سری زمانی اقلیمی در صورتی همگن است که تغییرات آن تنها به دلیل تغییرات آب­و­هوایی ایجاد شده باشد (کنرد و پلک^[۲۰] ۱۹۵۰ ). اغلب سری­های زمانی اقلیمی طولانی مدت به وسیله عوامل غیر اقلیمی تحت تاثیر قرار می­گیرند. بنابراین چنین داده­هایی نمی ­توانند تغییرات اقلیمی واقعی در طول زمان را نشان دهند. عوامل مختلفی در ناهمگنی داده ­های اقلیمی تاثیرگذار هستند. این عوامل عبارتند از: تغییر در تجهیزات هواشناسی، عملیات دیده­با­نی، محل ایستگاه، فرمول­های محاسبه میانگین و محیط اطراف ایستگاه می­باشد (کارل^[۲۱]و ویلیامز^[۲۲] ۱۹۸۷ ، گاتمن^[۲۳] ۱۹۹۸ ، آگیولر و همکاران^[۲۴] ۲۰۰۳ ، پیترسون و همکاران ۱۹۹۸ ، و رحیم زاده ۱۳۹۰ ). تعدادی از تغییرات فوق باعث جهش در سری داده ­ها و گرو­هی دیگر باعث انحراف تدریجی در سری داده ­ها می­شوند. در هر صورت ناهمگنی به هر دلیل که در سری داده ­های اقلیمی صورت پذیرفته باشد می ­تواند به نتایج نادرست در مطالعات اقلیمی منجر گردد. بنابراین تشخیص و تعدیل ناهمگنی داده ­ها و تبدیل آن­ها به داده ­های همگن از اهمیت ویژه­ای برخوردار است. روش­های مختلفی برای تشخیص ناهمگنی داده ­ها وجود دارد که شامل روش­های مستقیم و غیر­مستقیم می­باشد. در روش­های مستقیم از فراداده ایستگاه و مقایسه اطلاعات به­دست آمده از ادوات هواشناسی در کنار همدیگر استفاده می­ شود. روش­های غیرمستقیم شامل روش­های آماری برای تشخیص ناهمگنی داده ­ها می­باشد. با توجه به این که اغلب ایستگاه­های هواشناسی و اقلیم­شناسی فاقد فراداده می­باشند، استفاده از روش­های غیرمستقیم در تحقیقات مربوط به همگنی مرسوم می­باشد (پیترسون و همکاران ۱۹۹۸،آگیولر و همکاران ۲۰۰۳ ).

( اینجا فقط تکه ای از متن پایان نامه درج شده است. برای خرید متن کامل فایل پایان نامه با فرمت ورد می توانید به سایت feko.ir مراجعه نمایید و کلمه کلیدی مورد نظرتان را جستجو نمایید. )

برای آشکارسازی ناهمگنی در سری­های زمانی اقلیمی می­توان از روش­های مطلق^[۲۵] و نسبی استفاده نمود. در روش همگنی مطلق، آزمون آماری فقط برای سری­های زمانی هر ایستگاه به­کار می­رود. در صورتی که در روش همگنی نسبی، آزمون با توجه به ایستگاه­های مجاور مورد استفاده قرار می­گیرد. استفاده از روش­های مطلق ممکن است محققان را در تفسیر دچار گمراهی نماید و بعضی از نوسانات جوی را به صورت ناهمگنی نمایش دهد. از طرف دیگر در صورت عدم وجود همبستگی بین ایستگاه کاندید و ایستگاه های مرجع پژوهشگر مجبور به استفاده از روش­های مطلق خواهد بود. اصولا در صورت همبستگی مناسب بین ایستگاه­های همسایه، روش­های همگنی نسبی توصیه
گردیده است (پیترسون و همکاران ۱۹۹۸ ). در بین روش­های مختلف بررسی همگنی، روش همگنی نرمال استاندارد^[۲۶]به عنوان یک روش متداول مورد استفاده اکثر محققان می­باشد (سیراکوا^[۲۷] و استفانوا^[۲۸] ۲۰۰۹،پاندزیک^[۲۹] و لیکسو^[۳۰] ۲۰۱۰ ). نتیجه تشخیص و تعدیل ناهمگنی ایجاد سری­های زمانی همگن بوده که تحلیل دقیق­تری از روند را نشان می­دهد. همچنین نتایج تحقیقات مختلف بیانگر این موضوع است که تعدادی از ناهمگنی­ها باعث افزایش خطا و تعداد دیگری از ناهمگنی­ها باعث اشتباه فاحش در تحلیل روند می­گردند (پیترسون و همکاران ۱۹۹۸ ).
۲ – ۲ – دما:
مقداری از انرژی تابشی خورشید توسط عوارض سطح زمین جذب شده، تبدیل به انرژی حرارتی می­ شود. این انرژی، به شکل دما یا درجه حرارت جلوه می­ کند.
۲ – ۲ – ۱- دمای حداقل:
به کمترین درجه حرارت برای یک مدت ۲۴ ساعته، حداقل دمای روزا­­نه می­گویند.
