.

در مناطقي كه تهيه آب و محصولات كاملا به باران هاي موسمي بستگي دارد؛ ضروري ست تا به طور كمي پيش بيني هاي هواشناسي بلند مدت در دسترس باشند. پيش بيني بايستي در شروع ماه ژوئن منتشر شود. بررسي ها روي مونسون هند نشان داده اند كه در ماه آوريل، بين داده هاي فشار آمريكاي جنوبي و شرايط باد فوقاني هند، همبستگي مثبت وجود دارد و همچنين در ماه مي، بين بارش در زيمباوه و جاوه و بادهاي شرقي روي كلكته، همبستگي منفي وجود دارد كه مي توان از آنها در پيش بيني استفاده نمود. 
شكل 4. a) متوسط وضعيت بادهاي تراز 850 HPA (متر بر ثانيه)، b) بازتابش تشعشعات طول موج بلند (OLR) بر حسب وات بر متر مربع و c) دماي تراز 200 HPA (سلسيوس) طي 3 ماهه دسامابر تا فوريه (زمستان)

 


در شبه قاره، مونسون بعنوان قديمي ترين مشاهدات آب و هوايي، يك الگوي مهم آب و هوايي در اقتصادي بوده كه جزء پيش بيني ترين و منحصر بفردترين رويداد آب و هوايي محسوب مي شود. در عين حال، هنوز با درك و شناخت اندك فعلي، پيش بيني آن دشوار مي باشد. نظريه هاي متعدد به منظور توضيح سر منشا مونسون پيشنهاد شده است، از جمله روند، قدرت، تغيير پذيري (نوسان)، توزيع و دگرگوني هاي عمومي مونسون شبه قاره هند، اما درك پديده و پيش بيني پذيري آن ها  هنوز هم در حال تغيير و تحول مي باشد. مشخصه هاي جغرافيايي منحصر بفرد شبه قاره، همراه با همپيوندي مولفه هاي اتمسفري، اقيانوسي و جغرافيايي، بر حصول اطمينان در پيش بيني رفتار يك مونسون در جنوب آسيا و شبه قاره هند بسيار موثر است. با توجه به تاثير مونسون در كشاورزي، فلور (فلور =Flora)، فون(زياگان = Fauna) و آب و هواي عمومي هند، بنگلادش، پاكستان، سريلانكا و غيره، در ميان ديگر اثرات اقتصادي، اجتماعي و زيست محيطي، مونسون يكي از مطالعه شده ترين و پيش بيني ترين پديده هاي آب و هوايي شبه قاره هند مي باشد. مونسون تاثير قابل توجهي، در رفاه عمومي ساكنان شبه قاره گذاشته، ليكن به (( وزير دارايي واقعي هند = real finance minister of India)) لقب گرفته است.

 


زمينه

طبق مشاهدات اوليه توسط ملواناني كه در درياي عرب بين آفريقا، هند و جنوب شرق آسيا سفر مي كنند، مونسون يك پديده بزرگ آب هوايي در هند (و شبه قاره) به لحاظ تاثير بر زندگي ساكنان آن در طول قرنها محسوب مي شود. مونسون در هند مي تواند بر اساس گسترش فضايي بر فراز شبه قاره به 2 شاخه طبقه بندي شود: 

- شاخه درياي عرب

- شاخه خليج بنگال

متناوبا، آن بر اساس راستاي بادهاي بارانزا (rain bearing winds) مي تواند به 2 بخش تقسيم شود:

- مونسون جنوبي - غربي ( موسمي SW)

- مونسون شمالي - شرقي (موسمي NE)
شكل5. a و b، بترتيب راستاي باد 850 HPA، دماي سطح آب دريا (C0) و بارش (mm/day) در طي تابستان (ژوئن تا اوت) و زمستان (دسامبر تا فوريه) را نشان مي دهند.

 

آن همچنين مي تواند بر اساس موقعيت سال، كه بادها باران را به هند به ارمغان مي آروند، به دو دوره بارشي تقسيم شود:

- مونسون تابستان (مي تا سپتامبر)

- مونسون زمستان (اكتبر تا نوامبر)

به سبب پيچيدگي مونسون، به عنوان يك پديده آب و هوايي هند، هنوز به طور كامل شناخته نشده، به همين سبب پيش بيني دقيق رفتار آن در كميت، توزيع زماني و مكاني بارش ناشي از آن دشوار است. 

 

شكل6. ابرهاي مونسون جنوب غربي بر فراز تاميل نادو (Tamil Nadu) هند

 


مكانيسم مونسون

مونسون يك پديده حاره اي ست. شبه قاره هند، در قسمت شمالي استوا از هيماليا تا هندوكش، عمدتا در ناحيه حاره اي نيمكره شمالي واقع شده است. الگوي آب و هوايي شامل وزش باد در راستاي جنوب به غرب (شناخته شده بعنوان مونسون جنوب به غرب) از اقيانوس هند به سوي سرزمين بزرگ هند در طي ماه هاي ژوئن تا سپتامبر مي باشد. به طور كلي باد هاي باران آور، از دريا به ساحل وزيده و باران ها را به اكثر قسمت هاي شبه قاره به ارمغان مي آورند. آنها به 2 شاخه تقسيم مي شوند، شاخه درياي عرب و شاخه خليج بنگال در نزديكي منتهي اليه جنوبي شبه جزيره هند. 

ميانه اواخر سال، در حدود ماه اكتبر، اين بادها تغيير مسير داده و شروع به وزش در راستاي شمال به شرق (شمال شرقي) مي كنند. كه سبب جريان خشكي به دريا شده (از شبه قاره به سوي اقيانوس هند)، سيستم با رطوبت كم تنها در بخش هاي محدودي از هند مانند كرالا (Kerala)، آندرا پرادش (Andhra Pradesh) و تاميل نادو (Tamil Nadu) باران به ارمغان مي آورند. كه بعنوان مونسون شمال به شرق (شمال شرقي) شناخته شده است. به هر حال، اين بارندگي جوابگوي كشت برنج در منتهي اليه جنوب هند مي باشد. اين مكانيسم چرخه سالانه مونسون شبه قاره هند را كامل مي كند. 

براي رويداد تمام سناريوهاي فوق، مشخصه هاي عوارض جغرافيايي منحصر بفرد شبه قاره هند به كار مي آيند. ويژگي هاي قابل توجه و لازم شبه قاره هند، در توضيح مكانيسم مونسون به شرح زير عبارتند از:

ويژگي هاي باران هاي موسمي

برخي ويژگي هاي منحصر بفرد باران هايي كه مونسون براي شبه قاره هند به ارمغان مي آورد:


پيدايش باران هاي موسمي (Bursting" of Monsoon Rains")

ظهور مونسون حاكي از پي آغاز (onset) تغييرات ناگهاني در شرايط آب و هوايي در هند (به طور معمول از آب و هواي گرم و خشك به آب و هواي معتدل و مرطوب طي مونسون جنوب غربي) به سبب افزايش سريع متوسط بارش روزانه مي باشد. به همين ترتيب ظهور مونسون شمال شرقي نشان دهنده يك افزايش ناگهاني در متوسط بارش روزانه در سراسر نواحي تحت تاثير ست.


