تبلیغات
نکته های کلیدی در آب و هواشناسی سینوپتیک
 
نکته های کلیدی در آب و هواشناسی سینوپتیک
خدایا! کمکم کن؛ پیمانی را که در طوفان با تو بستم در آرامش فراموش نکنم
درباره وبلاگ


خدایا !
از این ناراحتم كه روزی بسیاری از درهای علوم را بر روی خود بگشاییم و هنوز شناختمان از تو تنها در همین حد باشد.


مدیر وبلاگ : mehdi doostkamian
مطالب اخیر
نویسندگان
نظرسنجی
مطالبی را که در وب گذاشته می شود چگونه ارزیابی می کنید:؟








پیوندها
آمار وبلاگ
  • کل بازدید :
  • بازدید امروز :
  • بازدید دیروز :
  • بازدید این ماه :
  • بازدید ماه قبل :
  • تعداد نویسندگان :
  • تعداد کل پست ها :
  • آخرین بازدید :
  • آخرین بروز رسانی :





برای نمایش تصاویر گالری كلیك كنید


دریافت كد گالری عكس در وب

قابل توجه دانشجویان دانشگاه خوارزمی تهران،  زنجان و تبریز

همانند ترم های قبل

کارگاه آموزشی و تحلیل داده­ با استفاده از نرم افزار Matlab

برگزار می گردد.

سرفصل های این دوره به طور خلاصه:

1-اصول برنامه نویسی به زبان ساده برای دانشجویان جغرافیا

2-   آمار توصیفی (نمایه های مرکزی، نمایه های توزیع شکل......)

3-  آمار استنباطی (تحلیل رگرسیون خطی و غیر خطی (نمایی و سهمی، ضریب همبستگی........)

4-    تحلیل و طبقه بندی الگوهای جوی (تیپ بندی و ناحیه بندی............ )

5-     روش های پیشرفته آماری چند متغیره (تحلیل خوشه ­ای و تحلیل عاملی و...)

6-     تغییرات عناصر اقلیمی (تغییرات شیب و لاپلاسین.......)

7-    ایجاد فایل های پیوسته (اسکریپت های زنجیره­ای و .....)

8-    چگونگی تشکیل پایگاه داده (روزانه، ماهانه، سالانه...)

9-      تحلیل داده­های فرین(یخبندان، بارش سنگین و فوق سنگین، تحلیل تندرها، گردغبارها .......)

10-  ترسیم انواع نمودارها (دوبعدی و چند بعدی.......)

11-  تحلیل شبکه عصبی (انواع تابع های فعالیت...........)


11-  تحلیل داده های پرسشنامه ای (انواع آزمون ها ، ازمون تی تست، تحلیل واریانس یک طرفه و دوطرفه...........)

12- پردازش تصویر


* کلاسها در 30 ساعت آموزشی در دانشگاه خوارزمی تهران ، زنجان و تبریز  برگزار خواهند شد.


مدرس: مهدی دوستکامیان (دانشجوی دکتری تغییرات آب و هوایی)


برای ثبت نام با شماره تلفن 09368305988  یا ادرس ایمیل  s.mehdi67@gmail.comتماس حاصل بفرمایید.

در ضمن شروع کلاس ها متعاقبا اعلام می گردد.





نوع مطلب :
برچسب ها :
لینک های مرتبط :

       نظرات
یکشنبه 15 دی 1392
mehdi doostkamian
توزیع فضایی یخبندان های ایران طی دوره های مختلف طی نیم قرن اخیر. بر گرفته از مقاله بنده و همکاران که در مجله تحقیقات جغرافیایی در شماره بعدی زیر چاپ خواهد رفت:

همان طوری که مشاهده می­شود خودهمبستگی فضایی مثبت یخبندان ها در همه دوره­ها بیشتر مربوط به غرب و شمال غرب و همچنین به صورت لکه­هایی از شمال شرق می­باشد. الگوی تغییرات خود همبستگی فضایی یخبندان بعد از اینکه طی دوره اول (1350-1340) روند کاهشی داشته، در دوره دوم (1360-1350) و سوم (1370-1360) تغییرات روند افزایشی محسوسی داشته اند. اما مشاهده می­شود که از دوره سوم (1370-1360) به بعد، یعنی دوره سیر افزایش ناهنجاری های جهانی، سیر یخبندان­های ایران روند کاهشی قابل توجهی به خود می­گیرد.

همان طوری که دیده می­شود بیشینه این یخبندانها بر اساس موران محلی بیشتر در امتداد کوه­های زاگرس مشاهده می­شود. با این وجود، همان طوری که از شکل 5 نیز استنباط می شود، به سمت دوره­های اخیر (دوره پنجم) از روند خودهمبستگی فضایی یخبندانهای ایران کاسته شده است. برای مثال در دوره اول تقریباً 15 درصد از مساحت کشور دارای الگوی خودهمبستگی فضایی مثبت یخبندان بوده است. این درحالی است که در دوره پنجم این مقدار به 13درصد می­رسد. در سواحل دریای خزر در بین دوره­های مورد بررسی، در دوره دوم مساحت بیشتری از کرانه های سواحل دریای خزر دارای یخبندان بوده است که در دوره­های سوم الگوی خودهمبستگی فضایی مثبت این یخبندان­ها کاهش یافته و در دوره چهارم به بعد تقریباً فاقد الگوی خودهمبستگی فضایی مثبت شده است. بر اساس این مدل، بخش بسیار زیادی از مساحت کشور فاقد الگوی خودهمبستگی فضایی بوده است. بنابراین بر اساس تحلیل فضایی موران محلی، الگوی خودهمبستگی فضایی یخبندان­های ایران رو به کاهش می­باشد که این نتایج با نتایج مسعودیان و همکاران (1392) همخوانی دارد.

دوره اول 1340-1350


آپلود عکس | آپلود | سایت آپلود عکس | اپلود عکسدوره دوم 1350-1360

آپلود عکس | آپلود | سایت آپلود عکس | اپلود عکسدوره سوم 1360-1370

آپلود عکس | آپلود | سایت آپلود عکس | اپلود عکسدوره چهارم 1370-1380

آپلود عکس | آپلود | سایت آپلود عکس | اپلود عکسدوره پنجم 1380-1390

آپلود عکس | آپلود | سایت آپلود عکس | اپلود عکسنمودار الگوی خودهمبستگی طی دوره های مختلف:

همان طوری که مشاهده شد، روند یخبندان­های ایران به سمت دوره های اخیر، کاهش محسوسی داشته است. از آنجایی که یخبندان مستقیماً تحت تاثیر دما می­باشد کاهش یخبندان را طی دوره­های اخیر را می­توان به روند افزایش (گرمایش جهانی) نسبت داد، به طوری که آنومالی دمای جهانی نشان می­دهد که روند دما و همچنین ناهنجاری­های دما طی سالهای اخیر رو به افزایش بوده است (شکل 1)؛ تا جایی که میزان ناهنجاری های دمای جهانی به طور متوسط 013/0 درجه سانتیگراد روند افزایشی داشته است.


