Analysis of the monthly spatial structure of OLR in IRAN
Subject Areas : ClimatologyTeimour Jafarie 1 , sayyed mahmoud hosseini seddigh 2
1 - Kosar University Bojnourd
2 - zanjan university
Keywords: , Temporal and Spatial Variations, , OLR, , Spatial Index of Statistics Gi, ,
Abstract :
The purpose of this study is to analysis monthly OLR of the Iranian surface. For this purpose, the ground OLR data was extracted and analyzed from the ncep/ncar database during the statistical period of 1354-1398. In order to extract the have been used in the Gards software and GIS. Findings showed that by examining the spatial index of Gi statistic, the hot spots of Iran's OLR are 99% and 95% in August, July, June, September and October. Hot spots correspond to areas of the tropics and to latitudes below 30 degrees north; Also, the maximum cold spots are at the level of 99%, 95% in February, December, January, March, April, and the maximum cold spots OLR from the northeast to the northwest. It includes the northeastern, northern and northwestern regions of the country, as well as the northern highlands of the Zagros Mountains.
حسینی صدیق، سید محمود (1399)، گسترش قطب سو چرخش سلول هدلی در نیمکره جنوبی، نشریه هواشناسی و علوم جو، حسینی صدیق، سید محمود (1400)، آب و هواشناسی دینامیک سلول هدلی، انتشارات سخن گستر، چاپ اول، ص 93.
حسینی صدیق، سید محمود (1400)، بررسی تغییرات و الگوی فضایی فصلی تابش موج بلند خروجی ایران، نشریه تحلیل فضایی مخاطرات محیطی، دانشگاه خوارزمی، بهار.
ذوالفقاری، حسن (1394)، مبانی سامانه اقلیمی زمین، انتشارات دانشگاه رازی کرمانشاه.
زرین، آذر، مفیدی، عباس (1391)، بررسی ماهیت، ساختار و وردایی زمانی گردش بزرگ مقیاس جو تابستانه، نشریه پژوهش های اقلیم شناسی، سال سوم، شماره یازدهم، پائیز.
زرین، آذر؛ ساری صراف، بهروز؛ رسولی، علی اکبر؛ نجفی، محمد سعید (1395)، شبیه سازی واداست های تابشی گردوغبار در غرب ایران، جغرافیا و مخاطرات محیطی، شماره بیست و دوم، تابستان. صص 140-123.
زرین، آذر؛ مفیدی، عباس، جانباز قبادی، غلامرضا (1386)، تعیین الگوهای همدیدی بارش های شدید و حدی پاییزه در سواحل جنوبی دریای خزر، مجله فیزیک زمین و فضا، دوره 33، شماره 3، صص 131-156.
شمسی پور، علی اکبر (1392)، مدلسازی آب وهوایی (نظریه و روش)، انتشارات دانشگاه تهران.
علی آبادی، کاظم؛ داداشی رودباری، عباسعلی (1394)، بررسی تغییرات الگوهای خودهم بستگی فشایی دمای بیشینه ی ایران، مطالعات جغرافیایی مناطق خشک، سال ششم، شماره بیست و یکم. صص 104-86.
علیجانی، بهلول؛ کاویانی، محمد رضا (1395)، مبانی آب و هواشناسی، انتشارات سمت.
کاویانی، محمدرضا (1391)، میکروکلیماتولوژی، اتنتشارات سمت.
مسعودیان، ابوالفضل (1390)، آب و هوای ایران، انتشارات سمت.
نصر اصفهانی، محمد علی؛ محب الحجه، علیرضا؛ احمدی گیوی، فرهنگ (1387)، اثر نوسان اطلس شمالی (NAO) بر برخی کمیت های هواشناختی وردسپهر در خاورمیانه و جنوب غرب آسیا، مجله ژئوفیزیک ایران، جلد 2، شماره 2، صص 51-64.
Alijani Bohloul (2008). Effect of Zagros mountain on the spatial distribution of precipitation, Journal of mountain science, 5. Anselin L, Syabri I., Kho. Y. (2009). GeoDa: an introduction to Spatail data analysis. In Fischer MM. Getis A (Eds) Handbook of applied spatial analysis.Berlin, Heidelberg and New York: Springer: 73-89.
Charney, J. G., (1975), Dynamics of Deserts and Drought in the Sahel, Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society, 101:193-202.
Chen JY, Carlson BE, Del Genio AD (2002) Evidence for strengthening of the tropical general circulation in the 1990s. Science 295:838–841. doi:10.1126/science.1065835.
Chen JY, Carlson BE, Del Genio AD (2002) Evidence for strengthening of the tropical general circulation in the 1990s. Science 295:838–841. doi:10.1126/science.1065835.
D. Hatzidimitriou., Vardavas K. G. Pavlakis., N. Hatzianastassiou., C. Matsoukas., E. Drakakis (2004). On the decadal increase in the tropical mean outgoing longwave radiation. Journal Atmos. Chem. Phys., vol 4, pp: 1419–1425.
E. S. Lim, C. J. Wong, K. Abdullah, W. K. Poon (2011), Relationship Between Outgoing Longwave Radiation and Rainfall in South East Asia by Using NOAA and TRMM Satellite. Colloquium on Humanities, Science and Engineering Research. pp 785-795.
Devasthale A, Sedlar J, Koenigk T, Fetzer EJ (2013) The thermodynamic state of the Arctic atmosphere observed by AIRS: comparisons during the record minimum sea ice extents of 2007 and 2012. Atmos Chem Phys 13(15):7441–7450.
F.Zhang,K.Wu,J.Li,Q.Yang,J.-Q.Zhao,andJ.Li,(2016), Analytical infrared delta-four-stream adding method from invariance principle, Journal of the Atmospheric Sciences, vol. 73, no.10,pp.4171-4188.
F.Zhang,K.Wu,P.Liu,X.Jing,andJ.Li (2017), Accounting for Gaussian quadrature in four-stream radiative transfer algorithms, Journal of Quantitative Spectroscopy and Radiative Transfer,vol. 192,pp.1–13.
FERREIRA NJ & GURGEL H de C. (2002). Variabilidade dos ciclos annual e interanual da radiac¸˜ao de ondas longas emergentes sobreaAm´ericado Sulevizinhanc¸as. Rev. Brasileira de Engenharia Agr´ıcola e Ambiental,6: 440–444.
Graversen RG, Mauritsen, T, Drijfhout S, Tjernström M, M årtensson S (2011) Warm winds from the Pacific caused extensive Arctic sea-ice melt in summer 2007. Clim Dyn 36(11–12):2103– 2112. doi:10.1007/s00382-010-0809-z.
Hardy, john T (2003), Climate change: Causes, Effects, and Solutions, International Journal of Climatology, ISBN 047085191. DOI: 10.1002/joc.1225.
Hu YY, Fu Q (2007) Observed poleward expansion of the Hadley circulation since 1979.Atmos Chem Physics 7:5229–5236. doi:10.5194/acp-7-5229-2007.
Kumar A, Perlwitz J, Eischeid J, et al. (2014) Contribution of sea ice loss to Arctic amplification. Geophys Res Lett 37(21):L21701. doi:10.1029/2010GL045022.
Lebmann, B., Hartman, DL, (1998). Interannual variations of outgoing IR associated with tropical circulation changes during. J.Atmos. Sci., vol 39., pp: 1153-1162.
Peng Li (2016),Temporal and Spatial Variability of Surface Solar Radiation over the South-West Indian Ocean and Reunion Island: Regional Climate Modelin, Solar and Stellar Astrophysics [astro-ph.SR]. Université de la Réunion. English. 〈NNT : 2015LARE0021〉.
Song H, Zhang M (2007) Changes of the boreal winter Hadley circulation in the NCEP-NCAR and ECMWF reanalyses: A comparative study, J Climate 20:5191–5200.
Stachnik JP, Schumacher C (2011) A comparison of the Hadley circulation in modern reanalyses. J Geophys Res 116:D22. doi:10.1029/2011jd016677.
Webster, P. J., Magana, V. O., Palmer, T. N., Shukla, J., Tomas, R. A., Yanai, M., and Yasunari, T., (1998), Monsoons: Processes, predictability and the prospects for prediction, Journal of Geophysical Research, 103(C4): 14451-14510.
Wielicki BA, Wong T, Allan RP, Slingo A, Kiehl JT, Soden BJ, Gordon CT, Miller Zhongping Shen, Jun Shi, Yadong Lei (2017), Comparison of the Long-Range Climate Memory in Outgoing Longwave Radiation over the Tibetan Plateau and the Indian Monsoon Region, Advances in Meteorology, Article ID 7637351, 7 pages https://doi.org/10.1155/2017/7637351.
