اولين قدم در بررسيهاي علمي- مهندسي مربوط به محيط نظير پروژه هاي آبي،تحقيقات منطقه اي هواشناسي كشاورزي و نظاير آن ، مطالعات هواشناسي می باشد، به طوريكه مطالعات ساير بخشها، مانند هيدرولوژي، سيلخيزي، فرسايش و رسوب ، و پهنه بندي هاي آگروكليمايي وغيره بر آن متكي می باشد.

نکته مهم : برای بهره گیری از متن کامل پژوهش یا مقاله می توانید فایل ارجینال آن را از پایین صفحه دانلود کنید. سایت ما حاوی تعداد بسیار زیادی مقاله و پژوهش دانشگاهی در رشته های مختلف می باشد که می توانید آن ها را به رایگان دانلود کنید

بديهي می باشد دسترسي به داده‌هاي كافي و دقيق شبكه ايستگاه‌هاي هواشناسي از يك طرف موجب كوتاهتر شدن مدت مطالعات گرديده و از طرف ديگر موجب بر آورد دقيقتر پارامترهاي هدف و تقليل هزينه هاي اجرايي طرحها مي گردد.

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

آن چیز که در اين پژوهش دنبال مي‌گردد انتخاب روشي مناسب جهت بازسازي خلاء‌هاي آماري بارندگي مي‌باشد به طوريكه آمار بازسازي شده با آن چیز که واقعيت داشته ولي به دلايلي ثبت نگرديده حتي الامكان نزديك باشد.

1-2- فرايند بارش و ويژگي‌هاي آن

شما می توانید مطالب مشابه این مطلب را با جستجو در همین سایت بخوانید                     

1-2-1- بارش

بارش شامل كليه نزولات جوي مانند باران، برف و تگرگ مي‌باشد كه در اقليم هاي مختلف باران و يا برف قسمت عمده از آن را تشكيل مي‌دهد. بارش يكي از ورودي هاي اصلي 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 می باشد و حتي گاهي در يك بارندگي كوتاه مدت بيش از 50% بارندگي سالانه بوقوع مي‌پيوندد.

1-2-2- فرايند بارش

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

سرد شدن هوا در طبيعت اکثراً معلول صعود هواست. در اين اقدام كه تقريباً به حالت آدياباتيك مي‌باشد. هوا ضمن صعود به علت كاهش فشار سرد مي‌گردد. 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 اکثراً عبارت از تبخير، تراكم و بارندگي هستند. تفاوت تبخير و تراكم امري واضح و روشن می باشد ولي تفاوت تراكم و بارندگي توضيح بيشتري نياز دارد.

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

شما می توانید تکه های دیگری از این مطلب را در شماره بندی انتهای صفحه بخوانید              

اقدام 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 اقدام 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 گردید كه اندازه يك اتم حدود 4-10 ميكرون می باشد، بنابراين كوچكترين هواويز ممكن می باشد 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، اين اقدام تا آنجا ادامه مي يابدكه نيروي جاذبه زمين بر اصطكاك غالب گردد و شروع به ريزش كنند. افزايش بيشتر اندازه قطرات در نتيجه برخورد آنها با قطرات ديگر در مسير ريزش صورت مي‌گيرد. گاهي وقتيكه قطره به سمت پائين حركت مي‌كند هنگام عبور از لايه‌هاي گرمتر تبخير مي‌گردد و اندازه قطره كاهش يافته و بنابراين ممكن می باشد قطره باز به اندازه يك هواويز تبديل گردد 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 می باشد تا يك قطر 100 ميكروني را حركت دهد. (محمدپور، 1373)

چرخه تراكم، ريزش، تبخير و صعود به گونه متوسط حدود 10 بار قبل از اينكه قطره به اندازه بحراني حدود 1/0 ميليمتر برسد اتفاق مي‌افتد.

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[4]

در اتمسفر آرام هواي اشباع و غير اشباع مجاور سطح زمين بر اثر تشعشعات خورشيد بويژه به روش غير مستقيم گرم و در نتيجه منبسط شده و به گونه عمودي جابجا مي‌گردد. 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 مي‌گردد به نقطه ميعان مي‌رسد. از اين ارتفاع به بالا ابرها شروع به تشكيل شدن مي‌كند و اگر جريان قائم اوليه جابجايي شدت داشته باشد،اين اقدام 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 اکثراً در مناطق گرمسيري و استوايي ديده مي‌گردد، زیرا در آنجا بر اثر ضعف عادي بادها جريانات هوا اغلب عمودي می باشد. 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[5]

زمانيكه بادهاي مرطوب در حال وزش از اقيانوسها به طرف خشكيها به يك مانع كوهستاني برخورد كرده،بالطبع بالا رفته و افزايش حجم آنها موجب سرد شدن و تشكيل توده‌هاي ابر و بالاخره ايجاد بارندگي مي‌گردد. 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 اغتشاشات سيكلوني مي‌باشد. 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 با بارندگي كمتر در پشتكوه مي‌گردد.

ج- بارندگيهاي جبهه‌اي[6]

اين بارندگيها در سطح تماس (جبهه) توده‌هاي هوايي كه داراي دما و رطوبت مختلف هستند به وجودمي‌آيند. صرفنظر از منشاء اين پديده در اين مناطق برخورد می باشد 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[7]

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

در نظر داشتن اين نكته لازم می باشد 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 مي‌گردد. (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 مي‌گردد و اين اقدام 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 می باشد. ارتباط بين ارتفاع و بارندگي ممكن می باشد در پاره‌اي از موارد معكوس شده و بارش بر حسب ارتفاع كاهش يابد. اين مورد در بعضي از نقاط شمالي كشور نظاره شده می باشد.

ب- قانون تنهايي

قانون ارتفاع وقتي صادق می باشد 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.


پاسخ دهید