سامانه همرفتی میان‌مقیاس
سامانه همرفتی میان‌مقیاس[۱] (انگلیسی: Mesoscale convective system؛ به اختصار MCS) مجموعه‌ای از توفان‌های تندری است که در مقیاسی بزرگ‌تر از یک توفان تندری منفرد، اما کوچک‌تر از چرخندهای برون‌حاره‌ای، سازمان‌یافته می‌شود و معمولاً چند ساعت یا بیشتر دوام می‌آورد. الگوی کلی ابر و بارش یک سامانه همرفتی میان‌مقیاس می‌تواند گرد یا خطی باشد و سامانه‌های هواشناختی گوناگونی از جمله چرخندهای حاره‌ای، خط‌های تندوزه، رویدادهای برف متأثر از دریاچه، کم‌فشارهای قطبی و همتافت‌های همرَفتی میان‌مقیاس (MCC) را دربر گیرد. این سامانه‌ها معمولاً در نزدیکی جبهه‌های هوا شکل می‌گیرند. نوعی از آن که در فصل گرم روی خشکی شکل می‌گیرد، در آمریکای شمالی و جنوبی، اروپا و آسیا مشاهده شده و بیشترین فعالیت آن در ساعات پایانی بعدازظهر و عصر ثبت شده است.
انواعی از سامانه همرفتی میان‌مقیاس که در مناطق حاره‌ای شکل می‌گیرند، معمولاً بر منطقه همگرایی درون‌حاره‌ای (ITCZ) یا ناوه‌های موسمی به عنوان کانون رشد خود تکیه می‌کنند، و این امر عمدتاً در فصل گرم میان بهار تا پاییز رخ می‌دهد. یک استثنا نوارهای برف متأثر از دریاچه هستند که بر اثر عبور هوای سرد از روی پهنه‌های آب نسبتاً گرم شکل می‌گیرند و از پاییز تا بهار رخ می‌دهند. کم‌فشارهای قطبی گونهٔ ویژهٔ دیگری از MCS هستند که در عرض‌های جغرافیایی بالا و در فصل سرد شکل می‌گیرند. پس از فروپاشی سامانهٔ مادر، توفان‌های تندری بعدی می‌توانند در پیوند با بازماندهٔ آن، یعنی تاوه همرفتی میان‌مقیاس (MCV)، شکل بگیرند. سامانه‌های همرفتی میان‌مقیاس برای اقلیم بارش ایالات متحده در ناحیهٔ دشت‌های بزرگ اهمیت زیادی دارند، زیرا نزدیک به نیمی از بارش سالانهٔ فصل گرم این منطقه را فراهم می‌کنند.[۲]
ویژگی‌ها
سامانه‌های همرفتی میان‌مقیاس نواحی توفان تندری هستند که می‌توانند گرد یا خطی باشند، در حدود ۱۰۰ کیلومتر یا بیشتر در یک راستا گسترش دارند اما از چرخندهای برون‌حاره‌ای کوچک‌ترند،[۳] و سامانه‌هایی چون چرخندهای حاره‌ای، خط‌های طوفان و همتافت‌های همرفتی میان‌مقیاس را در بر می‌گیرند. اصطلاح سامانه همرفتی میان‌مقیاس (MCS) کلی‌تر است و سامانه‌هایی را نیز شامل می‌شود که معیارهای سخت‌گیرانه‌تر اندازه، شکل یا مدت‌زمان یک همتافت همرفتی میان‌مقیاس (MCC) را برآورده نمی‌کنند. این سامانه‌ها عموماً نزدیک جبهه‌های هوا شکل می‌گیرند و به سمت نواحی واگرایی ضخامت ۱۰۰۰ تا ۵۰۰ میلی‌باری حرکت می‌کنند، یعنی نواحی‌ای که گرادیان دمایی سطح پایین تا میانی در آن‌ها گسترده می‌شود؛ این امر معمولاً خوشه‌های رعدوبرقی را به سمت بخش گرم چرخندهای برون‌حاره‌ای یا نواحی خط استوایی‌تر از جبهه‌های گرم هدایت می‌کند. این سامانه‌ها همچنین می‌توانند در امتداد هر منطقهٔ همگرا در حاره شکل بگیرند. پژوهشی اخیر نشان داده است این سامانه‌ها معمولاً هنگامی شکل می‌گیرند که دمای سطحی بین روز و شب بیش از ۵ درجه تغییر کند.[۴] شکل‌گیری این سامانه‌ها در سراسر جهان، از جبهه میویو در خاور دور تا اعماق مناطق حاره‌ای، گزارش شده است.[۵]
انواع توفان‌های تندری و سطح‌های شکل‌گیری
چهار نوع اصلی توفان تندری وجود دارد: تک‌سلولی، چندسلولی، خط تندوزه (که خط چندسلولی نیز نامیده می‌شود) و اَبَرسلولی. اینکه کدام نوع شکل بگیرد به ناپایداری و شرایط باد نسبی در لایه‌های گوناگون جو (چینش باد) بستگی دارد. توفان‌های تندری تک‌سلولی در محیط‌های با چینش باد عمودی کم شکل می‌گیرند و تنها ۲۰ تا ۳۰ دقیقه دوام دارند. توفان‌های تندری و خوشه‌ها/خطوط توفان تندری سازمان‌یافته می‌توانند چرخهٔ حیات طولانی‌تری داشته باشند، زیرا در محیط‌هایی با رطوبت کافی و چینش باد عمودی چشمگیر (معمولاً بیش از ۲۵ گره در پایین‌ترین ۶ کیلومتر تروپوسفر) شکل می‌گیرند[۶] که این خود به رشد جریان‌های بالارونده قوی‌تر و انواع گوناگون هوای نامساعد کمک می‌کند. اَبَرسلول قوی‌ترین نوع توفان تندری است و معمولاً با تگرگ درشت، بادهای شدید و شکل‌گیری پیچند همراه است.
