نوسان اطلس شمالی (North Atlantic Oscillation =NAO)
برخلاف ساختار موجی بعضی از الگوهای دورپیوندی، نوسان اطلس شمالی یا به اختصار NAO یك دو قطبی شمالی- جنوبی است كه با بی هنجاری هم زمان و با فاز مخالف برخی كمیت های هواشناختی در نواحی جنب حاره ای و شمال اقیانوس اطلس مشخص می شود. این نوسان به بازتوزیع جرم هوا، بین منطقه قطب شمال و نواحی جنب حاره ای اقیانوس اطلس اشاره دارد و دارای دو فاز مثبت و منفی است به طوری كه گذار این نوسان از یك فاز به فاز دیگر سبب تغییرات بزرگی در مناطق هم جوار آن می شود. روش یكسانی وجود ندارد. یكی از NAO برای تعریف این روش ها كه از نظر مفهومی نیز ساده است، استفاده از نقشه های همبستگی تك نقطه ای است. در این روش، NAO با مناطقی كه بیشینه همبستگی منفی در حوزه اقیانوس اطلس شمالی با یكدیگر دارند، تعریف می شود. در فاز مثبت این نوسان، فشار سطحی بیش از میانگین در جنوب عرض 55 درجه شمالی و یك كمفشار بی هنجار در ناحیه وسیعی در اطراف قطب شمال، سبب تشدید گرادیان نصف النهاری فشار می شود كه بیشترین دامنه بی هنجاری های آن در اطراف جزیر ه ایسلند و شبه جزیره ایبریا رخ می دهد. همراه با جریان های NAO فاز مثبت سطحی غربی قوی تر از میانگین در عرض های میانی اقیانوس اطلس به سمت اروپا، جریان بی هنجار جنوبی در شرق ایالات متحد امریكا و جریان بی هنجار شمالی در نواحی قطبی كانادا و مدیترانه است.
الگوی فازهای منفی و مثبت شاخص NAO طی زمستان.
بیشتر بررسی مربوط به NAO در زمستان نیمكره شمالی، كه جو به لحاظ دینامیكی و رشد پریشیدگی ها بسیار فعال و دارای بیشینه دامنه است، تمركز دارد. هنگامی كه شاخص NAO مثبت است، تقویت شارهای غربی روی اقیانوس اطلس در فصل زمستان سبب جا به جایی هوای نسبتاً گرم و مرطوب اقیانوس اطلس روی اروپا و مناطق دورتر در پایین دست آن می شود. در همین زمان، بادهای قوی شمالی، هوای سرد را روی گرینلند و شمال شرق كانادا منتقل می كنند و سبب كاهش دمای سطحی و دمای سطح دریا در شمال شرق اقیانوس اطلس می شوند. در همین مرحله، دمای كمتر از میانگین در شمال افریقا و خاورمیانه و بیشتر از میانگین در امریكای شمالی ناشی از شار ساعت گرد قوی تر از میانگین در اطراف مركز پرارتفاع آزورز مشاهده می شود كه مورد توجه بعضی از محققان قرار گرفته است.
تغییر در الگوی گردش میانگین روی اقیانوس اطلس شمالی به دلیل NAO با تغییر در شدت و تعداد توفان ها، مسیر حركت آنها و وضعیت آب و هوای ناشی از آنها همراه است. به طوركلی درزمستان هایی كه فاز NAO مثبت است، مسیر توفان اطلس به سمت شمال شرق جابه جا و فعالیت آن در شمال اروپا تقویت و در نواحی جنوبی تضعیف می شود.
هارل ( 1995 ) نشان داده است كه تغییر جریان میانگین و شدت توفان ناشی از تغییر فاز NAO در ناحیه اقیانوس اطلس سبب تغییر قابلِ ملاحظه ای در انتقال و همگرایی رطوبت جو و در نتیجه توزیع تبخیر و بارش می شود. در زمستان هایی كه شاخص NAO مثبت است، در بسیاری از مناطق گرینلند و نواحی قطبی كانادا میزان تبخیر بیش از بارش است، به طوری كه تفاوت آن در فاز مثبت و منفی از مرتبه 1mm/day است. این شرایط خشك با همین مرتبه در ناحیه وسیعی در مركز اروپا، مدیترانه و قسمت هایی از خاورمیانه نیز رخ می دهد.
