دانلود رایگان


کوچک مقیاس کردن خروجی های مدل چرخش عمومی جو (GCM) - دانلود رایگان



دانلود رایگان افزایش چگالی گازهای گلخانه ای و گسترش صنایع جا پای پر رنگی در دگرگونی اقلیمی دارد. از جمله روشهای برآورد اندازه دگرگونی های اقلیمی، به کارگیری مدلهای گردش

دانلود رایگان
کوچک مقیاس کردن خروجی های مدل چرخش عمومی جو (GCM) جهت بررسی آثار تغییر اقلیم بر رخدادهای آتی بارش جنوب ایرانفهرست مطالب
عنوان صفحه
عنوان صفحه
عنوان صفحه
فهرست شکل ها
عنوان و شماره صفحه
عنوان و شماره صفحه
عنوان و شماره صفحه
عنوان و شماره صفحه
فهرست جدول ها
عنوان و شماره صفحه
2 بین چهار گره پیرامون ایستگاه
2 بین چهار گره پیرامون ایستگاه
2 بین چهار گره پیرامون ایستگاه
2 بین چهار گره پیرامون ایستگاه
2 بین چهار گره پیرامون ایستگاه
2 بین چهار گره پیرامون ایستگاه
2 بین چهار گره پیرامون ایستگاه
2 بین چهار گره پیرامون ایستگاه
عنوان و شماره صفحه
2 بین چهار گره پیرامون ایستگاه
2 بین چهار گره پیرامون ایستگاه
2 بین چهار گره پیرامون ایستگاه
2 بین چهار گره پیرامون ایستگاه
2 بین چهار گره پیرامون ایستگاه
2 بین چهار گره پیرامون ایستگاه
2 بین چهار گره پیرامون ایستگاه
2 بین چهار گره پیرامون ایستگاه
عنوان و شماره صفحه
عنوان و شماره صفحه
عنوان و شماره صفحه
عنوان و شماره صفحه
عنوان و شماره صفحه
چکیده
افزایش چگالی گازهای گلخانه ای و گسترش صنایع جا پای پر رنگی در دگرگونی اقلیمی دارد. از جمله روشهای برآورد اندازه دگرگونی های اقلیمی، به کارگیری مدلهای گردش عمومی جو (GCM) می باشد. از آنجا که خروجی این مدلها نشانگر چگونگی اقلیم در یک پهنه گسترده جغرافیایی است، نیاز به کوچک مقیاس کردن آنها برای بکارگیری در گستره های محلی و حوزه های آبخیز می باشد. از جمله روشهای کوچک مقیاس کردن خروجی های این مدلها، کاربرد روشهای آماری می باشد که در این تحقیق مورد استفاده قرار گرفته است. در اینجا ابتدا سه روش کوچک مقیاس کردن آماری برای داده های همانند سازی شده بارش در 8 ایستگاه جنوبی کشور بیان گردید و بهترین روش انتخاب شد. سپس داده های بارش مدل گردش عمومی جو ECHAM5 در دو سناریوی 20C3M و 1PTO2X برای دوره گذشته کوچک مقیاس شدند. با بکار گیری روابط بدست آمده داده های آینده نیز کوچک مقیاس شدند و آوردها نشان داد که چنانچه تغییرات این گازها در جو همانند قرن بیستم در سناریوی نخست باشد باعث کاهش میزان بارش و تشدید خشکسالی در مناطق جنوب ایران در 6ماهه دوم سال گردیده و در صورتیکه تغییرات این گازها همانند سناریوی دوم تا 2 برابر شدن غلظت در جو پیش رود باعث افزایش احتمال بارش و رخداد ترسالی در دو فصل پاییز و زمستان خواهد شد.
مقدمه
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 استفاده 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).
1-2- 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).
1-3- 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[2] 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، فرآیندهای 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[3]، 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[4]، 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.
