مجله فیزیک زمین و فضا
سال:1388 | دوره:35 | شماره:4 |تعداد مقالات:13

تابع گیرنده S ابزار مناسبی برای محاسبه ضخامت سنگ کره در هر منطقه است. سنگ کره سازنده صفحه های تکتونیکی زمین است. در بیشتر مکان ها، مرز سنگ کره و سست کره با مشاهدات سرعت های لرزه ای کم یا تغییرات منفی سرعت مشخص می شود. در این بررسی به کمک تحلیل تابع گیرنده S، با استفاده از زمان رسید تبدیل Sp در مرز سنگ کره-سست کره ضخامت سنگ کره محاسبه شد. مزیت استفاده از تابع گیرنده S در این است که فازهای تبدیلی Sp قبل از رسید مستقیم S و همه بازتاب های مربوطه و بازتاب هایشان بعد از رسید مستقیم S در ایستگاه دریافت می شوند و شناسایی فاز تبدیلی Sp آسان تر است. در صورتی که این فاز تبدیلی در تابع گیرنده P با بازتاب های پوسته پوشیده می شود. به منظور محاسبه تابع گیرنده S ابتدا در صورت متفاوت بودن پاسخ بسامدی سه لرزه نگار در راستای Z، N-S، E-W، باید اثر دستگاهی از روی آنها حذف شود. سپس دو مولفه افقی (E-W ،N-S) تحت زاویه Back Azimuth چرخانده شده و به جهات شعاعی و مماسی (T ،R) تبدیل می شوند. در مرحله بعد چرخش دستگاه مختصات ZRT به دستگاه مختصات محلی پرتو LQT (p, SV, SH) صورت می گیرد. برای اجرای صحیح چرخش باید زاویه تابش صحیح انتخاب شود. برای این منظور، مولفه های L حول مجموعه ای از زوایای تابش چرخانده می شوند. زاویه ای که انرژی موج S در زمان رسیدش حداقل می شود تقریب خوبی از زاویه تابش درست است. بعد از مرحله چرخش، بیشتر انرژی فازهای تبدیلی Sp روی مولفه های L خواهد بود. به منظور حذف سیگنال S از مولفه هایL ، مولفه های L را با سیگنال S روی مولفه Q واهمآمیخت می کنیم. مولفه L حاصل که شامل فازهای تبدیلی Sp بدون بازتاب های چند گانه است را تابع گیرنده S می نامند. به دلیل وابستگی زمان رسید امواج تبدیل Sp به کندی موج S باید تصحیح دینامیکی روی توابع گیرنده S صورت گیرد. از آنجا که تبدیلات Sp عموما ضعیف اند، برای بهبود نسبت سیگنال به نوفه، بعد از اعمال تصحیح دینامیکی، توابع گیرنده S را با هم جمع می کنیم. در نهایت با تبدیل اختلاف زمانی بین فازهای تبدیلی و موج S مستقیم به عمق با استفاده از مدل سرعتی مرجع IASP91 می توان عمق ناپیوستگی ها را به دست آورد. برای این منظور داده های زمین لرزه های دورلرز ثبت شده 8 ایستگاه ثابت دوره کوتاه شبکه دورلرز تبریز در شمال غرب ایران از 1995 تا 2008 با بزرگای  Mb ³5.7 و در فاصله رو مرکزی 60°<D<85° مورد پردازش قرار گرفت. مقدار ضخامت LAB به طور متوسط 85 کیلومتر محاسبه شد و مقدار آن از 77 کیلومتر زیر غربی ترین ایستگاه شبستر (SHB)، تا 103 کیلومتر زیر شرقی ترین ایستگاه سراب (SRB)، در تغییر بود. (اصل مقاله به صورت متن کامل انگلیسی، در بخش انگلیسی قابل رویت است)

