نوسان اطلس شمالی (North Atlantic Oscillation =NAO)

---

برخلاف ساختار موجی بعضی از الگوهای دورپیوندی، نوسان اطلس شمالی یا به اختصار NAO یک دو قطبی شمالی- جنوبی است که با بی هنجاری هم زمان و با فاز مخالف برخی کمیت های هواشناختی در نواحی جنب حاره ای و شمال اقیانوس اطلس مشخص می شود. این نوسان به بازتوزیع جرم هوا، بین منطقه قطب شمال و نواحی جنب حاره ای اقیانوس اطلس اشاره دارد و دارای دو فاز مثبت و منفی است به طوری که گذار این نوسان از یک فاز به فاز دیگر سبب تغییرات بزرگی در مناطق هم جوار آن می شود. روش یکسانی وجود ندارد. یکی از NAO برای تعریف این روش ها که از نظر مفهومی نیز ساده است، استفاده از نقشه های همبستگی تک نقطه ای است. در این روش، NAO با مناطقی که بیشینه همبستگی منفی در حوزه  اقیانوس اطلس شمالی با یکدیگر دارند، تعریف  می شود. در فاز مثبت این نوسان، فشار سطحی بیش از میانگین در جنوب عرض 55 درجه شمالی و یک کمفشار بی هنجار در ناحیه وسیعی در اطراف قطب شمال، سبب تشدید گرادیان نصف النهاری فشار می شود که بیشترین دامنه بی هنجاری های آن در اطراف جزیر ه ایسلند و شبه جزیره  ایبریا رخ می دهد. همراه با جریان های NAO  فاز مثبت سطحی غربی قوی تر از میانگین در عرض های میانی اقیانوس اطلس به سمت اروپا، جریان بی هنجار جنوبی در شرق ایالات متحد امریکا و جریان بی هنجار شمالی در نواحی قطبی کانادا و مدیترانه است.

الگوی فازهای منفی و مثبت شاخص NAO طی زمستان.

  

بیشتر بررسی مربوط به NAO در زمستان نیمکره شمالی، که جو به لحاظ دینامیکی و رشد پریشیدگی ها بسیار فعال و دارای بیشینه دامنه است، تمرکز دارد. هنگامی که شاخص NAO مثبت است، تقویت شارهای غربی روی اقیانوس اطلس در فصل زمستان سبب جا به جایی هوای نسبتاً گرم و مرطوب اقیانوس اطلس روی اروپا و مناطق دورتر در پایین دست آن می شود. در همین زمان، بادهای قوی شمالی، هوای سرد را روی گرینلند و شمال شرق کانادا منتقل می کنند و سبب کاهش دمای سطحی و دمای سطح دریا در شمال شرق اقیانوس اطلس می شوند. در همین مرحله، دمای کمتر از میانگین در شمال افریقا و خاورمیانه و بیشتر از میانگین در امریکای شمالی ناشی از شار ساعت گرد قوی تر از میانگین در اطراف مرکز پرارتفاع آزورز مشاهده می شود که مورد توجه بعضی از محققان قرار گرفته است.

تغییر در الگوی گردش میانگین روی  اقیانوس اطلس شمالی به دلیل NAO با تغییر در شدت و  تعداد توفان ها، مسیر حرکت آنها و وضعیت آب و هوای ناشی از آنها همراه است. به طورکلی درزمستان هایی که فاز  NAO مثبت است، مسیر توفان اطلس به سمت شمال شرق جابه جا و فعالیت آن در شمال اروپا تقویت و در نواحی جنوبی تضعیف می شود.

هارل ( 1995 ) نشان داده است که تغییر جریان میانگین و شدت توفان ناشی از تغییر فاز NAO در ناحیه اقیانوس اطلس سبب تغییر قابلِ ملاحظه ای در انتقال و همگرایی رطوبت جو و در نتیجه توزیع تبخیر و بارش می شود. در زمستان هایی که شاخص NAO مثبت است، در بسیاری از مناطق گرینلند و نواحی قطبی کانادا میزان تبخیر بیش از بارش است، به طوری که تفاوت آن در فاز مثبت و منفی از مرتبه  1mm/day است. این شرایط  خشک با همین مرتبه در ناحیه وسیعی در مرکز اروپا، مدیترانه و قسمت هایی از خاورمیانه نیز رخ می دهد.

