X
تبلیغات
اقلیم
نگارنده و دکترعفیفی


 

نوشته شده توسط عباس صحراگرد در جمعه پانزدهم فروردین 1393 ساعت 10:21 موضوع | لینک ثابت



 

نوشته شده توسط عباس صحراگرد در جمعه پانزدهم فروردین 1393 ساعت 10:7 موضوع | لینک ثابت


همفشار

ابتدا وارد سایت روبرو می شویم : http://www.esrl.noaa.gov/psd/

* در سمت چپ صفحه از سرفصل Data Access & Plotting  ،  روی   کلمه زیر کلیک می کنیم  :  Reanalysis Datasets

* در صفحه جدید از قسمت   Climate Datasets : By Category   کلمه Daily  را انتخاب و وارد صفحه جدید می شویم .

* در ستون  Datasets  قسمت NCEP/NCAR Reanalysis  را اجرا  می نمائیم .

* در جدول ، Pressure Level  را انتخاب می کنیم .

* در صفحه بعد از ستون  Variable  گزینه  Geopotential Height و از ستون Statistic  گزینه Daily  را در نظر گرفته روی نقشه مقابل کلیک می کنیم .

* در صفحه جدید از سربرگ  Create a plotor Subset  روی نقشه کلیک می کنیم

* در آخرین برگ تنظیمات زیر را انجام می دهیم :

Lat: begin: 0    end:60

Lon:begin: 10   end:90

سپس سطح فشار و تاریخ مورد نظر را وارد کرده در قسمت آخر پائین صفحه  تیک   Color plot  را حذف و  Plot On a white background  را تیک می زنیم . سپس در قسمت  Scale Plot  عدد دلخواه مثلا 175 را وارد می کنیم .

·      روی  Create Ploter subset of Data  کلیک و نقشه را مشاهده می کنیم .

 

   

 


 

نوشته شده توسط عباس صحراگرد در سه شنبه هفدهم خرداد 1390 ساعت 9:50 موضوع | لینک ثابت


اقلیم وبحرانهای محیطی

به نام خدا

اقلیم و بحرانهای محیطی

استاد: دکتر ابراهیم عفیفی

منبع :  1 ) اصول هیدرولوژی کاربردی ، دکتر امین علیزاده ، انتشارات امام رضا (ع)

         2 ) مبانی آب و هوا شناسی کاربردی ، تالیف  کیت اسمیت

بحران های محیطی در حال حاضر مانند:

گرم شدن هوا ، تغیرات آب و هوایی ، زلزله ، سیل ، آلودگی محیط زیست ، خشک سالی

مباحث درس:

1 ) آلودگی هوا

2 ) شناسایی و تشریح آب و هوای محیط

3 ) شناسایی علل اجتماعی خشک سالیها

4 ) شناسایی سیلابها و ارائه راه حل

5 ) یخبندان ها

6 ) طوفانهای شدید ، بارش و گرد و غبار

7 ) آلودگی های شهری و چگونگی انتشار آلودگیها

8 ) عوامل بیابان زایی و راهکار های آن

تعاریف و اصطلاحات :

بحران crisis : وضعیتی اضطراری که نیاز آنی به پاسخ داشته باشد و می تواند در سیاست ، اقتصاد ، فرهنگ و یا هر روند برنامه ریزی شده و زیر بنای جامعه اختلال جدی ایجاد کند و عمد تا اقتصادی و یا فرهنگی هستند.

ریسک  risk : چیزی است که ممکن است اتفاق بیافتد و در صورت وقوع اثر نا مطلوبی خواهد داشت.

عبارت "ممکن است اتفاق بیفتد" بر احتمالی کمتر از 100% اشاره می کند یعنی بین 0 تا 99.9 درصد متغییر است.

اگر به 100 در صد برسد واقعه ای رخ داده است که بحران نامیده می شود. دومین نکته در تعریف "اثرات نامطلوب است"اگر اثرات نا مطلوب نداشته باشد ریسک نیست احتمال خسارت ناشی از یک خطر را در بر می گیرد.

مدیریت ریسک: فرهنگ ، فرایند ها و ساختار هایی که در جهت مدیریت موثر فرصت های بالقوه جهت از بین بردن تاثیرات           نا مطلوب هدایت شوند.

مخاطرات : هررویداد واقعی و پیش بینی شده که به زندگی ، امنیت ، رفاه و سلامت عده ای یا تمامی مردم آسیب برساند و فقط با خدمات و امکانات دولتی قابل کنترل نباشد.

مراحل کاهش خطر : 1 -  ساختاری یا فیزیکی    2 -  غیرساختاری

1  کاهش ساختاری : شیوه های ساختاری غالبا اقداماتی در بر می گیرند که به عنوان اقدامات فیزیکی تبدیل کننده یا کاهنده خطر بکار میرود . مثلا در مطالعات سیل : ایجاد سد ، عملیات آبخیز داری ، احداث بند ها و شیوه های مهندسی ، این ها شیوه های ساختاری است.

2  کاهش غیر ساختاری : بیشتر بر سیستم اجتماعی تاکید دارند .  شامل برنامه ی به کار گیری زمین ، بیمه ، طرح واکنش جامعه ، سیستم های هشدار دهنده و سیستم های جمع آوری و توسعه اطلاعات . (که این مورد در ایران ضعیف است.)

بلایای طبیعی بی نظمی غیر عادی عناصر اصلی طبیعت مانند زمین ، هوا و آب با چنان شدتی است که وصفی فاجعه انگیز ایجاد  می کند و موجبا تضعیف و نابودی توانمندی های طبیعی ، اقتصادی و اجتماعی میگردند و در نهایت موجب مرگ انسان و موجودات زنده و به خطر افتادن سرمایه های اجتماعی میشوند.

انواع بلایا و مخاطرات :   1  - مخاطرات طبیعی         2  -  مخاطرات تکنولوژیکی  

خطرات طبیعی و تکنولوژیکی هر کدام دارای حدی از بحران و بلایا هستند که در زندگی انسان تاثیر میگذارند

خطرات طبیعی به دو دسته تقسیم میشوند: الف ) اقلیمی    ب) زمین شناسی

اقلیمی: مثل: خشکسالی ، سیل ، یخبندان ، طوفان ، گردوغبار و بهمن

زمین شناسی: زلزله ، آتش فشان ، سونامی ، رانش زمین ، نشست زمین و زمین لرزه

تکنولوژیک: مثل آلودگی هوا ، جزایر حرارتی ، وارونگی هوا ، پدیده های بیولوژیکی ، بیماریها ، آتش سوزیها ، جنگها (هسته ای ، شیمیایی و میکروبی)

سیل به عنوان یک بحران:

تعریف سیل: اگر جریان آب رودخانه برای یک تداوم زمانی محدودی بیش از جریان عادی آن بوده و از بستر طبیعی خود تجاوز کرده و باعث اشغال ارضی پست و دشت های حاشیه رود خانه شود به آن سیل گفته میشود.

همه ساله شاهد حوادث ناگواری ناشی از سیل و تلفات آن در شهر ها و روستا هستیم.

چنانچه از حوضه آبخیز رودخانه ها و شبکه های آبراهی منتهی به شهر ها و یا روستا آگاهی داشته باشیم میتوانیم سیلاب را کنترل کنیم ( با توجه به ویژگی های اقلیمی و سایر ویژگی های محیطی )

 

 

عوامل وقوع سیل :

A  )عوامل اقلیمی

 الف ) بارش ریز با تداوم زیاد     ب ) باران شدید با قطرات درشت    ج ) برف هنگام گذر از سرما به گرما  یا باریدن باران گرم به برف که موجب ذوب آن شده  سیل راه می افتد .  اگر بارش با شدت زیاد و قطرات درشت  یا اگر با قطرات ریز و با تداوم زیاد باشد سیل راه می افتد. بارندگی هایی با شدت زیاد ودرشت بودن فرصت زیادی برای نفوذ پیدا نمیکند ودر سطح زمین جاری شده شدت رواناب را افزایش میدهد.(خاص اقلیم مناطق خشک بیابانی)

در هنگام گذر از فصل زمستان به بهار با بارش باران گرم بر روی برف و  ذوب برف  ،  دبی رود زیاد و سیلاب بوجود می آید.

ویژگی های ژئو مورفولوژی حوضه : الف : خصوصیات هندسی حوضه   ب : خصوصیات ژئو متری حوضه

ج : مورفو دینامیک حوضه      د : مورفو متری حوضه

خصوصیات ژئومتری حوضه

  طول حوضه : که معمولا برحسب طولانی ترین رود حوضه سنجیده میشود،یعنی بر اساس طول بزرگترین رود اصلی اندازه گیری میشود هرچقدر طول حوضه بلندتر باشد زمان تمرکز بیشترو در نتیجه امکان وقوع سیل کمتر است .

زمان تمرکز : مدت زمانی که طول می کشد تا قطره های باران فرود آمده ازدورترین نقطه یک حوضه آبخیز به نقطه خروجی این حوضه برسند هرچقدر زمان تمرکز کمتر باشد احتمال وقوع سیل بیشتر است .

   عرض حوضه : که به صورت عرض متوسط محاسبه میشود ، محاسبه این پارامتر به منظور تعیین شکل حوضه انجام میشود . اگر جهت حرکت ابر منطبق بر عرض حوضه باشد احتمال وقوع سیل کم ، واگر در جهت طول حوضه باشد امکان آن زیاد است.

محیط حوضه(حدود و پیرامون حوضه) : اگر خط الراس های مشرف به حوضه را به هم وصل کنیم خطی به وجود می آید که محیط حوضه را مشخص میکند.محیط حوضه توسط خط الراس هایی از حوضه آبریز مجاورش جدا می شود این پارا متر برای تعیین مساحت و میزان دریافت نزولات جوی موثر است.

 مساحت حوضه : دبی سیلاب ها و حجم به طور مستقیم به مساحت حوضه بستگی دارد ، حوضه های کوچک با مساحتی کمتر از 30 الی 40 کیلومتر مربع و حوضه های بزرگ مساحتی بیش از 40 کیلو متر مربع دارد هر چه قدر وسعت حوضه بیشتر باشد مقدار آب دریافتی از جو و حجم روان آب بیشتر خواهد بود و بلعکس .

 شکل حوضه : که بسیار متنوع و متغیر است. سه گروه عمده شکل حوضه: الف) حوضه کشیده   ب) حوضه پهن   ج) حوضه مدور

 تعریف ضریب شکل حوضه: عبارت است از نسبت مساحت به مجذور طول حوضه                A/L2  Fc =

اگر عدد بدست آمده برابر با یک بدست آمد حوضه از نوع مدور و مستعد سیل خواهد بود و هر چقدر از یک دور شود حوضه مورد نظر کشیده تر و سیل خیزی کمترخواهد بود .

ضریب گراویلیوس:                                                                                    * P/ A  Kc = /28

نسبت محیط حوضه به محیط دایره فرضی به نام p’ که مساحت آن برابر مساحت حوضه باشد           P’ =  A        

اگر عدد به دست آمده یک باشد در این صورت حوزه مورد نظر به شکل کاملا دایره است در چنین شکلی از حوضه تمام قطرات حاصل از بارندگی شانس یکسان برای رسیدن به نقطه خروجی حوضه را دارند و لذا به طور همزمان به نقطه مذکور می رسند و در نتیجه امکان وقوع سیل زیاد است البته چنین شکل در طبیعت وجود ندارد  حال چنانچه ضریب مذکور برابر 12/1  باشد حوضه به شکل مربع خواهد بود . و هرچه از این عدد بیشتر شود حوضه از نوع طولی و یا کشیده است و لذا امکان وقوع سیل کم است.

*ارتفاع حوضه آبریز:ارتفاع حوضه از سطح دریا نشان دهنده ی موقعیت اقلیمی آن حوضه است در حوضه های مناطق مرتفع نه تنها بارش بیش از حوضه های پست میباشد بلکه در قله به صورت برف می باشد هر چه ارتفاع  بالاتر باشد دریافت نزولات و ضریب برف  هم بیشتر است.

*جهت ارتفاعات حوضه :  نیز در میزان دریافت بارندگی و سیلاب موثر است بنابر این دامنه های رو به باد حوضه بارندگی بیشتر و رواناب بیشتری هم دارند.

*شیب حوضه : هر چقدر شیب حوضه بیشتر باشد سرعت و شدت رواناب وسیلاب بیشتر و زمان تمرکز کوتاه تر است.

*تراکم زهکشی و نسبت انشعاب : به عنوان یکی از شاخص های ژئومورفیک حوضه در مطالعه سیلاب ها مورد توجه است . تراکم زهکشی L/A D=

L: طول آبراهه:  بر حسب کیلومتر (Km)مبنای نقشه است که طول آبراهه ها را به دست می آوریم که با کروی متر یا منحنی سنج محاسبه می شود .

 A  = مساحت حوضه:هر چه شبکه ی رود خانه های یک حوضه تکامل یافته باشد تخلیه ی رواناب از آن حوضه بهتر و ساده تر انجام می شود.

*زمان تمرکز : مدت زمانی که طول می کشد که قطره های باران فرود آمده از دورترین نقطه یک حوضه آبریز به نقطه خروجی آن حوضه برسند .  تمامی موارد ذکر شده قبل ( 1تا9 ) در زمان تمرکز تاثیر می گذارد پس هر چقدر زمان تمرکز کمتر باشد احتمال وقوع سیل بیشتر خواهد بود و برعکس.

روش  SCS یا روش سازمان حفاظت آمریکا  برای محاسبه این تمرکز :

 

 

 

 = Lزمان تاخیربر حسب ساعت

 = l  طول رود خانه اصلی بر حسب فوت

 = yشیب رودخانه اصلی بر حسب درصد

= CN  شماره منحنی که به خصوصیات فیزیکی حوضه بستگی دارد که از جدول مخصوص استخراج می شود

(جدول در هیدرولوژی کاربردی صفحه 347 امده است)

 = tcزمان تمر کز بر حسب ساعت

 = Sپارامتری است که نشان دهنده ی نگهداشت آب در سطح حوضه منظور ذخیره آب در خاک است .

اشکال و فرآیند های ژئومورفیک : از مشخصه های فیزیو گرافیک حوضه هستندکه مستقیما در وقوع سیل و یا بطور غیر مستقیم در تشدید سیل دخالت دارند مثل :                                                                                    الف - آب های حاصل از ذوب شدن یخچال ها                                                                                            ب - شکستن یخ رودخانه ها                                                                                                                     ج - پدیده پرما فراست : یعنی سیل ناشی از یخبندان خاک هنگام ذوب شدن یا ریزش باران گرم ,آب نمی تواند در خاک نفوذ کند از این رو به صورت سیلاب در می آید.

د - سد های آتشفشانی: که مواد مذاب مسیر یک رود را می بندد و آب در پشت آن ذخیره می گردد.                      ه - شکستن لبه ی کراتر آتشفشانی : آب دریاچه کراتر سر ریز می شود و موجب بروز سیل می شود.                           B ) خصوصیات خاک شناسی و زمین شناسی  اهمیت نفوذ پذیری حوضه بویژه در مطالعات مربوط به سرعت افزایش دبی و ایجاد طغیان آب از یک سو و تغذیه آبدهی رودخانه ها توسط سفره های آب  زیر زمینی در فصول خشک از سوی دیگری مشخص می شود.

تشکیلات زمین شناسی غیر قابل نفوذ رژیم آبدهی طغیانی دارند (سیلابی هستند) همچنین موقعیت آب زیر زمینی و حریم تغذیه آن ها مورد بررسی قرار می گیرد میزان تبخیر تعرق ، میزان نفوذ ، ظرفیت نگهداری ، تلفات اولیه بارندگی ، ضریب جریان عواملی هستند که به شدت به نوع خاک و جنس زمین وابسته هستند.

C  )  وضعیت پوشش گیاهی حوضه

پوشش گیاهی بخصوص جنگل ها و مزارع زیر کشت ، سرعت جریان سطحی و ظرفیت نگهداری را تحت تاثیر قرار می دهند بهتر است درصد مساحت پوشش گیاهی محاسبه شود . اثر پوشش گیاهی روی جریان های سطحی نتایج ضد و نقیصی دارد. مثلا در مناطق خشک به علت افزایش تبخیر و جذب ذخایر رطوبتی موجود در خاک و سفره های آب مقدار جریان سطحی کاهش می یابد.

*در نواحی خشک که سال ها بارش نداشته زمین خشک است پس  با ریزش اولین باران  زمین خود را سیراب می کند در نهایت اگر بارش ادامه داشته باشد سیل  می شود و گرنه تا زمانیکه زمین سیراب نشده سیل نخواهد داشت.

مثال: در مناطق خشک به علت افزایش تبخیر و جذب ذخایر رطوبتی موجود در خاک و سفره های آب مقدار جریان سطحی کاهش می یابد . در نواحی مثل لار با اولین بارش زمستانه سیلاب نداریم اما بارش های بعدی سیل دارد.  جنگل باعث استهلاک سیلاب های متوسط و کم وسعت می شود و عملا در مقابل طغیان های شدید کم تاثیر است.

4. نقش انسان ((اثر عوامل آنتروپوژنیک در سیل خیزی))

آنتروپوژنیک: رشد و توسعه انسان ، صنعت و تکنولوژی

رشد جمعیت ، توسعه ی شهری وصنعتی شدن به تشدید سیلاب ها و افزایش آلودگی در قسمت پایاب ، کاهش جریان ها پایه و کاهش تغذیه سفره ی زیر زمینی می انجامد.

مهم ترین عوامل درون شهری وقوع سیل :

1-               افزایش سطح نفوذ ناپذیر بر اثر احداث سطوح روکش شده شهری: خیابان ، پیاده رو و....

2-               سیستم نامناسب جمع آوری و انتقال آب و فاضلاب شهری و نا کافی بودن ظرفیت آنها انسداد دهانه ی ورودی مجاری سیلاب رود ها تو سط زباله ها و نخاله ها

3-               تغییر مسیر روخانه (رژیم رودخانه)

4-               افزایش منابع حرارتی در رابطه با نیاز های جمعیت مانند گاز های گلخانه ای CO2 که موجب کاهش ضریب برف و افزایش ضریب باران شده است

5-               روستا ها و عملکرد اقتصادی اجتماعی آنها، تخریب مراتع، شیوه نادرست کشاورزی که موجب برهنه ماندن خاک و کاهش زبری خاک در برابر آب شده است.

6-               خسارت ناشی از سیل

1.خسارات و زیان های فیزیکی:مثل راها، برق، مخابرات

2.خسارات اقتصادی: ازکار افتادگی ماشین آلات یا به تعویق افتادن کارها

3.زیان های ناشی از صرف هزینه های اضطراری مانند هزینه پاک سازی، امداد رسانی

4. خسارات جانی مثل: مرگ و میر، جراحت و...