شكل 1. نمودار تغییرات زمانی شاخص نوسان اطلس شمالی به دست آمده از مركز نوا در ماه های بحرانی مثبت و منفی از دسامبر 1950 تا دسامبر 2004 میلادی.
میدان ارتفاع ژئوپتانسیلی و میدان فشار
میانگین بی هنجاری ارتفاع ژئوپتانسیلی تراز 500 هكتوپاسكال و فشار سطح دریا در ماه های بحرانی مثبت و منفی NAO در شكل 2 نشان داده شده است. در شكل الف 2 كه مربوط به میانگین بی هنجاری ارتفاع ژئوپتانسیلی تراز 500 هكتوپاسكال در ماههای مثبت است، قوی تر بودن كم فشار ایسلند و پرفشار آزورز نسبت به میانگین به صورت یك دو قطبی در شمال و نواحی جنب حاره ای اقیانوس اطلس كاملاً مشهود است. مركز پرارتفاع جنب حاره ای آزورز در حدود 60 متر بیش از میانگین و مركز كم ارتفاع ایسلند در حدود 120 متر كم تر از میانگین است. بی هنجاری منفی در سراسر غرب تا شرق اقیانوس اطلس وجود دارد و بی هنجاری مثبت در نواحی جنب حاره اقیانوس اطلس تا مركز اروپا و دریای سیاه گسترش دارد. در ناحیه خاورمیانه و شرق مدیترانه، ارتفاع ژئوپتانسیلی تراز 500 هكتوپاسكال در فاز مثبت تفاوت چندانی با مقدار میانگین آن ندارد. در شكل 2 ب كه مربوط به میانگین بی هنجاری ارتفاع ژئوپتانسیلی تراز 500 هكتوپاسكال در ماه های بحرانی منفی است، برخلاف ماه های مثبت، مركز كم ارتفاع ایسلند (حدود 110 متر) و مركز پرارتفاع جنب حاره (حدود 80 متر) ضعیف تر از میانگین بلندمدت اند ولی الگوی آن كاملاً مشابه فاز مثبت است. در ناحیه خاورمیانه و شرق مدیترانه نیز مشاهده می شود كه ارتفاع ژئوپتانسیلی تراز 500 هكتوپاسكال در فاز منفی حدود 10 متر بیش از مقدار میانگین است (شكل 2 ب).
الگویی مشابه ارتفاع ژئوپتانسیلی تراز 500 هكتوپاسكال برای میانگین فشار سطح دریا در ماههای بحرانی مثبت NAO در شكل 2 ج دیده می شود. فشار در مركز پرفشار آزورز در حدود 5 هكتوپاسكال بیش از میانگین بلندمدت است و فشار در مركز كم فشار ایسلند حدود 10 هكتوپاسكال كم تر از میانگین بلندمدت است كه نشانگر قوی تر بودن این دو سامانه شبه دائمی در ماههای بحرانی مثبت NAO است. در ماه های بحرانی منفی، فشار مركز كم فشار ایسلند حدود 10 هكتوپاسكال بیش از میانگین بلند مدت و فشار مركز پرفشار آزورز حدود 8 هكتوپاسكال كمتر از میانگین بلندمدت و بیانگر تضعیف آنها در فاز منفی NAO است(شكل 2 د).
اگرچه مراكز بی هنجاری فشار سطح دریا منطبق بر مراكز بی هنجاری ارتفاع ژئوپتانسیلی تراز 500 هكتوپاسكال اند، ولی گسترش بی هنجاری فشار سطح دریا تا شرق مدیترانه و خاورمیانه قابل تأمل است (شكل2). این گستردگی چنان است كه در این ناحیه میانگین بین 1 تا 2 هكتوپاسكال بیش از NAO فشار در فاز مثبت میانگین بلندمدت و در فاز منفی به همین اندازه كمتر از میانگین بلندمدت بوده است. این مسئله نشان دهنده غالب بودن الگوی كمفشار در فاز منفی و الگوی پرفشار در فاز مثبت است.