شکل 1. نمودار تغییرات زمانی شاخص نوسان اطلس شمالی به دست آمده از مرکز نوا در ماه های بحرانی مثبت و منفی از دسامبر 1950 تا دسامبر 2004 میلادی.

میدان ارتفاع ژئوپتانسیلی و میدان فشار

میانگین بی هنجاری ارتفاع ژئوپتانسیلی تراز 500 هکتوپاسکال و فشار سطح دریا در ماه های بحرانی مثبت و منفی NAO در شکل 2 نشان داده شده است. در شکل الف 2 که مربوط به میانگین بی هنجاری ارتفاع ژئوپتانسیلی تراز 500 هکتوپاسکال در ماههای مثبت است، قوی تر بودن کم فشار ایسلند و پرفشار آزورز نسبت به میانگین به صورت یک دو قطبی در شمال و نواحی جنب حاره ای اقیانوس اطلس کاملاً مشهود است. مرکز پرارتفاع جنب حاره ای آزورز در حدود 60 متر بیش از میانگین و مرکز کم ارتفاع ایسلند در حدود 120 متر کم تر از میانگین است. بی هنجاری منفی در سراسر غرب تا شرق اقیانوس اطلس وجود دارد و بی هنجاری مثبت در نواحی جنب حاره اقیانوس اطلس تا مرکز اروپا و دریای سیاه گسترش دارد. در ناحیه خاورمیانه و شرق مدیترانه، ارتفاع ژئوپتانسیلی تراز 500 هکتوپاسکال در فاز مثبت تفاوت چندانی با مقدار میانگین آن ندارد. در شکل 2 ب که مربوط به میانگین بی هنجاری ارتفاع ژئوپتانسیلی تراز 500 هکتوپاسکال در ماه های بحرانی منفی است، برخلاف ماه های مثبت، مرکز کم ارتفاع ایسلند (حدود 110 متر) و مرکز پرارتفاع جنب حاره (حدود 80 متر) ضعیف تر از میانگین بلندمدت اند ولی الگوی آن کاملاً مشابه فاز مثبت است. در ناحیه خاورمیانه و شرق مدیترانه نیز مشاهده می شود که ارتفاع ژئوپتانسیلی تراز 500 هکتوپاسکال در فاز منفی حدود 10 متر بیش از مقدار میانگین است (شکل 2 ب).

الگویی مشابه ارتفاع ژئوپتانسیلی تراز 500 هکتوپاسکال برای میانگین فشار سطح دریا در ماههای بحرانی مثبت NAO در شکل 2 ج دیده می شود. فشار در مرکز پرفشار آزورز در حدود 5 هکتوپاسکال بیش از میانگین بلندمدت است و فشار در مرکز کم فشار ایسلند حدود 10 هکتوپاسکال کم تر از میانگین بلندمدت است که نشانگر قوی تر بودن این دو سامانه شبه دائمی در ماههای بحرانی مثبت NAO است. در ماه های بحرانی منفی، فشار مرکز کم فشار ایسلند حدود 10 هکتوپاسکال بیش از میانگین بلند مدت و فشار مرکز پرفشار آزورز حدود 8 هکتوپاسکال کمتر از میانگین بلندمدت و بیانگر تضعیف آنها در فاز منفی  NAO است(شکل 2 د).

اگرچه مراکز بی هنجاری فشار سطح دریا منطبق بر مراکز بی هنجاری ارتفاع ژئوپتانسیلی تراز 500 هکتوپاسکال اند، ولی گسترش بی هنجاری فشار سطح دریا تا شرق مدیترانه و خاورمیانه قابل تأمل است (شکل2). این گستردگی چنان است که در این ناحیه میانگین بین 1 تا 2 هکتوپاسکال بیش از NAO فشار در فاز مثبت میانگین بلندمدت و در فاز منفی به همین اندازه کمتر از میانگین بلندمدت بوده است. این مسئله نشان دهنده غالب بودن الگوی کمفشار در فاز منفی و الگوی پرفشار در فاز مثبت است.

