مفاهیم فشار هوا
فشار هوا نیرویی است که هوا بر یک واحد از سطح زمین وارد میکند
و مقدار آن در سطح دریای آزاد، برابر است با وزن ستونی از جیوه به ارتفاع 76 سانتیمتر.
واحد اندازهگیری فشار هوا در آب و هواشناسی میلیبار یا هکتوپاسکال میباشد؛ هر میلی بار یا هکتوپاسکال برابر با 1000 دین بر سانتی متر مربع میباشد فشار ستون هوا در سطح دریای آزاد 1013 هکتوپاسکال بر سانتیمتر مربع میباشد.
از آنجا که تراکم هوا با ارتفاع کاهش مییابد، با افزایش ارتفاع فشار هوا نیز کم میشود، اما تغییر فشار برحسب ارتفاع چندان منظم نیست؛ به طور کلی تا ارتفاع 1500 متری سطح زمین به ازای هر 100 متر افزایش ارتفاع، فشار هوا حدود 12 هکتوپاسکال کم میشود.
پراکندگی افقی فشار اتمسفر را با استفاده از خطوط هم فشار به صورت سطح هم فشار نشان میدهند. خط هم فشار خطی است که تمام نقاط با فشار یکسان را به هم مربوط میکند. نقشههای هم فشار برای سطوح مختلف اتمسفر تهیه میشود.
پراکندگی فشار در سطح زمین
تکرار حالتهای لحظهای هوا در دراز مدت در پراکندگی فشار، الگویی میانگین را نشان میدهد که کما بیش انعکاس تاثیرهای گردش عمومی جو است، در نقشههای میانگین فشار نمودهای زودگذر و نادر دیده نمیشود و در مقابل نمودهای عمده و غالب چه در مقیاس محلی و چه در مقیاس جهانی جلوه میکنند؛ بنابراین مطالعه نقشههای میانگین فشار اگر چه در کاربرد موضعی یا کوتاه مدت چندان کارآمد نیست اما برای شناخت نمودهای عمده و غالب گردش عمومی هوا مهم است.
مراکز عمده فشار در سطح زمین به تبعیت از سیستم نصف النهاری گردش عمومی هوا، از استوا تا قطب به صورت کمربندهای مداری متناوبی جلوه میکند؛ اما وضعیت خشکی و دریا در نیمکره شمالی این منظم را به هم میزند و مراکز یاد شده را به صورت سلولهای جدا از هم در میآورد.
نتیجه گردش عمومی هوا در دراز مدت، وجود کمربندهای کم فشار در استوا، پر فشار در منطقه جنب حاره کم فشار در منطقه معتدله و احتمالا در منطقه قطبی است
جریانهای سرد اقیانوسی که از قطب جنوب به سمت استوا حرکت میکند، در برخی نقاط ساحلی به علت ایجاد هوای سرد و نشست هوا، مانع ایجاد بارش در این مناطق میشود، مانند بیابان آتاکاما در آمریکای جنوبی. بیابان نامیب در آفریقا.
دوری از منبع رطوبتی (دریا) و وجود کوهستان: بسیاری از بیابانهای دنیا در اثر دوری از منبع رطوبتی و وجود کوهستان مانع در برابر رطوبت شکل گرفتهاند. در این حالت به اثر سایه کوه می گویند.. بیابان تکلامکان (تکله مکان) در آسیای مرکزی و بیابان گبی در مغولستان از دریا دورند و بیابان مرکزی ایران نیز تحت تاثیر اثر کوه رشته کوه البرز و زاگرس است.
