دانلود تحقیق انتخاب روشی مناسب جهت بازسازی خلاء‌های آماری بارندگی

1-1- مقدمه و هدف اولین قدم در بررسیهای علمی- مهندسی مربوط به محیط نظیر پروژه های آبی،تحقیقات منطقه ای هواشناسی کشاورزی و نظایر آن ، مطالعات هواشناسی است، به طوریکه مطالعات سایر بخشها، مانند هیدرولوژی، سیلخیزی، فرسایش و رسوب ، و پهنه بندی های آگروکلیمایی وغیره 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 موجب بر آورد دقیقتر پارامترهای هدف و تقلیل هزینه های اجرایی طرحها می گردد.

از آنجا که آمار هواشناسی و به ویژه بارندگی در ایران با خلاء‌های گسترده ناشی از عدم دیده‌بانی یا مشکوک بودن ارقام 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 حتی الامکان نزدیک باشد.

1-2- فرایند بارش و ویژگی‌های آن 1-2-1- بارش بارش شامل کلیه نزولات جوی مانند باران، برف و تگرگ می‌باشد که در اقلیم های مختلف باران و یا برف قسمت عمده از آن را تشکیل می‌دهد.

بارش یکی از ورودی های اصلی 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 است و حتی گاهی در یک بارندگی کوتاه مدت بیش از 50% بارندگی سالانه بوقوع می‌پیوندد.

1-2-2- فرایند بارش 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 یا در اثر کاهش دمای هوا حاصل می‌شود 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 عبارت از تبخیر، تراکم و بارندگی هستند.

تفاوت تبخیر و تراکم امری واضح و روشن است ولی تفاوت تراکم و بارندگی توضیح بیشتری نیاز 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، این عمل تا آنجا ادامه می یابدکه 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.

گاهی 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) چرخه تراکم، ریزش، تبخیر و صعود به طور متوسط حدود 10 بار قبل از اینکه قطره به اندازه بحرانی حدود 1/0 میلیمتر برسد اتفاق می‌افتد.

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 منبسط 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 جابجایی 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،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 اغتشاشات سیکلونی می‌باشد.

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 با بارندگی کمتر در پشتکوه می‌گردد.

ج- بارندگیهای جبهه‌ای[6] این بارندگیها در سطح تماس (جبهه) توده‌های هوایی که دارای دما 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 سیکلون 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.

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 می‌نامند.

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 کوهستانی دارد، در کوهپایه‌ها 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.

گرچه 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 سیکلونهای 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 است 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 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 سیکلونها 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 شکل و موقعیت کارهاست.

تغییرات مکانی بارندگی در مقیاس منطقه‌ای صرفنظر از تغییر بارش با عرض جغرافیایی ،در مقیاس منطقه‌ای بارندگی با توجه به عوامل منطقه‌ای و محلی نیز 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 ،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، 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.

زیرا آب قابل بارش جو کمتراست و ذرات نمکی بزرگتر که از اقیانوسها نشأت می‌گیرد و هستکهای تراکم بهتری نسبت به گرد و غبار و ذرات ریز زمینی هستند در جو وجود ندارد (اهرنس، 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).

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 کرد: - نوسانات دراز مدت - نوسانات دوره‌ای - نوسانات نامشخص تغییرات دراز مدت نزولات جوی در اثر تغییراتی که در آب و هوای یک منطقه اتفاق می‌افتد بروز می‌کند.

مانند تغییراتی که پس از دوره یخبندان بوجود آمده است.

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

چنانچه مقدار بارندگی در یک زمان بخصوص مثل فروردین ماه را در نظر بگیریم مشاهده می‌کنیم که مقدار آن در هر سال متفاوت است.

چنین تغییراتی را نوسانات نامشخص یا تصادفی می‌گویند (علیزاده، 1381).

1-2-7- شبکه بارانسنجی و تعداد ایستگاههای مناسب در یک منطقه دیدیم که بارندگی در بعد مکانی بسیار متغییر است به طوریکه ممکن است برای یک نقطه بخصوص هیچ مشاهده‌ای در دسترس نباشد (تامپسون و سانسوم، 2003).

کارکرد اصلی مقادیر بارندگی نمونه‌گیری توزیع بارندگی در مکان و زمان است.