1-4- 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).
1-5- خشکی ها
خشکی ها کم و بیش 30 درصد رویه زمین را می پوشانند که بخشی از آن را پوشش یخی و بخش دیگر را بیشتر، گیاهان به خود اختصاص داده اند. بنابراین در رویه زمین پوشش گیاهی با ویژگی هایی مانند سپیدایی و جابجایی گرمای نهان که با توجه به نوع پوشش گیاهی می توانند نوسان کنند، تعیین کننده موازنه انرژی است. همچنین خشکی ها در جریان گازهای گلخانه ای همانند کربن دی اکسید و متان و همچنین بر مقدار ریزگردهای موجود در جو نشان پر رنگ می گذارند. میلیونها ویروس، باکتری، گرده گیاه و انواع گوناگونی از میکرو ارگانیسم ها بوسیله بادها در جو جابجا می شوند.
آنها می توانند تابش خورشید را در جو پراکنده کرده و در مقدار انرژی کره زمین تاثیر بگذارند. لایه مرزی مرزی جو که پایین ترین بخش آن است بطور مستقیم با سطح پوشش گیاهی بر همکنش دارد (دریک[5]، 2000).
گیاهان از طریق پس مانده برگ ها و سیستم ریشه بر ساختار خاک نیز اثر می گذارند که این امر از طریق قطع بارش و ناهموار کردن خاک و مسیر زهکشی آب انجام می شود. تخریب سطح زمین خصوصا جنگل زدایی گسترده سبب ناپایداری حاصل از تغییرات زهکشی می شود. زیست کره نه تنها یکی از نتایج اقلیم است بلکه می تواند بخوبی نقش یک تعدیل کننده را انجام دهد که این نقش را در طی چرخه دی اکسید کربن می توان مشاهده نمود. برای مثال درختان جوان دی اکسید کربن بیشتری از درختان بالغ جذب می کنند، بنابراین تغییرات سطح زمین، چه طبیعی و چه انسانی می تواند اقلیم را تغییر دهد (عزیزی، 1383).
1-6- شواهد محیطی تحولات اقلیمی
طی دگرگونی های گذشته اقلیم، دوره های گرم جای خود را به دوره های سرد داده اند و دوره های گرم و مرطوب پیوسته با دوره های سرد و خشک در تناوب بوده اند (کاویانی و علیجانی، 1380). دگرگونی از ویژگی های پایدار و همیشگی اقلیم است که در بازه های زمانی مختلفی به وقوع می پیوندد. شواهد محیطی به سه طبقه شواهد زیست شناسی، چینه شناسی و ریخت شناسی تقسیم بندی می شوند که در ادامه اندکی توضیح داده خواهد شد.
1-6-1- شواهد زیست شناسی
جانداران به دلیل قدرت سازش قابل توجهی که باشرایط محیطی و اقلیمی دارند از شواهد اقلیمی عمده محسوب می شوند. گیاهان بر اساس ارتباط نیازهای فیزیولوژیکی خود با رژیم های اقلیمی که در آن تکوین و تکامل می یابند طرح خاصی از اقلیم را نشان می دهند. با شناسایی ویژگی های گیاهی یک ناحیه می توان اقلیم گذشته آن ناحیه را تخمین زد (کورل و اندرسون[6]، 1990). تاثیر دما علاوه بر گیاهان باعث ایجاد تنوع در بین گونه های مختلف جانوری می گردد. پرندگان، پستانداران، ماهی ها، دوزیستان، حشرات و خزندگان بر حسب قدمت خود در یک محدوده جغرافیایی قادر به ارائه ویژگی های اقلیمی محدوده مزبور هستند (عساکره، 1386).
1-6-2- شواهد چینه شناسی
