تلگرام

اطلاعیه فروشگاه

بازدید کننده گرامی: در این فروشگاه کلیه اسناد علمی و پژوهشی از قبیل: مقاله، کتاب، تحقیق، و غیره با قیمت مناسب در اختیار شما قرار می گیرد. امیدواریم فایل هایی که در این فروشگاه عرضه می شود کمک شایانی به دانشجویان و بازدیدکنندگان در جهت به دست آوردن اطلاعات علمی صحیح و آسان در هر زمینه از مطالب مختلف کرده باشد. با عضویت در کانال تلگرام ما از زمان قرارگیری فایل های جدید در این فروشگاه به صورت 24 ساعته مطلع شوید

دانلود تحقیق انتخاب روشي مناسب جهت بازسازي خلاء‌ هاي آماري بارندگي

دانلود تحقیق انتخاب روشي مناسب جهت بازسازي خلاء‌ هاي آماري بارندگي

مقدمه و هدف

اولين قدم در مراحل مطالعاتي يك پروژه آبي، مطالعات هواشناسي است، به طوريكه ساير مطالعات مانند هيدرولوژي، سيلخيزي، فرسايش و رسوب و غيره بر آن متكي است.

بديهي است دسترسي به داده‌هاي كافي و دقيق شبكه ايستگاه‌هاي هواشناسي از يك طرف موجب كوتاهتر شدن مدت مطالعات گرديده و از طرف ديگر در بر آورد مقرون به صحت ابعاد تاسيسات و به دنبال آن هزينه‌هاي اجرايي طرح موثر است.

از آنجا كه آمار هواشناسي و به ويژه بارندگي در ايران با خلاء‌هاي گسترده ناشي از عدم ديده‌باني يا مشكوك بودن آمار مواجه است، لذا دستيابي به يك روش صحيح بازسازي خلاء‌هاي آماري ضروري به نظر مي‌رسد.

آنچه در اين پژوهش دنبال مي‌شود انتخاب روشي مناسب جهت بازسازي خلاء‌هاي آماري بارندگي مي‌باشد به طوريكه آمار بازسازي شده با آنچه واقعيت داشته ولي به دلايلي ثبت نگرديده حدالامكان نزديك باشد.

1-2- فرايند بارش و ويژگي‌هاي آن

1-2-1- بارندگي:

بارندگي يا بارش شامل كليه نزولات جوي مانند باران، برف و تگرگ مي‌باشد كه بر اساس اقاليم مختلف باران و يا برف قسمت عمده از آن را تشكيل مي‌دهد. بارش در واقع ورودي سيكل هيدرولوژي مي‌باشد. بارندگي در مناطق مرطوب با پراكنش منظم و در تمام طول سال اتفاق مي‌افتد، در حاليكه در مناطق خشك و نيمه خشك پراكنش نامنظم و حتي گاهي در يك بارندگي كوتاه مدت بيش از 50% بارندگي سالانه بوقوع مي‌پيوندد.

1-2-2- فرايند بارندگي

به طور كلي مكانيسم بارندگي ناشي از افزايش رطوبت نسبي هوا تا حد معيني است كه اين پديده يا در اثر تبخير از سطح آب يا سطوح نمناك حاصل مي‌شود يا در اثر كاهش دماي هوا و يا ممكن است تلفيقي از اين دو باشد.

سرد شدن هوا در طبيعت عمدتاً معلول صعود هواست. در اين عمل كه تقريباً به حالت آدياباتيك مي‌باشد. هوا ضمن صعود به علت كاهش فشار سرد مي‌شود. مكانيسم‌هاي اصلي صعود هوا عبارتند از صعود جبهه‌اي، صعود كوهستاني، صعود جابجايي و صعود سيكلوني.

چرخه آبي در اتمسفر سه مرحله مجزا از هم تشكيل مي‌دهد كه عمدتاً عبارتست از تبخير، تراكم و بارندگي. تفاوت تبخير و تراكم امري واضح و روشن است ولي تفاوت تراكم و بارندگي احتياج به كمي بررسي دارد.

