close

ایمیل

رمز عبور

نوع پنل

فراموش کردن رمز عبور؟

اولین قدم در مراحل مطالعاتی یك پروژه آبی، مطالعات هواشناسی است، به طوریكه سایر مطالعات مانند هیدرولوژی، سیلخیزی، فرسایش و رسوب و غیره بر آن متكی است
گارانتی خرید

دسته بندی: هواشناسی

بازدیدها: 3

فرمت فایل: doc

حجم فایل: 107 کیلو بایت

تعداد صفحات فایل: 64

قیمت:
7,700 تومان
پس از پرداخت، لینک دانلود فایل برای شما نشان داده می شود.
دانلود تحقیق انتخاب روشی مناسب جهت بازسازی خلاء‌ های آماری بارندگی

فروشنده فایل

کد کاربری 8067
کاربر

مقدمه و هدف

اولین قدم در مراحل مطالعاتی یك پروژه آبی، مطالعات هواشناسی است، به طوریكه سایر مطالعات مانند هیدرولوژی، سیلخیزی، فرسایش و رسوب و غیره بر آن متكی است.

بدیهی است دسترسی به داده‌های كافی و دقیق شبكه ایستگاه‌های هواشناسی از یك طرف موجب كوتاهتر 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 كه آمار هواشناسی و به ویژه بارندگی در ایران با خلاء‌های گسترده ناشی از عدم دیده‌بانی یا مشكوك بودن آمار مواجه است، لذا دستیابی به یك 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 طوریكه آمار بازسازی شده با آنچه واقعیت داشته ولی به دلایلی ثبت نگردیده حدالامكان نزدیك باشد.

1-2- فرایند بارش و ویژگی‌های آن

1-2-1- بارندگی:

بارندگی یا بارش شامل كلیه نزولات جوی مانند باران، برف و تگرگ می‌باشد كه بر اساس اقالیم مختلف باران و یا برف قسمت عمده از آن را تشكیل می‌دهد. بارش در واقع ورودی سیكل هیدرولوژی می‌باشد. بارندگی در مناطق مرطوب با پراكنش منظم و در تمام طول سال اتفاق می‌افتد، در حالیكه در مناطق خشك و نیمه خشك پراكنش نامنظم و حتی گاهی در یك بارندگی كوتاه مدت بیش از 50% بارندگی سالانه بوقوع می‌پیوندد.

1-2-2- فرایند بارندگی

به طور كلی مكانیسم بارندگی ناشی از افزایش رطوبت نسبی هوا تا حد معینی است كه این پدیده یا در اثر تبخیر از سطح آب یا سطوح نمناك حاصل می‌شود یا در اثر كاهش دمای هوا و یا ممكن است تلفیقی از این دو باشد.

سرد شدن هوا در طبیعت عمدتاً معلول صعود هواست. در این عمل كه تقریباً به حالت آدیاباتیك می‌باشد. هوا ضمن صعود به علت كاهش فشار سرد می‌شود. مكانیسم‌های اصلی صعود هوا عبارتند از صعود جبهه‌ای، صعود كوهستانی، صعود جابجایی و صعود سیكلونی.

چرخه آبی در اتمسفر سه مرحله مجزا از هم تشكیل می‌دهد كه عمدتاً عبارتست از تبخیر، تراكم و بارندگی. تفاوت تبخیر و تراكم امری واضح و روشن است ولی تفاوت تراكم و بارندگی احتیاج به كمی بررسی دارد.

به طور كلی فرایند تراكم شامل یك انباشتگی حداكثر از مولكولهای بخارآب تا رسیدن به حد ذرات ریز است در صورتیكه فرایند بارندگی، مرحله‌ای از پیوستن ذرات ریز یا قطركها و سیكل قطرات مایع و یا تراكمی از بلورهای یخ می‌باشد.