در مقاله حاضر بی هنجاری فروسرخ حرارتی (thermal infrared) قبل از زلزله 1383 راور کرمان با بزرگی Ms=5.1 بر اساس داده های درجه بندی (کالیبره) شده شب هنگام باند 4 ماهواره NOAA (حسگرAVHRR ) در محدوده طول موج 10.5 تا 11.5 میکرومتر با بهره گیری از فن های پردازش تصویر مورد بررسی قرار گرفته است. تحلیل نتایج با استفاده از سه مدل ساده ابداعی آرایه مربعی، آرایه مستطیلی و مربعی زمین شناسی صورت پذیرفته است. نتایج این بررسی ها حاکی از افزایش شدید و غیر عادی شدت تابش، 6 روز قبل از زلزله در اطراف کانون سطحی زلزله و در امتداد گسل های زمین لرزه ای منطقه مورد بررسی (گسل های لکرکوه، نایبند و کوهبنان) است. همچنین بررسی ها نشان می دهد که تغییرات تابشی قبل از زلزله، در رخنمون های سنگ های آذرین بیشتر از سایر رخنمون های سنگی در اطراف کانون زلزله است که این مساله با نتایج آزمایشگاهی فروند (2007) در آزمایشگاه ژئودینامیک ناسا در راستای اثبات تابش امواج فروسرخ در هنگام اعمال فشار به سنگ های سیلیکاته همخوانی دارد. در نهایت نتایج این بررسی قابلیت استفاده از داده های ماهواره ایNOAA ، به منظور ثبت پیش نشانگر حرارتی، با هدف پیش بینی زلزله برای نواحی مرکزی ایران که دارای سنگ های آذرین سیلیکاته هستند را به اثبات می رساند.

همان طور که می دانیم یکی از هدف های مهم تحقیقات ژئوفیزیکی، به دست آوردن مدل سرعتی مناسب برای پوسته است. با استفاده از وارون کردن توابع گیرنده می توان به برآورد درستی از ساختار سرعتی موج برشی زیر یک ایستگاه لرزه ای دست یافت. در این تحقیق برای مدل سازی از روشی که کیند و همکاران (1995) بیان کرده اند، استفاده کرده ایم. در ابتدا فرض می کنیم که پوسته زمین از لایه های تخت همگن که روی یک نیم فضای همگن قرارگرفته اند تشکیل شده است. سپس لرزه نگاشت های نظری موج تخت برای مدل اولیه محاسبه می شود. نگاشت های نظری با همان روش نگاشت های مشاهده ای چرخانده و سپس واهمآمیخت شده اند. برای مدل سازی ابتدا همه مولفه های L و Q توابع گیرنده در هرایستگاه را بعد از فیلترکردن بر انبارش می کنیم. عمل وارون سازی در پنجره زمانی به طول 35 ثانیه (30 ثانیه بعد از شروع موج P و 5 ثانیه قبل از آن) که همه تبدیلات پوسته ای و بازتاب های مربوط به آنها را در برداشته باشد، صورت گرفته است. بهینه پارامترهای مدل با روش سعی و خطا و کمینه کردن اختلاف جذر میانگین مربعی بین توابع گیرنده مشاهده ای و نظری و همچنین مدل های اولیه و نهایی به دست می آیند. با توجه به وابسته بودن جواب روش وارون سازی به مدل اولیه انتخاب شده، برای به دست آوردن بهترین مدل سرعتی موج برشی و محاسبه دقیق تر عمق موهو از مدل های اولیه متفاوتی برای هر ایستگاه استفاده شد. مدل های اولیه بر اساس اطلاعات موجود روی توابع گیرنده و نتایج به دست آمده از تحقیقات هاتزفلد و همکاران (2003) و پل و همکاران (2006) انتخاب شد و با روش سعی و خطا، تفاوت توابع گیرنده مشاهده ای و محاسبه ای را به حداقل