7- استراتژی ها کنترل سیل:

1.انجام مطالعات وتهیه نقشه های پهنه بندی سیل و تهیه و اجرای طرح های جامع سیلاب

2. مدیریت صحیح منابع آب در بالا دست حوزه و کنترل سیلاب

3. اجرای روش های غیر سازه ای، نهال کاری توسعه ی فضای سبز

4.گسترش سیستم هشدار دهنده سریع و تجهیزات اطلاع رسانی درحوضه های مشرف به مراکز شهری با استفاده از داده های ماهواره ای و سیستم GIS

تعداد باران سنج ها در یک شبکه باران سنجی:

موضوعی که در اثر مطالعات هیدرولوژیک به آن توجه میشود این است که برای تخمین بارندگی در یک حوضه یا یک منطقه چه تعداد ایستگاه باید در شبکه باران سنجی گنجانده شود

چنانچه تعداد کم باشد مسلما تخمین ما از بارندگی و برنامه ریزی جهت مطالعه بحران های سیلاب دقیق نخواهد بود و اگر  بیش از تعداد مورد نیاز باشد مخارج و هزینه اضافی در بر خواهد داشد برای تعیین ایستگاه مطلوب باران سنج در رابطه با دقت بارندگی از فرمول های زیر استفاده میشود

N=(

 

 

 

 

  متوسط بارندگی سالانه بر حسب میلیمتر

تعداد ایستگاه های موجود n

مقدار مقدار بارندگی سالانه در هر کدام از ایستگاه ها P

مجوع با رندگی سالا نه در ایستگاه های موجود

متوسط مجذورات بارندگی سالانه ایستگاه

انحراف از معیار S

ضریب تغییرات بارندگی منطقه برا اساس تعداد ایستگاه های موجود و داده های آماری CV

درصد اشتباه مجاز در تخمین میانگین بارندگی منطقهE

تعداد ایستگاه مورد نیازN

مثال:درحوضه ی آبریز یک رود خانه تعداد چهار ایستگاه اندازه گیری موجود است که متوسط بارندگی سالانه در این ایستگاه ها به ترتیب 800و620و400و540میلیمتر است اگر بخواهیم با حد اکثر 10% اشتباه مجاز میانگین بارندگی را در این حوضه تخمین بزنیم چه تعداد ایستگاه باید داشته باشیم و در غیر این صورت چند ایستگاه اضافی دیگر باید تاسیس شود؟                            

 

 

خشکی ( aridity ) با خشکسالی( drought     ) و کم آبی تفاوت دارد اما خشکسالی هم شرایط و اثرات خشکی وکم آبی را حادتر می کند  (خشکی aridity ) (خشک سالی drought  )                                                            خشکی درواقع همان خشکی آب وهواست .صحبت از نبود یا کمبود بارندگی بطور عمومی وحاکم بودن شرایط آب وهوایی خشک در آن منطقه در طول سالیان دراز می باشد .

خشکسالی  انحراف ازشرایط متوسط یا عادی در زمینه بارش ونیز آب را بیان می کند .در مناطقی که شرایط خشکی حاکم است یعنی آب وهوای خشک دارد پدیده خشکسالی بطور مکرر یا زیاد اتفاق می افتد بعبارت دیگر تعداد سالهای خشک یا کم بارش بیشتر از سالهای مرطوب با بارش بیش از شرایط معمول است . خشکسالی در مناطق مرطوب هم اتفاق می افتد ولی دفعات آن نسبت به سالهای مرطوب خیلی کمتر است . بنابراین خشکسالی یک شرایط مخصوص دایم یک منطقه نیست وامکان دارد در هر نوع اقلیم یا رژیم آب وهوای اتفاق بیافتد .         خشکی  : یا خشکی آب وهوا به شرایطی گفته میشود که میانگین بارش سالانه دراز مدت (مثلا سی ساله  )
 وآب قابل دسترس بطور دایم در منطقه ای کم باشد . معمولا مناطقی که مقدار بارش سالانه آنها کمتر از مقدار تبخیر و تعرق مطلق سالانه شان باشد دارای آب وهوای خشک بوده وشرایط خشکی بر آنجا حاکم است چنین مناطقی در تمام ماههای سال بارندگی ندارند . مناطق خشک از لحاظ مقدار بارش سالانه و توزیع آن وشدت تبخیر وتعرق به چهار ناحیه تقسیم میشوند . (دکتر کردوانی )

نیمه خشک

خشک

نیمه بیابانی

بیابانی

SEMARID

ARID

DESERT

SEMDESERT

250  -  500

100  -  250

50  -  100

…<50

 

بیابان آتاکاما در شیلی در ناحیه ای به نام پوتا 29 سال بارندگی اتفاق نیفتاده است. در بیابان لوت ایران که گرم ترین بیابان یا ناحیه در سطح کره ی زمین است یک ایستگاه هواشناسی وجود ندارد تا بتواند به طور دقیق وضعیت بارندگی آن را حساب کرد. ممکن است متوسط بارش آن خیلی کمتر از mm50 باشد و امکان دارد در سال ها بدون بارندگی باشد بنابراین مناطق خشک به ویژه نواحی بیابانی و نیمه بیابانی به طور طبیعی خشک سالی ها یا سال های خشک نیز به آن ها حاکم است. خشک سالی یک رویداد یا واقعه اقلیمی است که خصوصیات آن بستگی به مدت ، استمرار ، شدت و وسعت منطقه ی تحت تاثیر و تسلط آن دارد که میتواند کوتاه مدت (کمتر زیان بخش) و یا طویل المدت ، شدید و کشنده باشد.

 

 

 

 

تعریف انواع خشکسالی:

از دیدگاه هواشناسی : کمتر باریدن از میانگین بارش سالانه منطقه. مثلا متوسط بارش سالانه شیراز mm500 است، چنانچه بارش سالانه کمتر از این مقدار باشد شرایط خشکسالی و درغیر اینصورت  ترسالی حادث میشود. این تعریف نمی تواند استاندارد باشد چون معلوم نیست این بارش در تمام طول سال توزیع شده است یا در یک یا چند فصل یا در چند ماه . از نظر هواشناسی مهم بارش این مقدار و بارش ثبت شده در طول یک سال آبی است.

از دیدگاه اکولوژی و تعلیم شناسی کشاورزی:

نا کافی بودن رطوبت برای رشد کافی محصول .از آنجا که اکولوژیست ها با موجودات زنده (انسان,حیوان وگیاه)

سروکار دارند,خشک سالی یا خوش سالی (تر سالی)را نیز در رابطه با شرایط زندگی این موجودات در نظر می گیرند.در اقلیم شناسی کشاورزی موجود بودن رطوبت یا بارندگی کافی در تمام طول دوره رشد گیاه مهم است و در اقلیم شناسی کشاورزی شرایط مساعد اقلیم را در ارتباط با محصولات کشاورزی مورد مطالعه قرار می دهند .

در مناطقی که زراعت وابسته به ریزش های مستقیم جوی است مانند نواحی مرطوب و نیز نواحی نیمه خشک که زراعت دیمی رواج دارد , چنانچه بارندگی در تمام طول دوره رویش گیاه صورت نگیرد شرایط موقت خشکی هوا یا خشکسالی حاکم گشته است ، حتی اگر در آن منطقه و در آن سال دو برابر متوسط بارش سالانه ،بارندگی صورت گیرد. مثلا نیمه اول سال زراعی یا نیمه دوم آن بارندگی اتفاق نیفتد به زراعت لطمه وارد می کند و ممکن است امکان برداشت محصول از بین برود ، خشکسالی علت اصلی کاهش یا تغییرات سالانه محصولات کشاورزی در سراسر جهان است .

از دیدگاه مهندسی آب یا هیدرولوژیک:

تاثیرات دوره هایی از نقصان ریزش های جوی بر منابع آب های زیر زمینی یا سطحی مثل جریان رودخانه ها ،مخازن ، دریاچه ها و آب های زیرزمینی (دکتر کاویانی) .

تعریف دوم از دکتر کردوانی :در سال های خشک یا با وقوع خشکسالی علاوه بر مسئله مقدار و توزیع بارش، کمبود آب نیز مطرح شود خشکسالی هیدرولوژیک اتفاق افتاده است.

در مواردی که در طول یک سال آبی (مهرتا مهر)که در یک رودخانه جریان می یابد از مقدار متوسط آن در سال های گذشته کمتر باشد از دیدگاه هیدرولوژی ، خشکسالی هیدرولوژیک حاکم گذشته است، اگر از میانگین سال های گذشته بیشتر باشد خوش سالی یا تر سالی هیدرولوژیک اتفاق افتاده است .

حتی اگر آن مقدار آب در یک دوره کوتاه جریان داشته باشد .

 

بیلان آبی:

ترازنامه آبی تورک :تورک بر اساس تجربیات شخصی خود و نتایج حاصل از تجربیات دیگران فرمولی پیشنهاد کرد که میتوان به وسیله تبخیر و تعرق سالانه در یک حوضه آبریز نیاز آبی یک منطقه را براورده نمود و خشکسالی را طبق فرمول زیر تشخیص داد.

=Eتقریق و تعرق واقعی سالانه بر حسب mm

=Pبارش سالانه بر حسب mm

=Iعامل مربوط به دمای متوسط هوا است و برابر است با:

مثال : در یک حوضه آبریز در منطقه بستک هرمزگان متوسط دما 16.27 درجه سانتیگراد و میزان کل بارش 224.8 mm می باشد . ارتفاع آب جاری شده سالیانه را محاسبه نمایید .

ارتفاع آب جاری شده برابر است با :h=(P-E)                                                                      

 

 

 

 

بیلان آبی ترازنامه منفی می باشد یعنی منطقه مطالعاتی ما دارای بیلان منفی است و لازم است در کلیه ی طرح های  عمرانی و کشاورزی در امر تبخیر فکر های اساسی صورت گرفته تا این نعمت گران بها کمتر دچار اتلاف شود.

 

 

 محاسبه ضریب خشکی:

(از کتاب اصول هیدرولوژی کاربردی)

در زمینه طبقه بندی آب و هوا بخصوص در مناطق خشک بخصوص تلاش های زیادی به عمل آمده است ولی هیچ یک از طبقه بندی هارا نمی توان ایده آل دانست.فرمول های اقلیمی توابعی هستند ازدریا چند پارامتر هواشناختی که با جایگزینی در توابع اعدادی به نام ضرایب اقلیمی به دست آمده است و این ضرایب اساس طبقه بندی ها قرار می گیرند.

فرمول I   و ضرایب اقلیمی عبارت اند از: 1.کوپن   2.دومارتن    3.ایوانف    4.بارات     5.تورنث وایت  6.سیلیا نیلیوف

دو مارتن :

 دو مارتن بین دما و مقدار رطوبت رابطه ی تجربی زیر را پیدا کرد .

=I ضریب خشکی

=Pکل بارش سالانه mmمتوسط 30ساله

=Tمتوسط دمای سالانه بر حسب درجه سانتیگراد

شش نوع اقلیم بر این اساس توسط دو مارتن تعیین شد.

بسیار مرطوب

مرطوب

نیمه مرطوب

مدیترانه ای

نیمه خشک

خشک

اقلیم

...>35

28 – 34.9

24 – 27.9

20 – 23.9

10 – 19.9

<10...

I

 

مثال : برا ساس داده های آماری دما و بارش 43 ساله ی لارستان متوسط بارش سالانه 202.2mm  ، متوسط دما 23.2 است .

 

 

 

خشک  لارستان طبق تقسیم بندی اقلیمی دومارتن جز اقلیم خشک می باشد.

ایراد اول:

 توزیع زمانی بارش در این رابطه نادیده گرفته شده است به طوری که اگر تمام بارندگی سالانه در یک هفته ویا یک ماه و یا یک فصل نازل شود در این رابطه تفاوتی نخواهد داشت پس نمی تواند استاندارد باشد.

ایراد دوم:

در این رابطه اگر مخرج کسر صفر شود حاصل کسربه علت بی نهایت میل خواهد کرد که در این مورد برای درجات زیر صفر این فرمول دارای محدودیت است.

 

 

 

 

این فرمول تا به حال در کتب فارسی زبان نوشته نشده است .

جلسه 25/1/90

بیابان زایی (desertification) : 

کاهش تولید و فعالیتهای بیولوژیک انسان و حیوان و گیاه .به عبارت دیگر هر کجا فعالیت موجودات زنده و سطح تولید رو به کاهش رود بیابان زایی در حال اتفاق افتادن است بیابان زایی یا نابودی پوشش گیاهی و کاهش تولید آن در مناطق خشک اتفاق می افتد.یعنی مناطقی که متوسط بارش سالانه ی آن 50میلی متر کمتر است و میزان تبخیر و تعرق سالانه ی آن بیش از مقدار متوسط بارش سالانه آن منطقه می باشد.

در مناطق مرطوب شرایط اقلیمی حساس و شکننده نیست و موجب کاهش تولید و نابودی پوشش گیاهی نمی شود.

 

تعیین عوامل اصلی و فرعی در بیابان زایی :

1:عوامل محیطی

2:عوامل انسانی:

 

1:عوامل محیطی(طبیعی):

1.1:آب و هوا و اقلیم - مقدار بارندگی – کاهش بارش سالانه

2.1:مقدار بارندگی (کمیت بارش یعنی شدت و کاهش بارش)

3.1:دوره خشک سالی

4.1:ژئومورفولوژی -  شیب زمین - جنس خاک (ژئولوژی) – توپوگرافی

5.1:کمیت و کیفیت منابع آب و خاک  - آب – شوری خاک – خاک – بافت خاک – ساختمان خاک

6.1:حمله ی آفات و امراض بر گیاهان طبیعی

7.1:آتش سوزی (از عوامل انسانی)

 

 

2: عوامل انسانی:

1-2-تخریب منابع گیاهی

1-بوته کنی-جهت سوخت،چرای دام،گیاهان دارویی و صنعتی.

2-چرای مفرط.

3-مدیریت غلط تناسب الگوهای زراعی و احیای پوشش گیاهی با شرایط منطقه.

2-2- تخریب منابع اراضی وخاک:

1-شخم غلط

2-آیش بلند مدت

3-تبدیل غلط جنگل و مرتع به کشاورزی

2-3-تخریب منابع آب:

1-پمپاژ وافت سفره آب زیرزمینی

2-سیمای غلط آبیاری (غرقآبی)

3-کاهش سطح ایستآبی

2-4-آتش سوزی از عوامل طبیعی

2-5-عملیات و بهره برداری و حوادث ، مثل جنگ مناطق نفت خیز

انواع بیابان زایی از نظر شدت:

1-بیابان زایی آرام

2-بیابان زایی کم

3-بیابان زایی متوسط

4-بیابان زایی زیاد

5-بیابان زایی شدید

مکانیسم بیابان زایی:بیابان زایی به دو صورت است

1-بر اثر فرسایش بادی-هو موس در فرسایش بادی نقش اساسی دارد.

2-بر اساس فرسایش آبی-غیر قابل نفوذ شدن خاک

مکانیسم بیابان زایی بر اثر فرسایش بادی:

با تنگ تر شدن پوشش گیاهی و سر انجام نابود شدن آن هوموس هم کاهش می یابد.هوموس ماده چسبندگی ذرات خاک و از بین می رود و خاک برای فرسایش آماده می شود.با شروع فرسایش خاک توسط باد،سطح زمین گسسته شده بر اثر فرسایش،ودر دور شدن ذرات چاله چاله می شود.در این مرحله شرایط برای زندگی گیاهان دائمی احتمالن غیر ممکن می شود و آب...

مکانیسم بیابان زایی بر اثر فرسایش آبی:

با کم شدن پوشش گیاهی خاک به هر طریق،چرای دام ،خشک سالی،توسط انسان،با رانمای درشت و رگباری به شدت با سطوح فاقد گیاه برخورد می کند که موجب پرشدن منافذ خاک،توسط ذرات ریز خاک موجب مسدود شدن آن ها می شود.سطحی از زمین که به این طریق سفت می شود میزان نفوذ آب را درخاک کاهش می دهد،درنتیجه روانآب جاری می شود که با گذشت زمان بیشتر می شود و سبب فرسایش آبی خاک به درجات مختلف سطحی، ورقه ای شیار و خندقی می شود بویش در سطوحی از زمین که دارای شیب بیشتر و خاک سست ترند.

عدم نفوذ آب و نیز فرسایش خاک سبب افزایش خشکی خاک و نامساعد تر شدن شرایط برای استقرار و زندگی گیاهان  تنگ و باقی مانده شد و با کاهش تولیدی گیاهی فرسایش شدید تر شده و به این طریق بیابان زایی اتفاق

 می افتد.

عوارض بیابان زایی:

1-               آلبیدو زمین بیشتر می شود که منجر به کمتر شدن میزان جذب تشعشع خورشیدی می شود این نیز سبب

 فرو نشینی هوا یعنی جلو گیری از بارندگی در آن منطقه می شود.

2- آفزایش دمای خاک که به موجودات زنده آن نیز زیان وارد می آورد،سطح تبخیر هم بالا می برد،چون گیاهان باقی مانده هم در مقابل گرمای شدید از یست می رهند به کلی از بین می رود.

3                  - با گرمتر شدن خاک بر اثر دریافت نور خورشید در طول روز میکروکلیمای  آن محل گرمرتر و اختلاف دما در آن منطقه بیشتر می شود.

4                  -  موارد زیر دانه معدنی خاک مانند:رس،لای در اثر فرسایش روفته شده و از آنجا دور می شود،ومواد آلی خاک نیراکسید می شود و خاصیت چسبندگی خود را از دست می دهد.

5                  -  قابلیت نفوذ آب در زمین یا قابلیت ظرفیت ذخیره آب در خاک کاهش می یابد. مانند خشک ماندن خاک ، عدم نفوذ آب و عدم تغذیه آب زیر زمینی ، که سبب تغییر در میکروکلیمای  محل و بیلان آب و رژیم رطوبتیو حرارتی خاک میشود وقادرند شرایط زندگی جانوران و حیوانات منطقه را بدتر کنند و به فرایند غیر قابل برگشت منجر میشوند.

6                  –  کویرزایی : عرصه های پوشیده از نمک یا نمکزارکه غالبن رسی هستند.  

 کویری شدن خاک : یعنی متمرکز شدن املاح درسطح یا نزدیک شدن در سطح زمین در شرایطی که میزان تبخیر و تعرق مطلق سالانه بیشتر از متوسط بارش سالانه آن منطقه باشد بوجود می آید.در این منطقه بدلیل متمرکز شدن نمک قابل رویش برای گیاهان زراعی نیستند . جو،پسته،خرما،یونجه و گیاهان مقاوم به املاح زیاد نمی توانند برویند و محصول دهند اما ممکن است گیاهان غیر زراعی مقاوم به شوری و قلیایی مانند گز، خار، نی و غیره در آن برویند که در آن شرایط کویر های گیاه دار با مراتع کویری به وجود می آیند.