قدیمی ترین ذرات معدنی شناخته شده از سطح قاره ها حدود 2/4 میلیارد سال و قدیمی ترین سنگهای آذرین 9/3 میلیارد سال و کهن ترین رسوبات دگرگون شده 8/3 میلیارد سال عمر دارند. مطالعه کانی های تشکیل دهنده گل رس اطلاعات تازه ای در مورد شرایط اقلیمی تشکیل آنها را در اختیار دانشمندان قرار می دهد. با توجه به رابطه سرعت باد و بافت دانه های انباشته شده خاک می توان نوع و شدت میدان های فشار را در زمان گذشته برآورد نمود (کاویانی و علیجانی، 1380).
1-6-3- شواهد ریخت شناسی
بازشناسی و مطالعه پدیده های ژئومورفولوژیک آن هم در یک مجموعه و محدوده اراضی مرتبط به هم نشانه هایی از تحولات گذشته اقلیمی است (عساکره، 1386). تفسیر بیلان بین تغییرات محلی ذوب و تراکم یخ و نیز اثرات توپوگرافی بر یخچالهای کوهستانی شناخت در عین اهمیت پیچیده می سازد. برای مثال، هم افزایش بارش زمستانه (تراکم بیشتر) و هم دمای کم تابستانه (کاهش ذوب) موجب موازنه مثبت یخچالها خواهد شد. بدین ترتیب عامل دما در تغییر حجم یخهای کوهستانی موثر بوده و در واقع تغییر در حجم یخها شاهدی بر تغییر اقلیم آن ناحیه خواهد بود (IPCC, 2001).
1-7- تغییر اقلیم در مجامع جهانی
تمایل به موضوع تغییر اقلیم در طول قرن گذشته با روند گرم شدن هوا که از اواخر قرن نوزدهم شروع شد و تا زمان فعلی ادامه دارد, آشکار گردید. هر چند نخستین بار در سال 1911 روند گرم شدن هوا در مباحث انجمن هواشناسی سلطنتی تشخیص داده شده بود, بحث و استدلال در مورد روند گرمایشی تا اواخر دهه چهل و اوایل دهه پنجاه ادامه یافت. سپس نگرانی ها متوجه روند سرد شدن دهه شصت گردید (عزیزی، 1383). به علت تاثیرات جهانی تغییر اقلیم در اوایل دهه 1970 یک کمیته علمی به منظور بررسی نظریه تغییر اقلیم در سازمان جهانی هواشناسی[7] تشکیل شد. اولین کنفرانس جهانی تغییر اقلیم نیز در سال 1979 برگزار گردید که در واقع برنامه جهانی اقلیم را تشکیل داد. هدف از این برنامه فهم عمیق اقلیم، تغییر اقلیم و تاثیر آن بر فعالیت های گوناگون بشری و زیست محیطی است.
برنامه جهانی اقلیم بر شش راستای تحقیقاتی متمرکز گردید:
انرژی جهانی و چرخه آب
اقیانوسهای مناطق حاره ای و جو جهانی
گردش های جهانی اقیانوسها که تغییرات آرام سیستم اقلیمی به موجب بر همکنش اقیانوس و جو را نشان می دهد
مطالعه سیستم اقلیم قطبی
فرایندهای استراتوسفری و نقش آن در تغییر اقلیم
برنامه مدل سازی عددی اقلیمی
دومین همایش جهانی اقلیم در سال 1990 در ژنو برگزار شد. کمیته ای مرکب از بیش از 2000 دانشمند علوم زمین از کشورهای مختلف جهان، مقالات و مطالعات انجام شده در ارتباط با تغییر اقلیم را بررسی کردند و نتایج آن بصورت اولین گزارش هیئت بین الدول تغییرات اقلیمی[8] در سال 1990 انتشار یافت. بخشهای مهم این نتایج که در سال های 1995 و 2000 مورد بررسی دقیقتر قرار گرفته و بر اساس شواهد موجود و کارهای انجام شده به روز شدند عبارتند از:
1- گسیل جوی ناشی از فعالیت های بشری بطور اساسی در حال افزایش غلظت گازهای گلخانه ای از قبیل دی اکسید کربن، متان و اکسید نیتروژن هستند.
