فهرست

1-1- مقدمه و هدف 5

1-2- فرايند بارش و ويژگي‌هاي آن 5

1-2-1- بارش 5

1-2-2- فرايند بارش 6

1-2-3- انواع بارندگي 7

1-2-4- قوانين حاكم بر بارندگي 10

1-2-5- پراكنش بارندگي در ايران 12

1-2-6- تغييرات بارندگي 13

1-2-7- شبكه بارانسنجي و تعداد ايستگاههاي مناسب در يك منطقه 16

1-2-8- تجزيه و تحليل بارندگي منطقه اي 19

2-1- مرور منابع 20

3-1- محدوده مطالعاتي 27

3-1-1- جغرافياي طبيعي منطقه 27

3-1-2- رژيم بارندگي منطقه 28

3-1-3- تغييرات بارش با ارتفاع 29

3-2- شبكه ايستگاهها 31

3-2-1- شبكه ايستگاههاي موجود 31

3-2-2- شبكه ايستگاههاي استنادي 31

-2-3- هم تقويم سازي آمار 33

3-3- روش‌هاي آماري مورد استفاده براي بازسازي خلاء‌هاي آماري 34

3-3-1- روش رگرسيون 34

3-3-1-1- رابطه خطي با يك متغيير مستقل 35

3-3-1-2- رابطه خطي با چند متغيير مستقل 38

3-3-1-2-1- مدل خطي عمومي بر حسب نمادهاي ماتريسي 39

3-3-2- روش نسبت نرمال 41

3-3-3- روش عكس فاصله 42

3-3-4- روش‌هاي زمين آماري 43

3-3-4-1- تعريف زمين آمار 44

3-3-4-2- روش‌هاي تخمين: 44

3-3-4-2-1- روش ميانگين متحرك وزني 44

3-3-4-2-2- روش كريجينگ 45

4-1- كليات 52

4-1-1- ماتريس فاصله ايستگاهها 52

4-1-2- ماتريس ضرائب همبستگي بارندگي 53

4-1-3- انتخاب ايستگاه شاهد براي بازسازي 54

4-2- بازسازي ها 54

4-2-1- بازسازي با استفاده از اطلاعات موجود 54

4-2-1-1- بازسازي به روش رگرسيون خطي با يك متغيير مستقل 55

4-2-1-2- بازسازي به روش رگرسيون خطي با چند متغيير مستقل 56

4-2-1-3- روش نسبت نرمال 56

4-2-1-4- روش عكس مجذور فاصله 56

4-2-1-5- روش‌هاي زمين آماري 56

4-2-2- بازسازي داده‌ها در دوره‌هاي منحصراً خشك 57

4-2-2-1- ايجاد خلاء‌هاي مصنوعي 57

4-2-2-2- روشهاي بازسازي مورد استفاده در دوره‌هاي منحصراً خشك 58

4-2-3- بازسازي داده‌ها در دوره‌هاي منحصراً تر 58

5-1- سنجه ارزيابي 59

5-2- نتايج حاصل از ارزيابي روشهاي بازسازي با سنجه RMSE 60

5-4- ارزيابي نتايج حاصل از حذف دوره‌هاي منحصراً خشك 60

5-5- ارزيابي نتايج حاصل از حذف دوره‌هاي منحصراً تر 61

1-1- مقدمه و هدف

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

1-2- فرايند بارش و ويژگي‌هاي آن

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 است و حتي گاهي در يك بارندگي كوتاه مدت بيش از 50% بارندگي سالانه بوقوع مي‌پيوندد.

1-2-2- فرايند بارش

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 يا در اثر كاهش دماي هوا حاصل مي‌شود 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 عبارت از تبخير، تراكم و بارندگي هستند. تفاوت تبخير و تراكم امري واضح و روشن است ولي تفاوت تراكم و بارندگي توضيح بيشتري نياز 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  كه هسته تراكم  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  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، اين عمل تا آنجا ادامه مي يابدكه 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. گاهي 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.

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

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 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 جابجايي 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

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 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 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

اين بارندگيها در سطح تماس (جبهه) توده‌هاي هوايي كه داراي دما 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

جهت جريان هوا در يك سيكلون 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  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.