مقادیر آب بارش‌شو بیش از ۳۱٫۸ میلی‌متر به رشد همتافت‌های توفان تندری سازمان‌یافته کمک می‌کند.[۷] سامانه‌هایی با بارش سنگین معمولاً مقادیر آب قابل بارش بیش از ۳۶٫۹ میلی‌متر دارند.[۸] مقادیر بالادست CAPE بیش از ۸۰۰ ژول بر کیلوگرم معمولاً برای رشد همرفت سازمان‌یافته لازم است.[۹]
انواع
همتافت همرفتی میان‌مقیاس
همتافت همرفتی میان‌مقیاس (MCC) گونهٔ ویژه‌ای از سامانهٔ همرفتی میان‌مقیاس است که بر پایهٔ ویژگی‌های مشاهده‌شده در تصاویر فروسرخ ماهواره‌ای تعریف می‌شود. ناحیهٔ رأس‌ابر سرد آن بیش از ۱۰۰٬۰۰۰ کیلومتر مربع با دمای کمتر یا مساوی ۳۲- درجهٔ سلسیوس، و ناحیه‌ای با قله ابر ۵۰٬۰۰۰ کیلومتر مربع و دمای کمتر یا مساوی ۵۲- درجهٔ سلسیوس دارد. این معیارهای اندازه باید دست‌کم شش ساعت برقرار بمانند. بیشینهٔ گسترهٔ آن زمانی تعریف می‌شود که سپر ابری، یا شکل کلی ابر،[۱۰] به بیشینهٔ مساحت خود برسد. برون‌مرکزی آن (محور کوچک بخش بر محور بزرگ) در بیشینهٔ گستره برابر یا بیشتر از ۰٫۷ است، بنابراین این سامانه‌ها نسبتاً گرد هستند. آن‌ها عمر طولانی دارند، معمولاً در طول شب شکل می‌گیرند و اغلب با بارش سنگین، باد، تگرگ، آذرخش و احتمالاً پیچند همراه‌اند.[۱۱]
خط تندوزه
خط تندوزه رشته‌ای کشیده از توفان‌های تندری شدید است که می‌تواند در امتداد یا جلوی یک جبهه سرد شکل بگیرد.[۱۲][۱۳] در اوایل سدهٔ بیستم، این اصطلاح مترادف با جبههٔ سرد به کار می‌رفت.[۱۴] خط تندوزه دربردارندهٔ بارش سنگین، تگرگ، آذرخش پیاپی، بادهای شدید مستقیم و احتمالاً پیچند و پیچند دریایی است.[۱۵] هوای شدید، در قالب بادهای شدید مستقیم، در نواحی‌ای انتظار می‌رود که خط تندوزه به شکل یک پژواک کمانی درآمده، در همان بخشی که بیشترین برآمدگی را دارد.[۱۶] گردباد را می‌توان در امتداد موج‌های یک الگوی موج پژواک خطی (LEWP) یافت، جایی که مراکز کم‌فشار میان‌مقیاس حضور دارند.[۱۷] برخی پژواک‌های کمانی که در فصل تابستان شکل می‌گیرند درچو نامیده می‌شوند و با سرعت زیاد در بخش‌های گستردهٔ سرزمین حرکت می‌کنند.[۱۸] در لبهٔ پشتی سپر بارانی خط‌های تندوزه بالغ، یک کم‌فشار پسایه می‌تواند شکل بگیرد؛ این یک ناحیهٔ کم‌فشار میان‌مقیاس است که پشت سامانهٔ پرفشار میان‌مقیاسی که معمولاً زیر سایبان باران حضور دارد شکل می‌گیرد و گاهی با دماجهش همراه است.[۱۹] اصطلاح دیگری که در پیوند با خط تندوزه و پژواک کمانی به کار می‌رود «سامانه‌های همرفتی شبه‌خطی» (QLCS) است.[۲۰]
چرخند حاره‌ای
چرخند حاره‌ای سامانهٔ طوفانی نسبتاً متقارنی است که با مرکز کم‌فشار و توفان‌های تندری متعدد مشخص می‌شود و بادهای شدید و بارش سیل‌آسا تولید می‌کند. یک چرخند حاره‌ای از گرمای آزادشده هنگام بالارفتن هوای مرطوب تغذیه می‌کند که به میعان بخار آب موجود در آن هوا می‌انجامد. این سازوکار گرمایی با آنچه چرخندهای بادی دیگری مانند نوریسترها، توفان‌های اروپایی و کم‌فشارهای قطبی را تغذیه می‌کند، متفاوت است و همین امر آن‌ها را در ردهٔ سامانه‌های طوفانی «هسته‌گرم» قرار می‌دهد.[۲۱]
واژهٔ «حاره‌ای» یا «مدارگانی» (tropical) هم به خاستگاه جغرافیایی این سامانه‌ها اشاره دارد، که اغلب در مناطق حاره‌ای کرهٔ زمین شکل می‌گیرند، و هم به شکل‌گیری آن‌ها در تودهٔ هوای حاره‌ای دریایی. واژهٔ «چرخند» یا «سیکلون» نیز به ماهیت چرخشی این طوفان‌ها اشاره دارد که در [نیم‌کرهٔ شمالی به‌صورت پادساعت‌گرد و در نیم‌کرهٔ جنوبی به‌صورت ساعت‌گرد می‌چرخند. چرخندهای حاره‌ای بسته به موقعیت و شدتشان با نام‌های دیگری مانند توفند، تیفون، طوفان حاره‌ای، طوفان چرخندی، وافشار حاره‌ای، یا به‌سادگی چرخند شناخته می‌شوند. به‌طور کلی، یک چرخند حاره‌ای در اقیانوس اطلس و شرق اقیانوس آرام «توفند» یا «هاریکان» (برگرفته از نام خدای باستانی باد در آمریکای مرکزی، هوراکان)، در شمال‌غرب اقیانوس آرام «تیفون» و در نیم‌کرهٔ جنوبی و اقیانوس هند «چرخند» نامیده می‌شود.[۲۲]