2- تعدادی از گازهای گلخانه ای بمدت طولانی در جو باقی می مانند؛ مانند دی اکسید کربن و اکسید نیتروژن که می توانند عمر چندین دهه تا چندین سده داشته باشند. از اینرو این نوع گازها می توانند اثر گلخانه ای جو را تا صدها سال افزایش دهند.
3- دمای میانگین جهانی هوای سطحی از قرن 19 تا انتهای قرن 20 بین 3/0 تا 6/0درجه سانتیگراد افزایش یافته است.
4- اثر سرمایشی ریزگردهای سولفیت ناشی از گسیل سولفور ممکن است بخش قابل توجهی از گرمایش گلخانه ای طی چند دهه اخیر را خنثی کند.
5- تمرکز دی اکسید کربن احتمالا از ppm 280 در دوران انقلاب صنعتی به ppm 500 تا انتهای قرن 21 خواهد رسید.
6- افزایش سطح گازهای گلخانه ای احتمالا منجر به افزایش دمای میانگین جهانی هوای سطحی بین 5/4-5/1 درجه سانتیگراد تا انتهای قرن 21 خواهد شد.
7- سطح آب دریای جهانی بین 10 تا 25 سانتیمتر در طی 100 سال گذشته افزایش یافته است که بخش عمده ای از آن می تواند به افزایش دما مربوط باشد.
8- انتظار می رود میانگین سطح آب دریا تا سال 2100 بین 15 تا 95 سانتیمتر (با احتمال بیشتر 50 سانتیمتر) افزایش یابد.
9- دماهای جهانی گرمتر منجر به چرخه قویتر آب شناختی خواهد شد که نتیجه آن وقوع سیل های قویتر در برخی از مناطق و خشکسالی های شدیدتر در برخی دیگر از مناطق است.
10- عدم قطعیت هایی در پیش بینی های اقلیمی، بویژه درباره زمان، شدت و الگوهای منطقه ای وجود دارد.
11- عدم قطعیت هایی در زمینه شدت و الگوهای تغییر پذیری طبیعی اقلیم نیز موجود است.
دومین همایش ملی محیط زیست و توسعه نیز در ریودوژانیرو (واقع در کشور برزیل) در سال 1992 برگزار شد که موضوع آن ارتباط بوم شناسی جهانی با پیشرفت اجتماعی- اقتصادی و دینامیک محیطی بود.
مباحث این همایش از بخش های زیر تشکیل شده بود که به اختصار شرح داده می شود:
1-8- مدلهای گردش عمومی جو
2 جوی می باشد (سازمان برنامه ریزی و مدیریت، 1384).
به دلیل اهمیت میزان انتشار گازهای گلخانه ای در دوره های آینده لازم است تا جهت اجرای مدلهای GCM در دوره زمانی هدف, وضعیت گازهای گلخانه ای مورد نظر قرار گیرد. از آنجا که محاسبه و تعیین انتشار این گازها در دوره های بعد بطور قطعی امکان پذیر نیست از این جهت سناریوهای مختلفی که شامل چگونگی تغییرات این گازها در آینده می باشد ارائه شده است که آنها را سناریوهای انتشار گویند (مساح بوانی و مرید، 1384).
مجموعه مدلهای اقلیم جهانی اجرا شده در چهارمین گزارش ارزیابی (AR4) هیئت بین الدولی تغییر اقلیم, یک سری سناریوی استاندارد شده عالی برای مطالعات اثرات اقلیمی فراهم می کند. در چنین حالتی انتخاب سناریو بایستی بگونه ای باشد که با دقت بتواند اقلیم گذشته منطقه را ترسیم کند و بتواند محدوده وسیعی از تغییر اقلیم آینده را تعیین کند (سلاته و همکاران[13]، 2007).
مدل های GCM در مراکز مختلف تحقیقاتی تهیه می شوند که از آن جمله می توان به مدل های ECHAM3, ECHAM4 و ECHAM5 در مرکز تحقیقاتی DKRZ در آلمان؛ مدل های HADCM2 و HADCM3 در مرکز تحقیقاتی HCCPR در انگلیس؛ مدل های CGCM1 و CGCM2 در مرکز تحقیقاتی CCCMA در کانادا؛ مدل CSIRO-Mk2 در مرکز تحقیقاتی CRIRO در استرالیا؛ مدل GFDL-R15-a در مرکز تحقیقاتی GFDL در آمریکا؛ مدل NCAR1 در مرکز NCAR در آمریکا و مدل های CCSR و NIES در مراکز تحقیقاتی به همین نام ها در ژاپن اشاره کرد (آذرانفر و همکاران، 1385).