۲ – ۲ – ۲ – دمای فرین: رویداد­های فرین جوی، حوادث جوی نادر و دور از شرایط به هنجار گفته می­ شود که در دنباله توزیع فراوانی و دور از نقطه تمرکز توزیع ( میانگین و میانه ) قرار گرفته باشد ( عساکره ۱۳۹۳ ).
۲ – ۳ – یخبندان
از نظر هواشناسی اصطلاح یخبندان موقعی به کار می­رود که دمای حداقل شبانه روزی برابر صفر یا کمتر از آن باشد، و از نظر فنی تشکیل کریستال­های یخ روی سطوحی که درجه حرارت آن­ها زیر صفر درجه سانتی ­گراد قرار داشته باشد و دمای لایه­ی هوای بالای سطوح مزبور به نقطه شبنم رسیده باشد یخبندان نامیده می­ شود.
۲ – ۳ – ۱ – انواع یخبندان:
الف: یخبندان­هایی که در اثر ورود توده هوا یا درجه حرارت زیر صفر به منطقه­ای که قبلا هوای گرم در آن وجود
داشته است بروز می­ کنند، که به آن یخبندان فرا رفتی می­گویند.
ب: یخبندان­هایی که در اثر هدر رفت انرژی گرمایی به شکل تابش با طول موج بلند از سطح زمین به وجود می­آیند به آن­ها یخبندان­های تابشی گفته می­ شود (وبلاگ تخصصی هواشناسی کشاورزی دانشگاه فردوسی مشهد ۱۳۹۳ ).
۲ -۴ – سری زمانی
در هر علم، به آمار جمع آوری شده مربوط به متغیری که قرار است پیش‌بینی شود و در دوره‌­های زمانی گذشته موجود است، اصطلاحا سری زمانی^[۳۱] می‌گویند. منظو­ر از یک سری زمانی مجموعه‌ای از داده‌­­های آماری است که در فواصل زمانی مساوی و منظمی جمع‌ آوری شده باشند. روش­های آماری که این گونه داده‌­های آماری را مورد استفاده قرار می‌هد روش­های تحلیل سری­های زمانی نامیده می‌شود. یک سری زمانی مجموعه مشاهداتی است که بر اساس زمان مرتب شده باشند ( نیرومند ۱۳۷۱ ).
۲ – ۴ – ۱ – انواع سری زما­نی:
سری پیوسته^[۳۲]، سری­هایی که در آن مشاهدات به طور پیوسته در زمان ایجاد می­ شود.
سری گسسته^[۳۳]، سری که در آن مشاهدات در زمان‌­های معین و معمولا در فاصله‌ های مساوی رخ می‌دهند.
۲ – ۵ – فرایند­های تصادفی:
برخی رویدادهای اقلیمی در مشا­هده­های پیاپی و تحت شرایط مشخص و در طول زمان نتایج یکسانی را بروز نمی دهند. و ممکن است که هر بار چهره­ای متفاوت از بقیه نمود­ها ارائه نمایند. این قبیل پدیده ­ها یا پدیده ­های مشابه به فرایندهای تصادفی موسومند ( عساکره ۱۰۶ – ۱۳۸۶ ). طبق تعریف فرایندهای تصادفی به پدیده­هایی گفته می شود که نمی­ توان نتیجه آن­ها را پیش از ر­خ دادن به طور قطع معلوم کرد. یک فرایند تصادفی مجموعه ­ای از متغیرهای تصادفی است که طی زمان، مقادیر مختلفی را نشان می­دهد، برای مثال دما و بارش، فشار، رطوبت نسبی ….فرایندهای تصادفی هستند. رویدادهای اقلیمی به عنوان پدیده ­های تصادفی به­ طور دقیق قابل پیش ­بینی نیستند، ولی از مشاهده­ پیاپی آن­ها آگا­هی­های مفیدی به دست می ­آید که از طریق قوانین احتمالی قابل تعریف هستند
(عساکره ۱۳۹۲ ). هر سری زمانی از چهار بخش اصلی تشکیل شده است:
۱ _ روند: تغییراتی دراز مدت در میانگین سری زمانی است؛ و به عبارت دیگر سیر طبیعی زمانی را در دراز مدت روند گویند که معمولا حالت صعودی یا نزولی دارد.
۲ _ تغییرات فصلی^[۳۴]: تغییراتی هستند که در دوره­ های تناوبی کوتاه و در طی یک سال پیش می ­آید، این تغییرات مربوط به عواملی هستند که به طور منظم و چرخه­ای روی یک دوره کمتر از یک سال عمل می­ کنند.
۳ _ تغییرات دور ه­ای^[۳۵]: حرکات نو­سانی در یک سری زمانی با دوام بیشتر از یک سال را تغییرات دوره­ای گویند.
۴_ تغییرات نامنظم^[۳۶]: تغییرات نا­منظم یا تصادفی، نتیجه نیرو­های عوامل پیش ­بینی نشده­اند که نا­منظم عمل می کنند، این گونه تغییرات طرح معینی را نشان نمی­دهند، و زمان وقوع آن­ها نامنظم و تقریبا غیر قابل پیش بینی است ( آذر و مومنی ۱۳۷۷ ).
