دانلود پروژه رشته محیط زیست در مورد هواشناسی – قسمت دوم

د- قانون جهت دامنه

از آنجا كه بارانهاي شديد توام با باد هستند در نتيجه قطرات باران به جاي سقوط عمودي مسير مايل خواهند داشت در اين حالت دامنه‌هاي رو به باد بارندگي بيشتري از دامنه‌هاي پشت به باد خواهند داشت. بارندگيها در دامنه‌هاي رو به شمال و جنوب البرز و دامنه‌هاي شرقي و غربي زاگرس اثر اين قانون را به خوبي نشان مي‌دهد.

هـ – قانون دوري از دريا

از آنجا كه هواي مرطوب از سمت دريا به خشكي حركت مي‌كند و ايجاد بارش مي‌كند هر چه از دريا دورتر شويم و يا مانعي منطقه و دريا را از هم جدا كند با فرض مساوي بودن ساير شرايط ميزان بارش كاهش مي‌يابد.

1-2-5- پراكنش بارندگي در ايران

جريان هوا و بادهايي كه از مديترانه و درياي سياه به سمت ايران حركت مي‌كنند منبع اصلي بارندگي كشور به شمار مي‌آيند. در بيشتر مناطق كشور فصل بارندگي از پائيز تا اواسط بهار بوده و در مناطق كوهستاني قسمت عمده آن به صورت برف است كه ذوب تدريجي آن در فصول بهار و تابستان منبع اصلي تامين آب رودخانه‌ها به شمار مي‌آيد. در بعضي مناطق كشور از جمله دشتها و كوهپايه‌هاي سواحل درياي خزر و نيز ارتفاعات بالاي زاگرس در فصل تابستان نيز بارندگي‌هاي پراكنده‌اي صورت مي‌گيرد. ريزشهاي مربوط به اواخر پائيز و زمستان عموماً به صورت جبهه‌اي بوده كه در اين مواقع مناطق وسيعي از سطح كشور را شامل مي‌شود. در فصل بهار و به ندرت در تابستان بارندگيهاي پراكنده كه بيشتر حالت كوهستاني دارد، در كوهپايه‌ها و دامنه كوهها اتفاق مي‌افتد. در مناطق جنوبي كشور شامل بلوچستان، جنوب كرمان و هرمزگان در اثر جريان مرطوب اقيانوس هند بارانهايي با شدت زياد اتفاق مي‌افتد و سيلهاي بزرگي در رودخانه‌ها ايجاد مي‌كند كه در رودخانه‌هاي اطراف بندرعباس، ميناب و رودخانه‌هاي جنوب بلوچستان زياد ديده شده‌اند.

از نظر مقدار بارندگي، ايران جزء مناطق خشك و نيمه خشك جهان محسوب مي‌شود. در مناطق وسيعي از كشور مقدار متوسط سالانه بارندگي كمتر از 100 ميليمتر و متوسط آن 300-250 ميليمتر است. گرچه شبكه ايستگاه‌هاي اندازه‌گيري باران در سالهاي اخير تكميل شده، از نظر دقت و طول مدت آمار هنوز نمي‌توان برآورد كاملاً دقيقي از متوسط بارندگي در كشور بدست آمد چه اين امر علاوه بر دقت آمار مستلزم طول مدت كافي نيز مي‌باشد ولي بيشتر آمار بارندگي ايران فقط دوره كوتاه مدتي را شامل مي‌شود. (قنبرپور، 1377)

1-2-6- تغييرات بارندگي

الف- تغييرات مكاني بارندگي

در عرضهاي جغرافيايي بالا و مياني، بارش نتيجه سيستم‌هاي هوايي بزرگ مقياس است. سيستم بزرگ مقياس، سيستمي است با طول بزرگتر از 500 كيلومتر (همان كه بعنوان مقياس سينوپتيك گفته مي‌شود). بارشهايي كه از اين سيستم مي‌بارد به ندرت منطقه‌اي است و مقادير آن مي‌تواند در عرصه‌هاي بزرگ همگن باشد.

