دانلود مقاله عناصر و عوامل هواشناسی

عناصر و عوامل هواشناسی : هوا به مفهوم تغییرات کوتاه مدت وضعیت جوی است با بررسی برخی خصوصیات مشخص اتمسفر که مدام در حال تغییر است و تعیین وضعیت آنها در هر لحظه ، می توان به وضعیت هوا پی برد .

متغیرهای مهم مؤثر در تعیین هوا عبارتند از : دما رطوبت دید افقی ، مه ، ...

نوع و مقدار بارندگی ابرها و وضعیت آسمان فشار هوا باد گزارشات مربوط به هوا براساس هفت مورد فوق انجام و تهیه می شود از عوامل ذکر شده ابر و جهت باد از همه بیشتر در پیش بینی های کوتاه مدت جوی مؤثر است.

عناصر جوی کاملاً با یکدیگر در ارتباط اند از بین عوامل هواشناسی هوا مهمترین عاملی است که تغییرات آن باعث تغییر در سایر عناصر می گردد.

عناصر و عوامل اقلیم شناسی : دما ، رطوبت ، فشار و تابش خورشید هر کدام یک عنصر اقلیمی به حساب می آیند.

اما عامل اقلیمی ، عاملی است که در فضای مورد مطالعه تأثیر داشته باشد مانند : ارتفاع جهت پوشش گیاهی گاهی یک عنصر اقلیمی می تواند عاملی برای عنصر دیگر باشد مثلاً دما برای رطوبت ، رطوبت برای ابرناکی و ابرناکی برای تابش روش و هدف مطالعه : در این پروژه درسی سعی شده است تا در حد امکان پارامترهای هوا اقلیم شناختی منطقه طزرجان اندازه گیری شود پارامترهایی شامل بارش، دما ، خشکسالی ، تبخیر و تعرق و باد در این منطقه اندازه گیری شده است و روال کار به این صورت بوده است: انتخاب ایستگاهها و انتخاب پایه زمانی و پراکندگی ایستگاهها جمع آوری اطلاعات و آمار انجام کارهای آماری روی داده ها به روش های معروف و آشنا نتیجه گیری و هدف این تحقیق ، کمک به تصمیم گیری و ارائه راهکارهایی برای مدیران و مردم منطقه می باشد .

ویژگی های منطقه : به طور کلی موقعیت جغرافیایی یک منطقه عامل مهمی در اقلیم آن منطقه به حساب می آید ، اینکه منطقه از نظر موقعیت در کدام یک از تیپ های کوهستانی ، دشت ویلا یا قرار دارد و هر کدام از این تیپ ها چه اقلیمی دارند پستی و بلندی ، عرض جغرافیایی ، دوری و نزدیکی به دریا، واقع شدن در مسیر توده های هوای سرد و گرم و یا خشک و مرطوب ...

فاکتورهای متعددی است که در تعیین اقلیم منطقه دخالت دارند حوزه طرزجان در عرض جغرافیایی ، الی شمالی و طول جغرافیایی الی شرقی قرار دارد.

بالاترین ارتفاع این منطقه 3750 متر و پایین ترین نقطه (خروجی) این منطقه 2066 متر می باشد.

حدود وسعت حوزه طزرجان حوزه آبخیز داری طزرجان دارای مساحت 14/29 کیلومتر مربع است این حوزه دارای محیط 61/24 کیلومتر می باشد طول آبراهه اصلی می باشد .

ارتفاع میانگین وزنی حوزه متر می باشد بیشترین مساحت حوزه را شیب های تشکیل می دهد.

پوشش غالب حوزه راArtimisia Siberi تشکیل می دهد درصد پوشش حوزه 15% می باشد.

بارش : منظور از بارش و بارندگی کلیه نزولات جوی است که به سطح زمین وارد می شود از زمانی که یک قطره باران در هوا تشکیل می شود تا موقعی که به سطح زمین می رسد پدیده هایی رخ می دهد که بیشتر در قلمرو علم هواشناسی است اما هنگامی که به سطح زمین می رسد به عنوان اساسی ترین عنصر چرخه هیدرولوژی به حساب می آید.

قبل از هر گونه بارش باید تراکم رطوبت به شکل ابر صورت گیرد حداقل سه شرط برای تراکم رطوبت و تولید قطرات باران الزامی است .

1- رطوبت کافی در هوا وجود داشته باشد .

2- هسته هایی که رطوبت بتواند اطراف آن ها متراکم شود در اتمسفر وجود داشته باشد.

3- هوا به صورت دینامیک سرد شده و دما به زیر نقطه شبنم برسد.

