1-1- تعریف اقلیم

اقلیم[1] یا آب و هوا که از واژه یونانی کلیما گرفته شده، مجموعه ای از شرایط جوی است که کیفیت وضع آب و هوا و تغییرات دراز مدت آن در یک پهنه معین را مشخص می سازد (ناظم السادات، 1389). به دیگر سخن، اقلیم یک پهنه، میانگین شرایط جوی بلند مدت آن پهنه است و با الگوهای روزانه هوا تفاوت اساسی دارد (عساکره، 1386). اقلیم شناسی با بهره گرفتن از نتایج داده های هواشناسی، شرایط محیط جغرافیایی و زیستی را مورد مطالعه قرار می دهد. به بیانی دیگر اقلیم شناسی هوای یک ناحیه خاص را در طی فواصل به خصوصی از زمان که معمولا تا چند دهه را در برمی گیرد بررسی می کند (سازمان برنامه ریزی و مدیریت، 1384).

اقلیم هر پهنه ناشی از تقابل همزمان پدیده های هواشناسی مانند دما و بارش بوده و تعیین کننده شرایط زیست بوم, هیدرولوژیکی و کشاورزی آن می باشد (علیزاده،1382).

بر همکنش های فیزیکی، شیمیایی و حیاتی در اجزاء سامانه اقلیم در مقیاس زمان و مکان باعث پیچیدگی آن می گردد. به عنوان مثال به علت وابستگی و ارتباط نزدیک جو و اقیانوس، طی فرایندهای چرخه ای، ماده و انرژی بین آنها جابجا می شود. به طور روشن می توان به نشان پر رنگ بارش بر شوری، توزیع آن، چرخه جریانات دریایی و تبادل گازها مانند کربن دی اکسید اشاره کرد. هر گونه روندی که مانع این فرایندها گردد اثرات مهمی را بجا می گذارد که از دیدگاه اقلیم شناسی قابل بررسی می باشد. به عنوان مثال یخ های دریایی از تبادل ماده و انرژی بین جو و اقیانوس جلوگیری نموده، غلظت کربن دی اکسید و به دنبال آن بیوسفر (از طریق فتوسنتز و تنفس) و نیز از طریق تاثیر بر تزریق رطوبت به جو، بیلان تابش و … را متاثر می سازد. بدین دلیل هر گونه تغییر طبیعی یا انسانی در محتویات جو قادر است موجب تغییر در سامانه اقلیمی شود (عساکره، 1386).

مجموعه پدیده های جوی، چه از نظر هواشناسی و چه از نظر اقلیم شناسی، سامانه پیچیده ای دارد که شرایط اقلیمی منطقه ای را مشخص می کند.

2-1- عناصر سامانه اقلیمی

عناصر سامانه اقلیمی عبارتند از جو زمین (هواکره)، هیدروسفر (آب کره)، لیتوسفر (سنگ کره)، بیوسفر (زیست کره) و کریوسفر (یخ کره). سامانه اقلیم در گیر تبادل انرژی و رطوبتی است که بین پنج لایه یا کره نامبرده رخ می دهد (عزیزی، 1383). این عناصر مقیاس زمانی متفاوتی دارند، در حالیکه جو زمین به سرعت به تغییرات اقلیمی پاسخ می دهد، بر همکنش اقیانوس به آرامی صورت می گیرد (سازمان برنامه ریزی و مدیریت، 1384).

3-1- اثر گلخانه ای و گرمایش جهانی

اجزاء جو زمین در ایجاد موازنه بین تابش ورودی و خروجی بسیار موثر بوده و در انتقال حرارت نقش اساسی دارند. اگر ترکیبات جو زمین وجود نمی داشت درجه حرارت متوسط سطح زمین حدود 18- درجه سانتی گراد (255 درجه کلوین) می بود در حالیکه هم اکنون میانگین دمای سطح زمین 15 درجه سانتی گراد است. این اختلاف به علت عملکرد تعدادی از ترکیبات گازی جو است که به گازهای گلخانه ای[1] معروفند و این حالت را اثر گلخانه ای جو گویند. این گازها که بر اثر عوامل طبیعی و همچنین فعالیت های انسانی ایجاد می شوند علاوه بر تاثیرات مختلف بر تابش خورشیدی، تابش فرو سرخ را نیز جذب می کنند. در واقع افزایش غلظت گازهای گلخانه ای در لایه های فوقانی جو و جذب اشعه مادون قرمز گسیل شده از زمین، درجه حرارت را افزایش می دهند (مساح بوانی و مرید، 1384)

گازهای گلخانه ای با وجود اینکه درصد نسبتا کمی از جو را تشکیل می دهند نقش مهمی در تنظیم مقدار انرژی جو ایفا می کنند.

دی اکسید کربن (CO₂) بیشترین اهمیت را در بین گازهای گلخانه ای داراست. این گاز بیشتر از طریق فوران آتشفشانها، گیاهان، فرایندهای خاکی، سوختن ترکیبات کربن و تبخیر اقیانوسی از درون زمین آزاد می شود. از طرف دیگر این گاز در اقیانوس ها حل شده و از طریق فتوسنتز گیاهی مصرف می شود (شیمل و همکاران[2]، 1995).

افزایش غلظت گازهای گلخانه ای بخصوص دی اکسید کربن حاصل از فعالیتهای بشر در جو زمین و اقیانوسها عامل اصلی وقوع پدیده گرمایش جهانی است که هم اکنون نیز ادامه دارد (مساح بوانی و مرید 1384). تاثیر آلاینده های ناشی از فعالیتهای انسانی بایستی در ارزیابی وضعیت اقلیم گذشته, حال و آینده و قانونمند کردن کنترل های مربوط به انتشار گازهای گلخانه ای و دی اکسید سولفور در نظر گرفته شود (کارلسون و همکاران[3]، 1992).