بارشهايي كه با سيكلونهاي عرض ميانه توليد مي‌شوند، تابعي از مقدار آب موجود در اتمسفر و قدرت فرايندهاي ديناميكي است كه توليد ابر و حركتهاي عمودي در اطراف نقطه كم فشار را بر عهده دارند.

• تغييرات مكاني بارندگي با توجه به عرض جغرافيايي

متوسط بارندگي سالانه در نواحي استوا زيادترين است و به سمت قطبين كاهش مي‌يابد. زيرا ظرفيت جو براي نگهداري رطوبت با كاهش دما، كاهش مي‌يابد. با اين حال استثناهايي نيز وجود دارد. عرضهاي نزديك 30 درجه بارش نسبتاً كمتري دارند. زيرا هوا در اطراف استوا صعود مي‌كند و در اطراف اين عرضها به سمت پائين سقوط مي‌كند. حركت هوا به سمت قطب دوباره در عرضهاي ميانه بالا مي‌رود. به طور متوسط در عرض 60 درجه به بالاترين حد مي‌رسد. افزايش بارندگي در اين عرضها با فعاليت فراوانتر سيكلونها اتفاق مي‌افتد. علاوه بر ساختار سلولي حركت هوا به سمت قطب، نيروهاي مهم ديگر در شكل دادن بارشهاي منطقه‌اي، چرخش عمودي اقيانوسها و اتمسفر و رابطه آنها با شكل و موقعيت كارهاست.

• تغييرات مكاني بارندگي در مقياس منطقه‌اي

صرفنظر از تغيير بارش با عرض جغرافيايي ،در مقياس منطقه‌اي بارندگي با توجه به عوامل منطقه‌اي و محلي نيز تغيير مي‌نمايد.

الگوهاي بارش بر روي زمين از توپوگرافي تاثير زيادي مي‌پذيرد. اثرات حاصل از اروگرافيك و همرفت منطقه‌اي يا بارش را كاهش مي‌دهد و منطقه تحت تاثير خشك مي‌ماند يا بارش قبلي را زياد مي‌كند وسلولهاي با بارش بيشتر در منطقه‌اي با بارندگي وسيعتر بوجود مي‌آيد (سامنر[1] ،1983). اما بارندگي معمولاً در نزديكي كوهستانها افزايش مي‌يابد. افزايش باران در منطقه كوهستاني وابسته به چند فاكتور است كه شامل: جهت باد (در رابطه با توپوگرافي)، سرعت باد، رطوبت اتمسفر (آب قابل بارش)، ارتفاع صعود و زاويه شيب مي‌باشد. به همين دلايل بارش اروگرافيك در طول زمستان در عرضهاي ميانه قابل توجه است. با اين حال بارش فرازي در تابستان نيز در بالاي كوهستانها افزايش مي‌يابد. زيرا بادهاي روزانه تمايل به بالا رفتن از شيبها و حركت در دره‌ها را دارند و شب جهتشان را تغيير مي‌دهند. (وايتمن[2]، 1990) بارش كوهستاني تفاوت مشخصي را در توزيع فصلي بارندگي كه بايد براي هر نوع طراحي سيستم در مناطق كوهستاني در نظر گرفته شود، ايجاد مي‌كند (ASCE، 1996).

شايد دومين عامل مهم در تعيين بارش در منطقه مشخص فاصله آن از منبع رطوبت باشد. بخشهاي دروني قاره‌ها بارش كمتري دارند. زيرا آب قابل بارش جو كمتراست و ذرات نمكي بزرگتر كه از اقيانوسها نشأت مي‌گيرد و هستكهاي تراكم بهتري نسبت به گرد و غبار و ذرات ريز زميني هستند در جو وجود ندارد (اهرنس[3]، 1991).

تشريح توزيعهاي مكاني بارندگي با استفاده از شبكه‌هاي متراكم باران نگارها بهتر تحقيق مي‌شود. در حاليكه چنين شبكه‌هايي موجود نيستند. عوامل كاهنده منطقه‌اي باران ممكن است به طور ثابت توزيع‌هاي ناهمگن باران را پديد آورند. بارانهايي كه در ارتباط با مكانيسم‌هاي بزرگ مقياس جوي پديد مي‌آيند، توزيع مكاني وسيعتري دارند (سامنر، 1983).

