دانلود مقاله کامل درباره انتخاب روشی مناسب برای بازسازی خلاءهای آماری بارندگی

اختصاصی از فی بوو دانلود مقاله کامل درباره انتخاب روشی مناسب برای بازسازی خلاءهای آماری بارندگی دانلود با لینک مستقیم و پر سرعت .

لینک پرداخت و دانلود *پایین مطلب*

فرمت فایل: Word (قابل ویرایش و آماده پرینت)

تعداد صفحه :64

بخشی از متن مقاله

1-1- مقدمه و هدف

اولین قدم در مراحل مطالعاتی یک پروژه آبی، مطالعات هواشناسی است، به طوریکه سایر مطالعات مانند هیدرولوژی، سیلخیزی، فرسایش و رسوب و غیره بر آن متکی است.

بدیهی است دسترسی به داده‌های کافی و دقیق شبکه ایستگاه‌های هواشناسی از یک طرف موجب کوتاهتر شدن مدت مطالعات گردیده و از طرف دیگر در بر آورد مقرون به صحت ابعاد تاسیسات و به دنبال آن هزینه‌های اجرایی طرح موثر است.

از آنجا که آمار هواشناسی و به ویژه بارندگی در ایران با خلاء‌های گسترده ناشی از عدم دیده‌بانی یا مشکوک بودن آمار مواجه است، لذا دستیابی به یک روش صحیح بازسازی خلاء‌های آماری ضروری به نظر می‌رسد.

آنچه در این پژوهش دنبال می‌شود انتخاب روشی مناسب جهت بازسازی خلاء‌های آماری بارندگی می‌باشد به طوریکه آمار بازسازی شده با آنچه واقعیت داشته ولی به دلایلی ثبت نگردیده حدالامکان نزدیک باشد.

1-2- فرایند بارش و ویژگی‌های آن

1-2-1- بارندگی:

بارندگی یا بارش شامل کلیه نزولات جوی مانند باران، برف و تگرگ می‌باشد که بر اساس اقالیم مختلف باران و یا برف قسمت عمده از آن را تشکیل می‌دهد. بارش در واقع ورودی سیکل هیدرولوژی می‌باشد. بارندگی در مناطق مرطوب با پراکنش منظم و در تمام طول سال اتفاق می‌افتد، در حالیکه در مناطق خشک و نیمه خشک پراکنش نامنظم و حتی گاهی در یک بارندگی کوتاه مدت بیش از 50% بارندگی سالانه بوقوع می‌پیوندد.

1-2-2- فرایند بارندگی

به طور کلی مکانیسم بارندگی ناشی از افزایش رطوبت نسبی هوا تا حد معینی است که این پدیده یا در اثر تبخیر از سطح آب یا سطوح نمناک حاصل می‌شود یا در اثر کاهش دمای هوا و یا ممکن است تلفیقی از این دو باشد.

سرد شدن هوا در طبیعت عمدتاً معلول صعود هواست. در این عمل که تقریباً به حالت آدیاباتیک می‌باشد. هوا ضمن صعود به علت کاهش فشار سرد می‌شود. مکانیسم‌های اصلی صعود هوا عبارتند از صعود جبهه‌ای، صعود کوهستانی، صعود جابجایی و صعود سیکلونی.

چرخه آبی در اتمسفر سه مرحله مجزا از هم تشکیل می‌دهد که عمدتاً عبارتست از تبخیر، تراکم و بارندگی. تفاوت تبخیر و تراکم امری واضح و روشن است ولی تفاوت تراکم و بارندگی احتیاج به کمی بررسی دارد.

به طور کلی فرایند تراکم شامل یک انباشتگی حداکثر از مولکولهای بخارآب تا رسیدن به حد ذرات ریز است در صورتیکه فرایند بارندگی، مرحله‌ای از پیوستن ذرات ریز یا قطرکها و سیکل قطرات مایع و یا تراکمی از بلورهای یخ می‌باشد.

