پیشینه تحقیق بادهای مونسونی و مکانیزم تشکیل آن و چگونگی گردش عمومی جو و تشکیل سیستم های جوی دارای ۳۸ صفحه می باشد فایل پیشینه تحقیق به صورت ورد  word و قابل ویرایش می باشد. بلافاصله بعد از پرداخت و خرید لینک دنلود فایل نمایش داده می شود و قادر خواهید بود  آن را دانلود و دریافت نمایید . ضمناً لینک دانلود فایل همان لحظه به آدرس ایمیل ثبت شده شما ارسال می گردد.

فهرست مطالب

مقدمه    ۴
۲-۱-چگونگی گردش عمومی جو و  تشکیل سیستم های جوی    ۹
۲-۲-اصل چرخندگی    ۱۳
۲-۳-انرژی جنبشی    ۱۶
۲-۵-مفهوم مونسون    ۱۷
۲-۶-بارش های  مونسونی    ۱۹
۲-۷-ویژگی های بادهای مونسونی    ۲۰
۲-۸-نقش بعضی از سیستمها در مونسونهای تابستانی وزمستانی در مقابل یکدیگر    ۲۲
۲-۹-نظریه ی تشکیل مونسونها    ۲۳
۲-۱۰-مکانیزم تشکیل مونسون    ۲۵
۲-۱۱-اختلاف گرمایشی عامل محرک مونسونها    ۲۷
۲-۱۲-تاثیر کم فشار مونسونی بر آب وهوای ایران    ۲۸
۲-۱۳- پیشینه    ۲۹
منابع و مأخذ:    ۳۷

منابع :

۱-راسل د.تامپسون ، فرایندها و سیستم های جوی:ترجمه حسینمراد محمدی ، انتشارات دانشگاه تهران ، پاییز ۱۳۸۲(چاپ اول)

۲-علیجانی، بهلول ، آب و هوای ایران ، انتشارات دانشگاه پیام نور ، ۱۳۸۴

۳-علیجانی، بهلول ، اقلیم شناسی سینوپتیک ، انتشارات دانشگاه تهران ، ۱۳۸۱

۴-نجار سلیقه ، محمد ، اندرکنش دینامیکی سیستم های فشار عرض های میانی و عرض های پایینی در ایران ، رشد آموزش جغرافیا ، شماره ۵۷ ، وزارت آموزش و پرورش ، بهار ۱۳۸۰

۵-یزدان پناه رستمی ، علی ، پاییز ۱۳۸۵ ، پیش بینی بارش های متأثر از مونسون: مطالعه موردی منطقه جنوب شرق ایران  ، دانشگاه صنعتی امیر کبیر ، دانشکده مهندسی عمران و محیط زیست ، پایان نامه کارشناسی ارشد.

۶-لشگری ، حسن ، بهار ۱۳۷۵ ، الگوی سینوپتیکی بارش های شدید جنوب غرب ایران ، دانشگاه تربیت مدرس ، دانشکده علوم انسانی ، رساله دکتری آب و هوا شناسی.

۷-نجار سلیقه ، محمد ، بهار ۱۳۸۵ ، مکانیزم های بارش در جنوب شرق کشور ، دانشگاه سیستان و بلوچستان ، پژوهش های جغرافیایی.

۸-نجار سلیقه ، محمد ، ۱۳۷۵ ، الگوهای سینوپتیکی بارش های تابستانه جنوب شرق ایران ،

۱-Krishna,  K.,  Soman, M.K., and Rupa, K.K., 2004, Seasonal Forecasting of Indian Summer Minsoon Rainfall: A Review Indian Institute of Tropical Meteorology.

۲-Kiji, H., Yutaka A., Tetsuzo Y., jiro I., 1982, Characteristics of Precipitation during the Monsoon season in high-mountain areas of the Nepal Himalaya: Hydrological Aspects of Alpian and High Mountain Areas(Proceedings of the Exeter Symposium, July1982. IAHS Publ.no.138.

۳-Nazemosadat, M.J., 1998, Persian Gulf sea surface temperature as a drought diagnostic for southern parts of Iran: Drought News Network, 10, 12-14.

۴-Chia, Ch., J David N., 2002, Mechanisms Limiting the Northward Extent of the Northern Summer Monsoons over North America, Asia, and Africa: JOURNAL OF CLIMATE.