ب) تغييرات زماني بارندگي

مقدار نزولات جوي از نظر زماني نيز دستخوش نوسانات مختلف است. تغييرات زماني بارندگي در مقياس زماني بزرگتر، بيشتر از نوسانات جريان اتمسفري با پريودهاي شناخته شده ناشي مي‌شود (ASCE، 1996). اين نوسانات را مي‌توان در سه گروه تقسيم‌بندي كرد:

– نوسانات دراز مدت

– نوسانات دوره‌اي

– نوسانات نامشخص

تغييرات دراز مدت نزولات جوي در اثر تغييراتي كه در آب و هواي يك منطقه اتفاق مي‌افتد بروز مي‌كند. مانند تغييراتي كه پس از دوره يخبندان بوجود آمده است.

نوسانات دوره‌اي به تغييرات بارندگي در دوره‌هاي كمتر از يكسال مانند تغييرات فصلي، ماهانه و روزانه بارندگي اطلاق مي‌شود.

چنانچه مقدار بارندگي در يك زمان بخصوص مثل فروردين ماه را در نظر بگيريم مشاهده مي‌كنيم كه مقدار آن در هر سال متفاوت است. چنين تغييراتي را نوسانات نامشخص يا تصادفي مي‌گويند (عليزاده، 1381).

1-2-7- شبكه بارانسنجي و تعداد ايستگاههاي مناسب در يك منطقه

ديديم كه بارندگي در بعد مكاني بسيار متغيير است به طوريكه ممكن است براي يك نقطه بخصوص هيچ مشاهده‌اي در دسترس نباشد (تامپسون[4] و سانسوم، 2003). كاركرد اصلي مقادير بارندگي نمونه‌گيري توزيع بارندگي در مكان و زمان است. براي بسياري از اهداف اقليم‌شناسي، مقادير حاصل از بارانسنجها به عنوان شاخص بارش حقيقي در نقطه مشخص به كار مي‌رود. مقدار اندازه‌گيري شده ممكن است همان بارش حقيقي كه در نبود بارانسنج مي‌توانست رخ دهد باشد يا نباشد در هيدرولوژي مقدار آبي كه واقعاً به سطح زمين مي‌رسد اندازه بدست آمده از يك باران سنج يا شبكه‌اي از آنهاست (رادا، 1970). براي اهداف اقليم‌شناسي دوره اندازه‌گيري از روزانه تا ماهانه و سالانه متغيير است.براي مطالعات فرسايش خاك و رواناب به اندازه‌گيري شدت بارندگي در مدت يك ساعت يا كمتر احتياج است. اندازه‌گيري بارندگي براي بارانهاي سنگين يا پيش‌بيني سيل‌هاي سريع به دوره‌هايي از چند دقيقه تا چند ساعت احتياج دارد. گرچه بارانسنجهاي پيشرفته و با واكنش سريع[5]، ساخته شده‌اند شبكه‌ها محدودند و داده‌ها فقط براي مدت كوتاهي در دسترسند. در واقع شبكه گسترده‌اي كه براي يك هدف (مثلاً اقليم شناسي) بوجود مي‌آيد بايد اهداف ديگري (هيدرولوژي و …) را نيز پوشش دهد. سيستم اندازه‌گيري براي يك نوع بارش (باران) ممكن است براي اشكال ديگر بارش (برف) ناكافي باشد. يا دقت متفاوتي داشته باشد.

بنابراين موضوعي كه در اكثر مطالعات هيدرولوژيكي به آن توجه مي‌شود اينست كه براي تخمين بارندگي در يك منطقه چه تعداد ايستگاه بايد در شبكه بارانسنجي گنجانده شود و مكانيابي آنها چگونه باشد. زيرا نقاط نمونه‌گيري يك منطقه بستگي به دقت اندازه‌گيري منطقه‌اي دارد. چنانچه تعداد ايستگاهها كم باشد، تخمين دقيق نخواهد بود و اگر بيش از تعداد مورد نياز باشد مخارج اضافي دربر خواهد داشت.

