توفان

دانلود پایان نامه

همکاران، ۱۹۷۲).

در معادله فوق :TTI خروجی معادله ۴،T_d دمای نقطه شبنم به سانتی گراد، vسر سرعتاد برحسب نات، جه جهتاد برحسب درجه (چینش باد) در سطوح مورد نظر می‌باشند (سیدلسکی، ۲۰۰۹,۸۷). اگر مقدار TTI کمتر از ۴۹ باشد، جمله ۲۰(TTI-49) برابر صفر فرض می‌شود. همچنین در صورت وجود هریک از شرایط ۴ گانه زیر مقدار جمله ۱۲۵(sin⁡(〖dd〗_۵۰۰-〖dd〗_۸۵۰ )+ ۰.۲) نیز برابر صفر خواهد شد. شرایط ۴ گانه عبارتند از: ۱- جهت باد در تراز ۵۰۰ هکتوپاسکال ما بین ۲۱۰ و ۳۱۰ درجه قرار نگیرد ۲- مقدار (dd -dd850)از صفر تجاوز نکند ۳- جهت باد در تراز ۸۵۰ هکتوپاسکال ما بین ۱۳۰ و ۲۵۰ درجه نباشد ۴- سرعت وزش باد در ترازهای ۸۵۰ و ۵۰۰ هکتوپاسکال برابر یا بیشتر از ۱۵ نات نباشد. مقیاس طبقه بندی شاخص SWEATبرای ا برایل وقوع توفان به شرح جدول (۳-۲) است.

جدول ۳-۲ نشان دهنده رابطه شاخص ناپایداری شدید با توفان تندری است بر اساس شاخص SWEAT.
ردیف
ارزش شاخص ناپایداریSWEAT
احتمال وقوع توفان تندری
۱
۱۵۰ تا ۲۹۹
ضعیف
۲
۳۰۰ تا ۴۰۰
متوسط
۳
۴۰۰ و بیشتر
قوی و احتمال تورنادو

۳-۵-۱-۳ شاخص ناپایداری KI31
شاخص مذکور برای محاسبه و آشکار سازی ناپایداری و همرفت در سطوح فوقانی جو به شرح معادله ۳ مورد استفاده قرار می‌گیرد:
(۳-۱) T500) + TD850 (T700 – TD700)- KI=(T850
در معادله فوق حرف T معرف دما و اندیس‌ها گویای ترازهای فوقانی جو و TD نشان دهنده دمای نقطه شبنم هستند (زاهدی و چوبدار,۱۳۸۶). همان‌گونه که اندیس‌های معادله نشان می‌دهند, در معادله ارائه شده از دمای سطوح فوقانی ۸۵۰, ۷۰۰ و ۵۰۰ هکتوپاسکال و دمای نقطه شبنم دو تراز ۸۵۰ و ۷۰۰ هکتوپاسکال برای آشکار سازی و محاسبه ناپایداری استفاده شده است. با توجه به علائم ریاضی به کار رفته در معادله معلوم می‌شود که معادله از ۳ جمله تشکیل شده است. جمله اول (T850 –T500) نرخ افت دما را در حرکت بالارو نشان می‌دهد. جمله دوم معادله (TD850) معرف نقطه شبنم تراز ۸۵۰ هکتوپاسکال بوده و می‌توان گفت که رطوبت اولیه جو را نشان می‌دهد. جمله سوم معادله نیز (T700-TD700) اختلاف بین دمای واقعی و دمای نقطه شبنم تراز جوی ۷۰۰ هکتوپاسکال را نشان می‌دهد. با توجه به معادله ۳ جمله تشکیل دهنده آن می‌توان به این رابطه مهم ترمودینامیکی پی برد که هر اندازه جمله اول یا کاهش دما در حرکت بالاروی و جمله دوم یا رطوبت تراز ۸۵۰ هکتوپاسکال بیشتر باشد و از سوی دیگر جمله سوم که درواقع بیانگر کمبود اشباع در تراز ۷۰۰ هکتوپاسکال جو است, کمتر باشد بر شدت ناپایداری جو افزوده می‌شود. مقادیر بالاتر KI می‌توانند بیانگر رطوبت و افت دمایی بیشتر و افزایش و تشدید بارش‌ها به سمت بارش‌های سنگین باشند.