شكل 7. ظهور مونسون بر فراز بمبئي (Mumbai)


تغييرات بارش موسمي (دگرگون پذيري ها)

يكي از رايج ترين عبارات مستعمل جهت توصيف ماهيت بي نظم مونسون شبه قاره هند "دگرگون پذيري هاي مونسون" (= vagaries of monsoon) مي باشد، كه در جرايد، مجلات، كتاب ها و وب پرتال ها جهت طرح هاي بيمه اي و بحث بودجه هند بكار برده مي شود. در برخي سال ها، بارندگي هاي زياد سبب وقوع سيل در نقاط مختلف هند، در برخي سال هاي ديگر، بارش هاي بسيار كم سبب بروز خشكسالي مي شود. در برخي سال ها زمان بندي آن ممكن است متغيير باشد. مونسون، با وجود ميانگين بارش سالانه، توزيع روزانه و ناحيه اي، آن اساسا مي تواند نامتقارن باشد. به همين روي تغيير پذيري ماهيت باران ها و آب و هواي موسمي از ويژگي هاي بارز آن ست.


ايده آل و نرمال باران هاي موسمي

هر سال پي آغاز نرمال مونسون جنوب غربي از سوي سواحل غربي هند (در نزديكي Thiruvananthapuram) حوالي 1 ژوئن آغاز و كل هند را تا حدود 15 جولاي در بر ميگيرد. عقب نشيني مونسون از هند معمولا از 1 سپتامبر آغاز شده و حوالي 1 اكتبر كامل مي شود. به طور مشابه مونسون شمال شرقي در حدود 20 اكتبر آغاز و براي يك دوره حدود 50 روز قبل از عقب نشيني ادامه دارد.
باران هاي موسمي تابستاني آسيا، براي حدود يكصد روز، تقريبا همزمان با بادهاي 120 روزه سيستان، از روزهاي پاياني خرداد ماه آغاز شده و در روزهاي آغازين مهرماه به پايان مي رسد. روز آغازين اين باران ها براي هر سال متفاوت از سال هاي ديگر است، اما اين روز در يك محدوده يك ماهه قرار دارد. در Kerala، كه در عرض جغرافيايي 8 درجه شمالي قرار دارد، اين باران ها در روز 12 خرداد، با تقريب يك هفته اي، آغاز مي شود. سپس مانسون به آهستگي به سوي شمال غربي پيش روي مي كند. روز 21 خرداد در بمبي، 19 درجه شمالي، و روز 26 خرداد در دهلي، 28.5 درجه شمالي، خود را نشان مي دهد. در نيمه نخست تيرماه، تمامي شبه قاره هند زير نفوذ مانسون قرار مي گيرد. تعادل آب در هندوستان چنان موبه مو و تنگاتنگ است كه فقط يك هفته تاخير در باران به فاجعه اي بزرگ منجر مي شود. هرچند تاريخ آغاز اين باران ها اغتشاشي يك ماهه دارد، اما پژوهش ها نشان مي دهد كه مقدار باران موسمي، ربطي به تاريخ آغاز آن ندارد.

بررسي و مطالعه باران هاي موسمي نشان مي دهد كه اين جريان در حدود اواخر مرداد و اوايل شهريور، يك وقفه 3 الي 21 روزه دارد. از مهرماه تا خردادماه در شبه قاره هند، به جز منطقه تاميل نادو و رشته كوه هاي Ghats، به ندرت بيش از چند ميلي متر باران مي بارد. در مهرماه باران هاي موسمي به سوي جنوب شرقي هند حركت مي كند. در آبان ماه جبهه مانسون به تاميل نادو رسيده و تقريبا در همين زمان مانسون زمستاني در جنوب هند به آرامي آغاز مي شود. 

در اين زمان، ديگر مناطق شبه قاره هند به سوي خشكي پيش مي رود، بادهاي گرم و مرطوب جنوب غربي به بادهاي سرد و خشك شمال شرقي، و مانسون تابستاني به مانسون زمستاني تبديل مي شود. در زمستان بادهاي شمال وز، هواي سرد و خشكي را بر روي شبه قاره حاكم مي كنند. اين فرآيند موجب ايجاد هوايي سرد، خشك و بدون ابر، به ويژه در ماه هاي بهمن و اسفند مي شود. از ميانه هاي اسفند ماه تا آغاز باران هاي موسمي در خرداد ماه، توفان هاي تندري پيش درآمد مانسون، گهگداري اين گرماي دهشتناك را مي شكند. در اواخر خرداد ماه، كرانه هاي هند شاهد ظهور دوباره باران هاي موسمي خواهند بود. اين چرخه هوائي زندگي مردم در اين منطقه را به شدت تحت تاثير خود قرار مي دهد. 
به هر روي، مونسون باراني لزوما نمي تواند مونسون نرمالي باشد. يك مونسون نرمال، نزديك به ميانگين آماري محاسبه شده بلند خود روي مي دهد. بنابر اين، يك مونسون نرمال عموما مونسوني ست كه داراي مقدار بارش نزديك به ميانگين در سراسر همه موقعيت هاي جغرافيايي (ميانگين توزيع مكاني) تحت نفوذ خود و طول دوره زماني فعاليت مورد انتظار (ميانگين توزيع زماني) باشد. علاوه بر اين، تاريخ ورود و خروج هر دو مونسون جنوب غربي و شمال شرقي بايد به زمان ميانگين بلند مدت نزديك باشد. معيارهاي دقيق براي مونسون نرمال توسط سازمان هواشناسي هند با محاسبات ميانگين و انحراف معيار براي هر يك از متغيرهاي بارشي فوق الذكر تعريف شده است.

يك مونسون با بارش بي از حد مي تواند سبب سيل هايي در هند، پاكستان و بنگلادش شود. و بارش هاي بسيار كم مي تواند منجر به خشكسالي گسترده، كمبود موارد غذايي، قحطي و زيان هاي اقتصادي شود. بنابر اين يك مونسون نرمال با عملكرد طبيعي، مطلوب ترين مونسون محسوب مي شود. 




نظريه هاي ساز و كار مونسون

نظريه هاي ساز و كار مونسون در درجه اول تلاش مي كنند دلايلي براي بازگشت فصلي بادها و زمانبندي هاي بازگشتشان، ارائه دهند.


نظريه سنتي (Traditional Theory)

به دليل تفاوت در ظرفيت گرمايي ويژه آب و زمين، قاره هاي سريع تر از درياها گرم مي شوند.در نتيجه هواي بالاي زمين هاي ساحلي نسبت به هواي فراز درياها زودتر گرم مي شوند. اين باعث بوجود آمدن مناطقي از فشار هواي كم در بالاي زمين هاي ساحلي در مقايسه با فشار هواي فراز درياها شده نتيجتا بادها از درياها به سوي سرزمسن هاي مجاور جريان مي يابد كه بعنوان نسيم دريا به خشكي (نسيم دريا = sea breeze) شناخته شده است. 

فرايند ايجاد مونسون طبق نظريه سنتي

همچنين بعنوان نظريه حرارتي (گرمايي) يا نظريه تفاوت گرماي دريا و زمين شناخته مي شود، اين نظريه مونسون را بعنوان يك نسيم درياي در مقياس بزرگ بيان مي كند. اين نظريه توضيح مي دهد كه در طي تابستان هاي تند جنب حاره، سرزمين گسترده اي از شبه قاره هند در يك نرخ (آهنگ) متفاوت با درياهاي اطراف گرم شده كه به يك گراديان فشاري از جنوب به شمال منتج مي شود. كه شرايط سبب جرياني از بادهاي مملو رطوبت از دريا به خشكي مي شود. در مسير رسيدن به خشكي به دليل عوارض جغرافيايي اين بادها صعود مكانيكي يافته، بي دررو خنك شده و منجر به باران هاي كوهزاد (orographic rains) مي شوند. توضيح فوق در ارتباط با تكوين بادهاي موسمي جنوب غربي است. فرايند معكوس در طي زمستان هنگامي روي مي دهد، كه سردتر بودن خشكي نسبت به دريا سبب برقراري يك گراديان فشاري از خشكي به دريا مي شود. اين شرايط سبب به جريان افتادن بادهايي بر فراز سرزمين هند بسوي اقيانوس هند در يك راستاي شمال به شرق منتج به مونسون شمال شرقي مي شود. از آنجا كه مونسون جنوب غربي از دريا به خشكي مي باشد، نسبت به مونسون شمال شرقي حاوي رطوبت بيشتر (بنابر اين بارش بيشتر) خواهد بود. تنها قسمتي از مونسون شمال شرقي به سبب عبور از فراز خليج بنگال كسب طوبت كرده، سبب بارش در آندرا پرادش (Andhra Pradesh) و تاميل نادو (Tamil Nadu) طي ماه هاي زمستان مي شود.