 درخت گز هم شوری خاک را می گیرد و خاک را اصلاح می کند و هم خودش می تواند تولید نمک و شوری برای خاک بکند . با ریزش برگ ها اگر مقدار املاح خاک از یک حدی تجاوز کند (املاح محلول خاک از3 درصد وهدایت الکتریکی مخصوص آن از 53میلی موس بر CM)دیگر هیچ گیاهی قادر به روییدن در آن زمین نخواهد بود در این صورت کویر های واقعی یا فاقد گیاه ولی دارای قشر های نمکی متفاوتی به وجود می آورد . در مناطق مرطوب کشور از گرگان تا آستارا نمی تواند کویر داشته باشد اما درمناطق خشک کشور یعنی در مناطق نیمه خشک ، خشک ، بیابانی و نیمه بیابانی کویر و نمکزار وجود دارد در قسمتی از بیابان لوت کویر یا نمکزار وجود دارد که بیشتر بر اثر جاری شدن رود شور بیرجند به آن جا به وجود می آید.

 

 

شرایط ایجاد کویر: به دو دسته تقسیم می شوند :

عوامل طبیعی:

اول ، کویر اقلیم خشک است ، تبخیر و تعرق بالقوه بیشتر از بارش باشد مناطق مرطوب کویری نمی شوند .

دوم ، منطقه خشک باشد و سطح آب زیر زمینی شور، بالاتر باشد ، نه هر آب زیرزمینی شور بلکه حداکثر 2 تا 3 متری که نیروی کاپیلارتیه (لوله موئینگی)رتبه بر آن موثرباشد و آن را بالا ببرد.

سوم ، منطقه خشک و نیمه خشک،بیابانی و نیمه بیابانی که آب شور در آن جاری باشد.مثل رود شوری که از گنبد های نمکی عبور می کند.

چهارم ، جنس خود زمین شور باشد یا باقی مانده دریا یا دریاچه شور مثل کویر مر کزی ایران

عوامل انسانی : آبیاری با آب شور،ابیاری با آب شور اول خاک را شور می کند و بعد کویر درست می شود.         دوم دادن کود حیوانی شور به زمین.                                                                                             سوم آتش زدن محصولات کشاورزی                                                                                             چهارم دادن کود شیمیایی شور به زمین

بیابان زدایی :

بیابان زدایی برای از بین بردن بیابان به کار می رود-نقش گیاه در بیابان زدایی:گیاه با دو اندام خود باعث می شود که خاک فرسایش نیابد.اندام بیرون به صورت باز شکن عمل می کنند.دوم اندام درونی مانن ریشه از طریق ایجاد هوموس که خاک را نگه می دارد و آنرا تثبیت می کند و مانع فرسایش می شود.

گیاه با دو عمل مانع تمرکزنمک در سطح می شود: اول با ریشه نمک را در حجم گسترده بیشتری پخش می کند.

دوم با اندام خود نمک خاک را جذب و بیرون می دهد مثل گز و یونجه که برای شیرین کردن بیولوژیک خاک استفاده   می شود.

در بیابان زدایی گیاه باعث تثبیت خاک و مانع از فرسایش می شود ولی در کویر زدایی مانع از بالا آمدن و تمرکز نمک در سطح می شود پس بنابراین در بیابان اگر پوشش گیاهی از بین برود خاک فرسایش می یابد ولی درکویر با از بین رفتن گیاه نمک در سطح متمرکز می شود.

یخبندان: به طور کلی یخبندان به شرایطی اطلاق می شودکه در آن هوا در ارتفاع 2/1متری از سطح زمین به صفر یا به زیر صفر درجه سانتی گراد می رسد .یخبندان مرحله انجماد آب است در این حالت به هنگام کاهش دمای هوا تا     نقطه ی انجماد   پوششی از یخ روی سطوح باز تشکیل می شود.پروتوپلاسم گیاهان زنده فقط در یک دامنه ی محدود از دما قادر به ادمه ی فعالیت های خود می باشند اگر دما به حدود نقطه انجماد برسد هیچ گونه رشد گیاهی که از لحاظ کشاورزی حائز اهمیت باشد صورت نمی پذیرد.(اگر گیاهان با سرما سازگاری نداشته باشند اگر دما به صفر نرسد هم خشک می شود)

  بسیاری از گیاهان مناطق گرمسیر و نیمه گرمسیر ممکن است در دمای 5 درجه سانتی گراد خشک شده اند خسارت حاصله ازپایین بودن دما در شرایط عدم یخبندان را ((صدمه سرما))می گویند که در مقابل صدمه یخبندان قرار گرفته است گیاهانی که در معرض خطر صدمه سرما قرار گرفته باشند با اولین یخبندان از بین می روند ازطرفی دیگر بیشتر گیاهان سردسیر ممکن است در دما های پایین بدون اینکه صدمه ببینند منجمد شوند. هرچه اندازه سلول در گیاهان بزرگتر باشد احتمال خسارت یخبندان زیادتر خواهد بود.((ازخطر یخبندان از کار افتادن ویخ بستن موتور هواپیما می باشد))حتی در مورد یک گیاه معین دمایی که باعث از بین رفتن آن می شود بسته به چگونگی تغییرات حرارت،فصل،وضعیت فیزیولوژ یک گیاه و غیره متفاوت خواهد بود.اگر یخبندان سریع باشد گیاه ممکن است در دمایی بالا تر از زمانیکه یخبندان تدریجی صورت گرفته باشد از بین برود. در یک دمای یکسان خسارت وارده به گیاه از یک یخبندان ممتد ممکن است بیش از خسارت حاصله از دوره های متعدد کوتاه مدت باشد. یخبندان مانند دیگر مخاطرات اقلیمی از جمله سیلاب و طوفان یک آفت اقلیمی است. اثر یخبندان برجاده ها و وسیله نقلیه هم قابل توجه است کشاورزان تلاش می کنند محصولاتی تولید کنند که با آخرین یخبندان کشنده رویش بهار و نخستین یخبندان کشنده پاییزی سازگاری  داشته باشند.

انواع یخبندان:

1-یخبندان تشعشعی                                2- یخبندان بادی

یخبندان تشعشعی در شب های صاف و بدون باد زمانی که تشعشع ساطع شده زیاد باشد حادث می شود در چنین شرایطی دمای هوا در لایه هوا نازک سطح زمین با افزایش ارتفاع تدریجن افزایش می یابد.

یخبندان بادی: یخبندان بادی در هر زمانی از روز یا شب که سرعت باد بیش از 4مایل در ساعت باشد هوای خنک را از مناطق سرد وارد سازد بدون توجه به وضع آسمان حادث می شود.

اگر چه یخبندان یکی از عوامل جوی است و به عنوان بحران اقلیمی محسوب می شود.کنترل وقوع آن از دسترس انسان خارج است.اما دانش انسان راهکار های را ارائه نموده است. اگر دمای محیط حداقل تا منفی سه درجه ی سانتی گراد باشد، با استفاده از روش های فیزیکی از سرما زدگی گیاهان می توان جلو گیری کرد. اغلب بیماری گیاهان توسط عوامل زنده به وجود می آید. اما یکی از بیماری های گیاهان که از طریق عوامل غیر زنده ایجاد می شود سرما زدگی آن ها است.

ذرات یخ معمولا در دمای صفر درجه تشکیل می شود ولی ذرات یخی که در دمای صفر درجه بر روی سطح گیاهان تشکیل می شود قادر به نفوذ واخلال در بافت های گیاه نمی شود زیرا سلول های گیاهان دارای نمک های محلول می باشند و نقطه ی انجماد این بافت های گیاهی کمتر از صفر درجه می باشند به همین دلیل حرارتی دمای پایین در اکثر گیاهان با توجه به مقاومتشان متفاوت بوده و کمتر از صفر می باشد.

راه های مقابله و راهکار های محافظت در برابر یخ بندان

1-               استفاده از وسایل گرم کننده مانند بخاری : برای مبارزه با یخبندان نوع تشعشعی  که تنها در طول شب اتفاق می افتد و تداوم شبانه روزی ندارد به کار می رود و در باغ های میوه از آن استفاده شده است برای انجام این کار عوامل اقتصادی نیز باید مد نظرداشت زیرا تنها هدف گرم کردن نیست بلکه باید توجه داشت که این گرم کردن مقروم به صرفه است . این روش به وسیله ی سوخت دیزلی و اغلب 40تا75 پیت در4/0 هکتار نیاز دارد                                          منبع : مبانی آب وهوا شناسی کابردی – دکتر علی محمد خورشید دوست

2-                                  استفاده از ماشین های ثابت مولد بار یا استفاده از هلی کوپتر :

استفاده از این روش به منظور مخلوط کردن نزدیک ترین زائه هوای گرم با هوای سرد روی زمین هم زمان با رخداد پدیده ی اینورژن  می باشد بالگرد ها به میزان 7/1 تا 5/4، درجه ی سانتی گراد بر دمای می افزاید بادبزن های برقی نیز مقدار زیادی برق نیاز دارند و مقرون به صرفه نیست ولی بدون آلودگی می باشد.

3-                                  استفاده از سوخت جامد:

این روش شامل کک های نفتی یا موم های جامد است که بر خلاف سوخت های مایع که نمی توان آن ها را زیر درختان قرار داد این سوخت ها را می توان زیر در درختان قرار داده به علاوه جا به جا کردن آنها آسان است.

4-                                  استفاده از تولید مه مصنوعی با ایجاد ابر های دود و گرد و غبار:این روش به منظور پوشش انعکاس در بالای محطول به منظور کاهش اتلاف تشعشعات از زمین به کار می رود و به ندرت مورد استفاده است. به دلیل ایجاد خطری که برای جاده و رانندگان می کند و در منطق پرجمعیت نز منشا اعتراضات مردم است و مقرون به صرفه نمی باشد.

5- روش حفاظت به وسیله ی پوشش :درختچه ها را توسط پوشش از شاخه و برگ درختان نخل می پوشانند یا تنهی درختان حساس و جوان با خاک متراکم می پوشانند یا از کلاهک های مخروطی شکل پلاستیکی استفاده  می شود (در شب) و در روز برمی دارند وی پوشاندن کاه و حصیر برای حفاظت لایه ی فوقانی از دمای پایین تر است یا اسفنج های آغشته به پروتئین به عنوان عایق در اراضی جمعیتی استفاده می شود.

6- غرقاب کردن و آب پاشی بارانی: با افزایش هدایت حرارتی و ظرفیت حرارتی خاک و نیز ازاد نمودن حرارت نهایی آب و هنگام یخ زدن آب از سرد زیاد سطح زمین جلوگیری می کند.

7- شن پاشی: تولید کنندگان بزرگ کشاورزی در آمریکا هر چند سال یک بار لایه ی نازک شن در سطح زمین می ریزند یک سطح شنی به آسانی گرم شده و به اهستگی نیز در اثر تشعشع سرد میشود. شن همچنین به علت کمبود میزان آب مقدار تبخیر را به حداقل می رساند با شن پاشی می توان درجه حرارت خاک لوم و رسی را تا چند درجه حرارت و خاک های آلی را حتی بیش از آن افزایش دهد و خطرات سرما را کاهش داد.

8- باد شکن ها: جریان هوای سرد ار از بین برده و کاهش میدهد و نیز به عنوام پوششی از در معرض آسمان قرار گرفتن مزرعه در شب جلوگیری کرده و از این راه گیاه را در برابر سرما محافظت می کنند.

یخبندان سطح فرودگاه:

در زمستان سطح فرودگاه یخ بسته خواهد شد که از مشکلات اقلیمی عرض های ج بالاتر است. اگر این اتفاق افتاد چه باید کرد:

یکی از راهکار ها استفاده از پودر نقره ویدید نقره است که برای باربری ابر ها استفاده می شود ولی در این مورد هم کاربرد دارد.

یخبندان سطح فرودگاه: یکی از بحران های اقلیمی یخ بستن سطوح فرودگاه ها و ایجاد مه رقیق می باشد که مانع پرواز هواپیمی می شود برای این کار از یک محلول شیمییایی به عنوان برمور نقره و پودر نقره استفاده میکنند این ماده به سطح یخ زده ی فرودگاه پاشیده و موجب ذوب شدن یخ می شود ویا چنان چه مه غلیظ سطوح فوقانی فرودگاه را فرا گرفته باشد با پاشیدن این مواد شیمییایی این مه ها را تبدیل به باران کرده و در سطح فرودگاه ریزش میکند.

بحران سوم اقلیمی در زمینه یخبندان یخ زدن موتور هواپیما در ارتفاعات بالای جو می باشد اگر چه با استاده از تجهیزات خود هواپیما می توان از یخ بستن خود موتور جلوگیری کرد یا هم در صورتی که دما بیش از حد سرد باشد احتمال یخ بستن موتور هواپیما وجود دارد که منجر به سقوط هواپیما می شود مانند هواپیمای اورومیه در سال 1389

بحران آب ((به عنوان یک بحران اقلیمی))

بحران آب در جهان به 4 دسته تقسیم می شود:

1) کمبود آب شیرین:

چهل درصد مردم جهان با خشکسالی جدی ادواری روبرو هستند

2) تجمع بیش از حد آب در بعضی مناطق:

در هندوستان 90 درصد بارندگی سالانه در فصل بادهای موسمی صورت می گیرد. سیلاب وغرقاب شدن زمین های کشاورزی وآب بردکی زمین های حاصلخیز کشاورزی به دنبال دارد و باعث تهی شدن خاک از مواد غذایی می شود.

3) آلودگی آب: آلودگی آب شامل فاضلاب شهری ، صنعتی و کشاورزی است.

4) بالا آمدن سطح آب دریا ها :  بالا آمدن آب دریا ها به علت گرم شدن تدریج کره زمین اتفاق می افتد- نیمی از جمعیت جهان در مناطق ساحلی هستند که در معرض خطرند- غرقابد شدن مزارع و شهرها ، شور شدن آب زیر زمینی ، مخزن و کارخانه جات حاوی مواد شیمیایی به زیر آب میروند و نابود شدن تالاب های ماهیگیری همچنین خراب شدن تأسیسات بندری و سازه های دریایی و اسکله می باشد.

از نظر سیاسی دسترسی به آب های آزاد و بین المللی برای کشور از نظر ژئوپلیتکی موقعیت ممتاز محسوب می شود این موضوع نقش مهمی در سیاست خارجی آن کشور دارد.

از دیدگاه اقتصادی نیز وجود رودخانه های پر آب در یک کشور بزرگترین سهم را در رونق کشاورزی و تولید برق در آن کشور دارد.

بحران آب از دو منظر بررسی می شود : 1- بحران کمبود منابع آب    2- آلودگی منابع آب

رقابت برای منابع آب چندین مشکل را نیز موجب خواهد شد.

توزیع آب در سراسر منطقه طبقه بندی جدیدی از کشور های غنی و فقیر ایجاد خواهد کرد در این میان دولت های دارای ذخایر آبی غنی در اغلب منطقه خاورمیانه اهرم های اعمال فشار بیشتری برای زیر فشار گذاشتن همسایگان نیازمند خود خواهد داشت که در این مسئله به شدت بر توازن قدرت منطقه ای اثر گذار بوده و منطقه را رو به بی ثباتی پیش خواهد برد . مسئله دوم اینکه کشور های مزبور احتمالا درگیر جنگی مستقیم بر سر کنترل یا تقسیم و تحصیص آب خواهند شد. مسئله سوم اینکه در شبه جزیره عربستان به این حقیقت مربوط می شود که دسترسی به فناوری جدید به منظور کوشش جهت اکتشاف منابع طبیعی و توسعه منابع جایگزین آب حیاتی است. کمبود شدید آب می تواند از طریق توسعه پروژه های مشترک همچون کانال ها ، خطوط لوله آب و ایجاد کارخانه های هسته ای تصفیه آب در مناطق اصلی در مناطق اصلی جبران شود اما اتکای فزاینده به فناوری بالا که متضمن سرمایه گذاری های سرمایه بر می باشد آسیب پذیری منطقه را در برابر خسارت ناشی از یک جنگ ویرانگر افزایش خواهد داد نگرانی مقامات عربستان و اغلب امیر نشینان عرب از این جهت است که ممکن است تاسسیات آب شیرین کن این کشور ها هدف حملات خصمانه دشمن قرار گیرد.

جنگ ها در قرن 21 برای بدست آوردن نفت  وزمین نخواهد بود بلکه جنگ بر سر بدست آوردن منابع آب است. مثل جنگ هند پاکستان بر سر رود ایندوس یا چین و نپال  وهند  وبنگلادش برای رود هایی که از هیمالیا سرچشمه می گیرد در حال حاضر در حال جنگ هستند یا ازبکستان ، قزاقستان و قرقیزستان و ترکمنستان بر سر آودریا و سیردریا ردحال جنگ هستند یا آرژانتین و اروگوئه برسر رودخانه پلات یا آمریکا و مکزیک برسر رودخانه ی کلروادو و ریوکرانده یا عراق  وسوریه در حال جنگ هستند. طی قرن گذشته 7 مناقشه کوچک برسر آب ثبت شده است بر اساس طرح توسعه سازمان ملل تقریبا از هر 3 نفر در جهان یک نفر در کشور های زندگی خواهند کرد که با مناقشه بر سر منابع آب روبه رو است.

مثال : هیرمند در شرق ایران ، ارس در شمال غرب ایران و اروند رود در جنوب از اصلی ترین رود خانه های مرزی ایران هستند که مناقشه های در خصوص آن ها  وکشورهای همسایه وجود دارد.

منبع: دانشمند معاصر امریکایی: مایکل - تی – کلارک مجله جغرافیایی نوین مناظعه.

 چالش های قرن 21: را به چهار موضوع تقسیم بندی کرده اند: 1- پایداری  2- سلامت  3- کاهش آسیب پذیری  4- لذت زندگی  چالش ها را رتبه بندی کرده اند: 1- ایجاد امکان دسترسی به انرژی خورشیدی

2- ایجاد امکان دسترسی به آب بهداشتی در سراسر جهان 3- پیشگیری از ترروسیت هسته ای

بحران تغییر اقلیمی:

تغیر اقلیم از زمانی که مسئله گرمایش زمین و مقوله تغییر اقلیم پیش آمده تا حال حاضر این بحث با فراز و نشیب بسیاری روبه رو بوده است اما اکنون با گذشت چند سال دیگربحث ها از سوی اینکه تغییر اقلیم صورت گرفته یا خیر به سمت                    از عواقب و نتایج آن در قسمتهای مختلف زمین و روشهای جلوگیری از آن سوق پیدا کرده است.