مطالعه شدت تغییر اقلیم بطور متناوب نیازمند سری زمانی متغیرهای اقلیمی مانند دما و بارش برای ارزیابی وضعیت اقلیم آینده منطقه مورد نظر می باشد. چندین روش برای بدست آوردن سری زمانی هر منطقه وجود دارد که از جنبه های مختلف, بر اساس خروجی های مدل چرخش عمومی جو بنا شده اند. روشهایی که معمولا استفاده می شوند عبارتند از: روش استفاده مستقیم از خروجی های مدل GCM ؛ روش مدل های اقلیمی منطقه ای (RCM)؛ روش کوچک مقیاس کردن آماری؛ و روش مولدهای هواشناسی (هوت و همکاران[14]، 2001).
1-8-1- کوچک مقیاس کردن
برای اینکه بتوان از این مدل های GCM استفاده مناسبی نمود می بایست آنها را با استفاده از تکنیک های کوچک مقیاس کردن[15] برای منطقه مورد نظر کالیبره کرد. در واقع برای برقراری ارتباط بین مدل های اقلیمی بزرگ مقیاس و مدلهای هیدرولوژیک در مقیاس حوضه آبریز از توابعی جهت کوچک مقیاس کردن داده های مدل های جهانی استفاده می شود (دتینگر و همکاران[16]، 2004). دانش تغییر اقلیم در مقیاس جهانی و منطقه ای نسبتا گسترش یافته و مدلهای اقلیمی برای مناطق ایستگاهی با شبکه بندی مناسب Km50-10کوچک مقیاس می شوند. بسیاری از روش هایی که بکار می رود بر اساس تصحیحات تجربی جهت شبیه سازی داده های اقلیمی می باشد.
این تصحیحات بر اساس روابط بین آمارهای مشاهده شده یک پارامتر و شبیه سازی آن پارامتر برای شرایط اقلیمی مشابه است. این روابط سپس برای تصحیح شبیه سازی پارامتر مورد نظر برای شرایط اقلیمی آینده بکار می رود (سلاته و همکاران، 2007).
ویلبی و ویگلی[17] در سال 1997 روشهای کوچک مقیاس کردن را به چهار دسته طبقه بندی کردند:
1- روش رگرسیونی
2- روش توابع احتمالاتی
3- روش طبقه بندی هواشناسیکه در آن مناطق با آب و هوای مشابه در یک گروه قرار می گیرند.
4- روشهای دینامیکی که در واقع به اجرای مدلهای با تفکیک مکانی بالا توجه دارد.
مزیت روشهای کوچک مقیاس کردن آماری این است که از لحاظ محاسباتی کارآمد است و امکان بکارگیری تعداد زیادی از سناریو های اقلیمی را می دهد (سلاته و همکاران، 2007).
روش کوچک مقیاس کردن آماری, سریهای زمانی جدیدی از متغیرهای اقلیمی تولید می کند و امکان تحلیل تغییرات در فراوانی وقوع پدیده هایی مانند خشکسالی و سیلاب و همچنین بررسی تغییرات سالانه را فراهم می کند. کوچک مقیاس کردن آماری شامل توسعه روابط بین متغیرهای بزرگ مقیاس (پيش بيني كننده ها) و متغيرهايسطحي محلي (پيش بيني شده ها) است. در شكل عمومي، پيش بيني شده ها به عنوان تابعي از پيش بيني كننده ها مطرح مي شوند. اما انواع ديگري مانند رابطه بين پيش بيني كننده ها و پارامترهاي توزيع آماري پيش بيني شده ها يا فراواني مقادير حدي پيش بيني شده ها نيز به كار رفته اند (آذرانفر و همکاران، 1385).