سرد شدن دینامیک هوا به طرق مختلف صورت می گیرد که از آن جمله عبارتند از : 1- انبساط بی دروهوا 2- برخورد توده هوا با خصوصیات مختلف 3- تصادم یک توده هوای مرطوب به جسم سردی مانند هوا انواع مختلف بارش : باران یا Rain باران ریزه یا Dizzle برف یا Snow ؟

برف یا snow Flake تگرگ یا Hail یخ پوش شفاف یا Glaze اندازه گیری نزولات جوی منظور از اندازه گیری بارندگی تعیین مقدار ارتفاع آب حاصله از نزولات جوی در سطح زمین است اندازه گیری باران قدمتی 2000 ساله دارد اولین اندازه گیری های ساده بارندگی از 400 سال قبل از میلاد مسیح در هندوستان آغاز گردید اما نخستین باران سنج که به صورت امروزی در دنیا نصب شده است مربوط به سال 1400 میلادی در کشور کره می باشد ثبت خودکار بارندگی نیز از سال 1600 در انگلستان آغاز گردید.

با توجه به این که روی یک حوضه اندازه گیری تمام باران ها امکان پذیرنیست بنابراین به اندازه گیری نمونه ای اکتفا می شود و سپس آن را به کل منطقه تعمیم می دهیم.

هر بارش مشخصاتی دارد: مدت بارندگی مقدار بارندگی شدت بارندگی فراوانی وقوع سطح بارش تعداد باران سنج ها در شبکه باران سنجی : مسئله ای که حداکثر مطالعات هیدرولوژیکی و هوا اقلیم شناسی به آن توجه می شود تعداد ایستگاهها در یک منطقه است با توجه به اینکه در صورت کم بودن ایستگاهها تخمین دقیق نخواهد بود و اگر زیاد باشد هزینه اضافی در برخواهد داشت .

توصیه های سازمان جهانی هواشناسی : 1- در مناطق مسطح و آب و هوای معتدل یک ایستگاه در هر 600 تا 900 کیلومتر مربع کافی است و اما در بعضی کشورها به دلایلی مثل فقدان راههای ارتباطی و ...

در هر 900 تا 3000 کیلومتر مربع یک ایستگاه نیز قابل قبول است .

2- در مناطق کوهستانی با آب و هوای معتدل یک ایستگاه در هر 100 تا 25 کیلومتر مربع کافی است ضمناً از نظر ارتفاع باید حداقل یک ایستگاه در هر فاصله تراز 500 متری وجود داشته باشد در مناطق دور تا یک ایستگاه به ازای هر 250 تا 1000 کیلومتر مربع نیز قابل قبول است .

3- در مناطق کویری به ازای هر 1500 تا 10000 کیلومتر مربع کفایت می کند.

(جداول و نمودار در فایل اصلی موجود است) CV : ضریب تغییرات بارندگی سالانه منطقه برحسب تعداد ایستگاههای موجود و داده های آماری آن ها E: درصد اشتباه مجاز در تخمین میانگین بارندگی منطقه N: تعداد ایستگاههای باران سنجی لازم انتخاب ایستگاههای هواشناسی برای مطالعه بارندگی حوزه: اولین قدم برای انتخاب ایستگاههای هواشناسی تهیه نقشه 250000: 1 منطقه است سپس نام ، نوع ، مختصات ، ارتفاع و سال تأسیس تمام ایستگاههای هواشناسی استان را جمع آوری کرده و سپس با توجه به مرز حوزه که روی نقشه بسته شده است و با در نظر گرفتن این پارامترها ، ایستگاههای مناسب را انتخاب می کنیم.

قرار گرفتن در حوزه نزدیکی به حوزه قرار گرفتن در دامنه ارتفاعی حوزه قرار گرفتن در عرض های جغرافیایی حوزه داشتن سال های آماری طولانی .

لیست ایستگاههای انتخاب شده در جدول صفحه بعد آمده است .

انتخاب پایه زمانی مشترک : برای اینکه مشاهدات گوناگون مورد استفاده هواشناسی و اقلیم شناسی قرار گیرد باید به قدر کافی صحیح باشد و قابل مقایسه نیز باشند بنابراین مشاهدات باید در یک زمان و در یک شرایط انجام شود.

برای مثال نمی توان آمار سال های 47 تا 57 ایستگاه A را با آمار 57 تا 67 ایستگاه B مقایسه کرد اگر چه داده های هر دو ایستگاه صحیح و کامل باشد.

رسم نمودار پایه زمانی مشترک : برای رسیدن به یک پایه زمانی مشترک ، بایستی تمام ایستگاههای انتخاب شده نمودار میله ای افقی رسم نماییم به طوری که محور افقی آن شماره سال و محور عمودی آن نام ایستگاهها باشد میله ها را در آن سال هایی که آمارشان موجود است رسم می کنیم سپس با توجه به نمودار مقطع زمانی مشترک را انتخاب می کنیم به طوری که چندین ایستگاه را شامل شود.