رساندیم. در ابتدا از ده ها مدل اولیه با در نظرگرفتن لایه هایی به ضخامت های متفاوت و با ضخامت کل 60 کیلومتر (با توجه به محتوی بسامدی و فیلتر به کار رفته، حداکثر 30 لایه و با ضخامت 2 کیلومتر) در بازه سرعتی 5 تا 7کیلومتر بر ثانیه برای موج P، استفاده شد. از میان همه مدل های اولیه در مرحله اول، مدل هایی که مدل های نهایی به دست آمده از آنها همگرایی قابل قبولی داشتند و خطای جذر میانگین مربعی آنها کمتر از 0.025s بود، نگه داشتیم. برای به دست آوردن بهینه مدل نهایی در مرحله دوم متوسط مدل های نهایی به دست آمده در مرحله اول که همگرایی خوبی داشتند، مبنا قرار داده شد و با توجه به توابع گیرنده محاسبه شده برای منطقه که دارای دو فاز تبدیلی تا موهومی باشند، مدل های متفاوت درحکم ورودی مرحله دوم انتخاب شدند. در این مرحله ضخامت کل 60 کیلومتری در هر مدل ورودی به دو لایه با ضخامت های متفاوت در نظر گرفته شد. مدل های خروجی که همگرایی خوبی با یکدیگر داشتند و خطای میانگین مربعی آنها کمتر از 0.05s بود، به منزله مدل های نهایی قابل قبول برای مدل سرعتی موج برشی منطقه انتخاب شدند و متوسط آنها را درحکم بهینه مدل برای پوسته زیر هر ایستگاه در نظر گرفتیم. با توجه به توابع گیرنده محاسبه شده برای هر ایستگاه و مدل های به دست آمده، مدل نهایی حاصل برای منطقه کرمانشاه، یک مدل دو لایه است. متوسط ضخامت پوسته زیر این منطقه تقریبا 42 کیلومتر است که تشکیل شده از لایه ای رسوبی است که ضخامت آن از 9 تا 18 کیلومتر تغییر می کند و روی لایه ای به ضخامت 24 تا 35 کیلومتر قرار گرفته است و با نتایج به دست آمده از دیگر تحقیقات ژئوفیزیکی همخوانی دارد. همچنین متوسط سرعت موج برشی در پوسته منطقه3.69 kms-1  به دست آمد که در زیر ناپیوستگی موهو به 4.8 kms-1 می رسد.

گسل توس شاخه ای از گسل کشف رود است که روند شمال غربی-جنوب شرقی دارد. شواهد زمین ریخت شناختی نشان می دهد که ادامه این گسل از شمال غربی شهر مشهد در نزدیکی های توس وارد محدوده شهری می شود. این گسل با عبور از کنار بقعه خواجه ربیع به سمت شمال شرقی شهر مشهد امتداد می یابد و از حاشیه شهرک گلشهر خارج می شود. با توجه به انبوه جمعیت ساکن و زایران مستقر در شهر مشهد و اجرای پروژه های عظیم صنعتی-اقتصادی (برای نمونه، پروژه الماس شرق، متروی مشهد و مانند آن) بررسی گسل توس اهمیت خاصی دارد. هدف از تحقیق حاضر بررسی دقیق تر هندسه و مسیر گسل توس در شهر مشهد است. در این راستا داده های موجود شامل بررسی های زمین شناسی، ژئوتکنیک و خرد لرزه سنجی مورد بررسی قرار گرفته و بر این مبنا محل های مناسب برای بررسی های مقاومت سنجی (ژئوالکتریک) تعیین شده است. نتایج به دست آمده در این مقاله نشانگر آن است که گسل توس با پهنه ای به عرض 3-2 کیلومتر، دارای سازوکار معکوس با شیبی به سمت جنوب غرب است که فعالیت آن در طی دوره کواترنر کاملا مشهود است.