با اين حال بسياري از هواشناسان معتقد هستند كه مونسون يك پديده محلي طبق نظريه قديمي نمي تواند باشد، اما طبق نظريه مذكور، يك پديده عمومي آب و هوايي در طول كل ناحيه حاره اي زمين توضيح داده شده است. اين انتقاد، نقش تفاوت گرمايي دريا و زمين در ايجاد بادهاي موسمي را انكار نمي كند بلكه صرفا آن را تنها به يكي از عوامل متعدد محدود مي كند. 

نظريه پويا (Dynamic Theory)

بادهاي غالب گردش اتمسفري ناشي از تفاوت فشار در عرض هاي جغرافيايي مختلف زمين بوده و بعنوان وسيله اي براي توزيع انرژي گرمايي سياره عمل مي كنند. اين تفاوت فشار، ناشي از تفاوت در دريافت تابش خورشيدي در عرض هاي جغرافيايي مختلف زمين است كه منتج به گرمايش ناهمگن سياره مي شود. كمربندي متناوب پرفشار و كم فشار به موازات طول خط استوا گسترش يافته، 2  مدار  حاره (راس السرطان و جدي)، مدارات شمالگان (Arctic) و جنوبگان (Antarctic) و 2 ناحيه قطبي سبب بادهاي آليزه (Trade winds)، بادهاي غربي (Westerlies) و باد هاي شرقي قطبي (Polar easterlies) مي شوند. به هر روي، عوامل جغرافيايي مانند حركت انتقالي زمين، گردش آن و انحراف محور زمين منتج به انتقال تدريجي اين كمربندها به سوي شمال و جنوب به پيروي از انتقال فصلي خورشيد مي شود.


شكل 8. مدل سه سلولي گردش عمومي جو و بادهاي سياه اي


فرايند ايجاد مونسون طبق نظريه پويا

نظريه پويا مونسون توضيح مي دهد كه مونسون بر اساس انتقال سالانه موقعيت كمربندهاي جهاني فشار و باد روي مي دهد. بر طبق آن، مونسون نتيجه انتقال منطقه همگرايي درون حاره اي (Tropical Convergence Zone =ITCZ) تحت تاثير مولفه عمودي خورشيد (vertical sun) مي باشد. گرچه متوسط موقعيت ITCZ بر روي استوا منطبق مي باشد، با عزيمت مولفه عمودي خورشيد به سوي مدارت گرمسيري (راس السرطان و راس الجدي) در طي تابستان نيمكره مربوطه، ITCZ به پيروي از اين مولفه به سمت شمال و جنوب انتقال مي يابد. به اين ترتيب، نظريه مي گويد در طي تابستان شمالي (ماه هاي مي و ژوئن)، ITCZ شمال سو، همراه با مولفه عمودي خورشيد بسوي مدار راس السرطان حركت مي كند. ITCZ بعنوان ناحيه كم فشار هاي منطقه حاره مقصد نهايي باد هاي آليزه هر دو نيمكره مي باشد. نتيجتا، به همراه ITCZ واقع در مدار راس السرطان باد هاي جنوب شرقي نيمكره جنوبي مجبور به گذر از استوا براي رسيدن به ITCZ مي شوند. با اين حال، با توجه به وجود نيروي انحرافي كوريوليس، (اثر نيروي كوريوليس سبب انحراف بادها در نيمكره شمالي به سمت راست خود و در نيمكره جنوبي به سمت چپ خود مي شود) بادهاي آليزه جنوب شرقي در نيمكره شمالي به سمت شرق منحرف شده، به بادهاي جنوب غربي تغيير جهت مي دهند. ضمن گذر از دريا به خشكي كسب رطوبت كرده و با برخورد به ارتفاعات شبه قاره هند سبب بارش هاي كوهزاد مي شوند. اين فرايند در مونسون جنوب غربي نتيجه مي شود. 

نظريه پويا توضيحي از سيستم مونسون بعنوان يك پديده آب و هوايي پيرامون جهان و نه فقط محلي، فراهم مي آورد. و زماني كه با تئوري سنتي (براساس گرمايش دريا و خشكي) همراه مي شود، توضيح بهتري براي شدت متفاوت بارش برخوردي مونسون با موانع كوهستاني در طول نواحي ساحلي ارائه مي شود. 

تئوري روباد (Jet Stream Theory)

اين نظريه سعي در توضيح برقراري هر 2 مونسون شمال شرقي و جنوب غربي بعلاوه ويژگي هاي منحصر بفرد آنها مانند ظهور (bursting) و تغيير پذيري (variability) دارد. روبادها يك سيستم هواي غربوزان فوقاني هستند. آن در برخي جريانات هوايي سبب حركت آهسته امواج فوقاني با بادهاي 250 نات (knots)مي شود. نخستين بار توسط خلبانان جنگ جهاني دوم مشاهده شد، آنها دقيقا در زير تروپوپاز بر فراز مناطقي از شيب عميق گراديان فشار در سطح، توسعه مي يابند. انواع اصلي شامل جت هاي قطبي، جت هاي جنب حاره و كمتر شناخته شده جت هاي شرقي حاره مي باشند. آنها از قاعده كلي باد هاي زمينگرد (geostrophic winds) پيروي مي كنند. 

فرايند ايجاد مونسون طبق نظريه روباد

بر فراز هند، يك جت غربي جنب حاره اي در فصل زمستان گسترش مي يابد كه در فصل تابستان به جت شرقي حاره اي جايگزين مي شود. دماي بالا در سراسر فلات تبت، بعلاوه بطور كلي سراسر آسياي مركزي، در خلال تابستان به عنوان عامل مهم، منجر به تشكيل جت شرقي حاره اي بر فراز هند در تابستان مي شود. ساز و كار موثر مونسون اين است كه جت غربي سبب فشار بالا (پرفشار) بر فراز قسمت هاي شمالي شبه قاره در طول زمستان مي شود. اين منتج به جريان شمال به جنوب بادها در تشكيل مونسون شمال شرقي مي شود. با انتقال شمال سوي مولفه عمودي خورشيد، اين جت نيز به شمال جابجا مي شود. گرماي شديد سراسر فلات تبت، همراه با عوارض مرتفع فلات و مانند آن، جت شرقي حاره اي را بر فراز هند مركزي گسترش مي دهد. اين جت با ايجاد يك ناحيه فشار كم (كم فشار) بر فراز دشتهاي شمالي هند، جريان بادها را به سوي اين دشتها سوق داده، مونسون جنوب غربي را برقرار مي سازد. 