آپلود عکس | آپلود | سایت آپلود عکس | اپلود عکس" alt=""

نمودار  اهنگ تغییرات ناهنجاری های دما جهان 

آپلود عکس | آپلود | سایت آپلود عکس | اپلود عکس" alt="" />





نوع مطلب :
برچسب ها :
لینک های مرتبط :

       نظرات
دوشنبه 28 مهر 1393
mehdi doostkamian

در باره فرض صفر و فرض تحقیق، جناب آقای دکتر حسین عساکره آن استاد بزرگوار در انجمن اقلیم شناسی در پاسخ به یکی از دوستان که فرض صفر و فرض تحقیق  را سوال کرده بوده ایشان یک جواب کامل و مفید داده بوده اند. بنده حیفم آمده بود که در اینجا آورده نشود لذا با اجازه ایشان همان متن را بدون هیچ تغییری در اینجا ذکر خواهم کرد:

نحوه کاربرد آزمون های آماری در مطالعات اقلیمی در فصل نهم کتاب « مبانی اقلیم شناسی آماری» ارائه ‏شده است. در زیر برخی از موارد کاربرد را که خلاصه ای از فصل مذکور است خدمت شما تقدیم می دارم. ‏متاسفانه به دلیل عدم امکان فرمول نویسی در این بخش ناگزیر روابط عددی به شکل توصیفی بیان شده است.‏ هدف اصلی در آزمون فرض آماری برآورد فراسنج ها براساس آماره های مربوط است. چهار مبحث مهم از ‏مباحث آزمون فرض و آمار استنباطی به شرح زیر مورد توجه قرار می گیرد:‏

‏1ـ آزمون فرض و استنباطِ مشخصه های توصیفی مشاهدات. ‏ ‏2ـ آزمون ضریب همبستگی.‏

‏3- تحلیل رگرسیون  4ـ آزمون نیکوئی برازش.‏

در استنباط مشخصه های توصیفی در صدد کشف نزدیک ترین ویژگی فراسنج جامعه از روی آمارۀ نمونه ‏هستیم. به عنوان مثال اگر در یک ناحیه بارش ‏A‏ میلی متر برای کشت دیم مناسب باشد و بخواهیم براساس ‏آمار موجود, ببینیم که آیا این مقدار بارش در این ناحیه رخ می دهد یا خیر، باید میانگین حاصل از نمونه مورد ‏آزمون قرار گیرد. زیرا میانگین های چندسالی که در دسترس داریم نمی توانند بدون آزمایش به عنوان میانگین ‏اقلیمی پذیرفته شوند. در این صورت فرض صفر که می بایست آزمون شود و فرض مقابل به صورت زیر خواهد ‏بود.

فرض صفر: میانگین بارش کم تر از ‏A‏ میلی متر است.

فرض مقابل: میانگین بارش برابر یا بیش تر از ‏A‏ میلی متر است.‏

هریک از روش های همبستگی بر پایۀ توزیع نمونه گیری خاص به لحاظ معنی داری آزمون می شوند. هدف ‏از آزمون ضریب همبستگی آن است که معلوم شود آیا مقدار حاصل از این ضریب واقعی و بر جامعه قابل تعمیم ‏است یا بر اثر تصادف حاصل شده است؟ بدین ترتیب ضریب همبستگی نمونه در قیاس با ضریب همبستگی ‏جامعه به لحاظ معنی داری آزمون می شود. فرض صفر و فرض مقابل برای سطح معنی داری مورد نظر به شرح ‏زیر طراحی می شوند:‏

فرض صفر: بین دو متغیر مورد نظر رابطه ای معنی دار وجود ندارد.

فرض مقابل: بین دو متغیر مورد نظر رابطه معنی دار وجود دارد.‏

برای تحلیل رگرسیون و استنباط آماری از مدل برازنده بر مشاهدات، مدل رگرسیون از هر نوع که باشد، از سه ‏گروه آزمون آماری به شرح زیر استفاده می شود:‏

‏1ـ آزمون ضرایب رگرسیون ‏2ـ آزمون و تحلیل پراش‏ ‏3ـ آزمون مانده های الگوی رگرسیون این آزمون ها هم برای رگرسیون یک متغیره و هم برای رگرسیون چند متغیره قابل انجام است. می توان فرض ‏صفر مبتنی بر برابری ضرایب رگرسیون جامعه با صفر را به صورت زیر آزمود:‏

فرض صفر: ضرایب رگرسیون فاقد معنی داری آماری است.‏

فرض مقابل : ضرایب رگرسیون به لحاظ آماری معنی دار است.‏

آزمون برازش یک توزیع خاص را می توان در چند شکل بیان نمود. به عنوان مثال آزمون تصادفی بودن توزیع ‏مشاهدات یکی از این موارد است. در این صورت فرض های این تحقیق به صورت زیر خواهد بود:‏

فرض صفر : آرایش مشاهدات تصادفی است.‏

فرض مقابل: آرایش مشاهدات تصادفی نیست.‏

 همچنین توزیع فراوانی كه از طریق نمونه گیری به دست می آید، به وسیله یک توزیع نظری (احتمالاتی) ‏تقریب زده می شود. ازآن جا كه به دست آوردن توزیع نظری عناصر اقلیمی بسیار مشكل است، می توان با ‏مطالعه تعدادی توزیع نظری و بر اساس نمونه های موجود، بهترین توزیع مناسب را از طریق آزمون های آماری ‏برگزید. انتخاب مناسب ترین توزیع نظری برازش نامیده می شود. برازش دادن یك مدل در واقع انتخاب مدلی ‏است كه بهتر از هر مدل دیگر، رفتار مشاهدات را بیان کند و نمایشی از واقعیت هایی باشد كه در طبیعت رخ ‏داده است. یکی از مباحث آمار استنباطی بررسی شایستگی برازش توزیع نظری بر توزیع تجربی است. بنابراین ‏برازش مدل نامناسب بر داده های تجربی، می تواند نتایج و پیامدهای غلطی را داشته باشد. روش های متعددی برای آزمون نیكوئی برازش وجود دارد. در روش های آزمون فرض تشخیص نیكوئی ‏برازش، مجموعه ای از آزمون فرض ها برای ارزیابی فرض صفر (داده ها از توزیع مفروض استخراج شده اند) به ‏شمار می آیند. عمده ترین این آزمون ها در دو گروه، آزمون خی دو و آزمون موسوم به کلموگروف ‏اسمیرنوف جای می گیرند. ‏





نوع مطلب :
برچسب ها :
لینک های مرتبط :

       نظرات
جمعه 11 بهمن 1392
mehdi doostkamian

آبشار کمردوغ کهگیلویه در موقعیت جغرافیایی  E503257 و N310950 در استان کهگیلویه و بویر احمد واقع است. آبشار زیبای کمردوغ در شهر قلعه رئیسی از توابع شهرستان کهگیلویه در زمره زیبایی های طبیعی استان کهگیلویه و بویراحمد به شمار می رود این آبشار دیدنی که نزدیک به 2۰۰ متر ارتفاع و بیش از 10۰ متر عرضه دارد پس از عبور از جاده های پرپیچ و خم زیبا و درختان و جنگل های رویایی بلوط پس از عبور از شهر دهدشت ،مرکز شهرستان کهگیلویه  نمایان می شود.

این آبشار در تمام طول سال دارای آب است، ارتعاشات بلورین زرین و معلق آب آن در بلندا، رنگین کمان هفت رنگ را به طور واضح به تصویر کشیده است. این آبشار از ضلع شرقی کوههای قلعه رئیسی با ترکیب چشمه های متعدد سرچشمه می گیرد. آبشار کمر دوغ در فاصله۸۰ کیلومتری شهر دهدشت ،مرکز شهرستان کهگیلویه ، ۱۵ کیلومتری شرق شهر قلعه رییسی و در کنار روستای کمر دوغ  و روستای زیبای آبله و امامزاده سیمحمود واقع شده که بواسطه آب سفید رنگش به کمر دوغ (کمردو)معروف شده و در طول سال بخصوص در فصل بهار و تابستان پذیرای گردشگران و مسافرانی از سراسر ایران است.

کمر در اصطلاح مردم محلی همان دیوار سخت و صاف است. شباهت آب آبشار به دوغ باعث نامگذاری آن به کمردوغ شده است. از ویژگی های منحصربفرد این آبشار، نمکی بودن آب این چشمه است، زیرا در مناطق کوهستانی کهگیلویه و بویراحمد به ندرت چشمه ای نمکی یافت می شود. در سرچشمه آبشار کمردوغ، اجرای یک طرح پرورش ماهی قزل آلا باعث پهن شدن سرریز آب و وسعت یافتن طول آبشار شده و آبشاری مصنوعی را در جنوب آبشار طبیعی آن ایجاد کرده است. واقع شدن یک تنگه زیبا در مسیر جریان آب بر زیبایی آبشار افزوده است.

از پدیده جالب اقلیم شناسی این آبشار ناشناخته وجود پدیده رنگین کمان که به واسطه بازتاب امواج خورشیدی به زیبای این ابشار کمک کرده است.