برای رسیدن به یک پایه زمانی مشترک ، بایستی تمام ایستگاههای انتخاب شده نمودار میله ای افقی رسم نماییم به طوری که محور افقی آن شماره سال و محور عمودی آن نام ایستگاهها باشد میله ها را در آن سال هایی که آمارشان موجود است رسم می کنیم سپس با توجه به نمودار مقطع زمانی مشترک را انتخاب می کنیم به طوری که چندین ایستگاه را شامل شود.

نمودار رسم شده در صفحه بعد آمده است .

جمع آوری داده ها : پس از انتخاب ایستگاهها و پایه زمانی مشترک به سازمان های ثبت آمار و اطلاعات اقلیمی مراجعه کرده و داده های مورد نظر را می گیریم .

هم چنین آمار ایستگاههای سینوپتیک و کلیماتولوژی طبق تاریخ میلادی بر روی سایت هواشناسی کشور به آدرس http://www.irimo.ir موجود می باشد.

لیست آمار اخذ شده به شرح جداول در صفحات بعد آمده است .

کنترل صحت آزمون همگنی داده ها : قبل از اینکه اقدام به تجزیه و تحلیل داده ها شود لازم است از کیفیت و صحت داده ها اطمینان حاصل کنیم .

در مجموع می توان دو نوع اشتباه را در نظر گرفت .

1- بعضی از اشتباهات مستقیماً تیک بوده و از نقص دستگاه و شرایط کار آن می باشد.

2- اشتباهات دیگر از کیفیت و شرایط مشاهده می شود.

آزمون همگنی : برای تشخیص این که آیا ارقام و داده ها همگن است یا خیر روش های زیادی وجود دارد.

- روش ترافیکی : معمول ترین روش گرافیکی که به منظور یکنواختی داده ها به کار می رود روش جرم مضاعف Double Mass است و معمولاً برای همگنی داده های بارش به کار می رود که به صورت زیر است : 1- داده های ایستگاه A را که قرار است مورد آزمون قرار گیرد به ترتیب سال وقوع ردیف می کنیم .

2- میانگین آمار ایستگاههای مجاور را نیز مشابه ایستگاه A ردیف می کنیم .

3- مقادیر تجمعی را برای ایستگاه A محاسبه می کنیم.

4- مقادیر تجمعی را برای مجاوران نیز محاسبه می کنیم .

5- در یک محور مختصات محور افقی را به تجمعی میانگین ها و محور عمودی را به داده های تجمعی ایستگاه A اختصاص می دهیم.

6- سپس نقاط فاصله را به هم متصل کرده و اگر خط مستقیم شد داده ها همگن است و در صورت تغییرات فاحش ، شیب خط تغییر کرده و بر عدم همگنی داده ها دلالت دارد.

مقدار اصلاح شده داده ها از فرمول روبه رو نیز محاسبه می شود.

: داده های ایستگاه A : داده های اصلاح شده برای ایستگاه : شیب خطی که داده های مربوط به آن صحیح است.

: شیب خطی که داده ها باید اصلاح شود.

همان طور که دیده می شود در نمودار بناک سادات ، در شیب خط تغییرات زیادی وجود دارد که این شکستگی نشان دهنده ناهمگنی است .

قسمت دوم نمودار جدیدتر است چون امکانات و دستگاههای بهتر و دقیق تری برای اندازه گیری است پس قسمت دوم درست است و قسمت اول باید اصلاح شود برای استفاده از فرمول نیاز به شیب خط داریم که عبارت است : با استفاده از شیب های به دست آمده از فرمول فوق استفاده می کنیم البته ضریب اصلاح کننده را محاسبه کرده و با ضرب در سال های بین تا در آن عدد صحیح به دست می آید و سپس از ضریب ضریب در داده ها یک بار دیگر نمودار جرم مضاعف بنادک سادات را رسم می کنیم .

سپس ضریب را در تمام داده های آماری ضرب کرده تا مجموع آن ها برابر مقدار بارش سالیانه تصحیح شود.

روش غیرگرافیکی یا غیر نموداری (روش ران تست) در مورد ایستگاههایی انتخاب شده ما نمی توانیم این آزمون را انجام دهیم و به فرض گرفتن میانه به عنوان معیار وسط با 8 سال آمار ، 4 تا داده بیشتر و 4 تا داده کمتر از میانه داریم به عبارت دیگر در این صورت ما به ازای آن در جدول حدود u نداریم .