برای بسیاری از اهداف اقلیم‌شناسی، مقادیر حاصل از بارانسنجها به عنوان شاخص بارش حقیقی در نقطه مشخص به کار می‌رود.

مقدار اندازه‌گیری شده ممکن است همان بارش حقیقی که در نبود بارانسنج می‌توانست رخ دهد باشد یا نباشد در هیدرولوژی مقدار آبی که واقعاً به سطح زمین می‌رسد اندازه بدست آمده از یک باران سنج یا شبکه‌ای از آنهاست (رادا، 1970).

برای اهداف اقلیم‌شناسی دوره اندازه‌گیری از روزانه تا ماهانه و سالانه متغییر است.برای مطالعات فرسایش خاک و رواناب به اندازه‌گیری شدت بارندگی در مدت یک ساعت یا کمتر احتیاج است.

اندازه‌گیری بارندگی برای بارانهای سنگین یا پیش‌بینی سیل‌های سریع به دوره‌هایی از چند دقیقه تا چند ساعت احتیاج دارد.

گرچه بارانسنجهای پیشرفته و با واکنش سریع، ساخته شده‌اند شبکه‌ها محدودند و داده‌ها فقط برای مدت کوتاهی در دسترسند.

در واقع شبکه گسترده‌ای که برای یک هدف (مثلاً اقلیم شناسی) بوجود می‌آید باید اهداف دیگری (هیدرولوژی و ...) را نیز پوشش دهد.

سیستم اندازه‌گیری برای یک نوع بارش (باران) ممکن است برای اشکال دیگر بارش (برف) ناکافی باشد.

یا دقت متفاوتی داشته باشد.

بنابراین موضوعی که در اکثر مطالعات هیدرولوژیکی به آن توجه می‌شود اینست که برای تخمین بارندگی در یک منطقه چه تعداد ایستگاه باید در شبکه بارانسنجی گنجانده شود و مکانیابی آنها چگونه باشد.

زیرا نقاط نمونه‌گیری یک منطقه بستگی به دقت اندازه‌گیری منطقه‌ای دارد.

چنانچه تعداد ایستگاهها کم باشد، تخمین دقیق نخواهد بود و اگر بیش از تعداد مورد نیاز باشد مخارج اضافی دربر خواهد داشت.

سازمان جهانی هواشناسی بر اساس اقتصاد کشورها و مناطق مختلف توصیه‌های متفاوتی دارد: الف) در مناطق مسطح و با آب و هوای معتدل یک ایستگاه برای 900-600 کیلومتر مربع.

در کشورهای فقیر یک ایستگاه برای 3000-900 کیلومتر.

ب) در مناطق کوهستانی با آب و هوای معتدل، یک ایستگاه در هر 250-100 کیلومتر از نظر ارتفاع نیز حداقل یک ایستگاه در فاصله تراز 500 متر لازم است.

در شرایط دشوار یک ایستگاه به ازاء هر 1000-250 کیلومتر مربع.

ج) در مناطق کویری یک ایستگاه به ازاء هر 10000-1500 کیلومتر مربع.

در حوزه‌های آبریز که به منظور اجرای طرحهای هیدرولوژی مورد مطالعه قرار می‌گیرند، تعداد ایستگاههای بارانسنجی به وسعت حوزه و دقت مورد نیاز در تخمین بارندگی بستگی دارد.

از لحاظ رابطه بین وسعت منطقه و تعداد ایستگاهها می‌توان از توصیه زیر استفاده کرد.

در مطالعات دقیق آبخیزداری و فرسایش و هیدرولوژی کشاورزی شبکه مورد نیاز برای ایستگاههای بارانسنجی باید بسیار فشرده باشد پیشنهاد سازمان حفاظت خاک آمریکا چنین است (علیزاده، 1381): از طریق آماری نیز تعداد ایستگاههای مناسب به نحوی که بتوان با احتمال خطای معینی بارندگی متوسط را به دست آورد از فرمول زیر قابل محاسبه است: N= تعداد ایستگاه لازم C.V%= درصد ضریب تغییرات بارندگی در ایستگاه موجود E%= درصد اشتباه مورد انتظار در تعیین بارندگی متوسط منطقه (مهدوی، 1377) 1-2-8- تجزیه و تحلیل بارندگی منطقه ای قبل از انجام هر گونه تجزیه و تحلیل آمار های منطقه ای بارندگی باید اعمال مقدماتی زیر انجام گیرد.