هیرد منطقه اکتشافی بزرگ طلا است که در ناحیه خراسان جنوبی، شرق ایران، قرار دارد. کانی سازی طلا در چهار هدف اکتشافی به وسعت حدود 24 کیلومترمربع یافت می شود. سنگ میزبان کلا ولکانیک های ترشیری، رسوبات ژوراسیک و کرتاسه است. سنگ های نیمه عمیق از سری مگنتیت (گابرو تا دیوریت) تا سری ایلمنیت (گرانیت-گرانودیوریت-مونزونیت) است که به داخل سنگ های ترشیری و قدیمی تر نفوذ کرده است. سبک های مهم کانی سازی عبارت اند از: رگچه ای، اسکارن، رگه ای و جانشینی. فقط کانی سازی رگچه ای طلا دارای پیروتیت است و در داخل و اطراف گرانیت-گرانودیوریت-مونزونیت یافت می شود. بررسی های تفصیلی مغزه ها در چهار هدف اکتشافی، با توجه به محتوای طلا، پاراژنز کانی، نوع رگه، نوع سنگ و اندزه گیری پذیرفتاری مغناطیسی صورت گرفت. ارتباط خوبی بین عیار طلا، مقدار پیروتیت و پذیرفتاری مغناطیسی در کانی سازی رگچه ای در شرق هدف 1 وجود دارد. در هیرد، سنگ های نیمه عمیق سری ایلمنیت (گرانیت-گرانودیوریت-مونزونیت) دارای پذیرفتاری مغناطیسی کمتر از 40x10-5 SI هستند. سنگ های سری مگنتیت (گابرو تا دیوریت) دارای پذیرفتاری مغناطیسی 150-900x10-5 SI هستند. کانی سازی رگچه ای طلا دارای پذیرفتاری 200-3500x10-5 SI است. بنابراین سنگ میزبان دارای پذیرفتاری مغناطیسی کم است. بر اساس این تفاوت مغناطیسی زیاد، مغناطیس زمینی درحکم روش ژئوفیزیکی مناسب انتخاب شد. منظور، استفاده از روش مغناطیسی برای شناسایی نقطه حفاری کانسار طلا در شرق هدف 1 بود. شدت کل میدان مغناطیسی در 780 نقطه در طول 25 خط اندازه گیری شد. فواصل نقاط اندازه گیری 2 متر بود. خطوط مغناطیسی، نقشه های منحنی میزان و تصاویر، بی هنجاری های بزرگی را در شرق هدف 1 آشکار ساختند که معرف پاسخ مغناطیسی کانسار طلا است. منبع بی هنجاری ها، کم عمق برآورد شد، همان گونه که اثر آنها در نقشه گرادیان اول عمودی نشان می دهد. این پیش بینی هم آهنگ با مشاهدات کانی شناسی در سطح و نقشه فراسو است. محل بی هنجاری ها در نقشه انتقال به قطب به منزله نقاط مناسب برای هدف حفاری پیشنهاد شد.

در اثر محدودیت ها و یا عوارض طبیعی در برداشت داده های لرزه ای بازتابی، برخی از رد لرزه ها ثبت نمی شوند و یا به دلیل داشتن نوفه شدید در مرحله پردازش حذف می شوند. این معضل باعث پایین آمدن درصد پوشش و در نتیجه کاهش قدرت تفکیک در مقطع برانبارش می شود، از این رو بازسازی رد لرزه های معیوب و درون یابی و برون یابی آنها مساله ای مهم در پردازش داده های لرزه ای است. یک روش برای بازیابی ردلرزه های از بین رفته، تبدیل رادون سهمی است. این روش بر پایه فرض سهمی بودن رخدادهای لرزه ای استوار است. به این منظور ابتدا رخدادهای لرزه ای با تصحیح برون راند نرمال جزیی به سهمی تقریب زده می شوند. در ادامه با تبدیل رادون سهمی پیشرو به حوزه رادون منتقل می شود و پس از تبدیل معکوس، ردلرزه های صفر اولیه به طور جزیی بازسازی می شوند. پس از تکرار این فرایند، رد لرزه ها به صورت کامل بازسازی می شوند. در این مقاله پس از مطرح ساختن اصول نظری، کارایی الگوریتم روی داده های مصنوعی ارزیابی و نتایج آن در حالت واقعی نیز بررسی می شود.