پديده انسو (ENSO) و تغيير پذيري اقليم جنوب شرق ايران
چكيده
پديده ال نينو ـ نوسان جنوبي (انسو) بر روي شرايط هوائي و الگوهاي اقليمي جهاني تاثير مي گذارد. هدف ما در اين مطالعه ارزيابي تاثيرات پديده انسو بر شرايط اقليمي جنوب شرق ايران است. در راستاي مطالعه رابطه بين تغيير پذيري اقليمي بر روي منطقه، پديده انسو و ديگر الگوهاي چرخش بخصوص AO,NAO مجموعه داده هاي اقليمي متعددي مورد استفاده قرار گرفته است. اين اسناد و داده ها شامل داده هاي بارش و دماي 23 ايستگاه اقليمي منطقه و داده هاي آناليز مجدد مركز تشخيص اقليمي (CDC) مي باشد. اين داده ها سطح منطقه و سطوح استاندارد چند گانه جوي را پوشش مي دهند. علاوه بر اين جهت مطالعه ارتباط از دور بين انسو، AO, NAO و ديگر الگوهاي ارتباط از دور از روش هاي همبستگي، روشهاي اساسي آماري به همراه داده هاي آناليز مجدد استفاده شده است.
تغيير مراكز فشار، ارتفاع ژئوپتا نسيل و ضخامت در فازهاي سرد و گرم انسو در اين مطالعه مورد تائيد قرار گرفت. پديده و NAO نظير انسو بر روي ناهنجاري هاي فشار و ارتفاع ژئوپتانسيل در فصول سرد سال تاثير مي گذارد. بادهاي سطوح پايين، مياني و فوقاني جو در طي فازهاي گرم و سرد انسو تغيير مي كنند. نتايج اين مطالعه يك همبستگي قوي بين بادهاي مداري (U) تمام سطوح جوي منطقه و شاخص هاي عمده انسو و همچنين شاخص بادهاي مداري منطقه NINO را نشان مي دهد. بادهاي مداري بر روي منطقه در طي فازهاي گرم (ال نينو) تقويت مي شوند. همچنين بادهاي نصف النهاري (V) هم در سطح مختلف جوي همراه تغيير فازهاي گرم و سرد انسو دچار تغيير مي گردند.
در اين مطالعه مسير رود بادهاي جنب حاره اي (STJ) و جبهه قطبي (PFJ) را بر روي نقشه هاي سرعت و جهت سطوح 200، 300 و 500 هكتو پاسكال تعيين و ترسيم شده است. بر اين اساس با توجه به مقايسه بين فازها، تغييرپذيري معني داري در مسير و شدت اين رودبادها در فازهاي گرم، بخصوص در فصول پائيز و بهار تشخيص داده شد. اين رودبادها در اين شرايط تقويت شده و مسير آنها به سمت استوا تغيير مي كند. اين تغيير پذيري منجر به تقويت انتقال رطوبت، ناپايداري و بارش بر روي منطقه مي گردد.
همبستگي بين درجه حرارت سطوح فوقاني، مياني و پايين جوي منطقه در تمام فصول با پديده انسو قوي مي باشد و در زمستان برخي از الگوهاي ارتباط از دور نظير POL/EU, EATL/WRUS, SCAND, NAO, AO و PNA نقش مهمي را در ناهنجاري هاي درجه حرارت بازي مي كنند. تمام ايستگاهها طي فازهاي انسو ناهنجاري هايي را نشان مي دهند. در فصل بهار شرايط گرمتر و خشك تر از معمول بر منطقه حاكم مي گردد، ولي در ساير فصول درجه حرارت طي اين فازها نسبت به شرايط ال نينو پايين تر است.
رطوبت نسبي از سطح زمين تا سطح 300 هكتو پاسكال و همچنين بازتاب طول موج بلند (OLR) و آب ستوني قابل بارش (CPW) در طي فازهاي گرم و سرد انسو دچار تغيير مي گردند. رابطه بين رطوبت نسبي، CPW و شاخص هاي انسو (SOI, NINO3,4, MEI) بسيار قوي و معني دار مي باشد. مقدار آن طي سالهاي ال نينو در فصول پاييز و بهار افزايش يافته و ناهنجاريهاي منفي در طي سالهاي همراه لانينا مشاهده مي گردد. در فصل تابستان (JAS) همراه فازهاي سرد كه سيستم موسمي تقويت مي گردد مقدار CPW, RH در بخش هاي جنوب شرق منطقه افزايش مي يابد.