چرخندهای حاره‌ای می‌توانند بادهای بسیار قدرتمند و باران سیل‌آسا و همچنین امواج بلند و طوفان کشندی مخرب تولید کنند.[۲۳] این سامانه‌ها روی پهنه‌های بزرگ آب گرم شکل می‌گیرند[۲۴] و در صورت عبور از روی خشکی نیرو از دست می‌دهند.[۲۵] به همین دلیل مناطق ساحلی می‌توانند آسیب چشمگیری از یک چرخند حاره‌ای ببینند، در حالی که مناطق داخلی نسبت به بادهای شدید نسبتاً ایمن‌اند. با این حال بارش‌های سنگین می‌توانند سیل چشمگیری در نواحی داخلی ایجاد کنند و طوفان جزر و مدی نیز می‌تواند تا ۴۰ کیلومتری خط ساحل، سیل ساحلی گسترده‌ای پدید آورد. با وجود آنکه اثرات آن‌ها بر جمعیت انسانی می‌تواند ویرانگر باشد، چرخندهای حاره‌ای می‌توانند شرایط خشکسالی را نیز کاهش دهند.[۲۶] آن‌ها همچنین گرما و انرژی را از مناطق حاره‌ای دور کرده و به سمت عرض‌های جغرافیایی مناطق معتدل منتقل می‌کنند، که آن‌ها را به بخش مهمی از سازوکار گردش جوی جهانی تبدیل می‌کند. در نتیجه، چرخندهای حاره‌ای به حفظ تعادل در تروپوسفر زمین کمک می‌کنند.
بسیاری از چرخندهای حاره‌ای هنگامی شکل می‌گیرند که شرایط جوی پیرامون یک آشفتگی ضعیف در جو مساعد باشد. برخی دیگر زمانی شکل می‌گیرند که انواع دیگر چرخندها ویژگی‌های حاره‌ای پیدا می‌کنند. سامانه‌های حاره‌ای سپس با بادهای هدایتگر در تروپوسفر جابه‌جا می‌شوند؛ اگر شرایط مساعد بماند، آشفتگی حاره‌ای تقویت می‌شود و حتی می‌تواند چشم توفان پدید آورد. در سوی دیگر طیف، اگر شرایط پیرامون سامانه بدتر شود یا چرخند حاره‌ای به خشکی برسد، سامانه تضعیف شده و سرانجام از میان می‌رود. یک چرخند حاره‌ای می‌تواند هنگام حرکت به سمت عرض‌های بالاتر برون‌حاره‌ای شود، اگر منبع انرژی آن از گرمای آزادشدهٔ چگالش به تفاوت دمایی میان توده‌های هوا تغییر کند؛[۲۱] از دیدگاه عملیاتی، معمولاً یک چرخند حاره‌ای در جریان گذار خود به برون‌حاره‌ای، به چرخند جنب‌حاره‌ای تبدیل‌شده در نظر گرفته نمی‌شود.[۲۷]
برف متأثر از دریاچه
برف متأثر از دریاچه در زمستان به شکل یک یا چند نوار کشیده تولید می‌شود، آنگاه که بادهای سرد از روی سطوح گستردهٔ آب دریاچه‌ای گرم‌تر عبور می‌کنند، انرژی می‌گیرند و بخار آب جذب می‌کنند که سپس یخ می‌زند و روی سواحل بادپناه می‌نشیند.[۲۸] همین پدیده روی پهنه‌های آب شور «برف متأثر از اقیانوس»،[۲۹] «برف متأثر از دریا»،[۳۰] یا حتی «برف متأثر از خلیج» نامیده می‌شود.[۳۱] این اثر هنگامی تقویت می‌شود که تودهٔ هوای در حال حرکت با اثر بالاروی کوهستانی در ارتفاعات بالادست سواحل پایین‌دست بالا رانده شود. این بالاروی می‌تواند نوارهای باریک اما بسیار شدیدی از بارش پدید آورد که با نرخ چندین اینچ برف در ساعت می‌نشیند و اغلب مقادیر فراوانی برف به همراه دارد. مناطق تحت تأثیر برف اثر دریاچه «کمربند برفی» نامیده می‌شوند. این پدیده در بسیاری از نقاط جهان رخ می‌دهد، اما بیش از همه در مناطق پرجمعیت دریاچه‌های بزرگ آمریکای شمالی شناخته شده است.[۳۲]