۵-li, J., and Zeng, Q., 2003, A New Monsoon Index and the Geographical Distribution of the Global Monsoon:  ADVANCES IN ATMOSPHERIC SCIENCES, VOL. 20, NO. 2,2003, PP.299-302.

۶-Karamouz, M., and B., Zahraie, 2004, Seasonal Streamflow Forecasting using sniw Budget and Enso Climate Signals: Application In salt River Basin in Arizona, ASCE  J. OF Hydrologic Engineering, 9(6).

۷-Chie, I., Yochanan, K., Mark, A., Cane and Victor H., 2007, Indian sumer Monsoon rainfall and its Link  with ENSO and Indian Ocean Climate indices: INTERNATIONAL JOURNAL OF CLIMATOLOGY, INT. J. CLIMATOL.27:179-187(2007).

مقدمه

عناصر تشکیل دهنده جوی نقش مهمی درعملکرد سیستم های هوا وتغییرکوتاه مدت آب وهوا ایفا می کنند.(تامپسون،۱۳۸۲،ص۲) مبادلات انرژی در تروپوسفر به صورت سیستم های همرفت آزاد واجباری هنگامی که توده های هوا در محیط جوی صعود می نمایند ، با تغییرات گرمایی جداگانه انجام می گیرد. این ارتباط،مقدار حرکت عمودی درون تروپوسفر را تا زمانی که منجر به شرایط پایداری یا ناپایداری شود ، کنترل می کند. همرفت آزاد به بسته هایی از هوا اطلاق می گرددکه ابتدا از طریق تماس با تراکم گرمایی سطح زمین گرم می شوند وعمدتا با بی نظمی های تابش محلی مرتبط هستند( یعنی به علت اختلافات بازتابش). برای مثال قیر آسفالت دارای پایین ترین آلبدو شهری (۰۲/۰) است که در مقایسه با نواحی چمنزار روستایی (۲۰/۰) به طور برجسته ای متفاوت است. این امر عمدتا عاملی برای جزیره گرمایی است که منجر به همرفت آزاد بیشتر و وجود پوشش ابری وبارندگی بر روی نواحی مناطق شهری می گردد. وقتی توده هوا خیلی گرم می شود ، دما بالاتر وچگالی پایین تری را (انبساط) در مقایسه با هوای اطراف آن گسترش می دهد. توده هوای گرم ، سبک ، وشناور ، از سطح زمین صعود می نماید وتوسط هوای سردتر ومتراکم تر به صورت همگرایی به سوی ناحیه خیلی گرم جابه جا می شود . توده ی هوای شناورتر تا زمانی که از محیط جوی اطراف آن گرمتر باقی بماند به صعود ادامه خواهد داد. اگر دماها یا چگالی ها یکی شوند، موازنه حاصل می شود وهوا به طور افقی دور خواهد شد. در نهایت اگر توده هوا سردتر ومتراکم تر از محیط جوی شود مجبور است تا از طریق جو به عنوان یک ناحیه فرونشینی وواگرایی مشخص در سطح زمین متراکم گردد.

همرفت اجباری یا مکانیکی ، انتقال عمودی انرژی توسط جریانات گردابی در جو را نشان می دهد که عمدتا با مانع جریان محیط هوایی صاف یا لایه ای ، ورقه ای مرتبط هستند. همچنین این مسئله در امتداد جبهه های فعالی انجام می گیرد که در محدوده توده های هوا دارای دماها وچگالی متفاوتی هستند. کوه های پر شیب سبب جابه جایی جبهه ای وعامل قوی گسترش وپیوسته هوا می شود وسبب مخلوط شدن هوا با تضاد دمایی ، رطوبتی وچگالی از سطوح بالا وپایین می باشد. جریانات به وجود آمده می تواند منجر به سیکلون زایی مشخص و تشکیل موج فروبار در دامنه باد پناه کوهها  و موج های کم فشار در عرض های میانی گردد . توده های هوا به وسیله این فرایندهای همرفتی می توانند انرژی (ودر واقع توده) را تا ارتفاعات خیلی بالا انتقال دهند مشروط بر اینکه بتوانند گرمتر ، با چگالی کم تر وشناوری بیشتر از هوای اطراف باقی بمانند. در واقع این ارتباط مهم برای این مبادلات حیاتی است وتوسط گرمای اساسی گسترده وتضادهای تراکم و چگالی ما بین محیط جوی وتوده های هوای صعود کننده که بندرت در حالت تعادل می باشند ، کنترل می گردند.