تصویر (۳-۶ ) نحوی محاسبه شاخص کی (KI) از سایت met office
تعیین شاخص ناپایداری KI و درصد احتمال وقوع توفان‌های تندری به شرح جدول زیر است.
جدول ۳-۳ احتمال وقوع توفان‌های تندری بر اساس شاخص KI (زاهدی و چوبدار,۱۳۸۶)
ردیف
مقدار شاخص KI
احتمال وقوع توفان تندری
۱
صفر تا ۱۵
صفر درصد
۲
۱۵ تا ۲۰
۲۰ درصد
۳
۲۱ تا ۲۵
۲۰ تا ۴۰ درصد
۴
۲۶ تا ۳۰
۴۰ تا ۶۰ درصد
۵
۳۱ تا ۳۵
۶۰ تا ۸۰ درصد
۶
۳۶ تا ۴۰
۸۰ تا ۹۰ درصد
۷
بیشتر از ۴۰
نزدیک به ۱۰۰ درصد و حتمی

۳-۵-۱-۴ شاخص مجموع مجموع‌ها(TTI32)
شاخص مجموع مجموع‌ها شاخص سنجش ناپایداری و آشکار سازی شدت توفان که از رایج‌ترین شاخص‌های ناپایداری که با توجه به معادله زیر مورد محاسبه قرار می‌گیرد:
(۴-۱) TTI=(T850 – T500) +( TD850 –T500 )
همانند معادله ۳ در معادله ۴ نیز حرف T معرف دما و اندیس‌ها گویای ترازهای فوقانی جو و TD نشان دهنده دمای نقطه شبنم هستند (میلر,۱۹۷۲). شاخص مذکور بیانگر تفاضل دمای تراز ۸۵۰ هکتوپاسکال و دمای بسته‌هوا (توده) هوا در تراز ۵۰۰ هکتوپاسکال است. عدم تشخیص دقیق صعود توده‌هوا عیب شاخص مذکور محسوب می‌شود. تعیین و تشخیص ساختار دمایی و رطوبتی ترازهای مذکور در شاخص (TTI) نیز مزیت محسوب می‌شود.

تصویر (۳-۷) نحوی محاسبه شاخص مجموع مجموع ها (TTI) از سایت met office
جهت تعیین وضعیت احتمالی ناپایداری سطوح مختلف جوی و آشکار سازی توفان‌های تندری بر اساس شاخص TTI از مقیاس طبقه بندی ارائه شده توسط میلر ۱۹۷۲ به شرح جدول زیر استفاده می‌شود.

جدول ۳-۴ مقیاس تعیین ناپایداری و آشکار سازی توفان‌های تندری شاخص TTI (میلر,۱۹۷۲)
ردیف
مقادیر شاخص TTI
احتمال شرایط جوی
۱
۴۴ تا ۴۵
احتمال کم برای حرکات همرفتی
۲
۴۶ تا ۴۷
احتمال تندر (توفان رعدوبرق)
۳
۴۸ تا ۴۹
احتمال توفان تندری شدید
۴
۵۰ تا ۵۱
توفان تندری حتمی است
۵
۵۲ تا ۵۵
توفان تندری شدید

۳-۵-۱-۵ شاخص گالوی (LI33)
شاخص صعود توسط گالوی (۱۹۵۶) با انجام اصلاحاتی در شاخص شوالتر معرفی شد. از این رو با نام شاخص گالوی نیز شناخته می‌شود. این شاخص که به شاخص صعود معروف است و بر حسب درجه سلسیوس بیان می‌شود، برای اندازه گیری ناپایداری جو زمانی که اختلاف بین دمای ذره بالارونده و محیط در تراز ۵۰۰ هکتوپاسکال موجود باشد، بکار برده می‌شود (مرادی،۱۳۸۵). این شاخص به شیوه شاخص شوالتر محاسبه می‌شود با این تفاوت که صعود بسته‌هوا به صورت بی دررو اشباع، از سطح تراکم صعود LCL مربوط به سطح زمین صورت می‌گیرد (گالوی،۱۹۵۶) و کمک رابطه زیر تعریف می‌شود.
(۵)
LI=T500 –TD
در معادله فوق TD دمای نقطه شبنم در تراز ۵۰۰ هکتوپاسکال برحسب در جه سلسیوس است.
تصویر (۳-۸) نحوی محاسبه شاخص صعود (LI) از سایت met office
ناست ویگ و فورکز (۲۰۰۰) احتمال وقوع توفان بر اساس شاخص LI به صورت زیر بیان می کنند.

جدول ۳-۵ مقادیر آستانه شروع ناپایداری و وقوع توفان بر اساس شاخص LI
ردیف
مقدار شاخص LI
شرایط وقوع توفان
۱
بیشتر از ۲
شرایط برای بارش همرفتی وجود ندارد
۲
۲ تا صفر
احتمال وقوع رگبارهای برف و باران
۳
صفر تا ۲-
احتمال وقوع توفان
۴
۲- تا ۴-
احتمال وقوع توفان شدید
۵
کمتر از ۴-
احتمال وقوع تورنادو (دیو باد)