۲ – ۶ – بررسی منابع
۲ – ۶ – ۱- منابع داخلی:
ساری صراف و جامعی ( ۱۳۸۱ )، در این تحقیق با بهره گرفتن از آمار ۱۹ ساله­ی درجه حرارت ایستگاه­های سنندج و
میاندوآب به برآورد و پیش بینی درجه حرارت در سال­های آتی توجه شده است. ابتدا روند و تغییرات فصلی دمای ایستگاه­های مورد مطالعه تعیین شده است. سپس با بهره گرفتن از روش­های سری زمانی برآورد داده ­های مورد نظر انجام شده و روند دمای هر دو ایستگاه افزایش جزئی را نشان می­دهد بیشترین ضریب تغییرات فصلی به فصل تابستان مربوط است. آزمون تحلیل واریانس هیچ­گونه تغییر مهمی را در طول دوره آماری مورد مطالعه نشان نداده است.
طباطبایی و حسینی (۱۳۸۲)، بر اساس پارامترهای بارش ماهانه و متوسط دمای ماهانه به بررسی نوسانات اقلیمی در
شهر سمنان پرداختند، آن­ها با بهره گرفتن از روش میانگین متحرک و آزمون من _کندال به این نتیجه رسیدند که
بارش در فصل زمستان تا حدودی افزایش می یابد ۵/۰ درصد در تابستان تبخیر بیشتر شده و اقلیم خشک و گرم را ایجاد می­ کند.
شهابفر و همکاران( ۱۳۸۲)، تغییرات زمانی روزهای یخبندان را در مشهد مورد بررسی قرار دادند. آنها پس از همگن سازی داده با هدف آشکار شدن روند در این داده ­ها، از روش من _ کندال و برای تحلیل سری­های زمانی از مدل (ARIMA ) استفاده شد، با داده ­های ماهانه روند دمای میانگین حداقل مطلق و تعداد روزهای یخبندان مورد بررسی به نتیجه رسیدند که افزایش کلی در دما و کاهش در تعداد روزهای یخبندان مشاهده شده است.
براتی و موسوی ( ۱۳۸۴)، جا به ­جایی مکانی امواج گرم زمستان ایران را به سوی ا­لبرز و آذربایجان گزارش کردند، در این پژوهش بالاترین دماهای ماهانه برای ۲۱ ایستگاه هواسنجی در گستره­ی ایران طی دوره آماری ۳۱ ساله مورد بررسی قرار گرفت. با شناسایی این امواج و محاسبه ی نمره z داده ­های ایستگاه­ها طی روزهای اوج آن­ها، هسته­های مکانی گرما شناخته شد، تا از این طریق الگوی جا به ­جایی این عناصر طی دوره مورد مطالعه طراحی شود. بدین ترتیب مشخص گردید که شدت روند افزایشی دما در ایستگاه­های مناطق کوهستانی و برف­گیر شمال غرب، شمال و تا حدودی غرب از مناطق جنوب ایران بیشتر است.
ابراهیمی و همکاران (۱۳۸۴ )، تغییرات دما در دشت مشهد را با روش من _ کندال و لتن مایر در طول یک دوره آماری۵۰ ساله مورد بررسی قرار دادند. روند تغییرات دما در سطح اطمینان ۵ و۱ درصد بررسی گردید، در روش من _کندال و لتن مایر این سطح برای تمام ماه­ها تحلیل شد. نتایج این پژوهش نشان داد که در بیشتر ماه­ها روند دما در هر سه پارامتر دما، یعنی حداقل، حداکثر و میانگین صعودی بوده است.
شیرغلامی و قهرمان (۱۳۸۴)، به بررسی روند تغییرات دمای متوسط سالانه­ی ایران پرداختند. در این پژوهش با دو دوره آمار برداری حداقل ۳۰ ساله، به روش کمترین مربعات خطا و روش من _ کندال به این نتایج دست یافتند که بین۱۳۴ ایستگاه مورد مطالعه در سطح کشور در یک دوره­ آماری مشترک ( ۱۹۹۸ – ۱۹۸۶ ) و در سطح معنی داری ۵/۰درصد در حدود ۴۴% ایستگاه دارای روند مثبت، ۱۵% دارای روند منفی و ۴۱% بدون روند بوده ­اند.
محمدی و تقوی (۱۳۸۴ )، در روند شاخص­ های حدی دما و بارش در تهران، شاخص­ های حدی را بر اساس سری های زمانی روزانه دما و بارش ایستگاه تهران در دوره آماری ۲۰۰۳- ۱۹۵۱ مطالعه کرده ­اند. علاوه بر این توزیع دنباله های حدهای گرم و سرد و کاربرد شاخص ­ها در موارد مختلف مورد تجزیه و تحلیل قرار گرفته­اند. نتایج نشان می دهد که شاخص­ های FD و ID یا شاخص­ های حدهای سرد روند کاهشی محسوسی دارند. از طرف دیگر روند دمای حداقل و دمای متوسط روزانه کاملا افزایشی است و شیب مثبت دارد. این در حالی است که روند افزایشی دمای حداکثر شیب کمتری دارد. روند افزایشی حدهای گرم مانند T₄₀ شاخص CDD و GD و روند کاهشی HDD و DTR نیز در همه مدل­های به کار گرفته شده در این مقاله بارز می­باشد. شاخص­ های حدی بارش نیز روند کاهشی با شیب بسیار کم را نشان می­ دهند، توزیع دنباله­های سری­های زمانی دمای حداقل و دمای متوسط هماهنگی زیادی با هم دارند و هر دو گرمایش متقارنی را نشان داده­اند.