عکس های از زیبای این آبشار که کنار روستای زیبای آبله و کمر دوغ و بیسیدون واقع شده است:








اگر کمی دقت شود رنگین کمان در عکس بالا کاملا مشخص است. برای اینکه کاملا برای بینندگان روشن شود در همان تصویر در شکل زیر مشخص است (در ضمن من خودم از نزدیک دیدم واقعا جالب بود. دوستان اگر امکانش هست می توانید یک مسافرت جذابی به تنجا داشته باشید)


چگونه شکل گیری پدیده رنگین کمان در شکل زیر به تصویر کشیده شده است

هنگامی که خورشید در آسمان باشد و باران هم ببارد، پدیدة رنگین کمان مشاهده می شود. می خواهیم بدانیم چگونه رنگین کمان شکل می گیرد و چرا رنگ ها را می بینیم.

شکل1 پرتو نور A را که از خورشید می تابد و توسط قطرة باران کروی بازتاب داخلی می شود، نشان می دهد. پرتو نور در نقطة B وارد قطره آب می شود، کمی منحرف می شود و در نقطة C بازتابش داخلی پیدا می کند. به ازای یک بازتاب داخلی در قطرة آب، رنگین کمان اولیه در زاویه 42 درجه تشکیل می شود (شکل2)


برای مشاهدة رنگین کمان باید طوری بایستید که خورشید پشت شما قرار بگیرد، (شکل3). اگر در یک منطقة وسیع و همواری باشید می توانید یک رنگین کمان حلقه ای کامل را تماشا کنید، طوری که زمین مانع از دیدن نباشد.


برای مشاهدة رنگین کمان ثانویه باید نوری که وارد قطرة آب می شود، دو بار درون قطره بازتاب کلی پیدا کند، (شکل4).








(منبع: http://daneshnameh.roshd.ir/mavara/mavara-view_forum_threads2.php?comment=124787&SSOReturnPage=Check&Rand=0#ref124787)


ادامه مطلب


نوع مطلب :
برچسب ها :
لینک های مرتبط :

       نظرات
چهارشنبه 25 دی 1392
mehdi doostkamian
بنا به در خواست یکی از دوستان که می خواست مفهوم آب قابل بارش را بداند در زیر سعی شد آب قابل بارش و تاثیر پذیری آن  که در واقع بخشی از پایان نامه بنده (به راهنمای دکتر حسین عساکره و مشاوره دکتر پورفسور هوشنگ قائمی) می باشد به صورت مختصر  آورده شده است:


تمام بخار آب موجود در ستونی از جو (مباشری و همکاران 1389، Zehang et al, 2010  و King et al, 2003 ( که از سطح زمین تا پایان تروپسفر در جو ادامه داشته و قابل تبدیل به ریزش جوی است، آب قابل بارش‌گویند ) Kristin and brin, 2008). آب قابل بارش بخش مهمی از چرخۀ آب در جو است (Ernest et al, 2008) که به ‌عنوان یک متغیر قابل ‌توجه در مطالعات آب و آب و هوا شناختی (Hadjimitsis, 2011) و نیز بنیادی اساسی برای شناخت رفتار بخار آب جو  و فرآیندهای مرتبط (Dian, 1992) به شمار می‌آید. از این‌ رو آب قابل بارش در بررسی تغییرات کوتاه و بلندمدت رطوبت جو مورد توجه می‌باشد (Bruges et al, 1999) همچنین به دلیل تأثیر آب قابل بارش در میزان بارندگی، پیش بینی بارش به‌ ویژه بارش های سنگین بر اساس این فراسنج نتایج بسیار مناسبی به‌دست می‌دهد (Stanley, 2006). در این زمینه به ‌عنوان مثال بررسی و مطالعه مقدار بارش­های سنگین شمال شرق چین توسط (2010)Sun Li,  با استفاده از 200 ایستگاه طی سال­ها‏ی 1961 تا 2005 را می‌توان نام برد. البته باید به این نکته هم توجه داشت که ردیابی و پیشبینی تغییرات اقلیمی از طریق ردیابی تغییر عناصر اقلیمی قابل درک است (کوهی و همکاران 1392). محاسبه دقیق آب قابل بارش مستلزم آگاهی دقیق از حجم بخار آب در جو است (علیزاده 1390). حجم بخار آب جو نیز خود تحت تأثیر عوامل غلظت جو، دما (Adiyamay, 2009) پو شش ابر (مباشری و همکاران، 1389) جهت و سرعت باد (Johan, 1974) و عوامل محلی (شریعت مداری، 1391) و از همه مهم تر‏ تحت تأثیر میزان وزش و همگرایی رطوبت (فلاح قالهری 1390) تغییر می‌کند؛ بنابراین میزان نم موجود در جو به دلیل افزایش فاصله از منبع نم و همچنین کاهش دمای هوا با ارتفاع و در نتیجه کاهش ظرفیت پذیرش بخارآب جو، در ارتفاعات بالایی جو کاهش می‌یابد. کاهش تدریجی بخار آب با افزایش ارتفاع در عرض های جغرافیایی بالاتر محسوس تر از عرض های جغرافیایی پایین تر می‌باشد(Parameswaran et al, 1990).

در شکل زیر توزیع مکانی میانگین و ضریب تغییرات آب قابل بارش را طی دوره 1340- تا 1390 در محدوده جو ایران نشان می دهد.

با توجه به این شکل می توان به عوامل موثر بر توزیع و پراکندگی آب قابل بارش جو ایران به راحتی پی برد. در اینجا به یک نکته باید توجه داشت که بسیاری از دانشمندان معتقدند که با افزایش عرض جغرافیایی و همچنین دوری و نزدیکی به دریا آب قابل بارش کم یا زیاد می شود. نکته کلیدی که باید توجه داشت این است که آب قابل بارش بر خلاف نظریه دانشمندان که با افزایش عرض جغرافیایی آب قابل بارش کاهش پیدا می کند، در ایران  آب قابل بارش کمتر از عرض جغرافیا طبعیت می کند و بیشتر از توپوگرافی و دوری و نزدیکی به دریا تاثیر می پذیرد . دلیل اینکه بالا رفتن عرض جغرافیا تاثیر چندانی بر کاهش یا افزایش آب قابل بارش در ایران ندارد وجود منبع عظیم رطوبتی دریای خزر می باشد که تاثیر عرض جغرافیایی را مبنی بر کاهش آب قابل بارش خنثی می کند.

در شکل زیر روند تغییرات آب قابل بارش طی دوره 1340 تا 1390 نمایش داده شده است:



ادامه مطلب


نوع مطلب :
برچسب ها :
لینک های مرتبط :

       نظرات
جمعه 20 دی 1392
mehdi doostkamian
یکی از دروس مهم مخصوصا در مقطع دکتری آمار درس آمار ناپارامتری است.

برای آشنایی با مباحث آموزشی آن  ادرسهای زیر را بسیار مفید هستند:

مباحث را بخش بندی کرده و در هر بخش به زیبایی آموزش دده است

آزمونهای ناپارامتری در مقطع لیسانس را آموزش داده است

سایت آموزش کدهای دستور زبان آر برای همه بحثهای آمار از جمله ناپارامتری

منبع: http://pakgohar.blogfa.com






نوع مطلب :
برچسب ها :
لینک های مرتبط :

       نظرات
شنبه 7 دی 1392
mehdi doostkamian

دستورات تحلیل خوشه ای برای کسانی که در نرم افزار متلب کار می کنند:

برای انجام تحلیل خوشه ای در نرم افزار متلب بعد از انتقال داده ها به محیط workspace کافیست این دستورهای زیر را به ترتیب اجرا کنید تا نمودار دندرو گرام را ترسیم کند:



;(y=pdist (fail nam
;(z=linkage (y
;(nam=dendrogram(Z,tedad radif or teded seton
در دستور سوم بعد از z تعداد ستون های ماتریس را بنویسید. برای مثال اگر ماتریس falnam(20,30) بعد از z عدد 30 قرار دهیم سپس دکمه اینتر را بزنیم دندروگرام مورد نظر را می دهد.


