سازمان برنامه و بودجه کشور

⚠ این متن با نرم‌افزار از روی تصویر خوانده شده و ممکن است خطا داشته باشد؛ برای استناد، اصلِ سند را ببینید. جمهوری اسلامی ابران سازمان برنامه و بودجه کشور روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۲717۳) و منحنی‌های عمق» سطح» تداوم بارش ((۱۸7) معاونت فنی و توسعه آمور زیربنایی وزارت نیرو امور نظام فنی و اجرایی کشور دفتر استانداردها و طرح‌های آب و آبفا ,3023 ادا را وا نها ۹۱ ۱۳۹۵ -------- صفحهٔ بعد -------- -------- صفحهٔ بعد -------- (1 راست و باسمه تعالی ۰ ۰ ت ناریان / یام و لوح سور ربیس سازمان ۶ بخشنامه به دستگاه‌های اجرایی, مهندسان مشاور و پیمانکاران بخشنا ۱۳۹/۵ به استناد ماده (۲۳) قانون برنامه و بودجه و مواد (۶) و (۷) آیین‌نامه استانداردهای اجرایی طرح‌های عمرانی- مصوب سال ۱۳۵۲ و در چارچوب نظام فنی و اجرایی کشور (موضوع تصویب‌نامه شماره ۹ ۳۳۴۹۷ه مورخ ۱۳۸۵/۴/۲۰ هیأت محترم وزیران)» به پیوست ضابطه شماره ۷۱۶ امور نظام فنی و اجرایی. با عنوان «روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۲31۳) و منعنی‌های عمق» سعطج» تداوم بارش (1۸0)» از نوع گروه سوم ابلاغ می‌شود. رعایت مفاد این ضابطه در صورت نداشتن ضوابط بهتر. از تاریخ ۱۳۹۶/۰۱/۰۱ الزامی است. امور نظام فنی و اجرابی این سازمان دریافت‌کننده نظرات و پیشنهادهای اصلاحی در مورد مفاد این ضابطه بوده و اصلاحات لازم را اعلام خواهد کرد. ش: ۱۱۹۸۳۳۵ -------- صفحهٔ بعد -------- -------- صفحهٔ بعد -------- خواننده گرامی: امور نظام فنی و اجرایی سازمان برنامه و بودجه کشور با استفاده از نظر کارشناسان برجسته مبادرت به تهیه این ضابطه نموده و آن را برای استفاده به جامعه مهندسی کشور عرضه نموده است. با وجود تلاش فراوان. این اثر مصون از از این‌رو از شما خواننده گرامی صمیمانه نقاضا دارد در صورت مشاهده هرگونه ایراد و اشکال فنی مرانب را به ۳- ایراد مورد نظر را به صورت خلاصه بیان دارید. ۳- در صورت امکان متن اصلاح شده را برای جایگزینی ارسال نمایید. ۴- نشانی خود را برای تماس احتمالی ذکر فرمایید. کارشناسان این امور نظرهای دریافتی را به دقت مطالعه نموده و اقدام مقتضی را معمول خواهند داشت. نشانی برای مکانبه : تهران. میدان بهارستان, خیابان صفی علی‌شاه - مرکز تلفن ۷۷0۱:22 ,۵3۵,33( -------- صفحهٔ بعد -------- -------- صفحهٔ بعد -------- معیار طراحی ساخت سازه‌هایی که دارای پتانسیل خطر بالایی هستند نظیر سدها شامل بررسی بزرگ‌ترین سیلی است که محتمل (۳۸/1۳) می‌باشد. استفاده از حداکثر بارش محتمل برای طراحی سازه‌های آبی با ریسک یا خسارت بالا قدمت صدساله دارد. در انجام چنین کاری شناسایی حد بالای مقدار بارش برای دوره زمانی و منطقه جغرافیایی معین دارای اهمیت است. که با در دسترس نبودن داده‌های بده قابل اعتماد و درازمدت در طراحی سد یا مخازن آبی وابستگی بیش‌تری به داده‌های بارش و برآورد میزان دقیق‌تر حداکثر بارش محتمل را ایجاد نموده است. با توجه به اهمیت مبحث فوق, امور آب وزارت نیرو در قالب طرح تهیه ضوابط و معیارهای فنی صنعت آب کشورء تهیه ضابطه «روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل و منحنی‌های عمق. سطح. تداوم بارش ((۸1/(])» را با هماهنگی امور نظام فنی و اجرایی سازمان برنامه و بودجه کشور در دستور کار قرار داد و پس از تهیه. آن را برای تایید و ابلاغ به عوامل ذینفع نظام فنی و اجرایی کشور به این سازمان ارسال نمود که پس از بررسی. براساس ماده ۲۳ قانون برنامه و بودجه. آیین‌نامه استانداردهای اجرایی طرح‌های عمرانی مصوب هیات محترم وزیران و طبق نظام فنی و اجرایی کشور (مصوب شماره ۹ ۳۳۴۹۷ ه- مورخ ۱۳۸۵/۴/۲۰ هیات محترم وزیران) تصویب و ابلاغ گردید. علیرغم تلاش, دقت و وقت زیادی که برای تهیه این مجموعه صرف گردید. این مجموعه مصون از وجود آشکال و ابهام در مطالب آن نیست. لذا در راستای تکمیل و پربار شدن این ضابطه از کارشناسان محترم درخواست می‌شود موارد اصلاحی را به مور نظام فنی و اجرایی سازمان برنامه و بودجه کشور ارسال کنند. کارشناسان سازمان پیشنهادهای دریافت شده را بررسی کرده و در صورت نیاز به اصلاح در متن ضابطه, با همفکری نمایندگان جامعه فنی کشور و کارشناسان مجرب این حوزه. نسبت به تهیه متن اصلاحی, اقدام و از طریق پایگاه اطلاع رسانی نظام فنی و اجرایی کشور برای بهره‌برداری عموم. اعلام خواهند کرد. به همین منظور و برای تسهیل در پیدا کردن آخرین ضوابط ابلاغی معتبر, در بالای صفحات. تاریخ تدوین مطالب آن صفحه درج شده‌است که در صورت هرگونه تغییر در مطالب هر یک از صفحات. تاریخ آن نیز اصلاح خواهد شد. از اینرو همواره مطالب صفحات دارای تاریخ جدیدتر معتبر خواهد بود. بدین وسیله معاونت فنی و توسعه آمور زیرینایی از تلاش و جدیت رییس آمور نظام فنی و اجرایی کشور جناب آقای مهندس غلامحسین حمزه مصطفوی و کارشناسان محترم آمور نظام فنی و اجرایی و نماینده مجری محترم طرح تهیه ضوابط و معیارهای فنی صنعت آب کشور وزارت نیروء جناب آقای مهندس تقی عبادی و متخصصان همکار در امر تهیه و نهایی نمودن این ضابطه, تشکر و قدردانی می‌نماید. غلامرضا شافعی معاون فنی و توسعه آمور زیربنایی پاییز ۱۳۹۵ -------- صفحهٔ بعد -------- تهیه و کنترل« روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳۹1۳) و منحنی‌های عمق. سطح. تداوم بارش (۸1)» اضابطه شماره ۷۱۶] مجری: پژوهشکده هواشناسی مشاور پروژه: ابراهیم فتاحی ‏ پژوهشکده هواشناسی دکترای هواشناسی اعضای گروه تمیه کننده: عبدالرسول تلوری کارشناس آزاد دکترای منابع آب بهرام تقفیان دانشگاه آزاد اسلامی واحد علوم 9 تحقیقات دکترای منابع آب تهران ابراهیم فتاحی پژوهشکده هواشناسی دکترای هواشناسی هوشنگ قائمی پژوهشکده هواشناسی دکترای هواشناسی کیوان نوحی پژوهشکده هواشناسی فوق لیسانس هواشناسی عباسقلی جهانی شرکت مهندسین مشاور بهان‌سد فوق‌لیسانس مهندسی هیدرولوژی مریم رحیمی فراهانی طرح تهیه ضوابط و معیارهای فنی صنعت آب فوق‌لیسانس مهندسی عمران - آب کشور - وزارت نیرو اعضای گروه تایید کننده (کمیته تخصصی مدیریت منابع آب طرح تمهیه ضوابط و معیارهای فنی صنعت آب کشور): بهرام ثقفیان دانشگاه آزاد اسلامی واحد علوم و تحقیقات دکترای منابع آب تهران فضلعلی جعفریان کارشناس آزاد لیسانس زمین‌شناسی عباسقلی جهانی شرکت مهندسین مشاور بهان‌سد فوق‌لیسانس مهندسی هیدرولوژی پیمان دانش کار آراسته دانشگاه بین‌المللی امامخمینی دکترای علوم و مهندسی آبیاری رضا راعی عزآبادی شرکت مدیریت منابع آب ایران فوق‌لیسانس آب‌های ریررمینی فاطمه قبادی حمره خانی طرح تهیه ضوابط و معیارهای فنی صنعت آب فوق‌لیسانس مهندسی عمران - سازه‌های کشور - وزارت نیرو هیدرولیکی اعضای گروه هدایت و راهبری سازمان برنامه و بودجه کشور: علیرضا توتونجی معاون آمور نظام فنی و اجرایی فرزانه آقارمضانعلی رییس گروه آمور نظام فنی و اجرایی سیّد وحیدالدین رضوانی ‏ کارشناس آبیاری و زهکشی, امور نظام فنی و اجرایی -------- صفحهٔ بعد -------- فهرست مطالب عنوان مقدمه فصل اول - کلیات ۱-۱- تاریخجه محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳۸/۳) ۲-۱- مطالعات حداکثر بارش محتمل در ایران ۳-۱- کاربردهای 3۱/1 فصل دوم - مقدمات تهیه داده‌های مورد نیاز ۱-۲- بررسی حداقل اطلاعات لازم (طول دوره آماری) ۲-۲- شناسایی و جمع‌آوری داده‌های اولیه ۳-۲- کنترل کیفی داده‌ها ۱-۳-۲- تهیه نقشه توپوگرافی از حوضه و پیرامون آن ۲-۳-۲ موقعیت ایستگاه‌های هواشناسی و داده‌های اقلیمی ۳-۳-۲ موقعیت ایستگاه‌های هیدرومتری و داده‌های بده ۴-۲- داده‌ها و نقشه‌های سایت‌های هواشناسی معتبر ۱-۳-۲- داده‌های هیدرولوژیکی توفان‌ها و سیل‌های تاریخی ۵-۲- گزارش‌های مطالعات قبلی ۶-۳- بررسی و تکمیل داده‌های مورد نیاز ۱-۶-۲ - بررسی گزارش‌های حداکثر بارش محتمل (۹۸]۲]) در منطقه ۷-۲- کنترل کیفیت داده‌های روزانه و ساعتی بارش ۱-۷-۲- کنترل داده‌های بارش ۲-۷-۲- کنترل داده‌های برف ۳-۷-۲- کنترل داده‌های دما ۸-۲- نحوه انتخاب وقایع بارش - سیلاب ۱-۸-۲ انتخاب توفان‌های شدید و فراگیر و سیلاب‌های متناظر ۲-۸-۲ تعیین فصول وقوع توفان‌های شدید و فراگیر ۳-۸-۲- بررسی توزیع مکانی توفان‌های شدید و فراگیر فصل سوم - ترسیم منحنی‌های ررفا - سطح - تداوم بارش ۱۰ ۱ ۱۳ ۱۳ ۱۴ ۱۶ ۱۷ ۱۸ ۳۰ ۳۰ ( ( ۳۱ ۲۳۲ ۲۳۲ ۲۳۳ ۲۳۳ ۳۳ ۲۳۳ ۲۳۳ ۲۳۴ ۳۵ -------- صفحهٔ بعد -------- فهرست مطالب عنوان ۱-۳- کلیات ۲-۳ بررسی تغییرات مکانی بارش ۳-۳- تهیه و ارزیابی الگوهای مکانی بارش ۱-۳-۳-انواع درون‌یاب‌ها ۳-۳-۳ معرفی چند روش درون‌یابی ۳-۳-۳ نحوه ارزیابی و انتخاب روش مناسب درون‌یابی ۳-۳-۳ معرفی معیارهای اعتبارسنجی روش‌های مختلف ۳-۳ چگونگی استخراج توزیع مکانی براساس روش انتخابی ۵-۳- ترسیم منحنی‌های هم‌بارش و استخراج منحنی‌های (۸1(] ۱-۵-۳- ترسیم منحنی‌های هم‌بارش توفان‌ها ۳-۵-۳ استخراج منحنی‌های 1۸1 و تعیین منحنی پوش ۶-۳- منحنی‌های کاهش سطح ۷-۳- جداسازی منحنی‌های هم‌باران توفان‌ها از مناطق برفی ۱-۷-۳ بررسی تراز ریزش برف ۲-۷-۳ بررسی روزهای یخبندان و برفی ۳-۷-۳ بررسی ارتفاع برف ۳-۷-۳ بررسی ذوب برف ۸-۳- کاربرد منحنی‌های 1۸1 در برآورد حداکثر بارش محتمل فصل چهارم - برآورد (ب ب م) همدیدی به روش همگرایی ۱-۴- انتخاب توفان شدید و فراگیر و تعداد توفان‌های لازم ۳-۴ نحوه انتخاب ایستگاه‌های هواشناسی به عنوان معرف جهت توفان ۳-۴- بررسی جهت ورود توده‌های هوای غالب در منطقه ۳-۴- بررسی اثر موقعیت کوهساری در مقادیر بارش ۱-۴-۴- اثرگذاری کوهساری ۳-۴-۴ اثرگذاری فراسنج‌های هواشناختی ۵-۴- میانگین سالانه و فصلی بارش ۲۷ ۲۷ ۳۸ ۳۰ ۳۱ ۳۴ ۳۵ ۳۷ ۳۷ ۳۷ ۳۸ ۳۵ ۳۶ ۳۶ ۳۷ ۳۹ ۵۹۱ ۵۳ ۵۵ ۵۷ ۵۷ ۵۸ ۵۹ ۵۹ ۶۰ ۶۰ -------- صفحهٔ بعد -------- فهرست مطالب عنوان ۶-۳- فراوانی بارش ۷-۳- بیشینه‌سازی رطوبت و باد ۱-۷-۴- برآورد رطوبت جو ۲-۷-۴- نقطه شبنم با تداوم ۱۲ ساعته ۳-۷-۴ نقطه شبنم معرف توفان با تداوم ۱۲ ساعته در تراز ۱۰۰۰ هکتوپاسکال ۴-۷-۴- نقطه شبنم بیشینه با تداوم ۱۲ ساعته در تراز ۱۰۰۰ هکتو پاسگال ۵-۷-۴- آب قابل بارش ۸-۴- پیشینه‌سازی رطوبت ۱-۸-۳ حد فصلی ۲-۸-۴- عمق آب قابل بارش ۳-۸-۴ به‌کار گیری نقطه شبنم با تداوم ۱۲ ساعته دوره‌های توفان ۴--۴- بیشینه‌سازی توفان در محل توفان ۹-۴- بیشینه‌سازی تندی باد ۱-۹-۴ بادهای معرف درون شارش رطوبت در توفان ۱۰-۴- انتقال توفان ۱-۱۰-۴- گام‌های انتقال ۱۱-۴- تنظیم انتقال ۱-۱۱-۴۳- تنظیم رطوبت برای جابجایی ۲-۱۱-۴۳ تنظیم ارتفاع ۳-۱۱-۴- تاثیر ناهمواری‌های حوضه مورد مطالعه ۴-۱۱-۴- نمونه‌ای از انتقال و بیشینه‌سازی توفان ۳-۴ بیشینه‌سازی متوالی و مکانی ۱-۱۳-۴- تعریف ۲-۱۳-۴- بیشینه‌سازی متوالی ۳-۱۳-۴۳- بیشینه‌سازی مکانی ۴-۱۳-۴- تر کیب بیشینه‌سازی مکانی و متوالی ۶۰ ۶۱ ۶۱ ۶۳۲ ۶۳ ۶۶ ۶۸ ۶۸ ۶۸ ۶۸ ۹ ۹ ۷۲ ۷۳ ۷۴ ۷۵ ۷۶ ۷۷ ۷۷ ۷۸ ۸۰ ۸۱ ۸۳ ۸۳ ۸۳ ۸۵ ۸۵ -------- صفحهٔ بعد -------- فهرست مطالب عنوان ۳۴- پوش ۱-۴ کلیات ۲-۱۳-۴-پوش فصل پنجم - برآورد بارش بیشینه محتمل به روش آماری ۱- ۵- استفاده از روش آماری برای برآورد حداکثر بارش محتمل ۳-۵- گسترش روش ۱-۳-۵ مفاهیم بنیادی ۳-۲-۵ تنظیم مک و ,5 برای رویدادهای دیدبانی شده بیشینه ۳-۲-۵- -تنظیم ,۸ و 5 برای اندازه نمونه ۵-۲-۵- منحنی‌های تعدیل سطح ۶-۲-۵- روابط عمق - دوره ۳-۵- کاربرد روش ۴-۵ برآوردهای کلی شده ۵-۵- ملاحظه‌های احتیاطی ۱- ۶- جمع‌آوری مطالعات قبلی/3۸ در منطقه ۳۶ مراحل کلی محاسبه حداکثر بارش محتمل ۱-۳۶ گام‌های اجرایی روش همدیدی برآورد حداکثر بارش محتمل ۲-۲-۶ گام‌های اصلی ۳-۶ نمونه عملیاتی برآورد حداکثر بارش محتمل ۱-۳-۶- خلاصه گزارش نمونه برآورد حداکثر بارش محتمل ۲-۳-۶ موقعیت منطقه مورد مطالعه ۳-۳-۶ جمع‌آوری آمار و اطلاعات اقلیمی ۴-۳-۶ انتخاب توفان‌های شدید و فراگیر ۸۷ ۸۷ ۸۸ ۹۱ ۹۳ ۹۳ ۹۳ ۹۵ ۹۶ ۹۷ ۹۸ ۱۰۰ ۱۰۱ ۱۵ ۱۶ - سطح و تداوم در حوضه ۱۹۹ ۱۱۱ ۱۱۲ ۱۱۲ ۱۱۳ ۱۱۴ ۱۱۴ ۱۱۴ ۱۱۵ ۱۱۷ -------- صفحهٔ بعد -------- عنوان ۵-۳۶- نحوه انتخاب ایستگاه‌های هواشناسی به عنوان معرف جهت توفان ۶-۳-۶- تحلیل سینوپتیکی و تعیین مسیر حرکت توفان‌ها و شارش ورود رطوبت ۷-۳-۶- جممع‌آوری داده‌های ساعتی ۸-۳-۶- تعیین فصول وقوع توفان‌های شدید و فراگیر ۳-۶ کنترل داده‌های بارش روزانه برای استفاده در توزیع مکانی ۵-۶- بررسی روش‌های درون‌یابی برای رسم منحنی‌های هم‌بارش ۶-۶ تهیه نقشه هم‌بارش توفان‌ها ۷-۶- محاسبه عمق متوسط بارش توفان‌ها ۸-۶- رسم منحنی‌های عمق-سطح-تداوم بارش (۸1]) و تعیین منحنی پوش ۱-۸-۶- کلیات ۲-۸-۶ محاسبه مقدار بارش در سطوح استاندارد ۳-۸-۶- رسم منحنی عمق- سطح برای تداوم‌های مختلف ۹-۶- الگوی توزیع زمانی بارش ۱۰-۶ تعیین فاکتور بیشینه‌سازی رطوبت ۱-۱۰-۶- تحلیل فراوانی دمای نقطه شبنم ۲-۱۰۶ نقطه شبنم بیشینه با تداوم ۱۲ ساعته در تراز ۱۰۰۰ هکتو پاسگال ۳-۱۰-۶- تبدیل حداکثر نقطه شبنم به سطح ۱۰۶۰ میلی باری ۴-۱۰۶ تاثیر عوامل توپوگرافی و ستیغ‌های کوهستانی ۵-۱۰-۶- محاسبه آب قابل بارش ۶-۱۰-۶- تعیین ضریب بیشینه‌سازی رطوبت ۱۱-۶- انتخاب ضرایب نهایی بیشینه‌سازی ۱۲-۶- عمق حداکثر بارش محتمل در حوضه دز و بختیاری ۱-۱۳-۶- عمق بارش ]۳۸۸ برای تداوم‌های مختلف در حوضه دز ۱۳-۶- توزیع پهنه‌ای حداکثر بارش محتمل ۱-۱۳-۶- کلیات ۲-۱۳-۶- گرته توفان دیدبانی شده ۳-۳۶ نقشه‌های هم‌بارش ]1۹۸ در حوضه بختیاری ح ۱۱۷ ۱۱۹ ۱۳۲ ۱۳۲ ۱۳۲ ۱۳۳ ۱۳۶ ۱۳۶ ۱۲۳۷ ۱۲۳۷ ۱۲۳۷ ۱۳۸ ۱۳۰ ۱۳۲ ۱۳۲ ۱۳۴ ۱۳۵ ۱۳۵ ۱۳۶ ۱۳۷ ۱۳۷ ۱۳۸ ۱۳۸ ۱۳۹ ۱۳۹ ۱۴۳۰ ۱۳۱ -------- صفحهٔ بعد -------- ۱۴-۶- تحلیل همدیدی توفان‌های منتخب ۱۳۱ ۱-۱۴-۶- تحلیل همدیدی توفان ۲۹ دی ماه لغایت ۵ بهمن ماه ۱۳۴۷ (۱۹ ژانویه لغایت ۲۵ ژانویه ۱۹۶۹) ۱۴۱ ۲-۱۴۶ نتایج تحلیل سینوپتیکی توفان‌ها ۱۳۲ ۱۵-۶- برآورد حداکثر بارش محتمل به روش آماری ۱۵۰ ۱-۱۵-۶- کلیات ۱۵۰ ۲-۱۵-۶- داده‌های حداکثر بارش در ایستگاه‌های منتخب ۱۹۱ ۳-۱۵۶ حداکثر بارش محتمل روش آماری در ایستگاه‌های منتخب ۱۵۹۱ ۱۶-۶- نقشه‌های حداکثر بارش محتمل به روش آماری در حوضه سد بختیاری ۱۵۴ ۱۷-۶- مقایسه اعداد ۳۸/۳ آماری و سینوپتیکی ۱۹۵۵ پیوست ۱- جدول‌های محاسبه آب قابل بارش ۱۹۷ پیوست ۲- تعاریف و واژه‌ها ۱۶۷ منابع و مراجع ۱۸۹۷ فهرست جدول‌ها جدول ۱-۲- مشخصات چند ایستگاه هواشناسی موجود در حوضه آبریز رودخانه دز و نواحی اطراف ۱۷ جدول ۲-۲- مشخصات چند ایستگاه هیدرومتری موجود در حوضه دز و نواحی اطراف ۱۸ جدول ۳-۲- مقادیر بده حداکثر لحظه‌ای مشاهده‌ای چند ایستگاه هیدرومتری در حوضه دز در دوره آماری ۱۹ جدول ۳-۲- داده‌های ایستگاه باران‌نگاری و هیدروگراف سیل متناظر در یک رویداد به‌طور نمونه ۲۰ جدول ۱-۳- محاسبات مربوط به مقادیر بارش در فواصل خطوط هم بارش‌ها و تغییرات عمق نسبت به سطوح نت برای توفان یک روزه ۱۳ دی ‎۶٩۹‏ در حوضه دز ۳۴۰ جدول ۲-۳- محاسبات مربوط به منحنی عمق - سطح- تداوم رویدادهای با تداوم ۲۴ ساعت در حوضه تهران ۳۲ جدول ۳-۳- همبستگی میانگین دمای روزانه با ارتفاع و تعیین تراز یخبندان و در منطقه مورد مطالعه ۳۷ جدول ۴-۳- تعداد روزهای یخبندان. برفی و بارانی در طول دوره آماری ایستگاه‌ها ۴۸ جدول ۵-۳- مقدار برف اندازه گیری شده و متوسط آن در دوره آماری ایستگاه‌های در حوضه تلوار ۴۹ -------- صفحهٔ بعد -------- فهرست جدول‌ها جدول ۶-۳- پارامترهای مورد نیاز محاسبه ذوب برف در منطقه ۵۱ جدول ۱-۴- میانگین عمق حداکثر بارش در یک توفان نمونه ۳۸ جدول ۱-۵- محاسبه حداکثر بارش محتمل ۱۲ جدول ۲-۶- ایستگاه‌های موجود در داخل و اطراف منطقه مطالعاتی ۱۱۶ جدول ۳-۶- ایستگاه‌های استفاده شده برای توفان اردیبهشت ۱۳۷۱-۱۳۷۲ ۱۱۸ جدول ۴-۶- توفان‌های شدید و فراگیر بر پایه میانگین بارش ایستگاه‌های موجود در منطقه ۱۱۹ جدول ۵-۶- روش‌های مورد استفاده برای توزیع مکانی توفان‌ها ۱۳۵ جدول ۶-۶- نمونه ای از محاسبات منحنی‌های عمق -سطح. تداوم برای توفان با تداوم دو روزه در توفان اردیبرهشت ۱۳۷۱-۳۲ ۱۲۳۷ جدول ۷-۶- حداکثر دمای نقطه شبنم دوازده ساعته پایدار ایستگاه آبادان در دوره‌های ده روزه (۱۹۵۱-۱۹۹۸) ۱۳۳ جدول ۸-۶- دمای نقطه شبنم دوازده ساعته پایدار ده روزه در ماه های مختلف و مقادیر آن برای دوره برگشت‌های مختلف در ایستگاه آبادان (سلسیوس) ۱۳۴ جدول ۹-۶- فاکتور بیشینه‌سازی رطوبت و باد برای توفان آبان ۱۳۷۳ ۱۳۸ جدول ۱۰-۶- عمق حداکثر بارش محتمل در سطح حوضه سد بختیاری برای تداوم‌ها و توفان‌های منتخب ۱۳۹ جدول ۱۱-۶- سال‌های آماری داده‌های بارش روزانه با بیش از ۲۷ سال در ایستگاه‌های سازمان هواشناسی ۱۵۹۲ جدول ۱۲-۶- میانگین. انحراف معیارء ضرایب اصلاحی و مقادیر اصلاح شده ۳۸/۲ در ایستگاه‌های منتخب سازمان هواشناسی کشور ۱۹۳ جدول ۱۳-۶- مقادیر اصلاح شده ۳۸/۳ آماری در ایستگاه‌های منتخب ۱۵۹۴ جدول ۱۴-۶- مقادیر حداکثر بارش محتمل آماری (میلی‌متر) در سطح زیر حوضه‌ها و حوضه سد بختیاری ۱۵۵ آماری ۱۹۵ جدول ۱۶-۶- مقایسه مقادیر حداکثر بارش محتمل آماری (میلی متر) با حداکثر بارش محتمل سینوپتیکی با در نظر گرفتن اثر باد در حوضه سد بختیاری به حوضه بختیاری دو روش سینوپتیکی و آماری ۱۹۵ جدول پ.۱-۱- آب قابل بارش بر حسب میلی‌متر بین تراز ۱۰۰۰ هکتوپاسکال و فشار موردنظر بر حسب هکتوپاسکال در جو شبه بی‌درروی اشباع به صورت تابعی از دمای نقطه شبنم در تراز ۱۰۰۶ هکتوپاسکال بر حسب درجه سلسیوس۹ ۱۵ د -------- صفحهٔ بعد -------- فهرست جدول‌ها بالای آن سطح در جو شبه بی درروی اشباع به صورت تابعی از دمای نقطه شبنم در تراز ۱۰۰۰ هکتوپاسکال بر حسب درجه سیلسیوس ۱۳۲ جدول پ.۳-۱- آب قابل بارش بر حسب میلی‌متر در ستونی از هوا در بالای ارتفاعی مشخص بر حسب متر به صورت تابعی از دمای تراز ۱۰۰۰ هکتوپاسکال بر حسب درجه سلسیوس (تجدیدنظر شده در مه ۱۹۸۱) ۱۳۴ جدول پ.۴-۱- نسبت اختلاط در امتداد خط شبه بی در رو برای نقطه شبنم معین در تراز ۱۰۹۰ هکتوپاسکال و ارتفاع بر حسب متر در بالای تراز ۱۰۰۰ هکتوپاسکال ۱۳۶ شکل ۱-۲- نمودار میله‌ای دوره ثبت گزارش‌ها ۱۳ شکل ۲-۲- نقشه توپوگرافی حوضه آبریز رودخانه بختیاری ۶ شکل ۳-۲- نقشه موقعیت ایستگاه‌های هواشناسی موجود در حوضه آبریز رودخانه دز و نواحی اطراف ۱۷ شکل ۱-۳- چند ضلعی‌های تیسن برای ایستگاه‌های داخل یک حوضه ۳۱ شکل ۲-۳- یک نیم تغیرنما و پارامترهای آن ۳۲ شکل ۳-۳- نقشه هم‌باران ۲۳۴ ساعته در حوضه دز (رویداد ۱۳ دی ۶۹) ۳۸ شکل ۵-۳- منحنی عمق - سطح برای بارش با تداوم ۲۴ ساعته در حوزه دز ( شکل ۶-۳- منحنی‌های عمق - سطح برای رویدادهای ۲۰ اسفند ۵۰ ۱۷ آذر ۷ و ۶ فروردین ۶۲ در حوضه تهران ۴۲ شکل ۷-۳- منحنی‌های عمق - سطح - تداوم حداکثر بارش در حوضه استان تهران ۳۳ شکل ۸-۳- منحنی‌های عمق -سطح برای رویدادهای ۳۰ اسفند ۰۵۰ ۱۷ آذر ۵۷ و ۶ فروردین ۶۳ در حوضه تهران(در کاغذ نیمه لگاریتمی) ۴۴ شکل ۹-۳- منحنی‌های عمق - سطح - تداوم حداکثر بارش در حوضه استان تهران (در کاغذ نیمه لگاریتمی) ۴۵ شکل ۱۰-۲۳- منحنی ضریب کاهش بارش ۴۳۶ شکل ۱-۴- نمودار فرآیند شبه بی دررو برای تبدیل دمای نقطه شبنم به ۱۰۰۰ هکتوپاسکال در ارتفاع صفر از میانگین -------- صفحهٔ بعد -------- فهرست شکل‌ها شکل ۳-۴- نقشه نم ویژه بر روی جنوب غرب ایران در تاریخ ‎٩‏ مارس سال ۲۰۶۹۵ ساعت ۰:۰ در تراز ۱۰۰۹ هکتو پاسکال ۳۵ شکل ۵-۴- نقطه شبنم بیشینه با نداوم ۱۲ ساعته در ۱۰۰۰ هکتوپاسکال در ماه اوت ۳۷ شکل ۶-۴- نمونه‌ای از انتقال توفان (خطوط ممتد خطجین نشان‌دهنده نقطه‌های شبنم بیشینه با تداوم ۱۲ ساعته در ۰ هکتوپاسکال برحسب درجه سلسیوس در همان زمانی که توفان رخ داده است.) ۷۹ شکل ۷-۴- نقشه هم‌باران برحسب سانتی‌متر در دو بارش ۶ ساعته شدید و ناگهانی در دو روز متوالی ۸۶ شکل ۸-۴- نقشه هم‌باران (سانتی‌متر) که از ترکیب گرته توفان‌های ۶ ساعته دو روز متوالی که در شکل (۷-۴) نشان داده شکل ۹-۴- پوش ژرفا ۸۸ شکل ۱-۵- ,با تابعی از دوره زمانی بارش و میانگین سری‌های سالانه ۹۳ شکل ۲-۵- تنظیم میانگین سری‌های سالانه برای بارش بیشینه دیدبانی شده ۹۵ شکل ۳-۵- تنظیم انحراف معیار سری‌های سالانه برای حداکثر بارش دیدبانی شده ۹۶ شکل ۴-۵- تنظیم میانگین و انحراف‌معیار سری‌های سالانه برای طول دوره گزارش 1۷ شکل ۵-۵- تنظیم مقادیر بارش با فاصله زمانی معین برای تعداد واحدهای دیدبانی در فاصله زمانی ۹۸ شکل ۶-۵- نمونه (الف) گرته خطوط هم‌باران متمرکز شده روی حوضه‌ای که منحنی عمق- پهنه از نوع توفان تمرکز شکل ۷-۵- منحنی‌های عمق - بهنه یا پهنه- کاهش در یک حوضه فرضی مورد مطالعه ۱۰۰ شکل ۸-۵- منحنی عمق - دوره بیشینه ۱۰۱ ر -------- صفحهٔ بعد -------- عنوان شکل ۱-۶- مرز حوضه‌های اصلی کشور و موقعیت حوضه سد بختیاری در ایران شکل ۲-۶- موقعیت کلیه ایستگاه‌های موجود در محدوده مطالعاتی شکل ۳-۶- جهت عمومی ورود توده‌های هوایی به ایران (علیجانی» ۱۳۷۰) شکل ۳-۶- در صد توزیع توفان‌ها در فصول مختلف شکل ۵-۶- سطوح هم‌بارش با تداوم یک روزه برای توفان ششم فروردین شکل ۶-۶- منحنی‌های سطح - عمق بارش برای تداوم یک روزه شکل ۷-۶- منحنی‌های سطح - عمق بارش برای تداوم دو روزه شکل ۸-۶- منحنی‌های (17۸1 منطقه مورد مطالعه شکل ۹-۶- منحنی‌های بی‌بعد توزیع زمانی بارش توفان‌ها در ایستگاه کشور شکل ۱۰-۶- الگوی تیب طراحی توزیع زمانی بارش در ایستگاه کشور شکل ۱۱-۶- موقعیت ستیغ‌ها در مسیر اصلی ورود سامانه‌های جوی حوضه شکل ۱۳-۶- نقشه توزیع مکانی ]۱۸/۸ یک روزه حوضه بختیاری در حوضه سد بختیاری شکل ۱۳-۶- نقشه سطح زمین ۱۹ ژانویه ۱۹۶۹ (۲۹ دی ماه ۱۳۴۷) شکل ۱۴-۶- نقشه سطح زمین ۲۰ ژانویه ۱۹۶۹ شکل ۱۵-۶- نقشه سطح زمین ۲۱ ژانویه ۱۹۶۹ شکل ۱۶-۶- نقشه سطح زمین ۲۲ ژانویه ۱۹۶۹ شکل ۱۷-۶- نقشه سطح زمین ۲۳ ژانویه ۱۹۶۹ شکل ۱۸-۶- نقشه سطح زمین ۲۴ ژانویه ۱۹۶۹ شکل ۱۹-۶- نقشه سطح زمین ۲۵ ژانویه ۱۹۶۹ شکل ۲۰-۶- نقشه تراز ۵۰۰ پاسکال ۱۹ ژانویه ۱۹۶۹ (۲۹ دی ماه ۱۳۴۷) شکل ۲۱-۶- نقشه تراز ۵۰۰ پاسکال ۲۰ ژانویه ۱۹۶۹ شکل ۲۲-۶- نقشه تراز ۵۰۰ پاسکال ۲۱ ژانویه ۱۹۶۹ شکل ۳۳-۶- نقشه تراز ۵۰۰ پاسکال ۲۲ ژانویه ۱۹۶۹ شکل ۲۴-۶- نقشه تراز۰ ۵۰ پاسکال ۲۳ ژانویه ۱۹۶۹ شکل ۳۵-۶- نقشه تراز ۵۰۰ پاسکال ۲۴ ژانویه ۱۹۶۹ شکل ۲۶-۶- نقشه تراز ۵۰۰ پاسکال ۲۵ ژانویه ۱۹۶۹ ۱۱۵ ۱۱۶ ۱۲۰ ۱۳۲ ۱۳۶ ۱۳۹ ۱۳۹ ۱۳۹ ۱۳۱ ۱۳۱ ۱۳۶ ۱۳۱ ۱۳۳ ۱۳۳ ۱۳۴ ۱۳۴ ۱۳۵ ۱۳۵ ۱۳۶ ۱۳۶ ۱۳۷ ۱۳۷ ۱۳۸ ۱۳۸ ۱۳۹ ۱۳۹ -------- صفحهٔ بعد -------- شکل ۲۷-۶- نقشه‌های هم‌بارش ۳۸/۳ در تداوم‌های مختلف ۵۶ شکل پ.۱-۲- نمودار نمایشی نشان دهنده رابطه بین منحنی عمق - پهنه برای (حداکثر بارش محتمل) و رابطه درون توفان یا بدون آن برای حداکثر بارش محتمل در ۱۰۰۰ کیلومترمربع ۱۸۴ -------- صفحهٔ بعد -------- -------- صفحهٔ بعد -------- مقدمه با۵م ۲۸۵ ۱ مقدمه است که آن سازه ممکن است در طول عمر خود در معرض آن قرار بگیرد. سازه‌های دارای پتانسیل بالای خطر آن‌هایی هستند که ویرانی آن‌ها آسیب‌های شدید ناشی از سیل را برای ساکنین مناطق پایین رودخانه به دنبال خواهد داشت و صدمات جانی فوق‌العاده‌ای را نیز به همراه خواهد داشت. انتخاب سیل طراحی یکی از مشکلات عمده در طراحی پروژه‌های آبی می‌باشد. انتخاب بده سیل طراحی با معیارهای اقتصادی, تلفات انسانی و عوامل هیدرولوژیکی انجام می‌گردد. در بعضی از موارد ایمنی سیستم و خسارات مربوطه چندان مهم به نظر نمی‌رسد و در پاره‌ای از موارد نیز سازه‌های آبی از اهمیت فوق‌العاده زیادی برخوردار است و لذا باید سیلاب طراحی عبارت است از بده سیلاب بزرگی است که با دوره بازگشت کاملا قابل توجه به مخزن سد وارد می‌شود و انتخاب چنین سیلی مرتبط با کاهش خطر شکست احتمالی تا درجه‌ای قابل پذیرش بر حسب اهمیت سد و مخزن و شرایط ژئوتکنیکی پی. می‌باشد. (جلالی,۱۳۶۶). در طراحی سازه‌ها سه نوع سیل مورد توجه قرار می‌گیرد: ۱- سیل‌هایی که از بررسی تناوبی به دست می‌آید. ۲- سیل‌هایی که به نام استاندارد (58)" خوانده می‌شود و از رگبارهای 8۳5" به‌دست می‌آید. معمولا این ۳ سیل‌های حداکثر محتمل " پا ۳۱/۲ موضوع استاندارد کردن سیلاب‌های طراحی برای تاسیسات مختلف آبی به دلایل متعدد همواره مورد توجه دست‌اندر کاران صنعت آب در کشورهای مختلف دنیا بوده است. تحقیقات و مطالعات بسیار گسترده و در طیف وسیعی برای تثبیت روش‌ها و تعیین خط مشی‌ها صورت گرفته و دیدگاه‌های متفاوتی درباره انتخاب این عامل ارائه گردیده است. بنابراین تعیین سیلاب طراحی فاقد یک روش یکسان و سراسری یا یک استاندارد واحد بین‌المللی است. به لحاظ اهمیت زیاد موضوع همواره بر سر انتخاب سیلاب طراحی و روش‌های محاسبه آن‌ها بحث و گفتگو بوده و هنوز هم ادامه دارد. این بحث‌ها که در یک سوی آن مقدار سیلاب طراحی, ایمنی, بهره‌برداری اطمینان بخش سد و تاسیسات قرار دارد و در سوی دیگر هزینه‌های احداث مطرح می‌باشند. متخصصان را به سمتی هدایت کرده است که با بهره‌گیری از 40 12۵00 1۳۵۵۵۵۶ -1 140 آ۳۳۵(۵0 51۵040۳6 -2 0 ۳۳۵۵0 51۵10۳6 -3 40 ۱1۵11 ۳۲۵۵۵ -4 -------- صفحهٔ بعد -------- ۳ ۰ روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (]۳31) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش ((//(]) مناطق مختلف از مسیر خود و همچنین استفاده از روش حداکثر بارش محتمل و حداکتر سیل محتمل با رعایت ایمنی یکی از مسایل بسیار مهم آب‌شناختی محاسبه حداکثر بارش محتمل " (۳۱/۳) به منظور طراحی سدهای بزرگ است از سال ۱۹۵۰ روش‌هایی برای محاسبه حداکثر بارش محتمل ارائه شده است. اولین برآوردها بر اساس بیشینه بارش ثبت شده روزانه در یک حوضه انجام می‌گرفت. از اواسط ۱۹۷۰ روش کلی‌تری توسعه یافت که اجازه می‌داد بارش نواحی گسترده‌تری را تحلیل کرد. تجدیدنظرهای متوالی در روش‌شناسی برآورد حداکثر بارش محتمل به نوبه خود سبب برآورد بهتری از عمق حداکثر بارش محتمل در حوضه‌های منفرد شده است. زیرا در هر تجدیدنظر داده‌های بیش‌تر و فن‌آوری‌های بهتری برای محاسبه دقیق‌تر حداکثر بارش محتمل به‌کار رفته است. گرچه تعریف حداکثر بارش محتمل از نظر تئوری عبارت است از احتمال بیش‌ترین عمق بارش برای یک دوره زمانی معین چند ساعت تا چند روز متوالی که از نظر فیزیک هواشناسی در محل جغرافیایی معین و در زمان خاصی از سال امکان‌پذیر است (1986 ,۷//0). این تعریف بهترین عمق حداکثر بارش محتمل را برای حوضه‌ای خاص که می‌توان با استفاده از داده‌های روزانه محاسبه کرد. آرائه می‌دهد. بنابراین در این گزارش نیز به منظور استاندارد نمودن برآورد حداکثر بارش محتمل از روش‌های استاندارد شده سازمان هواشناسی جهانی استفاده شده است. - هدف تهیه و تدوین استانداردهاء ضوابط. راهنما و آیین‌نامه‌های فنی یکی از رایج ترین روش‌ها برای ایجاد یکنواختی در تصمیم گیری‌های مرتبط با سدها به شمار می‌آید. هدف از تهیه این دستورالعمل ارائه روش‌ها و مراحل محاسبه حداکثر می‌گردد. هر چند که اتخاذ برخی تصمیم‌های کارشناسی در طی مراحل برآورد و با توجه به شرایط داده‌ها و ویژگی‌های منطقه همچنان به عهده طراح خواهد بود. روش‌های ارائه شده در این دستورالعمل برای برآورد سیل ایمن سدهای بزرگ که در پایین‌دست آن‌ها خطرات جانی قابل توجهی وجود دارد و هیچ‌گونه ریسک تلفات قابل پذیرش نیست. به‌کار می‌رود. علاوه برآن برآورد ۳۸/۳ برای تدقیق برأوردهای حاصل از تحلیل فراوانی سیل استفاده می‌گردد. این دستورالعمل یک متن جامع برای آموزش کلیه جزییات برآورد حداکثر بارش محتمل نیست. بنابراین کاربران باید روی حداکثر بارش محتمل نقش دارند و لذا طراح باید همچنان از تجربه و قضاوت خود بهره گیرد. ۱- ۳۳۵۳۵۸۱۵ ۷/1۵71 0 -------- صفحهٔ بعد -------- مقدمه با۵م ۲۸۵ ۳ این دستورالعمل به منظور استانداردکردن روش و مراحل محاسبه حداکثر بارش محتمل برای هرحوضه آبخیز و برای تداوم یک تا بیش از ۷۲ ساعت و برای پهنه‌هایی به وسعت از ۳۰ تا بیش از ۳۰ هزارکیلومترمربع» برای ماه‌هایی که برای توفان‌های همرفتی محلی در دوره‌های زمانی کوتاه مدت تا ۶ ساعت و در حوضه‌های آبخیزتا ۱۰۰۰ کیلومترمربع را نیز پوشش می‌دهد. در این دستورالعمل روش‌های مورد استفاده به منظور برآورد حداکثر بارش محتمل قدم به قدم شرح داده شده است. یکی از اهداف تدوین این دستورالعمل جمع‌آوری مطالعات گذشته برآورد حداکثر بارش محتمل در حوضه‌های آبخیز مختلف و با روش‌ها و دوره‌های زمانی متفاوت است تا روش ارائه شده با روش‌های اجرا شده گذشته در حوضه مورد مطالعه مقایسه گردد تا به این طریق محاسن و به ویژه معایب موجود در این روش‌ها استخراج و تصحیح شود. لازم به استفاده از حداکثر بارش محتمل به منظور طراحی سازه‌های آبی با ریسک یا خسارت بالا قدمت صد ساله دارد. در دسترس نبودن داده‌های بده قابل اعتماد و درازمدت در طراحی سد یا مخازن آبی سبب وابستگی بیش‌تر به داده‌های در انجام چنین کاری شناسایی حد بالای مقدار بارش برای دوره زمانی و منطقه جغرافیایی معین دارای اهمیت است. هواشناسان و آبشناسان برای کمی کردن و به‌دست آوردن مقدار حداکتر بارش محتمل برای سازه‌های توسعه منابع آب که موجب خسارت بالقوه در پهنه‌های پایین‌دست جریان می‌شود. نیاز به داده‌هاء تجربیات و منابع به عنوان درون داد. برای محاسبه این برآورد دارند. چون روش‌های مختلفی (استفاده از بیشینه بده لحظه‌ای با دوره برگشت ۱۶ هزار ساله. رطوبت و بادء استفاده از روش آماری هرشفیلد. و...) برای محاسبه حداکثر بارش محتمل به‌کار گرفته می‌شود. دامنه تغییرات گسترده‌ای از حداکثر بارش محتمل حتی برای حوضه‌های مجاور که از نظر ویژگی‌های محیط زیستی یکسان سدهای بزرگ به عنوان درون‌داد اولیه به‌کار می‌رود. اگر سرریزی نتواند حداکثر سیل محتمل را با ایمنی بالایی عبور دهد. ممکن است سرریز آب بر روی سد سبب شکسته شدن دیواره‌ها یا فرسایش پایه‌های کناری سد شود. با توجه به مطالب فوق, مراجع بین‌المللی سدسازی و به خصوص کمیته ملی سدهای بزرگ توصیه نموده‌اند که ظرفیت سرریزها باید باتوجه به حداکثر سیل محتمل که بر اساس حداکثر بارش محتمل و به روش همدیدی (سینوپتیکی) برآوردشده 1- ۳۲۵۵1۵ 3/1271 40 -------- صفحهٔ بعد -------- ۴ 0۰ روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳۸1۳) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش ((7۸7) - دامنه کاربرد برآورد حداکثر بارش محتمل باید براساس استاندارد‌های بین‌المللی و توصیه‌های سازمان‌های جهانی مرتبط انجام شود. از این رو سعی شده است به منظور محاسبه حداکثر بارش محتمل دستورالعملی جامع براساس استانداردها و توصیه‌های جهانی تهیه و در اختیار مشاورین و سازمان‌هایی که در این رابطه فعالیت دارند. گذارده شود. همچنین هدایت و اجرای عملی و دقیق این دستورالعمل در صلاحیت یک کارشناس (با بالاتر) با تجربه هواشناسی می‌باشد. مهندس طراح یا مدیر پروژه ]۳۸۸ باید سوابق کافی در مطالعات داشته باشد. با این حال چنانچه چند طراح با صلاحیت. به صورت منفرد مطالب این دستورالعمل را به‌کار گیرند. اخذ نتایج تا حدودی متفاوت دور از انتظار نیست. -------- صفحهٔ بعد -------- فصل ۱ کلیات -------- صفحهٔ بعد -------- -------- صفحهٔ بعد -------- فصل اول - کلیات زیرهم ۷ ۱-۱- تاریخچه محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳8۸1]۳) از اواخر سال ۱۹۳۰ شرایط سرریز برای اکثر مخازن در ایالات متحده بر مینای حداکثر بارش محتمل تعیین شده است. مقادیر ۳۸/7 همه مناطق ایالات متحده در گزارشات آب و هواشناسی 710۸۸ موجود است. این گزارشات مقادیر کلی ۳۸/۳ برای حوضه‌های آبخیز واقع در مرزهای جغرافیایی تعریف شده در این گزارش را ارائه می‌دهند. در سال ۱۹۸۶ در نشریه شماره ۳۳۲ سازمان هواشناسی جهانی به طور خاص, روش‌های تعیین حداکثر بارش محتمل با ارائه توضیحات مدون و مفصل, مورد بحث قرار گرفت و از آن به بعد برای بسیاری از تحقیقات و مطالعاتی که در جهان صورت گرفت روش‌های ارائه شده در آن مبنای کار قرار گرفت. پونس (۱۹۸۹) به نقل از سرویس‌های ملی هواشناسی (0۸۸) به صورت خلاصه به شرح روش‌های محاسبه ۳۱/۳ در مناطق غیرکوهستانی, کوهستانی و مناطق بدون داده‌های هواشناسی پرداخته است. هانسن (۱۹۸۶) در قالب مقاله‌ای مفاهیم جدید و کاربردهای آن‌ها را در برآورد ۳۸/۳ توصیف کرد و پیشنهاداتی درباره روش اصلاح شده مورد استفاده در ارزیابی بزرگی ۳۸/۳ ارائه داد. هرشفیلد (۱۹۶۱) از معادله عمومی تناوب و با داشتن آمار باران روزانه بیش از ۲۶۰۰ ایستگاه که ۹۰ در صد آن‌ها در ایالات متحده قرار داشتند. دریافت که 1۳15 منحنی پوشی برای داده‌های مشاهده شده حداکثر بارندگی روزانه می‌باشد. تغییر می‌کند و مقدار ۳-15 برای مناطق پر باران خیلی زیاد و برای مناطق خشک خیلی کم است. وی در سال ۱۹۷۷ با آنالیز بیش‌تر برای تداوم‌های ۲۴ ساعته. یک ساعته و ۵ دقیقه مقدار ‏ را محاسبه و نسبت به نتایج قبلی میزان آن را افزایش داد.