اگر دمای هوا برای منجمد نگه‌داشتن بارش کافی نباشد، بارش به شکل باران متأثر از دریاچه فرومی‌بارد. برای شکل‌گیری باران یا برف اثر دریاچه، هوای در حال عبور از روی دریاچه باید به‌طور محسوسی از هوای سطحی سردتر باشد (که احتمالاً نزدیک دمای سطح آب است). به‌طور مشخص، دمای هوا در ارتفاعی که فشار هوا ۸۵۰ میلی‌بار است (یا در فرازای حدود ۱٫۵ کیلومتری) باید ۱۳ درجهٔ سلسیوس پایین‌تر از دمای هوای سطح باشد.[۳۲] برف متأثر از دریاچه هنگامی که هوای سطح ۸۵۰ میلی‌باری ۲۵ درجهٔ سلسیوس سردتر از دمای آب باشد، می‌تواند به‌دلیل انرژی بیشتر ناشی از ناپایداری افزون‌تر، برف تندری یعنی رگبار برفی همراه با آذرخش و تندر پدید آورد.[۳۳]
کم‌فشار قطبی
کم‌فشار قطبی یک سامانهٔ کم‌فشار جوی کوچک‌مقیاس، متقارن و کوتاه‌عمر است که روی مناطق اقیانوسی در قطب‌سوی جبهه قطبی در هر دو نیم‌کرهٔ شمالی و جنوبی یافت می‌شود. این سامانه‌ها معمولاً مقیاس افقی کمتر از ۱٬۰۰۰ کیلومتر دارند و بیش از چند روز دوام نمی‌آورند. آن‌ها بخشی از ردهٔ گسترده‌تر سامانه‌های هواشناختی میان‌مقیاس هستند. تشخیص کم‌فشارهای قطبی با گزارش‌های هواشناسی متعارف می‌تواند دشوار باشد و برای عملیات در عرض‌های جغرافیایی بالا، مانند کشتیرانی و سکوهای نفت و گاز، خطرآفرین‌اند. کم‌فشارهای قطبی با نام‌های دیگری چون تاوه میان‌مقیاس قطبی، توفند شمالگان، کم‌فشار شمالگان و وافشار هوای سرد نیز خوانده شده‌اند. امروزه این اصطلاح معمولاً برای سامانه‌های قوی‌تری به کار می‌رود که بادهای نزدیک سطح آن‌ها دست‌کم ۱۷ متر بر ثانیه است.[۳۴]
مکان‌های شکل‌گیری
دشت‌های بزرگ ایالات متحده
دورهٔ زمانی در دشت‌های بزرگ ایالات متحده که نواحی توفان تندری بیشترین رواج را دارند، میان ماه‌های مه تا سپتامبر است. سامانه‌های همرفتی میان‌مقیاس در این بازه بر فراز منطقه شکل می‌گیرند، و بخش عمدهٔ فعالیت میان ساعت ۶ تا ۹ عصر به وقت محلی رخ می‌دهد. سامانه‌های همرفتی میان‌مقیاس ۳۰ تا ۷۰ درصد بارش سالانهٔ فصل گرم دشت‌های بزرگ و غرب میانه را فراهم می‌آورند.[۳۵] زیرمجموعه‌ای از این سامانه‌ها با عنوان مجتمع‌های همرفتی میان‌مقیاس تا ۱۰ درصد بارش سالانهٔ دشت‌های بزرگ و غرب میانه را رقم می‌زنند.[۳۶] خط‌های تندوزه ۳۰ درصد از همتافت‌های توفان تندری بزرگی را که از این منطقه عبور می‌کنند شامل می‌شوند.[۳۷]
اروپا
هرچند بیشتر این سامانه‌ها روی قاره شکل می‌گیرند، برخی از آن‌ها در نیمهٔ دوم اوت و سپتامبر بر فراز غرب مدیترانه پدید می‌آیند. آغاز شکل‌گیری سامانه همرفتی میان‌مقیاس در اروپا پیوند تنگاتنگی با رشته‌کوه‌ها دارد. به‌طور میانگین، یک MCS اروپایی به سمت شرق-شمال‌شرق حرکت می‌کند، نزدیک ساعت ۳ بعدازظهر به وقت خورشیدی محلی شکل می‌گیرد، ۵٫۵ ساعت دوام می‌آورد و نزدیک ساعت ۹ شب از میان می‌رود. حدود ۲۰ درصد از سامانه‌های همرفتی میان‌مقیاس اروپا در زمان اوج گرمایش شکل نمی‌گیرند. بیشینهٔ گسترهٔ میانگین آن‌ها حدود ۹٬۰۰۰ کیلومتر مربع است.[۳۸]
مناطق حاره‌ای
سامانه‌های همرفتی میان‌مقیاس که می‌توانند به چرخند حاره‌ای تبدیل شوند، در امتداد نواحی‌ای مانند موج‌های حاره‌ای یا موج‌های شرقی شکل می‌گیرند که در امتداد ناوه‌های موسمی و منطقهٔ همگرایی درون‌حاره‌ای، در مناطق دارای رطوبت فراوان در سطوح پایین، بادهای همگرای سطحی و بادهای واگرا در ارتفاع، به سمت غرب پیش می‌روند. این معمولاً در شمال استوا، از آفریقا تا سراسر اقیانوس اطلس و شرق اقیانوس آرام و نیز در شمال‌غرب و جنوب‌غرب اقیانوس آرام، از استرالیا تا اقیانوسیه، اقیانوس هند، اندونزی، و از جنوب‌شرق برزیل تا جنوب اقیانوس اطلس رخ می‌دهد. گاهی نیز در جنوب‌شرق اقیانوس آرام، در سال‌های ملایم تا خنک نوسان جنوبی ال نینو (اِنسو) و خارج از دوره‌های ال نینو، مشاهده شده است.[۳۹] سامانه‌های قوی‌تر بیشتر روی خشکی شکل می‌گیرند تا روی آب.[۴۰]