بروز بارشهای خارج از قاعده ، بروز خشکی های خارج از قاعده و یا تکرار وقایع اقلیمی که در گذشته نادر بوده اند و تغییر در دوره بازگشت آنها دیده میشوند.گرم شدن کلی کره زمین اکنون دیگر جایی را برای شک نگذاشته و روندی است که به سادگی قابل اندازه گیری بوده و مورد توافق است. عوامل بروز گرمایش زمین نیز عمدتن شناخته شده و موضوعات آن کمتر مورد جدل است اما آنچه موجد جدل اصلی است  تبدیل بحران اقلیمی به یک بحران سیاسی است و آن عدم پذیرش مسئولیت جهانی است .

برخی از بزرگترین آلوده کنندگان محیط زیست و عاملان گرمایش جهانی هنوز از امضای قراردهای مقابله با این موضوع طفره میروند. وحتی قسمتهای دیگری از جهان اقتصادهایی هستند که تازه حرکت خود را با شتاب به سمت مسیری اغاز کرده اند که جهان سرمایه داری چندین دهه پیش شروع کرده و موجب تخریب محیط زیست میشود. برای نمونه کشور چین با رشدی قابل توجه در اقتصاد بزرگ خود و با چنین جمعیت عظیمی میتواند مخاطره ای بزرگ و عمده برای محیط زیست جهانی ایجاد کند و یک بحران اقلیمی را بسازدو بسیاری ازکشورهای دیگر در حال رشد نیز در تصمیم گیری برای الگوی برخورد با محیط زیست با چنین موضوعی روبرو هستند.

با سود کلانی که شرکتهای بزرگ نفتی در حال حاضر میبرند و شرکتهایی که عمدتن منافع این تجارت پر سود را نصیب خود میسازند هنوز بقدر کافی مجال کار به علاقمندان  انرژی های سالم نمیدهند. اقتصاد سرمایه داری با محوریت قراردادن سود برای صاحبان سرمایه تا آنجایی که مباحث مخاطرات محیط زیست و مقوله گرمایش جهانی با سود انها در تضاد نباشد مخالفتی با آن ندارندد اما  انجا که احساس شود منافعش در معرض خطر قرار میگیرد همه چیز را زیر سوال میبرد.

راهکار بحران  سیاسی  تغییر اقلیم: آگاهی رسانی به تصمیم گیران وبرنامه ریزان کشورها تا تک تک اقشار جامعه

از بین رفتن فقر مادی و فقر اطلاعاتی در قرن بیست ویک جامعه بشری را به هم نزدیک میکند و چالشهای قرن اخیر را به فرصتهایی برای زندگی بهتر جامعه جهانی میکند

جلسه آخر1/2/90

آئروسلها به ذراتی اطلاق می شوند که بصورت پراکنده  ، جامد یا مایع در واسطه گازی قرار گرفته باشند مثل مه دود ، دود سیگار ، دود اتومبیل ، گرد و خاک. بعضی مواقع بصورت ذرات قابل زیست یا زنده نظیر باکتری ها ، جلبک ها ، کپک ها ، اسپور ها (هاگ ها) هستند و بصورت ذرات غیر قابل زیست (غیر زنده) شامل موادی از مانند فلزات ، گرد و غبار و نمک های دریایی طبقه بندی می شوند.

منابع طبیعی: که مستقیما ذرات معلق وارد اتمسفر می شوند عبارتند از نمک دریا ، پراکنده شدن گرد و غبار ، فعالیت آتش فشانی ، آتش سوزی ها در جنگل .6/88 درصد

منابع مصنوعی: ذرات معلق شامل سولفات ها ، نیترات ها و واکنش های فتوشمیایی هیدرو کربن ها. 4/11 درصد

در عرض های میانی و درمنطقه ای که کشور ما قرار گرفته است بیشترین اندازه بارش در زمستان رخ میدهد در نزدیکی عرض جغرافیایی 5/23 درجه یک پر فشار نیمه دایمی این مدار در بر می گیرد این چرخند باعث جریان های نیمه دایمی از تراز های بالای جو به سمت زمین می گردد از این رو در بیشتر اوقات ابری در آسمان شکل نگرفته و آسمانی صاف در کشور ها و به وسژه جنوب ایران دیده می شود.

منشأ گرد وغبار: منظور چگونه تشکیل شدن آن هاست ترکیب گرد و غبار در واع ترکیب همان جسم اصلی است که ازان تولید شده و ممکن است دارای منشأ معدنی باشد یا حاصل از شکستن و تجزیه یافتن سنگ ها و صخره ها باشد و یا ممکن است منشأ آلی داشته باشد مانند : گرد و غبار حاصل از گندم ، آرد ، پشم حیوانات یا منشأ شیمیایی داشته باشد مانند: گرد وغبار از ترکیبات مواد شیمیایی در صنعت مثل کرومات ها ، بی کربنات ها ، بیکرومات ها ایندرید آرسینوم و حشره کش ها.

گرد و غبار از کجا می تواند شروع شود؟خشک شدن زمین ها ، نداشتن پوشش گیاهی

منشأء گرد وغبار: با خشک شدن منطقه و کاهش رطوبتی که از طرف مختلف مانند بارش شوند اثر خود را به صورت وزش باد نمایان می سازد. وزش باد شدید در مناطق بیابانی باعث ساییده شدن ذرات درشت شن وماسه شده آن ها به ذرات ریزتر می شکند و این ذرات با کمترین سرعت باد به هوا بلند شده در هوا معلق می مانند.

اندازه ذرات معلق: برحسب میکرومتر بیان می شود که این واحد یک میلیونم متر است دامنه تغیرات ذرات بین 0002/0 میکرومتر تا  5000%2


 

نوشته شده توسط عباس صحراگرد در یکشنبه یازدهم اردیبهشت 1390 ساعت 17:10 موضوع | لینک ثابت


به نام خدا

در گردش علمی دانشجویان رشته اقلیم شناسی دانشگاه آزاد لارستان که بنا به پیشنهاد جناب آقای دکتر ثروتی استاد درس ژئومورفولوژی و با همت جناب آقای دکتر انصاری رئیس گروه جغرافیا و در معیت جناب آقای دکتر عفیفی یکی دیگر از اساتید این دانشگاه در جزیره هرمز و سد میناب انجام پذیرفت  دانشجویان با پدیده ها و اشکال متفاوت زمین شناسی آشنا شده از نزدیک به رویت آنها پرداختند.تصاویر زیبای زیر بخش کوچکی از این گردش را به تصویر کشیده اند.


 

نوشته شده توسط عباس صحراگرد در جمعه بیست و دوم بهمن 1389 ساعت 10:20 موضوع | لینک ثابت


استاد راهنما

يک روز آفتابي، خرگوشي خارج از لانه خود به جديت هرچه تمام در حال تايپ بود. در همين حين، يک روباه او را ديد.

روباه: خرگوش داري چيکار مي کني؟

خرگوش: دارم پايان نامه مي نويسم..

روباه: جالبه، حالا موضوع پايان نامت چي هست؟

خرگوش: من در مورد ايکه يک خرگوش چطور مي تونه يک روباه رو بخوره، دارم مطلب مي نويسم.

روباه: احمقانه است، هر کسي مي دونه که خرگوش ها، روباه نمي خورند.

خرگوش: مطمئن باش که مي تونند، من مي تونم اين رو بهت ثابت کنم، دنبال من بيا.

خرگوش و روباه با هم داخل لانه خرگوش شدند و بعد از مدتي خرگوش به تنهايي از لانه خارج شد و بشدت به نوشتن خود ادامه داد.

در همين حال، گرگي از آنجا رد مي شد.

گرگ: خرگوش اين چيه داري مي نويسي؟

خرگوش: من دارم روي پايان نامم که يک خرگوش چطور مي تونه يک گرگ رو بخوره، کار مي کنم.

گرگ: تو که تصميم نداري اين مزخرفات رو چاپ کني؟

خرگوش: مساله اي نيست، مي خواهي بهت ثابت کنم؟

بعد گرگ و خرگوش وارد لانه خرگوش شدند.

خرگوش پس از مدتي به تنهايي برگشت و به کار خود ادامه داد.

در لانه خرگوش، در يک گوشه موها و استخوان هاي روباه و در گوشه اي ديگر موها و استخوان هاي گرگ ريخته بود.

در گوشه ديگر لانه، شير قوي هيکلي در حال تميز کردن دهان خود بود.ـ

 

نتيجه

هيچ مهم نيست که موضوع پايان نامه شما چه باشد

هيچ مهم نيست که شما اطلاعات بدرد بخوري در مورد پايان نامه تان داشته باشيد

آن چيزي که مهم است اين است که استاد راهنماي شما کيست؟!!!!


 

نوشته شده توسط عباس صحراگرد در شنبه سی ام مرداد 1389 ساعت 5:58 موضوع | لینک ثابت


اصول و مبانی جغرافیای جمعیت

 

***فصل اول***

اصول و مبانی جغرافیای جمعیت

جغرافیای جمعیت یکی از شاخه های جدید جغرافیاست که از سال 1935 با تلاش  تراورتا و عده ای از جغرافی دانان شکل گرفت و در آن بین انسان و محیط زیست ارتباطی منطقی را به وجود آورد .آنها سعی می کنند مطالب و مسایل مختلف جغرافیایی را با پارامتر های جمعیتی مثل سن ،جنس ،مهاجرت  و عواملی که در رشد جمعیت موثر است و همچنین  توزیع جمعیت و علل پراکنش  آن را مورد تجزیه وتحلیل قرار دهند.

تصور دانشمندان جغرافیای جمعیت شرق که متاثر از مکتب مارکسیستی است بسیار وسیعتر از آنست که در غرب دیده می شود. به اعتقاد جغرافی دانان شرق جنبه های تولیدی جمعیت مهمترین امر در پراکندگی جمعیت ، ساختمان و حرکات جمعیت می باشد. به عبارت دیگر جغرافیای جمعیت را در چارچوب جغرافیای اقتصادی مورد توجه قرار می دهند.

جغرافیدانان قدیمی توجه خاصی به محیط طبیعی و بویژه رابطه آن با انسان مبذول می داشتند.

نظریه تراورتا: تعداد ، تراکم و کیفیات جمعیت زمینه اساسی کلیه مطالعات جغرافیایی را تشکیل می دهند و جمعیت نقطه عطفی است که از آن طریق سایر عناصر جهان مورد توجه قرار می گیرند.و همچنین این عناصر چه به تنهایی و چه به صورت مرکب اهمیت و معنی خود را باز می یابند.

نظریه هوسن: جغرافیا در اصل علم بررسی نابرابری های پراکندگی جمعیت در سطح زمین است. پراکندگی جمعیت همچون ریسمانی است که میتواند در قالبی وسیع رشته های گوناگون  موضوع را به هم پیوند زده و یگانگی اساسی خود را به ویژه در چارچوب جغرافیای ناحیه ای بیان کند.تاکید وی همچنین بیشتر بر اهمیت ذاتی یک مکان جغرافیایی است تا بر نقش عملکرد ی آن مکان.

 جمعیت شناسی  :

جمعیت شناسی یا دموگرافی اولین بار توسط دکتر  آشیل گیارد فرانسوی در سال 1855 به اسم مردم نگاری مطرح شد.

سئوال: تفاوت بین جمعیت شناسی و جغرافیای جمعیت را بنویسید:

در جمعیت شناسی چرایی مهم نیست در صورتی که در جغرافیای جمعیت این مسئله مهم است و به آن پرداخته می شود.

علم جمعیت شناسی جمعیتهای بشری را تنها بعنوان یک موضوع واحد بدون در نظر گرفتن رابطه انسان با محیطی که اشغال کرده مورد توجه قرار میدهد. به همین جهت است که جمعیت شناسان مطالعاتشان را بر تعداد ، ساختمان و حرکات جمعیت و نقش تغییرات آن بویژه در یک واحد سیاسی متمرکز می سازند. در حالیکه دانشمندان جغرافیای جمعیت بر تنوع ناحیه ای از اجتماعات انسانی و رابطه آن پدیده ها ی طبیعی ، فرهنگی و اقتصادی تاکید می ورزند.

جغرافیای جمعیت مانند جمعیت شناسی دانشی کمیتی است  زیرا در مقیاسی وسیع بر ضوابط آماری تکیه دارد. اگر چه هر دو علم نگرشی کیفی نیز دارند.جمعیت شناسان حالات فیزیکی ، ادراکی و شخصیتی جمعیت را تا مرحله برقراری ارتباط با جنبه های کمیتی مورد بررسی قرار می دهند، در حالیکه جغرافیدانان جمعیت در شناخت روابط موجود میان محیط طبیعی از یک سو و جمعیت از سوی دیگر تاکید دارند و می کوشند تا تجزیه و تحلیل این روابط که زمینه اصلی جغرافیای جمعیت را تشکیل می دهد توجیه نمایند.

 شناخت خصوصیات انسانی از نظر زلینسکی 

1-    مشخصاتی که به وسیله  سرشماری جمعیت بدست می آید.  2-    آنجه از سیستمهای ثبت احوال در ممالک مترقی تر عاید می شود.

 بر اساس دیدگاه فوق خصوصیات انسانی به سه گروه زیر طبقه بندی می شود. 

الف: تعداد مطلق جمعیت 

ب: مشخصات جمعیت :

 1-    مشخصات فیزیکی مثل سن ،جنس ،نژاد و ....       2-    مشخصات اجتماعی مثل ازدواج ،فامیل ،مذهب ،سواد ،سکونت و ....                                                   3-    مشخصات اقتصادی مثل شغل ،حرفه ،دآمد و .... 

ج: حرکات جمعیت: مثل مهاجرت ،تولد ،مرگ و میر و باروری و تغییرات جمعیتی.

 حدود و محتوای جغرافیای جمعیت  

مردم در کجا زندگی می کنند؟چرا در آنجا زندگی می کنند؟ در بخشهای مختلف دنیا چند نفر و چه نوع افرادی ساکن هستند؟چه مفاهیمی در ورای این الگوهای ناحیه ای نهفته است؟

اینها سوالاتی است که در ذهن هر انسان کنجکاو را از زمان هرورت تا به امروز به خود مشغول ساخته است و ما نه تنها برای  ارضای این این کنجکاوی که برای کمک راهبردی به پرسش های علمی در جستجوی پاسخ گویی به آن هستیم .

جغرافیای جمعیت هنوز موفق به ارائه نظریات پر بار نشده است.زیرا رشته ی او هنوز دوره آغاز و رشد و جوانه زدن را طی می کند اگر چه مولد اساسی این رشته به اندازه تاریخ انسان قدرت دارد (انسان و محیط)تمهیدات و تکنیک های ضروری برای مطالعه آن به تازگی مهیا شده است.کوتاه سخن اینکه جغرافیدانان جمعیت جنبه های فضایی  جمعیت را در مورد طبیعت به هم پیوسته مکان ها مطالعه می کند.هدف اصلی این رشته از وظیفه مقدماتی بیان این نکته که چه تعداد از چه نوع مردم در کجا سکونت دارند بسیار وسیعتر و عمیق تر است.

  بنابر این جغرافیدان جمعیت با سه مبحث رو به است: 

1-    توصیف ساده مکانی جوامع انسانی و ویژگی های آن (پدیده های بیولوژیکی مثل جنس ،سن ،نژاد)

2-    تشریح اشکال فضایی این جوامع و ویژگی های آن (پدیده های اقتصادی ،اجتماعی ،فرهنگی مثل تهیه مسکن ،شغل ،سواد)

3-    تجزیه و تحلیل جغرافیایی پدیده ی جمعیت (پدیده هایی شامل عناصر دگرگونی و پویا مانند مهاجرت ،زادو ولد،مرگ و میر)

***فصل دوم***

 ارائه اطلاعات جمعیتی بصورت نقشه

 جغرافی دان جمعیت  به طور حتم شمار مطلق افراد را به دست آورده همانند سایر موارد و منابع جمعیتی در جدولی تهیه و تنظیم می نماید ولی این اطلاعات به وسیله اصطلاحات  کارتوگرافی به نقشه تبدیل می شود.ولی باید دانست که هریک از نقشه ها دارای معایب و محاسن خاص خود است که خارج از این بحث می باشد اما می توان نمونه هایی از آن را بیان کرد مثل :  نقشه تراکمی (نقشه کوروپلت)، نقشه سایمتریک ،نقشه آماری پله ای

 چگونگی و کیفیت اطلاعات جمعیتی: 

اساسی ترین شکل جمع آوری اطلاعات  جمعیتی تفاوت آنها در زمان و مکان است.علت اصل این تفاوت عبارت است از :

 1-روش های ابتدایی و ناقص جمع آوری اطلاعات جمعیتی   2-بدبینی مردم نسبت به سرشماری ها و نادیده گرفتن آن

3-ارائه اطلاعات نادرست به ویژه سن و شغل                     4- تغییرات دائمی جمعیت

5-حذف نواحی غیر قابل دسترس                                    6-اختلاف در روشهای جمع آوری اطلاعات و تغییر آن

7- عدم هماهنگی در سیستم  برگزاری آن در کشورهای مختلف    8-تغییرات فراوان در مرزهای کشور

9-اختلاف در برداشت از معانی کلمات (سواد دارد. خوب کدام سواد؟)

 اقدامات سازمان ملل در جهت حل مسایل و مشکلات 9 گانه فوق عبارتند از :

1-    دوره ای کردن سرشماری                    2-    تشریح سئوالات                       3-    تعریف کلمات

انواع اطلاعات جمعیتی ( جمع آوری اطلاعات)

 1-    خصوصیات جمعیت در زمان های معین ، پراکندگی و ترکیب آنها

2-    حرکت و پویایی جمعیت در زمان و مکان (تولد ، مرگ و میر و مهاجرت)

 دو روش جمع آوری اطلاعات:

1-    روش ایستا یا استاتیکststic  بوسیله آمارگیری نمونه ای جهت کسب اطلاعات اختصاصی مثل گرفتن عکس

2-    روش پویا یا دینامیک dynamic جهت کسب اطلاعات مهاجرت ، ازدواج و مرگ ومیر مثل فیلمبرداری

ساحل صاف بندر عباس عامل جذابیت در تجارت است اما ساحل صخره ای در بندر لنگه عامل دفع  آن.

سایر منابع اطلاعاتی: نشریات ، نتایج ثبت نامهای عمومی ، گزارشات وزارت بهداری، دفتر ثبت احوال افراد ناتئان در وزارت کار، آمارو تولیدات ، نشریه ماهانه آمار ، دفاتر انجمن های دوستی ، مراکز ثبت نام انتخابات و...