۳-۵-۱-۶ شاخص انرژی پتانسیل در دسترس همرفتی CAPE:
این شاخص نشان دهنده‌ی بیشینه انرژی جنبشی ممکن بسته‌هوای ناپایدار، بدون در نظر گرفتن اثر بخارآب و آب متراکم شده در اثر صعود، است. محاسبه‌ی این شاخص با فرض عدم اختلاط بسته‌هوا با محیط در هنگام صعود و انطباق فشار آن با فشار محلی محیط صورت می‌گیرد (هولتون، ۱۹۹۳). این شاخص بیشتر نوعی اندازه گیری فیزیکی از ناپایداری هوا است؛ و یکی از شاخص‌های عمده برای پیش‌بینی‌های یک یا دو روزه‌ی ناپایداری است. شاخص CAPE بر مبنای j/kg (ژول بر کیلو گرم) بوده و از طریق معادله زیر قابل محاسبه است:
(۶-۱)

این مطلب رو هم توصیه می کنم بخونین:   معادلات ساختاری

در معادله فوق:EL تراز تعادلی بسته‌هوا، g نیروی جاذبه (متر بر مجذور ثانیه)، LFC تراز آزاد همرفتی، PT دمای پتانسیل بسته‌هوا (دمای مجازی ) وEPT دما پتانسیل محیط (دمای مجازی محیط) و dz ارتفاع صعود بسته‌هوا (متر) است (سیدلسکی،۲۰۰۹:۸۷).
ناحیه مثبت، ناحیه ای است که دمای بسته فرضی از دمای واقعی محیط در هر سطح فشاری تروپوسفر بالاتر است و نمودار بسته در سمت راست (گرم‌تر) نمودار محیط قرار دارد. ناحیه مثبت بیشتر، انرژی پتانسیل در دسترس همرفتی بیشتر را در پی خواهد داشت.
مقادیر بالاتر از صفر CAPE، نشان دهنده وجود ناپایداری بوده و هر چه این شاخص زیادتر باشد، اختلاف دمای محیط و دمای بسته‌هوای بالارونده بیشتر است و نیروی شناوری قوی تر و در نتیجه شتاب بالارو بیشتر خواهد شد. مقادیر بالای این شاخص به این معنی است که توفان به سرعت در راستای قائم در حال توسعه است.
واحد شاخص انرژی پتانسیل در دسترس همرفتی، ژول بر کیلوگرم (انرژی بر واحد جرم) است و مقدار آن می‌تواند خیلی سریع طی زمان و مکان، بالا و پایین رود.

تصویر (۳-۹) نحوی محاسبه شاخص انرژی پتانسیل همرفتی (CAPE) از سایت met office
جدول ۳-۶ احتمال وقوع توفان تندری بر اساس شاخص CAPE (زاهدی و چوبدار,۱۳۸۶)
ردیف
مقادیر شاخص CAPE
احتمال وقوع توفان تندری
۱
کمتر از صفر
پایدار
۲
صفر تا ۱۵۰۰
ناپایداری متوسط
۳
۱۵۰۰ تا ۲۵۰۰
ناپایداری شدید
۴
بیش از ۲۵۰۰
ناپایداری بسیار شدید

مقادیر فوق بر اساس میانگین دما و رطوبت در لایه زیر ۵۰ تا ۱۰۰ میلی باری (لایه‌مرزی) از جو به دست آمده‌اند. مقدار CAPE بستگی به ترازی دارد که از آن تراز بسته‌هوا صعود می کند. به همین جهت بسته‌های صعود کرده از سطح زمین معمولاً CAPE بالاتری را از بسته‌هایی که از لایه‌مرزی میانه صعود می کنند دارند (عبدالمنافی،۱۳۸۳).
به کمک این شاخص می‌توان حداکثر سرعت پتانسیل همرفت در یک توفان تندری را در سطح تعادل محاسبه نمود.
W_max=√۲cape4-3 (6-1-1)
۳-۵-۱-۷ شاخص بازدارندگی همرفتی CIN
شاخص CIN نشان دهنده میزان انرژی شناوری منفی در دسترس برای منع یا توقف شتاب قائم بالاسو است. مقدار این شاخص برابر اندازه ناحیه منفی بین دمای بسته و دمای محیط از سطح زمین تا سطح همرفت آزاد LFC است. ناحیه منفی، ناحیه ای است که نمودار بسته فرضی در سمت چپ (سردتر) نمودار محیط قرار دارد . اگر CIN خیلی کوچک باشد یا اصلاً وجود نداشته باشد، همرفت در مراحل اولیه ناپایداری شروع می‌شود. مقادیر زیاد CIN در حالتی که صعود وجود نداشته باشد و یا کم باشد می‌تواند توسعه‌ی همرفتی را به‌طور کلی منع کند، حتی اگر مقادیر CAPE بالا وجود داشته باشد (گوتلیب،۲۰۰۹). شاخص بازدارندگی با استفاده از معادله زیر قابل محاسبه است.
(۷)
CIN=g∫_o^LFC▒〖(θ_(v,p)-θ_(v,e))/θ_(v,e) dz〗
آستانه‌های شاخص مذکور به صورت جدول زیر قابل استفاده است .
جدول ۳-۷ وضعیت احتمالی جو بر اساس شاخص CIN (گوتلیب,۲۰۰۹ )
ردیف
محدوده شاخص CIN
شرایط احتمال جو
۱
کمتر و مساوی ۱۵
توسعه جزئی ابر کومه ای
۲
۱۶ تا ۵۰
احتمال تشکیل سلول منفرد توفان تندری
۳
۵۱ تا ۱۹۹
احتمال تشکیل چندین سلول توفان تندری
۴
بیشتر از ۲۰۰
استیلای پایداری در لایه‌های مختلف جو و عدم توسعه توفان تندری