انتخاب پایه زمانی مشترک کنترل کیفیت و بررسی همگنی دادهها بازسازی نواقص وجود تعداد سالهای آماری متفاوت برای ایستگاهها، مربوط به تاسیس آنها در سالهای متفاوت می باشد.

آمار یک ایستگاه ممکن است مربوط به یک دوره خشک باشد و آمار ایستگاه دیگر مربوط به دوره پر باران، در نتیجه استفاده از اینگونه آمار که از نظر زمانی هم سنخ نیستند منجر به ایجاد خطا در محاسبات می گردد، بنابر این لازم است یک پایه زمانی مشترک و اپتیمم انتخاب شود.

آمار موجود از نظر کیفیت با استفاده از روشهایی کنترل می گردد، از قبیل مقایسه نظری آمار همزمان ایستگاههای مختلف ، کنترل مقادیر خیلی کم یا خیلی زیاد، کنترل اعداد جا افتاده از جدول ، استفاده از منحنی های گرادیان در منطقه و کنترل نقاطی که در فاصله زیادی از آن قرار می گیرند.از نظر همگنی نیز آمار باید مورد بررسی قرار گیرد.

اغلب در یک دوره طولانی بر اثر تعویض دستگاه انداز گیری ، جابجایی ابستگاه ، تعویض مامور آمار برداری و یا از بین رفتن حریم ایستگاه ناشی از احداث ساختمان و یا رشد درختان در اطراف آن ، آمار همگنی خود را از دست می دهد که برای این منظور از روش منحنی جرم مضاعف (Double mass curve)، آزمون توالی(Runs test) و یا روش فیشر استفاده می گردد.

تاریخ تاسیس ایستگاهها در یک منطقه با یکدیگر متفاوت بوده و از طرفی نقایص احتمالی دستگاهها ، عدم ثبت آمار توسط دیده بان ، حذف آمار مشکوک توسط کارشناس خبره ، از بین رفتن ایستگاه در اثر سوانح طبیعی و غیره باعث می گردد تا پس از انتخاب پایه زمانی مشترک آمار ناقص بازسازی یا تطویل گردد.

2-1- مرور منابع تحقیق درباره خصوصیات بارندگی اعم از ارتفاع ، شدت ، مدت ، فراوانی وقوع و… با توجه به نبود و کمبود آمار و اطلاعات اولیه و در صورت وجود نیز معمولاً به علت خلاء ها و نواقص گسترده با مشکلاتی توام است.

دسترسی به داده های صحیح و کامل بارندگی در بررسی و پژوهشهای آب و خاک اهمیت زیادی دارد.

این داده ها عامل تعین کننده پارامترهایی چون زمان کشت محصول ، زمان جوانه زنی ، آب مورد گیاهان و زمان عملیات زراعی است.

در ایران شمار ایستگاههای هواشناسی کافی نبوده و در ضمن اینکه از توزیع مکانی مناسبی برخوردار نیستند، اغلب نیز به دلیل وجود خلاء های آماری قابل استفاده نیستند.

بنابراین اغلب برای بررسی بسیاری از پروژه ها یا هیچ اطلاعی از بارندگی در دسترس نیست که در این صورت لازم است مقادیری برای آن برآورد شود یا در صورت داشتن آمارو اطلاعات اولیه نواقصی مشاهده می گردد که در این صورت اقدام به بازسازی این نواقص می شود.

بدین لحاظ روشهای بازسازی خلاءهای آماری و روشهای میانیابی جدا از هم نیستند.

در ادامه خلاصه تعدادی از تحقیقات انجام گرفته در این زمینه ارائه می گردد.

لوکاس و همکاران (2004) از تکنیک های میانیابی مناسب برای برآورد سالانه و ماهانه در حوزه رودخانه پینوس استفاده کردندکه مساحت آن در حدود 9500 کیلو متر مربع است و منطقه ای کشاورزی است که توسط کوهها احاطه شده است.