تاریخچه سرشماری

کهن ترین سرشماری در چین صورت گرفته است. اما نخستین سرشماری مدرن در قرن 18 در کشورهای اسکاندیناوی انجام شده است.اولین سرشماری کامل در آمریکا  و اولین سرشماری در ایران در 1335 انجام شده و هر ده سال یک بار تکرار می شود. بعضی از کشورهای آفریقایی اکنون سرشماری را آغاز کرده اند. هر از گاهی در میان دوره های ده ساله هم آمارگیری انجام می شود مثل عوض کردن شناسنامه ها ، گذرنامه ها و ..... که به آمارگیری کمک می کنند.امروزه کمتر کشوری است که آمارگیری نکند و اطلاعات جمعیتی نداشته باشد هر چند در آفریقا هنوز این کار به صورت ناقص انجام میگیرد.

دوره ای بودن اطلاعات  از خصوصیات یک سرشماری است . انجام کلیه عملیات نظیر جمع آوری اطلاعات ، تنظیم ، تفسیر و ... در یک زمان و مکان معین در قلمرو خاصی صورت میگیرد.

2 نوع سرشماری عبارتند از:

 1- دوفاکتو  de facto  جمعیت واقعی که در بریتانیا استفاده میشود و غائبین شمارش نمی شوند.

 2- دوژور de gure جمعیت قانونی که در آمریکا و ایران استفاده میشود و غائبین شمارش می شوند.

تحرک جمعیت ، دارای چند مسکن بودن و بی خانمانی باعث شد تا سیستم دوژور کم اهمیت جلوه کند . در دوفاکتو هم ممکن است آمار اغراق آمیز باشند مثلا شهرهای توریستی در اوقات خاص .(مشهد در میلاد امام رضا (ع))

از نظر سازمان ملل متحد یک سرشماری عمومی دارای موارد زیر است:

جمعیت کل ، جنس ؛ سن ، وضعیت زناشویی، محل تولد ، شهرنشینی و ملیت ، زبان مادری و تحصیلات ، مشخصات اقتصادی ، اقامتگاه  شهری یا روستایی، بارروری ، خانوار یا ترکیب فامیلی.

انواع مهاجرت ها یا ثبت مهاجرت ها

ثبت مهاجرت ها ضعیف تر از دیگر اطلاعات است و دلیل آن اشکال مختلف مهاجرتهاست. مهاجرت میتواند ارادی و یا اجباری باشد ، ممکن است افقی باشد مثلا" از یک شهر به شهر دیگر" یا عمودی باشد مثلا" از صحرا به کوه" . می تواند درون شهری باشد یا برون شهری.مهاجرت می تواند درون مرزی باشد یا برون مرزی ، می تواند دائمی باشد یا موقتی.

سرشماری ممکن است ایراداتی هم داشته باشد ولی این دلیلی نمی شود که انجام نگیرد بلکه باید تصحیح گردد.

مطالعه واحدهای ناحیه ای

1-    واحدهای اداری

2-    مجموعه ای از واحدهای اداری (غیراز واحدهای سیاسی)

3-     واحدهای ویژه برای مقاصد آماری خاص .

 پیشنهاد رابرتسون:

1-    اختصاص دادن یک واحد محلی بعنوان مرجع برای هر یک از افراد و هر یک از سکونتگاهها

2-     نگهداری دفاتر ثبت آمار افراد و سکونتگاهها بصورت یک بانک اطلاعات آماری

***فصل سوم***

سئوال:چه رابطه ای بین اندازه ومساحت واحدهای محلی با مهاجرت وجود دارد؟

هر چه واحدهای محلی بزرگتر باشد مهاجرت در آن کمتر انجام میشود(کمتر به چشم می اید)وبالعکس.

پراکندگی جهانی جمعیت : توزیع جغرافیایی جمعیت جهان به عوامل زیر بستگی دارد.

1- پراکنش قاره ای جمعیت                                   2 - پراکنش عمودی جمعیت(m5000-0)

3- جمعیت وناهمواری ها                                     4 - تاثیر آب وهوا در توزیع جمعیت

5- جمعیت وانواع خاک                                       6 - عوامل زیستی

7- بیماری وگرسنگی                                          8 - جذب انسانها به وسیله منابع معدنی وانرژی زا

9- پراکندگی جمعیت و فعالیتهای اقتصادی                 10- اثرات تاریخی و اجتماعی

در توزیع جغرافیایی جمعیت جهان باید به نکات زیر توجه داشت :

- دنیای قدیم شامل اروپا ،آسیاوآفریقاست

- آسیا قطب اول جمعیت جهان است

- آفریقا دومین قطب جهان است و دارای تراکم نسبی بالایی است چون جمعیت در برخی مکان ها زیاد و در جای دیگر صفر است.

- پراکندگی جمعیت بر اساس عرض جغرافیایی بسیار متنوع و متغیر است به طوریکه از صفر تا بیست درجه 20% و سایر موارد به شرح زیر است.

در نیمکره شمالی 90% جمعیت جهان و در نیمکره جنوبی 10 % زندگی می کنند.

از آن 90% نیمه شمالی 20% بین صفر تا 20 درجه ، 50 % بین 20 تا 40 درجه ،  20% بین 40 تا 60 درجه ، 5% بین 60 تا90 درجه زندگی می کنند و5 % باقی مانده در جاههایی هستند که قابل شمارش نیستند.

در نیمکره شمالی 4 قطب جمعیتی وجود دارند.          1 - جنوب آسیا             2-شرق آسیا      3 –اروپا      4-شمال و شرق آمریکای شمالی

گروههای دیگر که قطب های ثانوی را شامل می شوند عبارتند از :

1-    ساحل برزیل                              2-دره نیل                              3-قسمت هایی از آفریقا

وجود کشورهای بزرگی مثل چین ،هند ،و کشورهای کوچکی مثل واتیکان از عجایب زمین است .چین 000/000/300/1نفر و واتیکان فقط 700 نفر جمعیت دارد.

تراکم جمعیتی در کوهستانها خصوصا در عرض های متوسط و بالا از عوامل بسیار قابل توجهی هستند که در اثر خشکی نواحی پست ، محل تمرکز انسانها میشود  که سختی زندگی و خشکی فلاتهای داخلی آسیا بهترین نمونه این حالت می باشند.

نواحی پایکوهی یعنی مناطق حد فاصل بین دو محیط متفاوت کوه و جلگه می باشد. این نواحی اغلب از مراکز تراکم جمعیت به حساب می آیند.

حرارت زیاد به تنهایی مانع اسکان جمعیت نیست ولی این عامل در ترکیب با بارندگی کم ونا منظم موجب زایل گشتن شرایط سکونتی می گردد.

بطور خلاصه پراکندگی های جمعیتی را نمیتوان فقط با اشاره به یک زمان معین توجیه کرد . این پراکندگی ها بطور مداوم در پاسخ به تغییر تاثیرات و ارزشهای انسانی تغییر می نماید. از طرفی تغییرات در توزیع جمعیت دستخوش دو عامل اصلی مهجرت و رشد طبیعی(اختلاف زاد و ولد ومرگ ومیر) می باشد.

تراکم و پراکندگی جمعیت

·  توزیع فضایی جمعیت :جمعیت ساکن کره زمین هرگز به صورت یکسان و یکنواخت پراکنده نشده استو این ناشی از عوامل متعددی است.نابرابری های تقسیمات اداری،تنوع محیط طبیعی ،پویایی جمعیت و ناهماهنگی اقتصادی از عوامل اصلی این پراکندگی محسوب می شوند.

·  تراکم جمعیت :رابطه بین تعداد افراد و فضایی که اشغال می کنند را تراکم جمعیت گویند که این تعریف اولین بار توسط هنری هارنس مطرح شد.

مشکلات اساسی در استفاده از شاخص های تراکمی

آمار جمعیتی جهت واحد های سیاسی و اداری تهیه شده تا نواحی جغرافیایی (مثلا در یک شهر کوهها ،دریاچه ها ،باتلاقها و ..... هم جزو مساحت آن محسوب میگردند در صورتی که در یک شهر دیگر  هم ارضی قابل استفاده اند بعد گفته می شود در هر کیلومتر از اولی یک نفر زندگی می کند  و در شهر دومی صد نفر بنابر این تراکم در دومی بالاست ولی شاید در شهر اول اراضی قابل استفاده و تراکم واقعی خیلی بیشتر از شهر دومی باشد.

1-    تراکم تنها نشان دهنده میانگین نسبی است و نشان دهنده واقیت ها نیست .

2-    نقشه های پراکندگی تابع ضوابطی برای مقاصد اداری و سیاسی هستند .

3-    وجود تفاوت بین نقشه های جمعیتی کرولوپلت و خطوط همگن ایزوپلت

نقشه های جمعیتی نشان دهنده ازدحام یک منطقه است .

خطوط همگن نشان دهنده نقاط دارای تراکم یکسان است .

پراکندگی جمعیت در رابطه با کاربری زمین

·        تراکم طبیعی یا فیزئولوژیکی (جمعیت یه نواحی قابل کشت )نواحی غیر قابل کشت حذف می شود.

معایب:1- زمین که در مناطق صنعتی و شهری کارایی کشت ندارد.

2-زمین غیر قابل کشت که الزاما بی مصرف نیست.

3-آمار دقیقی از زمین های قابل کشت در دسترس نیست .

4-آمار دقیقی از زمین های قابل کشت و کشت شده وجود ندارد .

·        تراکم کشاورزی (بیو لوژیکی ):یعنی مقایسه انسان و زمین های زیر کشت .

عیب:مقایسه همه محصولات از لحاظ غذایی بودن کاری است مشکل مثل گندم ،جو ،قهوه ،پنبه که حتی اهمیت آنه نیز ترتیب داردو شاید برخی غذایی نباشد.

·        تراکم مقایسه ای: (توسط وینسنت vinsent)

بیان می دارد که زمین ها بر اساس ارزش درجه بندی شوندو در مقیاس با انسان سنجیده شوند.

·        تراکم حد بحرانی(توسط آلان):بیان می دارد که ظرفیت پذیرش هر منطقه در ارتباط با توان آن منطقه است در این تعریف سه حالت وجود دارد:

1-جمعیت به حد بحرانی برسد و سپس کم شود .

2--جمعیت به حد بحرانی برسد و سپس کم شود  ولی زمین توان از دست رفته خود را باز یابد .

3-جمعیت به حد بحرانی برسد و زمین توان خود را از دست بدهد و هیچ نیرویی برگشت پذیر نباشد.

·        پیدایش ،تحول و تکامل جغرافیای جمعیت

مطالعه جمعیت و مسائل مربوط به آن به لحاظ گستردگی موضوع و طیف وسیع آن منجر به پیدایش دیدگاههای مختلف در بین جغرافیدانان شده است که خود موجب مباحثه و منزعه بین جغرافیدانان و رشته های  علمی مجاور مثل جمعیت شناسی گردیده است اکنون این سوال مطرح میشود که جغرافیای جمعیت با توجه به مفاهیم گسترده چگونه می تواند قلمرو خود را از رشته هایی مثل جامعه شناسی و جمعیت شناسی جدا نماید.پاسخ چندان ساده نیست .در جغرافیای روستایی یا شهری یا اقتصادی تمرکز روی یک مبحث در خصوص یک شهر یا روستا است.اما مساله جمعیت به لحاظ گستردگی و محتوا و طیف به دلیل وصل بودن به جغرافیا آن را به کلیت رسانیده است لذا با توجه به دو کلمه جغرافیا و جمعیت که هر دو در حال تغییرند  و پویا هستند و ایجاد مباحث کلی مینمایند محدوده آن را گسترده تر نموده است.

اگر مطرح شود تعریف ،تعریف قانع کننده ای از جغرافیای جمعیت ارائه نشده است غیر معقول نیست ،همچنان که روی تعریف جغرافیا توافق کلی وجود نداشت و اختلاف دائمی بین جغرافیدانان وجود دارد.اما همه بر این موضوع توافق دارند که :جغرافیا یکی از شاخه های علوم اجتماعی است که حق تقدم را به جنبه های فضایی پدیده ها می دهد.تا سال 1950 توجه بیشتر به جمعیت شناسی بود تا جغرافیای جمعیت در سال 1951 پیر ژرژدر کتاب مقدمه ای بر مطالعه جغرافیای جمعیت دنیا و بعد از او تراورتا با انتشار مقاله ای تحت عنوان بحثی در جغرافیای جمعیت باب مطالعه و مباحثه جغرافیای جمعیت را باز نمود.

 

 

 

 

 


 

نوشته شده توسط عباس صحراگرد در یکشنبه ششم تیر 1389 ساعت 0:5 موضوع | لینک ثابت


روش محاسبه بیلان آبی تورنث ویت

روش محاسبه بیلان آبی  تورنث ویت

1-     (T)  میانگین دما را وارد می کنیم.

2-     (I)  تعیین ضریب حرارتی ماهانه با کمک جدول 4-4. برای بدست آوردن ضریب حرارتی سالانه  ضریب حرارتی 12 ماه را با هم جمع می بندیم.

3-     (Unadj PE)  تبخیر و تعرق بالقوه تعدیل نشده روزانه. ابتدا ردیف عمودی در جدول 5-4 را با توجه به ضریب حرارتی سالانه در پایان ردبف دوم پیدا نموده و دما را از ستون سمت چپ پیدا  و تقاطع را می نویسیم . از 26.5 درجه سانتیگراد به بالا از جدول 6-4 استفاده می کنیم.

4-     (  (PE  در جدول 7-4  به کمک عرض جغرافیایی و ماه مورد نظر عدد تقاطع را پیدا نموده در عد تقاطعی  مرتبط جدول 9-4 ضرب کرده حاصل را در ردیف 3 مربوط به ماه معلوم را ضرب و حاصل نهائی را در ردیف 4 می نویسیم.

5-     (P) میانگین بارش را وارد می کنیم.

6-    (P-PE)   میزان بارش منهای  تبخیر و تعرق ماهانه را وارد کرده مجموع اعداد مثبت و منفی را جداگانه به دست آورده در ستون آخر سمت راست یادداشت می کنیم. اگر حاصل جمع منفی بیشتر بود یعنی مقدار بارش کفایت تبخیر را نداشته و اقلیم خشک است و بالعکس اقلیم مرطوب می باشد .

7-    (Acc Pot WL)   اگر اقلیم مرطوب بود آخرین ماه مرطوب را 0 می دهیم و با قدر مطلق عدد ماه بعدی جمع بسته در این ردیف می نویسیم و ادمه می دهیم تا منفی تمام شود. اگراقلیم خشک بود آخرین ماه مرطوب هم مقداری کم دارد . برای محاسبه نیاز آبی آخرین ماه مرطوب به شرح زیر عمل می کنیم:

      ابتدا از جدول 10-4 گنجایش رطوبتی خاک را به دست می آوریم.بعد با مراجعه به جدول

     18-4 نیاز آبی  را در دیواره و آب باقی مانده در خاک را در بدنه  معلوم می کنیم.سپس عدد مر بوط به زیگمای منفی را  از دیواره جدول به دست می آوریم  و عدد مقابل آن را از بدنه جدول یافته با زیگمای مثبت جمع می بندیم. حاصل را از بدنه جدول پیدا نموده عدد مقابل دیواره را استخراج می کنیم.عدد به دست آمده را با زیگمای منفی جمع بسته و مجددا مانند بار قبل عمل میکنیم.و این مراحل را تکرار میکنیم تا عدد تکراری حاصل شود عدد تکراری به عنوان نیاز آبی آخرین ماه مرطوب تلقی می شود. که آن را برای آخرین ماه مرطوب نوشته با بقیه اعداد به صورت تجمعی جمع می بندیم.

 

8-     (ST )برای محاسبه آب باقی مانده در خاک ابتدا ماه های خشک را انتخاب کرده و نیاز های آبی هر ماه را از دیواره جدول به دست می آوریم و از بدنه جدول آب باقیمانده در خاک آن ماه را استخراج و در جدول می نویسیم. این کار را ادامه می دهیم تا به اولین ماه مرطوب برسیم . آب باقیمانده در خاک آخرین ماه خشک را با عدد ردیف 6 که نشان دهنده مازاد آب آن ماه می باشد جمع بسته برای اولین ماه می نویسیم .ادامه می دهیم تا به حداکثر برسیم (200 یا 300 یا ...) دیگر جمع نمی بندیم چون خاک بیش از این آب  جذب نمی کند.

9-     (ΔST) جهت محاسبه تغییرات ماه به ماه رطوبت خاک ، ابتدا عدد ردیف آخرین ماه سال (دسامبر) را از عدد اولین ماه سال (ژانویه)کسر کرده برای آن می نویسیم. برای بقیه ماه ها آب ذخیره در خاک آن ماه رااز ماه بعد از خود کسر می کنیم.( - رطوبت خاک در حال مصرف شدن است. + رطوبت خاک در حال ترمیم است)

  10 - (AE )در ماه هایی که میزان تبخیر و تعرق بالقوه مساوی یا کمتر از بارش می باشد میزان تبخیر و تعرق بالفعل مساوی تبخیر و تعرق بالقوه است. برای بقیه ماه ها میزان تبخیر وتعرق بالفعل مساوی با بارش به اضافه قدر مطلق تغییرات ماه به ماه مثبت رطوبت خاک است.

   11- (D )برای محاسبه کمبود آب ماهانه ابتدا تبخیر و تعرق بالقوه را منهای تبخیر و تعرق بالفعل می نماییم. اگر میزان تبخیر و تعرق بالقوه و بالفعل با هم برابر باشند کمبود آب  ماهانه برابر صفر خواهد بود.در ماههایی که دما زیر صفر است اگر گنجایش رطوبتی خاک (آب باقیمانده در خاک) به اندازه ظرفیت رطوبتی خاک یا بیشتر از آن بشود در اینجا همان عدد را می نویسیم.

12 - (S )برای تعیین میزان مازاد ماهانه برای اولین ماه مرطوب از رابطه (P-(PE+ΔST و سایر ماه ها از رابطه  P-PE  استفاده میکنیم.

13- ( RO)  برای محاسبه روانآب  در اولین ماه مرطوب میزان مازاد آب را نصف کرده  می نویسیم.برای ماه دوم نصف ماه قبل را با مازاد آب آن جمع بسته و نصف حاصل جمع را یادداشت می کنیم و .... تا عدد یک به دست آید آنگاه تا آخرعدد یک را ادامه میدهیم.