البته تأثیر NAO بر كمیت فشار سطح دریا بیشتر در ناحیه دریای سیاه و كشور تركیه مشاهده می شود. این نواحی از نظر موقعیت جغرافیایی از طرفی تحت تأثیر مستقیم مسیر توفان مدیترانه اند و از طرف دیگر در امتداد مسیر توفان اطلس قرار دارند كه این مهم می تواند دلیلی برای ارتباط بیشتر كمیت های هواشناختی در این منطقه، از جمله فشار سطح دریا، با رخداد NAO باشد.
الگوی میانگین به دست آمده در فازهای مثبت و منفی NAO برای ارتفاع ژئوپتانسیلی تراز 500 هكتوپاسكال و فشار سطح دریا در همه ترازهای دیگر نیز مشاهده می شود كه در اینجا برای اختصار آورده نشده اند. با اینكه برای شناسایی ماه های بحرانی NAO از شاخص مركز نوا استفاده شده كه در محاسبه آن به طور مستقیم فشار ایستگاه های شاخص به كار نرفته است، ولی مراكز بی هنجاری روی نقشه های سطح زمین و ترازهای بالایی وردسپهر، كاملاً روی ایسلند و آزورز قرار گرفته و الگوی كاملاً دو قطبی را نشان می دهند.
شكل 2. میانگین بی هنجاری ارتفاع ژئوپتانسیلی تراز 500 هكتوپاسكال (فاصله بین خطوط 10 متر) و فشار سطح دریا (فاصله ی بین خطوط 1 هكتوپاسكال) در ماه های بحرانی منفی (شكل های الف و ج) و مثبت (شكل های ب و د) نوسان اطلس شمالی. خط چین، مقادیر منفی و خطوط پیوسته، مقادیر مثبت را نشان می دهند.
میدان باد
در شكل 3 میانگین بی هنجاری بردار باد افقی در ترازهای 700 و 500 هكتوپاسكال در ماه های بحرانی مثبت و منفیNAO ارائه شده است. تراز 700 و 500 هكتوپاسكال به دلیل تأثیر در فرارفت دما و رطوبت، كه در ترازهای پایین جو اهمیت دارند، انتخاب و تراز 500 هكتوپاسكال به دلیل اهمیت این تراز كه در حقیقت معیاری از كل جو (تراز 500 هكتوپاسكال از نظر فشاری نیمه جو) است، انتخاب شده است. به دلیل ارتفاع زیاد رشته كوه ها در منطقه خاورمیانه، از بررسی سایر ترازهای پایین تر از 700 هكتوپاسكال كه ارتفاع آنها كمتر از ارتفاع ناهمواری ها است، اجتناب شده است. در فاز مثبت NAO میانگین بی هنجاری بردار باد در تراز 500 هكتوپاسكال (شكل 3 الف)، در شمال اطلس الگوی چرخندی و در جنب حاره ی آن الگوی واچرخندی را نشان می دهد. گستره الگوی چرخندی در شمال فقط به اقیانوس اطلس محدود شده است، ولی گسترش الگوی واچرخندی در جنب حاره ی اطلس از امریكای شمالی تا شرق مدیترانه است. میانگین بی هنجاری باد در ماه های بحرانی منفی برخلاف ماههای مثبت است و در جنب حاره ای اطلس، الگوی چرخندی و در شمال آن الگوی واچرخندی دیده می شود (شكل 3 ب). الگوی واچرخندی در شمال اطلس به سطح اقیانوس محدود است ولی الگوی چرخندی واقع در جنوب، علاوه بر سطح اقیانوس در شرق مدیترانه نیز مشاهده می شود. همچنین جهت بردار باد بی هنجار در شرق مدیترانه در فاز مثبت (منفی)، شرقی (غربی) است، درحالی كه روی دریای سرخ و جنوب آسیا خلاف این موضوع دیده می شود. مقایسه بی هنجاری بردار باد روی اقیانوس هند در دو فاز NAO نشان از تفاوت الگوی شارش در این منطقه دارد كه می تواند شار دما و رطوبت در خاورمیانه را متأثر كند. الگوی بی هنجاری بردار باد در تراز 700 هكتوپاسكال برای فازهای گوناگون NAO در شكل های 3 د و 3 ج نشان داده شده است كه در بسیاری از موارد شبیه به تراز 500 هكتوپاسكال است.