در اين پژوهش مطالعه كاملي راجع به رابطه بين ناهنجاري هاي بارش منطقه و پديده انسو صورت گرفته است. در زمستان رابطه بين آنها ضعيف است و تنها در زاهدان و كرمان ضريب همبستگي متوسطي وجود دارد. هر چند مقدار بارش بطور نسبي در فازهاي سرد بيشتر از فازهاي گرم است. الگوهاي ارتباط از دور در اين فصل بسيار بااهميت هستند. مقدار بارش طي فصل بهار (AMJ) و پاييز (OND) بر اساس نتايج تفسير سريهاي زماني در رويدادهاي ال نينو 44% بيشتر از ميانگين و در فازهاي سرد قوي 46% كمتر از ميانگين مي باشد. تفاوت بين ميانگين ها (در دو فاز) كاملا معني دار است. رويدادهاي لانينا باعث گسترش خشكسالي بر روي منطقه طي فصول پاييز مي گردند. در تابستان نظير مناطق موسمي شبه قاره هند، ميزان بارش در فازهاي سرد بطور مطلق بيشتر از ميزان فازهاي گرم (ال نينو) است. در سالهاي همراه ال نينو خشكسالي در منطقه گسترش مي يابد. در اين فصل تفاوت بين ميانگين و ميانه داده هاي بارش در شرايط لانينا و ديگر شرايط در ايستگاههاي عمده منطقه معني دار است و در سالهاي ال نينو بارش بطور معني داري كمتر از ديگر شرايط است. در زمستان تفاوت بارش طي فازهاي مثبت و منفي NAO, AO در ايستگاههاي شمالي منطقه نظير بيرجند معني دار است.
مكانيسم تاثير انسو بر روي منطقه در قالب 4 مدل مورد بررسي قرار گرفت. نتايج نشان دهنده آن است كه موثرترين تاثير انسو،همان مدل پاييزي و بهاري است. اين شيوه عمل تاثير انسو شامل تغييرپذيري شديد در الگوهاي چرخش اتمسفري طي فازهاي گرم و سرد انسو بوده كه باعث افزايش يا كاهش ميزان بارش و تغيير پذيري شديد ديگر عناصر جوي بر روي منطقه مي گردد. در روش تابستاني تاثير انسو، اثرفازهاي لانينا در تقويت سيستم موسمي و افزايش رطوبت و بارش جنوب و جنوب شرق منطقه مورد تائيد قرار مي گيرد. در زمستان اهميت الگوهاي ارتباط از دور نظير SCAND, NAO, AO باعث تعديل پاسخ هاي منطقه به تاثيرات پديده انسو مي گردد. در اين مطالعه همچنين گسترش بارش اقيانوس هند (IPX) به عنوان حلقه ارتباطي نشانه هاي انسو در تغيير پذيري بارش بخصوص در فصول سرد مورد مطالعه قرار گرفته است. نتايج كاهشي در بارش منطقه طي شرايط افزايش بارش بر روي شرق اقيانوس هند و غرب اقيانوس آرام (Warm pool) طي برخي فصول را تائيد مي نمايد.
در فصل تابستان در حاليکه اغلب نقاط کشور ايران در شرايط خشک و بدون باران قرار دارند در برخي سالها شاهد ريزش باران در استانهايي چون سيستان و بلوچستان، کرمان و گاه هرمزگان هستيم . حتي در برخي سالها خبر وقوع سيل در اين مناطق را در خبرها مي شنويم. براي آشنايي دانش آموزان عزيز و علاقمندان به مسايل جغرافيايي مطالب زير تقديم مي گردد.