 

نوشته شده توسط عباس صحراگرد در شنبه پنجم تیر 1389 ساعت 14:38 موضوع | لینک ثابت


محاسبه زاویه تابش

 

 ((روش محاسبه زاویه تابش)) 

ابتدا برنامه Q.Basic  را نصب می کنیم

سپس:

1-  Run  را میزنیم

2-  File  را باز می کنیم

3-  Open

4-  Ssm-bas را انتخاب می کنیم

5-  Run

6-  Start

7-  وارد نمودن عرض جغرافیایی

8-  Inter

9-  مشاهده جدول در Result

 

تغییرات آب و هوایی دوران چهارم در ایران –  در مرحله شناختن

مارتین کهل

با پنج شکل و یک جدول

تاریخ دریافت 10 دسامبر 2008 تاریخ پذیرش 19  ژانویه 2009

خلاصه : آب و هوایی ایران که بیشتر مدیترانه ای است تحت تاثیر سیستم های فشار جو فوقانی سیبری و جریان های ضعیف از سمت غرب و باران های ( یا بادهایی که این باران ها را تولید می کنند) سیل آسای جنوب غربی قرار دارد در گذشته مکان وشدت این سیستم ها تغییر نمود واحتمالا موجب تغییرات آب و هوایی واثر گذاری بر تغییرات سطح زمین در این کشور که از لحاظ بوم شناختی متنوع است  گردید .

اخیرا شواهد تازه ای از تغییرات آب و هوایی دوران چهارم درایران ارائه شده است .این گزارش به اختصار وضعیت اطلاعات موجود ودور نمای پژوهش های دیرین شناختی آب و هوایی در آینده ایران را شناسایی می نماید .

استنباط های مرتبط با آب و هوا شناسی دیرین بر مبنای شواهد ژئومورفیک واخیرا نیز بر مبنای تفحصات استراتیگرافیک از جمله تعیین سن رسوبات بوده است . در شمال وغرب آب وهوای ایران بین وضعیت آ ب و هوایی سردو خشک طی دوران Stadial و گرم ومرطوب طی Interglacial (بین یخبندان ؟) متغیر بوده است . رسوبات دریاچه ای و انباشته های  خاک زرد ( رس ) نیز دال بر افزایش رسوبات دردوران Interstadial یخبندان انتهایی و نزدیک به انتهاست .

در غرب ایران Dryaهای جوانتر و هولوسن پست تر ( پائین تر )به احتمال زیاد باشرایط آب وهوایی خشک مشخص می شوند . به طورکلی ( من حیث المجموع ) پدیده ها وچرخه های آب وهوایی که در سایر نقاط دنیا ناشناخته شده اند بندرت در ایران مستند شده اندو تصویر ما از تغییرات آب و هوایی گذشته پراکنده و ناقص است .

اطلاعات proxy و داده های ژئو کرونولوژیکال (Geochronological) بیشتری مورد نیاز استبه ویژه برای مرکز جنوب ایران.

آثار رسوبات دریاچه ها و پلایا ها (playa) همچنین انباشته های خاک زرد دارای توان بالقوه ای قدرتمند برای شناسایی علایم آب و هوایی و اطلاعات آب و هوای دیرین غارگونه ها (Speleolhems) و یا سه حلقه ای هاست که تاکنون به بحث کشیده نشده است .

مقدمه : دوران چهارم دوره سرد شدن سراسری زمین و تغییرات آب  و هوایی بارز از دوره پیش یخبندان ؟ ( interglacial بین یخبندان ) به یخبندان و پیش Stadial به Stadial  است همان گونه که به عنوان مثال در مقادیر ایزوتوپ اکسیژن(         ) رسوبات دریای عمیق و کانون های یخی بدست آمده است .

O

18

8

طی زمان میلانکویچ ( Milankovitch chrom ) ( برگ 1994 ) زمان بندی تغییر آب وهوا با تغییرات ژئومتری زمین – خورشید در دوره های 100000 ساله (ka100) ، Ka40 و Ka 23 همبستگی دارد که بترتیب مر بوط است به تغییرات اکس سنتریک ( Ex centric ) مورب بودن و Preccession مدار زمین .

O

18

 


 

8

علاوه بر این نوسانات در مقیاس میلیونی در مقادیر        که اصطلاحا پدیده دانسگارد – اویشگر نامیده می شود ( دانسگارد و همکاران 1993 ، جانسن و همکاران 1992 )

مراحل سرد شدن تدریجی در آغاز یک دوره Stadial  و تغییرات سریع دما در آغاز inter stadial  را مستند نموده اند علت این نوسانات ممکن است انحراف در جریانات سطح اقیانوس ها ، نفوذ لایه های یخی ، انحراف در فعالیت لکه های خورشیدی و ناپایداری در سیستم دی اکسید کربن (Co2 ) جو باشد . هر چند پدیده های دانسگارد –اویشگر در بسیاری از نقاط دنیا به ثبت رسیده است ( ووئلکر 2002 ) روشن نیست که آیا این نوسانات کوتاه مدت آب و هوایی در تمام جهان رخ داده است . گسترش فضایی سایر علائم آب و هوایی همچون پدیده های هاینریش یا پدیده Ka 2/8 ( رولینگ و پالیک 2005 ) نیز به صورت ناکافی شناخته شده است .فراوانی ( بسامد ) جهت و زمانبندی تغییر آب و هوا در ایران و آسیای غربی به طور کلی در مقایسه با ادبیات گسترده در سایر نقاط کره زمین به صورتی پراکنده مستند شده اند . شرایط آب و هوایی در ایران اصولا از سیستم های فشار سیکلون ها از سمت غرب ، ارتفاعات سیبری و باران های سیل آسای جنوب غربی تبعیت می کند .

طی دوران های چهارم احتمالا این سیستم ها شدت و محل های نسبی خود را تغییر داده اند  و بنابر این نفوذشان بر آب و هوا متفاوت است .

به منظور باز سازی این تغییرات شواهد در مورد تغییر آب وهوا در دوران چهارم در ایران مورد نیاز است .

این امر به درک بهتر ما از تغییرات سطح زمین ( landscape ) در ایران وکمر بند خشک دنیای قدیم به طور کلی یاری می رسانند .

شواهد مربوط به نوسانات آب وهوایی پلیستوسن و هولوسن در ایران از سیستم های  ژئومورفیک شامل رسوبات دریاچه ای ( به عنوان مثال ون زایت و ورکوف 1963، ون زات و پوتما 1977 ، کلتس وشهرابی 1986 ، اد جمالی و همکاران 2008 ، رمضانی و همکاران 2008 ) پلایا ها یا کویر ها ( کرینسلی 1970 ) ردیف های خاکی ( ( morain ) باقیمانده از یخچال ها ( به عنوان مثال بوبک 1973 ، هاجدورن و همکاران 1975 ، کوهل 1976 ، 2008 پرئو1984 ) ونواحی اطراف یخچال ها ( به عنوان مثال هاجدرون و همکاران 1978 ) تل های نمکی ( بوشه وهمکاران 2002 ) رسوبات آبرفتی ( شارلو 1958 و تا- فینزی 1967 ) Pediment  ها و Fan  های آبرفتی ( وایز 1974 ، رگارد و همکارن 2006 ) و همچنین تراس های آب شور وآبرفتی( اهلرز 1969 ، 1971 ، گرونرت 1977 ) اخیرا رشته های خاک زرد ( loess ) نیز مطالعه شده است ( لطیف 1988 ، کهل و همکاران a2005 ، b 2005 ، فریشن و همکاران در مطبوعات ).

این گزارش به منظور شناسایی شکاف اطلاعاتی موجود ونیاز های پژوهشی و گشودن چشم انداز های نو برای پژوهش های آب و هوا شناسی دیرین ( کهن ) در این ناحیه ، این شواهد را به اختصار بررسی می نماید .

2- آب و هوای کنونی ( modern )

1-

حدود 75 % کل سرزمین ایران تحت تاثیر آب و هوای خشک ونیمه خشک با میزان بارندگی سالانه از تقریبا 350 میلی متر تا کمتر از 50 میلی متر است .

1-

به همراه میان تبخیر بالقوه تا 3000 میلی متر بر a  ( mma3000 ) کمبود رطوبت در نواحی خشک عموما بیش از mma800  ( اهلرز 1980 ) است .

علت این خشکی تا بیش شدید آفتاب وبادهای شمالی به غرب و شمال به شرق است که توده ها ی هوای خشک را منتقل می کند .

این علت با وجود رشته کوه های بلند البرز  و زاگرس تقویت می گردد . ( شکل 1 ) که مانع ورود هوای کم فشار شمال به غرب و شمال به شرق از خزر ودریای مدیترانه به فلات ایران می شود .

جابجایی ( convection) توده هوای پر رطوبت موجب بارندگی شدید درنواحی پست خزر رشته کوه های شمالی البرز و بخش های شمال غربی زاگرس می شود که غالبا از mma 1000 تجاوز می کند .

بعلت میزان رطوبت نسبتا کم در نتیجه پوشش ابر بیشتر و ارتفاعات در این نواحی رطوبت اضافی از mma  1200 تجاوز می نماید .( اهلرز 1980 )

بیشتر بارندگی ها طی ماه های اکتبر تا آوریل نازل می شود به جز در نواحی پست خزر که بارندگی به صورتی یکنواخت تر در طول سال رخ می دهد . ( شکل 1 ) (( میانگین میزان بارندگی سالانه و داده های مربوط به دما از ایستکاه های هوا شناسی انتخاب شده در ایران درجدول 1 نشان داده شده است . در نواحی پست خزر یک شیب طولی بارندگی در میانگین میزان بارندگی سالانه  نشان داده شده است که از تقریبا mm 1850 در بندر انزلی در غرب تا تقریبا mm435 در گنبد کاووس در شرق کاهش می یابد میزان بارندگی در مناطق مرتفع ایران و نواحی پست جنوبی دشت خوزستان و سواحل خلیج فارس کمتر از ma350 است )

1-

از سرزمین مرتفع ایران دمای میانگین سالانه از c 9 در اردبیل و فیروزکوه تا c22 در زابل است ( جدول 1 ) .

پائین ترین دمای میانگین روزانه در ماه ژانویه بین c9/3 تا c 6/8 به ثبت رسیده است . در حالیکه بالاترین دمای میانگین روزانه در ماه جولای میانگین ماهانه حداقل و حداکثر دمای روزانه در نواحی پست جنوبی بیشتر است.

 اما اختلاف بین گرمترین و سرد ترین ماه ها یعنی دامنه میانگین دما در بخش های مرکزی ارتفاعات بیشتر است.

 در دره های سفید رود و زاینده رود به عنوان مثال شیب دما و بارندگی منطقه ای کاملا نمایان است . این شیب ها در داده های منعکس نشده است .

شیب های هیپسو متریک ( Hypsometric ) دما و رطوبت به علت فقدان ایستگاه های هوا شناسی در به خوبی ثبت نشده اند.

وزش عمومی باد در ایران طی ماه های زمستان از شیب های فشار هوا بین آنتی سیکلون های سیبری و سیستم های کم فشار استوایی تبعیت می کند .

در تابستان یک جریان کم فشار بسیار گرم در بخش جنوبی مرکزی ایران ایجاد می شود ، (گنجی 1968 )

و یک هوای نسبتا کم فشار بر اوراسیا ( اروپا- آسیا ) غالب می شود .

 این امر منجر به وزش بادهای شمالی به غرب و شمال به شرق به سمت اقیانوس هند از اکتبر تا آوریل بادهای غربی حاصل از ورود هوای کم فشار از مدیترانه شرقی در طول تروف های ( هوای کم فشار بین دو هوای فشار ) الگوهای جریان soohpa  بر ایران چیره می شود .( علیجانی 2002 )

سیستم های باد منطقه ای شامل باد های 120 روز شمالی به شمال غربی طی ماه های مه تا سپتامبر درمناطق مرکزی و شرقی و شمال ( North ) است که در طول سواحل شرقی خلیج فارس می وزد و دارای حداکثر شدت در ماه ژوئن وجولای است و یک باد فوئن گونه ( Foehn-type ) «گرمسیل » است که می تواند در بهار در وجوه شمالی کوه های کوپه داغ والبرز رخ دهد . ( میدل ترن a1986 )       

باد های شدید اغلب موجب طوفان های شن که فراوانی آن ها بویژه در ارتفاعات مرکزی بیشتر است جائی که 7/80 و 24 روز در سال با طوفان های شن در شهر های زابل ویزد ثبت شدهاست .( میدل تون b1986 )

تنها بلندترین ارتفاعات البرز و زاگرس مانند کوه دماوند ( m.a.s.l5671 ) علم کوه ( m.a.s.l4850) کوه سولان (m.a.s.l4811 ) و زرد کوه ( m.a.s.l4548 ) دارای مقاری کم یخچال اند و خصوصیات یخ زدگی و ( یخبندان ) و nivation  فعال از خودنشان می دهند . ( بوبک 1963 ) .

کل اندازه یخجال های کنونی به حدود 20 کیلومتر مربع می رسد ( فرینگنو 1988 )

 در زاگرس جنوبی و جنوب شرقی ایران بلند ترین قله ها با ارتفاعاتی بیش از 4000 متر ظاهرا به خط برفی موجود نمی رسند که می توان علت آن را تغییر حالت گنبدی شکل خط برفی در بالای فلات خشک مرکزی دانست ( پرئو 1978 ) .

با این وجود شیب کوه ( m.a.sl 4060 ) واقع در جنوب غربی شهر یزد لکه های برف دائم در شیب های شمال شرقی خود دارد ( گرونرت و همکاران 1978 )

متاسفانه داده های جدید تر در مورد گستره ی یخچال ها در ایران در ادبیات علمی در دسترس نیست و اثرات احتمالی گرم شدن زمین بر گستره ی یخچال ها از 1980 به بعد برآورد نشده است.

3- هوای پلیستوسن - پست تا میانه

برای پلیوسن تا پلیوستوسن پایین تر شرایط آب و هوایی کمی مرطوب تر از امروز توسط بوبک ( 1963 ) که گمان می نمود رسوبات قهوه ای و لایه های رسی بخش 350 متر ضخامت پست تر کویر در مسیله ( playa قم ) که توسط هوبر ( 1960 ) توصیف شده بود تحت محیط دریاچه ای شبه دائمی پر شده است - استنباط شده است.

محتمل است که طی همین دوره گودال کم عمق و وسیع ( basin) لوت که از سیلیکانیک های رس ته نشین افقی گسترده شده وشبکه های تبخیر شده پر شده ات حکایت از یک محیط کهن دریاچه ای بسته دارد ( بوبک 1969 ، کرینسلی ، 1970 درش 1976 ) متعاقبا این رسوبات بر اثر باد حاصل از افزایش خشکی فرسوده شده اند ( فرسایش یافته اند ) تا یار دانگ های بزرگ ( giant yardangs ) کویر لوت را تشکیل دهند .( کویر لوت شکل 1 )

بخش های فوقانی کویر مسیله احتمالا از رسوبات پلی ستوسن پائین تر تا انتهای یخبندان پسین پر شده است ( وورم ) .این رسوبات از ردیف های متناوب 5- 4 مخزن نمکی و رسوبات قهوه ای تا سبز و لایه های رسوبی دارای ماسه تشکیل شده است . مخزن های نمکی در محیط Playa تحت شرایط آب و هوایی خشک تشکیل شده است در حالی که لایه های بعدی به عنوان شاخصی از شرایط آب و هوایی سرد با کاهش تبخیر و دریاچه های بیشتر تفسیر می شوند ( بوبک 1963 ، کرینسلی 1970 )

تغییرات آب و هوایی طی پلیس توسن میانه در رسوبات خاک زرد شمال ایران نیز منعکس شده است ( کهل و همکاران b2005 ، فریشن و همکاران در مطبوعات شکل 2 ) به طور کلی انباشت خاک زرد شامل یک سری فر آیند های کنترل شده آب و هوایی شامل تولید ذاراتی به آندازه رسوبات ، کاهش حجم آن ها ( deflation ) انتقال eolan و رسوب گذاری  ( deposition ) و انتقالات رسوب گذاری همزمان و پسین و از جمله شکل گیری خاک است ( به عنوان مثال پسی و 1990 ، گاردنر و رندل 1994 ، پسی و ریشتر 1996 ، پایی 1995 ، اسمالی 1995 و رایت 2001 )

 

خاک های زرد هوازده نشده ( فرسایش نیافته ) می تواند با مراحل stadial همبستگی داشته باشد که منعکس کننده شرایط آب و هوای خشک ( وسرد ) طی دوران انباشت گرد وغبار تحت پوشش گیاهی متفرق است در حالیکه افق های paleosol دلالت بر هوای نسبتا مرطوب تر ( و گرمتر ) و پوشش گیاهی جنگلی و استپی طی دوران کهن inter stadial و interglacial باشد ( به عنوان فینک و کولا 1977 دودونف 1991 ، برونگر 2003 ، روتر و همکاران 2003 ) در  دره سفید رود و کوهپایه های شمالی البرز رسوبات خاک زرد در بردارنده چندین paleosol تحت پوشش گیاهی جنگلی ایجاد شده اند و احتمالا با مراحل ایزوتوپ اکسیژن 7و 9 و یا Interglacial  کهن تر همبستکی دارند ( شکل 3 ) علاوه بر این دوافق Paleosol  ضعیف ( افق خاک های قهوه ای خاک های استپی ) با رسوبات خاک زرد مراحل ایزوتوپ اکسیژن 6 در هم آمیخته اند تا نخستین شواهد interstadialپلیستوسن میانه در ایران را عرضه کنند .( کهل و همکاران b 2005 ، فرشن و همکاران 2009 ) بر آورد های chronstratigraphic  تشکیل paleosole در خاک زرد شمال ایران مبتنی بر تعیین سن فیزیکی رسوبات ته نشین شده با استفاده از روش لومینسانس و شمارش از بالای خاک های احتمالا interglacial  است .

این امر حاکی از آن است که شواهد کامل خاک زرد الزاما معتبر نیست .

با این وجود فرضیه پیشین چرخه های تکراری هولوسن ارانباشت  خاک زرد و تشکیل خاک در شمال ایران باید مردود شناخته شود . ( بوبک 1974 ،1955 باربیر 1960، اهلرز 1971 پالوسکا و دگن 1980 )

اخیرا جمالی وهمکاران (2008) غییرات چرخه ای طیف های pollen ( دانه گرده ؟ ) د رهسته های رسوبی به طول 100 متر دریاچه ارومیه ، یک دریاچه بزرگ ( 5 کیلومتر مربع ) فوق العاده شور ( بیش از 200گرم نک در لیتر ) کم عمق ( 12 – 8 متر ) که در شمال غربی ایران قرار دارد شناسایی نموده اند ( شکل 1 ) برش های هسته ای ( کانونی ، مرکزی )با درصد بالای دانه های گرده گیاهی (  AP ) با مراحل ایزوتوپ اکسیژن a7 ، e5 ، c5 و a  5 همبستگی دارند و برش های هسته ای با درصد پایین گرده گیاهی و درصد بالای آرتمیزیا و چنوپود یاسه ها ( شانه داران ؟ ) با مراحل stadial همبستگی دارند ( شکل 4 ) .