شكل 3. میانگین بی هنجاری های باد در ترازهای 500 و 700 هكتوپاسكال برای ماه های بحرانی منفی (شكل های الف و ج) و مثبت (شكل های ب و د) نوسان اطلس شمالی.
در شكل 4 میانگین تندی باد در تراز 300 هكتوپاسكال برای ماه های بحرانی مثبت و منفی NAO ارائه شده است. با توجه به شكل، می توان دو جریان جتی جدا از هم را در فازهای مثبت (شكل 4 الف) و منفی ( 4 ب) تشخیص داد. یكی از آنها به صورت مداری در عرض بین 25 تا 30 درجه شمالی در جنوب غرب و جنوب آسیا قرار گرفته است و دیگری روی اقیانوس اطلس دیده می شود. نكته مهم آنكه در فاز مثبت NAO، تندی باد در جریان جتی جنوب غرب آسیا حدود 8 متر بر ثانیه قوی تر از فاز منفی است. مركز این جریان جتی در فاز مثبت (شكل 4 الف) روی كشور عربستان و جنوب غرب ایران قرار گرفته و به طور قابل ملاحظه ای پهن تر از فاز منفی است. قوی تر بودن جریان جتی جنب حاره در فاز مثبت NAO می تواند نشاندهنده كژفشاری بیشتر جو در این ناحیه باشد كه در نهایت سبب شكل گیری سامانه های چرخندی بیشتر و قو یتر می شود (هولتون، 2004 ). جریان جتی دوم روی اقیانوس اطلس شمالی و در محدود ه 40 تا 50 درجه شمالی قرار گرفته كه بر ناحیه مسیر توفان اقیانوس اطلس شمالی منطبق است. این جریان جتی در فاز مثبت نوسان اطلس به سمت شمال شرق منحرف شده است (شكل 4 الف) و تا شمال غرب اروپا گسترش می یابد كه سبب تغییر مسیر حركت سامانه های چرخندی اقیانوس اطلس به سوی شمال اروپا می شود. در فاز منفیNAO، جریان جتی در راستای مداری روی اقیانوس اطلس واقع بوده است و هسته آن در غرب اقیانوس اطلس قرار دارد. با توجه به شكل 4 ب می توان دید كه تندی این جت در فاز منفی بیشتر از فاز مثبت و پهنای آن نیز بیشتر است.
شكل 4. میانگین تندی باد (m s -1) در تراز 300 هكتوپاسكال برای ماه های بحرانی مثبت (شكل الف) و منفی (شكل ب) نوسان اطلس شمالی.
میدان تابش موج بلند خروجی
در شكل 5 میانگین بی هنجاری تابش موج بلند خروجی در ماه های بحرانی مثبت و منفی نشان داده شده است. در این شكل، مناطق آبی رنگ، مكان هایی هستند كه نسبت به میانگین، تابش موج بلند كمتری توانسته از جو عبور كند. باتوجه به اینكه بیشتر تابش موج بلند با بخار آب موجود در جو جذب می شود، این مناطق به طور میانگین نشان دهنده رطوبت بیشتر هستند. به عكس مناطق سرخ رنگ، مناطق خشك ترند كه دارای رطوبت كمتری هستند. در شكل 5 الف مشاهده می شود كه در فاز مثبت NAO در شمال اقیانوس اطلس، بی هنجاری تابش موج بلند خروجی در حدود 4 واحد كمتر از میانگین زمستانی و در نواحی جنب حاره ای آن و در جنوب اروپا بین 4 تا 6 واحد بیشتر از میانگین زمستانی است. این امر بیانگر رطوبت بیشتر در شمال اقیانوس اطلس و رطوبت كمتر در جنوب اروپا، از اقیانوس اطلس تا دریای سیاه، در فاز مثبت NAO است. این نتیجه با تغییر راستای مسیر توفان اطلس در فاز مثبت NAO همخوانی دارد. در بیشتر نواحی خاورمیانه تا اقیانوس