در مورد برف اثر دریاچه و کم‌فشارهای قطبی، سامانه‌های همرفتی روی پهنه‌های آب گرم شکل می‌گیرند، آنگاه که هوای سرد از روی سطح آن‌ها می‌گذرد و به افزایش رطوبت و حرکت عمودی چشمگیر می‌انجامد. این حرکت عمودی به رشد رگبار و توفان تندری در نواحی جریان چرخندی در پشت چرخندهای برون‌حاره‌ای می‌انجامد.[۳۲][۳۴]
بقایا
تاوه همرفتی میان‌مقیاس (MCV) مرکز کم‌فشار سطح میانی درون یک MCS است که بادها را به الگویی چرخشی، یا تاوه، می‌کشاند. پس از فروپاشی سامانهٔ مادر، این تاوه می‌تواند باقی بماند و به رشد همرفتی آینده بینجامد. با هسته‌ای تنها ۴۸ تا ۹۷ کیلومتر و تا عمق ۸ کیلومتر،[۴۱] یک MCV گاه می‌تواند یک ناحیهٔ کم‌فشار سطحی میان‌مقیاس پدید آورد که در تحلیل‌های هواشناختی سطحی میان‌مقیاس دیده می‌شود. اما یک MCV می‌تواند حیات مستقل خود را پی گیرد و تا چند روز پس از فروپاشی سامانهٔ مادرش دوام آورد.[۴۲] این MCV رهاشده گاهی به هستهٔ شروع توفان تندری بعدی تبدیل می‌شود. اگر یک MCV که به آب‌های حاره‌ای، مانند خلیج مکزیک، وارد شود، می‌تواند به‌عنوان هستهٔ یک طوفان حاره‌ای یا توفند عمل کند.[۴۳] توفند باری (۲۰۱۹) نمونهٔ خوبی از این پدیده است.
جستارهای وابسته
منابع
- ↑ «سامانهٔ همرَفتی میان‌مقیاس» [علوم جَوّ] هم‌ارزِ «mesoscale convective system» مترادفِ: «خوشه‌اَبر» هم‌ارزِ واژهٔ بیگانه‌ای دیگر (cloud cluster)؛ منبع: گروه واژه‌گزینی. دفتر هشتم. فرهنگ واژه‌های مصوب فرهنگستان. تهران: انتشارات فرهنگستان زبان و ادب فارسی. شابک ۹۷۸-۶۰۰-۶۱۴۳-۰۸-۸ (ذیل سرواژهٔ سامانهٔ همرَفتی میان‌مقیاس)
{{cite book}}: نگهداری یادکرد:پی‌نوشت (رده) - ↑ Haberlie، Alex M.؛ Ashley، W. (۲۰۱۹). «A Radar-Based Climatology of Mesoscale Convective Systems in the United States». Journal of Climate. ۳۲ (۳): ۱۵۹۱–۱۶۰۶. doi:10.1175/JCLI-D-18-0559.1.
{{cite journal}}: نگهداری یادکرد:تاریخ به‌طور خودکار ترجمه‌شده (رده) - ↑ «Mesoscale convective system». Glossary of Meteorology, American Meteorological Society. ۲۰۰۹. بایگانی‌شده از روی نسخهٔ اصلی در ۶ ژوئن ۲۰۱۱. دریافت‌شده در ۱۴ اوت ۲۰۲۶.
{{cite web}}: بیش از یک پارامتر|تاریخ بازبینی=و|بازبینی=داده‌شده است (کمک)نگهداری یادکرد:تاریخ به‌طور خودکار ترجمه‌شده (رده) نگهداری یادکرد:ربات:وضعیت نامعلوم پیوند اصلی (رده) - ↑ Haerter، Jan O.؛ Meyer، Bettina؛ Nissen، Silas Boye (۳۰ ژوئیه ۲۰۲۰). «Diurnal self-aggregation». npj Climate and Atmospheric Science. ۳ (۱): ۳۰. doi:10.1038/s41612-020-00132-z.
{{cite journal}}: نگهداری یادکرد:تاریخ به‌طور خودکار ترجمه‌شده (رده) - ↑ University Corporation for Atmospheric Research (۱۹۹۶-۱۲-۳۰). «Physics of Mesoscale Weather Systems». بایگانی‌شده از اصلی در ۱۴ مه ۲۰۰۸. دریافت‌شده در ۱۴ اوت ۲۰۲۶.
{{cite web}}: بیش از یک پارامتر|تاریخ بازبینی=و|بازبینی=داده‌شده است (کمک)نگهداری یادکرد:تاریخ به‌طور خودکار ترجمه‌شده (رده) - ↑ Markowski، Paul؛ Richardson، Yvette (۲۰۱۰). Mesoscale Meteorology in Midlatitudes. John Wiley & Sons, Ltd. ص. ۲۰۹.
{{cite book}}: نگهداری یادکرد:تاریخ به‌طور خودکار ترجمه‌شده (رده) - ↑ Maddox, R.A. , C.F. Chappell, and L.R. Hoxit (1979). Synoptic and meso-α scale aspects of flash flood events. Bull. Amer. Meteor. Soc. , 60, 115–123.