بررسی ساختار فضایی ماهانه تابش موج بلند خروجی زمین (OLR) در ایران
تیمور جعفری1 - عضو هیات علمی گروه جغرافیا و برنامه ریزی شهری دانشگاه کوثر بجنورد، خراسان شمالی، ایران.
سید محمود حسینی صدیق - دانشجوی دکتری آب و هواشناسی دانشگاه زنجان و مدرس دانشگاه کوثر بجنورد، خراسان شمالی، ایران
محمد رسولی- دانشجوی دکتری آب و هواشناسی دانشگاه زنجان، زنجان، ایران.
تاريخ دريافت: 21/06/1399 | تاريخ پذیرش: 28/01/1400 |
چکیده
تابش موج بلند خروجی زمین یکی از پارامترهای مهم آب و هواشناسی است که دلیلی بر افزایش گرما در وردسپهر فوقانی گردیده است و این باعث افزایش خشکی و کاهش خفیف ابر شده است و همچنین باعث افزایش کمربند گرمسیری و چرخش هادلی به سمت عرض های جغرافیایی بالاتر شده است. بنابراین در این تحقیق به بررسی و پهنه بندی ماهانه تابش موج بلند خروجی سطح زمین ایران میباشد. بدین منظور دادههای تابش موج بلند خروجی زمین (OLR) طی دوره آماری 1398-1354 از پایگاه داده ncep/ncar استخراج و مورد تجزیه تحلیل قرار گرفت. محاسبات مدل بر اساس میانگین دوره و تفکیک مکانی (5°/2*5°/2) درجه انجام شد. جهت استخراج موج بلند زمین ایران از امکانات برنامه نویسی در محیط نرم افزار گردس و برای بررسی و پهنه بندی از نرم افزار GIS بهره گرفته شده است. یافتهها نشان داد با بررسی شاخص فضایی آماره Gi بیشنه لکههای داغ تابش موج بلند خروجی ماهانه ایران در سطح 99%، 95% درصد در ماه مرداد، تیر، خرداد، شهریور و مهرماه می باشد. لکههای داغ مطابق با مناطق کمربند گرمسیری و در عرضهای جغرافیایی پایین تر از 30 درجه شمالی است؛ و همچنین بیشینه لکههای سرد در سطح 99%، 95% درصد در ماه بهمن، آذر، دی، اسفند، فروردین میباشد و بیشینه لکههای سرد تابش موج بلند خروجی زمین به صورت کمربندی از شمال شرق به سوی شمال غرب کشیده میشود و شامل نواحی شمال شرق، شمال و شمال غرب کشور و همچنین نواحی ارتفاعات شمالی کوههای زاگرس کشور را شامل میشود.
واژگان کلیدی: تغییرات زمانی و مکانی، OLR، خودهمبستگی فضایی.
نحوه استناد به مقاله: جعفری، تیمور، حسینی صدیق، سیدمحمود و رسولی، محمد (1400)، بررسی ساختار فضایی ماهانه تابش موج بلند خروجی زمین (OLR) در ایران ، پژوهشنامه جغرافیا و نظامهای فضایی، 2 (1)، 37- 53. http://jgss.ir/Article/15885
|
مقدمه
از آنجایی که سیاره زمین مانند سیاره خورشید به عنوان یک جسم سیاه عمل میکند (شمسی پور، 1394: 16) و همواره در حالت شبه ترازمندی است، در می‌یابیم به همان اندازه که از خورشید انرژی دریافت میکند، با تابش موج بلند خروجی زمین به فضا انرژی از دست میدهد. به این ترتیب، مناسب‌ترین شرایط برای زیست موجودات زنده در این کره خاکی فراهم میشود (Benestad, 2006: 90). تابش خورشیدی جذب شده در زمین، به حرارت تبدیل میشود؛ با این وجود به دلیل بازتابش زمین، زمین به طور مرتب داغ و داغ تر نمیشود. فرایند بازتابش انرژی توسط زمین را بازتابش زمینی یا تابش طول موج بلند مادون قرمز میگویند، که با وات بر متر مربع (w/m2) نشان داده میشود؛ زیرا طول موجهای تابش مادون قرمز بین 5 تا 50 میکرون را با یک بیشینه تابش در محدوده 4 تا 100 میکرومتر باز میتاباند (علیجانی، 1395: 63). در محدوده طول موج بین 4 میکرومتر و 10 میکرومتر، طیف پرتوهای طولانی مدت خروجی همپوشانی با تابش خورشید دارد (Kamide et al, 2007: 158 ). تابش موج بلند خروجی (OLR) تابش الکترومغناطیسی است که به عنوان اشعه مادون قرمز از طریق زمین، اقیانوسها و جو زمين به صورت تابش حرارتی به فضا خارج ميشود؛ به این ترتیب، یک جزء حیاتی از بودجه تابشی زمین است (Wu and et al, 2016: 254-262; Zhang et al, 2017: 4171-4188) توزیع بازتابش زمینی ارتباط نزدیکی با دماهای سطحی دارد و حداکثر میانگین سالانه آن در نواحی حاره است (Qian, 2016: 531).
تابش موج بلند خروجی زمین (OLR) وابسته به میزان تابش سطحی زمین، دمای جو، مشخصات بخار آب جو و پوشش ابر است. میزان تابش موج بلند خروجی از سطح به خصوصیات فیزیکی و شیمیایی سطح بستگی دارد. مهمترین پارامتر مؤثر بر میزان تابش موج بلند خروجی، دمای سطح میباشد. دمای سطح به دلیل تأثیر بر میزان تشعشعات بازتاب شده از سطح و تبادل انرژی بین سطح و اتمسفر اهمیّت بسیار داشته و گاهی در اکثر مطالعات زیست محیطی، فعالیتهای کشاورزی، منابع زمینی، انرژی و برنامهریزی در امور مختلف کاربرد دارد (Peng li, 2016:111). مقدار تابش موج بلند خروجی علاوه بر دمای سطح با نوع پوشش و کاربری اراضی مربوط به سطح نیز ارتباط مستقیم دارد. سه خصوصیت سبزینگی، رطوبت و روشنایی بیانگر ویژگی های اصلی بیوفیزیکی سطح و تعیین کننده نوع پوشش سطح میباشند. سطح زمین امواج تابیده شده از خورشید را دریافت میکند، سپس با افزایش دمای سطحی با افزایش موجهای بلند خروجی به صورت شبانهروزی از خود بازتابش میدهد که اندکی از آن از راه پنجره جوی گذر میکند که این فرایند سبب ثبات نسبی رژیم گرمایی سیاره زمین میشود (شمسی پور، 1392: 14). تغییرات در تابش موج بلند خروجی (OLR) میتواند به عنوان یک شاخص حیاتی سینوپتیکی دگرگونی و مخاطرات آب و هوایی در نظر گرفته شود؛ که طبق تحقیقات صورت گرفته از سوی (Kouskyve et al, 1988; Ferreira & et al, 2002) از سال 1985 تابش طول موج بلند خروجی زمین افزایش یافته و دلیلی بر افزایش گرما در تروپوسفر فوقانی گردیده است و این باعث افزایش خشکی و کاهش خفیف ابر در ترپوسفر فوقانی شده است (Chen & et al, 2002) و همچنین باعث افزایش چرخش هادلی به سمت عرضهای جغرافیایی بالاتر شده است (Wielicki & et al 2002 ;Qian, 2016). از سویی دیگر، ابرها نقش مهمی در تغییرات موج بلند خروجی زمین دارند و به اندازه کافی در مقیاس جهانی انرژی در تمام مقیاسهای فضایی و زمانی، ارزیابی میشوند (گوولا، 2018: 2). تابش موج بلند خروجی زمین (OLR) اغلب به عنوان شاخصی برای شناسایی و مطالعه خصوصیات ابرهای همرفتی مورد استفاده قرار میگیرد (کاروالهو و همکاران 2000)؛ به طوری که مقادیر بالای تابش موج بلند خروجی زمین به معنای آسمانهای صاف و مقادیر کم آن نشانگر آسمانهای ابری است (ذوالفقاری، 1393: 42)؛ به طور عمده به مشخصات درجه حرارت (سطوح فوقانی ابر و یا سطوح زیرین ابر در آسمان روشن) بستگی دارد (ژانگ وو همکاران، 2017: 1-13؛ شی و همکاران؛ 2017: 430-419). تابش موج بلند خروجی زمین یک جزء بحرانی از بودجه انرژی زمین است و نشان دهنده تابش کُلّ فضا است که توسّط جو زمین منتشر میشود (کاویانی، 1391: 24-23). تابش موج بلند خروجی توسط ابرها و گرد و غبار در جو تحت تأثیر قرار میگیرد، که تمایل دارد آن را کاهش دهد. گازهای گلخانه ای مانند متان (CH4)، اکسید نیتروژن (N2O)، بخار آب (H2O) و دی اکسید کربن (CO2)، طول موج های خاصی از OLR را جذب میکنند که بعضی از این اشعه حرارتی به سوی زمین هدایت میشود و دمای متوسط سطح زمین را افزایش میدهد (ذوالفقاری، 1392: 30؛ شمسی پور،1392: 17). بنابراین، افزایش غلظت یک گاز گلخانه ای میتواند به افزایش گرمایش جهانی با افزایش میزان تابش جذب شده و از طریق اجزای اتمسفر انتشار یابد. اگر جذب گاز بالا باشد و گاز در یک غلظت به اندازه کافی بالا باشد، پهنای باند جذب اشباع میشود. در این حالت، گاز موجود به اندازه کافی جذب انرژی اشعه در پهنای باند جذب قبل از رسیدن به اتمسفر بالا است و اضافه کردن یک غلظت بالاتر این گاز هیچ تأثیری بر بودجه انرژی جو ندارد (Hardi, 2008, 21).