بازسازی و تخمین داده های ناقص هدف از بازسازی داده ها ، برآورد داده های سالها ، ماهها یا زمان به خصوصی است که داده های آن ثبت نشده است به علل سیل ، زلزله ، خرابی دستگاه و ...

روش های بازسازی داده ها روش درون یابی Interpolation روش نسبت ها روش میانگین گیری روش گرافیکی ویژگی های آماری هر ایستگاه آمار و احتمالات در هواشناسی عناصر هواشناسی پارامترهای احتمالی می باشند و چگونگی وقوع آن ها در آینده ، تابعی از خصوصیات آماری وقوع آن ها در گذشته است بنابراین ، پیش بینی وضعیت آب وهوایی منطقه تنها با تجزیه و تحلیل های آماری امکان پذیر است .

مشخصات آماری داده های هواشناسی: متغیرهای هواشناسی از پارامترهایی تشکیل می شوند که به صورت تصادفی رخ می دهند .

به منظور شناخت علمی این متغیرهای ، لازم است مشخصات آن ها محاسبه می شود.

پارامترهای توصیف آماری بر دو قسم اند : 1- معیارهای تمایل مرکزی یا Central Tendency میانگین حسابی یا ریاضی یا Arithmetic Mean میانگین وزنی یا Weighting Mean میانگین هندسی یا Geometric Mean میانگین هارمونیک یا Harmonic Mean میانگین متحرک یا Moving Mean میانگین برداری یا Vectorial Mean میانه یا Median نما یا Mode 2- معیارهای پراکندگی یا Disperion این پارامترهای آماری نشان دهنده چگونگی تغییرات یا پراکندگی داده ها در اطراف میانگین می باشند .

دامنه تغییرات یا Range انحراف از میانگین یا Mean Divintion واریانس یا Variance انحراف از معیار یا Standard Divintion ضریب تغییرات یا Coefficient of variation چولگی Skewness میانگین حسابی یا ریاضی یا Arithmetic Mean میانگین تخمینی از متغیرهاست که احتمال وقوع آن در آینده بیشتر از هر مقدار دیگری می باشد میانگین حسابی که به اختصار به آن میانگین می گوییم معمولی ترین میانگین می باشد که از فرمول زیر محاسبه می شود.

میانگین هندسی یا Gometric Mean در این روش ریشه n ام حاصل ضرب n متغیر محاسبه می شود .

میانگین هارمونیک یا Harmonic Mean دراین روش میانگین گیری از فرمول زیر استفاده می شود.

میانه یا Median عددی که توسط یک سری ارقام ردیف شده قرار گیرد را میانه گوییم به شرط آنکه اعداد صعودی یا نزولی مرتب شده باشند اگر تعداد اعداد مرتب شده برابر n باشد و n زوج باشد میانه برابر میانگین (n/2)+1,n/2 است و چنانچه n فرد باشد (n/2)+1 میانه می باشد.

نما یا Mode بیشترین مقدار در یک سری آماری از نظر وقوع را مد می گویند اگر متغیرها از نوع پیوسته باشند مانند بارندگی ، نما منطبق بر میانگین است .

دامنه تغییرات یا Range عبارت است از اختلاف بین کوچکترین و بزرگ ترین اعداد در سری آماری .

دامنه تغییرات ساده ترین پارامتر پراکندگی داده هاست.

انحراف از میانگین یا Mean Divintion عبارت است از متوسط انحراف داده ها از میانگین ، از فرمول زیر محاسبه می شود.

واریانس یا Variance از فرمول فوق محاسبه می شود .

انحراف از معیار یا Standard Deviation جذر واریانس می باشد انحراف از معیار معمولی ترین معیار پراکندگی داده ها از انحراف معیار است .

ضریب تغییرات یا Ceofficient Variation معیاری از تغییرات نسبی داده ها نسبت به میانگین می باشد که از فرمول زیر محاسبه می شود.

چولگی Skewness چولگی نمایه ای است که می تواند درجه تقارن داده ها را در اطراف میانگین بررسی کند.

چولگی ممکن است مثبت ، منفی یا صفر باشد.

برای محاسبه مقدار چولگی از فرمول زیر استفاد می شود.

اگر داده ها از 50 بیشتر باشد برای هر ایستگاه این پارامترها محاسبه شده است که در صفحات بعدی می آید.

بارندگی متوسط سالیانه منطقه متوسط بارندگی سالانه یا Mean Annual Rainfall به مقدار کل بارندگی گفته می شود که به طور متوسط در طول یک سال در سطح حوزه باریده است .

داده های باران سنجی مربوط به یک نقطه است و برای تعمیم آن به مساحت حوزه از سه روش زیر استفاده می شود.