به طور كلي فرايند تراكم شامل يك انباشتگي حداكثر از مولكولهاي بخارآب تا رسيدن به حد ذرات ريز است در صورتيكه فرايند بارندگي، مرحله‌اي از پيوستن ذرات ريز يا قطركها و سيكل قطرات مايع و يا تراكمي از بلورهاي يخ مي‌باشد.

عمل تراكم احتياج به يك هسته[1] كه هسته تراكم[2] ناميده شده دارد تا مولكولهاي آب در اطراف آن جمع شوند. ذرات گرد و خاك معلق در هوا مي‌توانند به عنوان هسته‌هاي تراكم عمل كند. ذرات داراي يون روي هسته‌ها اثر مي‌كنند، زيرا يونها با داشتن الكتريسيته ساكن مولكولهاي آب را در باندهاي قطبي خود جذب مي‌كند. يونها در اتمسفر شامل ذرات نمك ناشي از تبخير از سطح دريا و يا تركيبات سلفور و نيتروژن ناشي از احتراق مي‌باشند. قطر اين ذرات از 3-10 تا 10 ميكرون تغيير مي‌كند كه اين ذرات به عنوان هواويز[3] شناخته مي‌شوند. براي مقايسه بايد متذكر شد كه اندازه يك اتم حدود 4-10 ميكرون است، بنابراين كوچكترين هواويز ممكن است فقط از چند اتم تشكيل شده باشد.

قطرات ريز كه در اثر حركت تلاطمي حمل مي‌شوند بوسيله تراكم و برخورد با ذرات مجاور خود رشد مي‌كند تا اينكه به اندازه كافي بزرگ شوند تا حديكه نيروي جاذبه زمين بر اصطكاك غالب شود و شروع به ريزش كنند. افزايش بيشتر اندازه قطرات در نتيجه برخورد آنها با قطرات ديگر در مسير ريزش صورت مي‌گيرد. ولي گاهاً وقتيكه قطره به سمت پائين حركت مي‌كند هنگام عبور از لايه‌هاي گرمتر تبخير مي‌شود و اندازه قطره كاهش يافته و بنابراين ممكن است قطره باز به اندازه يك هواويز تبديل شود و به واسطه حركت تلاطمي هوا به سمت بالا حركت كند در حركت به سمت بالا فقط يك سرعت 5/0 سانتيمتر بر ثانيه كافي است تا يك قطر 100 ميكروني را حركت دهد. (محمدپور، 1373)


چرخه تراكم، ريزش، تبخير و صعود به طور متوسط حدود 10 بار قبل از اينكه قطره به اندازه بحراني حدود 1/0 ميليمتر برسد اتفاق مي‌افتد. مكانيسم بارش در ابرها در شكل 1-1 نشان داده شده است.

   

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شكل 1-1 مكانيسم تشكيل قطرات باران در ابر (چو[4] و همكاران،1988)


1-2-3- انواع بارندگي

هواي مرطوب در اثر صعود و سرد شدن به مرحله‌اي مي‌رسد كه ديگر قادر به نگهداري رطوبت خود نيست در نتيجه توليد بارندگي نموده كه بر مبناي نحوه صعود هواي مرطوب، بارندگيها را به صورت زير تقسيم‌بندي مي‌كنند:

الف- بارندگيهاي همرفتي[5]