عمل تراكم احتیاج به یك هسته[1] كه هسته تراكم[2] نامیده شده دارد تا مولكولهای آب در اطراف آن جمع شوند. ذرات گرد و خاك معلق در هوا می‌توانند به عنوان هسته‌های تراكم عمل كند. ذرات دارای یون روی هسته‌ها اثر می‌كنند، زیرا یونها با داشتن الكتریسیته ساكن مولكولهای آب را در باندهای قطبی خود جذب می‌كند. یونها در اتمسفر شامل ذرات نمك ناشی از تبخیر از سطح دریا و یا تركیبات سلفور و نیتروژن ناشی از احتراق می‌باشند. قطر این ذرات از 3-10 تا 10 میكرون تغییر می‌كند كه این ذرات به عنوان هواویز[3] شناخته می‌شوند. برای مقایسه باید متذكر شد كه اندازه یك اتم حدود 4-10 میكرون است، بنابراین كوچكترین هواویز ممكن است فقط از چند اتم تشكیل شده باشد.

قطرات ریز كه در اثر حركت تلاطمی حمل می‌شوند بوسیله تراكم و برخورد با ذرات مجاور خود رشد می‌كند تا اینكه به اندازه كافی بزرگ شوند تا حدیكه نیروی جاذبه زمین بر اصطكاك غالب شود و شروع به ریزش كنند. افزایش بیشتر اندازه قطرات در نتیجه برخورد آنها با قطرات دیگر در مسیر ریزش صورت می‌گیرد. ولی گاهاً وقتیكه قطره به سمت پائین حركت می‌كند هنگام عبور از لایه‌های گرمتر تبخیر می‌شود و اندازه قطره كاهش یافته و بنابراین ممكن است قطره باز به اندازه یك هواویز تبدیل شود و به واسطه حركت تلاطمی هوا به سمت بالا حركت كند در حركت به سمت بالا فقط یك سرعت 5/0 سانتیمتر بر ثانیه كافی است تا یك قطر 100 میكرونی را حركت دهد. (محمدپور، 1373)


چرخه تراكم، ریزش، تبخیر و صعود به طور متوسط حدود 10 بار قبل از اینكه قطره به اندازه بحرانی حدود 1/0 میلیمتر برسد اتفاق می‌افتد. مكانیسم بارش در ابرها در شكل 1-1 نشان داده شده است.

 
   

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

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


1-2-3- انواع بارندگی

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

الف- بارندگیهای همرفتی[5]

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 آدیاباتیك خشك (یعنی 10 درجه سانتیگراد به ازاء هر كیلومتر) و یا آدیاباتیك اشباع (یعنی 4 تا 8 درجه سانتیگراد به ازاء هر كیلومتر) سرد شده و در یك ارتفاع كه ارتفاع تراكم نامیده می‌شود به نقطه میعان می‌رسد. از این ارتفاع به بالا ابرها شروع به تشكیل شدن می‌كند و اگر جریان قائم اولیه كنوكسیون 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 كه به كنوكسیون شهرت دارند محصول هوای گرم بوده كه 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 كنوكسیون در مناطق معتدله نیز در فصول گرم به صورت طوفانهای تابستانی و موضعی خیلی شدید ایجاد می‌شوند البته باید دانست كه تمام طوفانها از مكانیسم بارندگی كنوكسیون نتیجه نمی‌شوند.

ب- بارندگیهای كوهستانی[6]

زمانیكه بادهای مرطوب در حال وزش از اقیانوسها به طرف خشكیها به یك مانع كوهستانی برخورد كرده و یا از یك منطقه تحت نفوذ دریای گرم به مناطق خشك و وسیع سردتر می‌رسند بالطبع بالا رفته و افزایش حجم آنها موجب سرد شدن و تشكیل توده‌های ابر و بالاخره ایجاد بارندگی می‌شود. این بارندگیها معروف به ریزشهای كوهستانی بوده به صعود باران یا برف روی دامنه‌هائی كه در معرض باد هستند فرو می‌ریزند. به علاوه چه از لحاظ مقدار و چه نحوه توزیع مكانی بسیار نامنظم و تحت نفوذ اغتشاشات سیلكونی می‌باشد. همانطوری كه جذب یك فلوی نورانی توسط یك جسم كدر ایجاد سایه می‌كند به همان طریق سد معبر توده‌های مرطوب توسط كوه تولید یك منطقه كم باران و خشك در دامنه یا ناحیه‌ایكه در جهت مخالف باد قرار گرفته خواهد نمود. هوا بر اثر پائین‌ آمدن در روی این دامنه گرمتر شده و رطوبت نسبی آن كاهش می‌یابد (پدیده فون). این امر موجب ایجاد یك رژیم باد خشك و پیدایش مناطق نیمه خشك می‌گردد.