روش های کوچک مقیاس کردن بطور خاص بر اساس انتخاب تابع انتقال ریاضی, متغیرهای پیش بینی کننده و یا روند برازش آماری متفاوت می باشد. تا کنون رگرسیون خطی و غیر خطی, شبکه های عصبی مصنوعی (ANN), همبستگی متعارفی و ... به منظور تعیین پیش بینی کننده-پیش بینی شونده و روابط حاکم بر آنها بکار گرفته شده است (موجامدار[18]، 2008).
متداولترین روش کوچک مقیاس کردن استفاده از تابع انتقال است که یک روش رگرسیونی می باشد و بر روابط کمّی مستقیم بین متغیر اقلیمی با مقیاس محلی (پیش بینی شونده) و متغیرهای در برگیرنده اطلاعات اقلیمی بزرگ مقیاس (پیش بینی کننده) از طریق روابط رگرسیونی تکیه دارد. ارجحیت این روشهای رگرسیونی در سادگی اجرا و محاسبات کمتر آن می باشد.
1-9- هدف پژوهش
ارزيابي آثار تغيير اقليم در بخش کشاورزی جهت بهره برداري بهينه از حوضه های آبریز رودخانه ها, اهميت زیادی دارد. در اين رابطه، مديريت مناسب و کارآمد منابع کشاورزی براي كاهش اثرات منفي تغيير اقليم ناشی از افزایش رشد کارخانجات صنعتی در حوضه های آبریز و افزایش غلظت گازهای آلاینده و تشدید حالت گلخانه ای در این مناطق نیازمند تحقیقات گسترده ای می باشد. پيش بيني های اقليمي برای دوره های بلند مدت به منظور مطالعه اثرات تغيير اقليم بر وضعیت دوران های خشک و تر از مولفه هاي اساسی است كه بدون آن دستيابي به راهکارهاي عملي براي كاهش این آثار امكان پذير نمي باشد.
هدف از این پژوهش, کوچک مقیاس کردن آماری خروجی های مدل GCM, به منظور ارزیابی آثار تغییر اقلیم بر بارش مناطق جنوب و جنوب غربی ایران و بررسی احتمال رخداد خشکسالی یا ترسالی می باشد. بدین منظور وضعیت بارش در دوره زمانی سی ساله 2040-2011 مورد ارزیابی قرار می گیرد. اهمیت این موضوع در پیش بینی وضعیت بارش و اثر آن در کشاورزی و منابع آب برای دوره های آتی جهت ارائه راهکارهای مدیریت بهینه منابع مذکور می باشد. انتخاب منطقه در واقع با توجه به اهمیت موضوع از دیدگاه کشاورزی و همچنین در دسترس بودن سری زمانی های قابل اعتماد جهت تحلیل شرایط آتی اقلیم آن منطقه صورت می گیرد.
[1]-Climate
[2]-Green-House Gases
[3]-Schimel et al.
[4]-Charlson et al.
[5]-Drake
[6]-Corell and Anderson
[7]-World Meteorological Organization, WMO
[8]-Intergovernmental Panel on Climate Change (IPCC)
[9]-General Circulation Model
[10]-Landman and Goddard
[11]-Timbal et al.
[12]-Widmann et al.
[13]-Salathe et al.
[14]-Huth et al.
[15]-Downscaling
[16]-Dettinger et al.
[17]-Wilby and Wigley
[18]-Mujumdar


دریافت فایل
جهت کپی مطلب از ctrl+A استفاده نمایید نماید




کوچک مقیاس کردن


خروجی های مدل چرخش عمومی جو


دانلودپایان نامه


word


مقاله


پاورپوینت


فایل فلش


کارآموزی


گزارش تخصصی


اقدام پژوهی


درس پژوهی


جزوه


خلاصه


مفهوم بنيادي در امنيت شبكه

تحقیق تطهیر با آب شرب

مقاله فرآورده‌هاي عايق‌كاري حرارتي جديد

تحقیق درباره اضطراب

اكسس 2000 چيست

خلاصه کتاب PDF مدیریت بازاریابی (بازاریابی

نقد شعر The Fly Analysis by William Blake

دانلودنقشه اتوکد کامل شهر قزوین

مقاله تاريخچه سرشماري در ايران

مالی رفتاری