در اتمسفر آرام هواي اشباع و غير اشباع مجاور سطح زمين بر اثر تشعشعات خورشيد بويژه به روش غير مستقيم گرم و در نتيجه متسع شده و به طور عمودي جابجا مي‌شود. در حين صعود بسته به وضعيت رطوبتي طبق گراديان آدياباتيك خشك (يعني 10 درجه سانتيگراد به ازاء هر كيلومتر) و يا آدياباتيك اشباع (يعني 4 تا 8 درجه سانتيگراد به ازاء هر كيلومتر) سرد شده و در يك ارتفاع كه ارتفاع تراكم ناميده مي‌شود به نقطه ميعان مي‌رسد. از اين ارتفاع به بالا ابرها شروع به تشكيل شدن مي‌كند و اگر جريان قائم اوليه كنوكسيون شدت داشته باشد اين عمل مي‌تواند مدتها ادامه يابد. مسلماً سيستم ابر حاصله پس از رسيدن به نقطه سرد و يا داراي تلاطم نسبتاً شديد ايجاد باران خواهد نمود. بنابراين بارندگيهاي حاصل كه به كنوكسيون شهرت دارند محصول هواي گرم بوده كه اغلب با رعد و برق و طوفان همراهند. قسمت اعظم اين بارندگيها به صورت باران و يا همراه با تگرگ مي‌باشد. اين بارندگيها عمدتاً در مناطق گرمسيري و استوايي ديده مي‌شود، چون در آنجا بر اثر ضعف عادي بادها جريانات هوا اغلب عمودي است. بارندگيهاي كنوكسيون در مناطق معتدله نيز در فصول گرم به صورت طوفانهاي تابستاني و موضعي خيلي شديد ايجاد مي‌شوند البته بايد دانست كه تمام طوفانها از مكانيسم بارندگي كنوكسيون نتيجه نمي‌شوند.

ب- بارندگيهاي كوهستاني[6]

زمانيكه بادهاي مرطوب در حال وزش از اقيانوسها به طرف خشكيها به يك مانع كوهستاني برخورد كرده و يا از يك منطقه تحت نفوذ درياي گرم به مناطق خشك و وسيع سردتر مي‌رسند بالطبع بالا رفته و افزايش حجم آنها موجب سرد شدن و تشكيل توده‌هاي ابر و بالاخره ايجاد بارندگي مي‌شود. اين بارندگيها معروف به ريزشهاي كوهستاني بوده به صعود باران يا برف روي دامنه‌هائي كه در معرض باد هستند فرو مي‌ريزند. به علاوه چه از لحاظ مقدار و چه نحوه توزيع مكاني بسيار نامنظم و تحت نفوذ اغتشاشات سيلكوني مي‌باشد. همانطوري كه جذب يك فلوي نوراني توسط يك جسم كدر ايجاد سايه مي‌كند به همان طريق سد معبر توده‌هاي مرطوب توسط كوه توليد يك منطقه كم باران و خشك در دامنه يا ناحيه‌ايكه در جهت مخالف باد قرار گرفته خواهد نمود. هوا بر اثر پائين‌ آمدن در روي اين دامنه گرمتر شده و رطوبت نسبي آن كاهش مي‌يابد (پديده فون). اين امر موجب ايجاد يك رژيم باد خشك و پيدايش مناطق نيمه خشك مي‌گردد.

 


ج- بارندگيهاي جبهه‌اي[7]

اين بارندگيها در سطح تماس (جبهه) توده‌هاي هوايي كه داراي حرارت و رطوبت مختلف هستند بوجود مي‌آيند. صرفنظر از منشاء اين پديده در اين مناطق برخورد است كه توده‌هاي هواي گرم و مرطوب را كه سبكتر هستند به شدت به طرف ارتفاعات مي‌راند. اين امر موجب سردشدن سريع و به نقطه شبنم رسيدن توده هوا شده كه ايجاد بارندگي را به دنبال خواهد داشت.

د- بارندگي سيكلوني[8]

جهت جريان هوا در يك سيلكون يا مركز كم فشار دوراني و متقارب است كه در مركز آن منجر به صعود گسترده هوا و در نتيجه ايجاد بارش مي‌گردد.