عمل تراکم احتیاج به یک هسته[1] که هسته تراکم[2] نامیده شده دارد تا مولکولهای آب در اطراف آن جمع شوند. ذرات گرد و خاک معلق در هوا می‌توانند به عنوان هسته‌های تراکم عمل کند. ذرات دارای یون روی هسته‌ها اثر می‌کنند، زیرا یونها با داشتن الکتریسیته ساکن مولکولهای آب را در باندهای قطبی خود جذب می‌کند. یونها در اتمسفر شامل ذرات نمک ناشی از تبخیر از سطح دریا و یا ترکیبات سلفور و نیتروژن ناشی از احتراق می‌باشند. قطر این ذرات از 3-10 تا 10 میکرون تغییر می‌کند که این ذرات به عنوان هواویز[3] شناخته می‌شوند. برای مقایسه باید متذکر شد که اندازه یک اتم حدود 4-10 میکرون است، بنابراین کوچکترین هواویز ممکن است فقط از چند اتم تشکیل شده باشد.

قطرات ریز که در اثر حرکت تلاطمی حمل می‌شوند بوسیله تراکم و برخورد با ذرات مجاور خود رشد می‌کند تا اینکه به اندازه کافی بزرگ شوند تا حدیکه نیروی جاذبه زمین بر اصطکاک غالب شود و شروع به ریزش کنند. افزایش بیشتر اندازه قطرات در نتیجه برخورد آنها با قطرات دیگر در مسیر ریزش صورت می‌گیرد. ولی گاهاً وقتیکه قطره به سمت پائین حرکت می‌کند هنگام عبور از لایه‌های گرمتر تبخیر می‌شود و اندازه قطره کاهش یافته و بنابراین ممکن است قطره باز به اندازه یک هواویز تبدیل شود و به واسطه حرکت تلاطمی هوا به سمت بالا حرکت کند در حرکت به سمت بالا فقط یک سرعت 5/0 سانتیمتر بر ثانیه کافی است تا یک قطر 100 میکرونی را حرکت دهد. (محمدپور، 1373)

1-2-3- انواع بارندگی

هوای مرطوب در اثر صعود و سرد شدن به مرحله‌ای می‌رسد که دیگر قادر به نگهداری رطوبت خود نیست در نتیجه تولید بارندگی نموده که بر مبنای نحوه صعود هوای مرطوب، بارندگیها را به صورت زیر تقسیم‌بندی می‌کنند:

الف- بارندگیهای همرفتی[4]

در اتمسفر آرام هوای اشباع و غیر اشباع مجاور سطح زمین بر اثر تشعشعات خورشید بویژه به روش غیر مستقیم گرم و در نتیجه متسع شده و به طور عمودی جابجا می‌شود. در حین صعود بسته به وضعیت رطوبتی طبق گرادیان آدیاباتیک خشک (یعنی 10 درجه سانتیگراد به ازاء هر کیلومتر) و یا آدیاباتیک اشباع (یعنی 4 تا 8 درجه سانتیگراد به ازاء هر کیلومتر) سرد شده و در یک ارتفاع که ارتفاع تراکم نامیده می‌شود به نقطه میعان می‌رسد. از این ارتفاع به بالا ابرها شروع به تشکیل شدن می‌کند و اگر جریان قائم اولیه کنوکسیون شدت داشته باشد این عمل می‌تواند مدتها ادامه یابد. مسلماً سیستم ابر حاصله پس از رسیدن به نقطه سرد و یا دارای تلاطم نسبتاً شدید ایجاد باران خواهد نمود. بنابراین بارندگیهای حاصل که به کنوکسیون شهرت دارند محصول هوای گرم بوده که اغلب با رعد و برق و طوفان همراهند. قسمت اعظم این بارندگیها به صورت باران و یا همراه با تگرگ می‌باشد. این بارندگیها عمدتاً در مناطق گرمسیری و استوایی دیده می‌شود، چون در آنجا بر اثر ضعف عادی بادها جریانات هوا اغلب عمودی است. بارندگیهای کنوکسیون در مناطق معتدله نیز در فصول گرم به صورت طوفانهای تابستانی و موضعی خیلی شدید ایجاد می‌شوند البته باید دانست که تمام طوفانها از مکانیسم بارندگی کنوکسیون نتیجه نمی‌شوند.