 


ج- بارندگیهای جبهه‌ای[7]

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

د- بارندگی سیكلونی[8]

جهت جریان هوا در یك سیلكون یا مركز كم فشار دورانی و متقارب است كه در مركز آن منجر به صعود گسترده هوا و در نتیجه ایجاد بارش می‌گردد.

توجه به این نكته لازم است كه وقتی یك سیستم اغتشاش جوی كه ابعاد وسیعی دارد، یك منطقه وسیع را تحت تاثیر قرار می دهد، تفكیك عوامل از یكدیگر امكان‌پذیر نیست و نوعی تلفیق از پدیده‌ها در آن دیده می‌شود. (محمدپور، 1377)

1-2-4- قوانین حاكم 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 كه رطوبت هوا تا مقدار زیادی كاهش می‌یابد. بنابراین مقدار بارندگی در یك ناحیه بر حسب ارتفاع افزایش یافته تا آنكه از یك ارتفاع به بعد شروع به كاهش می‌كند. این ارتفاع را ارتفاع اپتیم می‌نامند. در ایران این ارتفاع حدود 3500 متر در منطقه كرمان برآورد گردیده است. رابطه بین ارتفاع و بارندگی ممكن است در پاره‌ای از موارد معكوس شده و بارش بر حسب ارتفاع كاهش یابد. این مورد در بعضی از نقاط شمالی كشور مشاهده شده است.

ب- قانون تنهایی

قانون ارتفاع وقتی صادق است كه ارتفاعاتی كه 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 كوههای مركزی ایران بر روی افزایش بارندگی به خوبی نشان دهنده این قانون می‌باشد.

ج- قانون كوه‌پناهی

پس از اینكه توده هوایی از كوهستان صعود نمود و موجب بروز بارندگی گردید از خط‌الرأس كوهستان گذشته و در یك محیط باز و گسترده قرار می‌گیرد و به سمت پائین متمایل می‌گردد، در نتیجه میزان بارندگی آن یكباره كاهش می‌یابد و یا حتی قطع می‌گردد این حالت را پدیده فون[9] می‌نامند. پس از طی فاصله‌ای مجدداً تراكم صورت گرفته و بارندگی اتفاق می‌افتد. به همین علت است كه مشاهده می‌گردد ایستگاههایی كه در پناه كوه قرار دارند علیرغم نزدیكی با سایر ایستگاهها مقدار كمتری باران را ثبت می‌كنند.

د- قانون جهت دامنه

از آنجا كه 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 كه هوای مرطوب از سمت دریا به خشكی حركت می‌كند و ایجاد بارش می‌كند هر چه از دریا دورتر شویم و یا مانعی منطقه و دریا را از هم جدا كند با فرض مساوی بودن سایر شرایط میزان بارش كاهش می‌یابد.

1-2-5- پراكنش بارندگی در ایران

جریان هوا و بادهایی كه از مدیترانه و دریای سیاه به سمت ایران حركت می‌كنند منبع اصلی بارندگی كشور به شمار می‌آیند. در بیشتر مناطق كشور فصل بارندگی از پائیز تا اواسط بهار بوده و در مناطق كوهستانی قسمت عمده آن به صورت برف است كه ذوب تدریجی آن در فصول بهار و تابستان منبع اصلی تامین آب رودخانه‌ها به شمار می‌آید. در بعضی مناطق كشور از جمله دشتها و كوهپایه‌های سواحل دریای خزر و نیز ارتفاعات بالای زاگرس در فصل تابستان نیز بارندگی‌های پراكنده‌ای صورت می‌گیرد. ریزشهای مربوط به اواخر پائیز و زمستان عموماً به صورت جبهه‌ای بوده كه در این مواقع مناطق وسیعی از سطح كشور را شامل می‌شود. در فصل بهار و به ندرت در تابستان بارندگیهای پراكنده كه بیشتر حالت اروگرافیك دارد در كوهپایه‌های و دامنه كوهها اتفاق می‌افتد. در مناطق جنوبی كشور شامل بلوچستان، جنوب كرمان و هرمزگان در اثر جریان مرطوب اقیانوس هند بارانهایی با شدت زیاد اتفاق می‌افتد و سیلهای بزرگی در رودخانه‌ها ایجاد می‌كند كه در رودخانه‌های اطراف بندرعباس، میناب و رودخانه‌های جنوب بلوچستان زیاد دیده شده‌اند.