پیشینه تحقیق
زرین و همکاران (1386) گستردگی منطقه حداقل موج تابش بلند خروجی زمین (OLR) را در ایران بر دینامیکی/جبهه ای بودن بارشها تأکید دارند. تابش طول موج بلند خروجی (OLR) عمدتا در حکم شاخصی برای تعیین میزان فعالیت همرفتی در نظر گرفته میشود، به طوریکه مقادیر کمتر از 220 وات بر متر مربع نشانگر منطقه دارای همرفت و مقادیر کمتر از 200 وات بر متر مربع نشان دهنده همرفت شدید است (Liebmann & et al , 1998؛ ذرین و همکاران، 1386: 136). محبالحجه (1387) مکانهایی که نسبت میانگین تابش طول موج بلند خروجی زیادی دارند، نشان دهنده مناطق خشکی هستند که رطوبت کمتری دارند و بالعکس مناطقی که نسبت به میانگین، تابش موج بلند کمتری دارند و با توجه با اینکه بیشتر تابش موج بلند با بخار آب موجود در جو جذب میشود، در این مناطق به طور میانگین نشان دهنده رطوبت بیشتری هستند. (Lim & et al, 2011) در تحقیقی رابطه بین تابش طول موج بلند خروجی و بارندگی در جنوب شرقی آسیا را با استفاده از دادههای روزانه OLR از ماهوارههای قطبی منظومه شمسی و دادههای بارش باران مناطق گرمسیری از سنجش (TRMM) 3B42 روزانه مورد مطالعه قرار دادند؛ نتایج نشان داد که بین OLR و بارش در مناطق عرض جغرافیایی پایین نسبت به مناطق عرض جغرافیایی بالا همبستگی منفی وجود دارد. با توجه به تحقیقات (Sens & et ala, 2018) نشان داد که الگوهای منطقهای مشاهده شده OLR از 1985-2000 تا 2001-2017 تغییر میکند، الگوی گرمایی در نیمکره شمالی به ویژه در قطب شمال و همچنین تغییرات بارندگی هوای گرمسیری مربوط به تقویت لانینا را نشان میدهد؛ و همچنین نتایج ایشان نشان داد که از سال 1985 تابش طول موج بلند خروجی زمین افزایش یافته و با درجه روز رشد همبستگی دارد. در تحقیقی دیگر (Kouskyve & et al, 1988; Ferreira & et al, 2002) مطالعه تغییرات سالانه OLR را براي آمریکای جنوبی و مجاورت آن مورد مطالعه قرار دادند. (Hatzidimitriou & et al, 2004) در تحقیقی به عنوان افزایش امواج بلند خروجی زمین در منطقه گرمسیری در دهههای اخیر دریافتند که تغییرات فصلی و بین سالیانه OLR، نشان دهنده افزایشی برابر با Wm21.9 ± 0.2 است، تجزیه و تحلیل تغییرات بین سالیانه و بلند مدت OLR نشان داد که مهمترین سهم در روند افزایشی مشاهده شده، کاهش سطح پوشش ابر در طول دوره 2000-1984، و پس از آن خشک شدن ظاهری تروپوسفر فوقانی و کاهش میزان خفیف ابر در سطح پایین است. (Chen & et al, 2002) دریافتند که تغييرات مشاهده شده در افزایش OLR، با افزايش دوره زمانی در مقياس چرخش هادلی و واکر همراه است. (Wielicki et al 2002 ;Qian, 2016) پیشنهاد کردهاند که چرخش سلول هدلی در دهه 1990 با افزایش طول موج بلند خروجی زمین به طرف عرضهای جغرافیایی بالاتر شدت پیدا کرده است. برخی مطالعات کلاسیک مناطق خشک جنوب غرب آسیا و شمال آفریقا را در طول تابستان منطقه چاهه انرژی دانسته اند که به همین جهت الزاماً بایستی از یک نزول دینامیک برخوردار باشند تا به یک تعادل انرژی دست یابند (Charney, 1975; Webster et al, 1998). حسینی صدیق و همکاران (1399) در مطالعه ای میانگین w/m2250 تابش موج بلند خروجی زمین را به عنوان لبه گسترش قطب سوی چرخش سلول هادلی در نیمکره جنوبی را بررسی نمودند، نتایج ایشان نشان داد که با افزایش هر سال، عرض جغرافیایی سلول هادلی در نیمکره جنوبی به طور متوسط به اندازه 00014/0- درجه جغرافیایی افزایش مییابد؛ و بیشترین افزایش شدت عرض جغرافیایی تابش موج بلند خروجی زمین در نیمکره جنوبی طی سالهای 1980 و 2006 تا عرض جغرافیایی o36- درجه جنوبی گسترش داشته است، و کمترین عرض جغرافیایی تابش موج بلند خروجی زمین در نیمکره جنوبی در سالهای 1991 تا 1998 و 2016 اتفاق افتاده است. و همچنین در تحقیقی دیگر حسینی صدیق و همکاران (1399) تغییرات و ساختار فضایی فصلی تابش موج بلند خروجی ایران را بررسی نمودند و نتایج ایشان نشان داده که تابش موج بلند خروجی ایران به نسبت افزایش هر سال، به مقدار W/m2 16/0+ افزایش و همچنین، با افزایش عرض جغرافیایی به مقدار W/m2 37/0- کاهش مییابد. با توجّه به اثر دگرگونی و مخاطرات آب و هوایی بر نوسانات OLR و ارتباط آن با تغیرات آب و هوایی، تحقیق روی این مسئله لازم و ضروری به نظر میرسد؛ و از آنجایی که این پژوهش در کشور کمتر مورد توجّه پژوهشگران اقلیم شناسان و هواشناسان قرار گرفته است، توجّه به تغییرات در تابش موج بلند خروجی ماهانه به عنوان یک شاخص حیاتی سینوپتیکی دگرگونی و مخاطرات آب و هوایی میتواند برای شناسایی کمربند خشک گرمسیری، چرخش سلول هادلی، نوسانات اقیانوسی-جو، ابرهای ضخیم و همرفتی، پیش بینی زلزله و گردوغبار در نظر گرفته میشود؛
مواد و روش
در تحقیق حاضر به منظور محاسبۀ تابش موج بلند خروجی ایران، دادههای OLR طی سالهای 1398-1354 به صورت روزانه از پایگاه دادههای NCEP/NCAR وابسته به سازمان ملی جو و اقیانوس‌شناسی ایالات متحده امریکا با توان تفکیک مکانی °5/2*°5/2 درجه طول و عرض جغرافیایی استخراج و مورد تحلیل قرارگرفته است. به منظور محاسبه تابش موج بلند خروجی ایران، در محدودۀ جو ایران زمین (از 25 تا 40 درجه شمالی و از 5/42 تا 65 درجه شرقی) و با استفاده از امکانات برنامه‌نویسی در محیط نرم‌افزار GrADS و GIS انتگرال وزنی در تراز سطح زمین به وات بر مترمربع محاسبه شد. در ابتدا ویژگیهای عمومی موج بلند زمین بررسی شد. برای دست‌یابی به یک شمای کلی از وضعیت مکانی تغییرات موج بلند زمین بر روی کشور ایران، و هم چنین نقشه میانگین ضریب تغییرات موج بلند خروجی زمین بر اساس شاخص فضایی آماره Gi ترسیم گردید. در آمار فضایی، شناخت الگوها و کشف روندهای موجود در دادههای فضایی از اهمیت زیادی برخوردار است (Waagepetersenand et al: 2006: 268 ;Matheron, 1962)؛ چرا که پیش از هرگونه تحلیل و تهیه نقشه در آمار فضایی باید این پیش داوری صورت گیرد که دادهها چگونه در فضا توزیع شدهاند و توزیع آنها در فضا از چه الگو و قاعده ای پیروی میکند (Alijani, 2008: 5). برای محاسبه آماره یا شاخص موران، ابتدا امتیاز استاندار z و P-Value محاسبه و در مرحله بعد، به ارزیابی و معنادار بودن شاخص پرداخته میشود. برای محاسبه فضایی با استفاده از شاخص موران جهانی از رابطه 2 استفاده میشود:
در رابطه 2، 
برابر با تفاضل یا اختلاف بین مقدار خصیصه عارضه i با میانگین آن (
) است
وزن موجود بین عارضه i و j ، n تعداد کل عوارض جغرافیایی موجود در لایه استفاده شده و S جمع کل وزنهای فضایی است. امتیاز استاندارد برای آماره موران با رابطه 3 به طور جداگانه محاسبه میشود:
در رابطه 3، V[I] واریانس داده هاست. به طور کلی، اگر مقدار شاخص موران به عدد 1+ نزدیک باشد، دادهها دارای خودهمبستگی فضایی و دارای الگوی خوشهای است و اگر مقدار شاخص موران به عدد 1- نزدیک باشد، دادهها از هم گسسته و پراکنده است.