روش میانگین گیری ریاضی : ساده ترین روش برای محاسبه بارندگی در یک منطقه مسطح با باران سنج هایی که در فواصل تقریباً مساوی قرار دارند می باشد و عبارت است از: که در آن بارندگی در ایستگاههای ...

و 2و 1 می باشد.

برای محاسبه بارندگی متوسط حوزه طزرجان ، ما ایستگاههایی که در فاصله نزدیک تر قرار داشتند را انتخاب کردیم .

روش استفاده از خطوط ؟

و هیستومتری : خط همباران مکان هندسی تمام نقاطی است که مقدار بارندگی آن برای یک دوره مشخص ، یکسان می باشد در این روش برای برآورد مقدار بارندگی متوسط سالانه استفاده می شود.

روال کلی کار به این صورت است : تعیین موقعیت ایستگاهها روی نقشه تعیین متوسط بارندگی در هر ایستگاه ایستگاههای مجاور را به هم وصل می کنیم .

خطوط همباران بین ایستگاهها را رسم می کنیم.

بارندگی ناحیه های محصور بین دو خط هم باران برابر است با میانگین مقدار دو خط هم باران برای رسم خطوط همباران در مناطق کوهستانی برای رسم خطوط همباران روش ساده تری وجود دارد و آن استفاده از معادله گرادیان بارندگی و نقشه توپوگرافی منطقه است.

در این روش عملیات زیر انجام می شود: 1- در یک دستگاه محور مختصات ، تغییرات بارندگی در هر ایستگاه را نسبت به ارتفاع همان ایستگاه از سطح دریا رسم و معادلات تغییرات بارندگی نسبت به ارتفاع را محاسبه می کنیم .

2- از روی معادله گرادیان بارندگی ، برای هر ارتفاع مشخص مقدار بارندگی محاسبه می شود.

و با فرض اینکه خطوط همباران از خط تراز تبعیت می کند می توان این خطوط ارتفاعی که خود یک خط همباران است را مشخص کرد.

برای شروع کار ارتفاع و بارش ایستگاه ها را مشخص می کنیم در یک محور مختصات روی محور x ارتفاع ها و روی محور y ها میزان متوسط بارش سالیانه ایستگاهها را می آوریم سپس معادله خط را که همان گرادیان بارش است به همراه ضریب همبستگی محاسبه می کنیم و سپس از روی R و جدول زیر میزان همبستگی را مشخص می کنیم .

برای آزمون همبستگی به صورت علمی ابتدا باید با فرمول زیر مقدار t محاسباتی را حساب کرد.

سپس با توجه به درجه آزادی n-2 و سطح اطمینان مورد نظر به جدول t-student مراجعه کرد و t را پیدا کرد.

|محاسباتی t|>|جدول t| ما برای این حوزه عملیات کشیدن مختصات و رسم گردیان را با تمامی ایستگاههای انتخاب شده انجام می دهیم .

نمودار گرادیان آن ها در صفحه بعد آمده است .

معادله گرادیان و ضریب همبستگی به دست آمده این چنین است برای آزمون همبستگی اعداد را در فرمول مربوطه می گذاریم در سطح 99 و 5/99 درصد |محاسباتی t| > | جدول t| سطح 99 68/2 قابل قبول است 05/3 برای بالا بردن سطح اطمینان و بالا بردن دقت میزان متوسط میانگین بارش ایستگاههای پرت را حذف کرده و سپس مراحل قبلی را انجام می دهیم.

معادله گرادیان و ضریب همبستگی به دست آمده این چنین است : برای آزمون همبستگی اعداد را در فرمول می گذاریم سطح 99 82/2 قابل قبول است 24/3 روش هیسپومتری : در این روش ها دیگر به دنبال رسم مجدد خطوط همباران نمی رویم و با فرض تبعیت خطوط بارش از ارتفاع همین خطوط تراز را ملاک قرار می دهیم و بارش ها به ازای آن خطوط را به دست می آوریم در این روش پس از اینکه به معادله گرادیان رسیدیم در نرم افزار ILWIS از روش نقشه خطوط یک نقشه با دسته بندی طبقات ارتفاعی مثلاً 50متر به 50 متر می سازیم.

و سپس مساحت هر طبقه را در نرم افزار حساب کرده و سپس با استفاده از معادله گرادیان بارندگی میزان بارش در هر طبقه را حساب می کنیم.

روش هیسپومتری راه سریعتری دارد بدین صورت که در معادله گردایان به جای H ، متوسط ارتفاع را می گذاریم .

روش خطوط همباران : در این روش بر خلاف روش قبل ارتفاع خطوط همباران را ابتدا محاسبه می کنیم و سپس آن ها را رسم می کنیم محدوده تغییرات ارتفاع در حوزه از 2066 تا 3750 است دو عدد را در معادله می گذاریم تا خطوط همباران را بدست آوریم .