ء هرشیفلد (۱۹۸۱) با بررسی مجدد بر روی بارندگی‌های ۶ ساعته مقدار 1۲ را تغییر داده است (۱۹۷۳/۷۱/0 قهرمان و سپاسخواه,۱۳۷۵). کولیر و هارداکر (۱۹۹۶)» یک مدل توفان که به مدل توفان بریتانیا معروف شد. را برای برآورد حداکثر بارش محتمل ارائه دادند. اسونسون و راکیچ (۱۹۹۷)» حداکثر بارش محتمل برای سدها در حوضه رودخانه هونگر و چین را برآورد نموده‌اند. در این مطالعه مقادیر ۳۸/۳ با استفاده از یک روش آب و هواشناسی که شامل تحلیل عمق بارش - ناحیه توفان - مدت زمان بارش و حداکثرسازی رطوبت است. تخمین زده شده است. مقادیر منطقه‌ای ۳۸/0 برای کل حوضه آبخیز رودخانه هونگرو ونیز برای دیگر حوضه‌های آبخیز واقع در مناطق بالای سدهای مناطق بانکیاو شیمانتان, بوشان و سویاهو برآورد شده است و برای مقادیر نقطه‌ای ۳۹/۳ یک روزه» دو روزه و سه روزه به ترتیب ۱۲۰۰ ۱۹۱۰۰۱۴۶۰ در سال ۱۹۹۷ پروژه‌ای با هدف ارائه شیوه‌هایی برای تخمین سیل‌های طرح با دوره‌های بازگشت بزرگ به سرپرستی پراک در جمهوری چک انجام شد. هیدرولوژیست‌هاء اقلیم‌شناسان و هواشناسان متعددی از سازمان‌های متفاوت چک در این پروژه مشارکت داشتند و هواشناسان مسوولیت ارائه شیوه‌هایی برای تخمین 7۸/۳ حوضه‌های آبریز چک را بر عهده -------- صفحهٔ بعد -------- ۸ ۰ روش‌های محاسبه حداکثتر بارش محتمل (۱17) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش (0۸7) عوامل فیزیکی کنترل کننده بارندگی است (۲۳۵2۵00۷۵ و همکاران. ۱۹۹۷). دوگلاس و بروس (۲۰۰۲)» با استفاده از شیوه‌های تحلیل چند بخشی به برآورد حداکثر بارش محتمل در شرق ایالات متحده پرداختند. آن‌ها این کار را ابتدا با مشخص کردن مبزان عمق های حداکثر بارندگی مشاهده شده انجام دادند و سپس تفاوت این ویژگی‌ها را هم به لحاظ زمانی و هم مکانی ارزیابی کردند. با توجه به این که همه ارزیابی‌های مبتنی بر مشاهده محدود به مدت زمان و کیفیت ثبت تاریخی بودند. این واقعه را حداکثر بارندگی بخشی نامیدند. ۲-۱ مطالعات حداکثر بارش محتمل در آبران از نخستین مطالعات حداکثر بارش محتمل در سطح کشور می‌توان به بررسی انجام شده مربوط به طرح سد دز در سال ۱۹۵۵-۱۹۵۴ میلادی و کارون یک (شهید عباسپور) طی سال‌های ۱۹۶۸-۱۹۶۷ (۱۳۴۷-۱۳۴۶) اشاره کرد که توسط شرکت بین‌المللی مهندسی هارزا انجام شده است. در این دو بررسی به سبب نبود داده‌های بارش و فراسنج‌های جوی مورد نیاز در برآورد حداکثر بارش محتمل در حوضه دز و کارون تا آن تاریخ. از انتقال توفانی که برای برآورد حداکثر بارش محتمل حوضه دیاله به‌کار رفته. استفاده شده است. مطالعات حداکثر بارش محتمل سد کارون ۳ در سال‌های ۱۹۸۲ (۱۳۶۱) و ۱۹۸۴ (۱۳۶۲)با مشارکت مهندسین مشاور مهاب قدس و مهندسین مشاور ایکرز انجام شده است. این گزارش مجددا توسط مشاور مهاب قدس در سال روش سینوپتیکی انجام شد. به منظور برآورد حداکثر بارش محتمل در این حوضه از توفان‌های انتخاب شده برای کارون ۳ استفاده شده است. در همین ارتباط مطالعات سد گدارلندر در سال ۱۳۷۱(۱۹۹۲) با مشارکت مهاب قدس- لامایر به روش همدیدی (سینوپتیکی) انجام شد. به منظور برآورد حداکثر بارش محتمل در این حوضه از بین ۱۱ توفان شدید توفان ۷ روزه بهمن ۱۳۵۴ انتخاب شد. در سال ۱۹۹۶ (۱۳۷۵) طرح مطالعاتی حداکثر بارش محتمل در سد گتوند به توفان شدید. توفان ۷ روزه دسامبر ۹ ار ۳۳۸) انتخاب شد. جدول (۱-۱) خلاصه‌ای از نتایج مطالعات حداکثر بارش محتمل بر روی حوضه‌های جنوب غربی ایرآان را ارائه می‌دهد. سازمان هواشناسی کشور در سال ۲۰۰۴ (۱۳۸۳) در قالب یک پروژه ملی مقادیر حداکثر بارش محتمل را برای -------- صفحهٔ بعد -------- فصل اول - کل پروژه سد در سد هه عباسپور (کارون ۱ کارون ۲ رون کارون ۳ رون سد کارون ۴ سد گدارلندر 27 شایان ذ؟ آن‌ها زمان بر تفر ی ب عدم در ور چ- عدم ات مشاور هارزا ۱۹۶۷ و ۱۹۱۶۸ ایکرز - مهاب قدس 7۲۳ و ۱۹۸۴ مهاب قدس ۱۹۸۴ (گزارش بازنگری ۱۹۹۸) مهاب قدس ۰ و۱۹۹۹ مشاور لامایر ۱۹۹۲ که در تمام این برآو استفاده از نقشه‌های ی ۰ ۱۵۰ متری از م استفاده از نقشه برد شارش رطوبت از م ۹ یی مقدار حداکثر بارش تما (1۱11) ۱۳۷۳۲ ۲۱ و ۳۳/۸ ۱۳۹/۵ ۲۸/۶ و ۳/۳ رای طراحی ن همدیدی کال (ارتفاع مطالعه -------- صفحهٔ بعد -------- ۰ 0۰ روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳۸1۳) و منحنی‌های عمق. سطح. تداوم بارش (0۸7) د- ناکافی بودن توزیع مکانی شبکه ایستگاه‌های باران‌سنجی به‌ویژه از ارتفاع ۲۰۰۰ متر به بالا (متاسفانه این امر هنوز به قوت خود باقی است. شایسته است وزارت نیرو و سازمان هواشناسی کشور با توسعه شبکه باران‌سنجی به حل این معضل اقدام نمایند). ه- عدم یکنواختی شبکه ایستگاه‌های باران‌سنجی و ناکافی بودن تعداد آن‌ها ز- نبود معیاری دقیق و صحیح برای رسم خطوط هم‌باران با استفاده از نرم‌افزارها و روش‌هایی مانند زمین آمارء تیسن و روش رایج سنتی» به سبب نبود تعداد و توزیع مناسب ایستگاه‌های باران‌سنجی به‌ویژه در ارتفاعات بیش از ۲۰۰۰ متر برای تعیین گرادیان های مناسب بارش با ارتفاع در منطقه مورد مطالعه ح- نبود و یا ناچیز بودن ایستگاه‌های باران‌سنج ثبات برای تعیین تداوم دوره بارش و شدت آن به‌ویژه در مناطق کوهستانی. شایان گفتن است که در صورت وجود باران‌سنج ثبات به‌خصوص درارتفاع بیش از ۲۰۹۰ متر می‌توان به گرادیان بارش با ارتفاع و روند تغییر آن دست یافت. ط- فراسنج‌های هواشناختی ایستگاه‌های همدیدی که برای تعیین ضریب بیشینه‌سازی رطوبت و باد درون شارش حوضه به‌کار گرفته می‌شود دارای طول عمر متفاوتی بوده که در تعیین دوره‌های برگشت ۲۰ ۵۰ ۸۰و ۱۰۹ ساله تاثیر گذار است. ۳-۱- کاربردهای ۲۳۹1۳۲ برنامه‌ریزی و طراحی سازه‌های آبی با ریسک یا خسارت بالاء اغلب نیازمند ارزیابی پتانسیل ایجاد بارش و سیل‌های شدید در حوضه‌های آبریز است. حداکثر بارش محتمل در برآورد حداکثر سیل محتمل به منظور طراحی سرریز سدهای بزرگ به عنوان درون داد اولیه به‌کار می‌رود. برآورد پتانسیل حداکثر بارش محتمل معمولا برای کاربردهای مهندسی ۱- طراحی ابعاد سدها (ارتفاع سد. تونل‌ها و سدهای با خطر بالا به‌ویژه در کانون های جمعیتی به نحوی که شکست سد تلفات انسانی قابل توجهی را به همراه داشته باشد. ۲ پهنه‌بندی مناطق سیلابی و سیلاب دشت‌هایی که نیروگاه‌های هسته‌ای در آن ساخته می‌شود. ۳- از حداکثر بارش محتمل برای تخمین حداکثر سیل محتمل استفاده می‌شود. -------- صفحهٔ بعد -------- فصل ۲ مقدمات تهیه داده‌های مورد نیاز -------- صفحهٔ بعد -------- -------- صفحهٔ بعد -------- فصل دوم - مقدمات نهیه داده‌های مورد نیاز باه هم ۳ ۱-۲- بررسی حداقل اطلاعات لازم (طول دوره آماری) مساله عادی در کلی‌سازی منطقه‌ای داده‌های آب‌شناختی مانند میانگین سالانه بارش از این حقیقت ناشی می‌شودکه ایستگاه‌های سنجش دارای دوره‌های مختلف ثبت گزارش است. ایستگاهی ممکن است در طی یک دوره با بارش زیاد فعال باشد و ثبت گزارش ایستگاه دیگر ممکن است پوشش دهنده دوره کوتاه ویژه‌ای باشد. تلاش برای مقایسه گزارش‌های این دو ایستگاه. برای نمونه میانگین سالانه نقشه‌های هم‌باران. احتمالا ایجاد به‌هم‌ریختگی تغییرات مکانی با تغییرات زمانی می‌شود. شیوه‌ای که برای کمک به حل این مشکل به‌کار می‌رود نمودار میله‌ای مانند (شکل ۱-۲) است. بازرسی و بازبینی کار به‌طور نسبی آسان است. در این شکل دوره بین سال‌های ۱۹۱۳ و ۱۹۵۰ به عنوان دوره بهینه که بستگی به توزیع فاصله‌ای ایستگاه‌های سنجش دارد. بررسی می‌شود. برای ایستگاه‌هایی که در طی این دوره خلاءهای آماری دارند. با همبستگی داده‌ها برای آن بخشی از دوره که برای ایستگاه‌های دیگر عادی است و با به‌کارگیری رابطه به‌دست آمده برای برآورد مقادیر در دوره مفقود.ء داده‌ها برآورد می‌شود. انتخاب دوره بهینه نیاز به بررسی دوره طولانی مدت دارد تا بیان‌گر نمونه خوبی از ثبت گزارش‌ها در طول زمان باشد. اگر این دوره بسیار طویل باشد ساخت داده‌های آماری در حد زیاد باید صورت بگیرد. اگر این دوره بسیارکوتاه باشد نشان‌دهنده نمونه نامرغوبی از تغییرات زمانی بوده و ممکن است بی‌جهت تحت تأثیر دوره خشک یا مرطوب غیرمعمول قرار گیرد. 1930 1940 ۹۱930 ۹1920 ۹۹9149 ۱۹9۹90 1890 ۱۹30 ۱۹70 ی ‎٩‏ ی سس ما مه ا ات ماه سم ۸ سس[ سسوم و ْ 12 هه 1 و۳2 54 ۱-۳ -| سم ۱۵ [. ۲-۲- شناسایی و جمع آوری داده‌های اولیه قبل از برنامه‌ریزی انجام مطالعه. بررسی مجموعه‌ای از اطلاعات اولیه و نقشه‌های عمومی از منطقه. با محدوده مطالعاتی آشنایی پیدا کرد. شناسایی مجموعه داده‌ها و اطلاعات مورد نیاز عملیات جمع‌آوری آن‌ها را در مراحل بعدی آسان‌تر می‌سازد. شایان گفتن است هر چه قدر داده‌ها و اطلاعات بیش‌تری در دسترس قرار گیرد. اعتماد بیش‌تری به -------- صفحهٔ بعد -------- ۴ 0۰ روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳۱1۳) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش (0۸7) محاسبات و نتایج و تحلیل‌های نهایی برای برآورد حداکثر بارش محتمل و در نهایت حداکثر سیل محتمل وجود خواهد داشت. داده‌هایی که باید جمع‌آوری شوند عبارتند از: الف- بارش روزانه دراز مدت ب- میانگین دمای روزانه» حداکثر و حداقل ج- میانگین دمای نقطه شبنم روزانه. حداکثر و حداقل آن د- تداوم ۱۲ ساعته دمای نقطه شبنم سطح ایستگاه با توجه به فشار سطح ایستگاه برای یک دوره ۱*۶ روزه با ماهانه در یک دوره ۳۰ ساله یا بیش‌تر ه- تداوم ۱۲ ساعته تندی باد در سطح ایستگاه برای یک دوره ۱۰ روزه یا ماهانه و- میانگین باد در سطح ایستگاه برای یک دوره ۱۶ روزه یا ماهانه ز- تداوم ۱۲ ساعته دمای نقطه شبنم سطح ایستگاه در توفان‌های انتخابی که با توجه به میزان بارش و شدت آن ح- تداوم ۱۲ ساعته تندی باد در توفان‌های انتخابی که با توجه به میزان بارش و شدت آن انتخاب می‌شود. ط- نمودار باران‌سنج‌های ثبات درون حوضه در صورت در دسترس نبودن داده‌های درازمدت و نبود اطمینان به صحت داده‌های کوتاه مدت بارش, می‌توان در صورت مناسب بودن داده‌های بده از آن استفاده کرد. اولین گام در محاسبه حداکثر بارش محتمل ایجاد پایگاه داده‌های فوق است. مراحل تهیه امار و اطلاعات نحوه بررسی‌های اولیه آن‌ها به شرح زیر می‌باشد. ۳-۲- کنترل کیفی داده‌ها مجموع بارش روزانه قبل از تحلیل بیش‌تر دستخوش کنترل کیفی شدید قرار می‌گیرد. به منظور تسهیل در فرآیند کنترل کیفی داده‌های هر توفان. داده‌ها به صورت یک متن جداسازی شده توسط کاما و گیومه برونداد می‌شود به‌طوری که به سادگی به صورت صفحه گسترده سودمندی درآید. قالب این صفحه گسترده به آسانی داده‌های توام با خطا را الف - مجموع بارش انباشته شده -- درصورتی که باران‌سنج هر روز خوانده و خالی نشود. بارش جمع شده در باران‌ سنج چند روز بارشی جمع شده است. گزارش ارشیو به عنوان داده گمشده تلقی می‌شود. -------- صفحهٔ بعد -------- فصل دوم - مقدمات نهیه داده‌های مورد نیاز باه هه ۵ ج- بارش‌های ثبت شده با تاریخ گمشده - اغلب اوقات تاریخ بارش به غلط ثبت می‌شود که به طور معمول یک با دو روز قبل یا بعد از تاریخ ریزش باران است. بارش‌های با تاریخ گمشده فقط زمانی مشخص می‌شود که به طور د- مجموع بارش انباشته شده نامشخص - کلیه بارش‌های انباشته شده به‌طور مناسبی مانند آنجه که در آرشیو وجود دارد مشخص نیستند و این امر زمانی مشخص می‌شود که مانند فوق یا مقدار بارش به‌طور نسبی زیاد بوده و یا بتوان آن را با بارش ریزش کرده در ایستگاه‌های مجاور مقایسه کرد. ه- داده‌های ثبت شده غلط یا ناسازگار - برخی اوقات مجموع بارش در یک ایستگاه با بارش ایستگاه‌های مجاور به‌طور آشکاری اختلاف دارد و گاهی علت این اختلاف را می‌توان تعیین کرد. برای نمونه وقتی که محل ایستگاه شناسایی است که باید از سری داده‌ها حذف شود. به هر حال پس از شناسایی تاریخ‌های توفان مجموع بارش کلیه ایستگاه‌ها در درون پهنه مورد مطالعه توفان از طریق چاپگر رایانه چاپ و سپس برای سازگاری زمانی و مکانی آن‌ها دقیقا بررسی می‌شود. مجموع بارش در بسیاری از نمونه‌ها نیستند که در زمان رخداد توفان بوده اند. تصحیح داده‌ها زمانی انجام می‌شود که هدف اصلی به طور آشکار مشخص باشد. دفاتر اصلی دیدبانی بارش در ایستگاه‌هایی که در مرکز رخداد بزرگ‌ترین توفان قرار دارند از آرشیو اصلی نیز بازیابی می‌شود. در این مورد توصیه های دیدبان به‌ویژه از باران‌سنج‌هایی که بیش از حد پر شده‌اند یا چندین بار پر و خالی شده‌اند توجه داده می‌شود. داده‌های بارش را برخی اوقات از منابع دیگر نیز می‌توان به‌دست آورد. برای نمونه استفاده از آرشیو باران‌سنج‌ها و باران‌نگارها و باران‌سنج‌های ذخیره‌ای وزارت نیرو و وزارت جهاد کشاورزی, گزارش‌ها و داده‌های بارش ایستگاه‌های هواشناسی افزوده می‌شود. گرچه کنترل کیفی این داده‌ها زمان برند ولی برای مولفه‌های ساختار توفان‌ها در تاریخ‌های متفاوت ضروری است. همجنین داده‌های دیگر مانند دما و دمای نقطه شبنم. تندی بادء فشار و سایر پارامترهای مورد نیاز برای محاسبه حداکثر بارش محتمل نیز مانند داده‌های بارش ممکن است اشتباه ثبت شده باشد که کنترل کیفی عینی این داده‌ها نیز مشابه کنترل بیش‌تر از بارش بوده و در نتیجه مقایسه این داده‌ها با یکدیگر با اشکالات بیش‌تری همراه است که باید به آن توجه کرد. علاوه بر کنترل کیفی عینی داده‌ها کنترل نظری داده‌ها نیز باید اعمال شود. این کنترل کیفی باید بر اساس روش‌های پیشنهادی سازمان هواشناسی و سایر مراجع علمی انجام شود. برای نمونه آزمون های آماری پارامتری با -------- صفحهٔ بعد -------- ۶ لب ناپارام ۳۲ ته سازمار ابریز | 2 2 0۰ روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (7۸17) و منحنی‌های عمق, سطح. تداوم بارش ( تری داده‌ها به منظور آزمون تصادفی بودن. همگن بودن, نداشتن روند و... به‌کار گرفته می‌شود. به منظور اف و صحت. بهتر است که داده‌ها را چندروز قبل از توفان, روز توفان و چندروز بعد از آن مورد بررسی قرار داد به مقایسه روند داده‌ها صحت و دقت آن‌ها را بررسی کرد. -۰- تهیه نقشه توپوگرافی از حوضه و پیرامون آن یه نقشه پایه توپوگرافی با مقیاس‌های ۱:۵۰۰۰۰ و ۱:۲۵۰۰۰۰ از حوضه و محدوده مطالعاتی از جمله ضر ت ایستگاه‌های هیدرومتری تقسیم‌بندی حوضه‌ها و زیرحوصه. رودخانه‌ها و جا نمایی سدها نشان داده شود. شه‌های توپوگرافی ویژه از قبیل نقشه‌هایی که در طی طراحی سدها مورد استفاده قرار گرفته‌اند. اغلب از د ودخانه بختیاری را نشان می‌دهد که با استفاده از نقشه‌های هم‌جوار آن می‌توان حوضه رودخانه بختیاری مورد نظر برای پروژه مشخص (مثلا محل ساخت‌گاه سد بختیاری) مرزبندی نمود. زارارارا 2 330000 350000 320000 0000 [ه ار ۱ شم اه اس ۰ ۱ اس ۹ 2 ۹ 7 ۹ 3 ۹ 1 ۹ سید ۰ اس مها 1 هه ی ی راهنما ۳ را نی 0 9 :8 مه منحهنی نراز ۲ ری مرز حوضه آبریز بخری ل] 0 5 0 20 30 ۳ 5 0000 320000 350000 330000 40000 شکل ۲-۲- نقشه توپوگرافی حوضه آبریز رودخانه بختیاری وریات برو)» توضه اراتا -------- صفحهٔ بعد -------- فصل دوم - مقدمات نهیه داده‌های مورد نیاز یامه هه ۷ و ۲-۳-۲ موقعیت ابستگاه‌های هواشناسی و داده‌های اقلیمی موقعیت ۳ داده‌های افلیمی ایستگاه‌هایی که داخل و مجاور حوصضه مورد مطالعه قرار دارند. باید جمع‌آوری و کنترل نمونه‌ای از مشخصات ایستگاه‌های هواشناسی شامل موقعیت و نوع آن‌ها را در منطقه مورد مطالعه نشان می‌دهد. با استفاده از این اطلاعات نقشه موقعیت جغرافیایی ایستگاه‌های هواشناسی موجود در منطقه مطالعاتی تهیه می‌شود. شکل جدول ۱-۲- مشخصات چند ایستگاه هواشناسی موجود در حوضه آبریز رودخانه دز و نواحی اطراف مس سح ۱ - ۰ ی ۰ 5 اس 1 8 ارو ۹ : ی 8 ۱ ۱ : : ۰ ۰ 2 ‌-- 2 . ۰ : : هت ِ یمد در مر 1 ۹ ۹ نش لس س ۹ اتید ۳ 7 : 1 ۱ ۱ - ۱ 0 شکل ۳-۲- نقشه موقعیت ایستگاه‌های هواشناسی موجود در حوضه آبریز رودخانه دز و نواحی اطراف -------- صفحهٔ بعد -------- ۸ 0۰ روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳۸1۳) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش ((7۸7) ۳-۳-۲ موقعیت ایستگاه‌های هیدرومتری و داده‌های بده ایستگاه‌های هیدرومتری توسط دفتر مطالعات پایه منابع آب که از زیر مجموعه های شرکت مدیریت منابع آیران است. تاسیس و مدیریت می‌شوند. با مراجعه به این دفتر می‌توان موقعیت ایستگاه‌ها ۳ مقادیر بده با فواصل زمانی کوتاه مدت را اخذ و به دقت کنترل نمود. ایستگاه‌های هیدرومتری باید از نظر موقعیت و دوره‌ی ثبت داده‌ها و اطلاعات بررسی شوند. از داده‌های بده‌های حداکثر لحظه‌ای و روزانه به وقوع پیوسته در حوضه برای کنترل و انتخاب توفان‌های شدید و فراگیر استفاده می‌شود. جدول (۲-۲) مشخصات ایستگاه‌های موجود و تجهیزات آن را در یک حوضه نمونه نشان می‌دهد. با استفاده از این اطلاعات نقشه موقعیت ایستگاه‌های هیدرومتری موجود در حوضه مورد مطالعه تهیه می‌شود. برای هر یک از این ایستگاه‌ها مطابق جدول (۳-۲) داده‌های مقادیر بده حداکثر لحظه‌ای و روزانه در طول دوره‌ی آماری موجود جمع‌آوری می‌شود. جدول ۲-۲- مشخصات چند ایستگاه هیدرومتری موجود در حوضه دز و نواحی اطراف ع ع ع ۲ اه ۲ هگا ده 9 سگا ام نا اه ۹ راشای ۱۹ سای ۱۹ ۳ اک 8 ۱ 0 اه مه ۲ -------- صفحهٔ بعد -------- قصل دوم - سس ۰ ۰ ۰ ۰ ۰ ۹ " ی -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۰ 0۰ روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳۸1۳) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش ((7۸7) ۴-۲- داده‌ها و نقشه‌های سایت‌های هواشناسی معتبر داده‌ها و نقشه‌های روزانه فراسنج‌های هواشناختی نظیر رطوبت. فشار و ارتفاع از سایت ۳8۳« یا ۷۳۸ قابل گرفته می‌شود از این دو سایت به‌دست می‌آید. باید گفته شود که این دو پایگاه نقشه‌های همدیدی از تراز میانگین سطح دریا تا بیش از ز ارتفاع ۱۶ کیلومتری در سطح نیم‌کره شمالی و جنوبی را تهیه کرده و در دسترس کلیه مراکز هواشناسی ملی به منظور تحلیل و پیش‌بینی وضع هوا قرار می‌دهند. با توجه به جهت حرکت سامانه‌ها مسیر حرکت منحنی‌های رطوبت دنبال شده و مسیر ورود رطوبت به منطقه مشخص می‌شود. ۱-۳-۲۳ داده‌های هیدرولوزیکی توفان‌ها و سیل‌های تاریخی توفان‌های تاریخی و سیل‌های حاصل از آن‌ها باید شناسایی شده و داده‌های آن‌ها جمع‌آوری گردد. این داده‌ها شامل داده‌های ایستگاه‌های باران‌سنجی (مخصوصا ایستگاه‌های دارای آمار کوتاه مدت برای استخراج توزیع زمانی بارش) در داخل و نزدیک حوضه‌ی آبریز و هیدروگراف‌های سیل‌های متناظر با آن‌ها است.جدول (۴-۲) به طور نمونه داده‌های باران‌نگاری ایستگاه هواشناسی و داده‌های هیدروگراف سیل متناظر در یک رویداد سیل را نشان می‌دهد. این داده‌ها را می‌توان افزون بر سازمان‌های ذی‌ربط نظیر سازمان هواشناسی, دفتر مطالعات پایه منابع آب. شرکت‌های آب منطقه‌ای و شرکت‌های مهندسین مشاور که قبلا مطالعات سیل منطقه را انجام داده‌اند دریافت کرد. روزنامه‌های محلی و دیگر منابع نوشتاری و تصویری نیز بعضی اوقات اطلاعات مفیدی در این ارتباط منتشر می‌کنند. در هر صورت این اطلاعات باید مورد باز بینی دقیق قرار گیرد و سپس به‌کار گرفته شوند. جدول ۴-۲- داده‌های ایستگاه باران‌نگاری و هیدروگراف سیل متناظر در یک رویداد به‌طور نمونه هیتوگراف بارش در نزدیک‌ترین ایستگاه به حوضه و متناظر با هیدروگراف جریان سیلابی خروجی از حوضه (مترمکعب در ثانیه) سیلاب مورد مطالعه (میلی‌متر) فواصل زمانی ۱۵ دقیقه از ساعت تاریخ وه فواصل زمانی ۳۰ دقیقه از ساعت شروع بارش در روز اول شروع جریان سیلاب در روز اول ۵ و ۱۳۸۰/۱۲/۱۴ ۰ - ۱۹:۴۵ ۱۳/۵ ساعت شروع ۰۰:۱۵ ی ی 0 1۷1۳۵۱۱۵۱۵ 1۵۲ دتعاه) [ 1-3121102۸ (0د1102 0۳0 ۸1۵۵ 1۵۳ دما [۵ 11۵110 -2 -------- صفحهٔ بعد -------- فصل دوم - مقدمات نهیه داده‌های مورد نیاز ۷/۰ ادامه جدول ۴-۲- داده‌های ابستگاه باران‌نگاری و « هیتوگراف بارش در نزدیک‌ترین ایستگاه به حوضه و متناظر با سیلاب مورد مطالعه (میلی‌متر) تاریخ وقوع فواصل زمانی ۱۵ دقیقه از ساعت شروع بارش در روز اول ۵-۲- گزارش‌های مطالعات قبلی مطالعات هیدرولوژی منطقه. نوع و ارتفاع سد. ارتفاع و ظرفب ظرفیت آن‌ها است. می‌تواند راهنمای خوبی در مطالعات حدا ۶-۲- بررسی و تکمیل داده‌های مورد نیاز به منظور اخذ مقادیر حداکثر بارش محتمل در منطقه بای قرار گیرد. از نتایج این بررسی‌ها می‌توان در انتخاب توفان‌ه استفاده نمود. /۹۵ )۳ نیدروگراف سیل متناظر در یک رویداد به‌طور نمونه هیدروگراف جریان سیلابی خروجی از حوضه (مترمکعب در ثانیه) تاریخ وقوع فواصل زمانی ۳۰ دقیقه از ساعت شروع جریان سیلاب در روز اول یی (عات پایه و مواردی از قبیل مطالعات هواشناسی منطقه. بع برای این نوع اطلاعات هستند. ستی کلیه گزارش‌های مطالعات 1۸/1۳ سدهای موجود. در محتمل سازمان هواشناسی کشور جمع‌اوری و مورد بررسی ای شدید و فراگیر برای واسنجی مدل بارش - روان‌آب -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۲ ۰ روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (]۳۸1) و منحنی‌های عمق. سطح. تداوم بارش (0۸7) معمولا گزارش‌های هواشناسی و هیدرولوژی به تجزیه و تحلیل داده‌های ماهانه و سالانه پارامترهای اقلیمی و هیدرولوژیکی می‌پردازد. از نتایج آن‌ها می‌توان در شناخت سال‌های پر باران. که احتمال وقوع بارش‌های شدید و فراگیر در آن‌ها بیش‌تر است. استفاده نمود. با توجه به تاریخ وقوع توفان‌های شدید و فراگیر در طول دوره آماری. می‌توان دوره و یا فصل وقوع شدیدترین توفان‌ها و همچنین فراوانی وقوع آن‌ها را تعیین کرد. ۷-۲- کنترل کیفیت داده‌های روزانه و ساعتی بارش ۱-۷-۲ کنترل داده‌های بارش اصولا داده‌های ساعتی بارش از گراف باران‌نگارهای ثبات و یا داده‌های رقومی دیتا لاگرها استخراج می‌شود. این اطلاعات باید به صورت منحنی‌های تجمعی ترسیم شوند و از نظر ایستایی» پیوستگی و کامل بودن بررسی شوند. برای بررسی ایستایی این گونه داده‌هاء معمولا هیتوگراف‌های هم‌زمان کلیه ایستگاه‌های مورد مطالعه در یک صفحه مختصات ترسیم و با یکدیگر مقایسه می‌شود. در صورت مشاهده تغییرات ناگهانی در داده‌های هر ایستگاه نسبت به ایستگاه‌های دیگر منطقه می‌توان عدم ایستایی را برای آن داده به‌راحتی تشخیص داد. با استفاده از روش‌هایی مانند همبستگی و رگرسیون بین ایستگاه‌ها و در برخی موارد از منحنی‌های جرم مضاعف و پا روش نسبت‌ها می‌توان داده‌های مشکوک. گم شده و یا ناقص را برای ایستگاه بر آورد نمود. ترسیم نقشه‌های هم بارش برای رگبارهای معین و یا با احتمالات مختلف و به‌خصوص با دوره باز گشت ۱۰۰ ساله می‌تواند در بررسی درستی داده‌ها و یا تشخیص آثرات پدیده کوهستانی روی مقدار بارش مفید باشد. ترسیم هیتوگراف بارش‌ها و هیدروگراف سیل‌های ناشی از آن در یک صفحه مختصات می‌تواند در تشخیص هماهنگی داده‌های بارش‌ها و یا سیلاب و تعیین زمان شروع» اوج و خاتمه باران و سیلاب موثر باشد. در برخی موارد که ممکن است در این بررسی‌ها مشاهده شود عبارتند از: ۱(- اگر اختلاف زیادی بین زمان‌های بارش و سیلاب دیده شود. باید داده‌های اولیه بررسی و کنترل مجدد شود و سپس با اطلاعات ایستگاه‌های مجاور آن مقایسه گردد زیرا ممکن است اختلاف مربوط به خطای زمانی در ساعت باران‌نگار باشد. ۲- داده‌های بارش باید از نظر روند تغییرات به‌دلیل تغییر در شرایط اقلیمی و یا اطراف آن و یا جابجایی بررسی شوند. در چنین موارد با ترسیم منخنی جرم مضاعف و یا رگرسیون بین داده‌های آن ایستگاه و ایستگاه‌های هم‌جوار می‌توان آن‌ها را تصحیح نمود. بررسی بارش‌های روزانه در ایستگاه‌های هم‌جوار نیز می‌تواند شواهدی در تعیین زمان شروع و خاتمه بارش‌های مورد مطالعه را ارائه نماید. -------- صفحهٔ بعد -------- فصل دوم - مقدمات نهیه داده‌های مورد نیاز بر ۳۳ ۲-۷-۲ کنترل داده‌های برف از آنجا که ممکن است در بعضی مواقع سیلاب تحت تاثیر ذوب برف باشد. بنابراین باید مشخصات برف پشته مانند سطح پوشش برف. آب معادل برف, حداقل و حداکثر دمای روزانه و سرعت باد نیز بررسی و کنترل شود. بررسی دقت داده‌های موبوط به آب معادل برف از طریق ترسیم آب معادل برف در مقابل ارتفاع صورت می‌گیرد. در صورت کافی بودن داده‌ها می‌توان یک رابطه قابل قبول به‌دست آورد و از طریق آن نسبت به بازسازی و تکمیل داده‌های ناقص اقدام نمود. در غیر این صورت می‌توان اقدامات زیر را انجام داد: ۱- درصورتی که فقط داده‌های یک ایستگاه برفذسنجی در اختیار باشد. باید از داده‌های ایستگاه‌های منطقه که دارای شرایط مشابهی از نظر ارتفاع و جهت ورود توده‌های باران‌زا باشند. استفاده شود. ۲ درصورتی که داده‌های ایستگاهی با مشخصات بالا در دست نباشد و یا داده‌های کافی وجود نداشته باشد. می‌توان با استفاده از روش نسبت‌های بارش سالانه بین ایستگاه‌هایی که در ارتفاع یکسان قرار دارند. اقدام به بازسازی داده‌های برف نمود. ۳-۷-۲- کنترل داده‌های دما داده‌های دمای متوسط. حداقل, حداکثر و روزانه در برآورد آب ناشی از ذوب برف به‌کار می‌رود. بنابراین پارامترهای دما باید از جنبه دقت و قابل استفاده بودن در مربوط به ذوب برف کنترل شوند. ۸-۲- نحوه انتخاب وقایع بارش - سیلاب ۱-۸-۲ انتخاب توفان‌های شدید و فراگیر و سیلاب‌های متناظر انتخاب توفان‌های شدید و فراگیر بر اساس نتایج بررسی‌های قبلی و همچنین داده‌های ثبت شده بده‌های حداکثر لحظه‌ای و روزانه و داده‌های حداکثر بارش‌های روزانه با تداوم‌های از یک تا چند روزه طی دوره آماری بلند مدت (دوره شاخص) انجام می‌گیرد. معمولا انتخاب اولیه بر پایه میانگین حسابی بارش در کلیه ایستگاه‌های داخل و اطراف حوضه صورت می‌گیرد. برای این منظور بارش با تداوم‌های مختلف که مربوط به تاریخ‌های متفاوت می‌باشند به ترتیب نزولی مرتب شده و با تطبیق با رویدادهای شدید سیل,تعدادی از بزرگ‌ترین توفان‌ها با تداوم‌های مختلف انتخاب می‌شود.