ادامه مطلب


نوع مطلب :
برچسب ها :
لینک های مرتبط :

       نظرات
جمعه 6 دی 1392
mehdi doostkamian



ادامه مطلب


نوع مطلب :
برچسب ها :
لینک های مرتبط :

       نظرات
سه شنبه 22 اسفند 1391
mehdi doostkamian
در این سایت هرچی در رابطه با کاربرد آمار می خواهی وجود دارد. و یک سایت بسیار مفیدی برای دانشجویانی که دارند پایان نامه کار می کنند به خصوص برای فصل چهار آنها می باشد.



http://www.tahlil-amari.com





نوع مطلب :
برچسب ها :
لینک های مرتبط :

       نظرات
شنبه 14 بهمن 1391
mehdi doostkamian

------<<<<<< پرسشهای متداول هواشناسی >>>>>>>-----


هواشناسی:

در مقیاس جهانی ترکیبی از مطالعات فیزیکی اتمسفر و پدیده‌های آنهاست و به دو بخش اصلی تقسیم می‌شود: هواشناسی دینامیک: بوسیله قوانین مکانیک و ترمنودینامیک حالات اتمسفر مطالعه می‌شود. هواشناسی سینپوتیک: از طریق تجربی و تهیه نقشه‌های سینپوتیک که در ساعات معینی تهیه می‌شود. اوضاع هوا مورد بررسی قرار می‌گیرد و یکی از کارهای عمده آن پیش‌بینی هوای آینده است.

 

هواشناسی کاربردی :
به کارگیری داده های هواشناسی در حل مسایل عملی مختلف نظیر کشاورزی ،انرژی ،بهداشت ،حمل و نقل ،معماری و …. را هواشناسی کاربردی گویند . هدف از هواشناسی کاربردی کمک به جامعه برای تطابق با محیط اطراف خود است.


نقشه سینوپتیکی :
نقشه هواشناسی که تمام پارامترهای مهم هواشناسی برای تعیین شرایط جوی در یک زمان معین و برای یک ناحیه بسیار وسیع در آن لحاظ شده باشد.


فشار هوا چیست؟
فشار هوا نیرویی است كه هوا بر یك واحد از سطح زمین وارد می كند و مقدار آن در سطح دریای آزاد، برابر است با وزن ستونی از جیوه به ارتفاع 76 سانتیمتر. واحد اندازه گیری فشار هوا در آب و هواشناسی میلی بار یا هكتوپاسكال می باشد؛ هر میلی بار یا هكتوپاسكال برابر با 1000 دین بر سانتی متر مربع می باشد فشار ستون هوا در سطح دریای آزاد 1013 هكتوپاسكال بر سانتی متر مربع می باشد.


خطوط همفشار :
خطوطی که در روی نقشه های هواشناسی تمام نقاطی را که در یک دوره مشخص دارای تغییرات فشار جوی یکسان هستند را به یکدیگر متصل می کند .

 

دما چیست ؟

دما یکی از عناصر اساسی شناخت هوا می باشد، با توجه به دریافت نامنظم انرژی خورشیدی توسط زمین، دمای هوا در سطح زمین دارای تغییرات زیادی است که این تغییرات به نوبه خود سبب تغییرات دیگری در سایر عناصر هوا می گردد. دمای هوا را به وسیله دماسنج اندازه گیری می کنند.

 

خطوط همدما  :
خطوطی که در روی نقشه های هواشناسی تمام نقاطی را که در یک دوره مشخص دارای تغییرات دمایی یکسان هستند را به یکدیگر متصل می کند .


جبهه هوا :

منطقه بین ۲توده هواست که طول آن به هزاران کیلومتر و عرض آن تا چند کیلومتر می رسد جبهه جوی در واقع مرز بین ۲ توده هواست که دارای شدید ترین گرادیان افقی عناصر جوی می باشد.

و یا خط مرز بین توده هوا گرم و سرد را می‌گویند که بنا به وضعیت غالب (یعنی وضعیتی که توده هوای سرد غالب بر گرم باشد و یا بالعکس) جبهه را نام‌گذاری می‌کنند.
توده‌های هوا : یک توده هوا عبارت است از حجم عظیمی از هوا که خصوصیات فیزیکی آن به ویژه از نظر دما و رطوبت و آهنگ کاهش دما (Lapse rate) در سطح افقی برای صدها کیلومتر تقریبا همسان باشد.

 

جبهه‌های گرم:

یک جبهه گرم ، جبهه‌ای است که در طول آن ، هوای گرم جانشین هوای سرد می‌شود. در صورتی که که جهت حرکت توده‌های هوا به طریقی باشد که هوای گرم به تدریج از روی سطح زمینی عبور کند که قبلاً در آنجا هوای سرد وجود داشته است، جبهه تشکیل شده ، جبهه گرم خواهد بود. بر روی نقشه‌های هواشناسی ، جبهه گرم معمولاً به صورت نیم دایره‌های سیاه رنگ و در سمتی که جبهه به آن طرف حرکت می‌کند رسم می‌شود. بر روی نقشه‌های چاپی ، جبهه گرم با خط پر رنگ و قرمز مشخص شود. حاصل شکل گیری جبهه گرم ایجاد پوشش نسبتاً ضخیم ابر بر روی سطح جبهه و در نزدیکی دنباله آن و بارندگی یکنواخت است.

 

جبهه‌های سرد:

در جبهه‌های سرد ، هوای سرد جانشین هوای گرم می‌شود. تیغه‌های سیاه رنگ بر روی خطی که جبهه را نشان می‌دهد علامت جبهه سرد هستند و همیشه بر روی جهتی قرار داده می‌شوند که جبهه در آن مسیر حرکت می‌کنند. بر روی نقشه‌های هواشناسی جبهه سرد با خط پررنگ آبی مشخص می‌شود. حاصل تشکیل جبهه سرد بوجود آمدن ابرهای کومولوس و کومولونیمبوس ، همراه با بارندگیهای رگباری است.

 

واچرخند :

منطقه پرفشار دایره‌ای غیر منظم را که در آن جهت حرکت هوا مخالف جهتی است که در مراکز کم فشار موجود است را گویند.


انواع ایستگاه سینوپتیک کدامند؟
الف –ایستگاه سینوپتیک سطح زمین  ب-ایستگاه سینوپتیک دریایی ج-  ایستگاه جو بالا د-ایستگاه خودکار

 

پارامترهای موثر بر میزان بارندگی سالیانه کدامند؟
الف-الگوی دریا و خشکی               ب- جریانات اقیانوسی
ج- وجود رشته کوهها                      د- جابجایی فصلی کمربند های باد و فشار

 

نقطه شبنم :
دمایی که در آن حد باید کاهش یابد تا بخار آب موجود در هوا بر روی سطوح مختلف متراکم گردد .


وارونگی دما :
زمانی که دمای محیط با افزایش ارتفاع افزایش می یابد و نشان دهنده پایداری هوا و از شرایط لازم برای بروز آلودگی هوا می باشد.

 

النینو چیست؟
رویداد ال نینو / نوسان جنوبی یكی از مهمترین و شاخص ترین رویداد هایی است كه منجر به ظهور نا بهنجاری های بزرگ آب و هوایی در بسیاری از نقاط جهان می شود . هواشناسان و اقیانوس شناسان جهان در سالهای اخیر مطالعات زیاد و دقیقی در مورد مكانیزم ایجاد ال نینو و تاثیرات متقابل جو و اقیانوس انجام داده اند ، بویژه مطالعات گسترده ای در ارتباط با ناموزونی دما در سطح دریا و نوسانات فشار جو در سالهایی كه ال نینو رخ می دهد انجام گرفته است ، مجموعه این تغییرات را بنام نوسانات جنوبی می نامند كه با كلمه اختصاری ENSO (ElNino Southern Oscillation )یعنی تركیبی از دو كلمه ال نینو و نوسانات جنوبی است بكار می رود . برای نخستین بار واكر (1932) و بلیس (1937) بر وجود نوسانی در فشار سطح و در مقیاس جهانی اشاره كردند و آن را نوسان جنوبی SO نامیدند . بدین سان SOیك الگوی ارتباط از راه دور جهانی در اتمسفر است و به دلیل تمیز آن از سایر الگوهای ارتباط از راه دور ( بویژه نوسانات اطلس شمالی و آرام شمالی ) جنوبی نامیده شده است . مراكز عمل SO توسط یك گردش مداری شرق به غرب در امتداد صفحه استوا همراه با صعود هوا در غرب اقیانوس آرام و نزول هوا در شرق اقیانوس آرام به یكدیگر مربوط می شود و به این ترتیب گردش شكل می گیرد كه توسط بژرگنس (1969) گردش واكر نامیده شد . ال نینو مولفه اقیانوسی ENSO می باشد و با دگرگونیهای بزرگ در دماهای سطح دریا در منطقه آرام حاره ای پدیدار می گردد .