ب- بارندگیهای کوهستانی[5]

زمانیکه بادهای مرطوب در حال وزش از اقیانوسها به طرف خشکیها به یک مانع کوهستانی برخورد کرده و یا از یک منطقه تحت نفوذ دریای گرم به مناطق خشک و وسیع سردتر می‌رسند بالطبع بالا رفته و افزایش حجم آنها موجب سرد شدن و تشکیل توده‌های ابر و بالاخره ایجاد بارندگی می‌شود. این بارندگیها معروف به ریزشهای کوهستانی بوده به صعود باران یا برف روی دامنه‌هائی که در معرض باد هستند فرو می‌ریزند. به علاوه چه از لحاظ مقدار و چه نحوه توزیع مکانی بسیار نامنظم و تحت نفوذ اغتشاشات سیلکونی می‌باشد. همانطوری که جذب یک فلوی نورانی توسط یک جسم کدر ایجاد سایه می‌کند به همان طریق سد معبر توده‌های مرطوب توسط کوه تولید یک منطقه کم باران و خشک در دامنه یا ناحیه‌ایکه در جهت مخالف باد قرار گرفته خواهد نمود. هوا بر اثر پائین‌ آمدن در روی این دامنه گرمتر شده و رطوبت نسبی آن کاهش می‌یابد (پدیده فون). این امر موجب ایجاد یک رژیم باد خشک و پیدایش مناطق نیمه خشک می‌گردد.

ج- بارندگیهای جبهه‌ای[6]

این بارندگیها در سطح تماس (جبهه) توده‌های هوایی که دارای حرارت و رطوبت مختلف هستند بوجود می‌آیند. صرفنظر از منشاء این پدیده در این مناطق برخورد است که توده‌های هوای گرم و مرطوب را که سبکتر هستند به شدت به طرف ارتفاعات می‌راند. این امر موجب سردشدن سریع و به نقطه شبنم رسیدن توده هوا شده که ایجاد بارندگی را به دنبال خواهد داشت.

د- بارندگی سیکلونی[7]

جهت جریان هوا در یک سیلکون یا مرکز کم فشار دورانی و متقارب است که در مرکز آن منجر به صعود گسترده هوا و در نتیجه ایجاد بارش می‌گردد.

توجه به این نکته لازم است که وقتی یک سیستم اغتشاش جوی که ابعاد وسیعی دارد، یک منطقه وسیع را تحت تاثیر قرار می دهد، تفکیک عوامل از یکدیگر امکان‌پذیر نیست و نوعی تلفیق از پدیده‌ها در آن دیده می‌شود. (محمدپور، 1377)

1-2-4- قوانین حاکم بر بارندگی

الف- قانون ارتفاع

هر چه توده هوا بالاتر می‌رود سردتر شده و در نتیجه زمینه بارندگی بیشتر فراهم می‌شود و این عمل تا آنجا ادامه می‌یابد که رطوبت هوا تا مقدار زیادی کاهش می‌یابد. بنابراین مقدار بارندگی در یک ناحیه بر حسب ارتفاع افزایش یافته تا آنکه از یک ارتفاع به بعد شروع به کاهش می‌کند. این ارتفاع را ارتفاع اپتیم می‌نامند. در ایران این ارتفاع حدود 3500 متر در منطقه کرمان برآورد گردیده است. رابطه بین ارتفاع و بارندگی ممکن است در پاره‌ای از موارد معکوس شده و بارش بر حسب ارتفاع کاهش یابد. این مورد در بعضی از نقاط شمالی کشور مشاهده شده است.

ب- قانون تنهایی

قانون ارتفاع وقتی صادق است که ارتفاعاتی که در معرض توده‌های هوایی قرار دارند به صورت پیوسته باشند در غیر اینصورت وجود ارتفاعات منفرد تاثیر چندانی در میزان بارندگی نخواهد داشت. اثر ناچیز کوههای مرکزی ایران بر روی افزایش بارندگی به خوبی نشان دهنده این قانون می‌باشد.

ج- قانون کوه‌پناهی

پس از اینکه توده هوایی از کوهستان صعود نمود و موجب بروز بارندگی گردید از خط‌الرأس کوهستان گذشته و در یک محیط باز و گسترده قرار می‌گیرد و به سمت پائین متمایل می‌گردد، در نتیجه میزان بارندگی آن یکباره کاهش می‌یابد و یا حتی قطع می‌گردد این حالت را پدیده فون[8] می‌نامند. پس از طی فاصله‌ای مجدداً تراکم صورت گرفته و بارندگی اتفاق می‌افتد. به همین علت است که مشاهده می‌گردد ایستگاههایی که در پناه کوه قرار دارند علیرغم نزدیکی با سایر ایستگاهها مقدار کمتری باران را ثبت می‌کنند.