آذرانفر و همکاران (۱۳۸۵)، اثرات تغییر اقلیم را بر بارش و دما در حوضه­ی آبریز زاینده رود با بهره گرفتن از خروجی مدل گردش عمومی جو (CGCM₂) بررسی کرده ­اند. در این تحقیق تغییرات بارش و دما در این حوضه با بهره گرفتن از ریزمقیاس نمایی آماری مورد بررسی قرار گرفت. در نتیجه افزایش دما بین ۲ تا ۵ درجه سلسیوس در دوره آینده (۲۰۲۵،۲۰۲۱،۲۱۰۰،۲۰۷۱) و افزایش بارش در ماه­های دسامبر و ژانویه انتظار می­رفته است.
حجازی زاده و ناصرزاده (۱۳۸۵ )، در تجزیه و تحلیل یخبندان برای شناخت شرایط وقوع آغاز و خاتمه یخبندان و بررسی وقوع فراوانی یخبندان­ها داده ­های حداقل روزانه دما در ۱۴ ایستگاه هواشناسی سینوپتیک خرم آباد، بروجرد، ناصرالدین و الیگودرز از سال ۱۹۹۹- ۱۹۸۹ استخراج کرده ­اند. تاریخ وقوع یخبندان­های زودرس پاییزه و دیررس بهاره در آستانه مورد نظر استخراج و دوره بدون یخبندان و یخبندان آن­ها محاسبه گردیده است، در این تحقیق برای تعیین اولین و آخرین روز یخبندان با بهره گرفتن از روش ژولیوسی تبدیل و از روش آماری ران تست و کلموگروف _اسمیرنوف مشخص شد، که توزیع نرمال نسبت به بقیه توزیع­ها با سری­های موجود تناسب بیشتری دارد. نتایج به دست آمده نشان داد ایستگاه­هایی که دمای آن­ها طی دوره آماری مورد مطالعه به آستانه مورد نظر می­رسد، به ترتیب ایستگاه­های ناصرالدین و الیگودرز است. زودترین ایستگاهی نیز که یخبندان آن به پایان رسیده مربوط به ایستگاه خرم­آباد و دیرترین ایستگاهی که یخبندان آن خاتمه یافته، الیگودرز می­باشد. همچنین مقایسه بین ایستگاه ها نشان داد که بین آغاز و خاتمه یخبندان روابط معنی­داری وجود دارد. هر چه یخبندان زودتر شروع شود دیرتر هم خاتمه می­یابد و هرچه دیرتر شروع شود زودتر خاتمه می­یابد. مشخص گردید که مهم­ترین عامل در تعیین تعداد روزهای یخبندان ارتفاع می­باشد نه عرض جغرافیایی. طبق آزمون آماری همبستگی پیرسون بین ارتفاع و فراوانی یخبندان رابطه معنی­داری در سطح ۰۵/۰وجود داشته است.
کتیرایی و همکاران ( ۱۳۸۶)، در تحقیق خود سهم تغییرات فراوانی و شدت بارش روزانه در روند بارش ایران را طی دوره آماری ۲۰۰۱- ۱۹۶۰،برای هر ایستگاه سری­های بارش روزانه، سالانه و فصلی، محاسبه و با بهره گرفتن از روش دنباله­ای، همگن بودن داده ­ها آزمون شد. برای بررسی وجود روند آزمون من _ کندال و برای برآورد اندازه روند از روش خطی حداقل مربعات استفاده شد. نتایج به دست آمده از این پژوهش نشان داد که اغلب ایستگاه­های واقع در منطقه­ غرب و شمال­غرب دارای روند بارش سالانه­ی کاهشی و بیشتر ایستگاه­های واقع در نواحی جنوبی و مرکزی ایران دارای روند افزایشی بوده ­اند. روند بارش فصل زمستان شبیه به روند بارش سالانه و روند بارش فصل بهار در اغلب ایستگاه­ها کاهشی و در فصل پاییز افزایشی بوده است.
زاهدی و همکاران ( ۱۳۸۷)، با تحلیل تغییرات مکانی _ زمانی بارش در شمال غرب ایران در ۱۹ ایستگاه سینوپتیکی ابتدا تغییرات فضایی بارش بر اساس شاخص­ های مرکزی و پراکندگی آماری آن­ها را مورد مطالعه قرار دادند و با بهره گرفتن از روش میانیابی (TPSS) که کمترین خطا (MAE) را داشته، اقدام به ترسیم منحنی­های هم بارش و برآورد ضریب تغییرات کردند. نتایج نشان داد که بارش شمال غرب با عرض جغرافیایی رابطه مستقیم و معناداری داشته و تغییرات زمانی بارش دارای روند کاهشی بوده، و در کل شمال غرب ایران ناحیه بدون روند عمومی بارش سالانه محسوب شده است.