لازم به ذکر است به منظور انتخاب نهایی وقایع بارش - سیلاب, تعامل به تهیه کننده ۳۸/۳ بسیار مهم می‌باشد. ۳-۸-۲ تعیین فصول وقوع توفان‌های شدید و فراگیر تاریخ وقوع رویداد توفان‌های شدید و فراگیر در طول دوره آماری بایستی مورد مطالعه قرار گیرد. در بیش‌تر نقاط کشور به‌ویژه مناطق جنوب غربی, شدیدترین توفان‌ها معمولا در فصل زمستان و ماه بهمن اتفاق می‌افتد. در برخی نقاط -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۴ 0۰ روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (/۳11) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش (1۸/0) پاییز و آذر ماه نیز بیش‌ترین فراوانی وقوع بارش‌های شدید و فراگیر را دارد. در هر صورت این بررسی برای هر منطقه مطالعاتی بایستی به‌طور مستقل انجام شود. در اواخر اسفند ماه و شروع فصل بهار وقوع سیلاب‌های شدید ناشی از ذوب برف در بسیاری از حوضه‌های کشور ملاحظه شده است. ۳-۸-۲ بررسی توزیع مکانی توفان‌های شدید و فراگیر به منظور کنترل داده‌های بارش در قالب توزیع مکانی آن‌ها در سطح حوضه. ابتدا مختصات جغرافیایی (طول,ء عرض جغرافیایی) ایستگاه‌های موجود در منطقه اعم از ایستگاه‌های متعلق به سازمان هواشناسی و وزارت نیرو با استفاده از جمع‌آوری شده از هر ایستگاه ابتدا برای مجموع عمق بارش چند روزه توفان و سپس هر یک از روزهای توفان نقشه‌های نقطه‌ای با مشخص بودن کد ایستگاه و مقادیر بارش به طور مجزا تهیه شود. با بررسی مقادیر نقطه‌ای بارش در ایستگاه‌های هم‌جوار در هر روز از توفان و در مجموع توفان می‌توان خطای احتمالی داد هها را تشخیص داد. برای اصلاح مقادیر بارش از مقادیر نزدیک‌ترین ایستگاه‌های سینوپتیک و در مواردی ایستگاه‌های تبخیرسنجی وزارت نیرو با توجه به -------- صفحهٔ بعد -------- ترسیم منحنی‌های فصل ۳ عمق - سطح - قداوم بارش -------- صفحهٔ بعد -------- -------- صفحهٔ بعد -------- فصل سوم - نرسیم منحنی‌های زرفا -سطح - نداوم بارش با م۲۸۳۵ ۳۷ ۱-۳- کلیات آمار بارش اندازه گیری شده در ایستگاه‌ها در قالب داده‌های نقطه‌ای تغییرات مکانی دارد. به عبارتی دیگرء مقدار بارش در سطح یک حوضه بزرگ یکسان است به‌طوری‌که با دور شدن از مرکز بارش, مقدار بارندگی کاهش می‌یاید. بررسی روند کاهش تغییرات بارندگی از مرکز رگبار به سمت خارج از جمله مراحل تحلیل توزیع مکانی بارش است. روش‌های متعددی برای تحلیل توزیع مکانی بارش با استفاده از مقادیر اندازه‌گیری شده در ایستگاه‌های باران‌سنجی توسعه یافته است. با به‌کارگیری این روش‌ها می‌توان اطلاعات نقطه‌ای را به سطح حوضه تعمیم داد و از آن در توسعه منحنی‌های عمق - سطح - تداوم بارش یا ((1۸1) استفاده کرد. توزیع عمق بارش در توفان‌های با سطح و تداوم بارش متفاوت. منحنی‌های عمق - سطح - تداوم (۸]0]) را تعیین می‌کند. از جمله کاربرد منحنی‌های ([1۸ء تعیین بزرگ‌ترین عمق میانگین بارش است که می‌تواند در مساحت‌های مختلف طی تداوم‌های متفاوت از یک ساعت یا چند روز اتفاق بیافتد. این مقدار بارش برای هر توفان قابل انتقال, به عنوان داده پایه برای تعیین حداکثر بارش محتمل مورد استفاده قرار می‌گیرد. بر پایه دستورالعمل‌های سازمان جهانی هواشناسی (1986 :1969 ,4۱/810 تهیه منحنی‌های عمق - سطح - تداوم توفان‌ها در روش بیشینه‌سازی بارش برای برآورد حداکثر بارش محتمل توصیه می‌شود. اصولا این منحنی‌ها برای بارش‌های بیشینه توفان‌های با تداوم چند ساعته تا چند روزه و در سطوح مختلف از ۱۰ تا ۱۰۰هزار کیلومتر مربع. متناسب با وسعت حوضه مورد مطالعه. ترسیم می‌شود. به بیان مختص. برای هریک از توفان‌های منتخب. منحنی تجمعی بارش ابتدا برای تداوم کلی بارش و سپس برای تداوم‌های زمانی کوچک‌تر استخراج می‌شود. آنگاه, به کمک 5آ7) نقشه‌های هم‌عمق بارش برای تداوم‌های مختلف ترسیم می‌شود. تهیه این منحنی‌ها مستلزم استفاده از داده‌های مورد اطمینان و آگاهی از موقعیت مکانی ایستگاه‌ها می‌باشد. روش‌های متعددی برای تهیه نقشه‌های بارش ارائه شده است. امروزه استفاده از روش‌های زمین آماری با توجه به دسترسی آسان به نرم‌افزارهای 018 متداول می‌باشد. لازم به تاکید است که انتخاب یک روش درون‌یابی مناسب برای تهیه نقشه‌های هم‌بارش از آهمیت خاصی برخوردار می‌باشد. جزییات مراحل کار به شرح زیر می‌باشد. ۲-۳- بررسی تغییرات مکانی بارش تا کنون روش‌های متنوعی با توجه به میزان و نوع اطلاعات قابل دسترس برای بررسی تغییرات مکانی بارش ارائه شده است. به منظور تهیه نقشه‌های توزیع مکانی و مطالعه الگوی‌های مکانی داده‌های نقطه‌ای طی فرآیند درون‌یابی " به [- 1001۳ - ۸۲۵۵ - 2- [11۲0 3 -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۸ 0۰ روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (117) و منحنی‌های عمق, سطح. نداوم بارش (0۸7) مقادیر مجهول در سایر نقاط تخمین زده می‌شود. امروزه از قابلیت‌های سیستم اطلاعات جغرافیایی در درون‌یابی برای استخراج توزیع مکانی متغیرها در شبکه‌های سلولی و یا مدل‌های برداری استفاده می‌گردد. روش‌های مختلفی برای درون‌یابی داده‌های مکانی وجود دارد. اغلب کاربران معمولا ساده‌ترین یا شناخته شده‌ترین رحیمی بندرآبادی, ۱۳۸۴]. شکل عمومی معادله درون‌یابی در یک نقطه مجهول به صورت زیر می‌باشد: 1 11 مشاهده شده متغیر در نقطه 1 (در مختصات |5 وزل و 3 تعداد نقاط مشاهده‌ای می‌باشد. تفاوت روش‌های مختلف درون‌یابی در محاسبه وزن‌ها (/ ۷) می‌باشد. مقادیر معلوم که در اطراف و همسایگی نقطه با مقدار مجهول قرار دارند. همبستگی بیش‌تری با مقدار متغیر در نقطه مجهول نسبت به نقاط دورتر دارند و لذا انتظار می‌رود وزن نقاط نزدیک‌تر ۳-۳- تهیه و ارزیابی الگوهای مکانی بارش الگوی بارش در یک منطقه از مهم‌ترین پارامترهای ورودی به مدل‌های بارش-روان‌آب و محاسبات بیلان آب بوده و خطای محاسباتی آن بر مدیریت منابع آب و مدیریت کشاورزی نقش عمده‌ای را ایفا می‌کند. در این بررسی طول دوره آماری در توزیع زمانی و مکانی بارش اثر گذار است. توزیع شبکه ایستگاه‌های باران‌سنجی نیز در منطقه عامل مهمی در در میان عناصر اقلیمی بارش عنصری بسیار متغیر و پیچیده است. از این رو تحلیل آن در مقایسه با سایر عناصر اقلیمی نیاز به سال‌های آماری بیش‌تری دارد. در پیشنهاد دوره‌های آماری برای تحلیل این عنصر اقلیمی, از سوی محافل دوره‌های انتخابی دوره مناسب برای بارش باشد. عوامل مهمی که در تعیین دوره آماری برای تحلیل بارش باید در نظر گرفته شود.ء موقعیت جغرافیایی منطقه مورد مطالعه است زیرا عوامل جغرافیایی به شدت بر روی سامانه‌های باران‌زای جو اثرگذار بوده و این عوامل در توزیع مکانی و زمانی بارش تغییرات زیادی را ایجاد می‌کند. دوره آماری مناسب برای یک منطقه نسبتا وسیع باید تا آنجایی که ممکن است در بر گیرنده وردش‌های شدید وضعیت زمانی و مکانی بارش باشد. طبق توصیه (۷۷/8/0) برای مناطق با تغییرپذیری کم بارش مانند حاره دوره ۱۰ ساله و برای مناطق با تغییرپذیری زیاد -------- صفحهٔ بعد -------- فصل سوم - نرسیم منحنی‌های ژرفا - سطح - نداوم بارش ۸۱۵۵ ۳۹ خطی اشتباه آمیز از نوسانات دراز مدت شود. علاوه بر آن همگن بودن داده‌ها نقش عمده‌ای در تحلیل بارش دارد زیرا زه‌کشی باطلاق‌های منطقه. ساخت دریاچه‌های مصنوعی و مخازن آب. تغییر پوشش زمین, افزایش آلودگی هواء و ... سبب ناهمگنی داده‌های بارش می‌شود. با آگاهی از دوره‌های مرجع توصیه شده توسط (۱۷/۸/0)» تعیین مناسب‌ترین دوره آماری با توجه به سنوات آماری موجود از شبکه ایستگاه‌های کشور و شکاف های آماری آن‌ها در منطقه مورد مطالعه امکان‌پذیر است. علاوه بر دوره آماری توزیع دسترسی آسان اغلب در مناطق کوهپایه‌ای و کم‌ارتفاع نصب می‌شوند از این رو داده‌های بارش در مناطق مرتفع دیدبانی نشده یا بسیار ناچیز است. بنابراین به ناچار برای رسم خطوط هم‌باران سیلاب‌ها و میانگین طولانی مدت ماهانه. فصلی و سالانه روش مناسبی مورد نیاز است. این روش‌ها شامل روش‌های زمین آمارء تیسن و رسم خطوط هم‌باران دستی است. روش‌های مزبور در بخش هفتم این گزارش شرح داده شده است. بهترین روشی که امکان خطا در آن کم‌تر است. رسم خطوط هم‌درصد بارش توفان‌ها است. در این روش پس از تعیین حداقل ۱۶ دوره سیلاب و تاریخ آن‌ها مبادرت به جمع‌آوری داده‌های سیلاب‌ها شده و باران‌سنجی منطقه مورد مطالعه. محاسبه و خطوط هم‌باران رسم می‌شود. سپس میزان بارش‌های سیلابی ۰۲۳۴ ۰۴۸ ۷۲ و... ساعته به میانگین ماهانه بارش در همان ایستگاه تقسیم می‌شود و به این ترتیب درصد بارش سیلاب در همان خطوط هم‌درصد امکان‌پذیر می‌شود. پس از رسم خطوط هم‌درصد برای هر سیلاب و برای هر دوره زمانی نقشه به‌دست آمده بر روی نقشه‌های میانگین ماهانه برای ماهی که سیلاب رخ داده است. منطبق می‌شود. پس از مشخحص شدن محل برخورد خط هم‌درصد بارش با خط هم‌باران میانگین ماهانه این دو مقدار در یکدیگر ضرب و مقدار بارش توفان در آن به این ترتیب با توسعه شبکه باران‌سنجی. خطوط هم‌باران برای توفان مشخص و با دوره زمانی معین به‌دست می‌آید. این نقشه هم‌باران برای هر سیلاب و هر دوره. توزیع مکانی بارش را در منطقه مورد مطالعه به‌دست می‌دهد. -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۰ 0۰ روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳۸1۳) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش ((7۸7) ۱-۳-۳ انواع درون باب‌ها تقسیم‌بندی‌های متعددی برای روش‌های درون‌یابی وجود دارد. به عنوان مثال روش جهانی " و محلی " به‌طوری‌که در روش جهانی کلیه نقاط مشاهده‌ای در محاسبات نقطه یا نقاط مجهول دخالت داده می‌شود. در مقابل روش‌های محلی فقط از نقاط مشاهده‌ای یک محدوده. که به عنوان همسایه یا پنجره شناخته می‌شود. استفاده می‌کنند. پنجره‌ها قدم به قدم روی مجموعه داده‌ها حرکت داده می‌شوند تا عملیات درون‌یابی در کل محدوده کامل شود. روش سطح روند" یک نمونه از درون‌یابی جهانی است. در یک دیدگاه دیگرء روش‌ها به دو دسته تدریجی آ" و ناگهانی " تقسیم‌بندی می‌شوند. یک نمونه معمول از روش می‌گیرد. در روش‌های ناگهانی, تغییرات ناگهانی یا شکستگی در سطح درون‌یابی وجود دارد. روش چند ضلعی‌های تیسن " از جمله روش‌های ناگهانی در درون‌یابی محسوب می‌شود. در نوع دیگر تقسیم‌بندی. روش‌های درون‌یابی به روش دقیق "و تقریبی" گروه‌بندی می‌شود. در روش‌های دقیق سطح درون‌یابی شده از نقاط مشاهده‌ای عبور می‌کند (مانند روش‌های عکس فاصله). در روش‌های تقریبی مقداری عدم قطعیت برای داده‌ها در نظر گرفته می‌شود و لذا سطح درون یابی ممکن است از نقاط مشاهده‌ای عبور نکند (مانند روش سطح روند). اگر مقادیر مشاهده‌ای به عنوان مقادیر دقیق (بدون خطا و یا عدم قطعیت) در محل‌های نمونه‌گیری تلقی گردد. استفاده از یک روش دقیق برای درون‌یابی توصیه می‌شود. ولی اگر مقداری عدم قطعیت برای متغیر درنظر گرفته شود. ممکن است یک روش تقریبی با کمک انواع توابع ریاضی آندازه‌گیری شده برای برازش سطوح درون‌یابی به نقاط معلوم استفاده گردد. نوع دیگر تقسیم‌بندی روش‌هاء قطعی " و آماری" است. در روش‌های قطعی یک سطح به مجموعه نقاط مشاهده‌ای (2) در مختصات معلوم (لز , *) برازش داده می‌شود. روش‌های چندجمله‌ای و اسپلاین از جمله توابع مورد استفاده در روش‌های قطعی می‌باشند. از جمله روش‌های دیگری که در این طبقه قرار می‌گیرند. روش‌های عکس فاصله. روش تیسن و روش مثلث‌بندی است. درون‌یاب‌های آماری به دسته‌ای از روش‌های اطلاق می‌شود که بر پایه اطلاعات و ویژگی‌های آماری متغیر مورد نظرء نظیر میانگین و انحراف معیار استوار می‌باشد. به عبارت دیگر در تخمین (42 مولفه‌های آماری [02[ن) -| 2- ]00۵3[ 060 م17۳۵ -3 4- )0۳۲201۵[ 5- ۸۲۳۱ 5 00د05( 1 -6 7- 01 8- ۸0۳۳۵۳۱۳۵1۵ 0۳۲ 401 (- 0 [0- 60 -------- صفحهٔ بعد -------- فصل سوم - نرسیم منحنی‌های زرفا -سطح - نداوم بارش با م۲۸۳۵ )۳ دخالت داده می‌شود. روش‌های آماری «بهترین» تخمین را ارائه نموده و درجه اعتبار تخمین را نیز محاسبه می‌نمایند. ۳-۳-۳ معرفی چند روش درون بابی ۱-۲-۳-۳ روش چندضلعی تیسن در این روش ابتدا ایستگاه‌های موجود در منطقه توسط خطوطی به هم متصل می‌گردند. سپس عمودمنصف‌های این خطوط رسم می‌گردد. از اتصال این عمودمنصف ها چندضلعی هایی اطراف هر ایستگاه به وجود می‌آید. فرض بر این است که هر ایستگاه واقع در یک چندضلعی نماینده وضعیت کلی این چندضالعی می‌باشد. بنابراین مقدار بارش هر ایستگاه به کل محدوده چندضلعی تعمیم می‌یابد. شکل (۱-۳) چند ضلعی‌های تیسن راء که از تعداد چهار ایستگاه برای یک حوصه ترسیم شده است. نشان می‌هد. خطوط اتصال ایستگاه‌ها اس شکل ۱-۳- چند ضلعی‌های تیسن برای ابستگاه‌های داخل یک حوضه ۲-۲-۳-۳ روش رگرسیون اگرچه برخی روش رگرسیون را جزء درون‌یاب‌ها نمی‌دانند. در این روش مناسب‌ترین تابع رگرسیون به نقاط مشاهده‌ای بر اساس کم‌ترین مربع انحراف برازش داده می‌شود. در مورد بارندگی, رگرسیون تک با ارتفاع یا چند متغیره با ارتفاعء طول و عرض جغرافیایی بیش‌ترین کاربرد را دارد. کیفیت و معنی داری رابطه رگرسیون باید به دقت کنترل شود زیر معمولا بارش‌های ساعتی و روزانه از توابع رگرسیون تبعیت نمی‌کنند. [- 8 -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۲ 0۰ روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳81۳) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش ((7۸/7) ۳-۲-۳-۳- روش عکس فاصله وزنی" از مهم‌ترین روش‌های درون‌یابی» روش میانگین متحرک وزن‌دار یا روش عکس فاصله وزنی می‌باشد. در این روش وزن نقاط اندازه‌گیری شده بر روی نقطه مجهول بر اساس فاصله‌ی بین نقاط تعیین می‌شود. این آوزان توسط یک توان وزن‌دهی کنترل می‌شود. به‌طوری که توان‌های بزرگ‌تر اثر نقاط دورتر از نقطه مورد تخمین را کاهش می‌دهند و توان‌های کوچک‌تر وزن‌ها را به طور یکنواخت‌تری بین نقاط همسایه توزیع می‌کنند. معادله (۲-۳) چگونگی محاسبه اوزان روش 1۷۷/۷ را نشان می‌دهد: 0 7 ۱ 1-1 : )۲-۳( که در آن 0 وزن نقطه اندازه گیری شده ام فاصله بین نقطه آندازه‌گیری شده ام با نقطه محجهول, ۷ توان وزن‌دهی و ۱ تعداد نقاط همسایگی است. انتخاب توان در روش 112۷۷ می‌تواند توسط روش اعتبارسنجی حذدفی صورت گیرد. این توان معمولا در محدوده یک تا سه انتخاب می‌شود. نکته‌ای که در این روش وجود دارد این است که به نقاط دارای فاصله یکسان از نقطه مورد تخمینء وزن یکسان داده می‌شود و موقعیت و ارایش آن‌ها در نظر گرفته نمی‌شود. ۴-۲-۳-۳ - روش کریجینگ برای اجرای روش کریجینگ و محاسبه اوزان معادله درون‌یابی ابتدا آنالیز ساختار مکانی با کمک ابزاری به نام نیم تغییرنما" یا واریوگرام انجام می‌گیرد. رابطه واریوگرام به صورت زیر می‌باشد. 2 ۱ (۳-۳) [(8 + ( ۵ و2 ۶ (1)0 که در آن (۷)11: مقدار نیم تغییرنما برای جفت نقاطی که به فاصله | از هم قرار دارند. (]): تعداد زوج نقاطی که به فاصله | از هم قرار دارند. (:*)7: مقدار مشاهده‌ای متغیر * در موقعیت | (1[1+ :)7 مقدار مشاهده‌ای متغیر 27 در فاصله‌ی ا از موقعیت :3. توجه شود که در یک فضای دو بعدی, موقعیت‌ها با مختصات (زلا,ز*) بیان می‌شود. نیم تغییرنما با ترسیم نمودار مجموع مربع تفاضل زوج نقاطی که به فاصله معلوم « از یکدیگر قرار دارند (بر روی محور زلا) در مقابل آ (بر روی محور ز*) به‌دست می‌آید. شکل (۲-۳) نمونه‌ای از یک نیم تغییرنما و پارامترهای آن را 1- 13۵۳۵۹۵ 11۵1200 ۷/۵۵1۵ )110۷۷( 2-50۵1 - 0 -------- صفحهٔ بعد -------- فصل سوم - ترسیم منحنی‌های ژرفا - سطح - نداوم بارش ۹۵/۰۷/۱ ۳۳ واریانس بدون ساختار (اثر قطعه‌ای) ا ۲ ۲ 100 200 300 400 500 7/00 شکل ۲-۳- یک نیم تغیرنما و پارامترهای آن الف-دامنه پا شعاع تاثیر : هنگامی که فاصله‌ی بین جفت نقاط افزایش می‌یابد» مقدار نیم تغییرنما معمولا افزایش می‌یابد تا جایی که با وجود افزایش در فاصله جدا کننده بین زوج نقاط افزایشی در میانگین مجذور تفاضل بین مقادیر زوج نقاط مشاهده نمی‌شود و نیم تغییر نما به یک مقدار ثابت می‌رسد. فاصله‌ای که در آن نیم تغییرنما به این مقدار ثابت میل می‌کند. دامنه یا شعاع تاثیر می‌نامند. ب- آستانه " عبارت است از مقدار ثابت نیم تغییرنما در فاصله دامنه تاثیر. ج- اثر قطعه‌ای " اگر چه مقدار نیم تغییرنما برای 0 - ۳ باید برابر صفر باشدء چندین عامل نظیر خطای نمونه‌برداری و تغییرات کوچک مقیاس باعث می‌شود که مقادیر نمونه‌هایی که در فاصله کوچکی از یکدیگر قرار دارند. کاملا با یکدیگر برابر نباشند. این واقعیت باعث ایجاد عرض از مبدا در نیم تغییرنما می‌گردد. پرش عمودی نیم تغییرنما در مبدا مختصات اثر قطعه‌ای نامیده می‌شود. نسبت اثر قطعه‌ای به آستانه تحت عنوان اثر قطعه‌ای نسبی و بر حسب درصد بیان می‌شود. پس از محاسبه نیم تغییرنمای تجربیء یک مدل تئوری (مانند کروی. گوسی یا نمایی) به آن برازش داده می‌شود. مدل‌های اصلی و پایه‌ای نیم تغیرنما به دو نوع تقسیم می‌شوند: آن‌هایی که به یک حد ثابت میل می‌کنند و آن‌هایی که 06 - |[ [[ز5 -2 1 ۱۵۶201 -3 -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۶ 0۰ روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳81۳) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش ((7۸/7) انتقالی به مقدار آستانه به صورت مماسی میل می‌کنند. مدل‌های نیم تغیرنمای نوع دوم به یک مقدار ثابت نمی‌رسند و با می‌شوند. در صورت وجود روند.ء روش کریجینگ معمولی به‌کار نمی‌رود. که مجموع ضرایب وزنی تخمین (۸1) باید مساوی واحد باشد. اعمال شرایط روش کریجینگ به حل معادله ماتریسی زیر (۳-۳) ۸-8 - )2 ج( < ۸2 که در آن: ۸ ماتریس زا (مقدار نیم تغییرنما بین نمونه‌های 1و » 8: ماتریس (۲)0 (مقدار نیم تغییرنما بین نقطه برخی از نرم‌افزارهای 015 قادر به اجرای روش کریجینگ می‌باشند. ۵-۲-۳-۳ سطح روند سطح روند چند جمله‌ای‌هایی با توان‌های مختلف هستند که از بین نقاط مشاهده‌ای عبور می‌کنند. هر چه توان رویه با روش‌هایی نظیر کم‌ترین مربع به نقاط مشاهده‌ای برازش داده می‌شود. ۳-۳-۳- نحوه ارزیابی و انتخاب روش مناسب درون‌یپابی انتخاب روش درون‌یابی در درجه اول به طبیعت متغیر و تغییرات مکانی ان وابسته است. هرچند تحت تاثیر عوامل دیگری نیز می‌باشد. ارائه یک قانون صریح و عام برای انتخاب یک روش بسیار دشوار است. به عنوان مثال بسیاری از روش‌های درون‌یابی در منابع مختلف برای تخمین بارندگی منطقه‌ای به‌کار رفته‌اند. ساده‌ترین وعام‌ترین روش‌ها چندضلعی تیسن و خطوط هم‌باران هستند. خطوط هم‌باران اغلب براساس یک درون‌یابی خطی ساده مثلا عکس فاصله با توان یک ترسیم می‌شود. [- 2- 018 3- 1] 025 60 -------- صفحهٔ بعد -------- فصل سوم - نرسیم منحنی‌های زرفا -سطح - نداوم بارش با م۲۸۳۵ ۳۵ روش‌های آماری ابتدا به آزمون ساختار همبستگی مکانی داده‌هاء نظیر آنالیز نیم تغییر نما در روش کریجینگ. نیاز دارند. معمولا درتحلیل ساختار مکانی داده‌هاء تعداد نقاط مشاهده‌ای نسبتا زیادی مورد نیاز است که این موضوع کاربرد زمان زیادی را به خود اختصاص دهد. استفاده از یک روش آماری برای تولید نقشه‌های متعدد مانند نقشه‌های بارندگی نیز اندازه گیری بارندگی با دقت مناسب. به دشواری انجام می‌شود. در مورد بارندگی منطقه‌ای در نواحی کوهستانی. تخمین مکانی به علت تراکم ایستگاه‌هاء ثبت نامنظم. اثرات مهم اروگرافیک. برف و غیره بسیار پیجیده‌تر می‌باشد. آنالیز نیم تغییرنما نیز می‌تواند در شناخت روش مناسب استفاده شود. با بررسی نیم تغییر نما می‌توان به وجود با عدم وجود همبستگی مکانی داده‌ها و هجنین وجود روند در آن‌ها پی برد. ممکن است همبستگی مکانی متغیر با استفاده از داده‌ها قابل شناسایی نباشد و لذا امکان استفاده از روش‌های آماری فراهم نیست. به عنوان مثال اگر در قسمتی از منطقه مقدار بارندگی صفر باشد و یا این که تعداد داده‌ها کم باشد. نیم تغییر نما نمی‌تواند همبستگی مکانی را به خوبی نشان دهد. در این حالت امکان استفاده از روش‌هایی نظیر کریجینگ وجود ندارد ولی می‌توان روش‌های دیگری نظیر اسپلاین‌ها و یا رگرسیون و یا روش‌های دیگر را مورد بررسی قرار داد. در صورت وجود روند استفاده از مشتقات روش کریجینگ (که به حذف روند می‌پردازند) نظیر کریجینگ عمومی توصیه می‌گردد. یا این که با تقسیم منطقه به واحدهای همگن (درصورت امکان) داده‌ها ایستا شوند و روند حذف گردد. از طرف دیگر اگر نیم تغییر نمای متقابل همبستگی با یک متغیر کمکی را اثبات نماید. می‌توان روش کوکریجینگ را به‌کار گرفت که در آن. مقدار متغیر کمکی (مانند ارتفاع) نیز در درون‌یابی مورد استفاده قرار می‌گیرد. روش‌های مختلفی برای اعتبارسنجی روش‌های درون‌یابی وجود دارد که یکی از مهم‌ترین آن‌ها روش اعتبارسنجی حذفی یا ۲۷ می‌باشد. در این روش برای هر یک از نقاط مشاهده‌ای, که معمولا تنها ابزار مقایسه می‌باشند. تخمین با به‌ کار گیری روش موردنظر انجام می‌گیرد و سپس مقدار تخمین با مقدار مشاهده‌ای مقایسه می‌شود. بدین ترتیب که در روش ۷ یک نقطه به‌طور موقت حذف و با استفاده از سایر نقاط و اعمال روش درون‌یابی مورد نظر برای این نقطه تخمین صورت می‌گیرد. سپس این نقطه به محل خود برگردانده شده و نقطه بعدی حذف می‌شود و به همین ترتیب برای تمام نقاط برآورد صورت می‌گیرد. در پایان ستون مقادیر مشاهده‌ای و ستون مقادیر برآورد شده در قالب معیارهای مختلفی برای مقایسه مقادیر مشاهده‌ای و براورد شده وجود دارد که در زیر چند نمونه از کاربردی‌ترین آن‌ها معرفی می‌گردد: -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۶ ۰ روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (71۲) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش ((۸(]) الف - میانگین قدر مطلق خطا" که از رابطه (۵-۳) محاسبه می‌گردد: 1 (۵-۳) ( 20 - ( 2*0 ۶-2 ۱۸۸5 |[ 11 که در آن: (71) ۷ 2: مقدار برآورد شده‌ی متغیر در موقعیت [ ([7)۷: مقدار مشاهده‌ای متغیر در موقعیت [) 1: تعداد نقاط مشاهده‌ای. هر چقدر معیار میانگین قدر مطلق خطا (:۷1۸۳) به صفر نزدیک‌تر باشد. نشان‌دهنده دقت بیش‌تر روش است. این معیار همواره یک عدد مثبت است. ب- میانگین انحراف خطا" که به صورت رابطه زیر محاسبه می‌شود: 2 ۱ (۶-۳) ((: 70-(:7*0) - ۱/۵5 [<1 11 میانگین است. این مقدار می‌تواند مثبت یا منفی باشد. این معیار نیز هر چقدر به صفر نزدیک‌تر باشد نشان‌دهنده‌ی اختلاف کم‌تر مقادیر برآورد شده نسبت به مقادیر مشاهده‌ای است. در شرایطی که :۷]۸ و ]۸1 برابر صفر باشندء مدل درون‌یابی متغیر مورد نظر را آنطور که هست برآورد می‌کند. ج- ریشه دوم میانگین مربع خطا : این معیار به صورت زیر محاسبه شده و هرچقدر به صفر نزدیک‌تر باشد بیانگر د 1 ۱ ۱ (۷-۳) (( 770( 2۶ مش 151 د- نمودار ترسیمی پراکنش مقادیر مشاهده‌ای و برآوردی: در این نوع مقایسه چشمی, نمودار مقادیر مشاهده‌ای در مقابل مقادیر برآوردی (روی محور ‏ بر پایه روش ۷) رسم می‌گردد. هر چقدر پراکنش مقادیر به خط ۴۵ درجه روی خط ۴۵ درجه قرار می‌گیرند. پراکندگی نقاط در اطراف این خط نشان‌دهنده تفاوت بیش‌تر مقادیر برآوردی با مشاهده‌ای می‌باشد. از طرف دیگر اگر تجمع نقاط در زیر خط ۴۵ درجه باشد (و محور *«ها مقادیر مشاهده‌ای باشد) نشان‌دهنده اینست که روش درون‌یابی مقادیر را دست پایین برآورد نموده است. بالعکس, در صورتی که تجمع نقاط در (:۱1۸۳) ۳۳۳۵۲ عاباا۹۵ ۸ ۱/۵۵ -۱ (۱1) ۳۲۲۵۲ کها9 ۱/12 -2 (1۱/15۳) ۳۳۲۵۲ 50۵۳۵ ۱۷16۵ 1۵01 -3 -------- صفحهٔ بعد -------- فصل سوم - نرسیم منحنی‌های ژرفا - سطح - نداوم بارش پزهه مها ۳۷ ۴-۳- چگونگی استخراج توزیع مکانی براساس روش انتخابی نرم‌افزار +05 یک نرم‌افزار عمومی تحلیل مکانی با کاربری آسان و سریع می‌باشد. لیکن با توجه به اینکه در اغب موارد بعد از تحلیل توزیع مکانی داده‌ها لازم است که تحلیل‌های دیگری نیز بر روی نقشه‌ها انجام گیرد. توصیه این است که از نرم‌افزار ۸۲۵015 که علاوه بر روش‌های درون‌یابی معمولی, امکانات انجام تحلیل‌های زمین آماری مانند کریجینگ را دارد. استقاده شود. در نرم‌افزار ۸۳۵015 دو مدول با عناوین تحلیل‌گر زمین آماری" و تحلیل‌گر مکانی " وجود دارد. به نوعی می‌توان 5 آشاره می‌شود که تحلیل‌گر مکانی فاقد این گونه توانایی‌ها است. اکثر روش‌های درون‌یابی که در تحلیل‌گر مکانی وجود دارد. در تحلیل‌گر زمین آماری نیز در دسترس است بااین تفاوت که تحلیل‌گر مکانی دارای روش‌های درون‌یابی مقدماتی است اما تحلیل‌گر زمین آماری روش‌های پیشرفته زمین آماری و قطعی را نیز شامل می‌شود. تعداد بسیار زیادی از مدل‌ها و ابزار آماری در تحلیل‌گر زمین آماری وجود دارد که می‌توان با تغییر پارامترهای آن‌ها به صورت دستی, تاثیر هر یک از پارامترها را در استخراج نقشه مشاهده نمود. لیکن تحلیل‌گر مکانی فاقد این‌گونه تحلیل‌های آماری بوده و لذا نمی‌توان پارامترهای مورد نیاز. مخصوصا در روش کریجینگ. را تعیین نمود و تنها می‌توان آن‌ها را به عنوان ورودی به نرم‌افزار وارد نمود. قابلیت‌هایی هم چون ارزیابی بهترین روش درون‌یابی با استفاده از معیارهای خطا و توانایی ارائه نقشه‌های ترسیمی در قالب خروجی‌های متفاوت. برتری تحلیل‌گر زمین آماری را نشان می‌دهد. ۵-۳- ترسیم منحنی‌های هم‌بارش و استخراج منحنی‌های (۸1(] ۱-۵-۳- ترسیم منحنی‌های هم‌بارش توفان‌ها برای تهیه نقشه‌های هم‌بارش, باید یک نقشه پایه توپوگرافی با مقیاس مناسب (که بستگی به نوع و مرحله مطالعات دارد) انتخاب و تهیه شود. برای این منظور معمولا از نقشه‌های توپوگراشی سازمان جغرافیایی ارتش و سازمان نقشه‌برداری کشور استفاده می‌شود. مدل ارتفاعی رقومی بر اساس نقشه‌های توپوگرافی در محیط 5آل) استخراج می‌شود. با استفاده از مناسب‌ترین روش درون‌یابی و در صورت به‌کارگیری عامل ارتفاع در درون‌یابی (روش‌های رگرسیون با کوکریجینگ) برای هر یک از رگبارهای مورد مطالعه, نقشه‌های هم‌بارش در 005 به تفکیک تداوم‌های ۰۲۰۱ ۳ ۶ 3 ۷۵1 |۸۵ [ 000۵1211۵1102 -[ 2- 52112۵ ۸:۵ |۷۵ -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۸ هر یک از رگبارها در حوضه دز و مربوط به ۲-۵-۳ استخراح همان گونه که اشا ۱-۲-۵-۳ محاسبه روش متداول براه در این روش برای و در مورد باران‌نگاره‌ها گام اول - تعیین : 0۰ روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (1) و منحنی‌های عمق. سه وزه تهیه می‌شود. سپس نقشه‌ها با مرز منطقه و یا حوضه برش داده می‌شود تا ن رویداد تاریخ ۱۳ دی‌ماه ۱۳۶۹ را نشان می‌دهد. 410000 3590000 2330000 20000 300900د2 بارش ( ۱۸ دسا 4 41( ] 8 - 31 1 68 یی 34 [8ر ام 5 - ۱۶ 2 1- 108[ + ۱7۱1 ۲۹ 58 :۱3 6 41000 30000 30000 30000 330000 دازا اک تک 130 90 50 0 13 0 شکل ۳-۳- نقشه هم‌باران ۲۴ ساعته در حوضه دز (رویداد ۱۳ دی۶۹) ر۵ شد. توزیع عمق بارش در حوضه‌های با مساحت ۳ تداوم بارش متفاوت ر م می‌کند. برای تهیه منحنی‌های 7۸17 روش‌های گوناگونی پیشنهاد شده است : می‌شود. مقدار بارش به ازای سطوح استاندارد محاسبه بارش به ازای سطوح استاندارد استفاده از نقشه‌های خطوط هم‌باران : مناطقی که بارش ایستگاه‌ها درطول توفان با گام زمانی یکنواخت (مثلا در مورد بارا, ساعتی) گزارش می‌شود. مفید است. گام‌های محاسباتی این روش به ترتیب زیر م شروع 9 پایان توفان به کمک داده‌های بارش ایستگاه‌ها لح. نداوم بارش (0۸7) فشه هم‌باران برای باران ۴ ساعته در نحنی‌های عمق - که از میان آن‌ها دو رای تداوم‌های زمانی ن‌سنج‌های ساده روز -------- صفحهٔ بعد -------- فصل سوم - ترسیم منحنی‌های ژرفا - سطح - نداوم بارش ره هنن ۳۹ گام دوم - عمق کل بارش توفان در دوره زمانی حاصل از گام اول و مقادیر بارش ایستگاه‌ها در ناحیه توفان استخراج می‌گردد. گام سوم - نقشه نقطه‌ای عمق باران برای اولین روزء دومین روز و به همین ترتیب براساس بارش‌های روزانه ثبت شده در ایستگاه‌ها ترسیم می‌شود. در صورت وجود داده‌های با گام زمانی کوچک‌تر از یک روز نیز همین روش گام زمانی داده‌ها اجرا می‌شود. گام چهارم - نقشه‌های هم‌باران حداکثرهای یک روزه. دو روزه و غیره ترسیم می‌شود. بدین صورت که نقشه هم‌بارش روزی که حداکثر مقدار بارش را در مراکز توفان و همچنین سطح حوضه مورد مطالعه نشان دهد. برای محاسبه منحنی مساحت - عمق حداکثر یک روزه شناسایی می‌شود. حداکثر بارش دوره‌های دو روزه» سه روزه و مانند آن‌ها نیز به همین گام پنجم - محاسبات عمق - مساحت برای نقشه‌های هم‌بارش حداکثر به‌صورت زیر انجام می‌شود. ابتدا در نقشه هم‌بارش مورد نظر (مثلا نقشه هم‌بارش یک روزه مربوط به یک رویداد معین) و محاسبه میانگین بارش بین دو هم‌باران متوالی (شکل ۴-۳) با استفاده از رابطه زیر محاسبه می‌شود. (۸-۳) رام 2 که در آن :۳ میانگین بین دو خط هم‌باران متوالی (یعنی 31 و [+31) است. شکل ۴-۳- نحوه محاسبه میانگین بارش بین دو خط هم‌باران متوالی مشابه از نظر عمق بارش است. در هر ناحیه متوسط بارش مطابق رابطه زیر محاسبه می‌شود. رد2 )٩-۳(‏ »۹ 2 با که در آن ۳۲۱ مقدار بارندگی برای ناحیه [۲ است. -------- صفحهٔ بعد -------- ۴۰ نواحی ترکیبی به‌دست لگاریتمی (مساحت در جدول ۱-۳- محاسبات حدود بارندگی بین دوخط هم‌باران (3۲) ۱۵۰ ۱۴۳۰ ۱۴۰ ۱۳۰ ۱۳۰ ۱۳۰ ۱۳۰ ۱۱۰ ۱۱ ۱۰۰ ۱۰۰ ۹ ۹ ۸ ۸ ۷۰ ۷۰ ۶۰ ۶۰ ۵۰ ۵۰ ۴۰ ۴۰ ۳۰ ۳۰ ۳۵ ۳۵ ۳۰ ۱۵ ۲۰ م بارش ((۸(]) سس د و یا برای ی‌گردد. برای مارم و هفتم در کاغد نیم د که امروزه نی برای توفان متوسط مساحت 7111771 -------- صفحهٔ بعد -------- فصل سوم - نرسیم منحنی‌های زرفا -سطح - نداوم بارش با م۲۸۳۵ )۴ 3000 6000 9۹000 12000 15000 18000 21000 24000 0 شکل ۵-۳- منحنی عمق - سطح برای بارش با تداوم ۲۴ ساعته در حوزه دز (متلا یک روزه) می‌باشد. ۲-۲-۵-۳ روش محاسبه مقدار بارش برای سطوح هم‌بازش این روش مبتنی بر الگوی منطقه برای هر توفان می‌باشد و از منحنی پوش منحنی‌های عمق- سطح توفان‌ها استفاده می‌شود. در این روش کل بارش برای هر تداوم زمانی توفان در ایستگاه‌های مختلف بر روی یک نقشه توپوگرافی با مقیاس مناسب (اغلب ۱:۲۳۵۰۰۰۰) پیاده شده و ابتدا بررسی و مقایسه مقادیر بارش در ایستگاه‌های مختلف به صورت دستی توسط کارشناس خبره هواشناسی انجام و تصحیح و اصلاح می‌شود. نقشه هم‌بارش به کمک روش درون‌یابی ترسیم می‌شود. پس - مساحت واقع بین خطوط هم‌پاران برای هر یک از نواحی بارندگی مشخص می‌شود. معمولا شروع کار از مرکز رگبار (خطوط حداکثر بارش) می‌باشد. - مساحت کل نواحی که دارای یک مقدار بارندگی می‌باشند به ترتیب از مقادیر زیاد به کم به‌صورت تجمعی محاسبه می‌گردد. -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۳ ی مر 1 به ۱ ۲۳۳ جدو تاریخ وقوع رگبار ۷ بهمن ۱۳۳۴۸ ۶ فروردین ۱۳۳۳ -------- صفحهٔ بعد -------- فصل سوم - ترسیم منحنی‌های ژرفا - سطح - نداوم بارش تمه ما ۳۳ ادامه جدول ۲-۳- محاسبات مربوط به منحنی عمق - سطح - تداوم روبدادهای با تداوم ۲۴ ساعت در حوضه تهران محدوده میزان بارش | محدوده بارش 7111771 ۱۳۴۴/۱ /۱۴۳۴۴۱۰ / / / ۲۱۳۴۹۴ ۳۳/۵ / ۰ ۱.۰۳۹۸۷ ۱ / ۳۴ ۱۳۴ / ۷ آذر ۱۳۵۷ ۱۳۱۸/۸ ا / ۳۳/۵ ۳۲۳۱۳۳۳/۹ 3 7 ۸2۵۲ 17 یس 0 ) 50 آوتا [ا3 سم 600 500 400 سس ۸ بن ‏ لل لام ۵0.