از نظر مقدار بارندگی، ایران جزء مناطق خشك و نیمه خشك جهان محسوب می‌شود. در مناطق وسیعی از كشور مقدار متوسط سالانه بارندگی كمتر از 100 میلیمتر و متوسط آن 300-250 میلیمتر است. با توجه به اینكه شبكه ایستگاه‌های اندازه‌گیری باران در سالهای اخیر تكمیل شده، از نظر دقت و طول مدت آمار هنوز نمی‌توان برآورد كاملاً دقیقی از متوسط بارندگی در كشور بدست آمد چه این امر علاوه بر دقت آمار مستلزم طول مدت كافی نیز می‌باشد ولی بیشتر آمار بارندگی ایران فقط دوره كوتاه مدتی را شامل می‌شود. (قنبرپور، 1377)

1-2-6- تغییرات بارندگی

الف- تغییرات مكانی بارندگی

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

بارشهایی كه با سیلكونهای عرض میانه تولید می‌شوند، تابعی از مقدار آب موجود در اتمسفر و قدرت فرایندهای دینامیكی است كه تولید ابر و حركتهای عمودی در اطراف نقطه كم فشار را بر عهده دارند.

  • تغییرات مكانی بارندگی با توجه به عرض جغرافیایی

متوسط بارندگی سالانه در نواحی استوا زیادترین و به سمت قطبین كاهش می‌یابد. زیرا ظرفیت جو برای نگهداری رطوبت با كاهش دما، كاهش می‌یابد. با این حال استثناهایی نیز وجود دارد. عرضهای نزدیك 30 درجه بارش نسبتاً كمتری دارند. زیرا هوا در اطراف استوا صعود می‌كند و در اطراف استوا صعود می كند و در اطراف این عرضها به سمت پائین سقوط می‌كند. حركت 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 سیلكونها اتفاق می‌افتد. علاوه بر ساختار سلولی حركت هوا به سمت قطب، نیروهای مهم دیگر در شكل دادن بارشهای منطقه‌ای، چرخش عمودی اقیانوسها و اتمسفر و رابطه آنها با مشكل و موقعیت كارهاست.

  • تغییرات مكانی 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 اروگرافیك و همرفت منطقه‌ای یا بارش را كاهش می‌دهد و منطقه تحت تاثیر خشك می‌ماند یا بارش قبلی را زیاد می‌كند وسلولهای با بارش بیشتر در منطقه‌ای با بارندگی وسیعتر بوجود می‌آید (سامنر[10] ،1983). اما بارندگی معمولاً در نزدیكی كوهستانها افزایش می‌یابد. افزایش باران در منطقه كوهستانی وابسته به چند فاكتور است كه شامل: جهت باد (در رابطه با توپوگرافی)، سرعت باد، رطوبت اتمسفر (آب قابل بارش)، ارتفاع صعود و زاویه شیب می‌باشد. به همین دلایل بارش اروگرافیك در طول زمستان در عرضهای میانه قابل توجه است. با این حال بارش فرازی در تابستان نیز در بالای كوهستانها افزایش می‌یابد. زیرا بادهای روزانه تمایل به بالا رفتن از شیبها و حركت در دره‌ها را دارند و شب جهتشان را تغییر می‌دهند. (وایتمن[11]، 1990) بارش كوهستانی تفاوت مشخصی را در توزیع فصلی بارندگی كه باید برای هر نوع طراحی سیستم در مناطق كوهستانی در نظر گرفته شود، ایجاد می‌كند (ASCE، 1996).

شاید دومین عامل مهم در تعیین بارش در منطقه مشخص فاصله آن از منبع رطوبت باشد. بخشهای درونی قاره‌ها بارش كمتری دارند. زیر آب قابل بارش جو كمتر و ذرات نمكی بزرگتر كه از اقیانوسها نشأت می‌گیرد و هستكهای تراكم بهتری نسبت به گرد و غبار و ذرات ریز زمینی است در جو وجود ندارد (اهرنس[12]، 1991).