وقتی یک بسته هوا ازسطح زمین ، به طرف بالا حرکت می کند، در طی صعود درمحیط جوی اطراف ، درمعرض تغییرات خیلی مهم درجه حرارت وچگالی قرار می گیرد. همان طور که بسته هوا صعود می کند وبه داخل یک منطقه کم فشارتر حرکت می نماید، انبساط یافته وسرد می شود، چون از توان گرمای داخل خود در فراهم نمودن انرژی برای فرایندهای انبساطی استفاده می نماید.برعکس بسته های هوای نزولی با افزایش فشار مواجه خواهند شد وگرمای تحت فشار را تجربه خواهند کرد وبر اثر فشار گرم خواهند شد. باید توجه داشت فرایندهای سرد شدن وگرم شدن هر دو از محیط جوی اطراف به صورت مجزا انجام می گیرند، چون هوا یک رسانای گرمایی ضعیف است. نتیجتاً انرژی از بیرون وارد یا داخل بسته هوا نمی شود وتوسعه سرما وگرما مستقل از بیرون در داخل خودش کنترل می گردد، که بی در رو نامیده می شود. اساسا تمام حرکت های عمودی بزرگ مقیاس در تروپوسفر مشتمل بر این تغییرات بی در رو هستند. هر چند بسته های صعود کننده هوا بر اثر انبساط خنک می شوند وبه زودی به نقطه اشباع می رسند. وقتی که تراکم صورت می گیرد وهوا اشباع می شود، بسته هوای صعود کننده به وسیله انبساط به آرامی خنک می شود، اما زمانی که به وسیله تراکم اشباع شود، گرمای نهان را آزاد خواهد نمود(تامپسون، ۱۳۸۲ص ۵۸-۶۴).

تحقیقات دانشمندان در دهه های اخیر نشان داده است که تغییرات اقلیمی جهان وهمچنین چرخه عمومی جو تحت تاثیر پدیده های بزرگ مقیاسی است که درسطح آب های آزاد جهان روی می دهد. بسیاری ازاین پدیده ها که به سیگنالهای بزرگ مقیاس اقلیمی معروفند از بیش از یک قرن پیش شناخته شده بودند.هر پدیده ای را که به نحوی در وضعیت اقلیمی مناطق مختلف زمین اثر گذارباشد می توان به عنوان سیگنال هواشناسی شناخت . گاه سیگنال های هواشناسی در ترکیب باهم یا با مکانیزم های بزرگ مقیاس دیگر موجب پیدایش پدیده های بزرگ مقیاس اقلیمی می شوند که برآب وهوا واقلیم مناطق وسیعی از جهان تاثیر گذار است .

عوامل آب وهوای ایران به دودسته محلی وبیرونی تقسیم می شوند. عوامل محلی آنهایی هستند که در محل موجودند واز سالی به سال دیگر تغییر نمی کنند.اما عوامل بیرونی آنهایی هستند که در داخل ایران مستقر نیستند واز بیرون وارد کشورشده اقلیم آنرا کنترل می کنند.عوامل بیرونی ذاتی کشور ایران نیستند وورودآنها به ایران تابع سیستم های سینوپتیکی است که آنها را به کشور می آورند. ممکن است دریک سال بیشتر وارد شوند ودرسالی دیگر اصلا نیایند. عوامل بیرونی  به دو دسته تقسیم می شوند. دسته اول آنهایی هستند که براثرگسترش سیستمهای فشار نواحی مجاور ایران مانند فرابار سیبری ،فروبار دره کنگ، یا گسترش هوای گرم عربستان ،به ایران وارد می شوند.دسته دوم عوامل بیرونی آنهایی هستند که ازسرزمینهای دورتر ، مانند دریای مدیترانه ، اقیانوس اطلس ، شمال سیبری ،و…به ایران می آیند. این عوامل به وسیله سیستمهای فشار سیاره ای به ایران می رسند.عمده ترین این عوامل عبارتنداز سیکلونهای مدیترانه، موجهای کوتاه بادهای غربی ، آنتی سیکلونهای برون حاره ای،رودباد جبهه قطبی، جبهه قطبی، وغیره.تمام این سیستمها در داخل بادهای غربی تشکیل وحرکت می کنند وورود آنها به ایران ، به پیشروی وگسترش بادهای غربی بسته است.(علیجانی،۱۳۸۴،ص۷-۹).