یکی از مشکلات همیشگی در لرزه نگاری بازتابی در خشکی، وجود امواج سطحی با دامنه زیاد و بسامد کم است که سبب می شود بخش مهمی از اطلاعات مربوط به سیگنال های بازتابی پوشیده شود، بنابراین تضعیف آنها به کمک روش های عملیاتی و پردازشی ضرورتی انکارناپذیر است. از آنجا که حذف کامل امواج سطحی در عملیات امکان پذیر نیست و گاهی ممکن است محتوای سیگنال رخدادهای بازتابی نیز دچار صدمه شوند، استفاده از روش های پردازشی مکمل ضروری است. هر کدام از این روش ها بر پایه فرضیات و خواص امواج سطحی استوار است. در این مقاله از روش جدیدی به جای فیلتر بسامد-عددموج، فیلتر دیگری به نام فیلتر f-k وفقی برای تضعیف امواج سطحی استفاده شده است. مزیت اصلی فیلتر f-k وفقی نسبت به فیلتر f-k این است که در این روش با انتخاب یک باند نگذر باریک f-k که با زمان و مسافت تغییر می کند و اعمال آن بر داده ها ضعف های فیلتر مرسوم f-k که عبارت اند از: نرم کردن سیگنال اصلی، کج شدگی سیگنال و تضعیف ناکافی نوفه های خطی همدوس، را برطرف می کند و محتوای بسامدی داده ها را کمتر دستخوش تغییر قرار می دهد. در ادامه هر دو روش روی داده های مصنوعی و واقعی اعمال شدند، نتایج مقایسه ها حاکی از موفقیت هر دو روش و تشابه نتایج آنها در بعضی جنبه ها است، با این حال نتایج روش فیلتر f-k وفقی رضایت بخش تر ارزیابی شد.

یک شبیه سازی عددی بزرگ مقیاس بر اساس نظریه مگنتوهیدرودینامیک طراحی شد تا سیر تکاملی تاثیر شرایط فیزیکی بر مغناطیس سپهر را بر اساس اندازه گیری پارامترهای باد خورشیدی تشریح کند. با توجه به وسعت زیاد مغناطیس سپهر و وابستگی زیاد فضایی فرآیند انتقال انرژی، مقدار انرژی انتقالی نمی تواند مستقیما روی سطح مغناطیس سپهر، مگنتوپاوز نامیده می شود، اندازه گیری شود. بنابراین انجام شبیه سازی می تواند امکان محاسبه کمی انتقال انرژی از باد خورشیدی به مغناطیس سپهر، همچنین مکانی را که اساسا فرآیند انتقال انرژی در آن اتفاق می افتد، را فراهم سازد. لازم به ذکر است که فقط مقدار کوچکی از انرژی انتقالی در یون سپهر قطبی و در دو حفره اصلی موجود در آن تحلیل می رود: قسمتی از انرژی به علت جریان های الکتریکی یون سپهری بین مغناطیس سپهر و یون سپهر به گرمای ژول تبدیل می شود و قسمتی دیگر به صورت ذرات بارداری که در مغناطیس سپهر شتاب دار شده اند به داخل یون سپهر بر می گردند (این ذرات، که در برخورد با ذرات جو، درخشندگی های شفقی را ایجاد می کنند). در این مقاله، انرژی مربوط به این فرآیند های یون سپهری با شبیه سازی عددی ساختار مغناطیس سپهر و به کار بردن یک برنامه عددی بر اساس معادلات مگنتوهیدرودینامیک برآورد می شود. همچنین ارتباط مقدار و آهنگ تغییرات زمانی کل انرژی صرف شده توسط یون سپهر با پارامترهای باد خورشیدی به منظور به دست آوردن رابطه ای که کل انرژی مربوط به یک نقطه اندازه گیری را تعیین می کند، سنجیده می شود. تعمیم رابطه به دست آمده در موقعیت هایی که برآورد سریع کل انرژی یون سپهری مورد نیاز است، مانند پیش بینی شرایط هوا-فضا، کاربرد عملی خواهد داشت. شبیه سازی بزرگ مقیاس مگنتوهیدرودینامیک، در این مقاله، در دستگاه بیضوی-خورشیدی، انجام شده است که مبدا آن در مرکز زمین، محور X به سوی خورشید است، محور Z بر صفحه بیضوی عمود و به سمت شمال و محور Y که جهت گیری به سمت غرب دارد دستگاه مختصات راست گرد را تکمیل می کند. مرز انتخابی به سمت خورشید، در فاصله X=+30 RE از مرکز زمین قرار دارد و سلول های مکعبی به ابعاد0.5 RE  تا موقعیت X=-60 RE در قسمت نیمه شب قرار گیرد، زمین را پوشش می دهند.