در این پژوهش، به منظور مشخص شدن توزیع فضایی الگوی خودهمبستگی فضایی موج بلند زمین ایران، از تحلیل خوشه و ناخوشه2 که به شاخص انسلین محلی موران3 معروف است، استفاده شده است، الگویی بهینه برای نمایش توزیع آماری پدیده ها در فضاست (Anselin, 2009: 74). برای تحلیل خوشه و ناخوشه برای هر عارضه موجود در لایه، مقدار شاخص موران محلی امتیاز Z و P-Value که بیان کننده معناداری شاخص محاسبه شده است، به دست می آید. آماره محلی موران I بر اساس رابطه 6 محاسبه میشود:
که در آن 
خصیصه عارضه i و 
میانگین خصیصه مربوط و 
وزن فضایی بین عارضه i و j می باشد. 
مثبت نشان می دهد که مناطق با ارزش بالا به وسیله مناطق با ارزش بالا (بالا-بالا High-High) و مناطق با ارزش پایین به وسیله مناطق با ارزش پایین (پایین-پایینLow-Low). محصور شده است. Ii منفی نشان می دهد که ارزش پایین به وسیله ارزش بالا (پایین-بالاLow-High) یا ارزش بالا به وسیله ارزش پایین (بالا-پایینHigh-Low) احاطه شده است (بلیانی، 1393؛ 298). و مقدار 
از رابطه 10 محاسبه می شود:
10) 
که در آن n برابر با تعداد کل عارضه ها است. امتیاز استاندارد 
به صورت زیر محاسبه می شود:
11) 
در اینجا خواهیم داشت:
12) 
یافتهها
مشخصات عمومی موج بلند زمین ایران
جدول 1 بعضی از مشخصات مکانی ماهانه موج بلند خروجی زمین ایران را نشان میدهد. بیشینه ماهانه میانگین موج بلند خروجی ایران در ماههای مرداد، تیر و همچنین خرداد ماه است که به ترتیب با مقدار w/m228/298، w/m2290 و w/m250/290 نشان میدهد، اما کمینه آن در ماههای بهمن، آذر و اسفند ماه که به ترتیب با مقدار w/m201/220، w/m272/233 و w/m230/237 میباشد. دامنه تغییرات میزان پراکندگی موج بلند خروجی را نشان میدهد؛ همانطور که مشاهده میشود بیشینه دامنه تغییرات در ماههای آذر، دی و آبان ماه به ترتیب با مقدار 80/88، 79، 87 و 69/ 76 میباشد، اما کمینه آن در ماههای شهریور، مرداد و تیر ماه که به ترتیب با مقدار 18/50، 20/54 و 02/57 میباشد که به نسبت سایر ماهها مقدار کمتری را نشان میدهد، در واقع میزان کم این عدد بیانگر تغییرات کمتر موج بلند خروجی در فصل تابستان است. اندازه پراش (واریانس) گویای چگونگی پراکندگی مشاهدات حول میانگین میباشد. میزان این شاخص پراکندگی در ماههای دی، آبان و آذر ماه بیشنه خود را به ترتیب با مقدار 15/413، 17/400 و 49/399 را داشته است. میزان چولگی برای ماههای اسفند، فروردین، اردیبهشت، خرداد، تیر، مرداد، شهریور، مهر و آبان ماه منفی است، بنابراین نوع توزیع موج بلند خروجی زمین چوله به راست است و بیانگر این است که مقادیر کمتر از میانگین برای این ماهها بیش از فراوانی مقادیر بزرگ تر از میانگین می باشد؛ ولی در ماههای آذر، دی و بهمن ماه مثبت میباشد، بنابراین نوع توزیع چوله به چپ است. بالا بودن ضریب تغییرات مکانی تأییدی دیگر بر گفته فوق میباشد. میانگین بیشینه ضریب تغییرات طول موج بلند خروجی در ماههای دی، بهمن و آذر ماه به ترتیب با مقدار 6/8، 6/8 و 5/8 میباشد مربوط به عرض های بالاتر از 30 درجه شمالی در شمال غرب، شمال و شمال شرق ایران میباشد و همچنین کمینه ضرب تغییرات در ماههای شهریور، مرداد و تیر با مقدار 4/4، 4/4 و 8/4 مربوط به پایینتر از عرضهای 30 درجه شمالی است. همان طوری که از جدول (1) مشاهده میشود، مد با میانگین و میانه اختلاف زیادی دارد و نزدیک بودن اعداد مربوط به میانگین و میانه و کم بودن مقدار مد در تمام ماهها بیانگر ناهمگنی (نامتقارن) تابش موج بلند خروجی زمین میباشد. معیار کشیدگی که بیانگر میزان انحراف یک توزیع از حالت نرمال استاندارد میباشد؛ بنابراین، در اکثر ماهها دارای کشیدگی منفی است که بیانگر توزیع کشیده دادهها در این فصول نسبت به حالت غیرنرمال میباشد، کشیدگی منفی حاکی از وجود دادههای فرین در این ماهها را دارد؛ ولی در ماههای شهریور و خرداد ماه مثبت است که بیانگر توزیع کشیده دادهها نسبت به حالت نرمال میباشد.