هند نیز تابش موج بلند خروجی بین 0 تا 2 واحد بیش از میانگین بلند مدت است كه نشان می دهد در فاز مثبت NAO هوای خشكتری در این نواحی حاكم بوده است. شكل 5 ب نشانگر آن است كه در فاز منفی NAO، میزان تابش موج بلند خروجی از غرب مدیترانه به سمت جنوب اروپا در حدود 6 تا 8 واحد كمتر از میانگین بلندمدت است و این امر حاكی از رطوبت بیشتر از میانگین در این مناطق است به طوری كه تفاوت الگوی تابش موج بلند خروجی در ماههای بحرانی مثبت و منفی به خوبی تغییر مسیر جریان های گرم و مرطوب از روی اقیانوس اطلس در دو فاز متفاوت را نشان می دهد. خاورمیانه در فاز منفی به دو ناحیه تقسیم می شود كه در نواحی شمالی و جنوبی آن، رطوبت بیشتر از میانگین بلند مدت و در قسمت های مركزی آن برابر و یا اندكی كمتر از میانگین است. مقدار كمبود تابش موج بلند خروجی در شمال خاورمیانه از روی كشور تركیه به سمت شرق، نسبت به میانگین بلندمدت در حدود 2 تا 4 واحد است. به نظر می رسد كه این ناحیه در راستای مسیر توفان اطلس است كه در فاز منفی به سمت جنوب جابه جا شده است. در نواحی جنوبی خاورمیانه، از روی كشور عربستان به سمت شرق تا اقیانوس هند، نیز كمبود 2 تا 4 واحدی تابش موج بلندخروجی نسبت به میانگین بلندمدت دیده می شود كه بعداً در نقشه های خطوط جریان خواهیم دید كه دلیل آن انتقال رطوبت از اقیانوس هند است (شكل 6 د).
شكل 5. میانگین بی هنجاری تابش موج بلند خروجی (2 w/m) در ماه های بحرانی مثبت (شكل الف) و منفی (شكل ب) نوسان اطلس شمالی.
میدان ضخامت و خطوط جریان
میانگین بی هنجاری های ضخامت بین ترازهای 500 و 1000 هكتوپاسكال و خطوط جریان تراز 700 هكتوپاسكال برای دو فاز مثبت و منفی NAO در شكل 6 آمده است. همان گونه كه قبلاً اشاره شد سامانه چرخندی ایسلند كه به طور معمول در شمال غرب اطلس قرار دارد، در فاز مثبت NAO قوی تر و در فاز منفی، ضعیف تر از میانگین است. با توجه به شكل های 6 الف و 6 ب، این سامانه در فاز مثبت (منفی) NAO با هوای سرد (گرم) در لایه ی زیرین جو همراه است. طبق نقشه های خطوط جریان (شكل های 6 ج و 6 د) این هوای گرم و سرد دو منشأ كاملاً متفاوت دارند. قوی تر بودن كم فشار ایسلند در فاز مثبت و ضعیف تر بودن آن در فاز منفی را می توان به همراهی آن به ترتیب با هوای سرد در فاز مثبت و هوای گرم در فاز منفی NAO ارتباط داد. در نواحی جنب حاره ای اقیانوس اطلس و در ماه های بحرانی مثبت و منفی، به ترتیب هوای گرم و سرد دیده می شود كه همراه با هوای سرد و گرم واقع در شمال اقیانوس اطلس، دو الگوی متفاوت گرم _ سرد برای ماه های منفی و سرد _ گرم برای ماه های مثبت را تشكیل می دهد. مشابه با نتایج هارل، الگوی ضخامت برای شمال و شمال غرب اروپا به طور میانگین هوای گرم (سرد) در فاز مثبت (منفی) را نشان می دهد. بنابر اظهار هارل، این بی هنجاری دمایی به دلیل تغییر الگوی جریان های غربی روی اقیانوس اطلس در دو فاز NAO روی می دهد.