روشهای میانیابی استفاده شده شامل مدلهای رگرسیون و عکس مجذور فاصله و اسپلاین ها و مدلهای زمین آمار(کریجینگ معمولی و کریجینگ جهانی) و مدلهای تلفیقی بود.

یو و همکاران (2004) از دو روش عکس مجذور فاصله و رگرسیون برای تخمین دادهها بر اساس ایستگاههای مجاور استفاده کردندو این دو روش را ارزیابی کرده و مقادیر تخمین زده شده را با مقادیر اندازه گیری شده واقعی مقایسه نمودند.

آنها ضریب کارایی ، واریانس ، ریشه میانگین مربع خطا و خطاهای سیستماتیک و غیر سیستماتیک را محاسبه کردند و به این نتیجه رسیدند که روش رگرسیون در نواحی کوهستانی مناسبتر از عکس مجذور فاصله بود ضمن اینکه هر دو روش در مواردی که تعداد ایستگاههای هواشناسی پراکنش کمی داشت ناتوان بودند.

اسچمیدلی و همکاران (2001) به بازسازی آمار بارندگی در توپوگرافی های مختلف پرداختند.آنهاابتدا مدلهای بازسازی را برای دوره 15 ساله کالیبره کردند و سپس برای سالهای 1990-1971 ارزیابی نمودند.در این بررسی از روش EOF برای بازسازی استفاده گردید.

دسکروئیکس و همکاران (2001) در مقاله خود روشهای مختلف پهنه بندی بارندگی را تشریح و مقایسه کردند.

آنها روشهای کریجینگ و کو کریجینگ را جزء روشهای معمول تر و مناسبتر برای میانیابی و بازسازی داده ها دانسته اند.آنها به منظور تعین اولین سری مناطق همگن در شمال غرب مکزیک تغییرات ارتفاعی مقادیر بارندگی را با یک رگرسیون ساده تعریف کردند.

بهمین ترتیب تحلیلهای آماری متفاوتی را با استفاده از تمام داده های موجود از ایستگاههای اندازه گیری باران مانند ارتفاع ، فاصله از دریا ، نوع توپوگرافی و پوشش گیاهی منطقه انجام دادند.آنالیز تابع ارتوگونال تجربی (EOF) و آنالیز فاکتوریل تشابه ها(FAC) انواع دیگری از پهنه بندی است.

دسکروئیکس و همکارانش نتیجه گرفتند که متغییرهای تشریح کننده توزیع مکانی بارندگی ، عرض جغرافیایی و فاصله از اقیانوس آرام هستند.

آنهاحوزه مذکور به سه ناحیه اقلیمی که با توجه به مقدار بارش تعریف می شود تقسیم شد: بیابان و یک محدوده نیمه خشک که با آنالیز تشابه خود به دو زیر ناحیه تقسیم شد.

کریاکیدکس و همکاران (2001) یک چهار چوب زمین آماری برای شرکت دادن متغییرهای جو پایین و خصوصیات منطقه ای در میانیابی بارندگی ارائه کردند.

متغییرهای جو پایین ملاحظه شده شامل رطوبت مخصوص و باد می باشند.

چند شکل میانیابی مکانی (کریجینگ) برای ترسیم نقشه متوسط فصلی بارش روزانه از اول نوامبر 1981 تا 31 ژانویه 1982 با توان تفکیک یک کیلومتر استفاده شد.

سپس مقیاسهای میانیابی مختلف با استفاده از روش تایید متقابل مقایسه گردید.نتایج نشان داد ، دخالت دادن اطلاعات منطقه ای و جو پایین در چهار چوب زمین آماری می تواند به ارائه توزیع مکانی دقیقتری از بارش نسبت به تحلیلهایی که تنها بر اساس داده های باران سنجی به دست آمده اند، منجر شود.

با این حال اهمیت پیشرفتهای اخیر بستگی به تراکم ایستگاههای بارانسنجی و تغییرات مکانی بارندگی وغیره دارد.

کاستلک و کاسملج (2000) هدف از تحقیق خود را یافتن مناسبترین روش برای میانیابی مکانی میانگین سالانه بارندگی(MYP) در یک شبکه منظم با توان تفکیک یک کیلومتر ذکر کرده اند.