۵0 2000.0 4000.0 6000.0 5000.0 1000001 2000.01 4000.01 600000 0 ۸۲۵۵ )۷۱۱۱2[ شکل ۶-۳- منحنی‌های عمق - سطح برای رویدادهای ۳۰ اسفند ۵۰. ۱۷ آذر ۷ ۶ فروردین ۶۳ در حوضه تهران -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۴ ۰ روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳۸81]۲) و منحنی‌های عمق, سطح. نداوم بارش ۱ دا1۵ : 120 7 100 اه ۷ 24 سم , ۱ راو 36 سوم 5 0 6 ۵۵۲ 20 و اح ۷۵۵۱ 18 ۱ ۱ هه رمع 8 و اس و۷ 12 سم در هه بح ارو وم ها و مس یی ما سس 40 را 3 سس ۵ سس : 1 2 رووموسووداده ی 0 20000 1000 16000 14000 12000 ال ‎٩‏ 6000 6000 4020 2000 0 (۴۲۳2) ۸۲۵۵ شکل ۷-۳- منحنی‌های عمق - سطح - تداوم حداکثر بارش در حوضه استان تهران 1/۸73 3 ۵6۲۵۲ یه 50 اک لاد سم ۱ 500 ۱ ا رن 70.0 مه ٍ << 600 ۱ ی ۰ دی ج 500 ۹ ۰ ی اد چوک 0 » ح ۱ مشش 300 ع‌ِ پا ۱ اس 200 00 100000 10 (۷۱۲۱2) ۸۲۵3 ۸-۲- منحنی‌های عمق - سطح برای رویدادهای ۳۰ اسفند ۵۰. ۱۷ آذر ۵۷ و ۶ فروردین ۶۳ در حوضه تهران(در کاغن نیمه لگا ر(7(,7) جح -------- صفحهٔ بعد -------- فصل سوم - ترسیم منحنی‌های ژرفا - سطح - نداوم بارش همم ۵ ۵۵ 24 سمسسسم ۲ 36 و 24 ۵۲ 18 ۳ ۵۵۲ ۵۵۲ ۷ 12 سم سم راو ار و سم 6۵ ی را 3 1۲ ۵۲ 1/00 ۸۲۵3 )۷۲۱2( ۶۳ مد منحنی‌های کاهش سطح به منظور بررسی روند مقدار کاهش عمق بارندگی با افزایش مساحت. باید ضریب کاهش سطحی بارش" تعیین گردد. می‌گیرد. این ضریب با تقسیم مقادیر عمق بارش در محدوده‌های هم‌بارش نسبت به مرکز رگبار در هر رویداد بارش حداکثر و فراگیر به‌دست می‌آید. در شکل (۱۰-۳) ضریب کاهش بارش برای یک توفان معین نشان داده شده است. با استفاده از منحنی پوش و یا میانه مقادیر ضریب کاهش سطحی رگبارهای منتخب و تلفیق آن‌هاء نمودار و رابطه 1- 11001103 120107 )1٩۳۰( -------- صفحهٔ بعد -------- ۴۶ 0۰ روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳۸1۳) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش (۸7) ۷-۳- جداسازی منحنی‌های هم‌باران توفان‌ها از مناطق برفی یکی از پارامترهای مهم هیدرولوژی در محاسبه سیلاب و ذخیره آبی. پوشش برف و برآورد ارتفاع آن برای فصل بارش است. در محاسبه ۳۱/۳ نقش ذوب برف بسیار با اهمیت بوده و باید آن را در نظر داشت. برای این منظور لازم است که در گام اول رزیم گرمایی منطقه برای فصل بارش بررسی و مطالعه شود. یخبندان و ریزش برف در ایران از اواخر مهر و اوایل آبان شروع می‌شود و ریزش برف به‌ویژه در نواحی مرتفع و شمال ایران از میزان قابل توجهی برخوردار بوده که مطالعه و بررسی توزیع زمانی و مکانی آن امری ضروری است. برای این منظور مطالعات ایستگاهی باید انجام شود و سپس با توجه به داده‌های ایستگاه‌ها تراز یخبندان و ریزش برف در ماه‌های مختلف محاسبه شود. لازم به توضیح است در گام اول داده‌های ایستگاهی شامل دماء و ارتفاع برف به طور کامل کنترل کیفی شده و به یک دوره شاخص ۳۰ ساله ۱-۷-۳ بررسی تراز ریزش برف نتایج مطالعه و بررسی در مورد دمای آستانه ریزش برف در ایران در سازمان هواشناسی کشور نشان داده است که معمولا ریزش برف با دمای ۳ درجه سلسیوس آغاز می‌شود (نوحی و قائمی. ۱۳۵۰). اگر ملاک ریزش برف ۲و یا صفر درجه سلسیوس به حساب آورده شود. می‌توان تراز ریزش برف را با توجه به این دو دما و میانگین دمای روزانه به‌دست آورد. برای این منظور همبستگی بین میانگین دمای روزانه. با ارتفاع ایستگاه محاسبه و سپس با توجه به آستانه‌های ریزش برف ترازهای ریزش برف در ماه‌های مختلف به‌دست می‌آید. معمولا این تراز از اوایل مهر به بعد به سبب فرارفت هوای سرد بر روی کشور به ارتفاع‌های زیرین انتقال می‌یابد و انتظار می‌رود که در سردترین ماه سال به پایین‌ترین تراز -------- صفحهٔ بعد -------- فصل سوم - نرسیم منحنی‌های زرفا -سطح - نداوم بارش با۵م ۲۸۵ ۳۷ انتقال یافته و سپس بعد از آن به ارتفاع‌های بالا انتقال یابد. در نتیجه در ماه‌های پایانی بهار ارتفاع تراز یخبندان معمولا به بیش از ۳۵۰۰ متر می‌رسد. ارتفاع حوضه‌های آبریز نیز از ۳۵۰۰ متر به بالا چندان زیاد نبوده و سطح زیر منحنی در این ارتفاع بسیار ناچیز است و بر روی بده‌های ایجاد شده به‌ویژه در حوضه‌های با پهنه زیاد تاثیر چندانی ندارد. بنابراین باید به ماه‌های سرد سال توجه بیش‌تری نشان داد. زیرا به طور معمول در این ماه‌ها ارتفاع تراز ریزش برف در نواحی شمالی کشور به ۱۵۰۰ متر یا پایین‌تر و در نواحی جنوب غربی تا حدی به بالاتر از این مقدار می‌رسد. از این‌رو سطح زیر منحنی تراز ریزش برف بسیار قابل ملاحظه بوده و پهنه وسیعی را در بر می‌گیرد. برای نمونه تراز ریزش برف در حوضه آبپریز استور در ماه‌های مهر تا اردیبهشت محاسبه و در جدول (۳-۳) آورده شده است. لازم به توضیح است که در این حوضه از ۳۲ ایستگاه همدیدی و اقلیم شناسی سازمان هواشناسی و تبخیرسنجی وزارت نیرو استفاده شده و دوره شاخص مورد مطالعه ۳۰ ساله (۱۳۷۷-۱۳۴۷) است. جدول ۲-۳- همبستگی میانگین دمای روزانه با ارتفاع و تعیین تراز بخبندان و در منطقه مورد مطالعه ما ۸ ۰ ۹ ۰ راز ریزض بر (متر) ۲-۰ (متر) ۳ ]۲ ۳۳۸۲ ۱۵۰ ۳۲ ۸۵ 1 ۱۵۰ 1-۳۳۸۳] ۳۳۸۲ ۳۲۹۳۹ ۱۴۵/۸ ۲ ا ۰۱۸۹ 4 م1۳۲۵ ] ۳۵۸۰ ۳۸۲ ۱۲ ۱۳۸ ۲ ۰۱۸۴ ۸ ۶۳۲ -]] ۱۳۸۴ ۱۳۸ دی ۱۳۳۱ ۱۳۳ ۰/۸۳۳۵ ۲ ۳۳ 11-۱۳۲۱ ۱۳۳۱ ۸۵۲ دی بهمن ] ۱۳۸ 11-۱۳۴۱ اس : ۳۱ 1 ۷ 11-۲ فروردین ۵ ۱۳۳ ۰/۹۳ 1 11-۳۳۳ در منطقه مورد مطالعه با توجه به ارتفاع ایستگاه‌ها معمولا در ماه‌های آذرء دی و بهمن همراه با ریزش برف بوده و به‌ویژه در این سه ماه احتمال سیلاب در منطقه بسیار ناچیز است. برای محاسبه سیلاب در ماه‌های آوریل و مه باید به پوشش برف توجه کرد زیرا علاوه بر سیلاب ناشی از ریزش باران» با ذوب برف نیز همراه است. آزاین رو باید پوشش برف و ضخامت آن در نظر گرفته شود. ۲-۷-۳ بررسی روزهای بخبندان و برفی به منظور بررسی بیش‌تر پوشش برفی حوضه آبریز از داده‌های تعداد روزهای یخبندان, تعداد روزهای برفی و بارانی در ایستگاه‌های همدیدی و ایستگاه‌های برفسنجی وزارت نیری که در ماه‌های سرد و پایان فصل سرد فعال است. در حوضه مورد مطالعه و مجاور آن استفاده می‌شود. برای نمونه جدول (۴-۳۲) تعداد روزهای پخبندان. برشی و بارانی ر در ایستگاه‌های همدیدی واقع در حوضه استور در دوره آماری ۳۰ ساله نشان می‌دهد. -------- صفحهٔ بعد -------- ۸ ( -------- صفحهٔ بعد -------- فصا برف آور ۳ اندا در ۱ ۲۴ ۱۱ برف برف ماه مت سیم منحنی‌های ژرفا - سط ی‌رود که پهنه‌های زیر , رسی ارتفاع برف از پارامترهای نیاز ذوب ده در زیر حوضه تلوار | ٍ اندازه گیری برف بین س در تاریخ ۵۹/۱۰/۲۲ در . کم‌ترین ارتفاع برف در دهد که حوضه آبریز این یلاب قابل توجهی را اند " بوده و ریزش بارآن قابل جدول ۵-۳- مقدار برف ۴۹ طوری که در ماه نمونه ارتفاع برف سانتی‌متر در تاریخ رف در این حوضه ایج بررسی ارتفاع وده و در طول این تلوار (درصد) -------- صفحهٔ بعد -------- ۵۰ یی اد در جدول ذوب برف نش لازم به تو داده‌های میا: می‌آید. زیرا د ترتیب برآورد یامه هم امه جدول ۵-۳- مقدار بر ایستگاه گردنه صلوات آباد « بِ کی همه کسی سوباشی همه کسی گردنه صلوات آباد سوباشی گردنه صلوات آباد همه کسی گردنه صلوات آباد سوباشی دولت آباد همه کسی گردنه صلوات آباد صلوات آباد گردنه صلوات آباد همه کسی (۶-۳) خلاصه جدول‌ها ان داده شده است. ضیح است که برای محا گین دمای حداقل و یا ۰ ر زمانی که از داده‌های حداقل کم‌ترین ارتفاع می‌شود. 7( _ به ۰ از ود در به -------- صفحهٔ بعد -------- فصل سوم - نرسیم منحنی‌های زرفا -سطح - نداوم بارش با م۲۸۳۵ ۵ پهنه‌هایی که در این حوضه آبریز در ارتفاعات بیش از ۱۰۰۰ ۱۵۰۰ ۲۰۰۰ ۲۵۰۰ ۳۹۹۰و ۳۵۰۹۰ متری قرار دارند باید محاسبه شوند تا در زمان ذوب برف از آن استفاده شود. با توجه به توزیع تراز ریزش برف در ماه‌های مختلف سالء ضروری است که پهنه‌های زیر پوشش برف هر حوضه با توجه به ارتفاع یا فواصل ارتفاعی ۵۰۰ متری یا کم‌تر تعیین شود تا بتوان سطح زیر پوشش برف را برآورد کرد. سطح زیر پوشش برف با پلانیمتر کردن تراز ریزش برف محاسبه می‌شود. حدول ۳ ۶ پا رامترهای مورد نیاز محاسبه ذوب برف در منطقه رتفاع تراز ریزش برف نسبت به میانگین ۰ ۳۳۸۲ ۱۶۳۲۳۳۳۳۳ ۱۳۳۱ ۱۳۴۱ ۳۱۳۲ ۳۷۴۰ مای روزانه. استانه صفر (متر) رتفاع تراز ریزش برف نسبت به میانگن مای روزانه (متر) ۳۲۳۴ ۳۸/۱۹ ۲۴۱۴۴۱۹ تا متوسط تعداد روزهای بارانی حداقل - حد اکثر روزهای بارانی اش ۷ ۳۷۲۲ ۴۲۰۶۴/۵۲۱۴۲۰۶۴/۵۲۱ ۱۹۶۶/۵ با توجه به این جدول دیده می‌شود که در ماه اکتبر ۷ کیلومتر مربع در زیر پوشش برف قرار دارد که نسبت به کل سطح حوضه بسیار ناچیز است. به‌علاوه تعداد روزهای برفی و میانگین بارش در منطقه نیز گویای ناچیز بودن روزهای برفی افزایش یافته و همچنین میانگین تعداد روزهای بارانی» برفی و پخبندان به‌تدریج افزایش می‌یابد به‌طوری که بیشینه مقدار ان در ماه‌های ژانویه و فوریه رخ می‌دهد و سپس کاهش یافته و در ماه مه به کم‌ترین مقدار می‌رسد. ۴-۷-۳- بررسی ذوب برف پس از تعیین پهنه‌های زیر پوشش برف و ارتفاع آن. در مواقعی که ریزش باران در دمایی بیش از آستانه ریزش برف رخ می‌دهد وسبب ذوب برف می‌شود مقدار برف ذوب شده و آب معادل آن که در رخداد سیلاب سهیم است. محاسبه -------- صفحهٔ بعد -------- 21۲ 0۰ روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (7۳۸1۳) و منحنی‌های عمق, سطح. نداوم بارش (0۸7) می‌شود. به‌علاوه در زمانی که دما از آستانه ریزش برف در حوضه بیش‌تر شود ذوب برف نیز صورت می‌گیرد که در این است. بنابراین باید برای محاسبه ذوب برف مقدار باران ریزش کرده و دمای حوضه مطالعه. بررسی شود تا بتوان مقدار ذوب برف و آب معادل آن را محاسبه کرد. برای نمونه این محاسبه در حوضه آبریز استور شرح داده می‌شود. در این مثال مقدار ذوب برف و آب معادل آن در توفان رخ داده در فاصله زمانی ۲۷ تا ۲۹ اسفند سال ۱۳۵۲ محاسبه می‌شود. 5-2 و 51-4 5 مقدار ذوب برگ در اثر دما بر حسب میلی‌متر و ما و جمهییا به ترتیب میانگین دمای حداکثر و میانگین روزانه است. در این بخش برای محاسبه ذوب برف از میانگین روزانه دما استفاده شده است. به منظور محاسبه مقدار ذوب برف ناشی از بارش از رابطه پیشنهادی سازمان هواشناسی به صورت زیر استفاده می‌شود. در این رابطه ,5 مقدار ذوب برف ناشی از ریزش باران میانگین بارش ۳۴ ساعته یا بیش‌تر در حوضه با توجه به اینکه کم‌ترین ارتفاع در حوضه استور ۱۰۰۰ متر است. دما در این ارتفاع محاسبه می‌شود که برابر با ۷/۵ از آنجایی که در تراز ۲۱۰۰ متری دما صفر است. میانگین دما بین دو ارتفاع ۱۰۰۰ و ۲۱۰۰ متری برابر است با ردق بنابراین میانگین دما بین کم‌ترین ارتفاع و تراز ریزش برف ۳/۸ سلسیوس است که باید در محاسبه ذوب برف ناشی از بارش. اعمال شود. زاین رو مقدار ذوب برف به سبب دما به‌صورت زیر است میلی‌متر 43.8-15- ‎٩, ۰۶ کیلومترمربع بوده و در پایان اسفند ماه ۱۱۰۰۰ کیلومترمربع بوده است. چون ۱۱۰۰۰ کیلومترمربع به سبب وجود پوشش برف و دمای زیر صفر در توزیع آب ناشی از ذوب برف در روزهای ۲۷ تا ۲۹ اسفند سهیم نیست. در این صورت میزان سطح زیر پوشش برفی که به سبب بارش و دما ذوب می‌شود مساوی با ۳۱۰۰۰ کیلومترمربع است یعنی (۴۲۰۰۹-۱۱۹۹۰۹-۲۱۰۰۰). نسبت سطحی برفی که می‌تواند ذوب شود به سطح کل حوضه مساوی است با: -------- صفحهٔ بعد -------- فصل سوم - نرسیم منحنی‌های ژرفا - سطح - نداوم بارش پرهسمس 2۳ 4 بارش ۲۴ ساعته حوضه ۱۲/۲ میلی‌متر است. مقدار ذوب برف به سبب ریزش باران مساوی است با: میلی‌متر 1 کل 6.1 6 برای محاسبه ذوب برف به سبب ریزش باران می‌توان به دو صورت عمل کرد. در روش اول خطوط هم‌باران توفان انتخاب شده در حوضه با روش‌های شرح داده شده در بخش‌های قبلی رسم می‌شود و سپس میانگین بارش ریزش کرده در دوره‌های متفاوت ۰.۲۴ ۰۴۸ ۷۲ و ... ساعته به‌دست می‌آید و سپس این ذوب برف ناشی از ریزش باران محاسبه شود. پس از به‌دست آوردن مقدار ذوب برف در حوضه به سبب دما و ریزش باران. با مقدار میانگین بارش‌های ریزش کرده توفان‌ها جمع و سپس برای محاسبه حداکثر بارش محتمل مقدار مزبور در در محاسبه فوق از روش اول استفاده شده است مقدار بارش ۲۴ ساعته به‌علاوه ذوب برف مساوی است با: مقدار ذوب برف به سبب دما میلی‌متر ۵ ۲/۸۲ ۴۳ مقدار ذوب برف ناشی از دما و بارش میلی‌متر ۱-۶ +۱۵ مقدار ذوب برف در کل حوضه میلی‌متر ۸- ۱۶۸۰/۷۴ مقدار بارش ۲۴ ساعته به‌علاوه ذوب برف میلی‌متر ۱۲/۲۱۱/۸۴۳ برای محاسبه حداکثر بارش محتمل مقدار بارش ۲۴ ساعته به‌علاوه ذوب برف باید در ضریب رطوبتی و باد ضرب شود. در روش دوم مقدار ذوب برف ناشی از ریزش باران و دما در ضریب رطوبتی وباد محاسبه شده حداکثر بارش محتمل توفان» ضرب شده و سپس با مقدار حداکثر بارش محتمل توفان ۲۴ ۴۸ ۷۲ و ... ساعته جمع می‌شود تا مقدار میانگین بارش و ذوب برف حوضه به‌دست آید. ۸-۳- کاربرد منحنی‌های ۸1 در برآورد حداکثر بارش محتمل با استفاده از منحنی‌های عمق -سطح- تداوم در هر منطقه و براساس مساحت حوضه مورد مطالعه. مقدار بارش حداکثر با تداوم مورد نظر در حوضه استخراج می‌شود. مقادیر به‌دست آمده از این روش می‌تواند به عنوان مقادیر حدی برای مقدار بارش میانگین حوضه در تداوم مربوطه باشد. از منحنی‌های 0 در روش آماری برآورد حداکثر بارش محتمل نیز استفاده می‌شود زیرا به‌جای متغیر فراوانی وقوع بارش‌ها از چگونگی توزیع سطح یعنی منحنی عمق- سطح - تداوم و یا ضریب کاهش سطحی بارش استفاده می‌شود. -------- صفحهٔ بعد -------- ۸۴ ۰ روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (]۳۸1) و منحنی‌های عمق. سطح. تداوم بارش (0۸7) معمولا به‌دلیل رابطه‌ای که بین توزیع مکانی رطوبت موجود در لایه‌های توده‌های باران‌زا و دمای نقطه شبنم در سطح ۱۰۰۰ هکتوپاسکال وجود دارد. بنابراین این توزیع مکانی در زمان بارش با منحنی 1۸1 منطقه رابطه دارد و با استفاده از آن می‌توان یک نقشه ضریب اصلاحی برای استفاده در برآورد حداکثر بارش محتمل تهیه کرد. نحوه استفاده از منحنی‌های (]1۸ و ‎٩۳‏ در فصل نهم آرائه شده است. -------- صفحهٔ بعد -------- فصل ۴ بر آورد حداکثر بارش مجح بارش محتمل همدف نج فه یدی (سینوپتیکی) به روش همگرایی -------- صفحهٔ بعد -------- -------- صفحهٔ بعد -------- فصل چهارم - برآورد (ب ب م) همدیدی به روش همگرایی برش مهن ۵۷ ۱-۴- انتخاب توفان شدید و فراگیر و تعداد توفان‌های لازم توفان شدید و فراگیر عبارت است از شرایط فیزیکی جوی که موجب شدیدترین و فراگیرترین بارش در تمام ایستگاه‌های درون حوضه و پیرامون آن می‌شود. فراگیر بودن توفان به منظور اطمینان از صحت فرض اشباع هوا لازم است. برای پی بردن به تاریخ توفان‌های شدید و فراگیر می‌توانیم از دو شاخص زیر استفاده نماییم. ب- روان‌آب ناشی از بارش همچنین فراسنج‌هایی نظیر فراوانی و مجموع مقدار بارش ماهانه در ایستگاه‌ها برای انتخاب توفان شدید و فراگیر نیز به‌ کار گرفته می‌شود. تعداد توفان‌های پیشنهادی برای برآورد حداکثر بارش محتمل باید با شدت و تداوم‌های مختلف ازشش ساعت و بیش‌تر باشد و با توجه به بیشینه بده لحظه‌ای و میانگین روزانه انتخاب شود. فراگیر بودن توفان بیان‌گر شرایط مناسب جوی در سازوکار دینامیکی و ترمودینامیکی از نظر اشباع و ایجاد بارش شدید است. لازم به توضیح است که انتخاب توفان‌های کوتاه مدت در حدود ۶ ‎.٩‏ ۱۵ و ۱۸ ساعته به سبب اندازه‌گیری ایستگاه‌های باران‌سنجی و اقلیم‌شناسی که به طور معمول دیدبانی‌های ۱۲ ساعته دارند. مشکل است ولی می‌توان با استفاده از داده‌های ایستگاه‌های باران‌سنج ثبات و همدیدی درون حوضه که به طور مناسبی توزیع شده باشند. برای این کار استفاده کرد. زیرا همان طوری که در بالا شرح داده شد با بهره‌گیری از این نوع ایستگاه‌ها و به‌کارگیری نسبت‌های بارش ۶ ساعته به ۴ ساعته. ‎٩‏ ساعته به ۲۴ ساعته. ۱۵ساعته به ۲۴ ساعته و ... آن‌ها این عمل امکان‌پذیر است.گرچه چون تعداد این نوع ایستگاه‌ها در هر حوضه بسیار کم و یا اصلا وجود ندارند. به نظر می‌رسد این کار امکان‌پذیر نباشد. ۲-۴- نحوه انتخاب ایستگاه‌های هواشناسی به عنوان معرف جهت توفان به منظور تعیین ایستگاه‌های هواشناسی که معرف رطوبت ورودی به منطقه مورد مطالعه است از نقشه‌های روزانه رطوبت. فشار و ارتفاع که از سایت 13۳« یا ۷2۸1" قابل دسترس است. استفاده می‌شود. به‌طور کلی نقشه‌های روزانه وضع هوا و نقشه‌هایی که برای به‌دست آوردن ایستگاه‌های معرف توفان به‌کار گرفته می‌شود از این دو سایت به‌دست می‌آید. باید گفته شود که این دو پایگاه نقشه‌های همدیدی از تراز میانگین سطح دریا تا بیش از ارتفاع ۱۶ کیلومتری در سطح نیم‌کره شمالی و جنوبی را تهیه کرده و در دسترس کلیه مراکز هواشناسی ملی به منظور تحلیل و پیش‌بینی وضع هوا قرار می‌دهند. با توجه به جهت حرکت سامانه‌ها مسیر حرکت منحنی‌های رطوبت دنبال شده و مسیر ورود رطوبت به 0 ۳۷1۳۵۵۲۵ 1۵۳ 0065 [۵ 313110 -1 1561 ۸10۹۵۲1۵ 1۵۳ دعا 0 [2۵ 3121100 -2 -------- صفحهٔ بعد -------- ۸۸ 0۰ روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳۱1۳) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش (0۸7) منطقه مشخص می‌شود. سپس داده‌های ۳ ساعته دمای نقطه شبنم» وضعیت جوی و سرعت باد ایستگاه‌های معرف ورودی توفان برای محاسبه حداکثر بارش محتمل تعیین می‌شود. ۳-۳- بررسی جهت ورود توده‌های هوای غالب در منطقه به‌منظور تعیین مسیر توفان و جهت آن. پس از تعیین تاریخ بده بیشینه که همراه با سیلاب‌های شدید بوده و سبب بالاترین اوج لحظه‌ای در حوضه مورد مطالعه شده است باید نقشه‌های سطح زمین و تراز ۸۵۰ هکتوپاسکال که تقریبا در ارتفاع ۱۵۰۹۰ متری از میانگین سطح دریا قرار دارد. ۷۲ ساعت قبل از ریزش بارش‌های شدید و ایجاد سیلاب» بررسی و تحلیل شود. در این بررسی مراکز کم‌فشار و پرفشار و جریان‌ها و توده هواهایی که همراه با این مراکز هستند در نواحی شرقی مدیترانه. غرب دریای سرخ شبه جزیره عربستان» غرب سوریه تا غرب ایران» نواحی شرقی تا غرب ایران» دریای خزر و همچنین اروپای غربی و شرقی کاملا تحلیل می‌شود. به علاوه نم ویژه در سطح زمین و در تراز ۸۵۰ هکتوپاسکال, منابع رطوبتی و انتقال رطوبت از آن منابع به سوی نواحی مجاور و منطقه مورد نظر نیز بررسی می‌شود. پس از تحلیل مقدماتی نقشه‌های گفته شده و تعیین جریان‌های هوای سرد. گرم منابع گرمایی و منابع رطوبتی تاثیرگذار در منطقه و و ارتفاع تراز ۸۵۰ هکتوپاسکال در ۴۸ ساعت قبل از توفان را از فشار نقشه سطح زمین و ارتفاع تراز ۸۵۰ هکتوپاسکال روز قبل (۷۲ ساعت قبل از توفان) کم کرده و در نتیجه نقشه کاهش فشار و کاهش ارتفاع به‌دست می‌آید. این کاهش فشار و کاهش ارتفاع مسیر انتقال کم‌فشار باران‌زایی را که در منطقه مورد مطالعه که سبب طفیان شده را مشخص می‌کند و نشان می‌دهد که مسیر این سامانه کم‌فشار از کدام ناحیه است. به‌علاوه بررسی و تحلیل این دو نقشه کاهش فشار و کاهش ارتفاع و همچنین تحلیل نقشه‌های سطح زمین و ارتفاع تراز ۸۵۰ هکتوپاسکال در ۴۸ ساعت قبل از توفان, نه تنها مسیر جریان را مشخص می‌کند. بلکه منابع رطوبتی و مسیر توده هوایی که از این منابع سبب انتقال نم ویژه به‌سوی منطقه مورد مطالعه و مجاور آن می‌شود را تعیین می‌کند. به همین ترتیب نقشه‌های کاهش فشار و کاهش ارتفاع برای ۲۴ ساعت قبل از توفان تعیین می‌شود. با این معنی که نقشه فشار سطح زمین و ارتفاع تراز ۸۵۰ هکتوپاسکال ۲۴ ساعت قبل از توفان از نقشه فشار سطح زمین و ارتفاع تراز ۸۵۰ هکتوپاسکال ۴۸ ساعت قبل از توفان مشخص می‌کند. به علاوه تحلیل و بررسی این دو نقشه و نقشه‌های سطح زمین و ارتفاع تراز ۸۵۰ هکتوپاسکال در ۲۴ ساعت قبل از توفان کاملا جهت حرکت و چگونگی نزدیک شدن سامانه کم‌فشار را به منطقه مشخص می‌سازد. وجود بادهای برداری تراز ۸۵۰ هکتوپاسکال و همچنین خطوط رسم شده نم‌ویژه در این ترازکاملا انتقال رطوبت را به منطقه مورد مطالعه نشان می‌دهد. این عمل برای آغاز روز توفان نیز انجام می‌پذیرد. بنابراین با توجه به این مطالب می‌توان تعیین کرد که این سامانه از کجا و در چه مسیری وارد منطقه شده و منابع رطوبتی و چگونگی انتقال آن بر روی محدوده مورد بررسی کاملا تعیین می‌شود. پس از این نوع بررسی مشخص می‌شود که این سامانه از چه جهتی وارد -------- صفحهٔ بعد -------- فصل چهارم - برآورد (ب ب م) همدیدی به روش همگرایی پنقه ما ۵۹ منطقه شده و ایستگاه‌های همدیدی که در ابتدا تحت تاثیر این سامانه قرار می‌گیرد و دارای نم ویژه بالایی هستند مشخص می‌شود. بررسی نقطه شبنم ایستگاه‌های تعین شده از ۷۲ ساعت قبل تا زمان ورود توفان نشان می‌دهد که در ۲ ساعت قبل مقدار نقطه شبنم این ایستگاه‌ها بسیار پایین بوده و به‌تدریج با طی زمان به آرامی افزایش می‌یابد ولی در فاصله ۶ تا ۱۲ ساعت قبل از آغاز توفان در منطقه نقطه شبنم باأهنگ بیش‌تری افزایش می‌یابد و به‌تدریج به یک نقطه شبنم به‌طور نسبی پایدار می‌رسد. لازم به ذکر است که بررسی بیش‌تر در بخش روش‌ها انجام خواهد شد. ۴-۴- بررسی اثر موقعیت کوهساری در مقادیر بارش برای جدا نمودن مناطقی که توفان می‌تواند آن مناطق را تحت تاثیر قرار دهد نقش به‌سزایی دارد. از این‌رو آن مولفه از ناهمواری که در توزیع بارش اهمیت بسیاری دارد مورد بررسی قرار می‌گیرد. ۱-۴-۴ اثرگذاری کوهساری در بسیاری از مناطق دنیا دیدبانی‌های بارش و روان‌آب در نواحی کوهستانی, افزایش کلی بارش را با ارتفاع نشان می‌دهد که در اینجا چندین مشخصه افزایش به صورت مجزا مورد بحث قرار می‌گیرد. ابتداء روی شیب‌های بادسو به دلیل واداشت خیزش هوا روی کوهستان, افزایش بارش مشاهده می‌شود. بزرگی اثر بر روی بارش با جهت و سرعت شارش هوای مرطوب. با گسترش, بلندی» سرازیری و نظم مانع کوهستانی متغیر است. ارتفاع کوهستان‌های کم ارتفاع‌تر یا تپه‌هایی که در پادبادسوی شیب قرار گرفته‌اند. به شمار می‌رود. کوهستان, زون سرریز هوا قرار دارد یعنی جایی‌که مقدار بارش با واداشت فرازش هوای مرطوب روی شیب‌های بادسو می‌تواند به بزرگی روی پشته کوهستان باشد. به سبب سرعت ریزش نسبی آرام برف دانه‌هاء فرآیند سرریز در مورد برف دومین ویژگی بارش کوهساری که با نظریه علمی تایید و توسط دیدبانی‌ها پشتیبانی می‌شود. نشان می‌دهد که اولین شیب‌ها یا مناطق کوهپایه‌ای بهترین جایگاه برای آغاز ریزش رگبار و توفان‌های تندری است. نتایج این اثر عبارت از ایستگاه‌های دیدبانی بارش به قدری پراکنده هستند که نمی‌توان پدیده اثر کوهستان را بر بارش به‌ویژه در ارتفاعات بالا به طور مناسبی بررسی کرد. برخی از اوقات دیدبانی ایستگاه‌های ساحلی اثر کم ارتفاع برافزایش را به نمایش می‌گذارد. لازم به توضیح است که با وجود ایستگاه‌های باران‌سنجی و باران‌سنج ثبات در شیب‌های مختلف و ارتفاعات بالا می‌توان -------- صفحهٔ بعد -------- ۶ 0۰ روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳81۳) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش ((7۸/7) تاثیر شیب و ارتفاع را بررسی کرد و شیب بارش را به ازای هر کیلومتر پا صد متر ارتفاع در مناطق مختلف منطقه مورد ۲-۴-۴ اثرگذاری فراسنج‌های هواشناختی تجربه نشان می‌دهد که بارش توفان‌های بزرگ ناشی از سامانه‌های جوی که همگرایی و حرکت بالاسو را ایجاد می‌کند به همان اندازه که در مناطق دشتی مهم است در مناطق کوهساری نیز اهمیت دارد. گذر سامانه‌های وضع هوا این ویژگی‌ها شامل خیزش به روی شیب‌های باد سو و همگرایی است. ۵-۴- میانگین سالانه و فصلی بارش میانگین سالانه و فصلی بارش برای مناطق کوهستانی ممکن است با تغییر تواثر بارش‌های به‌طورنسبی ضعیف» به شدت تحت تاثیر قرار گیرد. برخی موقعیت‌های وضع هوا در کوهستان بارش ایجاد می‌کند در حالی که هم‌زمان در دره‌ها بارندگی بسیار کم یا بدون بارش مشاهده می‌شود و به طورکلی بارش در کوهستان‌ها دارای دوره تداوم بیش‌تری است. بنابراین تغییر نشان داده شده توسط نقشه‌های میانگین بارش سالانه یا فصلی. ضرورتا شاخص قابل اعتمادی از تغییر جغرافیایی در حداکثر میانگین تعداد روزهای بارانی در ایستگاه‌های منطقه مورد مطالعه و نقشه‌ای که نشان‌دهنده میانگین ایستگاهی با نقطه‌ای بارش در روز بارانی باشد. قرار دارد (روز بارانی معمولا روزی تعریف می‌شود که بارش آن قابل سنجش بوده وآستانه آن قابل ملاحظه باشد. برای نمونه برخی مواقع آستانه بارش ۲ میلی‌متر در نظر گرفته می‌شود). معرف‌ترین نقشه‌های میانگین بارش فصلی و سالانه نقشه‌هایی هستند که بر پایه سایر داده‌ها علاوه بر بارش ترسیم باران‌سنجی که از توزیع و تعداد مناسب به‌ویژه در ارتفاعات برخوردار باشند. می‌تواند جواب‌گوی مسایل فوق باشد. ۶-۴- فراوانی بارش ۶ و ۱۰۰ ساله با سامانه‌های وضع هوای شدید همراهی می‌شود. بنابراین این دوره‌های بازگشت معرف بهتری از تغییرات جغرافیایی حداکثر بارش محتمل را نسبت به نقشه‌های میانگین بارش فصلی و سالانه نشان می‌دهد. نسبت‌های مقدار فراوانی بارش مانند نسبت بارش دوره بازگشت ۲۰ ساله به ۵۰ ساله, ۲۰ ساله به *۸ ساله و۵۰ ساله به *۸ ساله و . در جایگاه توفان و مقدار این نسبت‌ها در یک حوضه آبریز منفرد دیگر برای تنظیم مقدار بارش در زمانی که توفان‌ها -------- صفحهٔ بعد -------- فصل چهارم - برآورد (ب ب م) همدیدی به روش همگرایی پرهسمس ۶ ۷-۴- بیشینه‌سازی رطوبت و باد ۱-۷-۴- برآورد رطوبت جو برای برآورد حداکثر بارش محتمل همدیدی با مدل همگرایی نیاز به برآورد رطوبت جو در حوضه مورد مطالعه است که براساس مراحل زیر انجام می‌شود. ۱-۱-۷-۴ فرض فرآیند شبه بی‌دروی اشباع جو تولید بارش در یک سامانه جوی به مقدار رطوبت لایه زیرین و توزیع آن در جهت قائم و همچنین به پارامترهای دینامیک و ترمودینامیک جو وابسته است. بررسی‌ها نشان می‌دهد که در یک سامانه بارش فرین حرکت صعودی جو باید به قدری بزرگ باشد که در کم‌تر از یک ساعت رطوبت لایه زیرین را به ابری که بارش از آن ریزش می‌کند. برساند. فرض براین است که توده هوا در حرکت قائم ابتدا به طور فرآیند بی‌دروی خشک به تراز اشباع و پس از آن به طور فرآیند بی‌دروی مرطوب صعود می‌کند. بنابراین مقدار رطوبت لایه زیرین توده هوا به دمای نقطه شبنم آن بستگی دارد. هر اندازه دمای نقطه شبنم بزرگ‌تر باشد. مقدار رطوبت توده هوا در لایه زیرین بیش‌تر است. با توجه به مطالب فوق بررسی دمای نقطه شبنم عامل بسیار مهمی در محاسبات حداکثر بارش محتمل به شمار می‌رود. ۲-۱-۷-۴ نقطه شبنم سطح زمین یا شاخص رطوبت برای بیشینه‌سازی رطوبت توفان به شناسایی دو خط بی‌دروی اشباع نیاز است. الف-مسیر بی‌دروی اشباع در زمانی که یک سامانه جوی دارای بیش‌ترین ریزش است و به عنوان توفان بیشینه ب- مسیر بی‌دروی اشباع در نزدیک‌ترین دوره زمانی توفان انتخاب شده در شرایط اکستریم. به این معنی که بیش‌ترین نقطه شبنم را با دوره برگشت ۵۰ ۸۰ و یا ۱۰۰ ساله دارا باشد. بررسی‌ها نشان داده اند که توفان و مقدار اکستریم آب قابل بارش با توجه به دمای نقطه شبنم سطح زمین محاسبه می‌شود. دمای نقطه شبنم سطح زمینء معرف درون شارش رطوبت به درون توفان است و خط بی‌دروی اشباع توفان را شناسایی می‌کند. خط بی‌دروی اشباع مربوط به بالاترین نقطه شبنم. در دوره زمانی توفان انتخابی طی دوره ۵۰ ساله با بیش‌ترء در ایستگاه‌ها و فصل معینی از سال تعیین می‌شود. این دمای نقطه شبنم به قدر کافی نزدیک به گرم‌ترین خط بی‌دروی اشباع محتمل در نظر گرفته می‌شود. دمای نقطه شبنم توفان و بیشینه آن (دوره برگشت *۵ و یا ۱۰۰ ساله) به صورت بی‌دروی اشباع یا تر به تراز ۱۰۰۰ هکتوپاسکال می‌رسد. بدین منظور از نمودارهای جو بالا که آن را 510۷/1 می‌نامند. استفاده می‌شود. در این نمودار مسیرهای متفاوت بی‌دروی خشک و بی‌دروی اشباع یا تر رسم شده است و به منظور تبدیل نقطه شبنم ایستگاهی به ۱۰۰۰ هکتوپاسکال از مسیر بی‌دروی اشباع (تر) استفاده می‌شود (شکل ۱-۴). با -------- صفحهٔ بعد -------- ۶,۲۳ استفاده : ۲-۷-۴ از ان به‌طور قا از یک قر سس ساعته ده )0۸7(( و مورد ریا ن‌ ۱ ۰۰ 8 حاصل ۰ / ۰ -------- صفحهٔ بعد -------- فصل چهارم - برآورد (ب ب م) همدیدی به روش همگرایی ۰ ۹۵/۰۷/۱ پر در یک دوره ۱۰ روزه از یک ماه به‌خصوص با یک دوره ماهانه میانگین روزانه دمای نقطه شبنم که دارای بیش‌ترین مقدار در این دوره است. انتخاب می‌شود. در این صورت در یک دوره ۵۰ ساله. ۵۰ عدد از میانگین دمای نقطه شبنم دوره در طی ۵۰ سال است. در این مورد نیازی به روش آماری برای تعیین دوره‌های برگشت نیست. در صورتی که آمار دراز مدت ۵۰ ساله وجود نداشته باشد و دوره آماری کوتاه باشد یک سری ۱۰ روزه یا ماهانه از میانگین دمای نقطه شبنم روزانه در دوره آماری تهیه و پس از انتخاب بهترین برازش توزیع آماری» دوره بازگشت ۵۰ ۸۰ ویا ۱۰۰ ساله محاسبه و مورد استفاده قرار می‌گیرد. بارش محتمل نیز به‌کاربرده شود. این روش برای حداکثر بارش محتمل توفان تندری متمرکز شده. کاربردی‌تر است تا برای حداکثر بارش محتمل در پهنه‌های بزرگ و دوره‌های طولانی. آب قابل بارش برای نقطه شبنم بیشینه ۱۲ ساعته هریک از توفان‌ها در سر تا سر فصل بحرانی محاسبه و یا می‌توان برای مقادیری که از منحنی تغییرات فصلی آن‌ها خوانده می‌شود به دست آورد. ضعف این روش این است که تقریبا همیشه مقدار اوج حداکثر بارش محتمل را در تابستان نشان خواهد داد. حتی در مناطقی که تابستان‌ها دارای بارش کم یا بدون باران هستند و توفان‌های اصلی در زمستان رخ می‌دهد. تحت این شرایط این روش را نمی‌توان به‌کار برد زیرا در تابستان به سبب دمای بالا پذیرش بخار آب زیاد شده و بارش را مشخص و کلیه بررسی‌های در فصل دوره بارش انجام شود. ۳-۷-۴- نقطه شبنم معرف توفان با نداوم ۱۲ ساعته در تراز ۱۰۰۰ هکتوپاسکال بزرگ‌ترین نقطه شبنم در هوای گرم درون شارش به توفان که برای انتخاب خط بی‌دروی اشباع معرف رطوبت توفان مورد استفاده قرار می‌گیرد. از نقشه‌های وضع هوای سطح زمین شناسایی می‌شود. نقطه شبنم بین پهنه بارانی و چشمه رطوبت نیاز به بررسی اولیه دارد. نقطه شبنم در پهنه بارانی ممکن است به دلیل بارش بسیار بزرگ باشد. اما اگر این درستی معرف رطوبت لایه ای از هوا است که بارش از آنجا تشکیل می‌شود. در برخی از توفان‌ها به ویژه توفان‌هایی که با سامانه‌های جبهه ای همراهی می‌شود. ممکن است نقطه شبنم سطح زمین در پهنه بارانی فقط معرف لایه کم عمقی از هوای سرد باشد و معرف توزیع دما و رطوبت در ابرهای باران زاء نباشد. شکل(۲-۴) نمونه‌ای از نقشه وضع هوا را که از آن نقطه شبنم توفان