كلمه موسم يك كلمه عربي به معني فصل است. اين واژه را نخستين بار دريانوردانعرب كه در درياي عرب آمد و شد داشتند، در مورد بادهايي كه در فصول مختلف سالبا جهات متفاوت ميوزيد بهكار گرفتند. سپس بهتدريج وارد ساير زبانها و از جمله زبانهندي گشت و بهنام مونسون مصطلح شد. اكنون دانشمندان به هر بادي كه در طي سال باجهات مخالف ميوزد موسمي اطلاق نميكنند، بلكه براي اطلاق كلمه موسمي بهبادها، شرايطي را در نظر ميگيرند . سي. اس. رميج چهار شرط را براي اطلاق كلمه موسمي به بادها ارائه ميكند:
1ـ تفاوت جهت وزش باد در ماه ژانويه و ژوئيه حداقل بايد 120 درجه باشد؛
2ـ فراواني متوسط جهت بادهاي غالب در ماه ژانويه و ژوئيه بيش از 40 درصد باشد؛
3ـ برآيند سرعت متوسط بادها حداقل در يكي از ماهها از 3 متر بيشتر باشد؛
4ـ در يك شبكه درجه طول و عرض جغرافيايي در هر 2 سال، در هر يك از ماهها، كمتراز يك تناوب چرخند ـ واچرخند رخ دهد.
براي تبيين نوع سامانه موسمي مؤثر بر روي كشور، لازم است مختصراً به سامانهموسمي و علل ايجاد آن از ديدگاه دانشمندان اشاره شود و آنگاه جهت بادهاي موسميتابستاني كه كشور ما را تحت تأثير قرار ميدهد تشريح گردد.
سامانه و علل ايجاد بادهاي موسمي
الف) نظريههاي قديمي: در سال 1686 ادموند هالي منجم انگليسي علت ايجاد اين بادهارا تفاوت گرمايشي بين خشكي و اقيانوس اعلام كرد (1 . ص549). بهنظر وي خشكيها درمقايسه با اقيانوسها در برابر پرتوهاي خورشيدي بسيار سريعتر واكنش نشان ميدهند؛
چرا كه ظرفيت گرمايي آنها پايين است. اما واكنش آبها به دليل ظرفيت گرمايي بالا و نفوذعميقتر پرتوهاي خورشيدي در برابر تشعشعات خورشيدي كندتر است. نظريه هادليدر سال 1735 براساس فصول حرارتي پايهگذاري شد (4 . ص251). براساس اين نظريهدر زمستانها، بهعلت سرد شدن قاره آسيا و ايجاد آنتيسيكلون سيبري بادهاي خشك وسردي از اين قاره بهسوي اقيانوسهاي جنوبي ميوزد. اين بادها در چين بهنام بادهايشمالي و در هندوستان بهنام بادهاي شمال شرقي معروف است. سرعت اين بادها بين3 تا 8 بئافورت[2] واحد است. در اين زمان قاره استراليا به دليل برخورداري از فصل گرمسال داراي مركز فشار كم است، لذا موجب ميشود بادهايي كه از قاره آسيا به خارجميوزد به طرف آن كشيده شود. اين بادها پس از عبور از منطقه استوايي به دليل نيرويكوريوليس منحرف ميشود و با جهت شمال غربي وارد استراليا ميگردد.
برعكس با گرم شدن قاره آسيا در تابستان مركز فشار كمي در فضاي خليج فارس،آسياي مركزي و دشت راجستان هند ايجاد ميكند. اين مراكز فشار كم باعث كشيدهشدن بادهايي از طرف اقيانوس هند و آرام بهسوي خود ميشود. در اين زمان بر رويقاره استراليا بهدليل واقع شدن در فصل سرد سال يك آنتيسيكلون شكل ميگيرد كهبادهاي خروجي از آن ضمن گذشتن از استوا و ورود به نيمكره شمالي منحرف ميشودو با جهت جنوب غربي بهسوي آسيا امتداد مييابد و با تقويت بادها، اين اقيانوسهاموسميهاي تابستاني آسيا را بهوجود ميآورند.