آنها روش کریجینگ جهانی(UK) را انتخاب و وابستگیMYP با متغییرهای جغرافیایی مثل طول و عرض جغرافیایی و ارتفاع ملاحظه گردید.

گرایش مثبت MYP با ارتفاع و گرایش منفی آن با طول جغرافیایی در میانیابی مکانی به حساب آورده شد.

تجزیه و تحلیلهای صورت گرفته نشان داد که نتایج برای قسمت شرقی منطقه مورد مطالعه بهتر از مناطق کوهستانی غربی است زیرا در مناطق کوهستانی که تغییرات مکانی MYP زیاد است پراکنش ایستگاهها کم می باشد.

هولاو و همکاران (1999) داده های بارندگی روزانه از 456 ایستگاه در یک دوره 20 ساله را جمع آوری و برای تهیه واریوگرامها استفاده نمودند.

در ابتدا از داده های پایه هر ایستگاه اجزای لازم واریوگرام که آستانه ، حدود تغییرات و اثر قطعه ای هستند محاسبه شد.

واریوگرام رفتار زمانی یا مکانی یک متغییر مانند بارش ، دما و از این قبیل را بررسی می کند.

هدف اصلی این مقاله تشریح ساختار مکانی پارامترهای واریوگرام از سری های زمانی منفرد است.

البته چندین روش دیگر برای تهیه اطلاعات کافی از اندازه گیری های نقطه ای وجود دارد.

مشخص شده که روش کریجینگ برای میانیابی ، نتایج معقول تری نسبت به بقیه روشهای میانیابی ارائه می دهد.

هارت کمپ و همکاران (1999) روشهای میانیابی داده های اقلیمی را در ناحیه ای وسیع به منظور استفاده در تحقیقات کشاورزی امتحان کردند.آنها سه روش زیر را مورد استفاده قرار دادند.

1-IDWA TPSS-2 Co-Kriging-3 در این مطالعه از آمار 200 ایستگاه هواشناسی و مدل رقومی ارتفاع با سلولهای شبکه یک کیلومتری استفاده شد.

پس از ارزیابی روشهاآنها روش TPSSرا برای میانیابی متغییرهای اقلیمی توصیه نمودند.

ابب و همکاران(2000) برای بازسازی بارندگی های مفقوده منطق فازی را بکا ر بردند، آنها از آمار سه ایستگاه بارانسنجی واقع در شمال ایتالیا استفاده کردند و این روش را با روشهای شبکه عصبی مصنوعی و نسبت نرمال مقایسه نمودند.

نتایج نشان داد که منطق فازی نسبت به دو روش دیگر خطای کمتری ایجاد کرد.

تبیوس و سلاس (1985) مقایسه ای از روشهای میانیابی در نبراسکا و شمال کانزاس انجام دادند که شامل چند ضلعی تیسن، میانیابی پلی نومیال ، عکس مجذور فاصله، میانیابی مولتی کوادرات،میانیابی بهینه و کریجینگ می شد.

محدوده مورد مطالعه 52000 کیلومتر مربع وسعت داشت و از آمار 30 ساله 29 ایستگاه استفاده کرده بودند.

میانیابی بهینه و کریجینگ بهترین روشها و میانیابی پلی نومیال بدترین نتایج را داد.

در تخمین میانگین ، روش چند ضلعی تیسن و روش عکس فاصله قابل مقایسه بود و کمترین خطای میانیابی را دادند.

کنوا و همکاران از روشهای کریجینگ و کو کریجینگ و عکس فاصله برای تخمین ماکزیمم بارندگی روزانه در ناحیه ای کوهستانی در اسلوواکیا در دوره 2000-1951 استفاده کردند.

مهدیان و همکاران از روشهای مختلف میانیابی برای تخمین داده های بارندگی ماهیانه در ناحیه مرکزی ایران استفاده کردند.

هدف آنها تعین مناسبترین روش برای میانیابی در منطقه تحت بررسی بود.

در این پژوهش آنها از روشهای کریجینگ (معمولی، با لگاریتم داده ها و با متغییر کمکی) ، میانگین متحرک وزنی( با توانهای 1 تا 5) وTPSS( با توانهای 2 و 3 با و بدون متغییر کمکی) استفاده کردند و برای ارزیابی روشها تکنیک تایید متقابل به کار برده شد.بررسی نتایج پژوهش آنها نشان داد که شعاع تاثیر بارندگی ماهانه در ناحیه مرکزی ایران در حدود 450 کیلومتر است.