جهادی طرقی (۱۳۸۷) روند تغییرات دما و بارندگی مشهد را با بهره گرفتن از سری­های زمانی در طول دوره آمار ( ۱۹۵۱ تا ۱۹۹۴ ) بررسی نمود، در این تحقیق با بهره گرفتن از روش­های اختلاف از میانگین، معادله رگرسیونی و ضریب استاندارد مشخص شد که دو عنصر دما و بارش از روند افزایشی برخوردار بوده ­اند.
عزیزی و روشنی (۱۳۸۷)، مطالعه­ ای در رابطه با تغییر اقلیم در سواحل دریای خزر در طول دوره آماری ۴۰ ساله، شامل ایستگاه­های بندر انزلی، رشت، رامسر، بابلسر و گرگان انجام دادند. هدف این تحقیق مطالعه انحراف احتمالی برخی عناصر رطوبتی و دمایی در سواحل جنوبی دریای خزر با بهره گرفتن از روش رتبه ای من­ _ کندال و محاسبات و تحلیل بر­­روی میانگین دمای حداقل و حداکثر، بارش، رطوبت و ابرناکی انجام شده است. نتایج به دست آمده از تحلیل داده ­ها برروی عناصر دما، بارش و ابرناکی ۱۵ ایستگاه ساحلی دریای خزر مشخص می­ کند که عناصر اقلیمی در طول دوره ( ۱۹۹۰ _ ۱۹۵۰ )، تغییر کرده است. این نوع تغییر از نوع نوسانات کوتاه آب­و­هوایی و روند می­باشد که در بعضی از سری­های ماهانه، فصلی و سالانه مشاهده شده است. در بررسی سری­های دمایی حداکثر و حداقل معلوم گردید که تغییرات موجود از نوع روند و در دو جهت مثبت و منفی است. به این ترتیب که از دمای حداکثر تمام ایستگاه­ها به جز بابلسر کاسته و دمای حداقل آن­ها افزوده شده است. بیشترین مقدار افزایش دمای حداقل در فصل بهار و تابستان، و کمترین آن در فصل زمستان رخ داده است. در سری­های مربوط به بارش مشخص گردید بارندگی زمستان و بهار ایستگاه گرگان دارای روند مثبت و منفی است، در حالی که بارندگی انزلی در تابستان، روند منفی و بقیه ایستگاه­ها تغییرات بارزی را در بارندگی نشان نمی­دهند. در سری­های ابرناکی فصول هیچگونه تغییری که نشانه روند باشد وجود ندارد. زمان شروع بیشتر تغییرات ناگهانی و از نوع روند می­باشد. همچنین زمان تغییر عناصر در ایستگاه­ها متفاوت و نشان دهنده عدم هماهنگی پدیده تغییر در ایستگاه­های مورد مطالعه است.
منتظری (۱۳۸۸)، در تحقیق خود تحت عنوان تحلیل زمانی _ مکانی بارش­های فرین، داده ­های بارش ماهانه ایستگاه­های هواسنجی ایران از بدو تاسیس تا سال ۲۰۰۵ را برای تحلیل انتخاب کرد. با بهره گرفتن از این پایگاه داده، نقشه­های رقومی بارش سالانه و بارش فرین روزانه با تفکیک مکانی ۱۵*۱۵ کیلومتر محاسبه گردید. ایران با بهره گرفتن از روش تحلیل خوشه­ای به چهار قلمرو از لحاظ نسبت بارش فرین روزانه به بارش سالانه تفکیک گردید. در قلمرو سوم و چهارم که به ترتیب بین ۱۰۰ تا ۶۰ درصد و ۱۰۰ تا ۱۷۰ درصد بارش سالانه در شبانه روز می ­تواند رخ دهد، این دو قلمرو نیمه جنوبی کشور را در امتداد سواحل شمالی خلیج فارس و دریای عمان در بر می­گیرد. امکان وقوع بارش­های فرین روزانه در سراسر ایران به جز سواحل دریای خزر در چهار ماه دسامبر، ژانویه، فوریه و مارس وجود دارد و بارش­های فرین روزانه سواحل خزر در ماه­های اوت، سپتامبر و اکتبر رخ داده است. به علت ضعف فعالیت سامانه­های غربی، زمینه وقوع بارش­های فرین روزانه در نیمه جنوبی کشور در بازه زمانی آوریل تا نوامبر فراهم نبوده است.