البته تأثیر NAO  بر کمیت فشار سطح  دریا بیشتر در ناحیه دریای سیاه و کشور ترکیه مشاهده می شود. این نواحی از نظر موقعیت جغرافیایی از طرفی تحت تأثیر مستقیم مسیر توفان مدیترانه اند و از طرف دیگر در امتداد مسیر توفان اطلس قرار دارند که این مهم می تواند دلیلی برای ارتباط بیشتر کمیت های هواشناختی در این منطقه، از جمله فشار سطح دریا، با رخداد NAO باشد.

الگوی میانگین به دست آمده در فازهای مثبت و منفی NAO  برای ارتفاع ژئوپتانسیلی تراز 500 هکتوپاسکال و فشار سطح دریا در همه ترازهای دیگر نیز مشاهده می شود که در اینجا برای اختصار آورده  نشده اند. با اینکه برای شناسایی ماه های بحرانی NAO از شاخص مرکز نوا استفاده شده که در محاسبه آن به طور مستقیم فشار ایستگاه های شاخص به کار نرفته است، ولی مراکز بی هنجاری روی نقشه های سطح زمین و ترازهای بالایی وردسپهر، کاملاً روی ایسلند و آزورز قرار گرفته و الگوی کاملاً دو قطبی را نشان می دهند. 

شکل 2. میانگین بی هنجاری ارتفاع ژئوپتانسیلی تراز 500 هکتوپاسکال (فاصله بین خطوط 10 متر) و فشار سطح دریا (فاصله ی بین خطوط 1 هکتوپاسکال) در ماه های بحرانی منفی (شکل های الف و ج) و مثبت (شکل های ب و د) نوسان اطلس شمالی. خط چین، مقادیر منفی و خطوط پیوسته، مقادیر مثبت را نشان می دهند.

میدان باد

در شکل 3 میانگین بی هنجاری بردار باد افقی در ترازهای 700 و 500 هکتوپاسکال در ماه های بحرانی مثبت و منفیNAO ارائه شده است. تراز 700 و 500 هکتوپاسکال به دلیل تأثیر در فرارفت دما و رطوبت، که در ترازهای پایین جو اهمیت دارند، انتخاب و تراز 500 هکتوپاسکال به دلیل اهمیت این تراز که در حقیقت معیاری از کل جو (تراز 500 هکتوپاسکال از نظر فشاری نیمه جو) است، انتخاب شده است. به دلیل ارتفاع زیاد رشته کوه ها در منطقه خاورمیانه، از بررسی سایر ترازهای پایین تر از 700 هکتوپاسکال که ارتفاع آنها کمتر از ارتفاع ناهمواری ها است، اجتناب شده است. در فاز مثبت NAO میانگین بی هنجاری بردار باد در تراز 500 هکتوپاسکال (شکل 3 الف)، در شمال اطلس الگوی چرخندی و در جنب حاره ی آن الگوی واچرخندی را نشان می دهد. گستره الگوی چرخندی در شمال فقط به اقیانوس اطلس محدود شده است، ولی گسترش الگوی واچرخندی در جنب حاره ی اطلس از امریکای شمالی تا شرق مدیترانه است. میانگین بی هنجاری باد در ماه های بحرانی منفی برخلاف ماههای مثبت است و در جنب حاره ای اطلس، الگوی چرخندی و در شمال آن الگوی واچرخندی دیده می شود (شکل 3 ب). الگوی واچرخندی در شمال اطلس به سطح اقیانوس محدود است ولی الگوی چرخندی واقع در جنوب، علاوه بر سطح اقیانوس در شرق مدیترانه نیز مشاهده می شود. همچنین جهت بردار باد بی هنجار در شرق مدیترانه در فاز مثبت (منفی)، شرقی (غربی) است، درحالی که روی دریای سرخ و جنوب آسیا خلاف این موضوع دیده می شود. مقایسه بی هنجاری بردار باد روی اقیانوس هند در دو فاز NAO نشان از تفاوت الگوی شارش در این منطقه دارد که می تواند شار دما و رطوبت در خاورمیانه را متأثر کند. الگوی بی هنجاری بردار باد در تراز 700 هکتوپاسکال برای فازهای گوناگون NAO در شکل های 3 د و 3 ج نشان داده شده است که در بسیاری از موارد شبیه به تراز 500 هکتوپاسکال است.