ادامه مطلب


نوع مطلب :
برچسب ها :
لینک های مرتبط :

       نظرات
پنجشنبه 7 دی 1391
mehdi doostkamian



ادامه مطلب


نوع مطلب :
برچسب ها :
لینک های مرتبط :

       نظرات
پنجشنبه 7 دی 1391
mehdi doostkamian

سری زمانی اتوماتیک داده های خشکسالی حوزه های آبریز کشور






ادامه مطلب


نوع مطلب :
برچسب ها :
لینک های مرتبط :

       نظرات
پنجشنبه 30 آذر 1391
mehdi doostkamian





ادامه مطلب


نوع مطلب :
برچسب ها :
لینک های مرتبط :

       نظرات
پنجشنبه 23 آذر 1391
mehdi doostkamian

Cyclone and Anticyclone







ادامه مطلب


نوع مطلب :
برچسب ها :
لینک های مرتبط :

       نظرات
پنجشنبه 23 آذر 1391
mehdi doostkamian
نرم‌افزار  PHStat

PHSTAT ماژولی است که به صورت Add-ins روی نرم‏افزار Excel نصب می‏شود و به مباحث آماری و کنترل کیفیت می‌پردازد.

قابلیت‌های آن عبارتند از:

• تولید داده‌های تصادفی

• رسم نمودارهای جعبه‌ای، شاخه و برگ

• محاسبه توزیع‌های احتمال

• محاسبه فواصل اطمینان برای میانگین

• تعیین اندازه نمونه برای انجام تست میانگین و نسبیت

• انجام آزمون فرضیه‌های مختلف

• انجام آزمون رتبه‌ای ویلکاکسون، کای اسکور، کروسکال والیس

• رسم نمودارهای P و R و

• انجام رگرسیون خطی ساده، چند متغیره و ...

مزیت اصلی این نرم‏افزار شاید این باشد که همراه Excel بوده و مباحث آماری را تا حد لازم حمایت می‏کند و برای کسانی که با نرم افزارهای آماری کار نکرده‌اند و در عوض روی نرم‏افزار Excel تبحر لازم را دارند می‌تواند مفید باشد.





نوع مطلب :
برچسب ها :
لینک های مرتبط :

       نظرات
پنجشنبه 2 آذر 1391
mehdi doostkamian

درجه آزادی یعنی چه؟

فرض کنید نمونه ای شامل 5 عدد داریم که میانگین آنها 4 است. مجموع این اعداد چند باید باشد؟ بله، مجموع باید 20 باشد وگرنه میانگین 4 نخواهد شد. حال بیایید در مورد هر یک از 5 عدد مذکور بحث کنیم.

 

 

 

 

 


میخواهیم در هر یک از خانه های جدول فوق یکی از 5 عدد را قرار دهیم. اگر فرض کنیم که اعداد می توانند حقیقی (مثبت و منفی) باشند، اولین خانه جدول چند مقدار می تواند بگیرد؟ واضح است که هر مقداری می تواند در اولین خانه جای بگیرد، فرض کنیم 2 باشد.

  

  

  

  

2

 

خانه بعدی چند مقدار می تواند بگیرد؟ در این خانه هم هر مقداری می تواند باشد، فرض کنیم 7

  

  

  

4

2


به همین ترتیب خانه سوم هر مقداری می تواند باشد، مثلاً 4

  

  

7

4

2


و نیز خانه چهارم هر مقداری را می گیرد، مثلاً 0

  

0

7

4

2

  و اما خانه آخر چند مقدار می تواند بگیرد؟ فقط یک مقدار – ابن مقدار باید 7 باشد تا مجموع اغداد 20 و در نتیجه میانگین 4 شود-

دیدیم که در انتخاب اعداد اول، دوم، سوم و چهارم آزادی کامل داریم، اما حق هیچ انتخابی برای عد پنجم نداریم . پس در اینجا 4 درجه آزادی داریم. به طور کلی وقتی می خواهیم میانگین را از نمونه ای به حجم n برآورد کنیم (n-1) درجه آزادی داریم .

حال می توانیم تعریف جامع تری از درجه آزادی ارائه دهیم:

درجه آزادی عبارت است از حجم نمونه (n) منهای تعداد پارامترهایی که از داده ها برآورد میشود.(پارامترهای مجهول)

منبع سایت:http://amar85.blogfa.com/cat-5.aspx





نوع مطلب :
برچسب ها :
لینک های مرتبط :

       نظرات
پنجشنبه 2 آذر 1391
mehdi doostkamian
.




ادامه مطلب


نوع مطلب :
برچسب ها :
لینک های مرتبط :

       نظرات
چهارشنبه 1 آذر 1391
mehdi doostkamian




ادامه مطلب


نوع مطلب :
برچسب ها :
لینک های مرتبط :

       نظرات
پنجشنبه 18 آبان 1391
mehdi doostkamian

چرا در تحلیل های روزمره هواشناسی از نقشه های سطح زمین، 850، 700، 500 و 300 استفاده می شود؟

اهمیت داده های سطح زمین از این نظر که ما در این سطح زندگی می کنیم و فعالیت های روزمره در آن صورت می گیرد، کاملا مشخص است. سطح 850 میلیباری بالای سطحی است که آنرا لایه مرزی سیاره ای (برای مناطق پست و کم ارتفاع) می گوئیم.  سطح 850 تقریبا مرز بین جو آژئوستروفیک (به دلیل وجود اصطکاک در لایه های زیرین تروپوسفر) و جو آزاد یا تقریبا بدون اصطکاک می باشد. برای مناطق کم ارتفاع این سطح مرز جریان های همرفت گرمایی نیز می باشد.

اهمیت سطح 500 میلیباری به این خاطر است که آن نزدیکترین سطح به سطح ناواگرا است و برای محاسبه تاوایی مهم است. البته سطح ناواگرا به 550 میلیباری نزدیکتر است، ولی از آنجا که 500 عدد روندی است به این خاطر 500 مرجح است. این سطح همچنین جایی است که نصف جرم جو زمین در پایین آن و نصف دیگر جرم اتمسفر در بالای آن قرار می گیرد. سطح 700 میلیباری در حقیقت مرز بالایی لایه پایین اتمسفر می باشد و بالتر از آن به عنوان سطح میانی جو در نظر گرفته می شود، سرعت وزش باد بر بالای سطح زیرین اتمسفر از نظر ایجاد جبهه های جوی و ناپایداری های سطح زمین مهم است. از آنجا که رودبادها نقش مهمی در شکل گیری الگوهای بزرگ مقیاس و جبهه های جوی دارند، لذا ما نیاز داریم اطلاعات سطحی که در آن رودبادها بیشتر خود را نشان می دهند، داشته باشیم. در زمستان رودبادها عموما به 300 میلیباری نزدیکترند تا 200 ؛ اما در تابستان سطح 200 میلیباری بهتر می تواند الگوهای رودباد را نشان دهد. لذا معمولا 200 یا 300 میلیباری نیز به عنوان یک سطح دیگر برای ترسیم نقشه های هواشناسی و تحلیل الگوهای بزرگ مقیاس جوی در نظر گرفته می شود

مرجع: انجمن اقلیم شناسی ایران





نوع مطلب :
برچسب ها :
لینک های مرتبط :

       نظرات
دوشنبه 15 آبان 1391
mehdi doostkamian
 

ادامه مطلب


نوع مطلب :
برچسب ها :
لینک های مرتبط :

       نظرات
دوشنبه 15 آبان 1391
mehdi doostkamian

هواشناسی

 





نوع مطلب :
برچسب ها :
لینک های مرتبط :

       نظرات
چهارشنبه 10 آبان 1391
mehdi doostkamian

 

ادامه مطلب


نوع مطلب :
برچسب ها :
لینک های مرتبط :

       نظرات
پنجشنبه 27 مهر 1391
mehdi doostkamian
 این فرمول  سرعت باد رو  از هر ارتفاعی به 2 متری تبدیل میکنه که هم در زراعت  و هم درهواشناسی بهش نیاز داریم. 