ب)نظريههاي جديد: در دهههاي اخير نظريههايي درباره چگونگي ايجاد موسميهاارائه شده است كه در اينجا به يكي از سادهترين آنها يعني فرضيه موراكامي (كه در سال1970 ارائه گرديد) بسنده ميكنيم. در اين فرضيه نيز تأكيد بر روي اختلاف گرمايشي بينخشكي و اقيانوس است. موراكامي دستهاي از معادلات بنيادين را كه از لحاظ مداريمتقارن بودند، با فرض نمودن سطح زمين بهعنوان يك صفحه مختصات، انتگرالگيرينمود. او در اين فرضيه كل سطح زمين را از مدار 10 درجه شمالي به دو منطقه مجزاتقسيم كرد و منطقه شمالي را منطقه قارهاي و منطقه جنوبي را منطقه اقيانوسي درنظر گرفت.
در اين فرضيه كوههايي كه در بالاي مدار 25 درجه شمالي واقع شده بودندمسطح فرض شدند. موراكامي از معادلههاي مربوط به اندازه حركت، پيوستگي جرمي،توازن گرمايي و توازن رطوبتي در حد واسط قطبين زمين در يك صفحه نصفالنهار قائمانتگرالگيري خود را انجام داد. در اين مدل نيروي محركه اختلاف گرمايشي موجود بينآب و خشكي هوا را از حالت سكون به حركت درميآورد.
مؤلفههاي گرمايي مورد توجه موراكامي عبارت بود از:
1ـ توازن حرارتي زمين با در نظر گرفتن فلات تبت. شاخصهاي اين بند به قرارزير است:
الف) شار گرماي محسوس و نهان؛
ب) تفاضل تشعشع موج كوتاه ورودي و خروجي؛
ج) تفاضل موج بلند ورودي و خروجي.
2ـ اندركنش هوا دريا يا شار گرماي محسوس و نهان از دريا
3ـ گرمايش جوّي يا سرد و گرم شدن هوا كه فرايندهاي زير آنرا انجام ميدهند:
الف) همرفت عميق؛
ب) همرفت كمعمق خشك؛
ج) همرفت كمعمق مرطوب؛
د) تشعشع موج بلند؛
ه¨ ) فرايندهاي بي در رو.
از ميان فرايندهاي بالا مهمترين آنها عبارتاند از: همرفت عميق، سه عنصرتوازن تشعشعي سطح زمين در بند يك، شارهاي تبخيري از اقيانوس و بالاخره سرمايشو گرمايش در درون جو.
وضع فوق در اطراف 80 درجه شرقي ويژگيهاي زير را دارا بود:
الف) بادهاي تجارتي جنوب شرقي در جنوب خط استوا كه حداكثر سرعت آن در تراز900 ميليباري بود؛
ب) بادهاي موسمي جنوب غربي بر روي هندوستان با حداكثر سرعت در تراز500 ميلي باري؛
ج) وجود يك جت شرقي قارهاي در تروپوسفر (گشتكُره) بالايي در نزديكي ارتفاع15 كيلومتري و در حوالي 10 درجه شمالي؛
د) فرودهاي مونسوني در ميدان فشار در سطح دريا در 25 درجه شمالي؛
ه¨) پرفشار تبت در تراز 200 ميليباري و 30 درجه شمالي، و يك تروپوسفر گرم مابينفرود مونسوني و پرفشار تبت؛
ز) حداكثر بارندگي در نزديكي 20 درجه شمالي؛
ح) سلول هادلي با شاخه صعودي آن در 20 درجه شمالي و شاخه نزولي آن در نزديكي20 درجه جنوبي به همراه بادهاي شمال شرقي در تروپوسفر بالايي.