شکل 3. میانگین بی هنجاری های باد در ترازهای 500 و 700 هکتوپاسکال برای ماه های بحرانی منفی (شکل های الف و ج) و مثبت (شکل های ب و د) نوسان اطلس شمالی.

در شکل 4 میانگین تندی باد در تراز 300 هکتوپاسکال برای ماه های بحرانی مثبت و منفی NAO ارائه شده است. با توجه به شکل، می توان دو جریان جتی جدا از هم را در فازهای مثبت (شکل 4 الف) و منفی ( 4 ب) تشخیص داد. یکی از آنها به صورت مداری در عرض بین 25 تا 30 درجه شمالی در جنوب غرب و جنوب آسیا قرار گرفته است و دیگری روی اقیانوس اطلس دیده می شود. نکته مهم آنکه در فاز مثبت NAO، تندی باد در جریان جتی جنوب غرب آسیا حدود 8 متر بر ثانیه قوی تر از فاز منفی است. مرکز این جریان جتی در فاز مثبت (شکل 4 الف) روی کشور عربستان و جنوب غرب ایران قرار گرفته و به طور قابل ملاحظه ای پهن تر از فاز منفی است. قوی تر بودن جریان جتی جنب حاره در فاز مثبت NAO می تواند نشاندهنده کژفشاری بیشتر جو در این ناحیه باشد که در نهایت سبب شکل گیری سامانه های چرخندی بیشتر و قو یتر می شود (هولتون، 2004 ). جریان جتی دوم روی اقیانوس اطلس شمالی و در محدود ه 40 تا 50 درجه شمالی قرار گرفته که بر ناحیه مسیر توفان اقیانوس اطلس شمالی منطبق است. این جریان جتی در فاز مثبت نوسان اطلس به سمت شمال شرق منحرف شده است (شکل 4 الف) و تا شمال غرب اروپا گسترش می یابد که سبب تغییر مسیر حرکت سامانه های چرخندی اقیانوس اطلس به سوی شمال اروپا می شود. در فاز منفیNAO، جریان جتی در راستای مداری روی اقیانوس اطلس واقع بوده است و هسته آن در غرب اقیانوس اطلس قرار دارد. با توجه به شکل 4 ب می توان دید که تندی این جت در فاز منفی بیشتر از فاز مثبت و پهنای آن نیز بیشتر است.

شکل 4. میانگین تندی باد (m s ^-1) در تراز 300 هکتوپاسکال برای ماه های بحرانی مثبت (شکل الف) و منفی (شکل ب) نوسان اطلس شمالی.