د- قانون جهت دامنه

از آنجا که بارانهای شدید توام با باد هستند در نتیجه قطرات باران به جای سقوط عمودی مسیر مایل خواهند داشت در این حالت دامنه‌های رو به باد بارندگی بیشتری از دامنه‌های پشت به باد خواهند داشت. بارندگیها در دامنه‌های رو به شمال و جنوب البرز و دامنه‌های شرقی و غربی زاگرس اثر این قانون را به خوبی نشان می‌دهد.

هـ - قانون دوری از دریا

از آنجا که هوای مرطوب از سمت دریا به خشکی حرکت می‌کند و ایجاد بارش می‌کند هر چه از دریا دورتر شویم و یا مانعی منطقه و دریا را از هم جدا کند با فرض مساوی بودن سایر شرایط میزان بارش کاهش می‌یابد.

1-2-5- پراکنش بارندگی در ایران

جریان هوا و بادهایی که از مدیترانه و دریای سیاه به سمت ایران حرکت می‌کنند منبع اصلی بارندگی کشور به شمار می‌آیند. در بیشتر مناطق کشور فصل بارندگی از پائیز تا اواسط بهار بوده و در مناطق کوهستانی قسمت عمده آن به صورت برف است که ذوب تدریجی آن در فصول بهار و تابستان منبع اصلی تامین آب رودخانه‌ها به شمار می‌آید. در بعضی مناطق کشور از جمله دشتها و کوهپایه‌های سواحل دریای خزر و نیز ارتفاعات بالای زاگرس در فصل تابستان نیز بارندگی‌های پراکنده‌ای صورت می‌گیرد. ریزشهای مربوط به اواخر پائیز و زمستان عموماً به صورت جبهه‌ای بوده که در این مواقع مناطق وسیعی از سطح کشور را شامل می‌شود. در فصل بهار و به ندرت در تابستان بارندگیهای پراکنده که بیشتر حالت اروگرافیک دارد در کوهپایه‌های و دامنه کوهها اتفاق می‌افتد. در مناطق جنوبی کشور شامل بلوچستان، جنوب کرمان و هرمزگان در اثر جریان مرطوب اقیانوس هند بارانهایی با شدت زیاد اتفاق می‌افتد و سیلهای بزرگی در رودخانه‌ها ایجاد می‌کند که در رودخانه‌های اطراف بندرعباس، میناب و رودخانه‌های جنوب بلوچستان زیاد دیده شده‌اند.

از نظر مقدار بارندگی، ایران جزء مناطق خشک و نیمه خشک جهان محسوب می‌شود. در مناطق وسیعی از کشور مقدار متوسط سالانه بارندگی کمتر از 100 میلیمتر و متوسط آن 300-250 میلیمتر است. با توجه به اینکه شبکه ایستگاه‌های اندازه‌گیری باران در سالهای اخیر تکمیل شده، از نظر دقت و طول مدت آمار هنوز نمی‌توان برآورد کاملاً دقیقی از متوسط بارندگی در کشور بدست آمد چه این امر علاوه بر دقت آمار مستلزم طول مدت کافی نیز می‌باشد ولی بیشتر آمار بارندگی ایران فقط دوره کوتاه مدتی را شامل می‌شود. (قنبرپور، 1377)

1-2-6- تغییرات بارندگی

الف- تغییرات مکانی بارندگی

در عرضهای جغرافیایی بالا و میانی، بارش نتیجه سیستم‌های هوایی بزرگ مقیاس است. سیستم بزرگ مقیاس، سیستمی است با طول بزرگتر از 500 کیلومتر (همان که بعنوان مقیاس سینوپتیک گفته می‌شود). بارشهایی که از این سیستم می‌بارد به ندرت منطقه‌ای است و مقادیر آن می‌تواند در عرصه‌های بزرگ همگن باشد.

بارشهایی که با سیلکونهای عرض میانه تولید می‌شوند، تابعی از مقدار آب موجود در اتمسفر و قدرت فرایندهای دینامیکی است که تولید ابر و حرکتهای عمودی در اطراف نقطه کم فشار را بر عهده دارند.