مواردي كه به آنها اشاره شد در محدوده تغييرپذيري پديدههاي معروف زيرقرار داشتند:
بادهاي تجارتي، بادهاي جنوب غربي هندوستان، جت شرقي، فرود موسمي،پرفشار تبت، سلول هادلي، حداكثر بارندگي. تجربيات حساسيتسنجي را نيز موراكامي و همكارانش بر روي اين مدل انجامدادند. غرض از اين بررسيها ارزيابي عوامل خيلي مهم در ثمربخش نمودن انگارهسازيموسميها بود. نتيجهاي كه از اين آزمايشها حاصل شد، تأكيد بر اهميت كوههاي هيمالياو فرايندهايي بود كه در بالا گفته شد. چيزي كه باعث تعجب از اين ارزيابي گرديد اينبود كه اگر دماي سطح آب درياها اندكي تغيير داده شود، تغيير قابل توجهي در شدتموسميها و اختلاف گرمايشي داده نميشود. همچنين اهميت اقيانوس بهخاطر تهيهگرماي نهان، و اهميت خشكي به لحاظ توازن حرارتي دماي زياد آن ميباشد. كاستياصلي اين بررسي را كريشتامورتي در صرفِ نظر كردن از اندركنش امواج موسمي بزرگمقياس با شارهاي مداري و امواج با مقياس كوچك ميداند. بنابراين چارچوبنظريههاي گفته شده درباره موسميهاي جنوب غربي را بر طبق اين انگاره ميتوانبهشرح زير خلاصه كرد.
خورشيد سطح زمين را گرم ميكند، افزايش تدريجي دماي خاك منجر به ايجادآهنگ افت بي در روي خشك ميشود كه اين نيز در انگاره توسط همرفت خشك برروي قسمت اعظم كمربند نصفالنهاري ديده ميشود. اين تحول باعث تشكيل و تشديدتدريجي يك كمفشار حرارتي ميشود. هواي مرطوب اقيانوسي در روي ناحيه كمفشارحرارتي شروع به همگرايي ميكند و در روي خشكي ناپايداري شرطي را بهوجودميآورد. به دنبال آن همرفت مرطوب آغاز ميشود؛ يعني بارندگي، گرم شدن جو، ايجادپرفشار تبت، فرود موسمي و سلول هادلي بهترتيب به وقوع ميپيوندد.
بهدليل انتقال انرژي جنبشي حركتهاي نصفالنهاري به حركتهاي مداري، جتشرقي حارهاي در سطح بالايي تشكيل ميشود. از بسياري جهات انگاره بزرگ مقياس ازمرتبه 6000 كيلومتر است.
تاريخ شروع بارندگيهاي موسمي آسيا
تاريخ شروع بارندگيهاي موسمي آسيا يكسان نيست. در جنوب چين بارندگيهايموسمي زودتر از بقيه جاها آغاز ميگردد. پس از آن مناطق جنوب شرقي ژاپن و ميانمار(برمه سابق) داراي زودترين بارندگيهاي موسمي است. در هندوستان بهندرت بارندگيهاقبل از اواخر ماه مه آغاز ميشود. البته در قسمتهاي شرقي هندوستان در ماههاي آوريلو مه كه ماههاي پيش از مونسون است، احتمال دارد بارندگيها بدون گذر از يك دورهانتقالي به مونسونهاي اصلي تبديل شود. برطبق بررسيهاي انجام گرفته مشخص شدهكه در قسمت انتهايي شبه قاره هند (منتها اليه قسمت جنوبي) معمولاً مونسون بين 11 مهتا 25 ژوئن شروع ميشود. بنابراين هرگونه بارندگي كه قبل از 11 ماه مه صورت گيرد،جزء بارندگيهاي موسمي محسوب نميگردد.
اثر بارانهاي موسمي بر ايران
در سال 1971 رميج در توضيح قلمرو جغرافيايي مناطق موسمي جهان، نواحي جنوبشرقي ايران را جزءِ مناطق موسمي قلمداد ميكند. (10 / P3-4)متأسفانه تاكنون كارهايزيادي بر روي اثر موسميها در رابطه با ايران انجام نگرفته است (9 . ص119).