میدان تابش موج بلند خروجی

در شکل 5 میانگین بی هنجاری تابش موج بلند خروجی در ماه های بحرانی مثبت و منفی نشان داده شده است. در این شکل، مناطق آبی رنگ، مکان هایی هستند که نسبت به میانگین، تابش موج بلند کمتری توانسته از جو عبور کند. باتوجه به اینکه بیشتر تابش موج بلند با بخار آب موجود در جو جذب می شود، این مناطق به طور میانگین نشان دهنده رطوبت بیشتر هستند. به عکس مناطق سرخ رنگ، مناطق خشک ترند که دارای رطوبت کمتری هستند. در شکل 5 الف مشاهده می شود که در فاز مثبت NAO در شمال اقیانوس اطلس، بی هنجاری تابش موج بلند خروجی در حدود 4 واحد کمتر از میانگین زمستانی و در نواحی جنب حاره ای آن و در جنوب اروپا بین 4 تا 6 واحد بیشتر از میانگین زمستانی است. این امر بیانگر رطوبت بیشتر در شمال اقیانوس اطلس و رطوبت کمتر در جنوب اروپا، از اقیانوس اطلس تا دریای سیاه، در فاز مثبت NAO است. این نتیجه با تغییر راستای مسیر توفان اطلس در فاز مثبت NAO همخوانی دارد. در بیشتر نواحی خاورمیانه تا اقیانوس هند نیز تابش موج بلند خروجی بین 0 تا 2 واحد بیش از میانگین بلند مدت است که نشان می دهد در فاز مثبت NAO هوای خشکتری در این نواحی حاکم بوده است. شکل 5 ب نشانگر آن است که در فاز منفی NAO، میزان تابش موج بلند خروجی از غرب مدیترانه به سمت جنوب اروپا در حدود 6 تا 8 واحد کمتر از میانگین بلندمدت است و این امر حاکی از رطوبت بیشتر از میانگین در این مناطق است به طوری که تفاوت الگوی تابش موج بلند خروجی در ماههای بحرانی مثبت و منفی به خوبی تغییر مسیر جریان های گرم و مرطوب از روی اقیانوس اطلس در دو فاز متفاوت را نشان می دهد. خاورمیانه در فاز منفی به دو ناحیه تقسیم می شود که در نواحی شمالی و جنوبی آن، رطوبت بیشتر از میانگین بلند مدت و در قسمت های مرکزی آن برابر و یا اندکی کمتر از میانگین است. مقدار کمبود تابش موج بلند خروجی در شمال خاورمیانه از روی کشور ترکیه به سمت شرق، نسبت به میانگین بلندمدت در حدود 2 تا 4 واحد است. به نظر می رسد که این ناحیه در راستای مسیر توفان اطلس است که در فاز منفی به سمت جنوب جابه جا شده است. در نواحی جنوبی خاورمیانه، از روی کشور عربستان به سمت شرق تا اقیانوس هند، نیز کمبود 2 تا 4 واحدی تابش موج بلندخروجی نسبت به میانگین بلندمدت دیده می شود که بعداً در نقشه های خطوط جریان خواهیم دید که دلیل آن انتقال رطوبت از اقیانوس هند است (شکل 6 د).

شکل 5. میانگین بی هنجاری تابش موج بلند خروجی (² w/m) در ماه های بحرانی مثبت (شکل الف) و منفی (شکل ب) نوسان اطلس شمالی.

میدان ضخامت و خطوط جریان

میانگین بی هنجاری های ضخامت بین ترازهای 500 و 1000 هکتوپاسکال و خطوط جریان تراز 700 هکتوپاسکال برای دو فاز مثبت و منفی NAO در شکل 6 آمده است. همان گونه که قبلاً اشاره شد سامانه چرخندی ایسلند که به طور معمول در شمال غرب اطلس قرار دارد، در فاز مثبت NAO قوی تر و در فاز منفی، ضعیف تر از میانگین است. با توجه به شکل های 6 الف و 6 ب، این سامانه در فاز مثبت (منفی) NAO با هوای سرد (گرم) در لایه ی زیرین جو همراه است. طبق نقشه های خطوط جریان (شکل های 6 ج و 6 د) این هوای گرم و سرد دو منشأ کاملاً متفاوت دارند. قوی تر بودن کم فشار ایسلند در فاز مثبت و ضعیف تر بودن آن در فاز منفی را می توان به همراهی آن به ترتیب با هوای سرد در فاز مثبت و هوای گرم در فاز منفی NAO ارتباط داد. در نواحی جنب حاره ای اقیانوس اطلس و در ماه های بحرانی مثبت و منفی، به ترتیب هوای گرم و سرد دیده می شود که همراه با هوای سرد و گرم واقع در شمال اقیانوس اطلس، دو الگوی متفاوت گرم _ سرد برای ماه های منفی و سرد _ گرم برای ماه های مثبت را تشکیل می دهد. مشابه با نتایج هارل، الگوی ضخامت برای شمال و شمال غرب اروپا به طور میانگین هوای گرم (سرد) در فاز مثبت (منفی) را نشان می دهد. بنابر اظهار هارل، این بی هنجاری دمایی به دلیل تغییر الگوی جریان های غربی روی اقیانوس اطلس در دو فاز NAO روی می دهد.