نظريه ظهور مونسون (Theory for "Bursting" of Monsoon)

ويژگي هاي منحصر بفرد ظهور مونسون، عمدتا توسط نظريه هاي روباد و پويا توضيح داده شده است:

نظريه پويا 

بر طبق اين نظريه، در طي ماه هاي تابستان نيمكره شمالي، ITCZ به سوي شمال انتقال مي يابد، كه بادهاي مونسون جنوب غربي را از دريا به سوي خشكي مي كشاند. با اين حال سرزمين هاي وسيع هيماليا سبب تداوم محدوديت ناحيه كم فشار به سوي خود مي شود. تنها زماني كه فلات تبت خيلي بيشتر از هيماليا گرم مي شود، ITCZ ناگهاني و به سرعت به سوي شمال انتقال مي يابد، منجر به ظهور رگبارهاي موسمي بر فراز شبه قاره هند مي شود. تغيير معكوس مسير بادهاي مونسون شمال شرق، بعنوان ظهور دوم كوچكتر در طي ماه هاي زمستان نيمكره شمالي، بارش مونسون شمال شرقي بر فراز شبه جزيره هند شرقي را ايجاد مي كند.

نظريه روباد

طبق اين نظريه، آغاز مونسون جنوب غربي بر فراز شبه قاره هند توسط انتقال شمال سوي جت غربي جنب حاره اي از فراز دشت هاي هند به سمت فلات تبت كنترل مي شود. اين انتقال نتيجه گرمايش شديد فلات طي ماه هاي تابستان مي باشد. اين انتقال جت غربي به شمال كوه هاي هيماليا، مانند اغلب تغييرات الگو آب هوايي مورد انتظار ، يك فراينده آهسته و تدريجي نيست. اعتقاد بر اين است كه علت اصلي اين فرآيند، ارتفاعات هيمالياست. همانطور كه فلات تبت گرم مي شود، كم فشار ايجاد شده بر فراز آن، جت غربي را بطرف خود بسوي شمال مي كشد. بواسطه بلندي هاي هيماليا، جت غربي از حركت به سوي شمال باز مي ماند. با اين حال، با تداوم افت فشار، نيروي لازم براي حركت جت غربي بر فراز هيماليا پس از مدت قابل توجه ايجاد مي شود. همينطور انتقال جت به ناگاه و سريع سبب ظهور باران هاي موسمي جنوب غربي به سوي دشت هاي هند مي شود. تغيير معكوس براي مونسون شمال شرقي روي مي دهد. 


نظريه هاي تغيير پذيري (نوسان) مونسون

اثر روباد 

نظريه روباد ذكر شده در بالا، نوسان در زمان و قدرت مونسون را نيز توضيح مي دهد.
 
زمان: انتقال بموقع روباد غربي جنب حاره به سوي شمال در آغاز فصل تابستان براي آغاز مونسون جنوب غربي سراسر هند حياتي ست. اگر انتقال روباد غربي جنب حاره به سوي شمال تاخير كند، مونسون جنوب غربي نيز با تاخير همراه خواهد بود. انتقال زودهنگام، نويد يك مونسون زود هنگام را مي دهد. 

قدرت: علاوه بر اين، قدرت مونسون جنوب غربي به قدرت روباد شرقي حاره اي برفراز هند مركزي وابسته است. يك جت شرقي حاره قوي منتج به مونسون جنوب غربي قوي سراسر هند مركزي مي شود و بالعكس.

اثر النينو _ نوسان جنوبي (El Niño-Southern Oscillation =ENSO)

النينو جريان آب گرم بوجود آمده در امتداد ساحل پرو ست كه جايگزين جريان سرد پرو يا هومبولت (Humboldt) مي شود. اين آب هاي گرم سطحي در رسيدن به ساحل پرو بواسطه النينو، توسط بادها آليزه ( Trade Winds) گسترش يافته، بدان سان دماي اقيانوس آرام جنوبي افزايش مي يابد. شرايط معكوس بعنوان لانينا (La Niña) شناخته شده است. 

نوسان جنوبي، كه نخستين بار توسط گيلبرت توماس واكر (Gilbert Thomas Walker) مدير كل رصد خانه در هند، مشاهده شد، اشاره به رابطه الاكلنگي فشار اتمسفري بين تاهيتي و داروين استراليا دارد. او متوجه شد هنگامي كه در تاهيتي پرفشار برقرار مي باشد، در داروين فشار كم بوده و بالعكس. شاخص نوسان جنوبي (Southern Oscillation Index=SOI)، بر مبناي تفاضل فشار بين تاهيتي و داروين، توسط اداره هواشناسي استراليا براي اندازه گيري قدرت نوسان فرموله شده است. واكر متوجه شد، مقدار بارش در شبه قاره هند اغلب در سالهاي پرفشار در داروين (و كم فشار در تاهيتي) كمتر بود. به طور عكس، كم فشار در داروين پيش بيني خوبي براي مقدار بارش در هند محسوب مي شد. بنابر اين او رابطه نوسان جنوبي را با مقدار باران هاي موسمي در هند ثابت كرد. 

در نهايت متوجه شد، نوسان جنوبي، مولفه اتمسفري متناظر اثر النينو / لانينا (كه در اقيانوس روي مي دهد) مي باشد. بنابر اين در زمينه مونسون، اين دو در مجموع به عنوان ENSO شناخته شدند. كشف شد كه ENSO يك اثر مشخص بر قدرت مونسون جنوب غربي بر فراز هند دارد، بطوري كه موسمي ضعيف (ايجاد خشكسالي در هند) در خلال سال هاي النينو بوده، در حالي كه سال هاي لانينا قدرت موسمي بر فراز هند خوب مي باشد.

اثر 2 قطبي اقيانوس هند

گرچه ENSO از نظر آماري در توضيح چند خشكسالي گذشته موثر بوده است، در دهه هاي اخير رابطه انسو - مونسون به نظر مي رسد در شبه قاره هند ضعيف شده است. به عنوان مثال در سال 1997، انسو قوي بعنوان دليل خشكسالي هند رد شد. با اين حال، بعدا كشف شد كه درست مانند رويداد انسو در اقيانوس آرام، يك سيستم الا كلنگي اقيانوسي - جوي مشابه، در اقيانوس هند در حال ايفاي نقش مي باشد. آن در سال 1999 كشف شد و دو قطبي اقيانوس هند (Indian Ocean Dipole = IOD) نام گرفت. IOD در ناحيه استوايي اقيانوس هند از آپريل تا مي توسعه يافته، در اكتبر به اوج مي رسد. در طي يك IOD مثبت، بادهاي سراسر اقيانوس هند از شرق به غرب مي وزند. اين شرايط منتج به گرمتر شدن درياي عرب (اقيانوس هند غربي در نزديكي سواحل آفريقا) و سرد و خشك تر شدن اقيانوس هند شرقي حوالي اندونزي مي شود. در سال 2 قطبي منفي، وقايع معكوس سبب گرمتر و باراني تر شدن اندونزي مي شود. اين حقيقت اثبات كرد كه يك شاخص IOD مثبت اغلب اثر ENSO را خنثي مي كند، منتج به افزايش باران هاي موسمي در سال هاي متعدد انسو (النينو) مانند 1983، 1994، , 1997 شده است. علاوه بر اين، نشان داده شد كه 2 قطب IOD - قطب شرقي (حوالي اندونزي) و قطب غربي (در سواحل آفريقا) مستقلانه و در مجموع بر مقدار باران هاي مونسون شبه قاره موثر بودند. 

نوسان استوايي اقيانوس هند

مشابه ENSO، مولفه اتمسفري IOD بعدا كشف شد و نوسان استوايي اقيانوس هند (Equatorial Indian Ocean Oscillation =EQUINOO) نام گرفت. اثرات EQUINOO در برخي از  پيش بيني هاي شكست خورده فاكتور گرفته شده بود، مانند خشكسالي شديد سال 2002، كه مي تواند در اين زمينه بحساب آيد. رابطه بين كران هاي ريزش هاي موسمي تابستانه هند، همراه با ENSO و EQUINOO مورد مطالعه قرار گرفته و مدل ها براي بهبود پيش بيني پذيري مقدار باران هاي موسمي به صورت آماري گرآوري شده اند. 