- ↑ Schnetzler, Amy Eliza. Analysis of Twenty-Five Years of Heavy Rainfall Events in the Texas Hill Country. University of Missouri-Columbia, 2008. p. 74.
- ↑ Markowski, Paul and Yvette Richardson. Mesoscale Meteorology in Midlatitudes. John Wiley & Sons, Ltd. , 2010. pp. 215, 310.
- ↑ «Cloud shield». Glossary of Meteorology, American Meteorological Society. ۲۰۰۹. بایگانی‌شده از روی نسخهٔ اصلی در ۶ ژوئن ۲۰۱۱. دریافت‌شده در ۱۴ اوت ۲۰۲۶.
{{cite web}}: بیش از یک پارامتر|تاریخ بازبینی=و|بازبینی=داده‌شده است (کمک)نگهداری یادکرد:تاریخ به‌طور خودکار ترجمه‌شده (رده) نگهداری یادکرد:ربات:وضعیت نامعلوم پیوند اصلی (رده) - ↑ Maddox، R.A. (۱۹۸۰). «Mesoscale convective complexes». Bulletin of the American Meteorological Society. ۶۱ (۱۱): ۱۳۷۴–۱۳۸۷. doi:10.1175/1520-0477(1980)061<1374:MCC>2.0.CO;2.
{{cite journal}}: نگهداری یادکرد:تاریخ به‌طور خودکار ترجمه‌شده (رده) - ↑ «Squall line». Glossary of Meteorology, American Meteorological Society. ۲۰۰۹. بایگانی‌شده از روی نسخهٔ اصلی در ۱۷ دسامبر ۲۰۰۸. دریافت‌شده در ۱۴ اوت ۲۰۲۶.
{{cite web}}: بیش از یک پارامتر|تاریخ بازبینی=و|بازبینی=داده‌شده است (کمک)نگهداری یادکرد:تاریخ به‌طور خودکار ترجمه‌شده (رده) نگهداری یادکرد:ربات:وضعیت نامعلوم پیوند اصلی (رده) - ↑ «Prefrontal squall line». Glossary of Meteorology, American Meteorological Society. ۲۰۰۹. بایگانی‌شده از روی نسخهٔ اصلی در ۱۷ اوت ۲۰۰۷. دریافت‌شده در ۱۴ اوت ۲۰۲۶.
{{cite web}}: بیش از یک پارامتر|تاریخ بازبینی=و|بازبینی=داده‌شده است (کمک)نگهداری یادکرد:تاریخ به‌طور خودکار ترجمه‌شده (رده) نگهداری یادکرد:ربات:وضعیت نامعلوم پیوند اصلی (رده) - ↑ University of Oklahoma (۲۰۰۴). «The Norwegian Cyclone Model» (PDF). بایگانی‌شده از روی نسخهٔ اصلی در ۱ سپتامبر ۲۰۰۶. دریافت‌شده در ۱۴ اوت ۲۰۲۶.
{{cite web}}: بیش از یک پارامتر|تاریخ بازبینی=و|بازبینی=داده‌شده است (کمک)نگهداری یادکرد:تاریخ به‌طور خودکار ترجمه‌شده (رده) نگهداری یادکرد:ربات:وضعیت نامعلوم پیوند اصلی (رده) - ↑ Office of the Federal Coordinator for Meteorology (۲۰۰۸). «Chapter 2: Definitions» (PDF). NOAA. ص. ۲–۱. بایگانی‌شده از اصلی (PDF) در ۶ مه ۲۰۰۹. دریافت‌شده در ۱۴ اوت ۲۰۲۶.
{{cite web}}: بیش از یک پارامتر|تاریخ بازبینی=و|بازبینی=داده‌شده است (کمک)نگهداری یادکرد:تاریخ به‌طور خودکار ترجمه‌شده (رده) - ↑ «Bow echo». Glossary of Meteorology, American Meteorological Society. ۲۰۰۹. بایگانی‌شده از روی نسخهٔ اصلی در ۶ ژوئن ۲۰۱۱. دریافت‌شده در ۱۴ اوت ۲۰۲۶.
{{cite web}}: بیش از یک پارامتر|تاریخ بازبینی=و|بازبینی=داده‌شده است (کمک)نگهداری یادکرد:تاریخ به‌طور خودکار ترجمه‌شده (رده) نگهداری یادکرد:ربات:وضعیت نامعلوم پیوند اصلی (رده) - ↑ «Line echo wave pattern». Glossary of Meteorology, American Meteorological Society. ۲۰۰۹. شابک ۹۷۸-۱-۸۷۸۲۲۰-۳۴-۹. بایگانی‌شده از روی نسخهٔ اصلی در ۲۴ سپتامبر ۲۰۰۸. دریافت‌شده در ۱۴ اوت ۲۰۲۶.
{{cite web}}: بیش از یک پارامتر|تاریخ بازبینی=و|بازبینی=داده‌شده است (کمک)نگهداری یادکرد:تاریخ به‌طور خودکار ترجمه‌شده (رده) نگهداری یادکرد:ربات:وضعیت نامعلوم پیوند اصلی (رده) - ↑ Corfidi، Stephen F.؛ Johns، Robert H.؛ Evans، Jeffry S. (۲۰۰۶-۰۴-۱۲). «About Derechos». Storm Prediction Center, NCEP, NWS, NOAA. دریافت‌شده در ۲۰۰۷-۰۶-۲۱.