• تغییرات مکانی بارندگی با توجه به عرض جغرافیایی

متوسط بارندگی سالانه در نواحی استوا زیادترین و به سمت قطبین کاهش می‌یابد. زیرا ظرفیت جو برای نگهداری رطوبت با کاهش دما، کاهش می‌یابد. با این حال استثناهایی نیز وجود دارد. عرضهای نزدیک 30 درجه بارش نسبتاً کمتری دارند. زیرا هوا در اطراف استوا صعود می‌کند و در اطراف استوا صعود می کند و در اطراف این عرضها به سمت پائین سقوط می‌کند. حرکت هوا به سمت قطب دوباره در عرضهای میانه بالا می‌رود. به طور متوسط در عرض 60 درجه به بالاترین حد می‌رسد. افزایش بارندگی در این عرضها با فعالیت فراوانتر سیلکونها اتفاق می‌افتد. علاوه بر ساختار سلولی حرکت هوا به سمت قطب، نیروهای مهم دیگر در شکل دادن بارشهای منطقه‌ای، چرخش عمودی اقیانوسها و اتمسفر و رابطه آنها با مشکل و موقعیت کارهاست.

• تغییرات مکانی بارندگی در مقیاس منطقه‌ای

گرچه عرضهای جغرافیایی مختلف بارشهای مختلفی دارند، اما در مقیاس منطقه‌ای نیز بارندگی با توجه به عوامل منطقه‌ای و محلی تغییر می‌نماید.

الگوهای بارش بر روی زمین از توپوگرافی تاثیر زیادی می‌پذیرد. اثرات حاصل از اروگرافیک و همرفت منطقه‌ای یا بارش را کاهش می‌دهد و منطقه تحت تاثیر خشک می‌ماند یا بارش قبلی را زیاد می‌کند وسلولهای با بارش بیشتر در منطقه‌ای با بارندگی وسیعتر بوجود می‌آید (سامنر[9] ،1983). اما بارندگی معمولاً در نزدیکی کوهستانها افزایش می‌یابد. افزایش باران در منطقه کوهستانی وابسته به چند فاکتور است که شامل: جهت باد (در رابطه با توپوگرافی)، سرعت باد، رطوبت اتمسفر (آب قابل بارش)، ارتفاع صعود و زاویه شیب می‌باشد. به همین دلایل بارش اروگرافیک در طول زمستان در عرضهای میانه قابل توجه است. با این حال بارش فرازی در تابستان نیز در بالای کوهستانها افزایش می‌یابد. زیرا بادهای روزانه تمایل به بالا رفتن از شیبها و حرکت در دره‌ها را دارند و شب جهتشان را تغییر می‌دهند. (وایتمن[10]، 1990) بارش کوهستانی تفاوت مشخصی را در توزیع فصلی بارندگی که باید برای هر نوع طراحی سیستم در مناطق کوهستانی در نظر گرفته شود، ایجاد می‌کند (ASCE، 1996).

شاید دومین عامل مهم در تعیین بارش در منطقه مشخص فاصله آن از منبع رطوبت باشد. بخشهای درونی قاره‌ها بارش کمتری دارند. زیر آب قابل بارش جو کمتر و ذرات نمکی بزرگتر که از اقیانوسها نشأت می‌گیرد و هستکهای تراکم بهتری نسبت به گرد و غبار و ذرات ریز زمینی است در جو وجود ندارد (اهرنس[11]، 1991).

تشریح توزیعهای مکانی بارندگی با استفاده از شبکه‌های متراکم باران نگارها بهتر تحقیق می‌شود. در حالیکه چنین شبکه‌هایی موجود نیستند. عوامل کاهنده منطقه‌ای باران ممکن است به طور ثابت توزیع‌های ناهمگن باران را پدید آورند. بارانهایی که در ارتباط با مکانیسم‌های بزرگ مقیاس جوی پدید می‌آیند، توزیع مکانی وسیعتری دارند (سامنر، 1983).

متن کامل را می توانید بعد از پرداخت آنلاین ، آنی دانلود نمائید، چون فقط تکه هایی از متن به صورت نمونه در این صفحه درج شده است.

دانلود فایل