خسروی و میر­دیلمی (۱۳۸۸ )، تغییر برخی عناصر اقلیمی در استان گلستان با بهره گرفتن از روش من _ کندال و داده های مربوط به ۵ پارامتر دمای حداقل، دمای حداکثر، دمای میانگین، رطوبت نسبی و بارش سه ایستگاه سینوپتیک گرگان، گنبد و مراوه تپه در یک دوره آماری ۴۵ ساله ( ۲۰۰۵- ۱۹۶۱ ) را مورد بررسی قرار دادند. سپس کلیه این داده ­ها در یک پایگاه اطلاعاتی شامل ۱۵ ماتریس وارد محیط نرم افزار (اکسل ) شدند. با بهره گرفتن از آزمون من _ کندال روند تغییرات آن­ها مورد بررسی قرار گرفت، و نتایج تحقیقات نشان داد که تغییرات دمای میانگین در هر سه ایستگاه مشابه با روند تغییرات دمای حداقل و تا حدی دمای حداکثر بوده است. همچنین رطوبت نسبی در ایستگاه گرگان بالاترین روند معناداری را داشته است که این خود به علت نزدیکی ایستگاه به منبع رطوبت دریای خزر است، اما در دو ایستگاه دیگر روند تغییرات رطوبت نسبی بیشتر تابع کاهش دما در فصول مختلف سال بوده است که با افزایش و کاهش در میزان دما، روند رطوبت نسبی کاهش یا افزایش می­یابد. در مورد پارامتر بارش نیز فراوانی روندهای معنی­دار در ایستگاه­های مورد مطالعه دیده شده است. اما روندهای مثبت و منفی در ایستگاه­های گنبد و مراوه تپه بیشتر از ایستگاه گرگان بوده است.
رحیم زاده و همکاران (۱۳۸۸ – ۲۰۰۹)، نیز فرین­های دما و بارش را به عنوان شاخص نوسانات اقلیمی ایران بررسی کرده ­اند. در این پژوهش برای نرمال سازی داده ­ها از روش آماری نرمال استاندارد استفاده گردید. در داده هایی که از همگنی برخوردار نبودند، از روش خود راه انداز (BootStrap) استفاده شد. در مرحله بعد با روش­های موجود در برآورد چندک­های تجربی چندین چندک را محاسبه نمودند. در این بررسی از ۲۷ ایستگاه سینوپتیک بهره گرفته شد و برای هر ایستگاه ۲۷ شاخص اقلیمی بررسی گردید. طبق یافته­های آن­ها مجموع بارش برای دو سوم کشور با روند منفی همراه بوده و در شاخص شدت بارش در نیمه­ی شمالی روند مثبت و گاه منفی دیده شده است.
عساکره ( ۱۳۸۸ )، الگوسازی ARIMA برای میانگین سالانه دمای شهر تبریز ضمن معرفی گام به گام روش­های برازش یک مدل ARIMA متوسط دمای سالانه هوا در شهر تبریز برای دوره آماری سال­­های ۲۰۰۵ – ۱۹۵۱ بررسی کردند. بر اساس روش­های معمول الگوسازی ARIMA یک مدل ( ۲ ، ۱ ، ۰ ) به عنوان الگوسازی نهایی تعیین شد. در این مدل وجود ARIMA به عنوان درجه تفاضلی بیانگر روند حول یک خط است. این روند از وجود جمله ثابت در مدل قابل استنباط است. هم چنین مرتبه ۲ برای میانگین متحرک گویای این است که دمای هر سال تابعی از مولفه های تصادفی یک تا دو سال گذشته است. در نهایت بر اساس مدل برازش یافته دمای ۲۰ سال آینده و نیز فاصله اطمینان ۹۵% آن برای شهر تبریز پیش ­بینی شده بود. آن­ها به این نتیجه رسیدند که دمای شهر تبریز روند افزایشی داشته و طبق مدل برازش یافته این روند برای ۲۰ سال آینده ادامه خواهد داشت.
شیراوند و همکاران (۱۳۸۹)، با بررسی روند دما و بارش ایستگاه­های سینوپتیک استان لرستان طی دهه­های آتی با بهره گرفتن از روش خروجی­های مدل گردش عمومی جو (ECHO-G) ، برای دوره زمانی ۲۰۳۹-۲۰۱۰ و با بهره گرفتن از مدل ریز مقیاس ( LARS – WG ) این منطقه را ارزیابی کردند. نتایج نشان­دهنده روند کاهش میزان بارندگی و افزایش دماهای ایستگا­ه­های مورد بررسی در این استان بود است.
شفیع زاده و همکاران (۱۳۸۹ )، با بررسی روند خشکسالی و تغییرات آن در خرم­آباد طی دوره آماری ۳۹ ساله با بهره گرفتن از ۶ نمایه خشکسالی و آزمون ناپارامتری من _ کندال، ابتدا با بهره گرفتن از ۶ نمایه خشکسالی شامل نمایه های درصدی از نرمال، دهک­ها، بارش استاندارد، Z – SCORE و نمایه جدید خشکسالی (RDI ) ،خشک­ترین و مرطوب­ترین سال­ها در دوره آماری مورد نظر را مشخص کردند. نتایج این تحقیق حاکی از آن بود که از بین نمایه های مورد استفاده نمایه RDI در مقایسه با نمایه­های دیگر از کارایی بیشتری برخوردار بوده است.