در این بررسی از داده های بارش سالانه 38 ایستگاه در ایران طی دوره 1960 تا 2001 برای بررسی توزیع مکانی روند های بارش در کشور استفاده شده است. نتایج نشان می دهد که در طی این دوره، بارش سالانه در منطقه غرب و شمال غرب دارای روند منفی و در مناطق مرکزی و جنوبی دارای روند مثبت بوده است. در این بررسی برای آزمون معنی دار بودن تفاوت توزیع مکانی علامت های روند از آزمون ناپارامتری کرامر-فن میزس استفاده شده است. به این ترتیب که برای مقایسه هر جفت علامت روند بارش کل سالانه (+ در مقابل -، + در مقابل 0، - در مقابل 0) سنجه آزمون کرامر-فن میزس در امتداد هر گرادیان معین یک بعدی (میانگین بارش سالانه و ارتفاع ایستگاه ها) و دو بعدی (جغرافیایی و توپوگرافی)، محاسبه شد. نتایج روشن ساخت که در امتداد گرادیان میانگین بارش سالانه، ایستگاه های دارای روند مثبت در مقایسه با ایستگاه های دارای روند منفی توزیع مکانی متفاوتی نشان می دهند که در سطح 99% معنی دار است. ایستگاه های دارای روند مثبت و ایستگاه های دارای روند صفر، و همچنین ایستگاه های دارای روند منفی و ایستگاه های دارای روند صفر در امتداد این گرادیان با یکدیگر هم پوشانی دارند. برای تعیین این تفاوت ها در توزیع مکانی، از توزیع روند ها و نقشه میانگین بارش سالانه استفاده شده است. در امتداد گرادیان شرقی-غربی، روند + در مقابل – در سطح 95% و در امتداد گرادیان شمالی-جنوبی، روند-در مقابل 0 در سطح 90% معنی دار است، که نشان دهنده نبود توزیع تصادفی این روندها است. این بررسی همچنین روشن ساخت که در راستای سایر گرادیان ها (ارتفاع و توپوگرافی) تفاوت علامت های روند معنی دار نیست، به عبارت دیگر، روندها به صورت تصادفی توزیع شده اند.

بررسی توزیع بارش فصلی کشور در دهه اخیر، با استفاده از اطلاعات سازمان هواشناسی کشور، نشان از تغییر آن از نظر شدت و بسامد وقوع، نسبت به میانگین بلند مدت سی ساله 2000-1971 دارد. در این مقاله اثر احتمالی ارتباط از دور انسو بر بارش های فصلی ایران در این دوره بررسی شده است. داده های بارش تجمعی ماهانه و فصلی برای 43 ایستگاه همدیدی از سازمان هواشناسی کشور و داده های مربوط به سال های فعالیت انسو در فازهای گرم و سرد از مرکز نوا (NOAA) تهیه شده اند. ابتدا شش نمونه از شدید ترین سال های فعالیت انسو در دوره سی ساله، سه النینو و سه لانینا، انتخاب و سپس بررسی توزیع بی هنجاری بارش فصلی کشور در این فازها (برحسب سال های خورشیدی و آبی) صورت گرفته است. به علاوه، ارتباط بین بی هنجاری بارش فصلی کل کشور و شاخص نینوی اقیانوسی (هم از نظر علامت و هم از نظر شدت) در این فازها و همچنین میزان همبستگی بین شاخص نینوی اقیانوسی و بارش فصلی 43 ایستگاه همدیدی کشور در دوره سی ساله، مورد بررسی قرار گرفته است. نتایج بررسی توزیع بی هنجاری بارش فصلی کشور در فازهای متفاوت فعالیت انسو، نشان می دهد که در هیچ یک از فازها، توزیع بارش فصلی از الگو و روندی خاص تبعیت نمی کند. مقایسه بی هنجاری های بارش فصلی کل کشور و شاخص نینوی اقیانوسی نیز حاکی از آن است که هم علامت و هم شدت بی هنجاری های بارش در هریک از فازها متفاوت بوده و در سال های النینو (یا لانینای) بررسی شده، هم بی هنجاری بارش فصلی مثبت و هم بی هنجاری منفی بارش وجود دارد. مقادیر ضرایب همبستگی ضعیف بین شاخص نینوی اقیانوسی و بارش فصلی 43 ایستگاه کشور در دوره سی ساله نیز نتایج فوق را تایید می کند. نتیجه مهم آنکه فقط با تعیین فاز انسو نمی توان بی هنجاری بارش فصلی، چه از نظر علامت و چه شدت، را پیش بینی کرد. علت احتمالی می تواند مربوط به برهم کنش پیچیده و غیر خطی اثر انسو با دیگر پدیده های بزرگ مقیاس جوی و اقیانوسی مانند نوسان اطلس شمالی، نوسان مادن-جولین و مانسون باشد.