تنها كارهايي كه ميتوان از آنها نام برد، يكي مقاله ح، تقيزاده است كه فقطبارندگي اَمرداد سال 1366 را تحليل نموده و ديگري رسالهاي است با عنوان اثرمونسون جنوب غربي بر ايران كه حسين پرند در سال 1370 به رشته تحرير درآوردهاست. اين رساله نيز به تحليل بارندگيهاي سال 1956 ميپردازد. ح، تقيزاده با ارائهجدولي از بارندگيهاي حداكثر 24 ساعته ماههاي ژوئيه و اوت 34 ايستگاه سينوپتيككشور (از آغاز تأسيس تا سال 1975) نتيجهگيري ميكند كه:
1ـ در استان خوزستان بارندگي تابستانه بهطور اتفاقي رخ ميدهد. براساس آمارهايموجود، غالب ايستگاههاي منطقه پست خوزستان، بارندگي تابستانه ندارد و فقط درنواحي كوهستاني آن بارندگي مختصري مشاهده ميشود.
2ـ مناطق كوهستاني كشور مانند آذربايجان از بارندگي قابل ملاحظهاي برخوردارند،مخصوصاً نقاطي كه از رطوبت نسبي كافي برخوردار باشند، بيشترين مقدار بارندگي رادارند، مانند اروميه.
3ـ نقاطي از كشور كه مورد بيشترين هجوم هواي سرد يا خنك در تابستان قرار ميگيرند،در آنها احتمال بارندگي تابستانه افزايش مييابد؛ مانند: آذربايجان، دامنههاي جنوبيالبرز و شهرهاي شمالي استان خراسان.
4ـ نقاطي كه نزديك به كانون سامانه اصلي وا فشاري مونسوني باشند، بارندگي تابستانهدارند؛ مانند جنوب شرقي كشور.
5ـ گاهي هواي خنك تا مركز ايران در اين فصل نفوذ كرده و باعث بارندگي در استانهايفارس، اصفهان و استانهاي جنوبي كشور ميگردد.
بنابر آنچه گفته شد شكي باقي نميماند كه نواحي جنوب شرقي و سواحل جنوبي ايران در معرض بادهاي موسمي قرار دارند و از بارانهاي موسمي برخوردارند.
نتيجهگيري
اثر سامانه موسمي جنوب غربي بر ايران، فقط در نواحي جنوب شرقي و سواحلجنوبي كشور و آن هم در ماههاي تابستان و بهخصوص ژوئيه و اوت قابل رؤيت است.اين اثر با تغيير جهت بادهاي رايج بر روي منطقه ظاهر ميگردد. شرايط سينوپتيكيحاكم بر كشور در اين هنگام از سال به نحوي است كه اجازه ورود سامانههاي شرقي رابه درون كشور نميدهد. در اين هنگام از سال معمولاً يك واچرخند در سطوح بالا برروي نيمه جنوبي ايران تشكيل ميگردد و از نفوذ محور فرود به درون كشور و در نتيجه ازريزش هواي عرضهاي بالاتر جلوگيري ميكند.
اثر اين واچرخند بر كمفشارهايي كه در اين فصل از سال بر روي سطح زمينتشكيل ميشوند، برحسب موقعيت، وسعت و ارتفاع آن متفاوت است هرچه وسعت اين واچرخند بيشتر باشد، به هواي مرطوب موسمي در سطحوسيعتري از سواحل اجازه صعود و ريزش را نميدهد. برعكس اگر از وسعت آن كاستهشود يا آنكه به سمت غرب يا شمال غرب حركت نمايد، هواي مرطوب بيشتريميتواند در امتداد سواحل جنوبي بهسمت غرب يا شمال حركت و در صورت شرايطمساعد ريزش نمايد. علت ريزش يا عدم ريزش باران در ايستگاههاي مختلف، موقعيتكمفشار حرارتي و چگونگي مكششدن هوا در درون آن از روي خشكي يا درياست.هرگاه پرفشار جنب حاره بهسوي غرب حركت كند و يا اين واچرخند تشكيل نگردد، درسطوح بالا روي هواي موسمي مرطوب حالت واگرايي بهوجود ميآيد. در اينصورتمحور فرود قادر خواهد بود تا به نواحي شمالي كشور نفوذ و زمينه را براي هجوم هوايموسمي به درون كشور و ريزش باران در نواحي مركزي و شمالي ايران فراهم نمايد.
به نام خالق هستی