جدول 1: شاخص‌های آماری ماهانه تابش موج بلند خروجی زمین در ایران طی دوره 1398 – 1354
نمایه
ماه | نمایه‌های مرکزی | نمایه‌های پراکندگی | نمایه‌های شکل توزیع | آستانه | |||||||
میانگین حسابی | مد | میانه | انحراف معیار | واریانس | دامنه تغییرات | ضریب تغییرات | کشیدگی | چولگی | کمینه | بیشینه | |
دی | 59/234 | 193 | 88/232 | 32/20 | 15/413 | 79/87 | 6/8 | 811/0- | 218/0 | 08/193 | 86/275 |
بهمن | 01/220 | 66/180 | 72/218 | 03/19 | 41/362 | 45/74 | 6/8 | 018/1- | 065/0 | 66/180 | 10/255 |
اسفند | 30/237 | 73/196 | 61/236 | 54/18 | 01/344 | 34/74 | 8/7 | 013/1- | 107/0- | 73/196 | 06/271 |
فروردین | 20/250 | 22/206 | 31/250 | 75/18 | 78/351 | 65/75 | 4/7 | 668/0- | 217/0- | 22/206 | 86/281 |
اردیبهشت | 27/265 | 67/217 | 06/268 | 75/18 | 88/351 | 91/76 | 7 | 312/0- | 554/0- | 67/217 | 58/294 |
خرداد | 55/290 | 14/246 | 58/249 | 13/15 | 94/228 | 91/61 | 2/5 | 919/0 | 21/1- | 14/246 | 05/308 |
تیر | 76/290 | 53/252 | 35/294 | 22/14 | 26/202 | 02/57 | 8/4 | 122/0- | 820/0- | 53/252 | 55/309 |
مرداد | 28/298 | 11/262 | 41/301 | 20/13 | 41/174 | 20/54 | 4/4 | 021/0- | 861/0- | 11/262 | 31/316 |
شهریور | 56/286 | 68/252 | 71/289 | 85/12 | 23/165 | 18/50 | 4/4 | 102/0 | 926/0- | 68/252 | 86/302 |
مهر | 67/271 | 83/229 | 32/274 | 18/14 | 36/329 | 01/70 | 2/5 | 891/0- | 346/0- | 83/229 | 84/299 |
آبان | 83/248 | 34/209 | 50/247 | 20 | 17/400 | 69/76 | 8 | 964/0- | 214/0- | 34/209 | 03/286 |
آذر | 72/233 | 90/193 | 67/230 | 98/19 | 49/399 | 80/88 | 5/8 | 777/0- | 327/0 | 90/193 | 78/274 |
شکل 1، الگوهای خودهم بستگی فضایی ضریب تغییرات ماهانه موج بلند خروجی ایران بر اساس شاخص فضایی آماره Gi را نشان میدهد. همان طوری که مشاهده میشود، لکه های گرم در سطح 99% ضریب تغییرات تابش موج بلند خروجی زمین با مقدار 98/14 درصد و به مساحت ( km2249208) مربوط به جنوب شرق ایران از جمله شهرهای چابهار، جاسک میباشد. لکههای گرم در سطح 95% با مقدار 65/3 درصد و به مساحت ( km260701) از جمله شهرهای بندرعباس، بندرلنگه و مرکز استان سیستان و بلوچستان است که مربوط به جنوب و جنوب شرق ایران میباشد. و همچنین لکههای گرم در سطح 90% در شهرهای زاهدان، بم، شیراز، فسا، بوشهر، زابل و کرمان با مقدار 86/1 و به مساحت ( km230965) میباشد. به طور کلی لکههای گرم ضریب تغییرات تابش موج بلند خروجی ایران در پائینتر از عرض های 30 درجه شمالی را شامل میشود؛ و این امر بیانگر کاهش ابر و رطوبت و همچنین افزایش دما را در بردارد و بیشترین اشعه مادون قرمز را به فضا منتشر میسازد، که نشان دهنده گسترش گردش سلول هادلی و فرونشینی شرایط خشک و سرد آن در عرضهای پائین تر از 30 درجه شمالی است که شرایط خشکی را در این مناطق حاکم کرده است (حسینی صدیق، 1400: 93). این پژوهش منطبق میباشد با پژوهش های جهانبخش و همکاران (1392) در مورد روند تغییرات پوشش ابر در ایران و به این نتایج دست یافتند که در پایینتر از عرضهای 30 درجه شمالی در مناطق جنوب و جنوب غربی و شمال کویر مرکزی و دشت لوت مقدار پوشش ابر بین 1/1 تا 8/1 اکتا است. لکههای سرد در سطح 99% ضریب تغییرات تابش موج بلند خروجی زمین با مقدار 60/13 درصد و به مساحت ( km2254351) از جمله شهرهای همدان، کرمانشاه، ارومیه، خوی، سنندج، لرستان و تا پسکرانههای شهرهای زنجان و شرق شهرستان مشهد است که مربوط به شمال غرب و غرب و شمال شرق ایران میباشد. و این امر بیانگر حرکتهای فراسو و نشان دهنده پوشش ابرهای ضخیم و همرفتی دربردارد، که اشعه مادون قرمز را کمتر به فضا منتشر میکند و شرایط النینو و ترسالی را دارد. لکههای سرد در سطح 90% با مقدار 09/18 درصد و به مساحت ( km2295676) میباشد. و همچنین لکههای سرد در سطح 90% در شهرهای کاشان، اراک، سمنان، تهران، قزوین، شاهرود، گرگان، سبزوار و بجنورد با مقدار 96/29 و به مساحت ( km2498086) میباشد.
شکل 1: الگوهای فضایی ضریب تغییرات ماهانه موج بلند خروجی ایران بر اساس شاخص فضایی آماره Gi از سال 1398-1354
جدول 2: میانگین درصد و مساحت الگوهای فضایی ضریب تغییرات ماهانه موج بلند خروجی زمین ایران از سال 1398-1354
نوع لکههای موج بلند خروجی زمین | درصد (%) | مساحت (km2) |
لکههای سرد در سطح 99% | 60/13 | 254351 |
لکههای سرد در سطح 95% | 09/18 | 295676 |
لکههای سرد در سطح 90% | 96/29 | 498086 |
فاقد الگوی معناداری % | 49/18 | 299252 |
لکههای گرم در سطح 99% | 86/1 | 30965 |
لکههای گرم در سطح 95% | 65/3 | 60701 |
لکههای گرم در سطح 90% | 98/14 | 249208 |
از آنجایی که ایران در منطقه جنب حاره قرار گرفته، عرضهای جغرافیایی پایین به خصوص مناطق جنوبی به دلیل نزدیک بودن به استوا، زاویه تابش خورشید بیشتر بوده و به حالت عمود تابیده میشود (مسعودیان، 1390: 6) و باعث افزایش و انباشت گرما در درون سطح زمین میشود و سطح زمین هم به دلیل بازتابش باعث افزایش تابش موج بلند خروجی زمین شده و به بالاترین حد خود رسیده است؛ که بیانگر این است که موج بلند خروجی زمین به طور مستقیم وضعیت و تغییرات مقدار زاویه تابش خورشید، رطوبت، ابرناکی، ناهمواریها و گردوغبار را منعکس میکند. به طوری که، موج بلند خروجی پایین همراه با ابرناکی زیاد و مناطقی با ناهمواریهای زیاد و رطوبت کم و همچنین با مایل بودن زاویه تابش خورشید همراه است، و موج بلند خروجی بالا همراه با عمود بودن زاویه تابش خورشید، ابرناکی پایین، سطوح هموار، رطوبت بالا و نیز با گردوغبار زیاد همراه است. بنابراین مهمترین عامل دگرگونیهای تابش موج بلند خروجی زمین، دمای محسوس رویه زمین یا لایه نزدیک آن است. ابرناکی میتواند بر تابش کوتاه ورودی به سطح زمین تاثیر بگذارد و تابش بلند زمین را دوباره به سطح آن بازگرداند که باعث اثر گلخانه ای در آن منطقه میشود. به همین سبب، ابرناکی یکی از عوامل اصلی دگرگونیهای مکانی تابش موج بلند خروجی زمین به شمار میرود. بخش بزرگی از پنجرههای جوی برای تابش بلند زمین را بخارآب تشکیل میدهد؛ از این رو، کمینه یا بیشنه رطوبت هوا نیز بر اندازه تابش بلند زمین تاثیرگذار است. بارش با تغییر رطوبت خاک میتواند باعث افزایش هدایت فیزیکی دما و تبادلات عمقی در خاک باشد. از این جهت، خاک خشک با توجه به نبود هدایت دمای سطحی به ژرفای گرمای محسوس بیشتری دارد و تابش موج بلند خروجی زمین افزایش مییابد. همچنین تبخیر و تعرق از سطح خاک نمناک باعث تبدیل گرمای محسوس به گرمای نهان و کاهش تابش موج بلند خروجی زمین خواهد شد. پوشش برف که در محدوده مرئی طیف، بازتاب بسیار شدیدی دارد، در محدوده طول موج بلند مانند جسمی تیره عمل می کند و حداکثر 5/0 درصد از پرتو تابیده شده را بازتاب میدهد. از سوی دیگر، برف با ایجاد لایه