اسماعیلی و همکاران (۱۳۸۹)، در ارزیابی تغییرات طول دوره رشد و یخبندان ناشی از نوسانات اقلیمی به عنوان شاخصه تغییر اقلیم در سه ایستگاه خراسان رضوی در طول دوره آماری ۱۳۸۴- ۱۳۵۵ به عنوان دوره بازگشت و دوره آماری ۱۴۱۸ – ۱۳۸۵ به عنوان دوره برآورد شده با بهره گرفتن از مدل G- GCMECHO تغییرات پارامتر اقلیمی یخبندان را مورد بررسی قرار دادند. با بهره گرفتن از داده ­های آماری ذکر شده برای هر ایستگاه بانک داده ­های روزانه شامل دمای کمینه و بیشینه تشکیل شد. سپس داده ­های مورد نظر در سال­های مختلف بر حسب طول دوره رشد یخبندان در دوره آماری گذشته و آینده استخراج و رتبه ­بندی گردید. با بررسی طول دوره رشد و طول دوره یخبندان و مقایسه آن­ها در دوره دیده بانی شده و مقایسه نتایج بین دو دوره گذشته و آینده، حاکی از افزایش طول دوره رشد و کاهش عمده طول دوره یخبندان است. بر اساس خروجی­های مدل به­کار گرفته شده در بین ایستگاه­های مورد بررسی مشهد ۱۵ روز و سبزوار ۲۲ روز افزایش، و ایستگاه تربت حیدریه ۳روز کاهش طول دوره رشد در میانگین ۳۰ سال آینده خواهند داشت. مقایسه آماری طول دوره یخبندان حاکی از کاهش جدی طول دوره یخبندان در هر سه ایستگاه مشهد به میزان ۱۶ روز، تربت حیدریه ۱۶ روز و سبزوار ۱۵ روز بوده است. نتایج آزمون فرضیات مطرح شده در این تحقیق فقدان همبستگی بین طول دوره رشد و طول دوره یخبندان در دوره دیدبانی شده و آینده را که به وسیله ضریب همبستگی رتبه­ای اسپیرمن در سطح معنی­دار ۵ درصد صورت گرفته است به اثبات می­رساند و تغییرات شاخص ­ها در دوره اقلیمی آینده مستقل از دوره گذشته عمل خواهند کرد.
عساکره (۱۳۸۹)، در پژوهشی تواتر و تداوم یخبندان­های زودرس و دیررس شهر زنجان بر اساس قوانین احتمالی به صورت فرایندهای تصادفی و با بهره گرفتن از تکنیک زنجیره مارکوف تجزیه و تحلیل کرد. در این پژوهش از آمار میانگین دمای حداقل روزانه ماه­های مهر و فروردین مربوط به ۴۴ سال (۱۳۸۳- ۱۳۳۹) ایستگاه شهر زنجان بهره گرفته شد. ماتریس احتمال تغییر وضعیت دمای یخبندان و بدون یخبندان بر اساس روش درست نمایی بیشینه محاسبه و احتمال پایای هر یک از دو حالت یخبندان و فاقد یخبندان روزانه برای تمامی روزهای دو ماه فروردین و مهر برآورد شده است. علاوه بر آن احتمال وقوع یخبندان­ها در تداوم­های ۲ تا ۵ روزه و نیز احتمال وقوع یخبندان با شدت­های مختلف برای همه روزهای ماه فروردین و مهر محاسبه شده و به صورت ترسیمی ارائه شده است. این پژوهش اثبات کرد که تداوم­های مختلف یخبندان در فروردین­ماه بیش از مهر­ماه بوده و به نظر می­رسد که اتحاد اقدامات پیشگیرانه و مدیریت یخبندان با احتمال خطر بیشتر در فروردین­ماه بیش از مهرماه است.
ویسی­پور و همکاران (۱۳۸۹)، در تحلیل پیش ­بینی روند بارش و دما با بهره گرفتن از مدل­های سری زمانی ARIMA شهرستان کرمانشاه را مورد تجزیه و تحلیل قرار دادند. هدف اصلی این پژوهش پیش ­بینی دما و بارش در سال­های آینده جهت مدیریت منابع آبی بوده است. در این تحقیق مدل ARIMAدر نرم افزار NCSS و MINITAB برای دوره­ آماری ۲۰۰۶- ۱۹۵۰ در ایستگاه مذکور برازش شده و با مقایسه مقادیر بارش روزانه، ماهانه و سالانه با مقادیر واقعی متناظر نتیجه حاصل شده ­اند. برای پیش بینی بارش فقط در مقیاس ۱۰ روزه، استفاده از باران­های ۱۰ روزه در مقیاس ماهانه و سالانه استفاده از کل داده ­های ماهانه از دقت بیشتری برخوردار بوده است. در نهایت پس از بررسی داده ­های روزانه، ماهانه و فصلی مشخص گردید که دمای حداکثر در سال­های آینده در حال افزایش بوده و بارش روند کاهشی خواهد داشت .
طاوسی و همکاران ( ۱۳۹۰ )، به بررسی ماهانه روند دمای ماهانه در شهر زاهدان در دوره آماری ۲۰۰۶- ۱۹۵۷ پرداختند. این بررسی با بهره گرفتن از روش­های مقایسه­ ای در میانگین دو نیمه، الگوی چند جمله­ای، استفاده از روش کمترین مربعات و آماره رتبه­ای اسپیرمن، افزایش دما در بیشتر ماه­ها تصور شد که این افزایش دما بیشتر حاصل افزایش میانگین­های کمینه­ی ماهانه می­باشد. در بررسی فصول افزایش دماهای پاییز و بهار بیشتر به نظر می­رسد. بر همین اساس با بهره گرفتن از شاخص­ های گرایش مرکزی و شاخص­ های پراکندگی به بررسی توصیفی دمای زاهدان پرداخته شده است. و به کمک منحنی نرمال فراوانی دما مورد تحلیل قرار گرفت و آن­ها به این نتایج دست یافتند که روند افزایشی دمای فصول پاییز و بهار بیشتر محسوس می­باشد.