در این پژوهش اثر نوسان سالانه کمربند پرفشار جنب حاره (آزورز) در منطقه شرق مدیترانه و زبانه پر فشار سیبری در ایران بر چرخندزایی دریای مدیترانه و بارش ایران در دوره 1960 تا 2002 بررسی شده است. نتایج بررسی تغییرات بازه های نوسان سالانه کمربند پرفشار جنب حاره در شرق مدیترانه و سیبری و ارتباط آن ها با بارش سالانه چند ایستگاه همدیدی در کشور نشان می دهد که بین بازه نوسان سالانه کمربند پرفشار جنب حاره در شرق مدیترانه و فراوانی چرخندهای مرکز شرق مدیترانه ضریب همبستگی زیاد 0.643 وجود دارد و اثر این بازه نوسان بر بارش بخش های غرب و شمال غرب ایران معنی دار است. از سوی دیگر، ضریب همبستگی بین بازه نوسان سالانه زبانه پرفشار سیبری و بارش مناطق غرب، شمال غرب و قسمتی از شرق ایران نیز مثبت و بین 0.3 تا 0.6 است؛ ولی بازه این نوسان بر فراوانی چرخندهای حوزه مدیترانه و دریای سرخ اثری ندارد.بین تغییرات بازه های نوسان سالانه کمربند پرفشار جنب حاره در شرق مدیترانه و همچنین زبانه پرفشار سیبری با نقاط ابتدایی و انتهایی بازه (به ترتیب در ماه ژانویه و ژوئیه) همبستگی زیاد دیده می شود. ضرایب همبستگی بین بازه نوسان سالانه کمربند پرفشار جنب حاره و مکان ابتدا و انتهای آن به ترتیب منهای 0.548 و 0.477 و برای بازه نوسان سالانه پرفشار سیبری به ترتیب منهای 0.783 و 0.731 است. به بیان دیگر، تغییر بازه های نوسان سالانه می تواند ناشی از تغییر نقطه ابتدایی بازه در ماه ژانویه یا ناشی از تغییر نقطه انتهایی بازه در ماه ‍ژوئیه و یا هر دو باشد. بازه های نوسان سالانه کمربند پرفشار جنب حاره و زبانه پرفشار سیبری در سال های خشک کمتر از مقدار میانگین بلند مدت و در سال های تر بیشتر از میانگین بلندمدت است. نکته قابل توجه دیگر آنکه، الگوی چرخه فصلی بارش در مناطق غربی کشور که متاثر از بازه نوسان کمربند پرفشار جنب حاره است، در دوره های خشک و تر مشابه الگوی میانگین بلندمدت است، ولی در مناطق شرقی کشور تفاوت چشمگیری بین الگوها دیده می شود.