توجه به اين نكته لازم است كه وقتي يك سيستم اغتشاش جوي كه ابعاد وسيعي دارد، يك منطقه وسيع را تحت تاثير قرار مي دهد، تفكيك عوامل از يكديگر امكان‌پذير نيست و نوعي تلفيق از پديده‌ها در آن ديده مي‌شود. (محمدپور، 1377)

1-2-4- قوانين حاكم بر بارندگي

الف- قانون ارتفاع

هر چه توده هوا بالاتر مي‌رود سردتر شده و در نتيجه زمينه بارندگي بيشتر فراهم مي‌شود و اين عمل تا آنجا ادامه مي‌يابد كه رطوبت هوا تا مقدار زيادي كاهش مي‌يابد. بنابراين مقدار بارندگي در يك ناحيه بر حسب ارتفاع افزايش يافته تا آنكه از يك ارتفاع به بعد شروع به كاهش مي‌كند. اين ارتفاع را ارتفاع اپتيم مي‌نامند. در ايران اين ارتفاع حدود 3500 متر در منطقه كرمان برآورد گرديده است. رابطه بين ارتفاع و بارندگي ممكن است در پاره‌اي از موارد معكوس شده و بارش بر حسب ارتفاع كاهش يابد. اين مورد در بعضي از نقاط شمالي كشور مشاهده شده است.

ب- قانون تنهايي

قانون ارتفاع وقتي صادق است كه ارتفاعاتي كه در معرض توده‌هاي هوايي قرار دارند به صورت پيوسته باشند در غير اينصورت وجود ارتفاعات منفرد تاثير چنداني در ميزان بارندگي نخواهد داشت. اثر ناچيز كوههاي مركزي ايران بر روي افزايش بارندگي به خوبي نشان دهنده اين قانون مي‌باشد.

ج- قانون كوه‌پناهي

پس از اينكه توده هوايي از كوهستان صعود نمود و موجب بروز بارندگي گرديد از خط‌الرأس كوهستان گذشته و در يك محيط باز و گسترده قرار مي‌گيرد و به سمت پائين متمايل مي‌گردد، در نتيجه ميزان بارندگي آن يكباره كاهش مي‌يابد و يا حتي قطع مي‌گردد اين حالت را پديده فون[9] مي‌نامند. پس از طي فاصله‌اي مجدداً تراكم صورت گرفته و بارندگي اتفاق مي‌افتد. به همين علت است كه مشاهده مي‌گردد ايستگاههايي كه در پناه كوه قرار دارند عليرغم نزديكي با ساير ايستگاهها مقدار كمتري باران را ثبت مي‌كنند.

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 اروگرافيك دارد در كوهپايه‌هاي 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. با توجه به اينكه 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 سيلكونهاي 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 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 استوا صعود مي كند 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 سيلكونها 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 مشكل و موقعيت كارهاست.

  • تغييرات مكاني بارندگي در مقياس منطقه‌اي

گرچه عرضهاي جغرافيايي مختلف بارشهاي مختلفي دارند، اما در مقياس منطقه‌اي نيز بارندگي با توجه به عوامل منطقه‌اي و محلي 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[10] ،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[11]، 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. زير آب قابل بارش جو كمتر و ذرات نمكي بزرگتر كه از اقيانوسها نشأت مي‌گيرد و هستكهاي تراكم بهتري نسبت به گرد و غبار و ذرات ريز زميني است در جو وجود ندارد (اهرنس[12]، 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 تغييرات كه پس از دوره يخبندان بوجود آمده است.

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

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).

 

 

 

 

 

فایل ورد 64 ص


اشتراک بگذارید:


پرداخت اینترنتی - دانلود سریع - اطمینان از خرید

پرداخت هزینه و دریافت فایل

مبلغ قابل پرداخت 6,500 تومان

درصورتیکه برای خرید اینترنتی نیاز به راهنمایی دارید اینجا کلیک کنید


فایل هایی که پس از پرداخت می توانید دانلود کنید

نام فایلحجم فایل
fileaa_2017903_2329.zip107k





دسته بندی محصولات فروشگاه

آخرین محصولات فروشگاه

محبوبترین محصولات

filesell filesell