بندیكت ( 2004 ) تشكیل فازهای متفاوت NAO را مربوط به شكست چرخندی و واچرخندی (تورنكرافت و همكاران، 1993 ) امواج بسامد پایین در ناحیه اقیانوس اطلس می داند. براساس نظر او، فاز مثبت NAO با هوای سرد و فاز منفی با هوای گرم در شمال اقیانوس اطلس همراه است. این بی هنجاری های دمایی به وضوح در نقشه های ضخامت (شكل های 6 الف و 6 ب) دیده می شوند. با توجه به شكل های 6 ج و 6 د كه بی هنجاری خطوط جریان تراز 700 هكتوپاسكال را در فازهای مثبت و منفی NAO نشان می دهد، الگوی چرخندی در فاز مثبت NAO و الگوی واچرخندی در فاز منفی NAO در شمال شرق اطلس قرار دارد. وجود الگوی چرخندی در فاز مثبت سبب انتقال هوای سرد از شمال كانادا و نواحی جنب قطبی آن به شمال اطلس می شود. به علاوه، خطوط جریان بی هنجار به روشنی نشان می دهد كه هوای گرم موجود در شمال و شمال غرب اروپا در فاز مثبت (شكل 6 الف) به دلیل وجود جریان های غربی و جنوب غربی در مركز اقیانوس اطلس است. بندیكت منشأ هوای گرم موجود در مركز جنب حاره ای اطلس را منطقه فلوریدا می داند. تحلیل نقشه های خطوط جریان در ترازهای گوناگون جو و نقشه های ضخامت حاكی از آن است كه منبع این هوای گرم در نواحی جنب حاره ای اطلس و در قاره امریكا، نواحی حاره ای امریكای جنوبی است.
نكته قابل توجه دیگر در الگوی ضخامت و در فاز مثبت NAO (شكل 6 الف) آن است كه از شمال افریقا به سمت شمال شرق خاورمیانه به طور میانگین هوای سردتر از میانگین حاكم است و بیشینه این بی هنجاری سرد در شمال افریقا دیده می شود. با دقت در نقشه خطوط جریان می توان دریافت كه منشأ هوای سرد موجود در شمال افریقا و خاورمیانه، الگوی واچرخندی بی هنجار واقع بر این مناطق است كه موجب انتقال هوای سرد از شرق و جنوب اروپا شده است. الگوی بی هنجاری ضخامت در فاز منفی NAO (شكل 6 ب)، هوای گرم تر از میانگین را در شمال افریقا، مدیترانه و خاورمیانه نشان می دهد كه بیشینه آن در شمال افریقا و شمال خاورمیانه دیده می شود. با توجه به نقشه های خطوط جریان (شكل 6 د)، ملاحظه می شود كه انتقال هوای گرم و مرطوب نواحی جنب حاره ای اطلس از سمت جنوب غرب و هوای گرم صحرای عربستان از سمت جنوب شرق از دلایل بی هنجاری گرم در نواحی ذكر شده اند.
در نقشه های خطوط جریان مربوط به فاز منفی NAO (شكل 6 د)، یك بی هنجاری واچرخندی روی دریاچه آرال قابل تشخیص است. این الگوی واچرخندی موجب ایجاد جریان های بی هنجار شرق سو از سمت شرق به ناحیه خاورمیانه شده است. در فاز مثبت (شكل 6 ج)، جریان های این ناحیه كاملاً عكس حالت قبل و غربی هستند، اگرچه در این فاز برخلاف فاز منفی روی دریاچه آرال، الگوی مشخصی دیده نمی شود. چنانچه در بخش قبلی اشاره شد، در جنوب خاورمیانه (بین عرض های 20 تا 25 درجه شمالی) در فاز منفی NAO ناهنجاری منفی تابش موج بلند خروجی وجود دارد (شكل 5 ب) كه با مقایسه تفاوت الگویخطوط جریان در فازهای مثبت و منفی، به نظر می رسد كه جریان های بی هنجار شرق سو در فاز منفی، سبب انتقال یافتن رطوبت از اقیانوس هند به سمت این ناحیه و در فاز مثبت، جریان های بی هنجار غربی، موجب خشكی و رطوبت كمتر این مناطق شده است. همچنین رطوبت بیش از میانگین در فاز منفی NAO (شكل 5 ب) در غرب مدیترانه و جنوب اروپا به خوبی با جریان های بی هنجار جنوب غربی در شمال افریقا (شكل 6 ج) در این فاز همخوانی دارد.