بازدارنده، پیوستگی گرمایشی خاک را با هوا قطع می کند و باعث ذخیره گرما زیر پوشش برف می شود. همان طوری که از شکل 2 و 3 آشکار میباشد الگوی خودهم بستگی فضایی بیشینه لکههای داغ تابش موج بلند خروجی ایران در سطح 99% درصد در ماه مرداد با میانگین w/m2 60/316- 36/307 و با مقدار 54/5 درصد و در حدود 46/90240 کیلومتر مربع مساحت ایران را در برگرفته است. در ماه تیر تابش موج بلند خروجی با میانگین w/m2 36/306 – 15/229 و با مقدار 99/13 درصد و به مساحت 231850 کیلومتر مربع، ماه خرداد تابش موج بلند خروجی با میانگین w/m2 37/307- 91/296 و با مقدار 45/30 درصد و به مساحت 496020 کیلومتر مربع، ماه شهریور تابش موج بلند خروجی با میانگین w/m2 14/301- 19/293 و با مقدار 67/25 درصد و به مساحت 46/418149 کیلومتر مربع، ماه مهر تابش موج بلند خروجی با میانگین w/m2 30/295- 82/286 و با مقدار 89/17 درصد و به مساحت 42/291522 کیلومتر مربع و ماه اردیبهشت تابش موج بلند خروجی با میانگین w/m2 57/294- 36/283 و با مقدار 02/16 درصد و به مساحت 261113 کیلومتر مربع ایران را فرا گرفته است. به طور کلی بیشینه لکههای داغ تابش موج بلند خروجی زمین در سطح 99% در مناطق استان سیستان و بلوچستان با مرکزیت زابل و در شرق کشور تا دشت لوت و صحرای طبس مشاهده شده است و در غرب کشور در استان ایلام با مرکزیت موسیان و همچنین در جنوب و جنوب شرق در پسکرانههای چابهار و جاسک، بم، شیراز، بندرعباس، کرمان، فسا، بوشهر مشاهده شده است. الگوی خودهم بستگی فضایی بیشینه لکههای داغ تابش موج بلند خروجی ایران در سطح 95% درصد در ماه مرداد با میانگین w/m263/302- 63/307 و با مقدار 85/23 درصد و در حدود 85/388465 کیلومتر مربع مساحت ایران را در برگرفته است. در ماه تیر تابش موج بلند خروجی با میانگین w/m2 15/299-77/294 و با مقدار 53/32 درصد و به مساحت 27/280163 کیلومتر مربع، ماه خرداد تابش موج بلند خروجی با میانگین w/m2 91/296– 13/292 و با مقدار 53/32 درصد و به مساحت 529812 کیلومتر مربع، ماه شهریور تابش موج بلند خروجی با میانگین w/m2 19/293- 40/289 و با مقدار 16/24 درصد و به مساحت 394136 کیلومتر مربع، ماه مهر تابش موج بلند خروجی با میانگین w/m2 82/286- 83/278 و با مقدار 47/13 درصد و به مساحت 291522 کیلومتر مربع و ماه اردیبهشت تابش موج بلند خروجی با میانگین w/m2 36/283- 60/273 و با مقدار 82/12 درصد و به مساحت 208935 کیلومتر مربع ایران را فرا گرفته است. به طوری کلی، لکههای داغ تابش موج بلند در سطح 99%، 95% و 90% مطابق با مناطق کمربند گرمسیری و در عرضهای جغرافیایی پایین تر از 30 درجه شمالی است. و این بدلیل قرار گیری در منطقه جنب حاره است، عرضهای جغرافیایی پایین ایران به خصوص مناطق جنوبی و جنوب شرقی تا مرکز ایران شامل دشت لوت، کویر و صحرای طبس به دلیل نزدیک بودن به استوا، زاویه تابش خورشید بیشتر بوده و به حالت عمود تابیده میشود (مسعودیان، 1390: 6) و باعث افزایش و انباشت گرما در درون سطح زمین میشود و سطح زمین هم به دلیل بازتابش باعث افزایش تابش موج بلند خروجی زمین شده و به بالاترین حد خود رسیده است؛ که بیانگر این است که موج بلند خروجی زمین به طور مستقیم وضعیت و تغییرات مقدار زاویه تابش خورشید، رطوبت، ابرناکی، ناهمواریها و گردوغبار را منعکس میکند. به طوری که، موج بلند خروجی پایین همراه با ابرناکی زیاد و مناطقی با ناهمواریهای زیاد و رطوبت کم و همچنین با مایل بودن زاویه تابش خورشید همراه است؛ در کرانههای جنوبی مقدار رطوبت جو حدود 24 هکتوپاسکال است (مسعودیان:1390: 99) و سطوح هموار زمین در کرانههای جنوبی اجازه میدهد که رطوبت تا 300 کیلومتری ساحل دیده شود و همچنین استقرار پرفشار قوی پویشی در بخش بزرگی از جو سبب انباشتگی رطوبت در لایه نازک مجاور زمین میشود، به همین دلیل نقش گلخانه ای انباشت رطوبت در نیمه جنوبی کشور به علت تأثیر زیادی در افزایش دما جو داشته است (مسعودیان، 1390: 94). در قسمتهای خشک ایران مرکزی دشت لوت و کویر، طبس، کاشان و یزد فقر رطوبتی جو (مسعودیان و کاویانی،1387: 53) و آسمان صاف سبب ورود حداکثری انرژی خورشیدی به زمین میشود، هم چنین از سوی دیگر ماسه زارها و نمکزارهای این مناطق به علّت گرمای ویژهی کمتر، زودتر داغ میشوند و چون رطوبت خاک نیز بسیار پایین است، قسمت اعظم حرارت تولید شده از طریق حرارت محسوس دفع میشود، در نتیجه هوا در طول بسیار گرم میشود (علیجانی،1387: 211). نور خورشید که به زمین میرسد، سطح زمین اتمسفر را گرم میکند؛ بنابراین اتمسفر زمین حرارت آن را به صورت تابش‌های مادون قرمز باز میتاباند. این بازتاب‌ها توسط گازهای متعددی از جمله گازکربنیک، متان، بخار آب مجدد جذب شده و اتمسفر را گرم میکند. این محصور شدن امواج تقریباً شبیه کار گلخانه در نگه داشتن گرماست که این فرایند افزایش احتمالی ناهنجاریهای دمای تروپوسفر را در دهههای آینده (علیجانی، 1395 :115) با استفاده از افزایش موج بلند خروجی که باعث افزایش شدت چرخش سلول هادلی به عرضهای جغرافیایی بالاتر را به همراه خواهد داشت (Qian, 2016: 531) و همچنین باعث عقب نشینی چرخش سلول قطبی در عرضهای بالاتر شده و منجر به ذوب یخچالهای قطبی و افزایش گرما در این مناطق شده است (Kumar et al, 2010; Devasthale etal, 2013; Graversen etal, 2011, Dong et al, 2014). در دهههای اخیر، مطالعات بسیاری تعیین کردهاند که تغییرات آب و هوایی، از قبیل گرمایش تروپوسفری عرضهای میانه و تغییرات قطب ناحیه خشك نیمه گرمسیری، همراه با روند تقویت و گسترش انبساط سلول هدلی بر اثر تابش موج بلند خروجی زمین مرتبط هستند (Chen et al, 2002; Mitas and Clement, 2005; Fu et al, 2006; Hu and Fu, 2007; Song and Zhang, 2007; Stachnik and Schumacher, 2011; Liu et al, 2012; Su et al, 2014)
شکل 2: الگوهای فضایی ماهانه موج بلند خروجی ایران بر اساس شاخص فضایی آماره Gi از سال 1398-1354
جدول 3: درصد مناطق تحت پوشش الگوهای فضایی فصلی موج بلند خروجی زمین ایران بر اساس شاخص فضایی آماره Gi از سال 1398-1354
نوع لکههای موج بلند خروجی زمین | دی | بهمن | اسفند | فروردین | اردیبهشت | خرداد | ||||||||||||
درصد | مساحت | درصد | مساحت | درصد | مساحت | درصد | مساحت | درصد | مساحت | درصد | مساحت | |||||||
لکههای سرد در سطح 99% | 41/8 | 137140 | 62/9 | 156789 | 92/7 | 129094 | 19/10 | 166074 | 48/7 | 121900 | 18/1 | 19301 | ||||||
لکههای سرد در سطح 95% | 39/17 | 282268 | 66/17 | 287755 | 47/13 | 219525 | 30/13 | 216697 | 74/8 | 142387 | 74/4 | 77265 | ||||||
لکههای سرد در سطح 90% | 45/22 | 365824 | 70/17 | 288424 | 67/14 | 239182 | 92/17 | 292030 | 25/12 | 199608 | 86/5 | 95468 | ||||||
فاقد الگوی معناداری % | 35/22 | 364143 | 74/19 | 321561 | 52/22 | 366793 | 04/22 | 359164 | 11/21 | 343981 | 36/9 | 152486 | ||||||