-

 همبستگی  ها مبتنی بر دو تعیین سن رادیو کربنی روی نمونه های بزرگ تهیه شده از عمق 8 و 5/18 متر ی است که سنین کالیبره نشده 40 + 10345 سال BP و 24750 سال BP  را بدست داده است ( جمالی و همکاران 2008 415 )   و نیزمبتنی بر همبستگی بار کورد های ایزوتوپی دریای عربی ( رای چارت و همکاران ) و و پروفایل طویل  دانه گرده از یونان است (رجوع شود به تسداکس 1993 ،1994 ) طیف دانه گرده ای  دریاچه ارومیه نشان میدهد که  طی مراحل ایزوتوپ اکسیژن a 7 یا laylan Inter stadial  بر طبق کرونو استرا تیگرافی جمالی و همکاران ( 2008 ) یک جنگل – استپ با تسلط Querus  و  Juniperus   در مجاورت دریاچه گسترش یافت که بعداً توسط یک استپ با تسلط Artemisia  و علف ها طی یخبندان نزدیک به انتها جایگزین شد . ( یخچال بناب )

اندکی پیش از interglacial  پسین یک استپ پوشیده از بوته افدرا نزدیک دریاچه گسترش یافت که منعکس کننده ویژگی های ژئومورفیک مانند marain های یخچالی تراس های آبرفتی  یا تراس های دریاچه ای است به عنوان مثال بر اساس گسترش playa ها کرینسلی ( 1970 ) استنباط نمود که آب و هوای فلات ایران احتمالاً سرد تر و و به علت کاهش تبخیر مر طوب تر از امروز بوده است . چندین تراس gravel  ( سنگ ریزه ای ماسه ای ) در بالا دست کوه های البرز و زاگرس با پلیستوسن میانه وپایینی همبستگی دارند وبه عنوان شاخصی از مراحل سرد با geli – solifluction بیشتر تفسیر می شود ( بوبک 1963 )

در کوه های البرز رودخانه های سفید رود چالوس هراز  وتالار چندین سطح تراسی تشکیل داده اند که در ارتفاعی 70 تا 150 متر بالای کف دره کنونی قرار داشته اند این تراس ها ( لا اقل تا قسمتی )از ماسه های آبرفتی سیمانی شده سیلیکا یا کربنات تشکیل شده اند واحتمالاً متعلق به عصر پیش وورمی (pre – wurmian ) هستند ( اهلرز 1969،  1971 )

از آن جا که احتمالا بالا روی های tectonic  افزایش یافته بر تشکیل این تراس ها اثر گذاشته اند اهمیت آن ها به عنوان شاهدی برای تغییر هوا  ( مورد ) سوال است .

همین امر نیز کمکی است برای سایر اشکال ژئومورفیک از جمله تراس های دریایی ( آب شور ) ودریاچه ای fan  های آبرفتی و سطوح etchplanation تا زمانی که داده های رقمی (‌کمی )  از این اشکال دردسترس نباشد  صدق کند .

 بعلت این تردید وایزه ( 1974 ) ترجیح داد تا فاز های گوناگون pedimentation  مشاهده در سرزمن های مرتفع مرکزایران را با مراحل یخبندان ( glacial ) و inter glacial  همبسته نسازد. .

 4- آخرین چرخه ( چرخه نهایی ) interglacial-glacial  هسته دریاچه ارومیه ( جمالی و همکاران 2008 ) و رکوردهای خاک زرد ( loess ) شمال ایران ( کهل و همکاران b2005 ) فریشن و همکاران 2009 ) بخش بزرگی از چرخه آب و هوایی نهایی را تحت پوشش قرار داده اند .برطبق آثار به جا مانده از دانه های گرده دردریاچه ارومیه  interglacial پایانی ( مرحله ایزوتوپ اکسیژن e5 یا interglacial  سهند ) اندکی گرمتر ومرطوبتر از هولوسن بود .

این شرایط آب وهوایی طی interstadial های c5 و a5 ( interstadial های Iو II کبودان )که از همه و از e 5s I5 ( مرحله ایزوتوپ اکسیژن e5) توسط دو stadial  ( Espirstadial  I و  II شکل 4 ) جدا شده اند  حاصل نشد .

در آثار به جا مانده از خاک زرد (loess ) شمال ایران0020interglacial با افق های Bt  خاک های جنگلی که قویا توسعه یافته اند مشخص می شود . ( کهل و همکاران b 2005 ) .احتمال دارد که دوافق ملایما توسعه یافته BWK  خاک های استپی در برش loess  درنوده با interstadial های c5 و a 5 همبستگی داشته باشد .با این وجود بر اساس بر آورد های لومینسانسی اولیه تعیین سن امکان یک همبستگی با oiS 3  ( مرحله ایزوتوپ اکسیژن 3 ) نیز وجود دراد . ( فریشن و همکاران 2009 ) .

در دره سفید رود دو افق کمتر توسعه یافته Ah  (  Ah – horizons ) خاک های استپی آمیخته با loess در برش سراوان بااحتمال زیاد باinterstadial  های OIS  همبستگی دارد .

 طی stadial  های آخرین یخبندان انباشت گرد و غبار بازتاب دهنده شرایط آب وهوایی خشک است که در آن  تشکیل خاک با اشکال مواجه شد .

 دوران انباشت گردو غبار می تواند با ois 3  و ois 2  تا LGM  ودر loess  فلات loess  ایران همچنین با یخبندان بعدی ( laterglacial  ) همبستگی داشته باشد  ( فریشن وهمکاران 2009 )

 شواهد stratigraphic  بعدی آثار سدیمنتولوژیک ( sedimentological  ) در یاچه ای زریبار واقع در زاگرس غربی در ارتفاع حدود m.a.s.l  1300 یافت می شود .

 چیرگی دانه های گرده علفی بر دانه های گرده گیاهی ( فراوانی دانه های گرده علفی نسبت به دانه های گرده گیاهی ) و وجود یک مجموعه دانه گرده که دلالت بر استپ Artemisia دارد منعکس کننده میزان بارش کمتر در دوران LGM و پیش از آن نسبت به امروز است . ( mma 800 – 600 ) که این موضوع از احتمال رشد ( ایجاد ) جنگل بلوط زاگرس حمایت می کند ( ون زایت و رایت 1963 ونزایت وبوتما 1977 شکل 4 )

توضیح دیگر برای فراوانی Artemisian  وعدم وجود دانه های گرده گیاهی ( درختی  ) در افزایش نسبی ریزش برف زمستانی که ممکن است گونه های Pistacia  حساس به برف را سرکوب کرده باشد  دیده شده است. ( ال مسلمانی 1986 1987 )

تنها بخشی از استنتاجات مربوط به آب و هوا شناسی کهن ( paleo – climatic  ) برای LGM بر اساس داده های مربوط به دانه های گرده توسط بزرگ فسیل های ( macrofossils  ) گیاهی و مجموعه دیاتوم ها و گونه های Cladocera  دریاچه زریبار تایید می شود .

 اوا سسپلیکوا 1967 2005 )و(اسپیلیکوا و همکاران 2006 ) ( سیندر وهمکاران 2001 ) داده ها بازتاب دهنده عمق آب دریاچه نوسانات سفره آب وشوری آب به عنوان تابعی از موازنه ( تعادل ) آب دریاچه هستند .

از آن جا که این تعادل توسط تعامل پیچیده عوامل گوناگون از جمله بارندگی تبخیر وابسته  به دما رانش زمین ، پر شدن مجدد آب های زیر زمینی وبالا رفتن منافذ تخلیه کنترل می شود ( استیونسن و همکاران 2001 ،واسیلی  کوا 2005 ) ، این تعادل تنها می تواند به عنوان بر آوردی غیر مستقیم از شرایط آب و هوایی باشد. پژوهش های اخیر در مورد یک شیب ماسه ای ( sand ralp ) مجاور اردکان در اتفاعات مرکزی ( توماس وهمکاران 1997 ) و در مورد انباشته های خاک زرد در جنوب ایران ( کهل و همکاران a2005 ) به فرضیه  شرایط آب و هوای خشک طی LGM  که تا هولوسن پایین ادامه یافت ، قوت می بخشد .

 بنابر این چند رشته شواهد این امر را محتمل می سازد که یخبندان پسین در شمال ایران و کوههای زاگرس دوره شرایط آب وهوایی خشک و کما بیش سرد بوده است .

 در مورد کاهش دما تا c5 در کوه های البرز و زاگرس ( بوبک 1963 ) c8 – 5 طیLGM در ایران مرکزی ( کرینسلی 1970 یا      .... ) بین 8 و 10 c   برای میانگین دمای سالانه و بین 10 تا 12 c برای میانگین فوریه در جنوب ایران طی LGM  ( فرشنول وهمکاران 1992 ) چندین بر آورد صورت گرفته است .

  در سرزمین های پست جنوب خزر حدود 25 کیلومتر جنوب غرب بابلسر ( شکل 1 ) یک paleosol  توسعه یافته حاصل از انباشته های آب رفتی توسط آنتونی و همکاران ( 2006 ) گزارش شده است .

دو سن سنجی رادیو کربنی حاکی از آن است که خاک های جوانتر از Bp  cal  190 + 28486 کهن تر از BP  cal  82 + 12119  است و بنابر این می تواند با LGM  یا یخبندان پسین ( late glacial  ) همبستگی داشته باشد . از آن جا که تشکیل خاک با بارندگی تشدید می شود احتمال دارد paleosol  منعکس کننده شرایط آب وهوایی مر بوط باشد در حالیکه رسوبات گرد و غبار طی دو راه Lateglacial , LGM  که در رسوبات loess  نکا و آق بند که بترتیب در 75 کیلومتری و 300 کیلومتری شرق بابلسر قرار دارند ( فریشن و همکاران 2009 ) بجا مانده اند بیانگر شرایط نسبتا خشک باشند .

 این امر حاکی از وجود شیب رطوبتی EPAPHIC در گذشته در طول شیب پایه های ( foots lopes ) کوه های البرز است فرضیه ای که سزاوار پژوهش بیشتری است .

 چندین مطالعه از شاخص های ژئومورفیک به عنوان شواهدی از تغییر آب و هوا در یخبندان پسین استفاده نموده اند .

 یک سری آثار یخچالی در کوه های البرز و زاگرس گواه مراحل پیشروی و رکود یخچال ها هستند .

بیشتر آثار به جا مانده از یخچال ها با یخبندان پسین همبستگی دارند و بیانگر چندین مرحله از تضعیف خطوط برفی دارند . ( بوبک 1963 ، پرئو 1984 ) .

مراکز اصلی یخبندان پیشین مجموعه تخت سلیمان از جمله علم کوه ( برای مثال بوبک 1937) در البرز مرکزی ، کوه سبلان ( شوایتزر 1970 ) . رشته کوه های مرکزی ایران – ترکیه و مجاور مرز ایران – عراق ( به عنوان مثال رایت 1961 ، شوایتزر 1975 ) زرد کوه ( به عنوان مثال پرئو ) و احتمالا کوه دینا در زاگرس مرکزی است . مولفین با این امر موافقند که حداکثر گسترش یخچال ها در این نواحی خیلی بیشتر از امروز نبوده است وبسیاری از یخچال های پیشین منحصر به شیب ها و گودال ها بوده است .

 گزارشات بعدی در مورد یخبندان پیشین از ارتفاعات جنوبی مرکزی عرضه شده است منطقه ای که امروزه بارش بسیار کمتری را نسبت به ارتفاعات کوه های البرز و زاگرس دریافت می نماید . بر اساس مشاهدات میدانی آثار یخچالی ، خراشیدگی های بستر های صخره ای سطحی بلوک های نا پایدار و دره های یو شکل (U )در شیر کوه و کوه جوپار ( Jupar  ) ( m.a.s.l  4135 ) هاجدرون و همکاران ( 1975 ) و کهله ( 1976 ) فرض نمودند که یخچال های بزرگ دره ای با حداکثرضخامت یخ 350 متر وجود داشته اند و به هم پیوسته اند تا یخچال های piedmont  را تشکیل دهند ویزه ( 1974 ) این فرضیه را رد و پیشنهاد نمود که بخشی از به اصطلاح انباشته های یخچالی در کوه های بلند جنوب کرمان تغییر شکل آبرفتی خرابه های پرتگاه های صخره ای هستند .و گودال های ظاهرا یخچالی ذرات ( scraps ) شکل مشابه اند .

 و اینک پژوهش های بعدی از جمله تعیین سن فیزیکی عصر های آشکار شدن ذرات ( scraps ) و bolder  ها ممکن است برای پرسش مطرح شده در مورد گستره یخبندان پسین در ارتفاعات مرکزی جنوبی پرتوی بیفکند .

شاخص های ژئو مورفیک بعدی در مورد تغییر آب و هوای یخبندان پسین در تراس های دریاچه ای ( بوبک 1973 ، کرینسلی 1970، شوایتزر 1975 ، کولتز و شهرابی 1986 ) و همچنین گستره انباشت های limnic  تا brakish  در اطراف دریاچه ارومیه دیده شده است . ( بوبک 1963 )

برآورد شده بود که طی یخبندان پسین سطح دریاچه ارومیه حداکثر 50 تا 60 متر ( بوبک 1963 ) بالاتر از سطح کنونی آن بود .

با این وجود بوبک به ا ین نتیجه می رسد که تراس های دریاچه ارومیه به سطح دریاچه در گذشته ارتباط روشنی ندارد و این تراس ها ظاهرا از بالا آمدگی  tectonic  جز به جز حاصل شده اند .

 شواهد جدید در مورد سطح نسبتا بالای دریاچه ارومیه طی یخبندان پسین و نزدیک به پسین از طیف های دانه گرده های شامل pediastrum  کیست های داینوفلاژلات ها و انباشته های مواد ارگانیک و کربنات ها به عنوان شاخص هایی از شرایط آبی brakish  در دریاچه ارومیه مشتق شده اند ( جمالی و همکاران 2008 )

این شرایط ابی brakish  بازتاب دهنده ی ( increased runoff   ) هدر رفتگی سطحی فزاینده و کاهش رطوبت بر خلاف وضعیت شوری زیاد امروزی است .

طبق نظر کرینسلی ( 1970 ) سطح دریاچه های شیراز و نیریز در کوه های زاگرس جنوبی طی یخبندان پسین ماکزیمم ( LGM  ) 2 تا 3 متر بالاتر از پلایای امروزیشان بوده است highstand  های یخچالی دریاچه های ایران را یا به افزایش بارندگی با فرض وجود دوره های آبرفتی یا اثرات آبرفتی ( اهلرز 1971 ) یا به کاهش تبخیر آب دریاچه به علت دمای سرد تر همراه با بارندگی کمتر نسبت داه اند ( بوبک 1973 ، کرینسلی 1970 ، استیونز و همکاران 2001 )  .

 طی مراحل خشک تبخیر تعرقی گیاهان استپ مانند ها درمقایسه با گیاهان جنگلی در فاز های مرطوب احتمالا جریان رودخانه به دریاچه ها و پلایاهای دریاچه زریبار را طبق نظر استیونس و همکاران ( 2001 ) را افزایش داد . غیر محتمل نیست که تحت شرایط خشک تر و پوشش گیاهی کم تراکم تر سهم نسبی هدر رفتگی سطحی درمقایسه با تبخیر تعرقی و تخلیه آب زیر زمین افزایش یابد به ویژه اگر خشکی بیشتر همراه با تغییر به وضعیت بارندگی های بسیار شدید نادر باشد. ( روهدنبرگ 1970 )

بنا براین کاهش بارندگی و تخلیه کلی ممکن است نتواند میزان آب سطحی تخلیه شده به دریاچه ها و پلایا ها را جبران کند.

 تشکیل تراس های آبرفتی ( fluvial   ) درکوه های البرز وزاگرس ( اهلرز 1971 ، پالدسکا و دیگنز 1980 ، اورلاندر 1965 ، فورست 1970 ) احتمالا تحت تاثیر بالاروی های tectonic  ( tectonicuplift  ) بوده است که تفسیر کلیماتوژنتیک و همبستگی با stadial های یخبندان پسین را بسیار مشکل می سازد .

در تبیین تشکیل رشته های fan آبرفتی مشکل مشابهی مطرح می شود .

 اخیرا رگارد  و همکاران ( 2006 ) عصر های ترک ( جدا افتادگی ) ( abandon ages  ) fan  آبرفتی را گزارش نموده اند که به روش Be exposure  در جنوب ایران نعیین نموده اند .

a  ) ka  Be  4/3 + 44              b  ) Be  ka   5/1 + 1/20

c )  Be   ka  0/1 + 8/12          d )   Be  ka  0/1 + 4/8

e ) Be  ka  6/0 + 6/5  

در حالی که عصر های ترک (abandon ages   ) موارد a, d  با بالا روی tectonic  ( tectonic uplift  ) منطقه ای قابل توجیه اند  سه مورد دیگر یا پدیده های اقلیمی ( آب و هوایی ) بزرگ مقیاس همبسته شده اند یعنی برای b  پایان L    G     M   

 برای c  شروع ( تهاجم ) draya  های جوانتر

و برای e  گذار اقلیمی پولوسن میانه یا پسین

که شواهد آن از هسته های ( cores  ) در یاچه زریبار به دست آمده است .

در این سه مورد ( e,c,b  ) فرض بر این است که انتقال به شرایط اب و هوایی خشک تر مسئول شکاف fan و جدا افتادگی سطوح fan  شده است .

این فرضیه استنباط می کند که در جنوب ایران آب وهوا پس از LGM  خشک تر شد و طی هولوسن پست تر بارندگی بیش از امروز بود .

همانگونه که توسط مولفین اظهار شد یک اثر غیر مستقیم آب و هوا بر تشکیل fan  پایین رفتن سطح دریا تا حدود 100 تا 120متر طی LGM  بو دکه بخشی از کف دریا در خلیج فارس از آب بیرون آمد . ( برای مثال اوچوکویی و همکاران 1999 ) و سطح پایه منطقه ای فرسایش را تغییر داد .

 5 – یخبندان پسین و هولوسن

شرایط رطوبتی و دمایی پس از LGM   ( یخبندان پسین ماکزیمم ) برای کوه های زاگرس غربی در هسته های رسوبی دریاچه ی زریبار و دریاچه میر آباد به خوبی مستند شده اند .

همانگونه که در بالا اشاره شد مشخصه LGM استپ های خشک است که در  آن گیاهان Artemisia  فراوان اند ( ون زایت و رایت 1963 ، ون زایت و بوتما 1991 ) در حدود  ka  14  دما احتمالا افزایش یافت و پوشش گیاهی را قادر ساخت به جنگل پسته – بلوط تغییر یابد در حالی که در تمام دوران یخبندان پسین و هولوسن پایین تر میزان بارندگی کم باقی ماند .