1                                                                U2=(4.868/Ln(67.75Z-5.42))Uz

که در این فرمول Z ارتفاعی که می خواهید تبدیلش کنید به 2 متر

Uz هم سرعت در ارتفاع u

مثلا اگه میخواهید سرعت باد رو در 10 متری به 2 متری تبدیل کنید Z = 10

و Uz هم میشه سرعت باد در 10 متری 


منبع: وبلاگ دانشجویان مهندسی آب دانشگاه اهواز




نوع مطلب :
برچسب ها :
لینک های مرتبط :

       نظرات
سه شنبه 25 مهر 1391
mehdi doostkamian

سری های زمانی یکی از شاخه های آمار و احتمال است که در سایر رشته های علوم مانند ژئوفیزیک، اقتصاد، مهندسی ارتباطات، هواشناسی و ... کاربرد فراوانی دارد؛ دامنه کاربردهای سری های زمانی روز به روز گسترده تر می شود و نیاز دانش پژوهان در این زمینه افزون تر می گردد.

« یک سری زمانی مجموعه مشاهداتی است که بر حسب زمان مرتب شده باشند.»

تجزیه و تحلیل سری های زمانی بطور نظری و عملی از زمان شروع کار اصلی جورج.ای.پی. باکس و ام.جنکینس در سال 1970 ( تحت عنوان تجزیه و تحلیل سری های زمانی، پیش بینی و کنترل ) به سرعت توسعه پیدا نمود.

داده هایی که ازمشاهدات یک پدیده در طول زمان بدست می آیند بسیار متداول هستند، در کسب و کار و اقتصاد، در هواشناسی، در کشاورزی، در علوم بیولوژیکی فهرست زمینه هایی که در آن سری زمانی مشاهده شده و تجزیه و تحلیل می شود بی پایان است. هدف تجزیه و تحلیل سری های زمانی معمولاً دوتاست:

- درک یا به مدل در آوردن مکانیسم تصادفی که منجر به مشاهده، سری می شود

- پیش بینی مقادیر آینده سری، بر مبنای گذشته آن

در تجزیه و تحلیل یک سری زمانی چندین هدف ممکن وجود دارد. این اهداف را می توانیم به صورت توصیف، تشریح، پیش بینی و کنترل رده بندی کنیم.

هر چند توصیف رفتار یک سری زمانی از لحاظ تغییرات موضعی و دراز مدت در آن یا مطالعه وابستگی های موجود بین عناصر سری از بررسی های متداولی است که روی سری های زمانی انجام می شود اما می توان گفت مهم ترین هدف از تحلیل سری زمانی پیش بینی مقادیر آینده آن است.

برای یک تحلیل سری زمانی و پیش بینی آینده آن چه باید کرد؟ بدیهی است لازمه اتخاذ هر تصمیمی در این مورد آشنایی با رفتار سری به عنوان تابعی از زمان است. ساده ترین راه برای این منظور رسم نمودار سری زمانی است. پیدا کردن الگوهای مناسب برای سری های زمانی کاری است مهم؛ یک استراتژی چند مرحله ای را برای ساختن یک الگو توسعه می دهیم که بوسیله Box و Jenkins (1976) وضع شده است در این روش سه مرحله عمده وجود دارد که از هریک از آنها ممکن است چندین بار استفاده کنیم 1- تشخیص یا شناسایی الگو 2- برازش الگو 3- تشخیص درستی الگو

در یک تحلیل سری زمانی اولین مرحله رسم نمودار داده هاست. با امتحان و بررسی دقیق نمودار سری زمانی می توانیم ایده ی خوبی در موزد این که روند، نوسانات فصلی، نقاط پرت و واریانس غیرثابت و ... وجود دارند یا خیر، به دست آوریم.

روش میانگین متحرک

خاصیت روش میانگین متحرک این است که تغییرات موجود در یک مجموعه را کاهش می دهد. در سری های زمانی از این خاصیت برای حذف نوسانات غیرضروری استفاده می شود.

عیب روش میانگین متحرک حذف شدن بعضی از مشاهدات از ابتدا و انتهای سری زمانی است. یک عیب دیگر این است که ممکن است باعث تغییرات دوره ای یا سایر تغییرات شود که در داده های اولیه وجود نداشته اند. عیب سوم میانگین متحرک این است به شدت تحت تأثیر ماکسیمم و مینیمم مشاهدات قرار دارد. برای رفع این عیب از میانگین متحرک موزون می توان استفاده کرد. در این حالت به مشاهدات مرکزی بیشترین وزن و به مشاهدات انتهایی کمترین وزن را می دهند.

منابع:

- تجزیه و تحلیل سری های زمانی/تالیف: جاناتان دی کرایر؛ ترجمه:حسینعلی نیرومند. مشهد؛ دانشگاه فردوسی مشهد،1371

- مقدمه ای بر تحلیل سری های زمانی/تالیف: سی چتفیلد؛ ترجمه:حسینعلی نیرومند، ابوالقاسم بزرگ نیا.مشهد؛ دانشگاه فردوسی مشهد،1372





نوع مطلب :
برچسب ها :
لینک های مرتبط :

       نظرات
یکشنبه 5 شهریور 1391
mehdi doostkamian
پایگاه های دانلود رایگان کتابهای الکترونیکی

ادامه مطلب


نوع مطلب :
برچسب ها :
لینک های مرتبط :

       نظرات
شنبه 28 مرداد 1391
mehdi doostkamian


ادامه مطلب


نوع مطلب :
برچسب ها :
لینک های مرتبط :

       نظرات
جمعه 20 مرداد 1391
mehdi doostkamian


 

 



ادامه مطلب


نوع مطلب :
برچسب ها :
لینک های مرتبط :