تعیین می‌شود به نمایش می‌گذارد. در نقشه‌های -------- صفحهٔ بعد -------- ۶,۴ در هر نقشه و شده‌اند باید به یز بیشینه ایستگاه‌ه داده‌های نقطه س انتخاب دوره زمان به پایگاه توفان ۵ اگر مقادیر د شکل (۳-۴) ۳) در ساعد 0۰ روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (]۳۸1) و منحنی‌های عمق. سطح. نا ضع هوا باید از ایستگاه‌های مشابه برای میانگین‌گیری استفاده شود. گاهی لازم است فقط در جایگاه مناسبی قرار دارند تکیه کرد. برای نمونه. زمانی که شارش هوای مرطوب به درون تو «یده‌های در مقیاس همدیدی که بیش از تقریبا ۱۶۰۶۰ کیلومتر نیست محدود شود. میانگ ی برای نقطه شبنم توفان به‌طوری انجام شده است که انتقال از جایگاه ایستگاه‌های انتخابی بر طی فاصله سازگار با باد دیدبانی شده در توفان مجاز است. جانب احتباط باید رعایت شو به‌طور فرآیند شبه بی‌درو به تراز ۱*۰۰ هکتوپاسکال انتقال می‌پاید. یدبانی شده ایستگاه‌هایی که دارای اختلاف ارتفاع محسوسی هستند برروی نقشه وصع 0 میانگین‌گیری به تراز ۱۰۰۰ هکتوپاسکال تبدیل شود. به هر حال تفاوت ارتفاع بر رش هوای مرطوب معمولا کوچک بوده و به طورکلی در انتخاب نقطه شبنم از آن صرف ن ن نقطه شبنم بیشینه در یک توفان. نقطه شبنم معرف برای زمان این نقشه برابر با مقادیر میانگین در در نمونه‌ای از نقشه وضع هوا را که نم ویژه مربوط به توفان رخداده در تاریخ ‎٩‏ مارس ۵ 00 01/47 در تراز ۱۰۰۰ هکتوپاسکال است را به نمایش می‌گذارد که در زیر این نقشه اوم بارش (0۸0) ن توفان انتخاب پل یک سری از نان از این که وا عددگذاری ظر می‌شود. ۰ (۱۶ اسفند -------- صفحهٔ بعد -------- فصل چهارم - برآورد (ب ب م) همدیدی به روش همگرایی ره هنن ۵ دو مرکز کم فشار یکی بر روی شمال دریای سیاه با مرکز کم‌تر از۱۰۰۰هکتو پاسکال بسته شده که زبانه آن به سوی شرق مدیترانه کشیده شده و دامنه آن به نواحی شرقی مدیترانه یعنی سوریه و عراق متمایل شده است. خط هم‌فشار ۱۰۱۰ هکتوپاسکال از نواحی شرقی مدیترانه تا مرکز عراق کشیده شده و ازآنجا به سوی نواحی شمال غربی ایران امتداد یافته است. کم فشار دیگر بر روی جنوب مصر و شمال سودان با مرکز کم‌تر از ۱۰۰۸ هکتو پاسکال بسته شده است. این مرکز کم‌فشار با جریان‌های شرقی که در نواحی جنوب شرقی شبه جزیره عربستان وارد این شبه جزیره می‌شود. ادغام و سپس با جریان‌های تقریبا جنوبی شمالی به سوی جنوب غربی ایران امتداد یافته و سپس از مرکز ایران به سوی شمال شرق ایران امتداد می‌یاید. در غرب خط هم‌فشار ۱*۱۲ هکتوپاسکال سامانه کم فشاری است که از نواحی شرقی دریای مدیترانه و جنوب غربی دریای سرخ به سوی جنوب غربی و غرب ایران کشیده می‌شود. شرق و شمال شرق این خط مرکز پر فشاری است که نواحی شمال نواحی مرکزی و غربی شبه جزیره انتقال داده و سپس با جریان‌های گرم و مرطوب دریای سرخ و خلیچ عدن به سوی نواحی جنوب غربی و غرب ایران کشیده شده است. میزان رطوبت در این روزء با توجه به میزان نم ویژه و تلفیق آن با جریان‌هایی که در نواحی جنوب غربی دریای سرخ و شرق مدیترانه و غرب عربستان وجود دارد. افزایش یافته و در نواحی جنوب غربی آیران بین ۸ت۱۰۱ کیلو گرم رسیده است. در این روز نواحی غربی جنوب غربی و هچنین حاشیه‌های غربی کشور تحت نفوذ سامانه باران قرار گرفته و با توجه به میزان رطوبت بارش در این روز آغاز شده است. 070 ۳ ۵۵۵ 1000۳۵6 08 را را را که اقا را که . او کی سروک اد 0018 ظ ۹ : 4 گر ششک هه 8 72 سس 0012 6 ب " ی ات 6۵ ۵ اب مجح یی 001 1 ۱0۵ 1 ی 0.006 نده1 وه ۱ اه ال 6 ۱ ۷ ۱ ری ها 0004 سوه 5 0002 ب نس ۰3 3 3 +5 50 هو ها عنت 3 ع25 2 اد با ۱۹ شکل ۳-۴- نقشه نم ویژه بر روی جنوب غرب ابران در تاریخ ‎٩‏ مارس سال ۲۰۰۵ ساعت ۰:۰ در تراز ۱۰۰۰ هکتو پاسکال -------- صفحهٔ بعد -------- ۶۶ 0۰ روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (]۸31]) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش ((/,(7) همان‌طور که در بخش‌های بالا شرح داده شد. تداوم ۱۲ ساعته دمای نقطه شبنم برآورد شده توفان به‌منظور بهینه‌سازی رطوبت باید از سطح ایستگاه به تراز ۱۰۰۰ هکتو پاسگال منتقل شود. به‌طورکلی برای بیشینه‌سازی تداوم ۲ ساعته دمای نقطه شبنم داده‌های با فواصل ۱۰ روزه و ماهانه توصیه می‌شود. براساس داده‌های بیشینه ۱۲ ساعته دمای نقطه شبنم *۱ روزه و یا ماهانه سری آماری بلند مدت تهیه و سپس تحلیل فراوانی سری‌های مزبور انجام می‌پذیرد و براساس آن دوره‌های بازگشت *۵» ۸۰ و ۱۰۰ ساله برآورد می‌شود. در روش‌های تحلیل فراوانی باید مناسب‌ترین توزیع آماری برازش داده شود. چنانچه طول دوره آماری ثبت شده داده‌های دمای نقطه‌شبنم ایستگاه‌ها بیش از ۵۰ سال باشد. می‌توان از تداوم دمای نقطه شبنم با دوره برگشت ۵۰ ساله استفاده کرد. درصورتی که طول دوره آماری داده‌های ثبت شده کم‌تر از ۳۰ سال باشد. می‌توان از دوره برگشت ۱۰۰ ساله نیز استفاده کرد و این در صورتی است که مقدار دمای نقطه شبنم به‌دست آمده با دوره‌های ۵۰ و ‎۸٩‏ ساله نسبت به دمای نقطه‌شبنم ثبت شده کم‌تر باشد. در مناطقی که در اثر تابش زیاد. گردش جوی آرام» دریاچه‌های زیادء رودخانه‌ها و باتلاق‌ها.ء نقطه‌شبنم محل در هنگامی که ایستگاه مورد دیدبانی تحت تاثیر مرکز پرفشار قرار می‌گیرد به سبب حرکت نزولی آن رطوبت در لایه زیرین جمع شده و دمای نقطه شبنم بالاتر گزارش می‌شود. مورد دیگر اجتناب از انتخاب نقطه شبنم‌های حداکثر به سبب پدیده‌های جوی که بسیار پایدار بوده و تجمع رطوبت در لایه زیرین جو انجام می‌گیرد. است. اگر دمای نقطه شبنم به‌دست آمده به قدر کافی از مقدار دوره بازگشت ۱۰۰ ساله بیش‌تر باشدء موقعیت وضع هوای همراه با آن باید به دقت بررسی شود. انتخاب می‌شوند در مقابل تاریخ دیدبانی نقطه‌گذاری می‌شود و یک منحنی پوش هموار به‌صورتی که در شکل (۴-۴) نمایش داده شده. رسم می‌شود. زمانی که نقطه شبنم حاصل از گزارش‌های ایستگاه‌ها با طول دوره کوتاه مدت تحلیل فراوانی می‌شوند. نتایج به‌دست آمده به‌طور معمول در مقابل نیمه ماهانه و ده روزه از فاصله‌های متوالی برای کامل شدن سری دیدبانی شده نقطه‌گذاری می‌شود. برای دوره ماهانه در وسط ماه یعنی روز پانزدهم و برای هر دوره ۱۶ روزه وسط دوره یعنی روز پنجم عددگذاری می‌شود. بنابراین» برای نمونه. اگر تحلیل فراوانی برای سری نیمه ماهانه (*۱ روزه و با ماهانه) دمای نقطه شبنم بیشینه با تداوم ۱۲ ساعته که در اولین ۱۰ روز ماه دیدبانی شده است انجام شود. مقادیر به‌دست آمده از دوره بازگشت ۵۰ پا ۱۰۰ ساله باید در مقابل روز پنجم و یا پانزدهم آن ماه نقطه‌گذاری شود. تهیه نقشه‌های ماهانه دمای نقطه‌شبنم بیشینه با تداوم ۱۲ ساعته. به‌ویژه درجایی که برآوردهای متعددی ازحداکثر بارش محتمل مورد لزوم است. توصیه می‌شود. چنین نقشه‌ای نه تنها تامین کننده منبع مناسبی از مقدار نقطه شبنم است بلکه همچنین بین برآوردها در حوضه‌های آبریز متفاوت سازگاری برقرار می‌کند. این نقشه‌ها بر پایه مقدار نقطه شبنم ده روزه و یا ماهانه ترسیم می‌شود که از منحنی تغییر فصلی خوانده و نسبت به تراز ۱۰۰۰ هکتوپاسکال تنظیم -------- صفحهٔ بعد -------- فصل چهارم - برآورد (ب ب م) همدیدی به روش همگرایی پرهسمس ۶۷ ساعته در تراز ۱۶۹۰۰ هکتوپاسکال ترسیم می‌شود. نمونه‌ای از این نقشه‌ها در شکل (۵-۴) نشان داده شده است. توجه: نقطه شبنم در ۲۰ ژوئیه در طی موقعیت وضع هوای خوب دیدبانی شده و از زیر بریده شده است. دسامبر نوامبر اکتبر سپتامبر ‏ آوت ژوئیه ‏ ژوئن مه اوریل ‏ مارس فوریه ژانویه شکل ۴-۴- پوش نقطه شبنم بیشینه با تداوم ۱۳۲ ساعته در یک ایستگاه فرضی (نقطه‌ای که در خارج منحنی پوش واقع شده است یک داده با خطا و پرت بوده و بنابراین حذف می‌شود) شکل ۵-۴- نقطه شبنم بیشینه با تداوم ۱۲ ساعته در ۱۰۰۰ هکتوپاسکال در ماه اوت -------- صفحهٔ بعد -------- ۶۸ 0۰ روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۲11) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش ((/7۸) ۵-۷-۴ آب قابل بارش آب قابل بارش واژه‌ای است که دربیش‌تر مواقع توسط هواشناسان آبشناس برای بیان جرم کلی بخارآب در ستون قائم جو به‌کار برده می‌شود و آبی است که در بهترین شرایط جوی تبدیل به بارش می‌شود. جدول آب قابل بارش برای هوای اشباع با آهنگ کاهش فرآیند شبه بی‌درو به عنوان تابعی از نقطه شبنم ۱۰۰۰ هکتوپاسکال تهیه می‌شود ولی بهتر است که با استفاده از نقطه‌شبنم با تداوم ۱۳ ساعته در تراز ۱۰۰۰ هکتوپاسکال از طریق خط بی‌درروی شبه اشباع تا تراز ۲۰۰ هکتوپاسکال انتقال داده شود و سپس با استفاده از رابطه مشخص آب قابل بارش لایه ۱۰*۰ تا ۲۰۰ هکتوپاسکال را به‌دست آورد. این جدول که در تنظیم رطوبت به‌کار برده می‌شود. در پیوست (۱) ارائه شده است. ۸-۴- بیشینه‌سازی رطوبت ۱-۸-۴ حد فصلی تغییرات ماهانه و فصلی سبب می‌شود که بیشینه‌ای در مقدار رطوبت سامانه‌های باران‌زا در هرماه و یا فصل به‌دست آید. برای نمونهء دمای نقطه‌شبنم بیشینه با تداوم ۱۲ ساعته در توفان‌های زمستانه را نمی‌توان به عنوان نقطه شبنم بیشینه با تداوم ۱۳ ساعته برای تابستان در نظر گرفت. در عمل تنظیم رطوبت بر پایه نقطه شبنم بیشینه با تداوم ۱۲ ساعته برای همان زمانی از سال که توفان در آن زمان رخ داده است. استفاده می‌شود. ۲-۸-۴- عمق آب قابل بارش جدول‌های (۱-۴) الف و (۲-۴) الف که در پیوست (۱) ارائه شده است عمق آب قابل بارش از سطح ۱۰۰۰ هکتوپاسکال تا ارتفاع‌های مختلف یا ترازهای فشاری مختلف را برحسب تابعی از نقطه شبنم ۱۰۰۰ هکتوپاسکال, نشان می‌دهد. در بیشینه‌سازی بارش توفان عمق آب قابل بارش» فقط از سطح زمین تا تراز دلخواه معین از ۴۰۰ تا ۲۰۰ هکتوپاسکال به‌کار می‌رود. به‌طور کلی تراز ۳۰۰ هکتوپاسکال به عنوان قله توفان پذیرفته شده است. اما در تراز بالاتر از ۰ هکتوپاسکال تفاوت جزئی در عمق آب قابل بارش مشاهده می‌شود. جدول (۳-۴) الف در پیوست (۱) مقدار آب قابل بارش را در ستونی از هوا بین ارتفاع معینی تا ارتفاع ۳۰۰ هکتوپاسکال برای استفاده آسان در بیشینه‌سازی توفان ارائه می‌دهد. در مواردی که مانع کوهستانی بین پهنه توفان و منبع رطوبت قرار داشته باشد به‌طور کلی میانگین ارتفاع پشته کوهستان یا قله. به عنوان پایه‌ای از ستون رطوبت هوا انتخاب می‌شود. در اکثر موارد. انتخاب توفان و نقطه‌شبنم بیشینه بین مانع و جایگاه توفان توصیه می‌شود. جدول‌های مورد اشاره فوق براساس رابطه زیر محاسبه شده است: (۱-۴) له ] لت - 1 دک 0۵ -------- صفحهٔ بعد -------- فصل چهارم - برآورد (ب ب م) همدیدی به روش همگرایی پرهسمس ۶۹ که در ان ۳ آب قابل بارش و برحسب میلی‌متر است. ,رظ میانگین شتاب جاذبه. ,0 چگالی و ‎٩‏ نم ویژه است که از (ب7) ,0.6220 ۳۴ سا مهد (,7) ,۳-0.3780 ٩۶ ۹)71(< (,1) ,۵ نیز فشار بخار آب اشباع در دمای نقطه شبنم به صورت زیر است. (۳-۴) ۱ ۱ ۱ اس 8.)273.15 ۵ دمای نقطه شبنم .با گرمای نهان تبخیر و ‎1٩,‏ ثابت ویژه گاز برای بخار آب است. به دلیل کاهش شدید نم‌ویژه با ارتفاع و جزیی بودن سهم بخار آب موجود در ارتفاعات بالای ۸ کیلومتری سطح زمین, با انتگرال گیری از معادله بر روی ترازهای فشاری از سطح زمین تا ۱۰۹۰ هکتوپاسکال, آب قابل بارش به‌دست می‌آید. در ایستگاه‌های همدیدی که کاربردی و مناسبی برای محاسبه آب قابل بارش به‌صورت زیر استفاده می‌شود. ۱ ۱ ی مات ی 439 (۳-۳) شلد 10 در این فرمول 7 دما برحسب کلوین و ‎٩11‏ نم نسبی است که از رابطه زیر به‌دست می‌آید. ری (۵-۴) 1 . ۰ -]] و (7) یه فشار بخار آب اشباع در دمای هوا است. ۳-۸-۴- به‌کارگیری نقطه شبنم با نداوم ۱۲ ساعته دوره‌های توفان برای به‌دست آوردن نقطه شبنم با تداوم ۱۲ ساعته در توفان از دمای نقطه شبنم یک سری ایستگاه که در مسیر ورودی توفان قرار گرفته‌اند استفاده می‌شود. دمای نقطه شبنم با توجه به سامانه‌های باران‌زا و حرکت آن تغییر می‌یأید. بدین معنی که جریان‌های ورودی رطوبت با تداوم ۱۲ تا ۲۴ ساعت نمی‌تواند ثابت باقی بماند زیرا احتمال دارد آن‌ها کاهش یابد. باید از دمای نقطه‌شینم در هر دوره ۱۲ ساعته در طول دوره بارش استفاده شود. ۳-۸-۴ بیشینه‌سازی توفان در محل توفان بیشینه‌سازی رطوبت توفان در محل توفان به معنی تغییر ندادن جایگاه است و به‌سادگی با ضرب مقادیر بارش مرجع توفان, به آب قابل بارش برآورد شده برای توفان (ء/۷). -------- صفحهٔ بعد -------- ۷۰ 0۰ روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۲۸1) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش ((/7۸) (۶-۴) ۷ ۷۷ با است. بنابراین برای نمونه, اگر دمای نقطه شبنم معرف توفان با تداوم ۱۲ ساعته در تراز ۱۰۰۰ هکتو پاسکال برابر ۲۱ می‌شود) بدون وجود مانع کوهستانی بین پهنه بارش و منبع رطوبت باشد. در این صورت نسبت بیشینه شده رطوبت از مقدار آب قابل بارش به‌دست آمده از جدول (۱-۱) الف در پیوست (۱) محاسبه می‌شود. ۷۷-4 ۷7-7 40 > را مقایر آب قابل بارش که در تعیین ,,/۷ و ,/۷ استفاده می‌شود برای ستون هوای مرطوبی است که پایه آن در ۱۰۰۰ هکتوپاسکال و قله آن در ۳۰۰ هکتوپاسکال قرار دارد. اگر مقادیر موجود در جدول (۳-۴)الف به‌جای مقادیر موجود در جدول (۱-۴) الف در پیوست! استفاده شود. مقدار نتیجه (,.) تغییر چندانی نمی‌کند. ۱-۴-۸-۴ تنظیم ارتفاع منطقه رخداد توفان اگر ارتفاع منطقه رخداد توفان در میانگین تراز دریا نباشد باید آن را تصحیح نمود. این تصحیح بر پایه فاصله منطقه با منبع رطوبت و ویژگی‌های توفان و ناهمواری منطقه است. در این مورد مراحل اجرایی متفاوت مورد استفاده قرار می‌گیرد. اگر فرض شود که توفان ذکر شده در پاراگراف قبلی با فاصله‌ای از منبع رطوبت برروی دشت وسیع شیب‌داری در ارتفاع ۴۰۰ متری و بدون وجود مانع کوهستانی بین پهنه بارش و منبع رطوبت رخ بدهد. در این صورت نسبت بیشینه شده رطوبت (,ا) را می‌توان از مقادیر آب قابل بارش به‌دست آمده از جدول (۱-۴) و (۲-۴) در پیوست (۱) به‌صورت زیر محاسبه کرد. ۷۷ - 74-8 - 6 ۷/ - 57-7 - 0 2 ع را جدول (۳-۴) الف در پیوست ۱ مقادیرآب قابل بارش را بین ارتفاع مشخص تا تراز ۳۰۰ هکتو پاسکال نشان می‌دهد. از این جدول می‌توان برای محاسبه نسبت بیشینه (,,)» بدون تفریق مقدار رطوبت از دست رفته استفاده کرد. اگر این کار انجام شود محاسبه به‌صورت زیر است. ۷/ > 7 ۷۷ 5 31 را تفاوت حاصل از درجه صحت محاسبه در داده‌های ارائه شده در جدول‌های (۱-۳) الف و (۲-۴) الف در پیوست ۱ ناچیز بوده و قابل توجه نیست. -------- صفحهٔ بعد -------- فصل چهارم - برآورد (ب ب م) همدیدی به روش همگرایی پرهسمس ۳ ۲-۴-۸-۴ تنظیم مانع کوهستانی اگر رشته تیه‌های عریض, به‌طور نسبی بدون شکستگی در نظر گرفته شود به‌طوری‌که میانگین ارتفاع تیه ۶۰۰ متر از میانگین سطح دریا باشد و بین پهنه بارش و منبع رطوبت قرار داشته باشد.ء در این صورت( ,,) به شرح زیر با استفاده از ۷۷ - 74-12 < 2 0 7 10- ۷/57 2 را در اینجاء آب قابل بارش در ستون هوای ۱۶۰۰ تا ۳۰۰ هکتوپاسکال توسط ستون هوایی که پایه آن ۱۰۰۰ هکتوپاسکال و قله آن ۶۰۰ متر است کاهش می‌یابد. اگر مقادیر از جدول (۱-۴) به‌کار گرفته شود. (,پ) برابربا ۱/۳۲ خواهد شد. در یک روش جایگزین اگر ارتفاع مانع بیش‌تر از ۵۰۰ متر نباشد. ارتفاع آن برای حذف کامل رطوبت که از جریان هوا به پهنه مانع می‌رسد در نظر گرفته نمی‌شود. گرچه جریان هوا در مجاورت کوهستان کاملا شناخته شده نیست و فرض می‌شود که لایه همگرا شده فقط توسط ارتفاع مانع صعود می‌کند. در این وضعیت توفان تحت تاثیر مانع قرار نمی گیرد. این روش در شکل (۶-۳) نشان داده شده است. جریان رطوبت به درون پهنه پشت مانع توسط نسبت نم ویژه لایه صعود یافته و لایه اصلی که در اول کوهپایه قرار دارد. کاهش می‌یاید. این نم ویژه توسط نسبت اختلاط مربوط به خط بی‌درروی اشباع برای نقطه شبنم ۱۰۰۰ هکتوپاسکال با تقریب برآورد می‌شود. درون شارش رطوبت پاد جریان سو به صورت زیر است: ۶0٩,۷۸۵, 8 )۷-۴( شارش روی مانع به‌صورت زیر است: (۸-۴) 8 ,02۷2۸0 * دا از قانون پیوستگی جرم نتیجه می‌شود: (۹-۴) ۷/۱۸۳۲ > ۷۸۳ از روابط فوق مقدار ,۷۸۲ و ۷7۸ محاسبه می‌شود. 7 (۱۰-۴) الط - ۷ ۹1 7 را 7 7 ری ۹ -------- صفحهٔ بعد -------- ۷۲ 0۰ روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (7۳۸1۳) و منحنی‌های عمق, سطح. نداوم بارش (0۸7) (۱۳-۴) 2[ < و[ ۹1 در این صورت برای تعیین نسبت بیشینه رطوبت در بررس.ٍ توفان از مقادیر نسبت اختلاط در جدول (۱-۴) در و و - مر 74- ۷ ۱9.1 11 52 - کلم ۷/57 159 2 را 9 ,۵0 ۶ و1159 درون شارش رطوبت در پادجریان در جهت مانع 9و 4 ۷2 ۹2 12 درون شارش رطوبت روی مانع 12/11 8 2/۹ شکل۶-۴- نمایش طرحواره مفهوم تنظیم رطوبت جایگزین برای مانع تاثیرگذار بر شارش هوا ۹-۴- بیشینه‌سازی تندی باد در مناطق کوهستانی به سبب تغییراتی که در جریان بین منبع رطوبت و منطقه مورد مطالعه به‌وجود می‌آید باید از بیشینه‌سازی تندی باد استفاده شود. ولی در نواحی مسطح و هموار که بین منبع رطوبت و منطقه مورد مطالعه مانعی وجود نداشته باشد. آهنگ درون شارش رطوبت که در توفان‌های فرین برای موثر بودن در تولید بارش در حد بیشینه با نزدیک به بیشبنه است. دیگر نیازی به بیشینه کردن تندی باد نیست و می‌توان چنین توفان‌هایی را از حوضه مورد مطالعه صدها کیلومتر انتقال داد. ولی باید توجه داشت در زمانی که تنظیم رطوبت به تنهایی پاسخگوی بیشینه‌سازی در مقدار بارش نباشد. باید از بیشینه‌سازی تندی باد نیز استفاده شود. شایان ذکر است در زمانی که داده‌های نقطه شبنم کوتاه مدت باشد. به دلیل محدود بودن داده‌هاء. ممکن است دمای نقطه شبنم فرین دردسترس نباشد. در این حالت برای -------- صفحهٔ بعد -------- فصل چهارم - برآورد (ب ب م) همدیدی به روش همگرایی پرهسمس ۳۳ که به تنهایی از بیشینه‌سازی رطوبت استفاده شود. ارائه می‌دهد و این عمل تا اندازه ای ناکافی بودن داده‌های دیدبانی برای بیشینه‌سازی تندی باد از اندازه‌گیری‌های باد سطح زمین که دارای شبکه ایستگاهی متراکم‌تر و دوره زمانی دیدبانی کوتاه است (بین یک تا سه ساعت) استفاده می‌شود. ۱-۹-۴- بادهای معرف درون شارش رطوبت در نوفان به‌طور کلی از بادهای تراز پایین جو برای برآورد درون شارش رطوبت در توفان‌ها استفاده می‌شود زیرا به‌طور معمول بیش‌تر رطوبت که به درون سامانه توفان وارد می‌شود در زیر ۱۵۰۰ متر قرار دارد. بادی که در کف این لایه قرار دارد را می‌توان از دیدبانی‌های گمانه‌زن به‌دست آورد. بادهای تراز ۱۰۰۰ و ۱۵۰۰ متر (۸۵۰۱۹۰۰ هکتوپاسکال) معرف بهتری از باد درون شارش رطوبت است. ۱-۱-۹-۴- جهت باد به منظور بیشینه‌سازی توفان. جهت درون شارش عامل مهمی به‌شمار می‌رود. در این رابطه فقط بادهایی که از جهت‌های مختلف منابع رطوبتی به درون منطقه مورد مطالعه می‌وزند. باید بررسی شوند. به همین علت اگر درون شارش» هوای مرطوب را در بیش از یک جهت تامین کند. باید جداسازی جهت تندی باد بیشینه ماهانه و فصلی در نظر گرفته شود. برای نمونه فرض می‌شود توفانی از نواحی جنوب غربی دریای سرخ در جهتی بین ۲۷۰ تا ۱۸۰ درجه وارد نواحی جنوب غربی ایران می‌شود و رطوبت را از دریای سرخ یا خلیج عدن و یا تلفیقی از رطوبت غرب اقیانوس هند (دریای عرب) و خلیج عدن بر روی نواحی جنوب غربی ایران انتقال می‌دهد. دیده می‌شود که جهت انتقال تقریبا بین مزبور به سوی منطقه انتقال دهد. برای این منظور رطوبتی که برروی نواحی غرب اقیانوس هند. خلیج عدن و دریای سرخ مشاهده می‌شود با رطوبتی که بر روی نواحی جنوب غربی ایرآن برای نمونه حوضه کارون- دز مشاهده می‌شود. مقایسه و اختلاف آن ها نباید چندان زیاد باشد. درصورتی که اختلاف کم‌تر از یک تا دو گرم بر کیلوگرم باشد. تاثیر باد قابل ملاحظه نبوده و شرایط دینامیکی جو طوری بوده است که توانایی انتقال حداکثر رطوبت را بر روی منطقه داشته و دلیل بر این است که درون شارش رطوبت توفان چندان قابل ملاحظه نبوده و باید حتما تاثیر بیشینه‌سازی تندی باد ۲-۱-۹-۴- تندی باد برای گسترش نسبت‌های بیشینه‌سازی تندی باد از سنجش‌های مختلف تندی استفاده می‌شود. در میان آن‌ها: الف- میانگین تندی باد لایه آورنده رطوبت که از دیدبانی‌های جو بالا محاسبه می‌شود. ب- میانگین تندی باد در لایه مرطضوب -------- صفحهٔ بعد -------- ۴ 0۰ روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳۱1۳) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش (0۸7) که از دو یا ۳ دیدبانی‌های متوالی ۶ با ۲۳ ساعته جو بالا محاسبه می‌شود و ج- میانگین تندی باد سطح رمین برای دوره ۲۳ یا ۲۴ ساعته در ایستگاه معرف. دوره ۲۴ ساعته به خاطر تغییرات شبانه‌روزی ترجیح داده می‌شود. دیدبانی‌های باد درون شارش رطوبت به توفان در همان دوره یا دوره طولانی‌تر است. برای توفان‌های با دوره کوتاه‌ترء محاسبه میانگین باد نسبت بیشینه‌سازی باد عبارت است از نسبت میانگین تندی باد بیشینه با تداوم ۱۲ ساعته چند ایستگاه معرف برای دوره معین و جهت شاخص که از گزارش طولانی مدت دیدبانی برای نمونه. ۵۰ سال به‌دست می‌آید به میانگین تندی باد برای نمونه در بیشینه‌سازی تندی باد باید تندی باد بیشینه دیدبانی شده با تداوم ۱۲ ساعته چند ایستگاه معرف برای یک دوره ۵۰ ساله از یک ماه معین به بیشینه تندی باد با تداوم ۱۲ ساعته توفان مورد مطالعه در همان ماه و ایستگاه‌های معرف محاسبه شود. در بیشینه‌سازی تندی باد در ابتدا برای هر دوره ۱۶ روزه از یک ماه معین داده‌های بیشینه تندی باد با تداوم ۱۲ ساعته یک ایستگاه در طول دوره آماری بیش از ۵۰ سال انتخاب و یک سری آماری تشکیل می‌شود. در این سری آماری عددی که بیش‌ترین مقدار را دارا باشد به عنوان بیشینه تندی باد با تداوم ۱۲ ساعته برای دوره ۱۶ روزه از ماه معین انتخاب و در محاسبات بیشینه‌سازی تندی باد به‌کار می‌رود. چنانچه طول دوره آماری کوتاه مدت و کم‌تر از ۳۰ سال باشد سری آماری مزبور باید تحلیل فراوانی شود و با یک توزیع آماری معین که برای اعداد فرین استفاده می‌شود (برای نمونه توزیع گمبل) برازش داده شود 9 دوره‌های برگشت یه ۸۰و ۰ ساله به‌طور معمول مقادیر میانگین بیشینه ماهانه به‌دست آمده از گزارش‌ها در مقابل تاریخ دیدبانی نقطه‌گذاری می‌شود و منحنی ۱۶ روزه یا ماهانه هموار شده رسم می‌شود به‌طوری که توفان برای هر زمانی از سال ممکن است به سرعت بیشینه شود. تندی باد بیشینه که برای بیشینه‌سازی استفاده می‌شود از منحنی ۱*۰ روزه یا ماهانه به دست می‌آید. برای محاسبه بیشینه‌سازی تندی باد در صورتی که طول دوره آماری ایستگاه‌های معرف کوتاه باشد نمی‌توان در یا فصلی سرعت باد فرین استفاده می‌شود. در این موارد نسبت تنظیم رطوبت در تنظیم باد ضرب می‌شود. به‌طور کلی محاسبه تندی باد در زمانی انجام می‌شود که نقطه شبنم بیشینه مشاهده شده در طول دوره آماری حداقل ۵۰ ساله یا بیش‌تر نسبت به بیشینه نقطه شبنم توفان مشاهده شده برای محاسبه حداکثر بارش محتمل اختلاف -------- صفحهٔ بعد -------- فصل چهارم - برآورد (ب ب م) همدیدی به روش همگرایی ره هنن ۳۵ منطقه مورد مطالعه انتقال می‌دهد از توانایی زیادی برخوردار نیست و بنابراین باید اثر باد را برروی رطوبت اعمال کرد. در مطالعه و تهیه نقشه توزیع آن در حوضه برای هر ۱۶ روز از ماه و ماهانه تغییرات نقطه شبنم در دماهای مختلف به‌دست * روزه‌ای از ماه رخ داده است و به‌طور کلی مشاهده می‌شود که در هر ۱۶ روزه بیشینه تداوم ۱۲ ساعته ۱۶ روزه تا رطوبت به‌کار گرفت. در مورد باد نیز باید نقشه‌های تداوم ۱۲ ساعته تندی باد در مصدت ۱۶ روز و برای یک دوره معین مثلا ۳۰ ساله تهیه و با توجه به این نقشه‌ها می‌توان تغییرات تندی باد را که از آستانه معینی تجاوز می‌کند در منظقه به‌دست آورد. جنانجچه تندی باد قابل ملاحظه باشد استفاده از شاخص تندی باد باید با دقت بیش‌تری به‌کار رود. بنابراین با توجه به این دو نقشه که قبلا نیز توضیح داده شده است می‌توان از آن‌ها بهره جست. باید توجه شود که در مکان هایی که تندی باد به‌طور معمول قابل ملاحظه است نباید از شاخص تندی باد برای برآورد ۳۸/0 استفاده کرد. از این رو نقشه ماهانه را می‌توان به‌دست آورد و ضرایب تعدیل با توجه به توزیع ۱۰ روزه از ماه از یک حد معینی نباید تجاوز کند که این حد را می‌توان از روی نقشه‌ها به‌دست آورد. ۱۰-۴ انتقال توفان توفانی که در یک جایگاه مخصوص رخ داده و می‌توان آن را به جای دیگر انتقال داد. فرآیند انتقال توفان نامیده می‌شود. این انتقال باید به طریقی باشد که حداقل تعدیل جزیی در بارش توفان صورت گیرد. انتقال توفان به جایگاه‌هایی صورت می‌گیرد که دارای شرایط زیر باشد. ب- در منطقه مورد مطالعه شبکه ایستگاه‌ها از تراکم مناسبی برخوردار نباشد. مجاور است. منطقه‌ای که از نقطه نظر اقلیمی, ناهمواری‌ها و مساحت حوضه‌ها مشابه باشند و حوضه‌های درون منطقه در مجاور همدیگر قرار گرفته باشند. حداکثر بارش محتمل در هریک از حوضه‌ها باید کم و بیش یکسان محاسبه شود. -------- صفحهٔ بعد -------- ۷۶ 0۰ روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳81۳) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش ((7۸/7) ۱-۱-۴ گام‌های انتقال مراحل انتقال درگیر تحلیل هواشناختی توفانی است که انتقال می‌یابد و تنظیم‌های مناسب, در جایگاه توفان انجام می‌شود. این مراحل اجرایی را می‌توان در پنج گام به شرح ذیل توضیح داد: - گام اول انتخاب محدوده‌ای که توفان باید از آنجا به منطقه مورد مطالعه انتقال یابد و شناسایی از زمان و مکان شدیدترین بارش ریزش کرده و دلایل تقریبی آن از نظر هواشناسی همدیدی است. نقشه هم‌باران» منحنی‌های جرم بارش, و نقشه‌های وضع هوا این هدف را برآورده می‌سازند. نقشه هم‌باران ممکن است نقشه ساده‌ای باشد زیرا تابع اولیه‌ای است که جایگاه توفان را شناسایی می‌کند. نقشه‌های وضع هوا که به‌طور روزمره در دسترس است. احتمالا برای شناسایی دلایل توفان به‌ویژه اگر بارش به‌طور نزدیکی با چرخندهای فوق حاره‌ای (عرض‌های میانی) مرتبط باشد. کافی است. به‌طور کلی کلیه نقشه‌های روزانه وضع هوا از سایت 31۳7۳ و به‌دست می‌آید و از آن‌ها به منظور تعیین جهت حرکت توفان‌ها و تعیین ایستگاه‌های معرف رطوبت که توسط نقطه شبنم آن‌ها به‌دست می‌آید. استفاده می‌شود. ممکن است در نمونه‌های دیگر تحلیل مفصل برای شناسایی دلایل توفان ضروری باشد. - گام دوم مشخص کردن منطقه‌ای است که درآن توفان شناسایی شده در گام اول, ایجاد کننده اصلی در بارش است. این کار با بررسی سری طولانی و متوالی نقشه‌های روزانه وضع هوا با خلاصه‌های اقلیم‌شناسی در دسترس برای منطقه معینی انجام می‌شود. - گام سوم عبارت است از تعیین محدودیت ناهمواری‌ها بر قابلیت انتقال می‌باشد. توفان‌های ساحلی با محدودیت کم‌تری در امتداد ساحل انتقال می‌یابند. اما برای تعیین فاصله انتقال توفان از ساحل به درون خشکی دقت بیش‌تری باید به‌کار رود. این کار با تحلیل عوامل هواشناختی که سبب ریزش مقدار بارش زیاد است تعیین می‌شود. همچنین نزدیک بودن به منابع رطوبت در این فرأآیند از اهمیت زیادی برخوردار است. انتقال توفان به درون خشکی به پهنه‌هایی منحصر می‌شود که موانع کوهستانی اصلی, درون شارش رطوبت از دریا را مسدود نمی‌کند. محدودیت‌ها در انتقال زوناری (مداری) توفان, در ارتباط با تفاوت‌های بیش از اندازه در خصوصیات توده هوا قرار بررسی ضرورت دارد و مشخص کردن کل پهنه‌ای که قابلیت انتقال پذیری دارد. لزومی ندارد. - در گام چهارم باید عوامل هواشناختی که سبب بارش شدید نمی‌شوند به شرح ذیل بررسی شود: ب- قرارگیری کلی سامانه‌های جبهه‌ای و گرته بارش در آمتدادی که سبب افزایش بارش نمی‌شود. ج- نبود مشخص تاثیر امواج جوی لایه‌های زیرین و میانی در طی دوره توفان و بعد از آن د- دوره توفان دو روزه یا طولانی‌تر -------- صفحهٔ بعد -------- فصل چهارم - برآورد (ب ب م) همدیدی به روش همگرایی برش مهن ۳۷ ه- موقعیت پر فشار قطبی سمت شمال مرکز توفان در طی بارش و- حرکت استوا سوی سامانه جبهه ای در آنتهای دوره بارش مطالعه درون شارش رطوبت نشان می‌دهد که اگر موقعیت نقشه‌های همدیدی در ارتفاعی بیش از ارتفاعی که در آن توفان به‌طور واقعی رخ داده است باشد. باید تعدیل یابد. به‌هرحال, بررسی گرته‌های خطوط هم‌پاران؛ نشان می‌دهدکه ناهمواری سهم مهمی دربارش دارد و علاوه برآن, مرکز توفان که همراه با مرکز اصلی بارش است نیز بایدمورد توجه قرار گیرد. - گام آخر در انتقال, به‌کار گرفتن تنظیم‌ها است که در بخش زیر بحث می‌شود. ۱-۱۱-۴۳ تنظیم رطوبت برای جابجایی به زبان ساده. تنظیم رطوبت فقط عبارت است از ضرب میانگین بارش توفان دیدبانی شده در نسبت آب قابل تداوم ۱۲ ساعته در توفان معرف ,۷۷ (۱۴-۴) (18,)۷/(/۷- با که در این فرمول ,؟ا برابر است با بارش توفان دیدبانی شده در یک دوره و اندازه پهنه معین و د؟