لکههای گرم در سطح 90% | 38/11 | 185285 | 87/15 | 258567 | 11/18 | 294991 | 16/14 | 230808 | 54/21 | 350984 | 85/15 | 258175 | ||||||
لکههای گرم در سطح 95% | 12/14 | 230104 | 44/13 | 218928 | 18/10 | 165894 | 90/9 | 161313 | 82/12 | 208935 | 53/32 | 529812 | ||||||
لکههای گرم در سطح 99% | 86/3 | 62953 | 93/5 | 96722 | 08/13 | 213176 | 44/12 | 202775 | 02/16 | 261113 | 45/30 | 496020 | ||||||
شکل 3: الگوهای فضایی ماهانه موج بلند خروجی ایران بر اساس شاخص فضایی آماره Gi از سال 1398-1354
جدول 4: درصد مناطق تحت پوشش الگوهای فضایی فصلی موج بلند خروجی زمین ایران بر اساس شاخص فضایی آماره Gi از سال 1398-1354
نوع لکههای موج بلند خروجی زمین | تیر | مرداد | شهریور | مهر | آبان | آذر | ||||||
درصد | مساحت | درصد | مساحت | درصد | مساحت | درصد | مساحت | درصد | مساحت | درصد | مساحت | |
لکههای سرد در سطح 99% | 26/3 | 54131 | 60/2 | 42498 | 26/4 | 69415 | 59/7 | 123627 | 47/9 | 154278 | 04/9 | 147254 |
لکههای سرد در سطح 95% | 11/7 | 117834 | 49/6 | 105849 | 44/5 | 88714 | 57/10 | 172157 | 17 | 277057 | 64/17 | 287416 |
لکههای سرد در سطح 90% | 12/10 | 167754 | 46/9 | 154144 | 52/7 | 122585 | 22/12 | 199116 | 99/20 | 342025 | 84/21 | 355823 |
فاقد الگوی معناداری % | 19/26 | 434154 | 56/26 | 432605 | 58/11 | 188727 | 18 | 329518 | 51/17 | 285344 | 87/21 | 356347 |
لکههای گرم در سطح 90% | 40/22 | 371348 | 47/25 | 414970 | 30/21 | 347071 | 23/20 | 329518 | 75/13 | 224083 | 65/11 | 189918 |
لکههای گرم در سطح 95% | 90/16 | 280163 | 85/23 | 388465 | 16/24 | 394136 | 47/13 | 219501 | 03/8 | 130926 | 93/13 | 227052 |
لکههای گرم در سطح 99% | 99/13 | 231850 | 54/5 | 90240 | 67/25 | 418149 | 89/17 | 291522 | 20/13 | 215125 | 99/3 | 65074 |
همان طوری که از شکلهای 2 و 3 و همچنین از جداول 3و 4 آشکار میباشد، الگوی خودهم بستگی فضایی بیشینه لکههای سرد تابش موج بلند خروجی ایران در سطح 99% درصد در ماه بهمن با میانگین w/m2 49/201- 81/187 و با مقدار 62/9 درصد و در حدود 156789 کیلومتر مربع مساحت ایران را در برگرفته است. در ماه آذر تابش موج بلند خروجی با میانگین w/m2 66/214- 84/201 و با مقدار 41/8 درصد و به مساحت 137140 کیلومتر مربع، ماه دی تابش موج بلند خروجی با میانگین w/m2 83/214- 02/202 و با مقدار درصد 41/8 و به مساحت 137140 کیلومتر /مربع، ماه اسفند تابش موج بلند خروجی با میانگین w/m2 71/217- 11/204 و با مقدار 92/7 درصد و به مساحت 129094 کیلومتر مربع، ماه فروردین تابش موج بلند خروجی با میانگین w/m2 89/228- 77/211 و با مقدار 19/10 درصد و به مساحت 166074 کیلومتر مربع ایران را فرا گرفته است. الگوی خودهم بستگی فضایی بیشینه لکههای سرد تابش موج بلند خروجی ایران در سطح 95% درصد در ماه بهمن با میانگین w/m2 45/209- 49/201 و با مقدار 66/17 درصد و به مساحت 287755 کیلومتر مربع مساحت ایران را در برگرفته است. در ماه آذر تابش موج بلند خروجی با میانگین w/m2 75/221- 66/214 و با مقدار 64/7 درصد و به مساحت 287416 کیلومتر مربع، ماه دی تابش موج بلند خروجی با میانگین w/m2 74/222- 83/214 و با مقدار 39/17 درصد و به مساحت 282268 کیلومتر مربع، ماه اسفند تابش موج بلند خروجی با میانگین w/m2 87/224- 71/217 و با مقدار 47/13 درصد و به مساحت 219525 کیلومتر مربع، ماه فروردین تابش موج بلند خروجی با میانگین w/m2 26/238- 89/228 و با مقدار 30/13 درصد و به مساحت 216697 کیلومتر مربع ایران را فرا گرفته است. به طور کلی بیشینه لکههای سرد تابش موج بلند خروجی زمین در سطح 99%، 95% و 90% مناطق الگوی خوشهای پایین به صورت کمربندی از شمال شرق به سوی شمال غرب کشیده میشود و شامل نواحی شمال شرق، شمال و شمال غرب کشور و همچنین نواحی ارتفاعات شمالی کوه های زاگرس کشور را شامل میشود. از آنجایی که رطوبت یکی از عوامل مؤثر بر افزایش یا کاهش تابش موج بلند خروجی زمین میباشد لذا کوههای زاگرس همانند سدی مانع از ورود رطوبت به نواحی مرکزی شده و به همین علّت در این نواحی موج تابش بلند خروجی تشکیل الگوی خوشهای بالا میدهد، که نشان از خشک بودن منطقه را نشان میدهد. در زمینه تشکیل الگوی خوشهای پایین شمال شرق، شمال و شمال غرب کشور میتوان به نقش شاخصی برای تعیین میزان فعالیت همرفتی و بارش های دینامیکی/جبهه ای اشاره کرد.
نتیجهگیری
در این تحقیق برای بررسی ساختار فضایی ماهانه تابش موج بلند خروجی زمین (OLR) در سطح زمین ایران از پایگاه دادههای ncep/ncar وابسته به سازمان اقیانوس شناسی ایالات متحده آمریکا طی دوره آماری 44 سال (1354-1398) استخراج و مورد بررسی و تجزیه تحلیل قرار گرفت. نتایج این مطالعه نشان داد که الگوی خودهم بستگی فضایی بیشینه لکههای داغ تابش موج بلند خروجی ایران در سطح 99% ، 95% درصد در ماه مرداد، تیر، خرداد، شهریور و مهرماه میباشد. به طور کلی بیشینه لکههای داغ تابش موج بلند خروجی زمین در سطح 99% در مناطق استان سیستان و بلوچستان با مرکزیت زابل و در شرق کشور تا دشت لوت و صحرای طبس مشاهده شده است و در غرب کشور در استان ایلام با مرکزیت موسیان و همچنین در جنوب و جنوب شرق در پسکرانههای چابهار و جاسک، بم، شیراز، بندرعباس، کرمان، فسا، بوشهر مشاهده شده است. به طوری کلی، لکههای داغ تابش موج بلند در سطح 99%، 95% و 90% مطابق با مناطق کمربند گرمسیری و در عرضهای جغرافیایی پایین تر از 30 درجه شمالی است؛ و همچنین الگوی خودهم بستگی فضایی بیشینه لکههای سرد تابش موج بلند خروجی ایران در سطح 99%، 95% درصد در ماه بهمن، آذر، دی، اسفند، فروردین میباشد. به طور کلی بیشینه لکههای سرد تابش موج بلند خروجی زمین در سطح 99%، 95% و 90% مناطق الگوی خوشه ای پایین به صورت کمربندی از شمال شرق به سوی شمال غرب کشیده میشود و شامل نواحی شمال شرق، شمال و شمال غرب کشور و همچنین نواحی ارتفاعات شمالی کوههای زاگرس کشور را شامل میشود این نتایج با بخش هایی از مطالعه مسعودیان در رابطه با زاویه تابش خورشید نسبت به عرضهای جغرافیایی (مسعودیان، 1390: 4)، در رابطه با مقدار رطوبت (مسعودیان، 1390: 99)، و الگوهای دمای حداکثر که بصورت جزیرهای در جنوب شرق، جنوب، جنوب غرب و تا نواحی مرکزی ایران مکان گزینی کرده است (علی آبادی، 1394: 102) که این دمای بیشتر در این مناطق از خود موج الکترومغناطیسی آزاد میکند که باعث افزایش موج بلند خروجی زمین میشود (Ostlie et al, 2017)و همچنین با افزایش گردوغبار در نواحی غربی که منجر به محصور شدن تابش موج بلند خروجی در بخش زیرین جو و همچنین جلوگیری از خروج و انتقال آن به بخشهای بالاتر جو میشود که چنین شرایطی افزایش تابش موج بلند را در سطح زمین منجر شده است (زرین،1396: 132)، مطابقت دارد.