تاثیر تفکیک افقی مدل میان مقیاس منطقه ای  MM5در پیش بینی برخی کمیت های جوی برای یک مورد سامانه کم فشار فصل سرد سال مورد بررسی قرار گرفته است. این سامانه شمال غرب و شمال ایران را در تاریخ 12 تا 15 اکتبر 2004 تحت تاثیر قرار داده است. علت انتخاب این سامانه برای بررسی شرایط خاص ایجاد شده حین تکامل آن است که مهم ترین آن کاهش شدید دما (10-15 ċ) و بارش های سنگین در سواحل دریای خزر و دامنه های شمالی البرز بوده است. تاثیر افزایش تفکیک افقی مدل MM5 با شبیه سازی این سامانه مورد بررسی قرار گرفته است. کمیت های هواشناختی جو با تاکید بر فشار در سطح زمین و بارش پیش بینی شده با مدل MM5 در تفکیک افقی 60 km،20 km  و 15 km با مقادیر تحلیل شده در نقشه های همدیدی و مقادیر دیدبانی ایستگاه های همدیدی و باران سنجی، مورد مقایسه قرار گرفته است. نقش افزایش تفکیک افقی مدل در مقادیر بارش ارزیابی شده است. نتایج نشان می دهد که مدل به خوبی قادر به شبیه سازی ویژ گی های میان مقیاس نظیر بارش و سامانه های همدیدی است و با کاهش فاصله شبکه ای به15-20 km ، میدان بارش از دقت کیفی قابل قبولی برخوردار می شود و تغییر قابل ملاحظه ای بین تفکیک افقی 15 کیلومتر و 20 کیلومتر مشاهده نمی شود. با توجه به تاثیر ویژه ناهمواری های سطح زمین، هم در میزان ارتفاع و هم در شیب ناهمواری ها بر میزان بارش و در اختیار نداشتن داده های ناهمواری با تفکیک زیاد اجراهای صورت گرفته فقط برای مجموعه ای از داده ناهمواری صورت گرفت. طرح واره های گوناگون موجود در مدل برای شبیه سازی مورد استفاده قرار گرفت و نتایج بر اساس مناسب ترین هماهنگی با داده های دیدبانی شده، مورد ارزیابی قرار گرفته است. دلایل تفاوت های مشاهده شده بین مقادیر شبیه سازی شده و دیدبانی شده بارش اغلب در نبود هماهنگی در روش ها، دستگاه ها و مدیریت ایستگاه های اندازه گیری که از سوی دوایر و سازمان های متفاوت مدیریت می شوند، نهفته است.

در این تحقیق کوشش شده است تا شیوه پیش بینی وقوع توفان تندری با استفاده از درخت تصمیم گیری  (decision tree)عرضه شود. این روش که می تواند راهنمای خوبی برای پیش بین های هواشناس باشد، به کمک خروجی های هر مدل منطقه ای قابل بررسی است. از این رو، در این مقاله ضمن بررسی الگوهای بزرگ مقیاس جو در بررسی های موردی، با تحلیل برخی از مهم ترین خروجی های مدل منطقه ای MM5 با درجه تفکیک 35 کیلومتر برای پیش بینی توفان تندری (همگرایی جریان در سطح زمین، سرعت قائم در لایه های زیرین جو، میزان رطوبت و فرونشست جریان در لایه های میانی و بالایی جو)، از آنها در درخت تصمیم گیری استفاده شده است. نتایج این تحقیق نشان می دهد که شاخص های بزرگ مقیاس وقوع توفان تندری مشابه غالب ناپایداری های جوی است و پیش بینی این پدیده نیازمند اجرای مدل های منطقه ای میان مقیاس است. آستانه مقادیر عددی خروجی های رطوبت نسبی و فرونشست جریان در لایه های میانی جو در ایستگاه مهرآباد تهران با مقادیر آستانه ای موجود برای رخداد توفان هم خوانی دارد اما مقادیر عددی سرعت قائم در تراز 850 میلی باری در این مدل با آستانه های موجود هماهنگ نیست. همچنین مقادیر عددی برخی از مهم ترین شاخص های صعود(LI،KI ،SWEAT  و CAPE)بر اساس نمودار skew-t در ایستگاه یاد شده با آستانه های موجود در جدول های عرضه شده برای رخداد توفان تندری در دیگر تحقیقات همخوان است. از این رو می توان با اعمال مقادیر عددی پیش بینی شده پارامترهای مورد نیاز برای تحلیل نقشه های skew-t به آستانه های یادشده اطمینان کرد.