اولین خط سپس اولین خط همبارانی که در این منطقه می گذرد خط بارش 4/228 میلی متر است.

و آخرین خط همباران در این منطقه 6/625 می باشد.

سپس به فواصل 10 میلی متری خطوط را تقسیم می کنیم و سپس ارتفاع متناظر این خطوط بارش را بدست می آوریم .

سپس با استفاده از ILWIS و تعیین خطوط بارش و مساحت هر منطقه نقشه خطوط و مناطق همباران رسم می شود که در صفحات بعد آمده است .

حال این اعداد را در فرمول مربوط به محاسبه متوسط بارش سالیانه یک منطقه به روش خطوط همباران یا هیسپومتری می گذاریم.

از بین روش های فوق هیسپومتری و خطوط همباران دقیق تر می باشد از بین این دو باز روش هیسپومتری سریع از خطوط همبازان صحیح تر است.

سپس متوسط بارش حوزه طزرجان = ؟

بارندگی متوسط ماهانه منطقه : متوسط بارندگی ماهانه یا Mean Manthly Rainfall مقدار کل متوسط نزولات جوی در طول هر یک از ماه های سال می باشد تغییرات بارندگی ماهانه در طی سال معمولاً به صورت نمودارهای ستونی یا هیستوگرام نشان می دهد.

برای این کار اول برای هر ماه نمودار گرادیان بارش رسم می کنیم و معادله آن را بدست می آوریم و سپس از تایید همبستگی به روش هیسپومتری ارتفاع متوسط منطقه را وارد معادله می کنیم که بارش متوسط آن منطقه در آن ماه خاص بدست می آید .

برای رسیدن به همبستگی لازم تعدادی از ایستگاهها در آمار هر ماه حذف شوند تا به همبستگی بسیار قوی برسیم.

در صفحات بعد لیست ایستگاههای انتخاب شده و نمودارهای گرادیان بارش ماهانه منطقه آمده است .

حالا که برای هر ماه معادله گرادیان بارش به دست آمده ، ارتفاع متوسط حوزه را می گذاریم تا به بارش متوسط منطقه برسیم و سپس روی نموداری میزان بارش را رسم کرده تا به میزان و روند آن در سال پی برد.

حاصل این محاسبات و نمودار بارندگی ماهانه حوزه و در انتها نمودار دایره ای میزان بارش در صفحات بعد آمده است .

پراکندگی بارندگی فصلی حوزه میزان متوسط بارش در یک حوزه در طول یک فصل ، بارندگی فصلی حوزه نامیده می شود که می توان به طور مستقیم متوسط بارش های ماه های هر فصل بدست می آید پراکنش فصلی بارش را معمولاً به صورت نمودار دایره ای نشان می دهند.

انواع نزولات فصلی به شرح زیر می باشد.

1- نزولات بهاره : در تمام ایران در اوایل بهار بارندگی کم وبیش وجود دارد و سپس فصل خشک شروع می شود .

2- نزولات تابستانه : به استثنای سواحل خزر ، تقریباً در تمام ایران تابستان یک فصل خشک است .

3- نزولات پائیزه : در ایران بارندگی اغلب از اواسط پاییز شروع می شود.

4- نزولات زمستانه : در ایران به غیر از سواحل خزر ، غرب و شمال غرب ، قسمت اعظم نزولات در زمستان است .

براساس این محاسبات بیشترین درصد بارش در زمستان و کمترین درصد بارش در تابستان است .

اندیس بارندگی یا Rain Index عبارت است از تقسیم بارندگی سالانه به میانگین درازمدت .

از این پارامتر برای تشخیص سال های خشک و تر استفاده می شود اگر از 1 بزرگتر باشد مرطوب و اگر از 1 کوچکتر باشد خشک محسوب می شود.

این پارامتر برای تمام ایستگاهها محاسبه شده و در صفحه بعد آمده است .

سال های 1378 و 1379 و سال هایی خشک و یا تقریباً خشک و سال های 1381، 1382، 1383 سال های تر یا مرطوب می باشند.

میانگین متحرک : اگر تغییرات زمانی داده را مورد بررسی قرار دهیم ممکن است دامنه تغییرات بحدی زیاد باشد به حدی که نتوان چیزی درک کرد از Moving Mean یا میانگین متحرک استفاده می شود در واقع هدف از میانگین متحرک شناختی از تغییرات دوره ای یک داده است .

میانگین های متحرک 3، 5و 7 ساله داریم که 5 ساله خیلی رایج است .