       نظرات
یکشنبه 21 خرداد 1391
mehdi doostkamian

Climat

Climatology

Solar climatology

Dynamic climatology

Physical climatology

Aplied climatology

Marin climate

Tunra climet

Subarctic climate

Arid climate

Tropical wet-dry climate

Temperate wet-dry climate

Humid continental climate

Tropical rainforest climate

Mediterranean climate

Monsoon climate

Semi-ariid climate

Albedo

Analemma

Anticyclone

Cloud

Stratus

Cumulus

Cloudiness

Atmosphere

Green house efect

Thermal eqator

Saturation

Feiction

Steering principle

Equinoxes

Disturbance

Salr

Dalr

Elr

Climograph

waves

Momentum

Reflection

Wind

Geostrophic wind

Gradient wind

Prevalling wind

Anemometer

Vane

Trade winds

Planetary winds

Polar easterlies

Westerlies

Local wind

Regional winds

Rainfall

Drizzle

Effective rianfall

Pricipitation

Upwilling

Uplefting

Overriding

Water vapor

Snow

Snowfalk

Snowline

Extratropical

Desert

Iee desert

Dynamic desert

Twilight

Stability

High pressure

Sthp

Termal high pressure

Dynamic high pressure

Eddy

Teleconnection

Radiation

Couner rediation

Diffuse radiation

Net radiation

Terrestrial rediation

Global rediation

Direct radiation

Effective radiation

Insolation

Evaporation

p.e

a.e

continiuty

condensation

thermosphere

sublimation

transpiration

hail

turbulence

air mass

tornado

typhone

front

stationary front

cold front

polar fornt

warm fornt

ocean current

subtropical

atmosphere

vortcity

earth vortcity

absolute vorticity

vortex

tropic

wandering of the pole

arid

drought

aridity

squall line

stream line

isohyet

isobar

dew point temperature

shower

jet stream

microclimate

hoar frost

speed

linearspeed

surface

saturation level

condensaiton level

cyclone

tropical cyclone

dew

arctic

storm

tropical storm

اب و هوا

اب و هواشناسی

اب و هواشناسی خورشیدی

اب و هواشناسی دینامیک

اب و هواشناسی فیزیکی

اب و هوا شناسی کاربردی

اب و هوای اقیانوسی

اب و هوای توندرا

اب و هوای جنب قطبی

اب و هوای خشک

اب و هوای خشک و مرطوب حاره

اب و هوای خشک و مرطوب

اب و هوای قاره ای مرطوب

اب و هوای گرم و مرطوب حاره ای

اب و هوای مدیترانه ای

اب و هوای موسمی

اب و هوای نیمه خشک

البدو

انالما

انتی سیکلون

ابر

ابر ورقه ای

ابر جوششی

ابرناکی

اتمسفر

اثر گلخانه ای

استوای حرارتی

اشباع

اصطکاک

اصل هدایت

اعتدلین

اغتشاش

افت ادیاباتیک اشباع

افت ادیاباتیک خشک

افت محیطی دما

اقلیم نگاشت

امواج

اندازه حرکت

انعکاس

باد

باد ژئوستروفیک

باد گرادیان

باد غالب

بادسنج

بادنما

باد بسامان

بادهای سیاره ای

بادهای شرقی غطبی

بادهای غربی

بادهای محلی

بادهای منطقه ای

باران

باران ریز

باران موثر

بارش

بالاایی

بالابری

بالاروی

بخار اب

برف

برفدانه

برف مرز

برون حاره

بیابان

بیابان باد

بیابان دینامیکی

بین الطلوعین

بایداری

بر فشار

بر فشار جنب حاره ای

بر فشار حرارتی

بر فشار دینامیکی

پیچانه

ارتباط از دور

تابش

تابش برگشتی

تابش بخشی

تابش خالص

تابش زمینی

تابش کل

تابش مستقبم

تابش موثر

تابش ورودی خورشید

تبخیر

تبخیر و تعرغ بالقوه

تبخیر و تعرق واقعی

تداوم

تراکم

ترموسفر

تصعید

تعرق

تگرگ

تلاطم

توده ی هوا

توفند

طوفان حاره ای

جبهه

جبهه ساکن

جبهه ی سرد

جبهه ی قطبی

جبهه ی گرم

جریان اقیانوسی

جنب حاره ای

جو

چرخندگی

چرخندگی زمین

چرخندگی مطلق

چرخه

حاره

حرکت قطب

خشک

خشکسالی

خشکی

خط تندر

خط جریان

خط همباران

خط همفشار

دمای نقطه یشبنم

رگبار

رودباد

ریز اقلیم

ژاله

سرعت

سرعت خطی

سطح

سطح اشباع

سطح تراکم

سیکلون

سیکلون حارهای

شبنم

شمالگان

طوفان

طوفان حاره ای





نوع مطلب :
برچسب ها :
لینک های مرتبط :

       نظرات
دوشنبه 1 خرداد 1391
mehdi doostkamian

در اینجا شیوه استخراج نمو دارها جو ببالا( skewt plot )را برای کسانی که قصد استخراج این نموداره ها را دارند اورده شد

ایستگا ه های جو بالا در ایران شامل ایستگاه های مهرآباد تهران، تبریز، کرمانشاه، شیراز، اصفهان، مشهد،زاهدان، یزد،بندرعباس، اهواز و بیرجند هستند که اندازه گیری ها در دو نوبت(00و12)به وقت گرینویچ انجام می دهند. برای دستیابی به داده های این ایستگاه های می توانید به لینک زیر مراجعه کنید.
http://www.esrl.noaa.gov/raobs/

پس از وارد شدن به این لینک در بخش اول اطلاعات زمانی را وارد کنید؛ در بخش دوم در قسمت(Hours of access) یکی از زمان 0یا 12 به وقت گرینویچ رو انتخاب کنید.در قمت سوم(Select Radiosonde Sites by) حالت رو بر رویCountryقرار بدید. و دکمه Continue رو کلیک کنید. در بخش چهار کشور رو انتخاب کنید. و گزینه (View / select stations from the countries you have selected) رو بر روی yesقرار بدید تا لیست ایستگاه های کشوری که انتخاب کردید قابل مشاهده باشه. در قسمت پنجم، گزینه format، قالب های مختلف نمایش داده نشان داده میشود. که من به دو مورد اشاره میکنم:
FSL Format: داده ها را به شکل متن نشون میده .

Skewt Plot : داده ها رو به شکل نمودار و گرافیکی نمایش میدهد.
با زدن دکمه Continueبه صفحه بعد برید و ایستگاه تون رو انتخاب کنید. و در پایان بر روی دکمه Get Radiosone Date کلیک کنید. با انجام این مراحل داده های جو بالای ایستگاه تون متناسب با ایستگاهی که انتخاب کردید نشون داده میشه.

در روزهای آینده با ارائه یک مثال آن را توضیح میدم.
با تشکر مدیر وبلاگ


جهت بالابردن کیفیت مطالب حتما نظر دهید

 

 





نوع مطلب :
برچسب ها :
لینک های مرتبط :

       نظرات
جمعه 29 اردیبهشت 1391
mehdi doostkamian

كلیه پدیده هایی كه آن را تغییرات وضع هوا می نامیم ، از یك نسیم بسیار ملایم گرفته تا طوفانهای شدید ، و یا از یك آسمان صاف تا هوای ابری و بارانی ، همگی ناشی از توزیع نا مساوی گرما در جو است . بیشتر حركات هوا و تغییراتی كه در آن به وجود می آید بر این اصل ساده استوار است كه هوای گرم سبك بوده و به بالا صعود می كند ، و بالعكس هوای سرد به علت سنگینی به پائین نزول می نماید.
گاهی اوقات ، جو زمین ، به یك ماشین حرارتی تشبیه می شود كه از یك سو انرژی دریافت ، و از سوی دیگر آن را پس می دهد . بنابراین در مطالعه علوم جوی قبل از هر چیز باید به توصیف گرما در جو و فرایندهایی كه موجب كسب و یا از دست دادن گرما می شود بپردازیم.

گرما و دما

گرما نوعی انرژی است به یك جسم داده می شود تا دمای آن افزایش یابد.
دمای یك جسم را نباید با مقدار گرمایی كه در آن جسم وجود دارد اشتباه كرد . دما معیاری است كه از روی آن شدت گرما را حس می كنیم جریان گرما همیشه از جایی كه دمای آن زیادتر است به طرف جایی كه دمای آن كمتر است می باشد . همچنین می توان گرما را مقدار كار انجام شده برای افزایش دمای یك جسم تعریف نمود . به طوری كه با توقف جریان گرما ، كار نیز متوقف می گردد.
هنگامی كه جسم گرما جذب می كند مولكولهای آن كه انرژی بیشتری دریافت نموده اند سرعت ارتعاشاتشان افزایش می یابد . مقدار گرمایی كه لازم است به واحد جرم یك جسم داده شود تا دمای آن به اندازه یك درجه افزایش یابد ، گرمای ویژه نام دارد . گرمای ویژه در اجسام مختلف متفاوت است.

فرایندهای انتقال گرما

انتقال گرمایی به سه طریق :1- تابش (Radiation) ؛ 2- هدایت (Conduction) ؛ 3- همرفت یا جابجایی (Convection) صورت می گیرد.
تابش: در این فرایند انتقال گرما به صورت موج بوده و هیچ گونه ماده ای به عنوان هادی در آن نقشی ندارد . كلیه اجسامی كه دمای آنها بالاتر از صفر مطلق باشد ( 273- درجه سانتیگراد ) قادرند از خود انرژی تابشی گسیل نمایند.
هدایت: در فرایند هدایت اتمهای جسم هادی با دریافت گرما انرژیشان افزایش یافته و به ارتعاش در می آیند ، سپس بدون آنكه خود نقل مكان كنند در اثر برخورد با اتمهای مجاور ، انرژی خود را به آنها منتقل می نمایند .
همرفت: در این فرایند هم محیط مادی لازم است و هم خود ماده جابجا می شود ، كه گرما نیز همراه با آن انتقال پیدا می كند . جابجایی گرما با فرایند همرفت در گازها بهتر از مایعات صورت می گیرد به همین دلیل صعود و یا نزول گرما با فرایند همرفت توده های هوای گرم وسرد در جو مهمترین عامل انتقال گرما است .