از حدود ka  6 ویژگی های دمایی و بارش به وضعیت امروز شبیه بود و جنگل های بلوط زاگرس در آب گیر های ( catchments  ) دریاچه زریبار در میر آباد پدیدار شدند ( شکل 4 ) آثار Paleo limno logical به جا مانده از دریاچه ها ( گریفیث و همکاران 2001 ، مرگارد 1967 ، سیندر و همکاران 2001 ، واسیلی کوا 1967 ، 2005 ، واسیلی کوا و همکاران 2006 ) نشان میدهد که نوسانات سطح آب  تا حدودی از استنتاجات آب و هوا شناختی کهن که از آثار دانه گرده بدست آمده حمایت می کند  با این وجود هر اثر نمونه تصویری اندک متفاوت عرضه میکند و سرشت تغییر آب  و هوا تا حدودی بستکی به آب و هوای نمونه مورد ملاحظه دارد ( برای بحث به استیون و همکاران 2006 و واسیلی کوا وهمکاران 2006 رجوع کنید ) .

8

18

 هسته های دریاچه زریبار احتمالا فرآیند آب و هوایی Draya  های جوانتر را مستند می نماید افزایش قابل ملاحظه در O       ( استیونز و همکاران 2001 ) شوری ماکزیمم استنباط شده ( سیندر و همکاران 2001 ، وازیلی کوا و همکاران 2006 ) و فاز پایین آمدن زیاد دریاچه ها بین 12600 و Bp  cal  12000 که توسط ماکروفسیل ها ( بزرگ فسیل ها ) مشخص شده است گوه بر دوره ای سرد و خشک است ( وازیلی کوا 2005 ، وازیلی کوا و همکاران 2006 )

با این وجود فاز خشک ظاهرا به تغییر در پوشش گیاهی منجر نشد . ( بوتما 1995 )

در جنوب ایران جدا شدگی فن آبرفتی همانگونه که اشاره شد با Draya  های جوانتر ( رگارد و همکاران 2006 )  همبستگی داشته است .

تاریخچه دانه گرده ای دریاچه زریبار شباهت های بسیار با دریاچه وان نشان می دهد هر چند در ترکیه شرقی تغییر وضعیت به آب وهوای کنونی از ka  2/8 آغاز شد . ( ویک و همکاران 2003 )

در شرق ترکیه و غرب ایران طی دوران هولوسن پایین پیشروی جنگل ها به تعویق افتاد در مقایسه با نواحی ساحلی خاور نزدیک که طی یخبندان پسین وهولوسن پایین دوره ی بارندگی نسبتا شدید را از سر گذراند .( گودفرند و ماگاریتز 1988 ، روبرتس ورایت 1993 ) .

 از نظر مقایسه در جنوب ایران احتمالا شرایط آب وهوا یی خشک حاکم بود جایی که تشکیل خاک مربوط به اب و هوای هولوسن در جنوب زاگرس احتمالا قبل از انتقال به وضعیت مرطوب تر در    ka 7 آغاز نشد .( کهل وهمکاران 2009 ) .

علت احتمالی دوره خشک هولوسن پایین تر در رشته کوه های تاروس – زاگرس یورش هوای سرد تقویت شده از اوراسیا و یک منبع تضعیف کننده رطوبت توسط هوای کم فشار غربی بود ( روبرتس و رایت 1993 ، اسیونز وهمکاران 2001 )

 پس از دوران خشک هولوسن پست تر احتمالا تغییرات آب و هوایی درایران رخ داد ( گنجی 1978 ) اما این تغییرات هنوز کم بررسی شده اند . تغییرات در فصلی شدن بارندگی و یک افزایش کوتاه مدت خشکی بین 4 و ka 5/3 از آثار ایزوتوپی پایدار رسوبات calcarus  هسته های دریاچه زریبار و میر آباد استنباط شده است ( استیونز و همکاران 2001 ، استیونز وهمکاران 2006 ) .

نوسانات در طیف دانه گرده درختی و لایه های رسی در محل گیاهان پوسیده ( peat  ) یک مرداب کوچک ( mire   ) که در جنگل خزر مرکزی قرار  دارد . احتمالا حکایت از تغییرات آب و هوا در حدود Cal  Bp  900 و در حدود 350 تا ka  Bp  400 دارد . با این وجود احتمال دارد این اثرات حاصل دخالت انسان باشد ( رمضانی و همکاران 2008 ) .

6 – آبرفت ها ( pluvials   ) و فاز های مرطوب در دوره چهارم پسین

بیشتر شواهد عرضه شده در بالا به تغییرات شرایط اب و هوایی سرد وخشک طی stadial ها و شرایط نسبتا گرم  و مرطوب طی دوران interglacial و interstadial در ایران اشاره دارد .

 بیشتر مولفین با فرض وجود بارندگی شدید تر طی یخیندان نسبت به امروز رخ دادن pluvial  ها در ایران را حدس می زنند .شارلو ( 1958 ) این فرضیه را مطرح نمود که انباشته های دوره های ابرفتی کوههای البرز شرقی تحت شرایط pluvial  طی یخبندان پسین و نزدیک به پسین را سبب شده اند .

رسوبات یک دریاچه brakish از جمله محل های مواد پوسیده گیاهی ورسی آهکی ( marly peat ) در مجاورت شهر کرمان یافت شدند و به عنوان  شاخص هایی از pluvial  پسین ( هوک زید 1961 )  تفسیر شده اند. ویتافنیزی ( 1969 ) فرض نمود که باران های سیکلونی ( طوفانی  ) فزاینده طی یخبندان پسین ( اینجا 50 تا ka  60 ) و عصر یخی کوچک ( 1850 – 1550 AD ) با یک فاز خشک فرسایش حاصل از تشکیل دو انباشت آبرفتی متمایز که فینزی آن را به  ترتیب alluvium ( آبرفتگاه ) تهران و خرم آباد نامید قطع گردید .

عکسی از مورد دوم ( شکل 10 در بیتا فینزی ( 1969 ) چند افق palesol قهوه ای در هم امیخته را به وضوح نشان میدهد که احتمالا دال بر انباشت رسوب وتشکیل خاک در نتیجه تغییرات آب و هوا است .

تشکیل تراس های fluvial  در رشته کوه شیر کوه و یخ زدگی شدید مورد استنباط نیز با pluvial  پسین همبستگی دارد . ( گرونر 1977 )

سرانجام بوشه وهمکاران ( 2002 ) stepped etchplain  هایی که شیب تپه نمکی کوه نمک را ساخته اند به pluvial  های دوران چهارم ربط دادند .

 شرایط pluvial  استنباط شده اغلب توسط تغییر جهت هوای کم فشار غربی به سمت جنوب شرقی تبیین میشود . ( به عنوان مثال هوک زید 1961 ، اهلرز 1971 ، درش 1976 )

احتمالا بخشی از اثرات pluvial به فاز های مربوط ربط داده می شود یعنی دوران افزایش بارندگی طی پلی ستوسن بالاتر وهولوسن پایین تر.

چند فاز مرطوب پلی ستوسن در مدیترانه شرقی ( واگنر و گی 1999 ) صحرای جنوب شرقی ( پاچورو هولزمن 1991 ، هولز من وهمکاران 2004 ) و شبه جزیره عربستان ( مک کلور 1976 ، نتلتون و چارویک 1996 ، بری واستروکس 2004 )رخ داده اند .

یک فاز مرطوب پلی ستوسن نیز در افغانستان نشان داده شده است ( پیاس b و a  1972 ) فاز های مرطوب هولوسن پایین تر در شبه جزیره عربستان در یمن ( نتلتون و چارویک 1996 ) عمان شمالی ( بورنز وهمکاران 1998 ، فلت مان و همکاران 2003 ) و ربع الخالی ( بری واستروکس 2004 ) و هند غربی ( رابرتس و رایت 1993 ) مشاهده شده اند که احتمالا از کمر بند مرطوب آفریقای شمالی تا شرق گسترش داشته اند . علت این فاز های مرطوب احتمالا تغییر جهت باران های سیل آسای هند به سمت شمال بوده است ( به عنوان مثال سیروکو و همکاران 1991 ، هولتز من وهمکاران 2004 ، استراب واسرو ویس 2006 ) شواهد paleo pedo logical  حکایت از آن دارد که فاز های افزایش رطوبت دوران چهارم پسین درمناطق نیمه خشک و خشک کنونی ایران نیز رخ داد .

در جنوب ایران یک paleosol  کاملا توسعه یافته احتمالا بین 27 و ka  21 تشکیل شد که توسط برآورد های لومینسانسی تعیین سن رسوبات loess  مانند زیرین و زبرین مشخص شده است ( کهل وهمکاران 2009 ) و افق های argillic  در خاک سطحی به افزایش بارندگی ربط داده شده است ( خرمالی وهمکاران 2003 ).

همچنین ترکیب ایزو توپی پایدار کربنات و ژیپس pedogenic  و حدوث افق های argillic   در خام های polygenetic  ایران مرکزی حاکی از فاز های افزایش رطوبت است . ( خادمی وهمکاران 1997 ، خادمی و مرموت 1999 ، فرپور و همکاران 2004 ) .

با این وجود بر آورد ما از زمان بندی شدت ، و طول عمر فر آیند های pedogenic   جهت  تصمیم گیری در مورد همبسته نمودن افزایش رطوبت استنباط شده با interstadial  ها یا با فاز های مرطوب سیستم های باران های سیل آسا ( monsoon   ) نا کافی است .

7- تغییر آب و هوای هولوسن یا دخالت ( اثر گذاری ) آدمی

شواهد مربوط به زمانبندی و بزرگی حوادث آب و هوایی و اثرات مردم شناختی بر تغییرات سطح زمین در ایران هنوز اندک است .

 درکوه های زاگرس غربی اهلی نمودن بز احتمالاً حدود ka  10 پیش آغاز شد ( زدروهسه 2000 ) احتمال دارد که با شروع دامداری روستایی یا عشایری و کشاورزی طی هولوسن پایین ومیانه زمین های خشک وحساس از لحاظ بوم شناختی تحت تاثیر بیابان زایی قرار گرفتند که اینک در فرآیند گسترده تخریب زمین از جمله تخریب رویش های گیاهی طبیعی ، فرسایش خاک توسط باد وآب ، شور شدن و قلیایی شدن خاک ، کم شدن منابع آب های زیر زمینی یا فرسایش زمین نمایان است .

 گمان می رود که همراه با جنگل زدایی جزیی تخریب قابل ملاحظه پوشش گیاهی طبیعی توسط انسان ازka Bp  4 صورت گرفت ( بوبک 1959 ) و موجب فرسایش خاک یا افزایش این فرسایش شد . در صد دانه های گرده Gramineae و planto lanceolato که اغلب به عنوان شاخص های تخریب در نظر گرفته می شوند .

در حدود cal  Bp  4000  و دوباره در cal Bp  700 در آثار دریاچه میر آباد ( استیونز و همکاران ) به شدت افزایش یافت .

همانگونه که در بالا اشاره شد لایه های رسی و طیف دانه های گرده درختی که توسط رمضانی و همکاران ( 2008 ) مورد پژوهش واقع شد شواهدی نیز از دخالت انسان عرضه می کند .

یافته های باستان شناسی گواه از هم جدا افتادن پوشش های گیاهی درفلات ایران است که مسئول آن تخریب محیط توسط انسان است . ( مدر 1979 ) با این وجود بهره برداری و جداشدگی نهایی پوشش گیاهی همانگونه که توسط اهلرز ( 1971 ) برای استپ های نیمه خشک ونسبتا مرطوب ترکمن در شمال ایران ابراز شده است ممکن است به علت تغییرات آب وهوایی ورویداد های سیاسی نیز باشد .

  شواهدی مربوط به اثر دوران خشک هولوسن به عنوان مثال پدیده های آب وهوایی 2/8 یا ka 2/4 بر شروع جامعه های وابسته به کشاورزی در آسیای غربی درحال افزایش است ( برای بررسی به استروب واسرووایس 2006 مراجعه کنید )

با این وجود در ایران علائم پدیده های آب وهوایی هولوسن واثرات مردم شناختی هنوز نادر است و در مورد چگونگی زمان شروع تخریب های گسترده زمین اطلاعات بیشتری مورد نیاز است .

 8 – برنامه وزش بادها در گذشته

طی دوران پلی ستوسن احتمالا باد های شمالی در ارتفاعات ایران مرکزی که توسط yardang های بزرگ بخش های مرکزی گودال لوت پیشنهاد شده است رایج بوده اند.

این yardang  ها تا حدود 150 کیلومتر طول داشته اند که توسط راهرو های ( corridors  ) موازی با عمق حداکثر 200 متر به داخل مواد ماسه ای عصر پلیوسن تا پلی ستوسن پایین نفوذ داشته اند از هم مجزا می شده اند . طی دوران نسبتا خشک و سرد پلی ستوسن یک آنتی سیکلون ( anti cyclone ) سیبریایی تقویت شده احتمالا منجر به تضعیف و انتقال باران های سیل آسای دروان کهن به سمت جنوب شد چنانچه از شواهد دوره LGM  بر می آید ( سیروکو و همکاران 1991 ) همزمان با تضعیف باران های سیل آسا مسیر طوفان های سیکلونی نیز احتمالا متوجه جنوب شد .

از این گذشته هوای کم فشار غربی نیز ممکن است تضعیف شده باشد ( استیونس و همکاران 2001 )

باد شمال که در طول خلیج فارس می وزد نیز ممکن است طی دوران سرد فعال شده باشد . این امر احتمالا رسوبات را از خلیج فارس آزاد نمود و در ربع الخالی و سپس به سمت جنوب بر دریای عربی به جا گذاشت ( حلنی و همکاران 2002 ) .

شمال ایران احتمالا تحت تاثیر باد های شمالی و شمال غربی که از بیابان های آسیای مرکزی می  وزید قرار داشت . آن گونه که از آثار تپه های شنی در بیابان کارامکون ( لتولی ومینگوئت 1930 ) و توزیع فضایی انباشت های loess  در طول کوپه داغ وشمال ایران مشخص می شود ( لطیف 1988) . هوای کم فشار غربی که امروزه گهگاه پس از برخورد با دریای خزر وارد شمال ایران میشود احتمالا ضعیف تر بودند.

به علت این مکانیزم ها ( سازو کار ها ) جهت باد های کهن در ایران طی دروه یخبندان احتمالا تحت تاثیر جریان های استوایی شمال غعربی و شمال شرقی بوده است .

انتقال سیستم باران های سیل آسا به سمت شمال به عنوان مثال در ساختار رسوبی دریای ماسه ای واهیبا یا آثار speleothem  عمان مشخص شده است . (پروسر و همکاران  2002 ، رادیس وهمکاران 2004 ، بورنز و همکاران 1998 ، فلیث من وهمکاران 2003 ) .

این انتقال تا حدودی با فاز های مرطوب در بیابان عربستان و عمان همبستگی دارد واحتمالا بر الگوی چرخش در جنوبی ترین بخش ایران اثر داشته است .

شواهد ژئومورفیک وجود دارد که طی یخبندان پسین بخش مرکزی ایران نسبت به امروز باد های شدید تری از سر گذرانده است یک توده ماسه ای مجاور اردکان ( توماس و همکاران 1997 ) طی LGM  انباشته شده است و توسط بر آورد لومینسانس سن مشخص شده است .

 با كمال تعجب اين توده ماسه اي اصولا توسط باد هایی که از سمت جنوب شرقی می وزیده است ایجاد شده است یعنی در جهت مخالف با جهتی که در بالا استنباط شده است .

9 – نکات  نتیجه گیری

تغییرات آب و هوایی گذشته در ایران اغلب از شواهد ژئومورفولوژیک استنتاج شده است ودر موارد بسیاری روشن نیست tectonic  ها چه نقشی در تشکیل اشکال زمینی و رسوبات به عنوان شاخص هایی از تغییر آب و هوا داشته اند .

اخیرا شواهد stratigraphic  قابل اعتماد تری از رسوبات دریاچه ای وانباشته های  loess  به دست آمده است .

به طور کلی مولفین ظاهرا در توافق اند که چندین تغییر آب وهوایی دوران چهارم در ایران وهمچنین ارتفاعات خشک ایران صورت گرفته است .        

با این وجود زمان بندی وجهت تغییر مورد بحث بوده است بیشتر مولفین نسبت به شرایط آب وهوایی خشک تر وسرد تر مراحل یخبندان نسبت به امروز دارند و این که هوای امروز کما بیش بیانگر دوران inter glacial  قدیمی تر است شواهد startigraphical  پلی ستوسن یا فاز های مرطوب تر هولوسن پایین تر در ایران همراه با افزایش بارندگی در مقایسه با امروز آنگونه که برای صحرای جنوب غربی وشبه جزیره عربستان توصیف شده است اندک است . همچنین رویداد ها ومراحل  آب و هوایی به عنوان دوران سرد Draya  های جوانتر تاکنون تنها در برخی نقاط شناخته شده است .

تغییر آب وهوای هولوسن میانه وبالاتر در ایران واثرات احتمالی آن ها بر تمدن ها بندرت مستند شده اند .

داده های ژئوکرونولوژیکال زمان بندی تغییرات آب وهوایی دوران چهارم در ایران هنوز اندک اند وهیچ گونه بر آورد سنی مطلق برای پلی ستوسن میانه وپائین تر تاکنون انتشار نیافته است .

برای یخبندان پسین و هولوسن تعیین سن باکرین C  تخمین سنی لومینسانس تاریخ سنجی Be   و شواهدباستان شناسی در دسترس است که ایده های نخستین از chronostratgraphy  دوران چهارم منطقه ای را دردسترس می گذارد .

به منظور شناسایی زمان بندی تغییرات آب وهوایی دراین کشور پهناور واز لحاظ بوم شناسی متنوع (‌متکثر ) نیاز به مطالعات سن سنجی فیزیکی بیشتر ی است . مشخص شده است که  رسوبات دریاچه ای درایران غربی و ردیف های خاک loess  در شمال ایران آرشیو های ارزند ه ای از تغییرات  آب وهوایی هستند ومطالعات بیشتر از جمله نمونه گیری ها با درجه تفکیک بالاتر از این آثار ممکن است اطلاعات مفصل تری از آب و هوای گذشته ایران در دسترس بگذارد .

توان سایر آثار آب و هوایی مانند انباشته های playa  های فلات مرکزی یا speleothem یا سه حلقه ای ها ( tree – rings  ) در کوه های زاگرس والبرز تاکنون به چالش کشیده نشده است .

پایان

 


 

نوشته شده توسط عباس صحراگرد در چهارشنبه نوزدهم خرداد 1389 ساعت 22:16 موضوع | لینک ثابت