ا برابر است با بارش تنظیم شده توفان در پهنه‌ای که انتقال در آن جا صورت می‌گیرد. معادله (۶-۴) در تنظیم انتقال و در بیشینه‌سازی رطوبت شرکت دارد. مقدار بارش توفان در آرایه عمق- پهنه- دوره. معرف مقدار بارش است که در یک پهنه معین و در داده شده در جدول (۱-۴) باید برای هر توفان به‌طور جداگانه تعیین شود. این مقادیر باید برای اندازه‌های مختلف پهنه از کم‌تر از پهنه حوضه تا اندازه پهنه توفان که از اندازه پهنه حوضه تجاوز می‌کند. تنظیم شود. به این معنی که اندازه پهنه توفان باید از مقدار پهنه حوضه مورد مطالعه بزرگ‌تر باشد تا بتواند حوضه را پوشش داده و اطراف حوضه نیز مورد تهاجم توفان قرار گیرد. ممکن است تنظیم رطوبت بزرگ‌تر یا کوچک‌تر از واحد باشد که بستگی به دور شدن یا نزدیک شدن به منابع رطوبتی دارد. همچنین به بزرگ‌تر یا کوچک‌تر بودن ارتفاع جایگاه حوضه‌ای که انتقال در آن صورت می‌گیرد یعنی نسبت به ارتفاع و حوضه اولیه (جایی که توفان در آن ایجاد شده است) بستگی دارد. ۱-۱-۱-۴ نقطه شبنم مرجع در تنظیم رطوبت به دلایلی که در بالا شرح داده شد. نقطه شبنم بین پهنه بارش و چشمه رطوبت معرف بهتری از مقدار محتوای رطوبت جو یا آب قابل بارش جریان یافته به درون توفان نسبت به نقطه شبنم در درون پهنه بارش است. این نقطه شبنم معرف. ممکن است چندین صد کیلومتر دورتر از مرکز توفان در جایگاه اولیه باشد. در بیشینه‌سازی رطوبت. نقطه‌شبنم -------- صفحهٔ بعد -------- ۷۳۸ ۰ روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (]۳۸1) و منحنی‌های عمق. سطح. تداوم بارش (0۸) بیشینه استفاده شده (نقطه شبنم بین پهنه بارش و چشمه رطوبت) به عنوان نقطه شبنم معرف توفان در جایگاه اولیه است. در انتقال توفان از جایگاه اولیه به منطقه مورد مطالعه. همان فاصله مرجع بر روی همان جهت از نقطه انتقال, طرح ریزی می‌شود (شکل ۶-۴). به این ترتیب برای به‌دست آوردن نقطه شبنم بیشینه از روی نقشه نقطه شبنم بیشینه. از جدول ۱-۴- میانگین عمق حداکثر بارش در یک توفان نمونه ات اه اه اه هه ۲-۱۱-۴- تنظیم ارتفاع افزایش ارتفاع سبب کاهش نقطه شبنم و در نتیجه محتوی رطوبت جو می‌شود. به‌هرحال, بسیاری از توفان‌ها بیش‌تر رطوبت خود را از شارش قوی ترازهای زیرین در فاصله یک تا ۱/۵ کیلومتری از سطح زمین دریافت می‌کنند و این درون شارش رطوبت با تغییر کم ارتفاع, به‌طور قابل ملاحظه‌ای تحت تاثیر قرار نمی‌گیرد. دامنه تغییرات تیپه‌های کم ارتفاع با افزایش تدریجی عوارض زمین ممکن است سبب تحریک جریان‌های همرفتی شده و بارش را افزایش دهد. ممکن است این اثر (افزایش بارش به سبب ارتفاع) در میزان بارش, کاهش آب قابل بارش در اثر افزایش ارتفاع را بیش‌تر جبران کند. پهنه بارش وجود دارد باید انجام شود که در زیر شرح داده می‌شود. -------- صفحهٔ بعد -------- فصل چهارم - برآورد (ب ب م) همدیدی به روش همگرایی ۰ سس نقطه شبنم مرجع از سمت ۱۷۰ درجه و فاصله ۲۰۰ دسر سسرس.-. سس << پسشس.-. گت سره مرج خط ساحل منبع رطوبت اقیانوسی یامتابع دیگر شکل ۶-۴- نمونه‌ای از انتقال توفان (خطوط ممتد خط چین نشان‌دهنده نقطه‌های شبنم بیشینه با تداوم ۱۲ ساعته در ۱۰۰ برحسب درجه سلسیوس در همان زمانی که توفان رخ داده است.) ۱-۲-۱۱-۴- تاثیر مانع بر روی رشته کوهستان‌های کم‌ارتفاعی که در فواصل کوتاه از جایگاه انتقال قرار دارند.ء وجود دارد. تصمیم احاطه کننده محل پروژه قرار دارد. انجام می‌پذیرد. برای نمونه. اگر توفان اصلی دیدبانی شده در دو محل ( محل نداشته باشد. تفاوت در ارتفاع به حساب نیامده و حذف تنظیم ارتفاع توجیه‌پذیر است. در برخو تنظیم برای تفاوت ارتفاع در فواصل کوتاه در حدود ۳۰۰ متر یا کم‌تر انجام نمی‌شود. دومین توجه مربود ۷۲۹ ۱هکتوپاسکال ی انتقال توفان در به‌کارگیری ۹ که در پهنه ای رطوبت دو ا از بررسی‌ها.ء -------- صفحهٔ بعد -------- ۸۰ 0۰ روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳۱1۳) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش (0۸7) مشابه در دشت‌های وسیع با شیب تدریجی است. این موقعیت باید به‌طور جداگانه بررسی و بارش توفان‌های اصلی در این مناطق آزمون شود. اگر تفاوت در مقدار بارش را بتوان به تفاوت در رطوبت و نه در ارتباط با ارتفاع نسبت دادء. حذف تنظیم ارتفاع نیز توجیه‌پذیر خواهد بود. چنانچه تصمیم به حذف تنظیم ارتفاع باشد. :۷۷ در معادله (۲-۴) برای نقطه شبنم بیشینه در جایگاه مرجع (جایگاه اولیه) در محل مورد مطالعه با همان ارتفاع ستون هوا به عنوان ,۷۷ محاسبه می‌شود. اگر تنظیم ارتفاع به‌کار گرفته شود. باید :۷۷ برای نقطه شبنم بیشینه‌ای که در بالا توصیف شد برای ستون هوای بالای زمین محل مورد مطالعه. که ممکن است ارتفاع آن پایین‌تر یا بالاتر از جایگاه اولیه توفان دیدبانی شده باشد. محاسبه شود. شایان ذکر است که در انتقال توفان از یک جایگاه به جایگاه دیگر به‌طور معمول نباید اختلاف ارتفاع آن‌ها ۲-۲-۱۱-۴- تندرهای محلی در تندرهای محلی شدید وقتی که انتقال درارتباط با تفاوت ارتفاع به مقدار کم‌تر از حدود ۱۵۰۰ متر باشد. تنظیم ارتفاع انجام نمی‌شود. از آنجایی‌ که در این بخش مناطق غیرکوهساری مورد بحث است. به‌سادگی می‌توان بیان کرد که تنظیم ارتفاع در تندرهای محلی انجام نمی‌شود. تنظیم ارتفاع برای چنین توفان‌هایی در مناطق کوهساری موردنیاز است. بارش‌های فرین دیدبانی شده در توفان‌های تندری, در رویدادهای منفرد در ارتفاعی در حدود ۳۰۰ تا ۳۰۰۹۰ متر رخ می‌دهد. متاسفانه داده‌های بارش فرین برای نشان دادن روند مشخص بارش با ارتفاع در این نوع توفان‌ها بسیار پراکنده هستند. مطالعات انجام شده در فصلی که بارش به عنوان رگبارهای منفرد (توفان‌های تندری) غیر از بخشی که از یک سامانه جوی سازمان یافته رخ داده است. از گزارش ایستگاه‌های معمولی با باران‌سنج‌های ثبات به‌دست می‌آید. این داده‌های فرین حاصل از باران‌سنج‌های ثبات که تعداد آن‌ها به مقدار قابل ملاحظه‌ای نسبت به ارتفاع کاهش می‌یابد نشانه مشخصی از کاهش داده‌های فرین در ارتفاع بالاتر از ۱۵۰۰ متر است. بنابراین در توفان‌های تندری کاهش ۵ درصدی برای هر ۳۰۰ متر افزایش ارتفاع در بالاتر از ۱۵۰۰ متر براساس کاهش رطوبت در فرآیند شبه بی‌دروی اشباع جو پذیرفته شده است. ۳-۱۱-۴- تاثیر ناهمواری‌های حوضه مورد مطالعه معمولا در یک حوضه آبخیز کوهستانی, ناهمواری‌ها از یک نظم ارتفاعی یکسان برخوردار نیستند و دارای رشته‌هایی هستند که به وسیله دره‌های با پهنای متفاوت از یکدیگر جدا شده‌اند و ممکن است دارای شکستگی‌های متفاوتی باشند که به صورت یک دیواره درآمده‌اند. در این گونه حوضه‌ها انتقال یک توفان از سوی رو به باد به قسمت بادپناه یک مانع بلندتر از ۰ مترء نسبت به ارتفاع جایگاه توفان دیدبانی شده به خاطر اثرگذاری بر توفان به‌طور کلی اجت: اب می‌شود. -------- صفحهٔ بعد -------- فصل چهارم - برآورد (ب ب م) همدیدی به روش همگرایی پنقه ما ۸۱ افتاده توسط مانع قبل از جایگاه حوضه مورد بررسی را به سوی خود بکشد. به‌کار گرفته نمی‌شود. زیر تجمع رطوبت در پشت مانع معرف رطوبت توفان نبوده و نمی‌توان از آن به عنوان معرف رطوبت کلی توفان استفاده کرد. ۴-۱۱۴ - نمونه‌ای از انتقال و بیشینه‌سازی توفان ۱-۴-۱-۴ وضع فرضی فرض می‌شود که نقشه‌های وضع هوای مربوط به توفان‌های اصلی نشان می‌دهند که گرته توفان فرضی (شکل ۶-۳۲) با همان توضیح. قابل انتقال به حوضه مورد بررسی باشد. میانگین ارتفاع پهنه توفان ۳۰۰ متر است و میانگین ارتفاع به درون حوضه حائل نشده است. نقطه شبنم بیشینه با تداوم ۱۲ ساعته معرف توفان ۲۳۹۲ است که در جایگاهی واقع در ارتفاع ۲۰۰ متری و در فاصله ۲۰۰ کیلومتری از مرکز توفان در جهت ۱۷۰ درجه (جنوبی) دیدبانی شده است. تبدیل این نقطه شبنم با توجه به فشار ایستگاه به ۳۳۵ ۱۰۰۰ برابر ۲۴۲۲ می‌شود. ۲-۴-۱-۴ محاسبه عامل تنظیم عامل تنظیم به صورت زیر محاسبه می‌شود. (۱۵-۴) 300( 2 ۷) / مور( ۷/23 ) > مود( د/۷) / مور( ۷/3 ) ۷ موو( و۷ / ۷/23 ) * مود( د/۷/ ۷/0 ) ۲۶ در این فرمول زیرنویس‌های داخل پرانتزء نقطه‌های شبنمی را نشان می‌دهند که آب قابل بارش برای آن‌ها محاسبه شده است. یعنی نقطه شبنم بیشینه با تداوم ۱۲ ساعته با دوره برگشت *۵ ساله و تبدیل آن به تراز ۱۰۰۰ هکتوپاسکال, ۶ درجه سلسیوس است. نقطه شبنم بیشینه با تداوم ۱۲ ساعته معرف توفان پس از تبدیل آن به تراز ۱۰۰۰ هکتوپاسکال ۲۴ درجه سلسیوس است و نقطه شبنم بیشینه با تداوم ۱۲ ساعته در تراز ایستگاه (۳۰۰ متر) ۲۳ درجه سلسیوس است. شایان ذکر است که هرسه نقطه شبنم در منطقه‌ای که درون شارش رطوبت را مشخص می‌کند دیدبانی شده است. زیرنویس‌های خارج پرانتز به ارتفاع‌های مختلف زمین مربوط می‌شود که تشکیل دهنده پایه ستون جوی است که آب قابل بارش برای آن‌ها محاسبه شده است. بنابراین عبارت ,۷۷20/۷/2,( 10) بیان‌گر بیشینه‌سازی آب قابل بارش در جایگاه توفان است. «۷/23/۱۷20(10) عبارت است از تنظیم برای تفاوت در نقطه شبنم بیشینه بین جایگاه اصلی و انتقال و ومو(۷/23) / و۷/23(70) تنظیم ارتفاع است. یعنی نسبت آب قابل بارش نقطه شبنم بیشینه با تداوم ۱۲ ساعته در ارتفاع ۷۰۰ متری با دمای ۲۳ درجه سلسیوس به آب قابل بارش نقطه شبنم بیشینه با تداوم ۱۲ ساعته در ارتفاع ۳۰۰ تنظیم مورد نیاز در عبارت «۷۷2,(10) / ۷۷23(700) خلاصه می‌شود. با مراجعه به جدول (۱-۴) برای قله ستونی از هواتا ۰ هکتوپاسکال می‌توان محاسبات زیر را انجام داد. -------- صفحهٔ بعد -------- ۸۲ ۰ روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳۸1) و منحنی‌های عمق. سطح. تداوم بارش (0۸) 67-134 - مور( ود/۷ا) و 74-6-65 * وود( بو/ا) میلی‌متر 9 - 68 /۲-54 بنابراین اگر روش اجرایی جایگزین برای تنظیم تبدیل رطوبت که در بخش ۲-۳-۱۱-۳ گفته شد به‌کار گرفته شود. عامل تنظیم به صورت زیر محاسبه می‌شود. (۶-۴ (9لتلر ر/)/( 0/90 00فا و )/(90تکد. وه تام را /( فا /ا تاد د/۷)/( اد لا مد 1 یا یا 51 51 41 41 یا وچنانچه با استفاده از جدول‌های (۳-۴) الف و (۴-۴) الف در پیوست ارزیابی شود.ء نتایج به صورت زیر به دست می‌آید. 06 743 شک روم ۲ نتیجه به دست آمده از تبدیل, نسبت به زمانی که فرض می‌شد تمام رطوبت توسط افزایش ارتفاع از بین رفته باشد. مقدار کم‌تری حاصل می‌کند. برای مثال اگر مانع کوهستانی وسیعی با میانگین ارتفاع ۱۰۰۰ متر بین جایگاه توفان دیدبانی شده و حوضه مورد بررسی قرار داشته باشد. (رن,(۷/23) به جای ر3(70:لا) جایگزین می‌شود. در این صورت نسبت 7 برایر با (74-6) /(68-18) یا 0.74 خواهد شد. بنابراین نسبت مناسب تنظیم برای دامنه‌ای از ارتفاع بزرگ‌تر و کوچک‌تر از ارتفاع حوضه. از داده‌های عمق -پهنه-دوره مانند جدول (۱-۴) به‌ کار گرفته می‌شود. از آن‌جایی که ارتفاع مانع از آنجچه که در بخش ۲-۴-۱۱-۴ بحث شد بلندتر است. روش اجرایی جایگزین که قبلا بحث شد به‌کار نمی‌رود. اخیرا روش اجرایی دیگری برای تنظیم رطوبت در انتقال توفان به‌کار می‌رود. در یک بررسی رسم بارش نقطه‌ای دیدبانی شده بیشینه در مقابل ارتفاع هیچ تغییر ثابتی از بارش را در دامنه محدودی از ارتفاع آشکار نساخته است. بنابراین برای مقادیر بارش توفان در پهنه‌های کوچک در تغییرات ارتفاع‌های در حدود ۳۰۰ متر یا کم‌تر هیچ تنظیمی برای مانع صورت نمی گیرد. برای تغییرات بیش‌تر ارتفاع, تنظیم‌ها برپایه تغییرکلی در مقدار آب قابل بارش که تولید مقادیر غیرواقعی می‌کند. برپایه تجربه توفان دیدبانی شده صورت می‌گیرد. به‌این ترتیب برای تغییرات ارتفاع که از ۳۰۰ متر تجاوز کند. تنظیم انتقال قائم به نصف تغییرات آب قابل بارش محدود می‌شود. این مورد به‌طور ریاضی به صورت زیر بیان می‌شود: (۱۷-۴) نس ما ۸ (300+:51) 1 ۷۷۵ در این فرمول: 7 تنظیم انتقال قائم -ارتفاع انتقال یافته یا ارتفاع مانع: ارتفاع انتقال یافته محل یا هر مانع بلند تر نسبت به شارش هوای مرطوب (300غ5). 7۱ ۷۷۶ آب بارش شو مربوط به نقطه شبنم بیشینه با تداوم ۱۲ ساعته در ۱۰۰۰ هکتوپاسکال با توجه به نصف افزایش (کاهش) در آب بارش شو برای تفاوت ارتفاع بزرگ‌تر از ۳۰۰ + متر از ارتفاع توفان یا مانع. 1 ۷۷۳ <آب بارش شو مربوط به نقطه شبنم بیشینه با تداوم ۱۲ ساعته در ۱۰۰۰ هکتوپاسکال در بالای ارتفاع مانع. -------- صفحهٔ بعد -------- فصل چهارم - برآورد (ب ب م) همدیدی به روش همگرایی برش مهن ۸۳ در توفانی که در اینجا بررسی شده تنظیم رطوبت قائْم به صورت زیر است: 67-8 )5 0 +0.5 > سرا 791 !۳ 49 )0.5 +00.5 > سرا ( !۳ 2 << در این روش تنظیم‌ها برای بیشینه‌سازی و انتقال افقی به طور جداگانه و به طریقی که قبلا شرح داده شد. انجام می‌شود. ۱-۱۳-۴- تعربف بیشینه‌سازی متوالی و مکانی درگیر گسترش توفان‌های تولیدکننده سیل در اثر توفان‌های منفرد دیدبانی شده با پوکه بارش‌ها در توفان‌های منفرد یا جدا ازهم هستند. این ترکیب با فرض رخداد توفان‌های متوالی بحرانی با فواصل نوع بارش‌ها برای دوره دیگری رخ می‌دهد و آن نیز بیشینه‌سازی شده و سیل دیگری برآورد می‌شود. در عمل بیشینه‌سازی اولی و دومی باید با توجه به فاصله زمانی بین رخدادها انجام شود و این بیشینه‌سازی یک پارچه شود. مساله قابل توجه این است که سیل اولی برروی سیل دومی تاثیر داشته و سیل دومی باید بیش از آنچه که به صورت مکانی) جابجا یا انتقال یابد. ۲-۱۲-۴- بیشینه‌سازی متوالی بیشینه‌سازی متوالی عبارت است از مرتب کردن مجدد توفان‌های دیدبانی شده یا بخش‌های مربوط به توالی توفان‌ها به این شرط که فاصله زمانی بین رخداد توفان‌ها به اندازه‌ای باشد که تاثیر توفان اولی بر روی دومی از بین نرفته باشد. این توفان‌ها ممکن است با توالی زمانی نزدیک به هم یا با فاصله سال‌ها از یکدیگر رخ بدهد. این روش بیش‌تر اوقات در حوضه‌های بزرگ به کار گرفته می‌شود. یعنی جایی که سیل‌های برجسته نتیجه‌ای از توفان‌های متوالی و کوتاه مدت است تا از یک توفان مجرد و با فاصله زمانی زیاد. گام اول برای بیشینه‌سازی متوالی در حوضه‌های بزرگ یا کوچک یکسان است. به طور معمول مطالعه همه توفان‌های بزرگ با جزییات یکسان امکان‌پذیر نیست. زیرا برای توفان‌های بسیار قدیمی در زمانی که داده‌های جو بالا وجود نداشته -------- صفحهٔ بعد -------- ۸۴ 6۰ روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳۸1) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش (10۸/0) است. بررسی داده‌ها و گرته‌های شارش ترازهای بالا امکان‌پذیر نیست. از این رو برآوردها باید فقط از داده‌های سطح گام بعدی. تعیین توالی زمانی توفان‌ها به ترتیبی که شرح داده شد. در نزدیکی یا در خود حوضه است. در حوضه‌های بزرگ برای تعیین دوره کوتاه‌ترین فاصله زمانی معقول بین انواع توفان‌های منفرد باید توالی زمانی توفان بررسی شود و نباید از یک فاصله زمانی معینی تجاوز کند یعنی فاصله زمانی بین توفان‌ها طوری باشد که تاثیر توفان اولی بر توفان دومی از بین نرفته باشد. این فاصله زمانی را فاصله بحرانی گویند. در ترکیب هر نوع توفان تولید کننده بارش شدید کوتاه‌ترین فاصله زمانی که به‌طور معمول بر حسب ساعت یا روز سنجیده می‌شود. تعیین می‌شود. این فاصله زمانی در توالی توفان‌های احتمالی ایجاد شده بحرانی است. در حوضه‌های کوچک روش اجرایی گرچه مشابه حوضه‌های بزرگ است ولی بر فاصله زمانی تمرکز دارد که به‌طور معمول بر حسب ساعت بین بارش‌های شدید و ناگهانی در توفان‌های منفرد سنجیده می‌شود. در برخی اوقات ترکیب بارش‌های شدید و ناگهانی (پوکه‌ها) از توفان‌های جدا از هم امکانی مناسب در بررسی فاصله زمانی بین توفان‌های مشابه است. پس از بررسی توفان‌ها وتعیین کوتاه‌ترین فاصله زمانی معقول بین آن‌هاء جفت یا توالی توفان‌ها یا پوکه‌ها (بارش‌های شدید) گسترش می‌یابند. هر جفت توفان یا پوکه‌های منفرد در درون توفان‌های سازمان یافته در حوضه‌های کوچک باید به‌منظور اطمینان از این که گسترش فراسنج‌های هواشناختی یعنی حرکت کم‌فشارها و پرفشارهاء عبور هوای سرد از روی حوضه و غیره در پی اولین توفان یا پوکه مانع از موفقیت رخداد توفان یا پوکه در فاصله زمانی بحرانی نشود. به دقت بررسی می‌شود. لازم به ذکر است که نقشه‌های همدیدی وضع هوا در اولین توفان و در توفان بعدی و در فاصله زمانی بین توفان‌ها با پوکه بارش‌ها باید به دقت بررسی شود. این نقشه‌ها می‌تواند توالی زمانی بین دو توفان را تعیین کند. زیرا عبور یک سامانه کم‌فشار باران زا از روی یک حوضه به حوضه دیگر و یا سامانه‌های کم‌فشار باران‌زای متوالی که از یک منطقه برروی حوضه مورد مطالعه به‌طور متوالی وارد می‌شود تعیین کننده فاصله زمانی بحرانی است. برخی اوقات توفان بیشینه محتمل(۳۸/5) به عنوان دومین توفان انتخاب می‌شود. به بیانی دیگر پس از تعیین توالی زمانی توفان‌ها دومین توفان برای رطوبت و شاید باد بیشینه‌سازی می‌شود زیرا توفان اول محیط را از نقطه نظر فراسنج‌های هواشناختی مناسب ساخته است. به‌طوری که در حداقل یک دوره زمانی و یک اندازه پهنه با حداکثر بارش محتمل برابر می‌شود. بهرحال توالی های دو توفان بیشینه محتمل به دو دلیل محتمل نیستند. اول این که توفان بیشینه محتملی که بدرستی محاسبه شده باشد دارای احتمال رخداد بسیار کمی است و احتمال رخداد چنین دو توفانی در توالی زمانی غیرمعمول نزدیک به هم همان‌طور که منطقی نیست بسیار بعید است. دوم این که اولین ۳۹/5 با وضعیت هواشناختی که برای گسترش سریع دومین 7815 نامناسب است تعقیب می‌شود. دوره گذر طولانی‌تر بین رخداد دو توفان بسیار احتمال دارد توالی را که از نقطه نظر هیدرولوژیکی کم‌تر بحرانی است نسبت به توالی توفان‌های باشدت کم‌تر با فاصله زمانی کوتاه‌تر بین آن‌ها ایجاد کند. -------- صفحهٔ بعد -------- فصل چهارم - برآورد (ب ب م) همدیدی به روش همگرایی برش مهن ۸۵ ۳-۱۲-۴- بیشینه‌سازی مکانی توفان ویژه‌ای با فاصله زمانی معین و بحرانی به جایگاه مورد نظر و ترکیب ویژگی‌های توفان انتقال یافته با خصوصیات فیزیوگرافی حوضه برای ایجاد آهنگ رواناب یا حجم بیشینه آب است. شایان ذکر است هر حوضه قبل از ریزش بارش دارای یک جریان پایه است. در هنگام ریزش باران در حوضه به‌تدریج آب وارد رودخانه شده و روان آب به‌تدریج افزایش می‌یابد. افزایش رواناب نسبت به زمان آهنگ رواناب نام دارد. دراین حالت نیز مانند بیشینه‌سازی متوالی, نیاز به دانش مثال زیر از بیشینه‌سازی مکانی بر پایه یک سری از بارش‌های شدید و ناگهانی محلی است که در خلال دوره پنج روزه از سوم تا هشتم خرداد رخ داده است. در طی این دوره گردش بزرگ مقیاس پایایی. درون شارش مشخصی از هوای ناپایدار مرطوب را به درون پهنه توفان نگه می‌دارد. جبهه و مشخصه‌های همدیدی مرتبط مانند عوامل تراز بالا برای نمونه فرارفت تاوایی نقش کمینه‌ای را ایفا می‌کند. دو بارش ۶ ساعته ناگهانی و شدید مشخص در دو روز متوالی سوم و چهارم رخ می‌دهد. نقشه‌های هم‌باران برای این بارش پوکه در شکل (۷-۴) نشان داده شده است. بارش پوکه روز سوم روی حوضه ۱۱۰۰ کیلومتر مربعی متمرکز شده است درحالی که بارش پوکه روز چهارم در حدود ۴۰ کیلومتری جنوب شرقی حوضه تمرکز یافته است. از آنجایی که موقعیت وضع جوی در هر دو روز بسیار شبیه است عاقلانه است تصور شود که مراکز بارش می‌توانست در یک محل رخ مرکز اصلی گرته توفان» در روز چهارم بر روی مرکز اصلی روز سوم انطباق داده شده است. برای انطباق بهتر گرته روز چهارم بر روی روز سوم در حدود ۲۵ درجه در جهت مخالف عقربه های ساعت چرخش داده شده است. در این منطقه. چنین چرخشی برای این نوع توفان منطقی است. در مناطق و انواع توفان‌های دیگر ممکن است بررسی توفان‌های زیاد نشان دهد که چنین انطباق یا چرخشی مجاز نیست. چگونگی انطباق از مسیر حرکت سامانه‌های باران زا مشخص می‌شود. بدین معنی که اگر مسیر توفان مجاور نسبت به توفان منطقه مورد مطالعه طوری باشد که سامانه باران‌زای مجاور بتواند برروی منطقه مورد مطالعه انتقال یابد. می‌توان آن دو را یکی کرد. ۴-۱۳-۴- ترکیب بیشینه‌سازی مکانی و متوالی به‌طورکلی بیشینه‌سازی مکانی و متوالی به صورت ترکیب به کارگرفته می‌شود. یعنی علاوه بر فاصله زمانی کوتاه ین توفان‌ها یا بارش پوکه‌ها در درون توفان سازمان یافته» ممکن است که موقعیت آن‌ها از نظر جغرافیایی تغییر کند. دراین بررسی نه تنها دو بارش ناگهانی به طور مکانی با انطباق مراکر و چرخش یکی ازگرته‌های هم‌باران بیشینه‌سازی می‌شود بلکه فاصله زمانی بین آن‌ها نیز کوتاه می‌شود. -------- صفحهٔ بعد -------- ۸۶ ۰ از ظهر روز سوم و ۲ تا ۸ بعداز طورنسبی نزدیک. نشان داده ا: شکل ۷-۴- نق ۷ روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳81۳) و منحنی‌ها د و ناگهانی که در شکل (۷-۴) نمایش داده شده است از سا ظهر روز چهارم بوده است. بررسی تعداد زیادی از توفان‌های ست که فاصله بین دو بارش پوکه را می‌توان به ۱۲ ساعت ۱ دوره کلی ۲۴ ساعت به بارش کل در دو بارش شدید. یا ۷ د مه هم‌باران برحسب سانتی‌متر در دو بارش ۶ ساعته شدید و ناگهانی د (خطوط خط چین و پر هرکدام معرف یک روز است) ی عمق. سطح. نداوم بارش (0۸0) مشابه رخ داده با توالی به اهش داد. این کوتاه کردن ساعت کم‌تر از دوره ۳۱ ساعته ر دو روز متوالی -------- صفحهٔ بعد -------- فصل چهارم - برآورد( ۱۳-۴- پوش ۱-۱۳-۴- کلبات در بیشینه‌سازی می‌تواند به مراتب ؟ ب ب م) همدیدی به روش همگرایی بر ما 1۵ 20 30 ار | را ۱۱| کیلومتر شکل ۸-۴- نقشه هم‌باران (سانتی‌متر) که از ترکیب گرته توفان‌های ۶ ساعته دو روز متوالی در شکل (۷-۴) نشان داده شد ترسیم شده است و انتقال توفان منفرد به یک حوضه فرض می‌شود که حجم بارش معینی م. م‌تر از مقدار حداکثر بارش محتمل باشد. برای بررسی چند دوره توفان. بدون و انتقال, اطمینانی برای به دست آوردن تراز حداکثر بارش محتمل وجود ندارد ۸۷ که ی‌تواننست برروی ان توجه به پیچیدگی -------- صفحهٔ بعد -------- ۸۸ 0۰ روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳۸1۳) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش ((/7۸) پاسخ به سوال کافی بودن تعداد و نمونه توفان به‌ویژه با داده‌های محدود برای برآاورد حداکثر بارش محتمل مشکل است. به هرحال انتظار می‌رود که پوشی از داده‌های زیاد حداکثر بارش منتقل شده به حوضه با احتمال زیاد مقادیری به‌دست آورد که حاکی از مقدارحداکثر بارش محتمل باشد. منطقی به نظر می‌رسد که احتمال رخداد توفانی که بتواند برای تمام دوره‌ها و اندازه‌های پهنه مقدار بارش فرین را ایجاد کند. وجود ندارد. به‌همین دلیل پوش گام نهایی لازمی در برآورد حداکثر بارش محتمل است. برآورد حداکثر بارش محتمل که شامل پوش با هموارسازی پهنه‌ای. دوره‌ای و منطقه‌ای نباشد. مقادیر نامناسبی را برای حداکثر بارش محتمل به دست می‌دهد. شایان گفتن است که منظور از هموارسازی مستقیم نمودن خط برازش است که از حالت زیگزاگی خارج و در عین حال بیشینه مقدار را هم دارا باشد. 24 36 48 ۸ دوره (ساعت) شکل۹-۴- پوش ژرفا- ۲-۱۳-۴-پوش پوش فرآیندی است برای انتخاب بزرگ‌ترین مقدار از مجموعه‌ای از داده‌ها. در برآورد (حداکثر بارش محتمل) داده‌های بیشینه شده و انتقال یافته بارش بر روی کاغذ نموداری مناسبی رسم می‌شوند. و منحنی همواری از سراسر بزرگ‌ترین مقادیر رسم می‌شود به‌طوری که تمام منحنی‌های حداکثر بارش را در بر می‌گیرد. شکل (۹-۴) پوش دوره زمانی تا ۷۲ ساعت بر روی پهنه‌ای به مساحت ۲۰۰۰ کیلومتر مربع را نشان می‌دهد. این متغیرها در شکل (۱۶-۴) تغییر یافته است. به‌طوری‌که پوش پهنه‌ای مقادیر باران ۲۴ ساعته بیشینه شده انتقال یافته در پهنه‌هایی تا حدود ۱۰۰۰۰۰ -------- صفحهٔ بعد -------- فصل چهارم - روش شرح ۱ (شکل ۹-۴ برآورد (ب ب م) همدیدی به روش همگرایی ۰ ۹۵/۰۷/۱ 600 400 200 بارش ۲۴ساعته (میلی‌متر) شکل ۱-۴- پوش عمق - دوره مقادبر بارش توفان ۲۴ ساعته بیشینه شده انتقال یافته ترش کامل آرایه داده‌های عمق - بهنه- دوره حداکثر بارش محتمل در حوضهء ضروری است که ی اده شده مانند شکل‌های (۹-۴) و (۱۰-۴) انجام شود سپس از مقادیر خوانده شده در منحنی: و ۱۰-۴) برای بنا کردن سری منحنی‌های عمق - پهنه- دوره به مانند آنچه که در شکل (۱۱-۴) ۸۹ وش هردو های پوش نشان داده -------- صفحهٔ بعد -------- ۹۰ ۰ روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳۸1) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش ((/7۸) 0 900 70۵ 6۵00 حداکثر محتمل بارندگی (میلی‌متر) شکل ۱۱-۴- منحنی‌های عمق - پهنه - دوره پوش شده حداکثر بارش محتمل در یک حوضه فرضی باید توجه داشت که نقاط وارسی تعیین کننده هر منحنی به‌طورمعمول از توفان‌های متفاوت به دست می‌آید. برای نمونه در شکل (۱۱-۴) به جز منحنی‌های ۶ و ۱۲ ساعته نقاط وارسی منحنی‌ها از پهنه‌ای در حدود ۲۵۰۰ کیلومترمربع از توفان‌های نوعی متفاوت تا پهنه‌های ۵۰۰۰۰ کیلومتر مربع به‌دست می‌آیند. به‌طور مشابه نقاط وارسی منحنی‌هایی با دوره‌های کوتاه مدت معمولا از توفان‌های متفاوت کوتاه مدت به‌دست می‌آیند تا نقاط وارسی منحنی‌های بلند مدت. برای آماده‌سازی برآورد حوضه منفرد.ء معمولا تهیه منحنی‌های عمق- پهنه- دوره برای دامنه‌ای از اندازه‌های پهنه از حدود ۱۰ درصد تا حدود۱۰ برابرمساحت حوضده. کافی است. -------- صفحهٔ بعد -------- فصل ۵ بر آورد حداکثر بارش محتمل به روش به روش -------- صفحهٔ بعد -------- -------- صفحهٔ بعد -------- فصل پنجم - برآورد بارش بیشینه محتمل به روش آماری ۰۰۰ ۹۵/۰۷/۱۰ ۳ ۵-- استفاده از روش آماری برای برآورد حداکثر بارش محتمل روش آماری برای برآورد حداکثر بارش محتمل را می‌توان در هر زمانی که داده‌های کافی بارش در دسترس و پهنه حوضه کم‌تر از ۱۰۰۶ کیلومترمربع و داده‌های فراسنج‌های باد و نقطه شبنم در ایستگاه‌های حوضه مورد مطالعه دیدبانی نشده باشد. به منظور برآورد سریع حداکثر بارش محتمل به‌کارگرفت. باید توجه داشت که از این روش برای پهنه‌های بزرگ‌تر نیز می‌توان استفاده نمود. توضیح این که در حوضه‌های کوچک‌تر از ۱۰۰۰ کیلومتر مربع نیاز به یک شبکه بسیار گسترده و متراکم نیست زیرا پهنه‌ای به وسعت ۱۰۰۰ کیلومتر مربع دارای شعاعی در حدود ۱۸ کیلومتر مربع است و این گونه پهنه‌ها با داشتن ۴ تا ۵ ایستگاه به‌ویژه در نقاط ارتفاعی مختلف می‌تواند جواب‌گوی حداکثر بارش محتمل نقطه‌ای باشد به شرطی که طول عمر این ایستگاه‌ها بیش از ۳۰ سال بوده و بارش‌های حدی را تجربه کرده باشند. در پهنه‌های بزرگ‌تر از ۱۰۰۰ کیلومتر مربع نیاز به شبکه ایستگاه‌های باران‌سنجی توسعه یافته و گسترده و با توزیع مناسب ارتفاعی است. در این نوع شبکه باران‌سنجی نیز باید ایستگاه‌ها دارای طول عمری بیش از ۳۰ سال باشند تا بارش‌های شدید و اکستریم را تجربه کرده باشند. بنابراین به نظر می‌رسد با توجه به شبکه باران‌سنجی مناطق کوهستانی ایران» استفاده از روش آماری در پهنه‌های کم‌تر از ۱۰۰۰ کیلومتر مربع از دقت بیش‌تری برخوردار باشد تا پهنه‌های بیش از ۰ کیلومترمربع که نیاز به شبکه باران‌سنجی متراکم و گسترده دارد. سهولت این روش در این است که نسبت به کاربرد روش‌های هواشناسی یا روش‌های مرسوم, به زمان بسیار کم‌تری نیاز دارد و برای به‌کارگیری این روش نیازی به هواشناس بودن نیست. مهم‌ترین نقص این روش در این است که برآورد حداکثر بارش محتمل فقط به صورت مقادیر نقطه‌ای است و ازاین‌رو برای تنظیم مقادیر نقطه‌ای به اندازه‌های مختلف پهنه, نیاز به منحنی‌های کاهش سطح دارد. به‌ کار برده می‌شود. ۱-۲-۵ مفاهیم بنیادی روش گسترش یافته (۱۹۶۱) 11079۳11010 که بعد از آن در سال ۱۹۶۵ اصلاح شد بر مبنای معادله فراوانی کلی (۱۹۶۱) 0۳۵۷۷ استوار است. (۱-۵) ,۹ + اعد در این فرمول ,)1 بارش در دوره بازگشت ۲ : ,5 و ,5 به ترتیب عبارتند از میانگین و انحراف معیار سری ۲ بیشینه توزیع‌های فراوانی متفاوت که با مقادیر فرین داده‌های مربوط به آبشناسی برازش دارد. تغییر می‌کند. -------- صفحهٔ بعد -------- ۹۴ اک معیار« )۵ بر ایالات داده‌ها تصور ۱ می کن دور ه 0۰ روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (]۲۸1) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش ( بارش دیدبانی شده بیشینه یعنی بابک ویکا با ۴ا جایگزین شود. در این صورت مرکا تعداد ان ایی است که به ,3 برای به دست آوردن ,2 اضافه می‌شود. یا ۲( سکل ر5 << + - ی نمونه داده‌های بارش ۲۴ ساعته ۲۷۰۰ ایستگاه در برنامه دیدبانی اقلیم‌شناسی که در حدود ۹۶ درصد می‌شد که ,پا مستقل از مقدار بارش است. اما بعدا تشخیص داده شد که با مقدار بارش به‌طور معکوس : . برای نمونه مقدار ,۴ در ۱۵ ماه مه برای پهنه‌هایی که دارای بارش شدید است. بسیار بزرگ و برای م ای زمانی ۵ دقیقه و ۱ ۶ و ۲۴ ساعت در شکل (۱-۵) نشان داده شده است که بیشینه مقدار بر عدد ۲۰ رز 11 ژوهشگران برای براورد حداکثر بارش محتمل مقادیر دیگری به‌کار برده‌اند. شکل ۱-۵- ,ما تابعی از دوره زمانی بارش و میانگین سری‌های سالانه (7(۸[7) حراف َ 2 آن در سری ابتدا ساطق در -------- صفحهٔ بعد -------- ۲-۲-۵ در مقادیر بار دوره کوتاه 3 محسوسی بر کم‌تر از گزارا 110۹۱۵ د بارش بیشینه محتمل به روش آماری ۵۵/۵ م ,5 و ,5 برای رویدادهای دیدبانی شده بیشینه فرین در رخدادها و شدت‌های نادر برای نمونه با دوره بازگشت ۵۰۰ سال یا بیش‌ترء ش مثلا دوره ۳۰ ساله رخ داده است. چنین رویدادهای نادری که پرت نامیده می‌ش انگین ( ,) و انحراف معیار ( ,5) سری سالانه داشته باشد. بزرگی این اثر در گزارشُ فای کوتاه مدت است و با کمیابی آن رویداد یا میزان پرت بودن آن متغیر است. سال ۱۹۶۱ با استفاده از سری‌های فرضی با طول عمر متغیر بررسی شده است و شکل ت گرفته در ,۸ و ,5 را برای جبران مقادیر پرت نشان می‌دهد. و ۱ شکل ۲-۵- تنظیم میانگین سری‌های سالانه برای بارش بیشینه دیدبانی شده ۹۵ ات در خلال ن است اثر ولانی مدت مسوع توسط -۲) و (۳-۵) -------- صفحهٔ بعد -------- ۹۶ در این شکل ۳-۲-۵- ند فرین چوله به راد انجام این کار تی طویل‌تر نشان دا ۰ روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳۸1۳) و منحنی‌های عمق. سطح. ۷ ۱20 در ی ۱00 طول لج دوره 0 ۵ آماری 1 (سال) اب 601 / مر 0 : . 201 10 08 0,6 06 02 5۹ شکل ۳-۵- تنظیم انحراف معیار سری‌های سالانه برای حداکثر بارش دیدبانی شده ها 2 و 5 به ترتیب به میانگین ز انحراف معیار سری سالانه ار جاع می‌شود که رز و هیچ ملاحظه‌ای به بی‌قاعده‌گی‌های دیگر ظاهر شده در دیدبانی‌ها نسبت داده نمی‌شود. عراف معیار سری‌های سالانه با افزایش طول دوره گزارش, افزایش می‌یابد زیرا توزیع فراو ست است به‌طوری‌ که شانس رسیدن به مقدار فرین بزرگ نسبت به مقدار فرین کوچک ر تر می‌شود. شکل (۴-۵) تنظیم های انجام شده برای ,5 و ,5 را در طول گزارش نش اد گزارش‌های بارش طولانی‌تر از ۵۰ سال برای ارزیابی اثر اندازه نمونه نسبتا کم بود ام د که تفاوت تنظیم از گزارش‌های *۵ ساله بسیار کم است. اوم بارش (0۸) سصد از ۰ | افزایش طول ان می‌دهد. در -------- صفحهٔ بعد -------- فصل پنجم - برآورد بار ۴۳-۲-۵- زنه تنظیم و داده‌های بارش ۵ ساعته)» و )1 []00 زمانی اشاره شده به سالانه به طور محس هیچ زمان دیدبانی ( ثابت محدود نشده | بررسی هزاران س بارش سالانه برای 5 ارقامی که از تحلیل ش بیشینه محتمل به روش آماری ۳ 20 طول دوره آماری (سال) شکل ۴-۵- تنظیم میانگین و انحراف‌معیار سری‌های سالانه برای طول دوره گزارش اصله زمانی دیدبانی معین 0300-04 (ساعتی) گزارش می‌شود. چنین داده‌هایی بندرت مقدار حداکثر بارش و وسی از مقدار ۲۳ ساعته بیشینه سالیانه که از فواصل ۱۳۴۰دقیقه متوالی تعیین ایژه ای محدود نشده است. کم‌تر باشد. به طور مشابه بیشینه حاصل از فواصل ۶ س ست آمده از ۳۶۰و ۶۰ فاصله یک دقیقه‌ای متوالی است که به ترتیب با زمانه ال ایستگاهی از داده‌های بارش نشان می‌دهد که حاصل ضرب نتایج تحلیل فراوان ک فاصله زمانی ثابت و معین در دوره زمانی یک تا ۲۳ ساعت در عدد ۰.