تغییرات قائم دما (گرادیان قائم دما)

هنگامی كه از سطح زمین به طرف بالا صعود می كنیم هر چه بالاتر برویم دمای هوا كاهش پیدا می كند . نسبت كاهش دما به ارتفاع را در جو ، گرادیان عمودی دما گویند .كاهش دما در ارتفاعات بالاتر سه دلیل عمده دارد :
1- منبع اصلی گرما برای هوا سطح زمین می باشد . بدیهی است با دور شدن از منبع گرما دمای هوا كاهش می یابد.
2- مقدار بخار آب به تدریج كه بالا می رویم كم می شود ، لذا در ارتفاعات بالا تر هوا نمی تواند گرمای زیادی در خود نگهدارد .
هوا در نتیجه گرم شدن زمین به طرف بالا صعود می كند و در هنگام صعود منبسط شده و در جه حرارت آن كم می شود .

تأثیر حركات عمودی هوا بر دما

1-گرم یا سرد شدن موضعی هوا (در داخل یك توده)
چنانچه قسمتی از سطح زمین نسبت به دیگر نقاط مجاور خیلی گرم شود هوایی كه روی آن قسمت قرار گرفته است نیز گرم تر خواهد شد . هوا بعد از گرم شدن منبسط شده و چون از هوای مجاورخود سبك تر است به بالا صعود می كند ، و بر عكس هوای بالاتر چون نسبت به آن سرد وسنگین است به سمت پائین كشیده می شود.

2- صعود هوا به دلیل برخورد با كوه
هنگامی كه یك توده هوا در مسیر حركت افقی خود به كوه یاسلسله جبال برخورد كند مجبور به صعود و عبور از كوه شده سپس در پشت كوه به طرف پائین سرازیر می گردد . در عبور از بالای كوه هوا مجبور به صعود می شود و پس از عبوراز آن چون به اندازه كافی سرد و خشك شده است سنگین می شود و تمایل به نزول پیدا می كند .

3-صعود هوا به علت برخورد جبهه ها
جبهه سطح مرزی بین دو توده هوای مختلف می باشد . سطح برخورد دو توده هوا را سطح جبهه می گویند. محل تلاقی سطح جبهه با سطح زمین را خط جبهه نامند . جبهه یك سطح قائم نیست ، بلكه دارای شیب می باشد به طوری كه هوای سرد كه سنگین تر است به صورت زبانه ای (تیغه ای) در زیر هوای گرم قرار می گیرد و هوای گرم را به طرف بالا جاری می سازد . در نتیجه جریانی از هوای گرم از پائین به بالا به وجود می آید.

همگرایی و واگرایی

هوا ممكن است در حركات افقی خود همگرایی (convergence) ، یا واگرایی (divergence) داشته باشد . واگرایی یعنی جریان هوا از یك نقطه به اطراف، و همگرایی یعنی جریان یافتن هوای اطراف به سمت یك نقطه . در صورتی كه در یك نقطه حالت همگرایی ایجاد شود هوا به سمت بالا صعود می كند ، و در حالت واگرایی یك نوع فرونشینی هوا به وجود می آید. زیرا هوا نمی تواند در اثر همگرایی در یك نقطه تجمع پیدا كند و یا در اثر واگرایی خلا دائمی در آن بوجود آید .


اثر گلخانه ای

اتمسفر زمین با داشتن تركیباتی نظیر گاز كربنیك و بخار آب قادر است تابش با طول موج بلند را جذب كند . در حالی كه جذب تابش طول موج كوتاه خورشید توسط این دو گاز به مقیاس بسیار اندكی صورت می گیرد . بنابراین در جو زمین درست همان فرایندی رخ می دهد كه در یك گلخانه می توان مشاهده كرد . زیرا شیشه تمام تابش طول موج كوتاه خورشید را عبور می دهد ، در حالی كه مانع خروج تابش طول موج بلند زمین می شود . به همین دلیل فضای گلخانه ها در طول روز به سرعت گرم می شود . نتیجه چنین فرایندی در اتمسفر ، گرم شدن تدریجی آن در فرایند تبادلات حراراتی است.

«در جو ، رفت و برگشت و مبادله انرژی بین سطح زمین و جو ، هوا را گرم تر از آنچه از تابش مستقیم و بازتاب آن انتظار می رود نگه می دارد . در واقع گرمای ذخیره شده در لایه تروپوسفر جو ، بیشتر از مقدار ی است كه فقط در اثر جذب حرارت و تابش آن به خارج از این طبقه به وجود می آید. »

ادوكسیون چیست ؟

ادوكسیون عبارت است از انتقال بعضی از عوامل جوی به وسیله حركت افقی هوا . بدین ترتیب كه وقتی هوای گرم از یك منطقه صعود می كند هوای سرد اطراف ناگزیر جایگزین هوای گرم مذكور می شود در نتیجه در سطح زمین ایجاد یك حركت افقی نموده كه بوسیله همین حركت افقی مقداری حرارت از محلی به محل دیگر منتقل می شود .

درجه حرارت

بر طبق تئوری مولكولی ماده تمام اجسام از مولكولهای بسیار كوچك تشكیل شده اند كه این ذرات در داخل جسم به سرعت حركت می كند و هر چه سرعت حركت مولكولها زیادتر باشد ، درجه حرارت جسم بالاتر خواهد رفت . به این پدیده ایجاد انرژی بر اثر حركت مولكولی گرما می گویند . گرما یك كمیت قابل سنجش است كه توسط دو مقیاس سانتیگراد (C) و یا فارنهایت (f) اندازه گیری می شود . به طور تقریبی هر 5 درجه سانتیگراد برابر 9 درجه فارنهایت است.

میزان تغییر درجه حرارت نسبت به ارتفاع را لاپس ریت LAPSE RATE می نامند . یعنی میزان كم شدن درجه حرارت با ارتفاع از یك روز به روز دیگر و از یك مكان به مكان دیگر وكه در هواهای مختلف متغیر می باشد و بستگی به مقدار انرژی گرمایی گرفته شده و یا از دست رفته زمین داشته و همچنین بستگی به حركات قائم و افقی هوا دارد .

اینورژن INVERSION

همه روزه لایه ای از جو را می توان دید كه در آن درجه حرارت نسبت به ارتفاع تغییر فاحشی دارد كه فقط در یك ضخامت كمی از جو مشاهده می شود ؛ این حالت استثنائی را حالت معكوس یا اینورژن علل پیدایش اینورژن عبارتند از :

الف) جریان افقی هوای گرم در بالای سطح زمین ، كه این جریان ، هوای سطوح بالاتر را گرم تر از هوای نزدیك سطح زمین می نماید به این حالت معكوس اغلب «اینورژن جبهه ای» می گویند .

ب) خشكی ها در شب گرمای خود را با امواج بلند منتشر كرده ، در نتیجه صبح زود زمین كاملاً سرد می شود . گرمای منتشر شده به چند صد پایی سطح زمین منتقل گردیده كه به آن «اینورژن تشعشعی» گفته می شود .

ج) اینورژن ها در اثر حركت هوای سرد در زیر هوای گرم (مانند یك جبهه سرد) نیز تشكیل می شوند در این حالت باز هم اینورژن از نوع جبهه ای می باشد .

د) اگر باد گرم روی زمین به آب سرد بوزد تا چند پایی حالت اینورژن به وجود می آوردكه به «اینورژن توربولانسی» یا اختشاشی معروف است .

و) نوع دیگر اینورژن كه با موراد فوق متفاوت است عبارت است از این كه در یك لایه جو درجه حرارت نسبت به ارتفاع تغییر نكرده بلكه ثابت می ماند این لایه را همان طور كه قبلاً اشاره شد لایه «هم درجه حرارت» با سطح می نامند از خصوصیات سطح اینورژن و سطح هم درجه حرارت آن است كه در داخل این سطوح معمولاً توربولانس مشاهده نمی شود . اینورژن ها معمولاً در طبقه تروپوسفر و گاهی بالاتر تشكیل می شوند و این به سبب جریان هوای گرم روی هوای سرد و یا به علت فرو نشینی هوا می باشد.

لطفا بانظرات خود ما را در بهبود کیفیت مطالب کمک کنید





نوع مطلب :
برچسب ها :
لینک های مرتبط :

       نظرات
جمعه 29 اردیبهشت 1391
mehdi doostkamian


( کل صفحات : 2 )    1   2