۲-۱-چگونگی گردش عمومی جو و  تشکیل سیستم های جوی

قدیمی ترین عقاید درباره ی گردش عمومی جو بر بادهای تجارتی جنب حاره متمرکز شده است که به وسیله بعضی از فیلسوفان قرنهای شانزدهم وهفدهم به عنوان هوای سمت چپ پشت سر تفسیر گردیده (به دلیل روشنایی اش) بود که در نتیجه به وسیله حرکت غربی – شرقی در سطح زمین ، باد شرقی را تشکیل می دهد. هالی در سال ۱۶۸۶ این گردش حرارتی را به عنوان یک سلول واحد با صعود هوا از منبع گرمایی استوا ترسیم کرد که باعث گرادیان فشار سطح بالا شده وهوا را به عنوان یک باد جنوبی به طرف قطب ها حرکت می داد. در قطب ها هوا بر روی سطوح سرد به عنوان باد شمالی نزول کرده وبه استوا بر می گردد. هالی از اهمیت حرکت وضعی زمین بی اطلاع بود وجهت جریان غربی بادهای تجارتی را همچون دیگر اثرهای حرارتی به طرف منطقه کم فشار تحت تاثیر حرکت خورشید به طرف غرب توضیح داد.(یزدان پناه رستمی، ۱۳۸۵).

تقریباً نیم قرن بعد، هادلی(۱۷۳۵) اثر حرکت وضعی زمین با سلول ساده اصلاح شده ی هالی را به طور موافق پیوند داد. در نتیجه جریان فوقانی قطبی هالی به باد غربیو تبدیل شد واکنون با یک جریان برگشتی سطحی ، شرقی است. اگر چه هادلی نواحی وسیعی را که به عنوان منطقه وزش بادهای غربی شناخته می شوند نادیده گرفت، امروزه سلول های پرفشار هادلی شناخته شده اند ، در حال حاضر این جریان ها به عرض های  جغرافیایی پایین (در زمستان) بین استوا(ITCZ) وجنب استوا (تشکیل آنتی سیکلونها (پر فشارها) دینامیکی محدود می گردد. در طی نیمه دوم قرن نوزدهم مفهوم سلول های گردشی کاملا پذیرفته شد ، وفرل (ابتدادر ۱۸۵۶ ولی به طور کامل تر در ۱۸۸۹ آن را مطرح کرد) اولین حامی وطرفدار مدل سه سلولی بود. فرل مفهوم سلول هادلی را حفظ کرد، اما آن را به حاشیه ی پایینی جنب حاره ها محدود نمود ، جایی که (جریان واگرایی سطحی) به علت حفظ حرکت زاویه ای صعود به عنوان یک توده هوای متراکم به سوی قطب (همگرایی) دارای بیشترین نیروی حرکتی غربی است. فرونشینی و واگرایی ، به سطح پایین ، بادهای تجارتی را به سمت استوا بر می گردانند(تا سلول حرارتی هادلی حفظ شود) وبادهای غربی عرضهای میانه ، به طرف قطبها جریان می یابند.

تمامی فایل های پیشینه تحقیق و پرسشنامه و مقالات مربوطه به صورت فایل دنلودی می باشند و شما به محض پرداخت آنلاین مبلغ همان لحظه قادر به دریافت فایل خواهید بود. این عملیات کاملاً خودکار بوده و توسط سیستم انجام می پذیرد. جهت پرداخت مبلغ شما به درگاه پرداخت یکی از بانک ها منتقل خواهید شد، برای پرداخت آنلاین از درگاه بانک این بانک ها، حتماً نیاز نیست که شما شماره کارت همان بانک را داشته باشید و بلکه شما میتوانید از طریق همه کارت های عضو شبکه بانکی، مبلغ  را پرداخت نمایید.