بندیکت ( 2004 ) تشکیل فازهای متفاوت NAO را مربوط به شکست چرخندی و واچرخندی (تورنکرافت و همکاران، 1993 ) امواج بسامد پایین در ناحیه اقیانوس اطلس می داند. براساس نظر او، فاز مثبت NAO با هوای سرد و فاز منفی با هوای گرم در شمال اقیانوس اطلس همراه است. این بی هنجاری های دمایی به وضوح در نقشه های ضخامت (شکل های 6 الف و 6 ب) دیده می شوند. با توجه به شکل های 6 ج و 6 د که بی هنجاری خطوط جریان تراز 700 هکتوپاسکال را در فازهای مثبت و منفی NAO نشان می دهد، الگوی چرخندی در فاز مثبت NAO و الگوی واچرخندی در فاز منفی NAO در شمال شرق اطلس قرار دارد. وجود الگوی چرخندی در فاز مثبت سبب انتقال هوای سرد از شمال کانادا و نواحی جنب قطبی آن به شمال اطلس می شود. به علاوه، خطوط جریان بی هنجار به روشنی نشان می دهد که هوای گرم موجود در شمال و شمال غرب اروپا در فاز مثبت (شکل 6 الف) به دلیل وجود جریان های غربی و جنوب غربی در مرکز اقیانوس اطلس است. بندیکت منشأ هوای گرم موجود در مرکز جنب حاره ای اطلس را منطقه فلوریدا می داند. تحلیل نقشه های خطوط جریان در ترازهای گوناگون جو و نقشه های ضخامت حاکی از آن است که منبع این هوای گرم در نواحی جنب حاره ای اطلس و در قاره امریکا، نواحی حاره ای امریکای جنوبی است.

نکته قابل توجه دیگر در الگوی ضخامت و در فاز مثبت NAO (شکل 6 الف) آن است که از شمال افریقا به سمت شمال شرق خاورمیانه به طور میانگین هوای سردتر از میانگین حاکم است و بیشینه این بی هنجاری سرد در شمال افریقا دیده می شود. با دقت در نقشه خطوط جریان می توان دریافت که منشأ هوای سرد موجود در شمال افریقا و خاورمیانه، الگوی واچرخندی بی هنجار واقع بر این مناطق است که موجب انتقال هوای سرد از شرق و جنوب اروپا شده است. الگوی بی هنجاری ضخامت در فاز منفی NAO (شکل 6 ب)، هوای گرم تر از میانگین را در شمال افریقا، مدیترانه و خاورمیانه نشان می دهد که بیشینه آن در شمال افریقا و شمال خاورمیانه دیده می شود. با توجه به نقشه های خطوط جریان (شکل 6 د)، ملاحظه می شود که انتقال هوای گرم و مرطوب نواحی جنب حاره ای اطلس از سمت جنوب غرب و هوای گرم صحرای عربستان از سمت جنوب شرق از دلایل بی هنجاری گرم در نواحی ذکر شده اند. 

در نقشه های خطوط جریان مربوط به فاز منفی NAO (شکل 6 د)، یک بی هنجاری واچرخندی روی  دریاچه آرال قابل تشخیص است. این الگوی واچرخندی موجب ایجاد جریان های بی هنجار شرق سو از سمت شرق به ناحیه خاورمیانه شده است. در فاز مثبت (شکل 6 ج)، جریان های این ناحیه کاملاً عکس حالت قبل و غربی هستند، اگرچه در این فاز برخلاف فاز منفی روی دریاچه آرال، الگوی مشخصی دیده نمی شود. چنانچه در بخش قبلی اشاره شد، در جنوب خاورمیانه (بین عرض های 20 تا 25 درجه شمالی) در فاز منفی NAO ناهنجاری منفی تابش موج بلند خروجی وجود دارد (شکل 5 ب) که با مقایسه تفاوت الگویخطوط جریان در فازهای مثبت و منفی، به نظر می رسد که جریان های بی هنجار شرق سو در فاز منفی، سبب انتقال یافتن رطوبت از اقیانوس هند به سمت این ناحیه و در فاز مثبت، جریان های بی هنجار غربی، موجب خشکی و رطوبت کمتر این مناطق شده است. همچنین رطوبت بیش از میانگین در فاز منفی NAO (شکل 5 ب) در غرب مدیترانه و جنوب اروپا به خوبی با جریان های بی هنجار جنوب غربی در شمال افریقا (شکل 6 ج) در این فاز همخوانی دارد.