۱/۱۳ مقاد ۹۷ ]0600-1200 (۶ اقعی ر در دوره‌های اعته و یا ساعتی سالانه از داده‌های -------- صفحهٔ بعد -------- ۹۸ ۰ روش‌های محاسبه حداکثتر بارش محتمل (۳۱17) و منحنی‌های عمق, سطح. تداوم بارش (0۸) یک فاصله زمانی ثابت استفاده شده است. مقدار حداکثر بارش محتمل حاصل از روش آماری باید در ۱/۱۳ ضرب شود. برد تنظیم‌های کم‌تر در زمانی که مقدار مشاهده شده بیشینه برای دوره‌های زمانی مختلف از دو یا چند فاصله زمانی ثابت تعیین می‌شود. مورد نیاز است (شکل ۵-۵). به این ترتیب برای نمونه مقادیر ۶ و ۴ ساعته بیشینه که از افزایش‌های بارش یک ساعته در طی دوره ۶ و ۲۴ ساعته متوالی تعیین شده است نیاز به تنظیم دارندکه به ترتیب با فاکتورهای به کوچکی ۱/۰۲ و ۱/۰۱ صورت می‌گیرد. 1۱1۵ ۱ 112 11۵ ز 103 : 105 1۱۵4۵ 102 ۱0۵ 24 20 16 12 6 4 0 تعداد واحدهای دبدبانی شکل ۵-۵- تنظیم مقادبر بارش با فاصله زمانی معین برای تعداد واحدهای دیدبانی در فاصله زمانی روش توصیف شده در این گزارش برای داده‌های بارش ایستگاهی گسترش یافته است. ازاین رو استفاده از آن به روش‌هایی برای تعدیل مقادیر نقطه‌ای نیاز دارد که در میانگین‌های بارش پهنه‌ای مورد نیاز به‌کار می‌رود. دو نوع رابطه عمق - پهنه وجود دارد. نوع اول رابطه توفان تمرکز یافته است. یعنی رخداد حداکثر بارش زمانی که توفان بر روی پهنه تحت تاثیر متمرکز شده است شکل (۶-۵- الف). از این نوع توفان‌ها برای برآورد حداکثر بارش محتمل همگرایی استفاده می‌شود. در نوع دوم رابطه پهنه‌ای است که از نظر جغرافیایی ثابت است. در این حالت پهنه مورد مطالعه ثابت بوده و توفان یا بر روی آن متمرکز است یا به‌طوری جابه‌جا شده که فقط بخشی از توفان بر پهنه تاثیر می‌گذارد شکل (۶-۵-ب) از این نوع توفان‌ها برای برآورد حداکثر بارش محتمل آماری استفاده می‌شود. منحنی‌های عمق - پهنه توفان متمرکز شده., نیمرخ توفان‌های جدا از هم را نشان می‌دهد. درحالی که داده‌های پهنه تثبیت شده -------- صفحهٔ بعد -------- فصل پنجم - برآورد بارش بیشینه محتمل به روش آماری زره ۹۹ تغییرات زیادی در دو رابطه اساسی عمق- پهنه وجود دارد. آن‌هایی که برای استفاده در مطالعه حداکثر بارش محتمل به‌کار می‌روند باید بر پایه مشخصه‌های (1۸1] نوع توفان‌هایی که توانایی تولید حداکثر بارش محتمل در منطقه را دارند. استوار باشند. منحنی‌های (شکل ۷-۵) بر پایه مقادیر میانگین به دست آمده از تحلیل 2۸10 از توفان‌های کلی استوار است. رابطه (شکل ۷-۵) فقط به عنوان نمونه ارائه شده است و برای استفاده کلی به‌کار نمی‌رود. برای نمونه. این رابطه به همان اندازه که پهنه افزایش پیدا می‌کند کاهش بارش را که از منحنی‌های بر پایه ابر پوکه‌های محلی انتظار می‌رود نشان نمی‌دهد. و بنابراین برای استفاده درجایی که چنین توفان‌هایی سبب رخداد حداکثر بارش محتمل می‌شوند. نامناسب است. این روابط به پهنه‌های بیش‌تر از ۰۰۰ ۱کیلومترمربع تعمیم داده نمی‌شوند زیرا برونیابی مقادیر بارش نقطه‌ای با افزایش اندازه پهنه به سبب نبود شبکه ایستگاه‌های باران‌سنجی گسترده و متراکم و با طول دوره آماری مناسب. بی اعتبارتر می‌شود. به‌هرحال ضرورت شرح ارتباط مقادیر نقطه‌ای با پهنه‌های بیش از ۱۰۰۰۰۰ کیلومتر مربع به روابطی منجر می‌شود. اغلب اوقات فرض می‌شود مقادیر نقطه‌ای به پهنه‌های تا ۲۵ کیلومتر مربع بدون تعدیل قابل کاربرد است. به این ترتیب پس از محاسبات انجام شده به روش آماری و برآورد حداکثر بارش محتمل ایستگاهی به پهنه ۵ کیلومترمربعی تعدیل داده شده و سپس این مقدار جانشین حداکثر بارش محتمل نقطه‌ای شده و پس از رسم خطوط حداکثر بارش محتمل نقطه‌ای درون حوضه. مانند محاسبه ((]1۸1) عمل کرده و نتایج به‌دست آمده برآورد حداکثر بارش محتمل آماری برای حوضه‌های بیش از ۱۰۰۰ کیلومتر مربع را نشان می‌دهد. برای رسم خطوط حداکثر بارش محتمل نقطه‌ای با تداوم‌های مختلف و تبدیل آن به پهنه مورد مطالعه. از روش‌های پیشنهادی در فصل هفتم استفاده می‌شود. لازم به توضیح است این آمر در صورتی کاربرد دارد که حوضه مورد مطالعه از شبکه ایستگاه‌های باران‌سنجی مناسب به‌طوری‌که در بالا شرح داده شد برخوردار باشد. ب- پهنه‌ای که از نظر الف - پهنه‌ای که از نظر طوفان متمرکز -------- صفحهٔ بعد -------- ۰ 0۰ روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳۱1۳) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش (0۸7) شکل ۶-۵- نمونه (الف) گرته خطوط هم‌باران متمرکز شده روی حوضه‌ای که منحنی عمق - پهنه از نوع توفان تمرکز یافته بر روی حوضه رخ می‌دهد شکل ۷-۵- منحنی‌های عمق - پهنه با پهنه - کاهش در یک حوضه فرضی مورد مطالعه فقط اندازه‌گیری روزانه بارش برای بسیاری از مناطق قابل دسترس است. انواع مختلف روابط عمق- دوره برای نشان کوهساری تجمع بسیار آهسته‌تر بارش را با زمان نسبت به بارندگی ناشی از توفان‌های تندری نشان می‌دهد. رابطه عمق- دوره بیشینه در شکل (۸-۵) برپایه مقدار بارش در توفان‌های شدید است که روی پهنه‌هایی که تا ۰ کیلومتر مربع تغییر می‌کند. میانگین گیری شده است. این رابطه افزایش بارش را برای فواصل زمانی مختلف با در نظر گرفتن مقدار و نه تسلسل تاریخی, به صورت نزولی مرتب می‌کند. به بیانی دیگر این منحنی یعنی منحنی عمق- دوره» بیش ترین مقدار ۲ ساعته را در اولین ۲ ساعت نشان می‌دهد. دومین مقدار ۲ ساعته بیشینه در دوره ۲ ساعته دوم و به همین ترتیب. قصد براین نیست که این ترتیب بیان کننده ترتیبی است که در آن افزایش های بارش رخ می‌دهد. مطالعات توزیع تسلسلی تاریخی بارش در داخل توفان و منحنی جرمی بارش هیچ رابطه سازگاری را با شدت‌های بیشینه که احتمال دارد در طی هر دوره توفان رخ بدهد. نشان نمی‌دهد. -------- صفحهٔ بعد -------- فصل پنجم - برآو که داده‌های بار. دوره‌های بیش ا مطالبی که د بارش بیشینه محتمل به روش آماری ۵۵/۵ - دوره شکل (۸-۵) نمایانگر توفان‌های همرفتی است. به دلیل تغییرات این رو روابط باید از داده‌های همان منطقه که برای آن برآورد حداکثر بارش محتمل /) فقط به عنوان یک مثال نشان داده شده است. نمونه‌ای از شکل (۸-۵)» و روا ش برای دوره‌های کوتاه‌تر از ۲۴ ساعت قابل دسترس نیست به‌کار گرفته می‌ش ز ۲۴ ساعت کاربرد ندارد. 2 18 12 6 0 دوره زمانی (ساعت) ل کر ۸-۵- ۰ ۰ عمق - دوره بیشی: روش در زیر آورده می‌شود فقط از نظر آموزشی اهمیت داشته و داده‌های به‌کار گرفت از وفان ۲ جایگاه ن و روابط برای -------- صفحهٔ بعد -------- ار 0۰ روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳۱1۳) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش (0۸7) بعد از این‌که دو میانگین و انحراف معیار برای هرسری و نسبت‌های مربوطه به همان صورت که در جدول (۱-۵) نشان داده شده است به‌دست آمد. برآورد حداکثر بارش محتمل مانند زیر پیش می‌رود. الف-تنظیم ,)1 و ,5 برای بارش دیدبانی شده بیشینه به ترتیب به وسیله شکل‌های (۲-۵) و (۳-۵) و برای طول دوره آماری به وسیله شکل (۴-۵). ب- به دست آوردن مقادیر پا مربوط به مقادیر تنظیم شده ,)1 برای دوره‌های مختلف از شکل (۱-۵). ج- محاسبه مقادیر نقطه‌ای حداکثر بارش محتمل یا ,رک به ترتیبی که در معادله ۲-۵ نشان داده شده است. د- اگر داده‌های بارش پایه برای فواصل زمانی معین و ثابت برای نمونه یک‌ساعته. ۶ ساعته و ۲۴ ساعته در دسترس باشند. تنظیم از فواصل زمانی کم به زیاد یعنی از یک‌ساعته به بالا با به‌کارگیری فاکتور ۱/۱۳ برای دوره‌های می‌شود که در فاصله زمانی ثابت یکساعت به‌طور مداوم ریزش کرده باشد و به همین صورت برای دوره‌های زمانی ۶ و ۲۴ ساعته انجام می‌شود. یعنی اگر بارشی به‌طور مداوم در ۲ ساعت با ۶ ساعت ریزش کرده باشد مقدار این بارش را نمی‌توان برای سه دوره یک‌ساعته و یا شش دوره یک‌ساعته در نظر گرفت و باید فقط برای دوره زمانی ۲ ساعته و یا ۶ ساعته در نظر گرفته شود. برای مقادیر بارش در دوره‌های زمانی ۰۱ ۶و ۲۳۴ ساعته که از داده‌های ساعتی جمع‌آوری شده است از عوامل ۰۱/۱۳ ۰۱/۰۲ و ۱/۰۱ به ترتیب برای مقادیر۱. ۶ و ۲۴ ساعته استفاده می‌شود (بخش ۳-۲-۵). ه- شکل (۷-۵) یا رابطه مشابه. برای تعدیل مقادیر نقطه‌ای حداکثر بارش محتمل به مقادیر پهنه‌ای مناسب برای اندازه حوضه مورد استفاده قرار می‌ گیرد. (توجه: اگر فقط مقادیر بارش ۲۴ ساعته در دسترس باشد. از منحنی عمق - دوره بیشینه. مانند شکل (۸-۵)» برای برآورد حداکثر بارش محتمل در دوره‌های زمانی کوتاه‌ترء یعنی یک و ۶ ساعته می‌توان استفاده کرد. ازانجایی که مقدار ۲۴ ساعته ۴۵۴ میلی‌متر برای ۵۰۰ کیلومتر مربع محاسبه شده است با مراجعه به شکل (۸-۵) تنظیم‌های ۳۳۴ و ۸۴ درصد به ترتیب برای مقادیر ۱و ۶ ساعته در محور عمودی خوانده می‌شود که پس از اعمال آن‌ها مقادیر ۱۵۵ و ۳۸۲ میلی‌متر را به دست می‌دهد. به‌طوری که ملاحظه می‌شود این مقادیر به طور قابل توجهی بیش‌تر از ۱*۳ و ۳۳۱ میلی‌متر است که برپایه داده‌های واقعصی به دست آمده‌اند. ازاین‌رو شکل (۸-۵) مشخصات عمق - دوره حداکثر بارش محتمل را که با استفاده از داده‌های کوتاه مدت در حوضه مورد بررسی ترسیم شده است. به نحو بسیار خوبی نشان نمی‌دهد). جدول ۱-۵- محاسبه حداکثر بارش محتمل حداکثر بارش سالانه. میلی‌متر (سری سالانه) -------- صفحهٔ بعد -------- صل رد بارش بیشینه محتمل به ر و ادا ۳ وش آماری ۷۳/۰ مه جدول ۱-۵- محاس حداکثر بارش سالانه. : دوره زمان ۳ ی ۹۵/۰ به حداکثر بارش محد بیلی‌متر (سری سالانه) (ساعت) سال(شماره ردیف) ۳ ۴ ۵ ۱۰ ۱۱ ۱۲ ۱۳ ۱۴ ۵ ۶ ۱۷ ۱۸ ۱۹ ۳۰ ۳۱ ۲۳۲ ۳۳ ۴ ۳۵ ۱۰ ۱۱ ۱۲ ۱.۳ جح -------- صفحهٔ بعد -------- ۴ ۰ روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۲۳۸1) و منحنی‌های عمق, سطح. تداوم بارش (0۸7) ادامه جدول ۱-۵- محاسبه حداکثر بارش محتمل شمسا یا ما ۲ ۵4 - ۵۹۰3 5و - 21۰3 6 لک , هسیک 25 - رز 78.8 542 9 2 ۶۱۹-2 01 1۳۹ 6 - 6۹ , و8 519 24.0 9 ب٩5 تنظیم میانگین (,6) برای مقدار بیشینه دیدبانی شده و طول گزارش به صورت زیر است: ۴ ساعته ۶ ساعته ۱ ساعته ۰/۹۱ ۰/۹۸ ۰/۹۹ از شکل ۲-۸ ۱/۹۱ ۱/۰۱ ۱/۰۱ از شکل ۴-۸ ۷۱۳/۴ ۳/۶ ۲۳/۹ تنظیم شده برای نمونه میانگین ‎)٩,(‏ یک‌ساعته تنظیم شده برابر است با: ۰/۹۹۷۱/۰۱-۲۴/۹ ۲۴/۹ و میانگین (,) ۶ ساعته تنظیم شده برابر است با: ۵۴/۲۰/۹۸۱/۰۱-۵۲/۶ تنظیم انحراف معیار برای مقدار مشاهده شده بیشینه و برای طول دوره گزارش: ۴ ساعته ۶ ساعته ۱ ساعته ۰/۳۹ ۰/۹۳ ۹۸ از شکل ۲-۸ ۱/۹۵ ۱/۹۵ ۱/۰۱ از شکل ۴-۸ ۲۱۳/۷ ۲۱۳/۶ ۸۱ 5 تنظیم شده -------- صفحهٔ بعد -------- فصل پنجم - برآورد بارش بیشینه محتمل به روش آماری پزشه مه ۵ مقدار ,یک با داشتن میانگین بارش در هر دوره زمانی از شکل (۱-۵) به‌دست می‌آید. ۶ ۱۴ ۱۴ پگ شکل (۱-۵) مقادیر نقطه‌ای تنظیم نشده حداکثر بارش محتمل از معادله ۲-۵: حداکثر بارش محتمل ۱ ساعته - ۲۴/۹ + (۱۴)۸/۱ - ۱۳۸ میلی‌متر حداکثر بارش محتمل ۶ ساعته - ۵۳/۶ + (۱۴)۲۳/۴ - ۳۸۱ میلی‌متر حداکثر بارش محتمل ۲۴ ساعته - ۷۲/۴ + (۱۶)۲۶/۷ - ۵۰۰ میلی‌متر برای نمونه حداکثر بارش محتمل یک‌ساعته برابر است با: ۱۳۸- (۸/۱) ۹+۱۴ /۲۴ تنظیم حداکثر بارش محتمل برپایه داده‌های ساعتی برای مقادیر بیشینه واقعی (به بخش ۴-۲-۵ توجه کنید): حداکثر بارش محتمل یک‌ساعته: (۱/۱۳)۱۳۸ - ۱۵۶ میلی‌متر حداکثر بارش محتمل۶ ساعته - (۱/۰۲)۲۸۱ - ۳۸۹ میلی‌متر حداکثر بارش محتمل ۲۴ ساعته - (۱/۰۱)۵۰۰ - ۵۰۵ میلی‌متر (توجه: اگر داده‌های سری سالانه, به جای داده‌های ساعتی از فاصله زمانی دیدبانی معین پیروی کنند. عامل تنظیم برای تمام دوره‌ها ۱/۱۳ خواهد بود). تنظیم حداکثر پارش محتمل نقطه‌ای تا ۵۰۰ کیلومتر مربع (شکل ۷-۵): با مراجعه به این شکل درصد نقطه‌ای برای ۰ کیلومتر مربع به‌دست می‌آید. ۴ ساعته ۶ ساعته ۱ ساعته 1۹۰ ۸۵ ۶۶ : فاکتور تنظیم ۴۵۴ ۳۳۱ ۱۳ حداکثر بارش محتمل برای ۵*۰۰ کیلومترمربع برای نمونه حداکثر بارش محتمل یک‌ساعته برای ۵۰۰ کیلومتر مربع: ۱۰۳- ۱۵۶۰/۶۶ ۴-۵- برآوردهای کلی شده منظور از برآورد کلی شده این است که این برآورد به‌صورت نقطه‌ای نبوده و برای منطقه به‌صورت کلی برآورد شده است. سهولت بهتری انجام شود. میانگین ,1 و انحراف معیار ,5 تنظیم شده برای هر ایستگاه تعیین می‌شود (بخش ۳-۵ و پایاتری نسبت به ,5 و ,)1 مورد توجه است. بر روی یک نقشه نقطه‌گذاری می‌شود و دو سری خطوط هم‌شرط (خطوط میانگین بارش ایستگاهی ,)1 و ضریب تغییرات آن‌ها «(2) ترسیم می‌شود. به این ترتیب می‌توان مقادیر حداکثر بارش محتمل را برای هر نقطه بر روی نقشه با برآورد ,6 و ب2 از خطوط مربوط و با استفاده از رابطه زیر برای هر ایستگاه به‌دست آورد: -------- صفحهٔ بعد -------- ۶ 0۰ روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳81۳) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش ((7۸/7) (۳-۵) (بعبگا +1)پ2ک 2 را نشان می‌دهد مستقیما بنا کرد. مقادیرحداکثر بارش محتمل یا ,)۸ که از معادله ۳-۵ به دست آمده است دستخوش همان تنظیم‌هایی که در بخش ۳-۵ توصیف شد. می‌شود (نمونه محاسباتی در پروژه پایلوت ارائه خواهد شد). باید توجه داشت که گرچه بارش‌های فرین هم‌زمان نیستند ولی در محاسبات آماری فرض براین است که این بارش‌ها به‌طور هم‌زمان ریزش می‌کنند و حجم آبی که در حوضه ریزش کرده است. اوج سیلاب را ایجاد می‌کند. به بیانی دیگر فرض می‌شود که تمام ایستگاه‌های حوضه مورد مطالعه مقدار بارش فرین را به طور هم‌زمان تجربه می‌کند. با توجه به محاسبات آماری این مقدار بارش ریزش کرده مقدار حداکثر بارش محتمل را به‌دست می‌دهد. لازم به توضیح است که این نوع محاسبات برای برآورد حداکثر بارش محتمل براساس دستورالعمل سازمان هواشناسی جهانی 332 .۲/0 ۱۷/۸/0 است که در تمام کشورها از آن استفاده می‌شود. ۵-۵- ملاحظه‌های احتیاطی منحنی‌های شکل (۱-۵) بر پایه داده‌های دیدبانی شده از ۲۷۰۰ ایستگاه بنا شده است که برای یک دوره حداقل ۱۰ ساله. به طور روزانه دیدبانی صورت گرفته است. در نتیجه. فرض می‌شود که حداکثر بارش محتمل در ایستگاه‌هایی که مقدار تنظیم با تهیه شده است قبلا رخ داده است. به عنوان یک حقیقت. در نمونه مورد بحث چندین اندازه‌گیری بارش وجود دارد که در محل‌هایی به غیر از محل اندازه‌گیری‌های رسمی انجام می‌شود به‌طوری‌که از مقادیر حداکثر گسترش این روش این بوده است که دقت این اندازه گیری‌ها تا حدی مورد سوال بوده است و برای محل‌هایی که رخدادها واقع شده و از اطلاعات آن‌ها باید ,)1 و ,5 محاسبه شوند. داده‌های بارش وجود نداشت. برآورد این عوامل برای ایستگاه‌های مجاور نشان داد که استفاده از مقدار ۲۵ برای ,یا ء مقادیری برای حداکثر بارش محتمل به دست می‌دهد که هر مقدار بارشی را که تابه‌حال در این مثال دیدبانی شده است. پوشش می‌دهد. مطالعات بیش‌تر برای تعیین مقادیر قابل اعتمادتر برای بیکا مورد نیاز است به‌طوری که مناسب‌تر آن است که مقدار رگا برای هر حوضه مورد مطالعه محاسبه شود. برای نمونه احتمال دارد که ,را به عوامل دیگری که بر پایه دوره زمانی بارش و میانگین سری‌های سالانه است. مربوط شود. در استفاده از این روش باید به خاطر داشت که مقادیر ,یک نشان داده شده بر پایه داده‌های محدود ممکن است برای برخی از نواحی بسیار بزرگ و برای نواحی دیگر بسیار کوچک باشد. ازاین رو در انتخاب مقدار ,یک برای مطالعه‌ای خاص باید بسیار توجه شود. به‌طورکلی, این روش به به دست اوردن مقادیر حداکثر بارش محتمل کم‌تری نسبت به مقادیری که از روش‌های هواشناسی یا سنتی به دست می‌آید منجر می‌شود. -------- صفحهٔ بعد -------- فصل پنجم - برآورد بارش بیشینه محتمل به روش آماری ۹/۰ ۷ در انتخاب ایستگاه برای برآورد حداکثر بارش محتمل در یک حوضه معین. نمونه بودن معقولانه داده‌های بارش بسیار مهم است. یعنی این‌که داده‌های بارش در درون حوضه معین باید با شرایط همدیدی و همچنین با شرایط ناهمواری‌های ایستگاه‌های مجاور بیش‌تر یا کم‌تر باشد مگر آن‌که نقشه‌های همدیدی نشان‌گر وجود ابرهای توفان‌زای همرفتی در منطقه باشد که مشخصه بارش شدید محلی است. در این مورد مقایسه ,5 و ,5 و 0 با ایستگاه‌های مجاور توصیه می‌شود. با توجه به آماره های فوق مقادیر نامناسب در داده‌های پایه آزمون شده و درصورتی که نادرست باشد باید از آن صرفنظر کرد. به هر حال دقت شود که هیچ داده‌ای صرفا به دلیل پرت بودن در یک سری از داده‌ها. حذف نشود. طول دوره داده‌های بارش نیز باید مورد نظر باشد. به‌طورکلی دوره‌های آماری طولانی‌تر برآوردهای قابل اعتمادتری نسبت به دوره‌های کوتاه‌تر است به دست می‌دهد. هرزمان که مقدور باشد. داده‌هایی که کم‌تر از ۲۰ سال نباشد باید استفاده شود و داده‌های کم‌تر از ۱۰ سال به‌هیچ‌وجه نباید استفاده شود. منحنی‌های تعدیل پهنه و عمق- دوره, مانند شکل‌های (۷-۵) و (۸-۵) به ترتیب مستقیما از داده‌های بارش توفان در منطقه‌ای که برآوردها صورت می‌گیرد. باید گسترش یابند. استفاده از منحنی‌های کلی شده بر پایه داده‌ها از مناطق مشابه اقلیمی, حتی اگر انتخاب توفان به انواع توفان‌هایی که قادر به تولید حداکثر بارش محتمل در منطقه مورد مطالعه گرچه به‌کارگیری این مراحل نتایجی با حداقل کوشش را تامین می‌کنند. ولی به طور کلی نتایج به دست آمده از به کارگیری روش‌هایی که بر پایه تحلیل‌های هواشناسی استوارند. قابل اعتمادتر هستند. باید هر کوششی برای تکمیل بررسی‌های اضافی در تایید نتایج به‌دست آمده از روش‌های آماری صورت بگیرد. این مساله به‌ویژه در مناطقی با گزارش‌های آماری کوتاه مدت صادق است. بسیاری از اداره‌های هواشناسی این نتایج را فقط برای برآوردهای بسیار مقدماتی, در امکان اجرای مطالعات یا شناسایی, مورد استفاده قرار می‌دهند. -------- صفحهٔ بعد -------- -------- صفحهٔ بعد -------- فصل ۶ نمونه عملیاتی محاسبه حدا کنر بارس بارش سعلح و تداوم در حوضه بختیاری -------- صفحهٔ بعد -------- -------- صفحهٔ بعد -------- فصل ششم -نمونه عملیانی محاسبه حداکثر بارش محتمل و نهیه منحنی‌های عمق - سطح و نداوم در حوضه بختیاری ۹۵/۰۷/۱۰ )۱ ۱-۶- جمع آوری مطالعات قبلی ۳۸1۳ در منطقه در این فصل نمونه عملیاتی محاسبه حداکثر بارش محتمل و استخراج منحنی‌های 1۸1 به منظور تبیین مراحل محاسبات ارائه می‌شود. حوضه انتخابی. حوضه رودخانه بختیاری تا محل سد بختیاری است که قبلا مطالعات اولیه حداکثر بارش محتمل آن توسط مشارکت طرح بختیاری برای شرکت آب و نیروی ایران انجام گرفته و در اینجا با تغییراتی متناسب با دستورالعمل حاضر ارائه می‌شود. نخستین مطالعات حداکثر بارش محتمل در حوضه‌های کارون و دز مربوط به طرح سد دز توسط شرکت بین المللی مهندسی هارزا در سال ۱۳۳۳شمسی است انجام شده است. مطالعات 78/7 سد شهید عباسپور (کارون ۱) در دو سال متوالی ۱۹۶۷ و ۱۹۶۸ توسط شرکت بین المللی مهندسی هارزا انجام گرفت. مطالعات ۳۱/۳ سد کارون ۳ در سال‌های ۲۳ و ۱۹۸۴توسط مشارکت مهاب قدسایکرز و سپس توسط مهاب قدس در سال ۱۹۹۱ بازنگری شد. برآورد ۳۸/۳ حوضه سد کارون ۴ نیز توسط مهاب قدس در سال ۱۳۷۱ انجام شد. مطالعات سد گدارلندر در ۱۹۹۲ توسط مشارکت مهاب قدس- لامایر صورت گرفت. مشار کت مشانیر- کایتک در ۱۳۷۵مطالعات ۳۸/۳ سد گتوند را انجام دادند. مطالعاتی تحت عنوان حداکثر بارش محتمل در حوضه کارون و دز توسط سازمان هواشناسی در سال ۱۳۸۲ صورت گرفته است. ]۳۸/1 حوضه سد کرخه صفر توسط مشاور عمران و منابع آب و بار دیگر توسط مهاب قدس مطالعه شده است. خلاصه نتایج مطالعات 78/7 در جدول (۱-۶) آمده است. گزارش‌های مطالعات ۲۸۸۲ سدهای گتوند. گدارلندرء کارون ۳ و ۴. سد کرخه و گزارش حداکثر بارش محتمل در حوضه‌های آبریز کشور (سازمان هواشناسی کشور) جمع‌آوری و مورد مطالعه و بررسی قرار گرفت. از نتایج این بررسی‌ها در انتخاب توفان‌های شدید و فر گیر و همچنین مقایسه 9 کنترل مقادیر به‌دست آمده استفاده شده است. جدول ۱-۶- خلاصه نتایج مطالعات حداکثر بارش محتمل در منطقه متوسط حوضه (:۱1۲) در آن زمان آمار مشاهده‌ای در دست نبود در |" مار آما , ر آن زمان آمار مشاور هارزا مشاهده‌ای ۱۹۷ در دست نود بو ۱۹۸۲ ۱۹۴ حوصه کارون ۴ اوگزارش ۱ آذر ۱۳۶۸ بازنگری ۱۹۹۱) َ َ اسفند ۱۳۷۶ آذر ۱۳۶۸ ۱۳۹۳۸ و سفند -------- صفحهٔ بعد -------- ۲ 0۰ روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳۱1۳) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش (0۸7) ادامه جدول ۱-۶- خلاصه نتایج مطالعات حداکثر بارش محتمل در منطقه مشاور لامایر مشاهده شده در بهمن ۳۳۰ ۱۹۹۲ حوضه ۱۳۵۹۴ مشانیر- کایتک امشاهده شده در آذر ۳ ۱۳۷۵ حوضه ۱۳۸ ۱ حوضه کارون - دز روش جاری برای براورد حداکثر بارش محتمل سینوپتیکی یا همدیدی, به دو صورت انجام می‌شود: الف-بیشینه‌سازی درحوضه مورد مطالعه که داده‌های کافی درمحاسبه حداکثر بارش محتمل در آن وجود دارد. بِ- بیشینه‌سازی توفان در حوضه‌های مجاوری که از داده‌های کافی برخوردار است و سپس انتقال آن به درون حوضه مورد مطالعه که فاقد داده‌های کافی برای محاسبه حداکثر بارش محتمل است. در روش سینوپتیکی, سازوکار اصلی در توفان برپایه همگرایی رطوبت به درون توفان, فرازش هواء انتقال رطوبت به نقطه میعان, آزاد شدن انرژی و تولید بارش است. این روش براساس داده‌ها در طی پدیده توفان با توجه به رطوبت هوای درون شارش که با سنجش‌های نقطه‌شبنم در سطح زمین (معرف ورودی دهانه توفان) و همچنین داده‌های بارش در شبکه باران‌سنجی حوضه. استوار است. ۱-۲-۶- گام‌های اجرایی روش همدیدی برآورد حداکثر بارش محتمل ۱- شناسایی بارش توفان‌های مربوط به محدوده پروژه و یا توفانی که از یک حوضه به حوضه دیگری انتقال می‌یابد. بارش‌ها باید طوری انتخاب شود که از یک حد معینی تجاوز نکند. این محدودیت به اقلیم حوضه و ویژگی سامانه‌های جوی که به منطقه وارد می‌شود بستگی دارد. ۲- شناسایی توفان‌های اصلی که در حوضه مورد مطالعه رخ می‌دهد. این شناسایی از طریق توزیع بارش و شدت آن در دوره‌های زمانی متفاوت از ۶ ساعت تا بیش از ۷۲ ساعت به طور متوالی و در دوره آماری درازمدت ۳ تعیین گرته‌های هم‌باران توفان از توفان‌های دیدبانی شده ۴ استخراج توزیع زمانی توفان براساس مرتب کردن تمام مقادیر بارش توفان در کلیه دوره‌ها در طی توفان با براساس منحنی‌های جرم در طی توفان‌های فرین دیدبانی شده -------- صفحهٔ بعد -------- فصل شم -نمونه عملیانی محاسبه حداکثر بارش محتمل و نهیه منحنی‌های عمق - سطح و نداوم در حوضه بختیاری ۹۵/۰۷/۱ ۳ ۵- رسم بارش کلیه توفان‌ها بر روی نمودار عمق- دوره. برای هر پهنه و نمودار عمق- پهنه برای هر دوره و رسم منحنی‌های پوش. ۶- تحلیل عمق - پهنه- دوره در توفان‌های شناسایی شده ۷- تعیین نقطه شبنم معرف در سطح ایستگاه با تداوم ۱۲ ساعته برای هر توفان ۸- محاسبه بالاترین مقدار نقطه‌شبنم توفان با تداوم ۱۳ ساعته برای محدوده پروژه و نواحی اطراف در تراز ۰ هکتوپاسکال (تراز دریا) -٩‏ محاسبه آب بارش شو در ستون هوا در ارتباط با نقطه شبنم توفان در تراز ۱۰۰۰ هکتوپاسکال ۰- محاسبه آب بارش شو مربوط به بیشینه تداوم ۱۲ ساعته در تراز ۱۰۰۰ هکتوپاسکال (تراز دریا) که در دوره ۰یا ۱۵ روزه از پدیده توفان گزارش شده باشد. ۲۳- حاصل‌ضرب داده‌های عمق - پهنه- دوره برای هر توفان در نسبت بیشینه شده رطوبت مربوط به هر توفان. ۳ محاسبه منحنی‌های حداکثر بارش محتمل پهنه برای هر دوره طراحی. ۴- تعیین توزیع زمانی و مکانی برای دوره‌های مختلف از مشخصه های بحرانی (شرایطی که برآورد حداکثر بارش محتمل را به حد نهایی می‌رساند). ۲-۲-۶ گام‌های اصلی الف- توفان‌های فرین دیدبانی شده را می‌توان به عنوان مدل‌هایی برای پدیده حداکثر بارش محتمل به‌کار برد. ب- نقطه شبنم سطح زمین معرف مقدار رطوبتی است که به عنوان آب قابل بارش توده هوایی که در حال درون ج- بیشینه تداوم ۱۳ ساعته نقطه شبنم دیدبانی شده سطح زمین یک ناحیه در طی فصل مسین و در طی مدت ۱۰ با ۵ روز از یک ماه معین و در طی ۳۰ سال یا بیش‌تر برای ارزیابی ضریب تنظیم رطوبت مورد استفاده قرار می‌گیرد. د- نسبت آب قابل بارش توفان بر اساس بیشینه تداوم ۱۳ ساعته نقطه شبنم و آب قابل بارش محاسبه شده در دوره‌های برگشت ۵۰ ‎۸٩‏ یا ۱۰۰ ساله برای برآورد ضریب رطوبت توفان و محاسبه حداکثر بارش محتمل به‌کار می رود. ه- توفان‌ها در محدوده مورد بررسی تحت تاثیر ویژگی‌های محلی و ناهمواری قرار می‌گیرند. اما ممکن است از نظر تعداد برای استخراج حداکثر بارش محتمل کافی نباشند. توفان‌هایی که در یک منطقه از نظر هواشناختی مشابه هستند را می‌توان بر اساس این تفکر که امکان رخدادشان در آن منطقه وجود دارد به محدوده مورد بررسی منتقل کرد. و- زون‌های همگن هواشناختی که در آن‌ها سازوکار توفان و حرکت کلی باد درون شارش یکسان است. به طور ز- درطی فرآیند انتقال, عامل رطوبت به حساب خواهدآمدولی عامل همگرایی تغییرنمی‌کند. -------- صفحهٔ بعد -------- ۴ ۰ روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳۸1) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش ((/0۸) ح- هیچ تغییری در رطوبت لایه‌بندی شده. بزرگی و توزیع بادهای درون شارش و برون شارش در زمان انتقال توفان از یک حوضه به حوضه مورد مطالعه رخ نمی‌دهد. ط- در نتیجه بیشینه‌سازی و انتقال توفان, احتمال رسیدن به ترکیب بهینه از باد درون شارش و سازوکار توفان با کارایی بیشینه توفان و این که این نتایج معرف حداکثر بارش محتمل است. به‌دست می‌آید. ۳-۶- نمونه عملیاتی برآورد حداکثر بارش محتمل ۱-۳-۶- خلاصه گزارش نمونه برآورد حداکثر بارش محتمل حوضه آبریز رودخانه بختیاری به مساحت تقریبی ۶۲۰۵ کیلومترمربع به مختصات جغرافیایی ۰۴۵ ۴۸ تا ۵۰.۲۰ طول شرقی و ۳۵ ۳۲ تا ۰۲۰۲ ۳۳ عرض شمالی در داخل حوضه آبریز دز مساحت تقریبی ۱۵۶۸۰ کیلومترمربع واقع است. این زیرحوضه با توپوگرافی ویژه محدوده‌ای از استان لرستان را پوشش می‌دهد. تنوع تراز ارتفاعی و ویزگی های رشته کوه‌های زاگرس و تاثیر آن بر اقلیم منطقه سبب ناهمگونی نسبی در پارامترهای اقلیمی منطقه می‌شود. در برآورد حداکثر بارش محتمل به روش سینوپتیکی از میان توفان‌های شدید و فراگیری که منجر به سیلاب‌های عمده در منطقه شده است. تعداد ۲۳ توفان انتخاب شد. برای توفان‌های مورد نظرء داده‌های اقلیمی (بارش, دمای نقطه شبنمء فشارء جهت و سرعت باد) در کل ایستگاه‌های موجود در منطقه جمع‌آوری شد. سپس نقشه‌های هم‌بارش با تداوم‌های ۱ الی ۸ روزه توفان‌های اصلی ترسیم و مقادیر متوسط بارش‌ها در حوضه سد بختیاری محاسبه شد. با استفاده از نقشه‌های هم‌بارش» منحنی‌های عمق - سطح - تداوم ترسیم شد. ضرایب بیشینه‌سازی رطوبت و باد برای توفان‌ها محاسبه شد. با ضرب ضرایب بیشینه‌سازی رطوبت و باد در میانگین بارش منطقه همان توفان‌ها.ء ]۲۸۸ حوضه محاسبه شد. از میان توفان‌های بیشینه شده حداکثر بارش محتمل (]1۸۸) در حوضه بختیاری برای تداوم یک روزه معادل ۱۳۴/۲ میلی‌متر مربوط به توفان فروردین ۱۳۷۹ و برای تداوم‌های ۰۲ ۲ و۴ روزه به ترتیب ۰۲۲۰/۳ ۳/ ۲۷۶و ۲۹۱/۹ میلی‌متر مربوط به توفان اسفند ۱۳۸۳ به‌دست آمد. 3۱/۳ تداوم‌های ۵و۶و۷ روزه نیز به ترتیب ۲۸۸/۲ ۳۱۰/۹ و۳۲۸/۱ میلی‌متر و هرسه مربوط به توفان دی و بهمن ۱۳۴۷ می‌باشند. ۲-۳-۶- موقعیت منطقه مورد مطالعه حوضه آبریز رودخانه بختیاری در جنوب غربی کشور از ارتفاعات زاگرس میانی سرچشمه می‌گیرد (شکل ۱-۶). این حوضه محدود به مختصات جغرافیایی ۰۴۵ ۴۸ ت۲۰ ۵۰۰ طول شرقی و ۳۵ ۳۲تا ۳۳۰۲۰۲ عرض شمالی می‌باشد. -------- صفحهٔ بعد -------- ۳-۳-۶- جمع با توجه به تاک وزارت نیرو جمعا, منطقه مطالعاتی ز برخی از آن‌هاء تن عملیانی محاسبه حداکثر بارش محتمل و نهیه منحنی‌های عمق - سطح و نداوم در حوضه بختیاری 6.306 06 0. 76 از تین ۴ ۹ ۰ ۱۰۵ موس 8. ۱ ۰ 7 ری ۰ ۱ ۹ ۹ َ ۰ ح ۱ 1 ۱ سا ۹ رز را 830 ات 2 سس 8 یچ ۱ ۴ وهی ور 0 ۳ ۱ ی ۳ , 0 )و۴2 ۱ 2 ۳ رهش به موفق . | ۹ ۰ 0 000۱۲3 دی که ۹ ۰ 6 . ۹ 7۹ 9 نا ۳ رام ۰ 1 ۷ ۳ ۹ ۰ ی یی <- 839/0 508 0۲3۸ 8 /اس6 ۶۵۵/30 ۳ ‌ ۰ ی ۹ ی نس ّ ْ ۶ ما پم لر 1 ح واه ۱ ۱ ۱ ۹ ه ۱ موز مموت ان مرج : 1۲۹ بببه 5 دیش 50۴ 0۴ در 6 هه 6 5 شکل ۱-۶- مرز حوضه‌های اصلی کشور و موقعیت حوضه سد بختیاری در ابران آوری آمار و اطلاعات اقلیمی ید بر استفاده از داده‌های سال‌های اخیر افزون بر داده‌های مورد استفاده در مطالعات قبل نشار هوا و باد به صورت سالیانه, ماهانه, روزانه و ساعتی در ایستگاه‌های متعلق به سازمان هو ری و سپس دسته بندی گردید. در جدول (۲-۶) ایستگاه‌های موجود در محدوده شان می‌دهد. لازم به ذکر است که به‌دلیل تفاوت در تاریخ احداث این ایستگاه‌ها و کوتاه : پا از ایستگاه‌هایی که برای توفان‌های انتخابی داده‌های مورد نیاز را داشته‌اند. استفاده شد. یاه ۸۸(۸۵ ۵ آمارهای بارش؛ مطالعاتی اعم از آن‌ها را در سطح ودن دوره آماری -------- صفحهٔ بعد -------- ۶ 0۰ روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳۱1۳) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش (0۸7) 8 631۵-66 ۰ ۷۵۷۵۲۵۵ ۰ (05817000 ۹32 هر ان وه 0/7 امشتدنس ات۹ ۵۶۲۱ ۵/۷ ۰ ۸7 0/00ع۹ ۰ 5 ۰ حدم جرد 0084 ۵007 3 ۳ ۰ لته مان اصسفهان جر 01 0 ٩‏ رم یک ۶۴۸۴۶۱۵۵۵ ۰ ل ۸۸ 1۸۸0-0۳ ۰ ۵ ۵0 اه ماهس ۰ ۱ با ۵۱۵۲ _ ۰ شکل ۲-۶- موقعیت کلیه ابستگاه‌های موجود در محدوده مطالعاتی جدول ۲-۶- ابستگاه‌های موجود در داخل و اطراف منطقه مطالعاتی ی * ایستگاه‌های تبخیرسنجی 3-۶ ایستگاه‌های باران‌سنجی -------- صفحهٔ بعد -------- فصا ش - نمونه ء لیانی محاسبه حداکثر بارش محتما و آنهیه ۸ منحس های عمق - سطح و نداوم در حوضه بخنیاری اب ۸۲۵۱۷۵ ۱۱۷ ۴-۳-۶ انتخاب توفان‌های شدید و فراگیر توفان شدید و فراگیر عبارت است از شرایط فیزیکی جوی که موجب شدیدترین و فراگیرترین بارش در تمام ایستگاه‌های درون حوضه و پیرامون آن می‌شود. فراگیر بودن توفان به منظور اطمینان از صحت فرض اشباع هوا لازم است. برای شناسایی توفان‌های شدید و فراگیر می‌توان از دو شاخص زیر استفاده کرد. الف-میزان بارش ایستگاه‌ها ب- روان‌آب ناشی از بارش در خروجی حوضه فراسنج‌هایی نظیر فراوانی و مجموع مقدار بارش ماهانه در ایستگاه‌ها برای انتخاب توفان شدید و فراگیر نیز به‌کار گرفته می‌شود. تعداد توفان‌های پیشنهادی برای برآورد حداکثر بارش محتمل باید با شدت و تداوم‌های مختلف (ازشش ساعت و بیش‌تر) باشد و با توجه به بیشینه بده لحظه‌ای و میانگین روزانه انتخاب شود. فراگیر بودن توفان بیان‌گر شرایط مناسب جوی در سازوکار دینامیکی و ترمودینامیکی از نظر اشباع و ایجاد بارش شدید است. لازم به توضیح است که انتخاب توفان‌های کوتاه مدت در حدود ۶ ۰۹ ۱۵ و ۱۸ ساعته به سبب اندازه گیری ایستگاه‌های باران‌سنجی و اقلیم‌شناسی که به طور معمول دیدبانی‌های ۱۲ ساعته دارند. مشکل است ولی می‌توان با استفاده از داده‌های ایستگاه‌های باران‌سنج ثبات و همدیدی درون حوضه که به طور مناسبی توزیع شده باشند. برای این کار استفاده کرد. زیر همان طوری که شرح داده شد با بهره‌گیری از این نوع ایستگاه‌ها و به‌کارگیری نسبت‌های بارش ۶ ساعته به ۲۴ ساعته, ‎٩‏ ساعته به ۲۴ ساعته. ۱۵ساعته به ۲۴ ساعته و مانند آن‌ها این عمل امکان‌پذیر است.