 

تاثير مونسون هند بر اقليم ايران

در ماه ژوئيه كه مونسون تابستاني هند در بيشينه فعاليت خود قرار دارد، مركز اين سيستم در سطح متوسط دريا با ميانگين 999 هكتوپاسكال با محور جنوبغربي - شمالش رقي از جنوب غربي ايران به سمت شرق و به جانب پاكستان كشيده شده است و در اين شرايط، جريانات هوا به سمت مركز اين سيستم حالت همگرايي دارند. توده هواي گرم و مرطوب اقيانوس هند كه از سمت شمال وارد مركز سيستم مي گردد، به لحاظ عبور از روي سطح وسيعي از قاره آسيا و در اثر مكانيزم تعديل توده هوا، خاصيت خود را از دست داده و تبديل به توده هواي قاره اي گرم و خشك شده است. 


شكل 9. متوسط فشار هوا در طی ماه ژوئيه؛ مونسون تابستاني


جرياناتي كه از سمت جنوب غرب وارد كشور مي شوند، علي رغم اينكه از روي درياي احمر و خليج فارس عبور مي كنند و بايستي با خود رطوبت زيادي همراه داشته باشند، اما چون اين جريانات در برخورد با ارتفاعاتي كه در جنوب شبه جزيره عربستان به موازات درياي احمر كشيده شده اند، مجبور به فرازش (Ascent) از روي آن موانع هستند، بنابر اين توده هوا در اثر وقوع فرايند ميعان و ايجاد بارش، رطوبت خود را روي عربستان از دست داده و سپس در هنگام عبور از روي خليج فارس مجددا شروع به كسب رطوبت مي كند؛ اما از آنجايي كه زمان استقرار توده هوا بر روي آبهاي خليج فارس طولاني نيست، لذا حاوي رطوبت كافي براي ايجاد بارش نمي باشد و به همين دليل بعد از عبور از روي جلگه خوزستان و فرازش از روي رشته كوه هاي زاگرس، بارشي در آن ديده نمي شود و اين توده هواي گرم و خشك فقط دماي شهرهاي واقع در مسير خود را افزايش مي دهد. 

جرياناتي كه از روي اقيانوس هند، درياي عرب و عمان به سمت مركز سيستم حركت مي كنند، در مسير حركت خود از عرض هاي جنوبي به عرض هاي شمالي، بر اثر نيروي كوريوليس به سمت راست حركت خود منحرف گشته و در نتيجه بخش عظيمي از توده هواي اقيانوسي مرطوب به كوه هاي غات غربي در هند برخورد نموده و بعد از عبور از روي آنها، بارش هاي سيل آسا در فلات دكن را ايجاد مي كنند؛ اما بخش ديگر جريانات كه از سمت جنوب شرقي وارد ايران مي شوند، علي رغم اينكه مرطوب هستند، اما روي بندر چابهار كه در مسير آن قرار دارد ايجاد بارش شديد نكرده، در حاليكه بعد از فرازش از روي رشته كوه هاي بشاگرد و در شهر ايرانشهر بارش نسبتا خوبي را به همراه دارد و حتي بعد از عبور از روي درياچه هامون جازموريان و كسب اندكي رطوبت، مجددا در فراز از روي رشته كوه هاي بارز كه به موازات كوه هاي بشاگرد كشيده شده اند، در شهرهاي بم، كرمان، يزد و چنانچه سيستم مونسوني هند خيلي فعال باشد و از رطوبت خيلي زيادي برخوردار باشد، در شهرهاي واقع در دشت لوت و دشت كوير ايران نيز بارش اندكي ايجاد مي كند. در مواقع ديگر در اين نواحي با ايجاد ابرهاي جوششي كم، طوفان گرد و خاك و شن و افزايش نسبي دما پديد مي آيد. مقايسه بارش هاي بنادر جنوبي ايران نشان مي دهند كه در تمام سال هاي مورد بررسي، بندر چابهار نسبت به بنادر ديگر از بارش خوبي برخوردار است. 

مقايسه شهرهاي مختلف در سال هاي اوج فعاليت مونسون (براي مثال سال 1973 كه ايرانشهر 89 ميلي متر بارش داشته است) در بررسي بيشينه بارش طي 30 سال، مشخص ساخت كه در سال هاي اوج مونسون شهرهاي واقع در غرب ايران نظير خرم آباد، همدان و كرمانشاه و شهرهاي جنوب غربي نظير آبادان، دزفول و اهواز و شهرهاي شمال شرقي ايران هيچگونه بارشي نداشته اند و در مقابل، شهرهاي كرمان، بم، يزد، زاهدان، شيراز، فسا، اصفهان از بارش خوبي برخوردار بوده اند. همچنين مقايسه دما نشان مي دهد كه در شهرهايي كه بارش رخ نداده اند، دما نسبت به سال قبل (غير اوج مونسون) افزايش چشمگيري داشته است. 

بررسي بارش هاي مربوط به شهرهاي شمال غربي و سواحل درياي خزر نشان مي دهند كه بارش اين نواحي تحت تاثير جريانات مونسون تابستاني هند نيستند، بلكه مي توانند مربوط به جريانات غربي سطوح فوقاني و جت استريم جنب حاره اي باشند كه در اين فصل از سال بين 35 تا 45 درجه عرض شمالي روي شمال درياي خزر با سرعت 40 نات جريان دارند.

 

شكل 10. وضعيت نرمال تابستانه روبادها (جولاي)

 


همچنين پرفشار آزرو (با مركز بزرگتر از 1016 هكتوپاسكال از شرق آمريكا تا غرب درياي مديترانه كشيده شده) زماني كه زبانه آن به روي درياي خزر گسترش مي يابد، در برخورد با جريانات مونسوني عرض هاي پايين، بر اثر تشكيل ناپايداري هاي همرفتي بارش در اين مناطق ايجاد مي كند. 

شكل 11. متوسط فشار سطح دريا (SLP) (جولاي)


برهمكنش جريانات غربي سطوح فوقاني جو و جريانات گرم مونسوني عرض هاي پايين سبب مي گردند كه در موقع ريزش هواي سردي كه از قطب به سمت عرض هاي پايين كشيده شده است، در برخورد با نيمه شمالي ايران كه در اثر جريانات مونسوني، داراي سطحي گرم مي باشد؛ در اين نواحي با وقوع ناپايداري هاي شديد، بارش خوبي نيز ايجاد شود. اين حالت مربوط به سال هايي است كه بارش در شهرهاي واقع در نيمه شمالي ايران وجود داشته، اما در نيمه جنوبي ايران بارشي رخ نداده و دماي شهرهاي واقع در جنوب غرب ايران حتي به بالاي 50 درجه سلسيوس نيز رسيده است.

بارش هاي موسمي هند در جنوب شرق ايران تحت 2 الگو مي باشد:

1- در الگوي اول زبانه كم فشار موسمي در سطح زمين بخش هايي از كشور را در بر مي گيرد و در شمال غرب يك سيستم پرفشار حاكم مي گردد. در اثر برخورد و تقابل اين دو سيستم فشار، جبهه نيمه ساكن روي ايران مستقر، و نفوذ هواي سرد شمالي به سمت كم فشار موسمي باعث صعود آن مي شود. 

2- در الگوي دوم زبانه كم فشار موسمي رطوبت را از اقيانوس هند و خليج بنگال به جنوب شرق كشور حمل مي كند و در اثر گرمايش زميني، كم فشار حرارتي تشكيل شده در محل باعث صعود هواي مرطوب موسمي مي گردد. 