شکل 6. میانگین بی هنجاری های ضخامت (فاصله بین خطوط 10 متر) و خطوط جریان در تراز 700 هکتوپاسکال برای ماه های منفی (شکل های الف و ج) و مثبت (شکل های ب و د) نوسان اطلس شمالی. خط چین مقادیر منفی و خطوط پیوسته مقادیر مثبت را نشان می دهند.

نتایج حاصل از پالایش آشفتگی های بسامد بالا

با توجه به مقیاس زمانی NAO که حدود دو هفته است (کش و لی، 2001 ؛ فلدستین، 2000 )، می توان این رخداد را جزء پدیده های بسامد کم قرار داد و انتظار داشت که آثار آن هم با آشفتگی های کم بسامد به مناطق واقع در پایین دست آن منتقل شود.

شکل 7 میانگین ارتفاع ژئوپتانسیلی تراز 500 هکتوپاسکال پالایش شده در ماه های بحرانی مثبت و منفی NAO را نشان می دهد. در فاز منفی (شکل 7 ب)، حضور یک پشته کم بسامد روی اقیانوس اطلس شمالی کاملاً مشهود است. در دو سوی این پشته، دو ناوه، یکی روی اروپا و دیگری در شرق کانادا دیده می شود که دومی با مرکز کمفشار ایسلند در پایین دست آن همخوانی دارد. در این شکل، الگوی ارتفاع ژئوپتانسیلی تراز 500 هکتوپاسکال در ناحیه خاورمیانه و شرق مدیترانه کاملاً مداری است. در فاز مثبت (شکل 7 الف)، ناوه واقع بر غرب اطلس قوی تر است و تا مرکز اطلس گسترش یافته است، به طوری که شمال غرب اروپا در جریان سوی آن قرار دارد. پشته ی واقع بر مرکز اطلس که در فاز منفی دیده می شود، در فاز مثبت ضعیف تر است و در غرب اروپا قرار دارد. همچنین ناوه واقع روی اروپا نیز در این فاز ضعیف تر است. در شکل 7 الف، برخلاف فاز منفی (شکل 7 ب)، حضور یک ناوه کم بسامد با طول موج بلند در شمال قاره افریقا و مرکز مدیترانه قابل توجه است. با توجه به محل این ناوه که شرق مدیترانه و بیشتر نواحی خاورمیانه در جریان سوی آن قرار می گیرند، انتظار پدیده هایی متفاوت با فاز منفی می رود، که نیاز به بررسی دقیق تر دارد.

شکل 7. میانگین ارتفاع ژئوپتانسیلی (فاصله بین خطوط 100 متر) تراز 500 هکتوپاسکال پالای ششده برای ماه های منفی (الف) و مثبت (ب) نوسان اطلس شمالی. پالایه اعمال شده، پالایه ای پایین گذر است که آشفتگی های دارای دوره تناوب کمتر از ده روز را پالایش کرده است.

ارتباط ناهنجاری شاخص های اقلیمی با فاز + شاخص NAO

	OCT - NOV - DEC	JUL - AUG - SEP	APR - MAY - JUN	JAN - FEB - MAR
PREC.
AIR TEMP.
SLP
GHT
OLR

مدل های پیش بینی شاخص NAO

ناهنجاری الگوی تراز میانی جو بر اساس وضعیت فعلی NAO

1- مدل آلبانی

2- مدل NOAA

منبع:  مجله ژئوفیزیک ایران، جلد 2، شماره 1387 ،2 ، صفحه 51-64 اثر نوسان اطلس شمالی (NAO) بر برخی کمیت های هواشناختی وردسپهر در خاورمیانه و جنوب غرب آسیا 

نویسندگان:
محمد علی نصر اصفهانی دانشجوی دکترای مؤسسه ژئوفیزیک دانشگاه تهران [e-mail]  
 علیرضا محب الحجه استادیار مؤسسه ژئوفیزیک دانشگاه تهران [e-mail]
فرهنگ احمدی گیوی استادیار مؤسسه ژئوفیزیک دانشگاه تهران  [e-mail]