مثلاً در میانگین متحرک 3 ساله از 3 داده اول را میانگین می گیریم و روبه روی عدد وسطی می نویسم سپس اعداد حاصل از میانگین های متحرک را روی محوری با میانگین دراز مدت مقایسه می کنیم.

اگر کمتر بود آن سال ، سالی خشک و اگر بیشتر بود سالی تر است .

نتایج حاصل از میانگین های متحرک 3 و5 ساله در صفحات بعد آورده شده است.

خشکسالی : خشکسالی وضعیتی از کمبود بارندگی و افزایش دماست که در هر وضعیت اقلیمی ممکن است رخ دهد خشکسالی (Drought) پدیده ای است تصادفی و غیرقابل پیش بینی.

اما زمانی که اتفاق می افتد برای مدت طولانی پابرجا باقی می ماند.

فعالیت های انسان تا اندازه زیادی اثرات خشکسالی را تغییر داده و ممکن است نتوان بخوبی ابعاد خشکسالی را تعریف کرد مثلاً در ایران که منابع آب کشاورزی بیشتر از زیرزمین متوسط چاه و قنات تأمین شده ، رطوبت خاک با آبیاری جبران می شود ممکن است وقوع خشکسالی نقشی در کاهش محصول نداشته باشد مگر اینکه خشکسالی با افزایش دما و بالا رفتن تقاضای تبخیر – تعرق همراه باشد.

تعریف مفهومی خشکسالی : تعاریف مفهومی در قالب اصطلاحات کلی کمک می کند تا مفهوم خشکسالی درک شود.

مثلاً خشکسالی یک دوره ممتد کمبود بارش که منجر به صدمه زدن به محصولات زراعی و کاهش عملکرد می شود تعریف می گردد.

تعریف عملی خشکسالی : تعاریف عملی جهت تشخیص شروع ، خاتمه و درجه شدت خشکسالی بیان می شود.

برای تعریف خشکسالی از لحاظ کمی روش های زیادی وجود دارد از جمله این روش ها آزمون دنباله ها (runs approach) است در آزمون دنباله ها خصوصیات تصادفی سری های زمانی مورد بررسی قرار می گیرد.

و سایر روش های تعریف کمی خشکسالی عبارت است : 1- نمایه های خشکسالی 2- نمایه شدت خشکسالی پالمر 3- زنجیره مارکف ویژگی های مکانی و زمانی خشکسالی : آغاز و خاتمه خشکسالی در حالت کلی می توان گفت زمان آغاز خشکسالی ، زمانی است که ذخیره رطوبتی چه در محیط خاک برای خشکسالی کشاورزی و چه در مخازن آبی برای خشکسالی هیدرولوژیک خاتمه یافته باشد انتهای خشکسالی نیز که مسأله قابل توجهی محسوب می شود پایان خشکسالی نسبت به زمان آغاز محسوستر است .

شدت خشکسالی : هر قدر که میزان کمبود بارندگی نسبت به شرایط میانگین کمتر باشد به همان اندازه میزان تأثیر خشکسالی بیشتر نمود عینی پیدا می کند علاوه بر این ، میزان استمرار خشکسالی در یک منطقه نیز گویای شدت خشکسالی در همان منطقه است .

میزان کاستی در متغیر مورد مطالعه و هم چنین زمان استمرار آن بیانگر شدت خشکسالی است .

فراوانی خشکسالی : فراوانی خشکسالی می تواند در مقیاس های مختلف زمانی برای مثال سالانه ، ماهانه ، فصلی محاسبه شود محاسبه توزیع فراوانی در شدتهای مختلف می تواند در ارزیابی قابلیت منطقه مورد مطالعه نسبت به شدتهای مختلف خشکسالی کاربرد داشته باشد این محاسبه می تواند از طریق توابع توزیع احتمال فراوانی برای بررسی احتمال و با دوره های برگشت خشکسالی برای پیش بینی های آتی مورد استفاده قرار گیرد.

وسعت منطقه ای خشکسالی رخداد خشکسالی می تواند در منطقه ای با وسعت چند کیلومتر اتفاق افتد ولی امکان دارد شدت و دوره تداوم آن در سراسر منطقه یکسان نباشد خشکسالی قاره ای که خصوصاً در مناطق خشک اتفاق می افتد در ناحیه وسیعی که صدها بلکه هزاران کیلومتر مربع را می پوشاند گسترش پیدا می کند.

آزمون دنباله ها : خشکسالی پدیده ای است تصادفی و احتمالاتی ولی زمانی که اتفاق می افتد برای مدتی طولانی وجود دارد برای تعریف کمی خشکسالی از آزمون دنباله ها استفاده می کنیم.