هر دو الگو نيازمند تمركز كم ارتفاع در سطح 500 هكتوپاسكال و واگرايي در سطح 200 هكتوپاسكالي هستند. چنانچه شرايط اوليه (ورود زبانه كم فشار موسمي) رطوبت را به ايران حمل كند ولي شرايط ثانويه (وجود كم ارتفاع در 500 هكتوپاسكالي و واگرايي در 200 هكتوپاسكال) وجود نداشته باشد، ريزش هاي جوي به وقوع نخواهد پيوست.

در هر دو الگو در سطح 500 ميلي بار، زبانه كم فشار موسمي جنوب شرق آسيا تا جنوب شرق ايران امتداد يافته است. اين زبانه كم فشار رطوبت موجود در اقيانوس هند و درياهاي اطراف را به سمت ايران حمل مي كند. همچنين با استقرار اين سيستم شرايط براي صعود هواي مرطوب موسمي فراهم مي شود و ريزش هاي جوي آغاز مي گردد. تفاوت اين دو الگو در گسترش زبانه پرارتفاع جنب حاره اي است. در الگوي اول سطوح مياني تروپوسفر از اشغال پرارتفاع رهايي مي يابد و زبانه كم ارتفاع موسمي مي تواند تا نواحي شمالي و غربي كشور توسعه يابد؛ در حالي كه در الگوي دوم سطوح مياني تروپوسفر در احاطه پرارتفاع جنب حاره اي قرار دارد و سيستم مزبور اجازه نفوذ سيستم هاي باران زاي موسمي را سلب كرده است. 

بررسي نقشه هاي سطح 200 HPA نشان داد كه روزهاي بارش موسمي روباد شرقي در قسمت جنوبي پرارتفاع تبت در اين تراز قرار مي گيرد. پرارتفاع سطح 200 HPA دنباله پرارتفاع تبت است. پر ارتفاع تبت يك واچرخند بزرگ بر روي فلات تبت است كه بزرگترين دامنه آن در تراز 200 HPA در تابستان نيمكره شمالي مشاهده مي شود. اين پرارتفاع تبت با ريزش هاي جوي در ايران همراه بوده است. 

ريزش هاي جوي هنگامي تشديد مي شود كه در سطح 200 HPA پرارتفاع تبت به سمت غرب منتقل شده باشد و روباد شرقي دامنه جنوبي آن، واگرايي جو بالا را تقويت كند. 

در هر دو الگو در سطح زمين بر روي شمال خليج فارس و تنگه هرمز كم فشار حرارتي مستقر شده است. منحني مركزي اين كم فشار با مقدار فشار 995 HPA بسته شده است. بر روي پاكستان و جلگه سند نيز يك كم فشار حرارتي ديگر مستقر گرديده كه منحني مركزي آن با 995 HPA مشخص مي شود و سرانجام، زنجيره اي از مراكز كم فشار از شمال شرق آفريقا تا شرق چين بر روي خشكي ها استقرار يافته كه در مجموع منطقه همگرايي استوايي را تشكيل مي دهند.

بين الگوهاي اول و دوم مغايرت هايي نيز مشاهده مي شود، در الگوي اول، در سمت شمال كم فشار مستقر در كشور، پرفشاري با منحني مركزي 1015 هكتوپاسكال قرار گرفته كه هواي سرد عرض هاي بالا را به سمت جنوب هدايت مي كند و در اثر برخورد بين اين دو توده (هواي سرد و هواي گرم) ناپايداري به وجود مي آيد و بارندگي ايجاد مي شود. اين ناپايداري در امتداد رشته كوه هاي البرز است كه نحو حركت آن به فعاليت سيستم كم فشار روي فلات ايران و پرفشار شرق درياي خزر بستگي دارد. به اين الگو موسمي در اصطلاح موسمي برخوردي يا غير خالص گفته مي شود. 

تفاوت عمده الگو دوم با الگوي نوع اول در بسته شدن زبانه كم فشار موسمي در جنوب شرق كشور است. زبانه كم فشار موسمي با منحني بسته 1000 هكتوپاسكال تا شمال خليج فارس كشيده شده است. كمربند همگرايي حاره اي كه مجموعه اي از كم فشار حرارتي را به يكديگر متصل مي كند، در خشكي هاي جنوب آسيا مستقر شده است. جريان هوا در زبانه كم فشار موسمي بر روي اقيانوس هند جنوب غربي است كه پس از ورود به خشكي هاي آسيا، در جنوب كوه هاي هيماليا به طرف غرب متمايل مي شود و جهت شرق پيدا مي كند. در اين جاست كه اگر قدرت كافي داشته باشد خود را تا جنوب شرق ايران مي رساند. در صورتي كه عوامل صعود وجود داشته باشد صعود مي كند و بارش هاي تابستانه جنوب شرق كشور را ايجاد مي نمايد. در اين الگو كم فشار خليج فارس نيز تقويت مي شود و با حركت چرخندي خود رطوبت درياي عمان و خليج فارس را به نواحي ساحلي منتقل مي كند. 


ماهیت، ساختار و تغيير زمانی گردش بزرگ مقیاس جو تابستانه بر روي جنوب غرب آسیا


با آغاز گردش موسمی در جنوب و جنوب شرق آسیا یک جریان غرب سوي مداوم در وردسپهر فوقانی شکل می گیرد که محل اصلی همگرایی و فرونشینی آن چاهه * گرمایی جنوب غرب آسیا و شرق مدیترانه است. از نظر فیزیکی سرمایش تابشی اولیه در چاهه گرمایی جنوب غرب آسیا، به واسطه فرونشینی هواي برخاسته از منطقه موسمی به توازن می رسد. براساس نتایج تحقیق، جنوب غرب آسیا در طی دوره گرم سال، گردش بزرگ مقیاس شبه ساکنی را تجربه می کند که از یک سو محل همگرایی و نزول مداوم هواي منشأ یافته از موسمی جنوب و جنوب شرق آسیا بوده و از سوي دیگر به واسطه شکل گیري شیب معکوس نصف النهاري دما یک گردش هدلی معکوس را در امتداد نصف النهاري تجربه می کند.
شكل 12. سلول های گردش موسمی (A)، گردش متقاطع بر جانب غربی گردش موسمی در 20 درجه شمالی (B) و گردش واکر (C) در طول فصل تابستان (وبستر و همکاران 1998).

 


نتایج تحقیق بیانگر آن است که در پی تسلط جریان غرب سو با منشأ موسمی،گردش واچرخندي گسترده اي بر روي جنوب غرب آسیا تسلط می یابد. آغاز و پایان تسلط گردش واچرخندي بر روي منطقه به ترتیب با یک جهش ناگهانی شمال سو و جنوب سو در هسته جت جنب حاره همراه می گردد. جهش شمال سو و جنوب سوي جت به ترتیب تنها چند روز پس از تسلط و محو گردش واچرخندي گسترده به وقوع می پیوندد. بر این اساس، جهش عرضی و ناگهانی جت جنب حاره بر روي جنوب غرب آسیا می تواند به عنوان معیاري جهت تشخیص فصل تابستان در نظر گرفته شد. نتایج بررسی حاضر یافته هاي پیشین را مبنی بر وجود ارتباط بین جابجایی ناگهانی شمال سوي جت جنب حاره بر فراز خاورمیانه با تغییر ناگهانی گردش فصلی در جنوب و غرب آسیا در ماه جون و آغاز گردش موسمی مورد تأیید قرار می دهد.
شکل 13. a) وضعیت همدیدي متوسط فصل تابستان (2000 - 1971) بر روي جنوب غرب آسیا در تراز 200 هکتوپاسکال. تاوایی نسبی برحسب 1-ب5 -10  و ارتفاع ژئوپتانسیل و سرعت باد مداري به ترتیب برحسب متر و متر بر ثانیه می باشند. (b) متوسط درازمدت (2000 - 1979) تابش زمین تاب در امتداد عرض هاي 200، 250، 300 شمالی براي فصل تابستان برحسب وات بر مترمربع



نتایج بررسی جمله هاي گرمایش در رو خاطر نشان می سازد که پرفشار ایران به واسطه ي وجود رشته کوههاي زاگرس و در نتیجه فرارفت قائم گرما از سطح فلات مرتفع ایران در ترازهاي میانی وردسپهر و در غرب ایران شکل گرفته و تکوین می یابد. محاسبه میدان واگرایی افقی بر سطح زاگرس و در مرکز پرفشار ایران وجود چنین ساز و کاري را مورد تأیید قرار می دهد. یافته هاي تحقیق، نتایج برخی مطالعات اخیر را در رابطه با نقش کوههاي زاگرس در تشکیل پرفشار بر روي ایران تأیید می نماید.