در شکل (1-1) تغییرات افزایشی گاز دی اکسید کربن در بین سالهای 1958 تا 2005 میلادی را نشان می دهد. علت حرکات زیگزاگی این نمودار، نوسانات مقدار چگالی گاز دی اکسید کربن در فصل تابستان و همچنین زمستان می باشد زیرا در تابستان با افزایش فتوسنتز گیاهان، این گاز از جو گرفته شده و در زمستان که فتوسنتز به حداقل می رسد مقدار آن در جو افزایش می یابد.

4-1- گردش عمومی جو و اقیانوس

گردش عمومی جو واژه ای است که برای توصیف الگوی جهانی بادها در سطح زمین و سطوح بالا مورد استفاده قرار می گیرد (عزیزی، 1383). گردش عمومی جو مدتها بنام الگوی تک سلولی معروف بوده و مورد قبول دانشمندان بود تا اینکه الگوی سه سلولی چرخش هوا جایگزین آن گردید. به موجب این تفسیر هوای گرم و مرطوب استوا به سمت بالا و بطرف قطب حرکت کرده و در مسیر خود با انجام ریزش های جوی زیاد بتدریج خشک و سنگین و سرد می شود بطوریکه در حوالی مدارات 30 درجه سقوط می کند. بخشی از هوای نزول یافته به سمت استوا بر می گردد که بدین ترتیب سلول اول تشکیل می شود. بخش دیگر هوا به در سطح زمین بطرف قطب جریان می یابد تا سر انجام بتدریج دوباره گرم و مرطوب شده و در نواحی حوالی مدار 60 درجه به اندازه کافی سبک شده و دوباره به بالا صعود می کند و راه خود را بطرف قطب می پیماید و بخشی از آن نیز در قسمت بالای جو بطرف استوا بر می گردد و یک سلول چرخشی دیگر را بین مدار 30 تا 60 درجه بوجود می آورد. بدین ترتیب در هر نیمکره سه سلول چرخشی، یکی بین مدار 0 تا 30 درجه، دیگری بین مدار 30 تا 60 درجه و سومی بین مدار 60 درجه تا نواحی قطبی بوجود می آید. در اینجا می توان گفت که مناطقی که در حوالی مدار 30 درجه قرار دارند به دلیل پایین افتادن هوای خشک فاقد بارندگی هستند زیرا هوایی که به این مناطق می رسد قبلا در طی مسیر خود از استوا رطوبت خود را از دست داده و سرد و خشک شده اند. ایران و از جمله بسیاری کشورهای کویری دنیا در همین کمربند خشکی قرار دارند.

علاوه بر بادهای کلی که در سطح دنیا وجود دارد وضعیت اقلیمی بسیاری از مناطق تحت تاثیر بادهای موضعی است که گرچه عامل اصلی آن نیز تفاوت دما و فشار است اما این تفاوت در مقیاس کوچک بوده و بهمین دلیل فقط در بعضی نقاط خاص مانند نواحی ساحلی و کوهستانی می توان آنها را مشاهده کرد (علیزاده، 1382).

گردش عمومی اقیانوسها، مانند گردش عمومی جو باعث توزیع مجدد انرژی از استوا به سمت قطبین می شود. گرچه شباهتهایی بین گردش اقیانوسی و جوی وجود دارد اما اختلافهایی نیز بین آنها به چشم می خورد. اقیانوسها به سرعت جو به انرژی تابشی رسیده پاسخ نمی دهند بلکه در سطوح فوقانی، زمان این پاسخ به چند هفته و در سطوح عمقی زمان آن به قرن ها یا میلیون ها سال می رسد (عزیزی، 1383).

تکوین تدریجی حرکت های جوی- اقیانوسی از آشفتگی های کوچک و بزرگ به حالت اولیه هریک از این اجزاء بستگی دارد. همچنین وجود تعامل دو جانبه از جنبه های قابل تامل در روابط مزبور است. بطوریکه این تعامل پیچیده امکان برآورد سطح تعادلی نوین برای شرایط مختلف را مشکل می سازد. و از آنجا که رژیم چرخشی آن تابع تغییر پذیری فصلی، سالانه و تغییرات بلند مدت تر است، حاوی الگوهای زمانی نیز می باشد. لذا چرخه آب با سرعت کمتر از چرخه جو ذخیره و انتقال مقادیر زیادی انرژی را بر عهده می گیرد (IPCC, 2001).

1-4-1- برهمکنش های جوی – اقیانوسی

از آنجا که بخش عمده ای از سطح زمین را اقیانوسها اشغال کرده اند، سهم آنها از ارتباط سطح زمین با جو نیز زیاد است. بدین معنی که تغییر در یکی منجر به تغییر در دیگری می شود. مثال بارز این ارتباط گردش سطوح فوقانی آب اقیانوسها بوسیله بادهای سطحی می باشد. همچنین اقیانوسها گازهایی مانند دی اکسید کربن و گازهای مهم دیگر و هواویزه ها را با جو مبادله می کنند. حرکات عمودی و افقی اقیانوس و جو کنترل کننده مقدار انرژی در همه مکانهای کره زمین است (عزیزی، 1383).

[1]- Green-House Gases

[2]- Schimel et al.

[3]- Charlson et al.

[1]- Climate