{{cite web}}: نگهداری یادکرد:تاریخ به‌طور خودکار ترجمه‌شده (رده) - ↑ «Heat burst». Glossary of Meteorology, American Meteorological Society. ۲۰۰۹. شابک ۹۷۸-۱-۸۷۸۲۲۰-۳۴-۹. بایگانی‌شده از روی نسخهٔ اصلی در ۶ ژوئن ۲۰۱۱. دریافت‌شده در ۱۴ اوت ۲۰۲۶.
{{cite web}}: بیش از یک پارامتر|تاریخ بازبینی=و|بازبینی=داده‌شده است (کمک)نگهداری یادکرد:تاریخ به‌طور خودکار ترجمه‌شده (رده) نگهداری یادکرد:ربات:وضعیت نامعلوم پیوند اصلی (رده) - ↑ «Tornadoes from Squall Lines and Bow Echoes. Part I: Climatological Distribution» (PDF). دریافت‌شده در ۲۰۱۷-۰۴-۲۴.
{{cite web}}: نگهداری یادکرد:تاریخ به‌طور خودکار ترجمه‌شده (رده) - 1 2 Atlantic Oceanographic and Meteorological Laboratory, Hurricane Research Division (۲۰۰۴-۰۸-۱۳). «Frequently Asked Questions: What is an extra-tropical cyclone?». NOAA. دریافت‌شده در ۲۰۰۷-۰۳-۲۳.
{{cite web}}: نگهداری یادکرد:تاریخ به‌طور خودکار ترجمه‌شده (رده) - ↑ National Hurricane Center (۲۰۰۵). «Glossary of NHC/TPC Terms». National Oceanic and Atmospheric Administration. دریافت‌شده در ۲۰۰۶-۱۱-۲۹.
{{cite web}}: نگهداری یادکرد:تاریخ به‌طور خودکار ترجمه‌شده (رده) - ↑ Shultz، James M.؛ Russell، Jill؛ Espinel، Zelde (۲۰۰۵). «Epidemiology of Tropical Cyclones: The Dynamics of Disaster, Disease, and Development». Epidemiologic Reviews. ۲۷: ۲۱–۳۵. doi:10.1093/epirev/mxi011.
{{cite journal}}: نگهداری یادکرد:تاریخ به‌طور خودکار ترجمه‌شده (رده) - ↑ Atlantic Oceanographic and Meteorological Laboratory, Hurricane Research Division (۲۰۰۹-۰۲-۰۶). «Frequently Asked Questions: How do tropical cyclones form?». NOAA. دریافت‌شده در ۲۰۰۹-۰۶-۱۵.
{{cite web}}: نگهداری یادکرد:تاریخ به‌طور خودکار ترجمه‌شده (رده) - ↑ National Hurricane Center (۲۰۰۹-۰۲-۰۶). «Doesn't the friction over land kill tropical cyclones?».
{{cite web}}: نگهداری یادکرد:تاریخ به‌طور خودکار ترجمه‌شده (رده) - ↑ National Oceanic and Atmospheric Administration. «2005 Tropical Eastern North Pacific Hurricane Outlook». دریافت‌شده در ۲۰۰۶-۰۵-۰۲.
{{cite web}}: نگهداری یادکرد:تاریخ به‌طور خودکار ترجمه‌شده (رده) - ↑ Padgett، Gary (۲۰۰۱). «Monthly Global Tropical Cyclone Summary for December 2000». دریافت‌شده در ۲۰۰۶-۰۳-۳۱.
{{cite web}}: نگهداری یادکرد:تاریخ به‌طور خودکار ترجمه‌شده (رده) - ↑ «Lake-effect snow». Glossary of Meteorology, American Meteorological Society. ۲۰۰۹. بایگانی‌شده از روی نسخهٔ اصلی در ۶ ژوئن ۲۰۱۱. دریافت‌شده در ۱۴ اوت ۲۰۲۶.
{{cite web}}: بیش از یک پارامتر|تاریخ بازبینی=و|بازبینی=داده‌شده است (کمک)نگهداری یادکرد:تاریخ به‌طور خودکار ترجمه‌شده (رده) نگهداری یادکرد:ربات:وضعیت نامعلوم پیوند اصلی (رده) - ↑ Department of Earth, Atmospheric, and Planetary Sciences, MIT (۲۰۰۸). «Ocean Effect Snow over the Cape (Jan 2, 2008)». بایگانی‌شده از اصلی در ۲۶ مه ۲۰۱۱. دریافت‌شده در ۱۴ اوت ۲۰۲۶.
{{cite web}}: بیش از یک پارامتر|تاریخ بازبینی=و|بازبینی=داده‌شده است (کمک)نگهداری یادکرد:تاریخ به‌طور خودکار ترجمه‌شده (رده) نگهداری یادکرد:نام‌های متعدد:فهرست نویسندگان (رده) - ↑ Nicholls، Stephen (۲۰۰۵-۰۳-۳۱). «Analysis of Sea Effect Snow Banding over Japan». University at Albany, SUNY. بایگانی‌شده از اصلی در ۲۶ دسامبر ۲۰۰۷. دریافت‌شده در ۱۴ اوت ۲۰۲۶.
{{cite web}}: بیش از یک پارامتر|تاریخ بازبینی=و|بازبینی=داده‌شده است (کمک)نگهداری یادکرد:تاریخ به‌طور خودکار ترجمه‌شده (رده) - ↑ National Weather Service Forecast Office in Wakefield, Virginia (۲۰۰۰-۰۵-۱۱). «Chesapeake Bay Effect Snow Event of December 25, 1999». دریافت‌شده در ۲۰۰۹-۰۶-۱۵.