- حسینی صدیق، سید محمود (1399)، گسترش قطب سو چرخش سلول هدلی در نیمکره جنوبی، نشریه هواشناسی و علوم جو، سازمان هواشناسی.
- حسینی صدیق، سید محمود (1400)، آب و هواشناسی دینامیک سلول هدلی، انتشارات سخن گستر، چاپ اول، ص 93.
- حسینی صدیق، سید محمود (1400)، بررسی تغییرات و الگوی فضایی فصلی تابش موج بلند خروجی ایران، نشریه تحلیل فضایی مخاطرات محیطی، دانشگاه خوارزمی، بهار.
- ذوالفقاری، حسن (1394)، مبانی سامانه اقلیمی زمین، انتشارات دانشگاه رازی کرمانشاه.
- زرین، آذر، مفیدی، عباس (1391)، بررسی ماهیت، ساختار و وردایی زمانی گردش بزرگ مقیاس جو تابستانه، نشریه پژوهش های اقلیم شناسی، سال سوم، شماره یازدهم، پائیز.
- زرین، آذر؛ ساری صراف، بهروز؛ رسولی، علی اکبر؛ نجفی، محمد سعید (1395)، شبیه سازی واداست های تابشی گردوغبار در غرب ایران، جغرافیا و مخاطرات محیطی، شماره بیست و دوم، تابستان. صص 140-123.
- زرین، آذر؛ مفیدی، عباس، جانباز قبادی، غلامرضا (1386)، تعیین الگوهای همدیدی بارش های شدید و حدی پاییزه در سواحل جنوبی دریای خزر، مجله فیزیک زمین و فضا، دوره 33، شماره 3، صص 131-156.
- شمسی پور، علی اکبر (1392)، مدلسازی آب وهوایی (نظریه و روش)، انتشارات دانشگاه تهران.
- علی آبادی، کاظم؛ داداشی رودباری، عباسعلی (1394)، بررسی تغییرات الگوهای خودهم بستگی فشایی دمای بیشینه ی ایران، مطالعات جغرافیایی مناطق خشک، سال ششم، شماره بیست و یکم. صص 104-86.
- علیجانی، بهلول؛ کاویانی، محمد رضا (1395)، مبانی آب و هواشناسی، انتشارات سمت.
- کاویانی، محمدرضا (1391)، میکروکلیماتولوژی، اتنتشارات سمت.
- مسعودیان، ابوالفضل (1390)، آب و هوای ایران، انتشارات سمت.
- نصر اصفهانی، محمد علی؛ محب الحجه، علیرضا؛ احمدی گیوی، فرهنگ (1387)، اثر نوسان اطلس شمالی (NAO) بر برخی کمیت های هواشناختی وردسپهر در خاورمیانه و جنوب غرب آسیا، مجله ژئوفیزیک ایران، جلد 2، شماره 2، صص 51-64.
- Alijani Bohloul (2008). Effect of Zagros mountain on the spatial distribution of precipitation, Journal of mountain science, 5.
- Anselin L, Syabri I., Kho. Y. (2009). GeoDa: an introduction to Spatail data analysis. In Fischer MM. Getis A (Eds) Handbook of applied spatial analysis.Berlin, Heidelberg and New York: Springer: 73-89.
- Charney, J. G., (1975), Dynamics of Deserts and Drought in the Sahel, Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society, 101:193-202.
- Chen JY, Carlson BE, Del Genio AD (2002) Evidence for strengthening of the tropical general circulation in the 1990s. Science 295:838–841. doi:10.1126/science.1065835.
- Chen JY, Carlson BE, Del Genio AD (2002) Evidence for strengthening of the tropical general circulation in the 1990s. Science 295:838–841. doi:10.1126/science.1065835.
- D. Hatzidimitriou., Vardavas K. G. Pavlakis., N. Hatzianastassiou., C. Matsoukas., E. Drakakis (2004). On the decadal increase in the tropical mean outgoing longwave radiation. Journal Atmos. Chem. Phys., vol 4, pp: 1419–1425.
E. S. Lim, C. J. Wong, K. Abdullah, W. K. Poon (2011), Relationship Between Outgoing Longwave Radiation and Rainfall in South East Asia by Using NOAA and TRMM Satellite. Colloquium on Humanities, Science and Engineering Research. pp 785-795.
- Devasthale A, Sedlar J, Koenigk T, Fetzer EJ (2013) The thermodynamic state of the Arctic atmosphere observed by AIRS: comparisons during the record minimum sea ice extents of 2007 and 2012. Atmos Chem Phys 13(15):7441–7450.
- F.Zhang,K.Wu,J.Li,Q.Yang,J.-Q.Zhao,andJ.Li,(2016), Analytical infrared delta-four-stream adding method from invariance principle, Journal of the Atmospheric Sciences, vol. 73, no.10,pp.4171-4188.
- F.Zhang,K.Wu,P.Liu,X.Jing,andJ.Li (2017), Accounting for Gaussian quadrature in four-stream radiative transfer algorithms, Journal of Quantitative Spectroscopy and Radiative Transfer,vol. 192,pp.1–13.
- FERREIRA NJ & GURGEL H de C. (2002). Variabilidade dos ciclos annual e interanual da radiac¸˜ao de ondas longas emergentes sobreaAm´ericado Sulevizinhanc¸as. Rev. Brasileira de Engenharia Agr´ıcola e Ambiental,6: 440–444.
- Graversen RG, Mauritsen, T, Drijfhout S, Tjernström M, M årtensson S (2011) Warm winds from the Pacific caused extensive Arctic sea-ice melt in summer 2007. Clim Dyn 36(11–12):2103– 2112. doi:10.1007/s00382-010-0809-z.
- Hardy, john T (2003), Climate change: Causes, Effects, and Solutions, International Journal of Climatology, ISBN 047085191. DOI: 10.1002/joc.1225.
- Hu YY, Fu Q (2007) Observed poleward expansion of the Hadley circulation since 1979.Atmos Chem Physics 7:5229–5236. doi:10.5194/acp-7-5229-2007.
- Kumar A, Perlwitz J, Eischeid J, et al. (2014) Contribution of sea ice loss to Arctic amplification. Geophys Res Lett 37(21):L21701. doi:10.1029/2010GL045022.
- Lebmann, B., Hartman, DL, (1998). Interannual variations of outgoing IR associated with tropical circulation changes during. J.Atmos. Sci., vol 39., pp: 1153-1162.
- Peng Li (2016),Temporal and Spatial Variability of Surface Solar Radiation over the South-West Indian Ocean and Reunion Island: Regional Climate Modelin, Solar and Stellar Astrophysics [astro-ph.SR]. Université de la Réunion. English. 〈NNT : 2015LARE0021〉.
- Radiation and Rainfall in South East Asia by Using
- Radiation and Rainfall in South East Asia by Using
- Radiation and Rainfall in South East Asia by Using
- Relationship Between Outgoing Longwave
- Relationship Between Outgoing Longwave
- Relationship Between Outgoing Longwave
- Song H, Zhang M (2007) Changes of the boreal winter Hadley circulation in the NCEP-NCAR and ECMWF reanalyses: A comparative study, J Climate 20:5191–5200.
- Stachnik JP, Schumacher C (2011) A comparison of the Hadley circulation in modern reanalyses. J Geophys Res 116:D22. doi:10.1029/2011jd016677.
- Webster, P. J., Magana, V. O., Palmer, T. N., Shukla, J., Tomas, R. A., Yanai, M., and Yasunari, T., (1998), Monsoons: Processes, predictability and the prospects for prediction, Journal of Geophysical Research, 103(C4): 14451-14510.
- Wielicki BA, Wong T, Allan RP, Slingo A, Kiehl JT, Soden BJ, Gordon CT, Miller
- Zhongping Shen, Jun Shi, Yadong Lei (2017), Comparison of the Long-Range Climate Memory in Outgoing Longwave Radiation over the Tibetan Plateau and the Indian Monsoon Region, Advances in Meteorology, Article ID 7637351, 7 pages https://doi.org/10.1155/2017/7637351.
[1] نویسنده مسئول مقاله: tei.jafarie.53@gmail.com
[2] . outlier
[3] . Anserine Local Moran I