شكل 6. میانگین بی هنجاری های ضخامت (فاصله بین خطوط 10 متر) و خطوط جریان در تراز 700 هكتوپاسكال برای ماه های منفی (شكل های الف و ج) و مثبت (شكل های ب و د) نوسان اطلس شمالی. خط چین مقادیر منفی و خطوط پیوسته مقادیر مثبت را نشان می دهند.
نتایج حاصل از پالایش آشفتگی های بسامد بالا
با توجه به مقیاس زمانی NAO كه حدود دو هفته است (كش و لی، 2001 ؛ فلدستین، 2000 )، می توان این رخداد را جزء پدیده های بسامد كم قرار داد و انتظار داشت كه آثار آن هم با آشفتگی های كم بسامد به مناطق واقع در پایین دست آن منتقل شود.
شكل 7 میانگین ارتفاع ژئوپتانسیلی تراز 500 هكتوپاسكال پالایش شده در ماه های بحرانی مثبت و منفی NAO را نشان می دهد. در فاز منفی (شكل 7 ب)، حضور یك پشته كم بسامد روی اقیانوس اطلس شمالی كاملاً مشهود است. در دو سوی این پشته، دو ناوه، یكی روی اروپا و دیگری در شرق كانادا دیده می شود كه دومی با مركز كمفشار ایسلند در پایین دست آن همخوانی دارد. در این شكل، الگوی ارتفاع ژئوپتانسیلی تراز 500 هكتوپاسكال در ناحیه خاورمیانه و شرق مدیترانه كاملاً مداری است. در فاز مثبت (شكل 7 الف)، ناوه واقع بر غرب اطلس قوی تر است و تا مركز اطلس گسترش یافته است، به طوری كه شمال غرب اروپا در جریان سوی آن قرار دارد. پشته ی واقع بر مركز اطلس كه در فاز منفی دیده می شود، در فاز مثبت ضعیف تر است و در غرب اروپا قرار دارد. همچنین ناوه واقع روی اروپا نیز در این فاز ضعیف تر است. در شكل 7 الف، برخلاف فاز منفی (شكل 7 ب)، حضور یك ناوه كم بسامد با طول موج بلند در شمال قاره افریقا و مركز مدیترانه قابل توجه است. با توجه به محل این ناوه كه شرق مدیترانه و بیشتر نواحی خاورمیانه در جریان سوی آن قرار می گیرند، انتظار پدیده هایی متفاوت با فاز منفی می رود، كه نیاز به بررسی دقیق تر دارد.
شكل 7. میانگین ارتفاع ژئوپتانسیلی (فاصله بین خطوط 100 متر) تراز 500 هكتوپاسكال پالای ششده برای ماه های منفی (الف) و مثبت (ب) نوسان اطلس شمالی. پالایه اعمال شده، پالایه ای پایین گذر است كه آشفتگی های دارای دوره تناوب كمتر از ده روز را پالایش كرده است.
ارتباط ناهنجاری شاخص های اقلیمی با فاز + شاخص NAO
| OCT - NOV - DEC | JUL - AUG - SEP | APR - MAY - JUN | JAN - FEB - MAR | |
| PREC. |  |  |  |  |
| AIR TEMP. |  |  |  |  |
| SLP |  |  |  |  |
| GHT |  |  |  |  |
| OLR |  |  |  |  |
مدل هاي پيش بيني شاخص NAO
ناهنجاري الگوي تراز مياني جو بر اساس وضعيت فعلي NAO
1- مدل آلباني
2- مدل NOAA
منبع: مجله ژئوفیزیك ایران، جلد 2، شماره 1387 ،2 ، صفحه 51-64 اثر نوسان اطلس شمالی (NAO) بر برخی كمیت های هواشناختی وردسپهر در خاورمیانه و جنوب غرب آسیا
+ نوشته شده در شنبه ۲۶ مرداد ۱۳۹۲ ساعت 0:6 توسط irmancy
|