همچنین نتایج نشان داد که روش TPSS با توان 2 و با متغییر کمکی ارتفاع مناسبترین روش برای تولید داده های بارندگی ماهیانه است با تقسیم ناحیه مرکزی ایران به مناطق هم اقلیم و اجرای روش انتخاب شده در این نواحی دقت تولید داده در مقایسه با کل منطقه افزایش پیدا کرده است.

خلیلی(1376) در طرح جامع آب کشور به منظور بازسازی خلاءهای آماری بارندگی روش تک صفحه ای وصفحات مکرر را پیشنهاد داد.

بدین ترتیب که هر ایستگاه را به منزله نقطه ای در فضای سه بعدی در نظر گرفت که دارای طول ، عرض و بارندگی است.او 4 ایستگاه را در اطراف ایستگاه فاقد آمار در نظر گرفت.

در روش تک صفحه ای بر هر 4 ایستگاه یک صفحه با رعایت اصل کمترین مربعات عبور می کند، و با توجه به طول و عرض ایستگاه فاقد آمار مقداری برآوری می شود.

در روش صفحات مکرر بر هر سه ایستگاه یک صفحه عبور داده می شود و در حالات مختلف مقادیری متفاوت برای ایستگاه فاقد آماربرآورد می شود.

او این روشها را باسایر روشهای بازسازی شامل روش نسبت نرمال، نسبت سنگین ، همبستگی با بالاترین ضریب ، همبستگی های مکرر و همبستگی های چند متغیره مقایسه کرد.

نهایتاً با توجه به فاصله زیاد ایستگاهها روش همبستگی با دو یا سه متغیر را توصیه نمود.

3-1- محدوده مطالعاتی منطقه مورد مطالعه در این بررسی بخشی از البرز جنوبی در محدوده استان تهران می‌باشد، که با وسعتی حدود 18909 کیلومتر مربع بین تا درجه عرض شمالی و تا درجه طول شرقی واقع شده است.

3-1-1- جغرافیای طبیعی منطقه این منطقه توسط رشته کوههای البرز از استانهای گیلان و مازندران جدا شده است و در حقیقت ارتفاعات البرز همچون سدی بین استان تهران و استانهای شمالی کشور قرار گرفته است که طبعاً نحوه استقرار ارتفاعات البرز بر شرایط طبیعی و اقلیمی استان بسیار تاثیر می‌گذارد.

ارتفاع رشته کوههای البرز به طرف شرق افزایش می‌یابد و در البرز مرکزی به بلندترین نقطه خود یعنی قله دماوند با ارتفاع 5671 متر می‌رسد.

دشتهای استان از هشتگرد آغاز شده و تا دشت ورامین ادامه می‌یابد.

قسمتی از این دشت با ارتفاع 790 متر در جنوب استان پست‌ترین ارتفاع استان را در بر می‌گیرد.

مناطق جلگه‌ای و دشت‌های استان تهران با شیبی ملایم از شمالشرقی به طرف جنوب غربی کشیده شده و به سبب هموار بودن این مناطق، شرایط مناسب جهت فعالیت‌های کشاورزی و سایر فعالیتهای اقتصادی - اجتماعی بوجود آمده است.

3-1-2- رژیم بارندگی منطقه رژیم بارندگی منطقه مطالعاتی شکل عمومی رژیم بارانهای مدیترانه‌ای با ریزشهای متمرکز بر زمستان و خشکی منطبق بر تابستان را داراست.

با وجود تفاوتهایی بین مناطق جلگه‌ای و مرتفع و نیز جابجایی حداکثر اصلی از زمستان به بهار به چشم می‌خورد.

در دید کلی و بر اساس اطلاعات مربوط به ایستگاههای شبکه وزارت نیرو که تقویم آنها حسب ماههای ایرانی است در مقیاس منطقه‌ای حداقل متوسط بارندگی در شهریور و حداکثر آن در اردیبهشت ماه بوقوع می‌پیوندد که به ترتیب 7/0 و 8/16 درصد کلی بارشهای سالانه را تشکیل می‌دهند.