رحیمی و مجد (۱۳۹۰)، در تحلیل نوسانات اقلیمی و تاثیر آن بر منابع آب در دامنه شمالی کرکس روند عوامل اقلیمی و هیدرولوژی دما، بارش و تبخیر در مقیاس­های زمانی، فصلی و سالانه با بهره گرفتن از آزمون ناپارامتری من _ کندال طی دوره زمانی ۳۰ ساله طی سال­های ۲۰۰۹ – ۱۹۸۰ و بیست ساله ۲۰۰۷- ۱۹۸۷ را مورد بررسی قرار دادند. بر اساس نتایج به دست آمده از داده ­های مورد بررسی در سطح اطمینان ۹۵% پارامترهای دما میانگین کمینه سالانه به­ ویژه فصل زمستان روزهای با بارش بیش از ۱۰ میلی­متر سیر افزایشی و بارش سالانه بدون روند است. در دوره آماری ۲۰ ساله داده ­های دما و تبخیر از سیر صعودی با شتاب بیشتری نسبت به دوره­ ۳۰ ساله همراه بوده، به گونه ­ای که میانگین­های سالانه، بیشینه و کمینه­ی دما معنی­دار و دارای روند افزایشی، بارش فاقد روند، تبخیر بدون روند بوده است. ولی معادله خط رگرسیون نشان­دهنده افزایش ۲ تا ۱۶ میلی­متر به ازای هر سال است. این شرایط باعث افزایش نیاز آبی، کاهش رطوبت خاک، افت ظرفیت مراتع و محصولات کشاورزی شده، و فشار بیشتر بر منابع آب زیر زمینی از تبعات آن بوده است.
خوش­اخلاق و همکاران (۱۳۹۰)، با نگرشی بر تغییرات حداقل­های مطلق دما در پهنه ایران به بررسی تغییرات زمانی و مکانی دمای حداقل، تعداد روزهای با دمای مساوی و کمتر از ۴- درجه سلسیوس پرداخته­اند. بدین منظور داده های آماری حداقل مطلق دما در ۲۰ ایستگاه همدید کشور با روش تحلیل روند، تحلیل واریانس و میانگین متحرک در دوره­ آماری ۲۰۰۵- ۱۹۵۶ واکاوی شد، و در ادامه نمودارهای سالانه، فصلی و ماهانه میانگین دمای حداقل در طول دوره آماری ترسیم و تحلیل گردید. نتایج این بررسی نشان داد که الگوی تغییرات حداقل مطلق دما در کشور در طول دوره آماری یکسان نبوده به طوری که نوسانات و تغییرات مقادیر حداقل مطلق دما در بین مناطق مختلف ایران دارای اختلافات زیادی است. با وجود روند افزایشی سری زمانی دما داده ­های دمای حداقل دارای افت و خیزها و دوره­ های کوتاه مدت سرمایشی و گرمایشی بوده است. همچنین نتایج این تحقیقات بیانگر تغییرات شدید مکانی و زمانی حداقل دما در ایستگاه­های شمال غرب و نواحی کوهستانی منفرد کشور و نیز تغییرات ملایم در ایستگاه­های مرکزی و جنوبی کشور است. به طورکلی حداقل دما در سطح کشور در طول دوره آماری روند افزایشی را طی کرده است.
ورشاویان و همکاران (۱۳۹۰)، بررسی روند تغییرات مقادیر حدی دمای حداقل، حداکثر و میانگین روزانه و در یک دوره آماری ۴۴ ساله (۲۰۰۴- ۱۹۶۱) از هشت ایستگاه سینوپتیک بوشهر، تبریز، تهران، زاهدان، شیراز، کرمان، کرمانشاه و مشهد به منظور استخراج مقادیر حدی دما شامل صدک­های پایین،صدک­های بالا، تعداد روزهای کمتر از صدک­های پایین و تعداد روزهای بیشتر از صدک­های بالا مورد استفاده قرار دادند. در ابتدا نرمال بودن هر یک از سری­های زمانی حاصل از صدک­ها به کمک آزمون کلموگروف- اسمیرنوف بررسی شده است. تحلیل روند برای همه سری­های زمانی به کمک آزمون­های پارامتری و ناپارامتری صورت گرفته است. نتایج این تحقیق نشان داد که کرمان در مورد دمای حداقل در تمامی صدک­ها به جز صدک ۹۵ روند افزایشی معنی­داری نشان داده است و مشهد روند افزایشی معنی دار در همه صدک­ها و تعداد روزهای کمتر از صدک ۱۰ و بیشتر از صدک­های ۹۹ و ۹۰ نشان می دهد. در مورد دمای میانگین نیز نتایج مشابه دمای کمینه بوده، به طور کلی اغلب ایستگاه ها روند معنی­دار افزایشی در مقادیر دما حدی دما به خصوص دمای حداقل از خود نشان داده­اند.