{{cite web}}: نگهداری یادکرد:تاریخ به‌طور خودکار ترجمه‌شده (رده) - 1 2 3 Byrd، Greg (۱۹۹۸). «Lake-Effect Snow». COMET. بایگانی‌شده از اصلی در ۱۱ ژوئن ۲۰۱۰. دریافت‌شده در ۱۴ اوت ۲۰۲۶.
{{cite web}}: بیش از یک پارامتر|تاریخ بازبینی=و|بازبینی=داده‌شده است (کمک)نگهداری یادکرد:تاریخ به‌طور خودکار ترجمه‌شده (رده) - ↑ Williams، Jack (۲۰۰۶-۰۵-۰۵). «Warm water helps create Great Lakes snowstorms». USA Today.
{{cite web}}: نگهداری یادکرد:تاریخ به‌طور خودکار ترجمه‌شده (رده) - 1 2 Rasmussen، E.A.؛ Turner، J. (۲۰۰۳). Polar Lows: Mesoscale Weather Systems in the Polar Regions. Cambridge: Cambridge University Press. صص. ۶۱۲.
{{cite book}}: نگهداری یادکرد:تاریخ به‌طور خودکار ترجمه‌شده (رده) - ↑ Cotton، William R.؛ van den Heever، Susan؛ Jirak، Israel (۲۰۰۳). «Conceptual Models of Mesoscale Convective Systems: Part 9» (PDF). Colorado State University. دریافت‌شده در ۲۰۰۸-۰۳-۲۳.
{{cite web}}: نگهداری یادکرد:تاریخ به‌طور خودکار ترجمه‌شده (رده) - ↑ Walker S. Ashley, Thomas L. Mote, P. Grady Dixon, Sharon L. Trotter, Emily J. Powell, Joshua D. Durkee, and Andrew J. Grundstein (2003). Distribution of Mesoscale Convective Complex Rainfall in the United States. انجمن هواشناسی آمریکا. Retrieved on 2008-03-02.
- ↑ Klimowski، Brian A.؛ Hjelmfelt، Mark R. (۲۰۰۰-۰۸-۱۱). «Climatology and Structure of High Wind-Producing Mesoscale Convective Systems Over the Northern High Plains» (PDF). National Weather Service Forecast Office, Riverton, Wyoming. دریافت‌شده در ۲۰۰۸-۰۳-۰۱.
{{cite web}}: نگهداری یادکرد:تاریخ به‌طور خودکار ترجمه‌شده (رده) - ↑ Morel، C.؛ Senesi، S. (۲۰۰۲). «A climatology of mesoscale convective systems over Europe using satellite infrared imagery. II: Characteristics of European mesoscale convective systems». Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society. شاپا ۰۰۳۵-۹۰۰۹.
{{cite journal}}: نگهداری یادکرد:تاریخ به‌طور خودکار ترجمه‌شده (رده) - ↑ Grodsky، Semyon A.؛ Carton، James A. (۲۰۰۳-۰۲-۱۵). «The Intertropical Convergence Zone in the South Atlantic and the Equatorial Cold Tongue» (PDF). University of Maryland, College Park. دریافت‌شده در ۲۰۰۹-۰۶-۰۵.
{{cite web}}: نگهداری یادکرد:تاریخ به‌طور خودکار ترجمه‌شده (رده) - ↑ Garstang، Michael؛ Fitzjarrald، David Roy (۱۹۹۹). Observations of surface to atmosphere interactions in the tropics. Oxford University Press US. صص. ۴۰–۴۱. شابک ۹۷۸-۰-۱۹-۵۱۱۲۷۰-۲.
{{cite book}}: نگهداری یادکرد:تاریخ به‌طور خودکار ترجمه‌شده (رده) - ↑ Davis، Christopher A.؛ Trier، Stanley B. (۲۰۰۷). «Mesoscale Convective Vortices Observed during BAMEX. Part I: Kinematic and Thermodynamic Structure». Monthly Weather Review. ۱۳۵ (۶): ۲۰۲۹–۲۰۴۹. doi:10.1175/MWR3398.1.
{{cite journal}}: نگهداری یادکرد:تاریخ به‌طور خودکار ترجمه‌شده (رده) - ↑ Bosart، Lance F.؛ Galarneau، Thomas J. (۲۰۰۵). «The Influence of the Great Lakes on Warm Season Weather Systems During BAMEX» (PDF). ۶th American Meteorological Society Coastal Meteorology Conference. دریافت‌شده در ۲۰۰۹-۰۶-۱۵.
{{cite web}}: نگهداری یادکرد:تاریخ به‌طور خودکار ترجمه‌شده (رده) - ↑ Galarneau، Thomas J. Jr. (۲۰۰۶). «A case study of a continental mesoscale convective vortex that developed attributes of an incipient tropical disturbance». American Meteorological Society ۲۷th Conference on Hurricanes and Tropical Meteorology. دریافت‌شده در ۲۰۰۹-۰۶-۱۴.
{{cite web}}: نگهداری یادکرد:تاریخ به‌طور خودکار ترجمه‌شده (رده)
چرخندها و واچرخندهای زمین (مراکز فعالیت) | |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
| مفاهیم |
| ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| واچرخندها |
| ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| چرخندها |
| ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
| |||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
- هواشناسی میان‌مقیاس
- هوای شدید و همرفت