شکل 14. متوسط درازمدت میدان واگرایی افقی و باد واگرا. (a) قبل از استقرار گردش موسمی (200 ه.پ). (b) بعد از آغاز گردش موسمی (200 ه.پ). (c) و (d) متوسط فصل تابستان براي ترازهاي 200 و 850 ه.پ. نقشه ها براي یک دوره 30 ساله ( 2000-1971) تهیه شد. میدان واگرایی افقی برحسب ms-1 م 6- 10 و خط AB نشان دهنده موقعیت نیمرخ در شکل 3-c می باشد.

 

واچرخند ترکمنستان چنان که نتایج بررسی نشان می دهد، منطقه اصلی همگرایی و نزول هوا با منشأ موسمی در جنوب غرب آسیاست. در جانب جنوبی ترکمنستان کمینه همگرایی هوا در وردسپهر فوقانی با بیشینه واگرایی افقی هوا در زیر تراز 600 هکتوپاسکال همراه شده و تشکیل واچرخند ترکمنستان را در ترازهاي زیرین جو در پی دارد. نتایج بدست آمده، ساز و کار ارائه شده توسط رادول و هاسکینز را در رابطه با شکل گیري یک مرکز پرفشار بر جانب شرقی دریاي خزر مورد تأیید قرار می دهد.

 شکل 15. نیمرخ قائم متوسط میدان واگرایی افقی و باد واگرا (جون، جولاي و آگوست). (a) در امتداد عرض° 32 شمالی. (b) در امتداد طول° 53 شرقی. (c) در امتداد خط AB نشان داده شده در شکل d-2. شکل ها براي یک دوره 30 ساله ( 2000-1971) تهیه شد و میدان واگرایی برحسب ms-1 ا6-10× می باشد.

 

بر اساس نتایج مطالعه پرفشار عربستان از ماهیتی ترکیبی برخوردار است. بدین معنی که مرکز پرفشار عربستان از یک سو محل نزول هواي منشأ یافته از منطقه موسمی جنوب آسیاست و از سوي دیگر در روند تکوین فصلی خود متأثر از واداشت هاي گرمایی منطقه فلاتی غرب عربستان می باشد. با پیشروي دوره گرم سال و به واسطه گرمایش منطقه فلاتی غرب عربستان، مرکز پرفشار ضمن جابجایی شمال غرب سو از محور کوهستانی غرب عربستان تبعیت می کند. 

شکل زير به صورت شماتیک روابط مؤلفه هاي گردشی را با لحاظ نمودن تقدم زمانی در وقوع پدیده ها بر روي جنوب غرب آسیا نشان می دهد.

شكل 16. روابط مؤلفه هاي اصلی گردش جو تابستانه بر روي جنوب غرب آسیا با حفظ تقدم زمانی در یک تصویرشماتیک.



با بهره گیري از شاخص هاي طراحی شده در این پژوهش، زمان آغاز، خاتمه، طول مدت و شدت گردش تابستانه بر روي جنوب غرب آسیا مورد بررسی قرارگرفت. براساس شاخص فیزیکی، به طور متوسط فصل تابستان در جنوب غرب آسیا در روز 7 جون آغاز و پس از 113 روز در 28 سپتامبر به پایان می رسد. این در حالی است که مدت متوسط فصل موسمی تابستانه 133 روز و در حد فاصل 29 می (آغاز گردش موسمی) تا 8 اکتبر (پایان گردش موسمی) محاسبه گردیده است. در بررسی وردایی زمانی مؤلفه هاي اصلی گردش جو تابستانه بر روي جنوب غرب آسیا این نتیجه کلی حاصل شد که در طی دهه هاي اخیر طول فصل تابستان بر روي جنوب غرب آسیا کاهش قابل ملاحظه اي را تجربه نموده است. اگرچه زمان آغاز تابستان بر روي جنوب غرب آسیا در روند درازمدت خود تنها تغییرات بسیار ناچیزي را تجربه نموده، اما خط روند یک کاهش 8 تا 9 روزه را در طی دوره مطالعه براي طول فصل تابستان نشان می دهد. بررسی ها بیانگر آن است که کوتاه شدن طول فصل تابستان بر روي جنوب غرب آسیا از 117 روز به 109 روز ناشی از پایان زودرس فصل تابستان در دهه هاي اخیر می باشد. می توان چنین استدلال نمود که پایان زودرس تابستان بر روي جنوب غرب آسیا به واسطه پایان زود هنگام شیب معکوس نصف النهاري دما در طی دو-سه دهه اخیر بر روي منطقه بوده است.

 

یافته هاي تحقیق بیانگر آن است که گردش بزرگ مقیاس تابستانه در طول دوره 61 ساله در هر دو منطقه جنوب غرب آسیا و منطقه موسمی یک روند کاهشی مشابهی را در شدت خود تجربه نموده است. نتایج همچنین نشان دهنده آن است که در قیاس با گردش بزرگ مقیاس، گردش هاي مقیاس همدید در وردسپهر میانی و زیرین از الگویی متفاوت در شدت فعالیت خود برخوردار بوده اند. بدین ترتیب که از یک سو در شبه جزیره عربستان مرکز پرفشار و کم فشار عربستان و همچنین باد شمال، به طور محسوسی تقویت گردیده اند و از سوي دیگر واچرخند ترکمنستان، کم فشار پاکستان و باد سیستان در شرق فلات ایران کاهشی محسوس را در شدت فعالیت خود تجربه نموده اند.

در بررسی ویژگی هاي گردش تابستانه جو بر روي جنوب غرب آسیا، این نتیجه کلی حاصل شد که پس از آغاز دهه 1980 میزان تغییرات سال به سال در شدت تمامی مؤلفه هاي گردشی جو به طور محسوسی در قیاس با دوره قبل از این تاریخ کاهش یافته است. در عین حال، میزان همبستگی بین گردش موسمی و گردش بزرگ مقیاس جنوب غرب آسیا در طی دهه هاي اخیر یک روند کاهشی را تجربه نموده است که می تواند بیانگر افزایش نقش عوامل مقیاس منطقه اي بر اقلیم جنوب غرب آسیا باشد.