تشریح توزیعهای مكانی بارندگی با استفاده از شبكه‌های متراكم باران نگارها بهتر تحقیق می‌شود. در حالیكه چنین شبكه‌هایی موجود نیستند. عوامل كاهنده منطقه‌ای باران ممكن است به طور ثابت توزیع‌های ناهمگن باران را پدید آورند. بارانهایی كه در ارتباط با مكانیسم‌های بزرگ مقیاس جوی پدید می‌آیند، توزیع مكانی وسیعتری دارند (سامنر، 1983).

ب) تغییرات زمانی بارندگی

مقدار نزولات جوی از نظر زمانی نیز دستخوش نوسانات مختلف است. تغییرات زمانی بارندگی در مقیاس زمانی بزرگتر، بیشتر از نوسانات جریان اتمسفری با پریودهای شناخته شده ناشی می‌شود (ASCE، 1996). این نوسانات را می‌توان در سه گروه تقسیم‌بندی كرد:

- نوسانات دراز مدت

- نوسانات دوره‌ای

- نوسانات نامشخص

تغییرات دراز مدت نزولات جوی در اثر تغییراتی كه در آب و هوای یك منطقه اتفاق می‌افتد بروز می‌كند. مانند تغییرات كه پس از دوره یخبندان بوجود آمده است.

نوسانات دوره‌ای به تغییرات بارندگی در دوره‌های كمتر از یكسال اطلاق می‌شود، مانند تغییرات فصلی، ماهانه و روزانه بارندگی.

چنانچه مقدار بارندگی در یك زمان بخصوص مثل فروردین ماه را در نظر بگیریم مشاهده می‌كنیم كه مقدار آن در هر سال متفاوت است. چنین تغییراتی را نوسانات نامشخص یا تصادفی می‌گویند (علیزاده، 1381).

 

فایل ورد 64 ص

فایل های مرتبط ( 15 عدد انتخاب شده )
پاورپوینت کتاب آب و هوای ایران تالیف دکتر بهلول علیجانی
پاورپوینت کتاب آب و هوای ایران تالیف دکتر بهلول علیجانی

پاورپوینت نکاتی درباره اقلیم شناسی آماری
پاورپوینت نکاتی درباره اقلیم شناسی آماری

پاورپوینت اقلیم شناسی آماری
پاورپوینت اقلیم شناسی آماری

بررسی عناصر و عوامل هواشناسی
بررسی عناصر و عوامل هواشناسی

دانلود مقاله آمار میزان بارندگی
دانلود مقاله آمار میزان بارندگی

دانلود تحقیق هواشناسی و آلودگی هوا 29 ص
دانلود تحقیق هواشناسی و آلودگی هوا 29 ص

دانلود تحقیق فضا و شگفتی هایش 28 ص
دانلود تحقیق فضا و شگفتی هایش 28 ص

دانلود تحقیق ساختار و تركیب سنگهای آسمانی 21 ص
دانلود تحقیق ساختار و تركیب سنگهای آسمانی 21 ص

دانلود آلارم های فشار، مسیر هوا ‏ 30 ص
دانلود آلارم های فشار، مسیر هوا ‏  30 ص

پاورپوینت هوا شناسی 49 اسلاید
پاورپوینت هوا شناسی 49 اسلاید

پاورپوینت کنکاشی در سایت های هوا شناسی 50 اسلاید
پاورپوینت کنکاشی در سایت های هوا شناسی 50 اسلاید

بررسی سیر تحولات ستارگان
بررسی سیر تحولات ستارگان

بررسی آلودگی هوا
بررسی آلودگی هوا

پاورپوینت کنکاشی در سایت های هواشناسی
پاورپوینت کنکاشی در سایت های هواشناسی

پاورپوینت پیش بینی عددی وضع هوا
پاورپوینت پیش بینی عددی وضع هوا

کسب درآمد دائم بدون نیاز به سرمایه گذاری! با سیستم فروشگاه دهی سل یو کسب درآمد کنید.