سازمان جهاني هواشناسي بر اساس اقتصاد كشورها و مناطق مختلف توصيه‌هاي متفاوتي دارد:

الف) در مناطق مسطح و با آب و هواي معتدل يك ايستگاه براي 900-600 كيلومتر مربع. در كشورهاي فقير يك ايستگاه براي 3000-900 كيلومتر.

ب) در مناطق كوهستاني با آب و هواي معتدل، يك ايستگاه در هر 250-100 كيلومتر از نظر ارتفاع نيز حداقل يك ايستگاه در فاصله تراز 500 متر لازم است. در شرايط دشوار يك ايستگاه به ازاء هر 1000-250 كيلومتر مربع.

ج) در مناطق كويري يك ايستگاه به ازاء هر 10000-1500 كيلومتر مربع.

در حوزه‌هاي آبريز كه به منظور اجراي طرحهاي هيدرولوژي مورد مطالعه قرار مي‌گيرند، تعداد ايستگاههاي بارانسنجي به وسعت حوزه و دقت مورد نياز در تخمين بارندگي بستگي دارد. از لحاظ رابطه بين وسعت منطقه و تعداد ايستگاهها مي‌توان از توصيه زير استفاده كرد.

در مطالعات دقيق آبخيزداري و فرسايش و هيدرولوژي كشاورزي شبكه مورد نياز براي ايستگاههاي بارانسنجي بايد بسيار فشرده باشد پيشنهاد سازمان حفاظت خاك آمريكا چنين است (عليزاده، 1381):

از طريق آماري نيز تعداد ايستگاههاي مناسب به نحوي كه بتوان با احتمال خطاي معيني بارندگي متوسط را به دست آورد از فرمول زير قابل محاسبه است:

N= تعداد ايستگاه لازم

C.V%= درصد ضريب تغييرات بارندگي در ايستگاه موجود

E%= درصد اشتباه مورد انتظار در تعيين بارندگي متوسط منطقه (مهدوي، 1377)

1-2-8- تجزيه و تحليل بارندگي منطقه اي

قبل از انجام هر گونه تجزيه و تحليل آمار هاي منطقه اي بارندگي بايد اعمال مقدماتي زير انجام گيرد.

• انتخاب پايه زماني مشترك
• كنترل كيفيت و بررسي همگني دادهها
• بازسازي نواقص

وجود تعداد سالهاي آماري متفاوت براي ايستگاهها، مربوط به تاسيس آنها در سالهاي متفاوت مي باشد. آمار يك ايستگاه ممكن است مربوط به يك دوره خشك باشد و آمار ايستگاه ديگر مربوط به دوره پر باران، در نتيجه استفاده از اينگونه آمار كه از نظر زماني هم سنخ نيستند منجر به ايجاد خطا در محاسبات مي گردد، بنابر اين لازم است يك پايه زماني مشترك و اپتيمم انتخاب شود.

آمار موجود از نظر كيفيت با استفاده از روشهايي كنترل مي گردد، از قبيل مقايسه نظري آمار همزمان ايستگاههاي مختلف ، كنترل مقادير خيلي كم يا خيلي زياد، كنترل اعداد جا افتاده از جدول ، استفاده از منحني هاي گراديان در منطقه و كنترل نقاطي كه در فاصله زيادي از آن قرار مي گيرند.از نظر همگني نيز آمار بايد مورد بررسي قرار گيرد. اغلب در يك دوره طولاني بر اثر تعويض دستگاه انداز گيري ، جابجايي ابستگاه ، تعويض مامور آمار برداري و يا از بين رفتن حريم ايستگاه ناشي از احداث ساختمان و يا رشد درختان در اطراف آن ، آمار همگني خود را از دست مي دهد كه براي اين منظور از روش منحني جرم مضاعف (Double mass curve)، آزمون توالي(Runs test) و يا روش فيشر استفاده مي گردد.

برای دیدن قسمت های دیگر این تحقیق لطفا” از منوی جستجوی سایت که در قسمت بالا قرار دارد استفاده کنید. یا از منوی سایت، فایل های دسته بندی رشته مورد نظر خود را ببینید.

لینک دانلود متن کامل

• 1
• 2