 

** توضيح: مفهوم چاهه و چشمه انرژي
 
از نظر فیزیکی نحوه انتقال انرژی در هر سامانه ژئوفیزیکی به گونه ای است که آن سامانه را به سوی تعادل فیزیکی پیش می برد. از این منظر توزیع نابرابر انرژی در سامانه های فیزیکی وجود سازوکاری در جهت ایجاد تعادل فیزیکی در این سامانه ها را امری ضروری و اجتناب پذیر می سازد. گردش بزرگ مقیاس جو برای سامانه اقلیم زمین چنین نقشی را ایفاء می کند. به عبارتی گردش بزرگ مقیاس جو در کنار جریان های بزرگ مقیاس اقیانوسی سازو کارهای ایجاد تعادل برای سامانه اقلیم زمین محسوب می گردند. با این توضیح می توان گفت فلسفه وجودی گردش بزرگ مقیاس جو در سامانه اقلیم زمین به عدم توزیع برابر انرژی بر می گردد. بر این اساس، گردش بزرگ مقیاس جو با انتقال انرژی از مناطق مازاد به مناطق کمبود سعی دارد نابرابری موجود در توزیع انرژی را در سامانه اقلیم زمین کاهش دهد. حال با این مقدمه به سراغ گردش جو تابستانه بر روی خاورمیانه می رویم. در طول تابستان مناطق خشک و بیابانی خاورمیانه و شمال آفریقا اصطلاحاً مناطق «چاهه انرژی» یا «چاهه گرمایی» محسوب می گردند. این مناطق علی رغم آن که دماهای بالایی را در سطح تجربه می کنند، اما به واسطه وجود آسمان های صاف و بدون ابر، میزان انرژی خروجی آنها بیش از میزان انرژی دریافتی شان خواهد بود. به همین جهت مناطق یادشده در قیاس با مناطق مجاور یک سرمایش کلی (سرمایش تابشی) را در ستون جو تجربه می نمایند

شكل 17. مقادیر متوسط درازمدت (2010-1981) تابش زمین تاب برای فصل تابستان (جون، جولای و آگوست) بر حسب وات بر متر مربع.

شاید لازم باشد توضیح بیشتری در این زمینه ارائه شود. در اواسط دهه 1970 نظریه پرداز بزرگ علوم جو پرفسور «چارنی» با انتشار مقاله ای در رابطه با دینامیک بیابان ها، تئوری جدیدی را در رابطه با وقوع مکرر خشکسالی های فراگیر و بطور کلی مسئله گسترش بیابان ها و بیابان زایی در منطقه ساحل و شمال آفریقا ارائه نمود. چارنی اساس تئوری خود را بر این فرض استوار نمود که مناطق خشک و بیابانی شمال آفریقا مناطق «چاهه انرژی» هستند. ایشان در مقاله خود سعی نمود ضمن ارائه یک استدلال فیزیکی، چرای بی رویه دام و افزایش فعالیت بشر در منطقه شمال آفریقا را (به جهت افزایش میزان آلبدوی سطحی) به عنوان عامل اولیه وقوع خشکسالی های مکرر و فراگیر معرفی نماید. طبق نظر چارنی عوامل یادشده، با ایجاد یک سری پسخورهای مثبت بیوفیزیکی، افزایش نزول بی در روی هوای خشک را در منطقه ساحل واقع در شمال آفریقا در پی داشته اند که در نهایت سبب بروز خشکسالی های شدید، گسترده و طولانی دهه 1970 در منطقه یاد شده گردیده اند. 

شكل 18. مقادیر متوسط درازمدت (2010-1981) دمای هوا در تابستان (جون، جولای و آگوست)، متوسط گیری شده برای ترازهای 500 تا 200 هکتوپاسکال. دما بر حسب سانتیگراد می باشد (برگرفته از مفیدی 1386).

 

سوای واداشت های بیوفیزیکی که چارنی برای تئوری خود تعریف نمود (که البته در جای خود چالش های را در رابطه با رد یا قبول تئوری ایشان در جامعه علمی در پی داشت)، این نکته از مقاله ایشان در میان پژوهشگران علوم جو مورد پذیرش کلی قرار گرفت که مناطق بیابانی واقع در عرض های جنب حاره ای، مناطق چاهه انرژی محسوب می گردند. همانطوری که پیش تر اشاره شد مناطق چاهه انرژی، سرمایش تابشی خالصی را به ویژه در وردسپهر فوقانی تجربه می نمایند. از منظر تئوری، سرمایش ایجاد شده می بایست به واسطه فرارفت قائم گرما (انرژی) به توازن برسد (وبستر 1983؛ وبستر و همکاران 1998). بر این اساس، به منظور جبران نمودن سرمایش تابشی حاصله و جهت ایجاد توازن انرژی، فرونشینی هوا بر روی مناطق خشک و بدون ابر خاورمیانه و شمال آفریقا ضروری خواهد بود. برای مثال طبق محاسبات انجام شده سرمایش تابشی حاصل از خروج انرژی زمین تاب در طول ماه های تابستان در بیابان ربع الخالی عربستان به 2 تا 5 درجه در روز بالغ می گردد (بلیک و همکاران 1983؛ اسمیت 1986). چنین خروجی از انرژی (سرمایش تابشی) می بایست به واسطه نزول دینامیکی هوا جبران گردد. به همین علت فرونشینی هوا از مظاهر ذاتی مناطق خشک و بیابانی محسوب می گردد. فرونشینی هوا دو نقش مهم را در مناطق بیابانی بازی می نماید: نخست آن که، گرمایش بی در روی هوای در حال نزول، از دست رفتن در روی (Diabatic) گرما را در مقیاس محلی جبران می نماید. در اینجا به این نکته ی مهم نیز می بایست اشاره نمود که طبق «قانون پایستاری جرم» هوای در حال نزول با صعود هوا در محیط پیرامون به توازن می رسد. نکته دوم آن که، هوای در حال نزول بر روی مناطق خشک به واسطه خلق محیطی پایدار مانع از تشکیل و یا گسترش ابرها می گردد. 

 

اطلاعات مونسون هند:

Indian Monsoon Index

imindex_CFSOP_anomal_forecast

imindex_CFSOP_total_forecast

imvindex_CFSOP_anomal_forecast

imvindex_CFSOP_total_forecast

GFS574rain-drf

daily

imindex_total_forecast

imindex_anomaly_forecast

اداره هواشناسي هند


منابع:

- پژوهش هاي جغرافيايي - شماره 39، اسفند ماه 1379/ بررسي تاثيرات مونسون هند بر روي ايران

فريده حبيبي - مربي موسسه ژئوفيزيك، دانشگاه تهران

- محمد نجار سليقه، دانشگاه زاهدان، شماره مقاله: 521/ الگوهاي سينوپتيكي بارش هاي تابستانه جنوب شرق ايران

نشریه پژوهش هاي اقلیم شناسی/ بررسی ماهیت، ساختار و وردایی زمانی گردش بزرگ مقیاس جو تابستانه

بر روي جنوب غرب آسیا عباس مفیدي استادیار اقلیم شناسي و آذر زرین استادیار اقلیم شناسی

وبسايت انجمن سلطنتي هواشناسي (Royal Meteorological Society / RMETS)

دانشنامه ويكي پديا، Monsoon of South Asia

- وبلاگ خبرنامه ايراني اقليم شناسي / گردش جو تابستانه بر روی خاورمیانه و ایران: یادداشت اول؛ اصول و بنیادها

>> ديتاي كامل مونسون هند

نویسنده : | در : دوشنبه 19 تير 1391 ساعت: | دیدگاه: ()
تعداد بازديد : 4850
نتیجه : 0 امتیاز توسط 0 نفر مجموع امتیاز : 1

بخش نظرات این مطلب




نام
ایمیل (منتشر نمی‌شود) (لازم)
وبسایت
:) :( ;) :D ;)) :X :? :P :* =(( :O @};- :B /:) :S
نظر خصوصی
مشخصات شما ذخیره شود ؟ [حذف مشخصات] [شکلک ها]
کد امنیتیرفرش کد امنیتی