در این روش ابتدا میانگین سالانه بارندگی را بدست می آوریم سپس یک ؟

برای خشکسالی در نظر می گیریم با نام .

اگر مقدار بارندگی در هر سال کمتر از باشد سال خشک و اگر بزرگتر از باشد سال تر است آستانه بارندگی یا برای خشکسالی معمولاً %75 تا %80 متوسط بارندگی سالانه است .

سپس برای هر سال تفاوت را حساب کرده که اگر مثبت باشد ترسالی و اگر منفی باشد خشکسالی است و سپس در یک محور مختصات ، محور افقی سال ها و محور عمودی را رسم می کنیم.

نمودارهای آزمون دنباله ها را برای منطقه و تک تک ایستگاهها رسم کردیم که در صفحه بعد آمده است .

شاخص معیار بارندگی یا SIPA این شاخص به منظور بررسی خشکسالی و ترسالی در ایران توسط دکتر محمد خلیلی با فرمول زیر ارائه شده است .

: بارندگی سال I : میانگین بارندگی سالیانه SD : انحراف از معیار سری بارندگی سپس از محاسبه SIAP شدت خشکسالی از جدول زیر بدست می آید.

ما شاخص SIAP را برای همه ایستگاهها محاسبه کردیم که در صفحه بعد آمده است .

در این شاخص از میانگین ایستگاهها استفاده نکردیم چون ممکن است منطقه ای خشکسالی باشد ولی در مجاور آن ترسالی باشد.

سال های 1379 و 1378 سال های خشک و سال های 1381 و 1382 و 1383 سال های تر می باشند.

شاخص دهک های بارندگی یا DPI این روش در سال 1967 توسط گیبس و ماهر ارائه شد در این روش رویدادهای بارش به 10 دسته تقسیم می شوند که هر یک از این دسته ها یک دهک یا Decile گفته می شود دهک اول شامل بارندگی هایی است که میزان آن ها از 10% بارندگی ها که کمترین میزان بارش را دارند فراتر نمی رود و همین طور تا دهک دهم .

طبیعتاً دهک دهم بیشترین بارندگی را دارد دهک پنجم میانگین بارندگی را دارد زیرا میزان بارندگی 50% است .

این دهک ها را به 5 دسته تقسیم می کنند که در هر دسته 2 دهک قرار می گیرد و وضعیت هر دسته در جدول زیر آمده است .

این روش ، روش واقعاً ساده ای است و به داده ها و الزامات کمتری نسبت به شاخص پالمر نیاز دارد .

درصدها این گونه محاسبه می شود.

i : شماره ردیف در داده های مرتب شده صعودی N : تعداد داده های بارندگی.

این شاخص نیز خشکسالی سال های 1378 و 1379 را تأییدمی کند.

ما شاخص دهک ها را برای تک تک ایستگاهها محاسبه کردیم که در صفحات بعد آمده است .

دمای هوا دما به عنوان نمایه ای از شدت گرما ، یکی از عناصر اساسی شناخت هواست با توجه به دریافت نامنظم انرژی خورشیدی توسط زمین ، دمای هوا در سطح زمین دارای تغییرات زیاد است که به نوبه خود سبب تغییرات دیگری در سایر عناصر هواشناسی می گردد دمای هوا توسط دماسنج اندازه گیری می شود و مقیاسهای اندازه گیری دما درجه سانتیگراد (سلسیوس) و درجه فارنهایت و درجه اندازه گیری را ؟

می باشد در مطالعات دمای حوزه طزرجان با توجه به آمارهای ثبت شده در ایستگاههای موجود در مناطق اطراف از مقیاس درجه سانتی گراد استفاده شده است .

عوامل مؤثر بر دمای هوا : اصلی ترین عامل مؤثر بر دما ، انرژی حاصل از جذب تابش خورشید است ولی عوامل دیگری نیز مؤثرند مانند: شرایط تابشی و ارتفاع با سطح زمین عرض جغرافیایی ارتفاع از سطح زمین خشکی ها جریان اقیانوسی ناهمواری درجهت آفتابگیری در کل مناطق ؟

که تابش خورشید مداوم است دما بالا و تغییرات حرارتی کم است در حالی که در عرض های میانه به دلیل تغییر تابش ، تغییرات فصلی شدیدتر است .

از طرف دیگر ممکن است دمای متفاوت در شرایط یکسان تابش صورت گیرد مثلاً آب تعادل گرمایی بیشتری نسبت به سطح شنزار دارد.

ناهمواری های سطح زمین ، توزیع دما را مشخص می کند چاله ها ، گودال ها و مناطق پست حد نهایی دما را دریافت می کنند و ارتفاعات و ناهمواری تعادل گرمایی بیشتری دارند.