۳-۵-۱-۸ شاخصی بنام عدد ریچاردسون BRN34
عدد ریچاردسون تعادل بین چینش باد و انرژی همرفتی را بیان می‌کند این دو عامل یعنی برش باد و CAPE عامل‌های مهمی در تعیین، توسعه و تکامل یافتن توفان‌ها می‌باشند. این شاخص بدون واحد است و با رابطه زیر بیان می‌شود که در آن U_zچینش عمودی باد ۳۵میانگین گیری شده در لایه ۳ تا ۶ کیلومتری است.
(۸-۱)
BRN=CAPE/(1/2(〖U_z〗^۲))
در جدول زیر مقادیر BRN و ارتباط آن با توفان‌های تندری آورده شده است: (عبدالمنافی،۱۳۸۳)
جدول ۳-۸ مق
یاس تعیین ناپایداری توفان تندری بر اساس شاخص BRN
ردیف
مقادیر شاخص
شرایط جوی

۱

کمتر از۱۰
برش باد قائم قوی وCAPE ضعیف است این برش ممکن است آن‌قدر بزرگ باشد همراه با حفظ شرایط همرفتی, با فرض وجود نیروهای کافی برای توفان تندری ایجاد کند و اگر چنین باشد ابر سلول‌های چرخان می‌توانند به حالت برش زیاد تکامل یابند
۲
۱۰ تا ۵۰
همراه با توسعه و ایجاد ابر سلول
۳
بیشتر از ۵۰
برش باد قائم ضعیف و CAPE بالا وجود خواهد داشت که نشانگر این است که ایجاد توفان‌های تندری چند سلولی بیشترین احتمال روی دادن را دارند

۳-۵-۱-۹آب قابل بارش pw36
بنا به تعریف، مقدار آب چگالیده شده موجود در یک ستون هوای نمناک را آب قابل بارش می نامند که برحسب سانتی‌متر یا میلی متر بیان می‌شود. برای مثال اگر یک ستون هوای نمناک ۳ سانتی‌متر آب قابل بارش داشته باشد، بدین معنی است که در ستون هوایی با سطح مقطع یک سانتی‌متر مربع، مقدار ۳ گرم آب به صورت بخار وجود دارد که اگر به طریقی متراکم شود و به شکل آب تغییر شکل دهد، ارتفاع آن از کف ستون ابر بالغ بر ۳ سانتی‌متر خواهد شد. بایستی در نظر داشت که بنا به نظر مورد قبول راجز و یو، هیچ سازوکاری در طبیعت وجود ندارد که بتواند کل بخارآب موجود در هوا را به صورت باران متراکم سازد (راجز و یو،۱۹۹۶).
درواقع آب قابل بارش به صورت جرم بخارآب موجود در ستونی از هوا به سطح مقطع Sاز سطح زمین تا انتهای تروپوسفر یا بین هر دو سطح فشاری دلخواه در نظر گرفته می‌شود. مقدار آب قابل بارش از راه‌های متفاوت قابل محاسبه است (منزاتو،۲۰۰۳). برای محاسبه آب قابل بارش در نقش شاخصی برای پیش‌بینی فعالیت همرفتی از رابطه ۹ به شرح زیر استفاده کرده است:
(۹-۱)
در معادله فوق، مقدار متوسط نسبت اختلاط بین سطوح فشاری P_CCL و P_EL (فشار در پایه و قله ابر) هستند. معادله (۹) می‌توان به صورت معادله ۱۰ نیز نوشت:
(۱-۹-۱) Pw=g^(-1) ∫_(P_500)^(P_0)▒qdP
در این رابطه PW بر حسب گرم بر سانتی‌متر مربع، g شتاب جاذبه بر حسب متر بر مجذور ثانیه و q رطوبت ویژهP_o. فشار سطح زمین ،P_500 فشار تراز ۵۰۰ هکتوپاسکال می‌باشند. باید توجه داشت که اگر در

دیدگاهتان را بنویسید