گرچه چون در کشور تیداد این نوع ایستگاه‌ها در هر حوضه بسیار کم و یا اصلا وجود ندارند. متاسفانه به‌ناچار عملیات محاسبات حداکثر بارش محتمل بدون داده‌های این نوع ایستگاه‌ها انجام می‌شود و بنابراین امکان دارد که دوره‌های حداکثر بارش محتمل کاملا مشخص نباشد. بدین معنی که استفاده از داده‌های بارش ۰۲۴ ۰۴۸ ۷۲ ... ساعته بیانگر تداوم بارش‌ها در دوره‌های یاد شده نیست و ممکن است یک بارش ۲۴ ساعته کم‌تر از ‎٩‏ ساعت تداوم داشته باشد. ولی در محاسبات حداکثر بارش محتمل با تداوم ۲۴ ساعته در نظر گرفته می‌شود. ۵-۳-۶ - نحوه انتخاب ابستگاه‌های هواشناسی به عنوان معرف جهت توفان به منظور تعیین ایستگاه‌های هواشناسی که معرف رطوبت ورودی به منطقه مورد مطالعه است از نقشه‌های رطوبت. فشار و ارتفاع که از سایت ۱۹۲۴1۳ یا ۸0۸۹" قابل دسترس است. استفاده می‌شود. این دو پایگاه» نقشه‌های همدیدی از تراز میانگین میانگین سطح دریا تا بیش از ارتفاع ۱۶ کیلومتری در سطح نیم‌کره شمالی و جنوبی را تهیه کرده و در دسترس کلیه مراکز هواشناسی ملی به منظور تحلیل و پیش‌بینی وضع هوا قرار می‌دهند. با توجه به جهت حرکت سامانه‌ها مسیر حرکت ۳۱۷1۳۵۱۱۵۲۱۵ 1۵۳ 0۵۲۵ [۵ ۳12110 -1 6 ۸0۹6۲10 1۵۳ دمعا 0 [2۵ 3121100 -2 -------- صفحهٔ بعد -------- ۱۱۸ منحنی‌های رطو وضعیت جوی و مقادیر باران ۱۰ ۱۱ ۱۲ ۱۳ ۱۴ ۱۵ ۱۶ ۱۷ ۱۸ ۱۹ ۳۰ ۳۱ ۳۲ ۳۳ ۳۴ ۳۵ در این مطال شده بده‌های > ساعت طی دور ۰ ور بت دنبال شده و مسیر ور ثتبت شده در روزهای م جدول ۳-۶- ای ابستگاه وراینه نهاوند آب باریک سد در بروجرد دهنو کاکارضا الشتر سراب سیدعلی ونانی (گلرود) دورود چم زمان کمندان دره تحت دو خواهران زرد فهره عه موردی انتخاب توفان » آماری بلندمدت (۰۰۱۰ ش (0۸0) سس شان داده ۵۵ ۲و ۱۴۳۴۳ در کلیه -------- صفحهٔ بعد -------- فصل شم - نمونه عملیاتی 9 ایستگاه‌های موجود در م جدول : در مطالعه اقلیمی دو مواجه هستیم. بررسی‌ها فشار سودانی است (شکل ۹ سا اوت .)۲-۶ ۳۱۶ ۱/۸۹۲ ۱۳۸/۵ ی ایران نه و کم -------- صفحهٔ بعد -------- ۳ 0۰ روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳۱1۳) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش (0۸7) ۱-۶-۳-۶ سیستم کم فشار مدیترانه‌ای آب وهوای مدیترانه غالبا تحت تاثیر عوامل محلی قرار می‌گیرد که سبب تغییر در الگوهای سینوپتیکی آن می‌شود. دریای مدیترانه در تابستان منطقه کمبود و در زمستان ناحیه مازاد انرژی است. در زمستان وقتی که آب دریا بیش از ۶ درجه گرم‌تر از خشکی هم‌جوار باشد. دریای مدیترانه منبع مناسب آنرژی خواهد بود. از نظر دینامیکی این منطقه یک ناحیه انتقالی بین قسمت‌های مرکزی و شمالی اروپا (کمربند بادهای غربی) و بیابان‌های شمال آفریقا است که ناحیه استیلای مراکز پرفشار جنب حاره می‌باشد. در مدیترانه غربی در ماه اکتبر وقتی که یک شاخه فرعی از جریان اصلی بادهای غربی به طرف جنوب و روی دریای مدیترانه منتقل می‌شود. دماها به میزان شدیدی کاهش یافته و استیلای پرفشار جنب حاره در مدیترانه پایان می‌یابد و کم فشار مدیترانه ظاهر می‌شود. در ماه ژوئن پرفشار جنب حاره شمال آفریقا به حوضه مدیترانه باز می‌گردد و این کم فشار از بین می‌رود. مطالعات نشان می‌دهد که مدیترانه در فصل زمستان : 0ر در فصول سرد ۱ ۷۱ در زمستان ۵ با تواترکم | ۱ ۸18 در فصول سرد جریان‌های فصول گرم چ- 0 ۸ ۳-۳ در فصول سرد جریان‌های فصول سرد ۳۰ بری قطبی 9 بری شمالی ۸ شکل ۳-۶- جهت عمومی ورود توده‌های هوابی به ایران (علیجانی ۱۳۷۰) ۲-۶-۳-۶ سیستم تراف مدیترانه برخلاف زبانه کم فشار شمال غربی- جنوب شرقی سطح دریای مدیترانه, تراف آن به صورت شمالی- جنوبی بوده و عمق آن بیش از ۲۰ درجه عرض جغرافیایی است. برای تراف مذکور چهار محل را می‌توان تشخیص داد. - منطقه اقیانوس اطلس شرقی تا شبه جزیره ایبری در امتداد نصف النهار ۵ الی ۱۵ درجه غربی - در حوالی ایتالیا به موازات نصف النهار ۱۰ تا ۱۵ درجه شرقی - در شبه جزیره بالکان در امتداد ۲۰ تا ۲۵ درجه شرقی -------- صفحهٔ بعد -------- فصل شم -نمونه عملیانی محاسبه حداکثر بارش محتمل و نهیه منحنی‌های عمق - سطح و نداوم در حوضه بختیاری ۹۵/۰۷/۱ )۱۳ - شرق دریای مدیترانه در امتداد ۲۵ تا ۳۳۲ درجه شرقی اگر محور تراف در شرق اطلس قرار گیرد بادهای جنوب غربی در مدیترانه غربی و مرکزی جریان دارند. قرار گرفتن تراف آقیانوس بر روی ایتالیا و شبه جزیره بالکان سبب ایجاد جریان شمال غربی روی مدیترانه غربی می‌شود. این حالت پدیده متداول در دوره سرد سال است و در سطح زمین بادهای سرد شمالی را به‌وجود می آورد. واقع شدن محور تراف بر روی شبه جزیره بالکان و ترکیه سبب ریزش هوای قاره ای سرد و خشک به طرف جنوب می‌شود. تراف مدیترانه در طول زمستان در محدوده دریای مدیترانه جابجا می‌شود و سبب می‌گردد که بادهای غربی و سیستم‌های آن تمام با روی دریای مدیترانه می‌شود. اما در اواخر دوره سرد بر اثر قرارگیری مداری پرفشار آزور و گسترش آن تا شمال غرب افریقاء تراف مدیترانه به دو واحد نسبتا کوچک‌تر تقسیم می‌شود که یکی در غرب و دیگری در شرق مدیترانه قرار می‌ گیرد. با تداوم دوره سرد تراف مدیترانه هم عمیق شده و به شرق انتقال می‌یابد. به‌طوری که در ماه ژانویه محور آن بر مرکز مدیترانه واقع می‌شود که تحت این شرایط موج‌های غربی خاورمیانه را فرا می‌گیرد (علیجانی» ۱۳۷۴). ۳-۶-۳-۶ سیستم‌های کم فشار سودان کم فشار سودانی در ماه‌های نوامبر تا مارس به‌طور متوسط در عرض ۸ درجه شمالی و نصف النهار ۳۴ درجه شرقی متمرکز است. فشار متوسط مرکز آن در زمستان ۱۰۰۷ هکتوپاسکال است. این کم فشار با منطقه همگرایی دینامیکی دریای سرخ هماهنگ بوده و در هنگام فعالیت هم‌زمان پرفشار جنب حاره مستقر در دریای عرب و مصر و ایجاد حالت همگرایی در مرکز دریای سرخ و قرارگیری تراف مدیترانه در شرق دریای مدیترانه و تداوم زبانه آن بین عرض‌های ۱۳ تا سیستم چرخندی- همرفتی قوی از کناره شمالی پرفشار دریای عرب به سمت عرض‌های شمالی‌تر (شمال عربستان و جنوب غربی ایران) هدایت می‌شود. جرخندهای ایجاد شده توسط این کم فشار هر چه به عرض ۰ درجه نزدیک می‌شود بیش‌تر در مسیر بادهای غربی قرار گرفته و کاملا به‌صورت دینامیکی در می‌آید. این سیستم ترکیبی در جنوب غربی ایران بارش‌های قابل ملاحظه‌ای را باعث می‌شود. در مواقعی که زبانه کم فشار مدیترانه‌ای با کم فشار سودانی از در جنوب و جنوب غرب رپزش می‌نماید. با توجه به موارد اشاره شده در بالا و با عنایت به شکل (۳-۶) نزدیک‌ترین منبع رطوبتی آب‌های خلیج فارس است. ایستگاه‌های سینوپتیک بوشهرء آبادان, امیدیه, اهواز. مسجدسلیمان و دزفول در مسیر ورود جبهه‌های رطوبتی به حوضه بختیاری می‌باشند که در زمان وقوع توفان‌ها برای محاسبات ضرایب بیشینه‌سازی ازداده‌های آن‌ها استفاده شده است. -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۲ 0۰ روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (7۳۸1۳) و منحنی‌های عمق, سطح. نداوم بارش (0۸7) ۷-۳-۶- جمع آوری داده‌های ساعتی داده‌های ساعتی شدت و عمق بارش. دماء دمای نقطه شبنم., فشار و سمت و سرعت باد در زمان وقوع رویداد توفان‌های شدید و فراگیر برای ایستگاه‌های ورودی توفان‌ها یعنی ایستگاه‌های بوشهر آبادان, آغاجاری, امیدیه. اهواز مسجد سلیمان و دزفول جمع‌آوری و به شرح موارد زیر استخراج و در جداول اولیه تنظیم شد. داده‌های ایستگاه‌های سینوپتیک که در مسیر توفان‌های فراگیر محدوده مورد مطالعه قرار دارند. به منظور استفاده در تحلیل بیشینه‌سازی توفان‌های منتخب جمع‌آوری شد. داده‌های حداکثر تداوم ۱۲ ساعته پایدار دمای نقطه شبنم و حداکثر تداوم ۱۲ ساعته تندی باد برای بازه‌های زمانی ده روزه برای کلیه ایستگاه‌های سینوپتیک موجود در منطقه طی دوره آماری بلند مدت (۱۹۶۰-۲۰۱۰) استخراج شد. داده‌های متوسط فشار ماهانه هوا (0۲۳)) برای تمامی ایستگاه‌ها طی دوره أماری بلند مدت (۱۰ ۱۹۶۰-۰) جممع‌آوری 9 ۸-۳-۶ تعیین فصول وقوع توفان‌های شدید و فراگیر با توجه به تاریخ وقوع توفان‌های شدید و فراگیر در طول دوره آماری مورد مطالعه مشخص شد که در ماه آذر بیش‌ترین فراوانی و شدیدترین توفان‌ها اتفاق افتاده است. اگرچه ماه بهمن نیز در زمستان, زمان وقوع بارش‌های شدید و فراگیر است. ولی به طور عمده سیلاب‌های شدید در اسفند ماه به وقوع پیوسته است. بررسی داده‌های بارش و به‌خصوص توفان‌های شدید نشان می‌دهد که در حدود ۴۲/۵ درصد توفان‌های شدید در بهار. ۲۹/۱ درصد در زمستان و ۱۷/۴ درصد در پاییز (عمدتا در آذر) اتفاق افتاده است (شکل ۴-۶). به طور کلی اواخر اسفند ماه و فروردین و بعضا اردیبرهشت شکل ۴-۶- در صد توزیع توفان‌ها در فصول مختلف ۴-۶- کنترل داده‌های بارش روزانه برای استفاده در توزیع مکانی برای بررسی توزیع مکانی بارندگی در سطح حوضه سد بختیاری, ابتدا مشخصات مکانی (طول و عرض جغرافیایی) ایستگاه‌های موجود در منطقه اعم از ایستگاه‌های متعلق به سازمان هواشناسی کشور و وزارت نیرو با استفاده از 5ات6 و -------- صفحهٔ بعد -------- فصل شم - نمونه عملیانی محاسبه حداکثر بارش محتمل و نهیه منحنی‌های عمق - سطح و نداوم در حوضه بختیاری ۹۵/۰۷/۱۰ ۱۳۳ سوابق موجود در مطالعات مختلف کنترل شد. سپس نقشه‌های مجموع بارش چند روزه و هر یک از روزهای توفان با مشخص بودن کد ایستگاه و مقادیر بارش به طور مجزا تهیه شد. برای هریک از توفان‌های منتخب ابتدا برای تداوم کلی آن‌ها و همچنین برای تداوم‌های ۰۱ ۰۲ ۳ و تا ۷ روزه به کمک 5آن) نقشه‌های حاوی کد ایستگاه‌ها و مقادیر بارش ایستگاه‌ها رسم گردید. با بررسی مقادیر بارش در ایستگاه‌های هم‌جوار در هر روز و در کلیه نقشه‌های تهیه شده مذکورء داده‌ها کنترل و در صورت ضرورت اصلاح شدند. در این بررسی برای اصلاح هم‌زمانی و کنترل مقادیر بارش از هم‌زمانی داده در نزدیک‌ترین ایستگاه‌های سینوپتیک و در مواردی ایستگاه‌های تبخیر سنجی و با توجه به ارتفاع و جهت شارش رطوبتی, داده‌های بارش ایستگاه‌ها مجددا مورد بررسی قرار گرفت و اصلاحات ممکن انجام شد و یا داده‌های مشکوک با توجه به توزیع مکانی آن‌ها حذف گردید. ۵-۶- بررسی روش‌های درون بابی برای رسم منحنی‌های هم‌بارش در حوضه بختیاری اصلی‌ترین عامل در توزیع مکانی بارش مسیر حرکت سامانه‌های جوی, منبع رطوبت و نوع سامانه است. بنابراین روابط رگرسیونی و یا رابطه گرادیان در ترسیم منحنی‌های هم‌بارش ممکن است به افزایش خطا بیانجامد. از سوی دیگر این نکته قابل ذکر است که افزایش میزان بارش با ارتفاع به‌صورت خطی نبوده بلکه با توجه به خصوصیات مختلف ناهمواری‌هاء بارش تا ارتفاعی معین افزایش می‌یابد و از آن پس با افزایش ارتفاع مقدار بارش رو به کاهش می‌رود. بنابراین عوامل گوناگونی سبب می‌شود تا از اعتبار روابط بارش-ارتفاع کاسته گردد. این عوامل عبارتند از: ۱- کم بودن تراکم ایستگاه‌های باران‌سنجی در مناطق کوهستانی. ۲- عدم وجود ایستگاه باران‌سنجی در ارتفاعات بالا. ۴ کم بودن دقت اندازه‌گیری بارش در کوهستان‌ها. ۶- موضعی بودن شدید روابط بارش-ارتفاع وتاثیر قابل توجه جهت جریان توده‌های هوا در توزیع مکانی بارش روش‌های مختلفی برای برآورد توزیع مکانی بارندگی با در دست داشتن دادهای نقطه‌ای وجود دارد. از جمله این روش‌ها می‌توان به تیسن, عکس فاصله و زمین آمار اشاره نمود. روش‌های زمین آماری به علت در نظر گرفتن همبستگی بین داده‌ها و ساختار مکانی در برآورد توزیع مکانی از اهمیت ویژه‌ای برخوردار هستند. در این بخش از مطالعات, روش‌های زمین آماری کریجینگ. کوکریجینگ. اسپلاین‌ها. عکس فاصله "و میانگین متحرک وزنی (۷۷۱/۸)" برای انتخاب مناسب ترین روش توزیع مکانی بارندگی توفان‌ها بررسی شده است. 060 -[ 11۷۵۳۲٩۵ 0‏ -2 0 ۷/0۷۱ ها ام ۷/۵ -3 -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۴ ۰ روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (]۳1) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش ((ل۸(]) برای مقایسه دقت روش‌های درون‌یابی و یا انتخاب پارامتر های این روش‌ها می‌توان از روش ۳۵۶۶-۷/۵11421100) استفاده کرد. در این روش یک نقطه حذف می‌شود و با استفاده از سایر نقاط و اعمال روش درون‌یابی مورد نظرء برای این نقطه تخمین صورت می‌گیرد. سپس این نقطه به محل خود برگردانده می‌شود و به همین ترتیب برای تمام نقاط برآورد صورت می‌گیرد. خطای میان مقادیر واقعی و تخمینی براساس معیارهایی چون مجموع مربعات باقی‌مانده. میانگین مربعات باقی‌مانده, میانگین قدرمطلق خطا (:۸/۸)! و میانگین خطای انحراف (۸/13)" محاسبه می‌شود. علاوه بر استفاده از معیارهای کمی فوق وضعیت نقشه‌های تولید شده و روند منطقی فیزیکی آن‌ها نیز می‌تواند به عنوان یک معیار کیفی در آرزیابی و مقایسه روش‌ها و انتخاب روش برتر مورد استفاده قرار گیرد. از بین توفان‌های بحرانی در منطقه مورد مطالعه دو توفان برای بررسی و انتخاب مناسب‌ترین روش توزیع مکانی انتخاب گردید. این دو توفان شامل توفان سه روزه بهمن ۱۳۷۱-۷۲ و بارش حداکثر یک روزه (بیش‌ترین مقدار بارش روزانه) در توفان ۵ روزه آذر ماه ۱۳۷۳-۷۴ است. براساس حداقل میانگین قدرمطلق خطا (:۸1۸)» مناسب‌ترین روش‌ها (- 501106 از نوع 1۳81۵۳126 ۲- 501106 از نوع 10۹1010 ۳- کوکریجینگ ۵- ۷۷/۸/۸ با توان ۲ ۶- ۷۷۱/۸ با توان ۲ در مورد تعداد نقاط همسایگی نیز نتایج نشان داد که استفاده از کلیه نقاط در درون‌یابی خطا را به حداقل می‌رساند. براساس حداقل میانگین خطای انحراف (۱/1]1) روش‌های مورد بررسی به ترتیب زیر عمل نموده‌اند: ۱- ۷۷۸/۸ با توان ۲ ۲- 501106 از نوع ۳1۵16 5۳1۵00131 ۴- 501106 از نوع 1۵۵12۲1700 و 100۹10 ۵- ۷/۸/1۸ با توان ۲ ۶ کوکریجینگ این روش‌ها در جدول (۵-۶) آورده شده است. 7 ۸0۹۵|۷۱ ۱۷10۵ -۱ 7 81۵ ۱۷16۵ -2 -------- صفحهٔ بعد -------- محدوده خطای حدا؟ در بررسی نقشه‌های نت ۱( با وجود این ؟ در نقشه‌های ۲- روش کوکری است. نقشه‌ه ۳- روش کریجی نقاط گرادیار با توجه به این که نقش اختلاف کم این دو روش نیمه نمائی و کل نقاط به ثر و حداقل برای :۱1 جدول ۵-۶- رو 56 بروا وه 00-8 ,لید شده توسط هراب روش‌های اسپلاین جینگ با وجود دارا بر بسیار شدیدی دیده 4های روش‌های کوک در معیارهای کمی و اد عنوان تعداد نقاط ه غتمل و نهیه منحنی‌های عمق - سطح و نداوم در حوضه بح و ت۱۸ به ترتیب ۲۲ تا ۲۹ میلی‌متر و ۱/۷-: ش‌های مورد استفاده برای توزیع مکانی توفان‌ها پارامترهای متغیر توان / نوع تعدادنقاط همسایگی ۶ 16240 01 عی7 "] ۱ [6 56 از روش‌هاء به‌عنوان یک معیار ارزش‌یابی کیفی, موا عطای نسبتا کم‌تری را نسبت به سایر روش‌ها به خود بز برآورد شده‌اند که این موضوع با ماهیت متغیر بارند دن خطای ۷1۸ نسبتا کم در شاخص ۸/13 د خطا در رتبه متوسطی قرار دارد. ولی در نقشه‌های : طولانی بودن محاسبات کوکریجینگ. روش کریج, مسایگی, برای توزیع مکانی توفان‌ها استفاده گردید نیاری ‏ ۹۵/۰۷/۱ ۱۳۵ اختصاص داده‌اند. ولی گی همخوانی ندارد. ارای خطای بیش‌تری ولید شده برای بر< ار بودند و با توجه به نگ با مدل واریوگرام -------- صفحهٔ بعد -------- ۱۳۶ ۶-۶ با بارش (۱۸1 ۷-۶ با حوصا 0۰ روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳(1) و منحنی‌های عمق. سطح., نداوم بارش ( - تهیه نقشه هم‌بارش توفان‌ها استفاده از روش کریجینگ با مدل واریوگرام نیمه نمایی سطوح هم بارش با تداوم‌های مختلف برای توفار ب ترسیم گردید. شکل (۵-۶) این سطوح را به عنوان نمونه نشان می‌دهد. از این نقشه‌ها در محاسبه مقدار م توفان‌های مورد بررسی در سطح حوضه و زیر حوضه‌های سد بختیاری و تهیه منحنی‌های عمق < سطح - ]) استفاده شد. استفاده از نقشه‌های هم‌بارش توفان‌های منتخب در سیستم 5آ7) متوسط بارش برای تداوم‌های مختلف در "سد بختیاری محاسبه شده است و نتایج در ادامه خواهد آمد. ۱۱۵ و ابستتگاههای شواساسی 3] حوصه جنبساری [ ]۲ حوصه‌در ]30 14 ۲ 31-40 50 5 41-50 ۰ ۲7 51-60 [ ۲ 61-70 28 71-80 :5 7 ۲ 81-90 ۲ 91100 7 101-1107 4 64 111-1207 ثت‌ ۰ ۰ 25 1 1211301 32 9 7 131-1407 دنه 5 7 141-1507 5 7 151-1007 7 ۲ 161-170 4 7 ۲ 171-180 7 [ 181-190 3 191۲ ی ته 195 اه ۵ 0 و0 |3ع5 شکل ۵-۶- سطوح هم‌بارش با تداوم یک روزه برای توفان ششم فروردین ۵ ۸ ( -------- صفحهٔ بعد -------- فصل شم -نمونه عملیانی محاسبه حداکثر بارش محتمل و نهیه منحنی‌های عمق - سطح و نداوم در حوضه بختیاری ۹۵/۰۷/۱ ۱۳۷ ۸-۶- رسم منحنی‌های عمق-سطح-نداوم بارش ((1۸1) و تعیین منحنی پوش ۱-۸-۶- کلیات روش‌های تحلیل توزیع مکانی بارش با توجه به مقادیر اندازه‌گیری شده در ایستگاه‌های باران‌سنجی توسعه یافته‌اند. آمار بارش اندازه گیری شده به صورت نقطه‌ای دارای تغییرات مکانی است. در چنین مواردی می‌توان اطلاعات نقطه‌ای را به سطح حوضه تعمیم داد. تهیه منحنی‌های عمق - سطح - تداوم ((1(۸1) یکی از روش‌های مرسوم برای این منظور است. منحنی‌های پوش فرآیندی است برای انتخاب بزرگ‌ترین مقدار از مجموعه‌ای از داده‌ها. در برآورد حداکثر بارش محتمل داده‌های بیشینه شده و انتقال یافته بارش بر روی کاغذ نموداری مناسبی رسم می‌شوند و منحنی همواری از بزرگ‌ترین مقادیر رسم می‌شود به‌طوری که تمام منحنی‌های حداکثر بارش را در بر می‌گیرد. در این مطالعات. با استفاده از نقشه‌های هم‌بارش و با انجام مراحل زیر منحنی‌های 17۸10 ترسیم شد. ۲-۸-۶ محاسبه مقدار بارش در سطوح استاندارد به ازای نقشه‌های هم‌بارش ۲۳ توفان منتخب در تداوم‌های مختلف. مراحل زیر انجام شد. - محاسبه اختلاف بین مقادیر حداقل و حداکثر بارش و تقسیم آن به کلاس‌های ۱۰ میلی‌متری - محاسبه مساحت مناطقی که در هر یک از این کلاس‌های بارش قرار می‌گیرند. - محاسبه میانگین وزنی مقدار بارش در محدوده مناطقی که مربوط به هریک از کلاس‌های بارش می‌باشند. - محاسبه مقدار بارش در کلاس‌های سطوح مذکور و به صورت تجمعی در ادامه مقادیر متوسط بارش در سطح حوضه دز به ازای سطوح استاندارد در تداوم‌های مختلف برای توفان‌های مختلف آمده است. همجنین نمودار 12۸10 حوضه دز برای برخی توفان‌ها به عنوان نمونه رسم شده است. در جدول(۶-۶) محاسبه ۸1 با تداوم ۲ روزه برای توفانی در اردیبهشت ۱۳۷۱-۷۲ ارائه شده است. جدول ۶-۶- نمونه ای از محاسبات منحنی‌های عمق -سطح. تداوم برای توفان با تداوم دو روزه در توفان اردیبهشت ۱۳۷۱-۷۲ کلاس میانگین بارش | سطح بین دو | حاصل ضرب بارش بین دو منحنی بارش) ۳۳۶ رگ ۳ ۱۱۳۲۶۸۲/۴۷ ۷۱۳۳۴ ۹ ۱۳/۵ ۷ ۱۱۳۲۴۵۹/۰۶ ۷۱۳۳۳ ۴۴۱ ۱۱۳۳/۵۵ ۱۱۳۱۰۱۲۱۱۵۱۴۶ ۷۱/۳۹ انا ات 0 اه ان تس سا هس -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۸ 0۰ روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳81۳) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش ((7۸/7) ادامه جدول ۶-۶- نمونه ای از محاسبات منحنی‌های عمق-سطح. تداوم برای توفان با تداوم دو روزه در توفان اردیبهشت ۱۳۷۱-۷۲ کلاس امیانگین بارش | سطح بین دو | حاصل ضرب بارش بین دو منحنی ر سطح بین دو منحنی :۱۲ (حجم بارش) ۱۹۱/۴ ۱۳۸۹ ۳۴۳۳/۱ مش ۵۸۵ دی ۸ ۳۵۶ ۲۳۳۳۳۱ ۳۲۳۳۳۳۶ ۱۳۳۴/۵ ۱۳۳۳۳ ۸ ۷۳۲ ۱۳۳۷ ۷۹ ۹۱ ۳۱/۸۸ ۱۹۳ ۳ ۱ ۳۳/۰۹۹ ۱۳۵ ۱۳/۳۸۵ ۳۱۳۳۳۳۸۵ ۲۳۳۳۳۱۴ ۱۳۵ ۱۳/۳۵۹ ۱۲ ۱۳۰۸/۹۵۹۵ ۱۲ ۱۳۸/۹۵۹۵ ۳-۸-۶- رسم منحنی عمق - سطح برای نداوم‌های مختلف از جمله کاربرد منحنی‌های 1۸10 تعیین بزرگ‌ترین عمق میانگین بارش است که می‌تواند در مساحت‌های مختلف طی تداوم‌های متفاوت از یک ساعت تا چند روز اتفاق بیافتد. این مقدار بارش برای هر توفان حوضه مورد مطالعه و یا هر توفانی که بتوان به حوضه‌های دیگر انتقال داد به عنوان داده پایه برای تعیین حداکثر بارش محتمل مورد استفاده قرار می‌گیرد. برپایه دستورالعمل‌های سازمان جهانی هواشناسی (1986 :1969 ,۷۷۱/0) تهیه منحنی‌های عمق - پهنه - تداوم توفان‌ها در روش بیشینه‌سازی بارش برای برآورد حداکثر بارش محتمل توصیه می‌شود. اصولا این منحنی‌ها برای بارش‌های بیشینه توفان‌های با تداوم چند ساعته تا چند روزه و در سطوح مختلف از ۱۰ تا ۱۰۰هزار کیلومتر مربع. متناسب با وسعت حوضه مورد مطالعه. ترسیم می‌شود. به بیان مختصرء برای هر یک از توفان‌های منتخب. منحنی تجمعی بارش ابتدا برای تداوم کلی بارش و سپس برای تداوم‌های زمانی کوچک‌تر استخراج می‌شود. آنگاه به کمک 015 نقشه‌های هم‌عمق بارش برای تداوم‌های مختلف ترسیم می‌شود. با توجه به تداوم کل هر یک از توفان‌ها و براساس بیش‌ترین مقدار بارش ۱ الی ۸ روزه» مقدار متوسط بارش به ازای سطح برای هر یک از تداوم‌های فوق محاسبه شد. سپس برای هر یک از تداوم‌های زمانی بارش رابطه سطح < عمق متوسط ترسیم شد. این منحنی‌ها برای تداوم‌های یکسان و در توفان‌های مختلف به عنوان نمونه در شکل (۶-۶) و شکل (۷-۶) آمده است. برای تداوم‌های زمانی مختلف (۱ روزه تا ۸ روزه) منحنی پوش بارش- سطح رسم شد. سپس منحنی‌های پوش برای هر تداوم به عنوان الگوهای عمق- سطح- تداوم (1۸10) در شکل (۸-۶) ارائه شده است. همان‌گونه که مشاهده می‌شود منحنی مربوط به بعضی از تداوم‌های بالاتر در مساحت های کم پایین‌تر از منحنی‌های پایین‌تر می‌باشد که غیر قابل مختلف در سطوح کوچک است. -------- صفحهٔ بعد -------- ششم -نمونه عملیانی محاسبه حداکثر بارش محنمل و نهیه منحنی‌های عمق - سطح و نداوم در حوضه بختیاری ۹۵/۰۷/۱۰ 1 65 64 3:37 حچد اس ها رس سا 1 باعل نف [ 48 33۳47 پل سود 1 30 اوع هه [ 72 71 آوع 1 وچ [ 48 47 )اج 1 ۲3۲ ۲3۲ 1 ۲3۲ 1 0۲۵ 1 0۲001 سس (۱۳) ۱۲۵۵۱۱۵۱۱۵۵ شکل ۶-۶- منحنی‌های سطح -عمق بارش برای تداوم یک روزه 64_52 ۵۲:: حچد 2 4 :دح 2 [7 3۳ هت 2 0۷_71 1 نش 2 ۵۳47( 1 هه رس 2 [7 وم - 2 47 وچ 2 47_48 اه 55_۸2 54_اد3* 59_2 58 ۶3۲ 2 59 3۲" 2 ۵9_64 2 ۵0_71 و 0 سس 1 ۳۲۵۵۱۵۱1۵۵۲ )۲۱۲۳( شکل ۷-۶- منحنی‌های سطح - عمق بارش برای تداوم دو روزه 18000 16000 ۰ 14000 را گس ۰ 1000 بخ ۷ 8-000 3 10000 ۳ ۷ و000 سح اس ۷ 4_ 0000۱ حبد- 8000 هَ - ۷ 00005 سم 6000 1 0۷ 00096 <جچ- 4000 2 006۳ 0005۷ 200 - 000 _8 ۷‏ هک ام 30000 500 4000 353000 30000 23000 20000 13000 10000 3000 000 0۲۵۵۸۱1131101 )۲۲۳( شکل ۸-۶- منحنی‌های (2۸1آ منطقه مورد مطالعه ۱۳۹ -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۰ 0۰ روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳81۳) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش ((7۸/7) ۹-۶ الگوی توزیع زمانی بارش در روند تبدیل حداکتر بارش محتمل به حداکثر سیل محتمل که با استفاده از مدل‌های بارش - رواناب انجام با توجه به تعداد آندک ایستگاه‌های باران‌نگار در محدوده مطالعاتی. تعیین الگوی رگبار طرح برای توفان‌های منتخب باشد تا بتوان از میان آن‌ها الگوهای بحرانی برای هر تداوم زمانی بارش را استخراج نمود. ن در محدوده مطالعاتی ایستگاه‌های سینوپتیک دزفول, خرم آباد. بروجرد. الیگودرز و کوهرنگ و ایستگاه تبخیر سنجی کشور وجود دارد. متاسفانه در ایستگاه‌های بروجرد و دزفول داده‌های ساعتی بارش ناقص بوده و تنها ایستگاه‌های خرم آبادء الیگودرز. کشور و کوهرنگ دارای داده‌های ساعتی کافی برای توفان‌ها منتخب می‌باشند. در مطالعه حاضر با استفاده از داده‌های بارش چند ساعته ۲۳ رویداد منتخب. الگوی زمانی بارش طی مراحل زیر تهیه شده است. ابتدا داده‌های بارش ۲۳ توفان با تداوم‌های زمانی متفاوت به صورت بی بعد مطابق شکل (۹-۶) ترسیم شدند. برای بی بعد کردن داده‌های هر توفان, مقدار عمق تجمعی بارش تا گام زمانی مورد نظر به کل عمق بارش توفان تقسیم شد. همین روش برای بی بعد کردن محور زمان نیز انجام گرفت. به منظور تهیه منحنی تیپ الگوی بارش طراحی برای هر یک از ایستگاه‌هاء منحنی نزدیک به پوش شکل‌های (۹-۶) بدین صورت ترسیم شد که منحنی در ۵۰/ زمانی أول در زیر کلیه نقاط و در ۲۳۵/ پایانی در بالای نقاط قرار می‌گیرند. الگوی ۲۵ درصد میانی به گونه‌ای ترسیم شده است که دو آلگوی بالایی و پایینی را با روند منطقی به یکدیگرمتصل نماید. این الگو با الگوی تیپ ]1[ هاف (۱۹۶۷) همخوانی دارد. ضمنا مطالعات قبلی در حوضه‌های سد گدار و گتوند هم تشابه الگوی توزیع زمانی را با الگوی به‌دست آمده در این مطالعات را نشان می‌دهد. الگوهای نهایی در شکل (۱۰-۶) برای نمونه برای ایستگاه کشور ارائه شده است. از این منحنی‌ها در تبدیل ۳۱/۳ به ۳۱/۳ استفاده خواهد شد. -------- صفحهٔ بعد -------- فصا شم - نمونه عملیانی محاسبه حداکثر بارش محتمل و نهیه منحنی‌های عمق - سطح و نداوم در حوضه بخنیاری ۹۵/۰۷/۱۰ )۱۳ ۳۵0-2 مه ۰۰ ۸0۲-92 ۸0۲-913 ۲0۷-4 ۱/۱3۲-48 -بد ی ی ی ی ی ی ۳ سا 100 20.0 300 400 50.0 600 70.0 800 900 شکل ۹-۶- منحنی‌های بی‌بعد توزیع زمانی بارش توفان‌ها در ایستگاه کشور 100 ۹90 80 70 600 50 40 30 20 10 0 10 20 30 40 50 00 70 80 90 100 6۴۵۲۵۵۲۱396 ٩۶ ۵۱3۱1۲۳۱۵ 40۳۲2۵110۲) شکل ۱۰-۶- الگوی تیب طراحی توزیع زمانی بارش در ایستگاه کشور -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۲ ۰ روش‌های محاسبه حداکثتر بارش محتمل (۳۸17) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش (0۸) ۶-- تعیین فاکتور بیشینه‌سازی رطوبت در مدل همگرایی به خصوصیات توفان توجه می‌شود. برای شکل‌گیری توفان» نیاز به منبع هوای گرم و مرطوب است که آن به‌وسیله دمای نقطه شبنم کمی می‌شود. برای دست یافتن به گرم‌ترین اشباع آدیاباتیک و بیشینه‌سازی توزیع عمودی دما مراحل زیر انجام پذیرفت. ۱-۱-۶ تحلیل فراوانی دمای نقطه شینم با استخراج حداکثر دمای نقطه شبنم دوازده ساعته پایدار در دوره‌های ده روزه برای ایستگاه‌های بوشهر و آبادان در یک دوره بلند مدت (۱۹۵۱-۱۹۹۸) معادل (۱۳۷۷-۱۳۳۰) و برای سایر ایستگاه‌ها با توجه به زمان تاسیس ایستگاه از یک دوره میان مدت در ایستگاه دزفول تا دوره کوتاه مدت در بقیه ایستگاه‌ها تحلیل فراوانی داده انجام شد. نمونه این آمار برای ایستگاه آبادان در جدول (۷-۶) آورده شده است.با استفاده از توزیع لوگ نرمال به‌عنوان مناسب‌ترین توزیع احتمالات برای کمیت مذکورء دمای نقطه شبنم برای دوره بازگشت های مختلف با استفاده از نرم‌افزار 1۷1۵] استخراج شد (جدول ۸-۶). براساس توصیه های سازمان هواشناسی جهانی دمای نقطه شبنم دوازده ساعته پایدار با دوره برگشت *۰ ساله برای محاسبه ضریب بیشینه‌سازی انتخاب شد. در این جدول‌های تنها دهه‌هایی که توفان‌های مختلف در آن ها روی داده است آورده شده است. -------- صفحهٔ بعد -------- فم ی ۱۳۳ رت می -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۴ 0۰ روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳۸1۳) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش (7۸7) ادامه حدول ۷-۶- 1 ی نقطه شبنم ۳ ساعته سس ایستگاه در دوره‌های ده 1 (۱۹۵۱-۱۹۹۸) 7 1 72 15 ی ۳ ی 15 ۳ ۳۸ مد با سا مایت ی سای ی ۳۵ ۱۱:۲ ال ۱ ۱۳۱ ۳۳ سس ماس ۸۵ ۵۷ ۹ ۳۸ حدول ۸-۶- دمای نقطه شبنم دوازده ساعته پایدار ده روزه در ماه‌های مختلف و مقادیر آن برای دوره برگشت‌های مختلف در ابستگاه آبادان (سلسیوس) ما نامر سامیر از نویه | قوره ‏ ارس ول | میا ۳۳۳۲۳۲۹۹۵۱۳ ۱۹۳ ۱۷۲۷۳۷۳ ۳۵۲ ۵۳۳ ۳۳۳۳ سا تا تا ناکما تس تس ان تس تسا نت کاس دا اف تکاس ۲-۱-۶ نقطه شبنم بیشینه با تداوم ۱۲ ساعته در تراز ۱۰۰۰ هکتو پاسگال دمای نقطه شبنم با تداوم ۱۲ ساعته برآورد شده توفان به‌منظور بهینه‌سازی رطوبت باید از سطح ایستگاه به تراز ۰ هو پاسگال منتقل شود. به‌طور کلی برای بیشینه‌سازی تداوم ۱۲ساعته دمای نقطه شبنم داده‌های با فواصل ۱۰ بلند مدت تهیه و سپس تحلیل فراوانی سری‌های مزبور انجام می‌پذیرد و براساس آن ن دوره‌های بازگشت ۰ ۸ و ۱۹۹ ساله برآورد می‌شود. نقطه شبنم بیشینه با تداوم ۱۳۲ ساعته در تراز ۱۰۰۶ هکتوپاسگال در دوره‌های بازگشت ۵۰ ۸۰ و ۰ ساله آورده شده است. در روش‌های تحلیل فراوانی باید مناسب‌ترین توزیع آماری برازش داده شود. چنانجه طول دوره آماری ثبت شده داده‌های دمای نقطه شبنم ایستگاه‌ها بیش از ۵۰ سال باشد. می‌توان از تداوم دمای نقطه شبنم با دوره برگشت ۵۰ ساله استفاده کرد. درصورتی که طول دوره آماری داده‌های ثبت شده کم‌تر از ۳۰ سال باشدء می‌توان از دوره برگشت ۱۰۰ ساله نیز استفاده کرد و این در صورتی است که مقدار دمای نقطه شبنم به‌دست آمده با دوره‌های ۵۰ و ۸۰ ساله نسبت به دمای نقطه شبنم ثبت شده کم‌تر باشد. -------- صفحهٔ بعد -------- فصل ششم -نمونه عملیانی محاسبه حداکثر بارش محتمل و نهیه منحنی‌های عمق - سطح و نداوم در حوضه بختیاری ۹۵/۰۷/۱۰ ۱۳۵ ۳-۱۰-۶- تبدیل حداکثر نقطه شبنم به سطح ۱۰۰۰ میلی باری با استفاده از دیاگرام1-1]08-۳-/510 حداکثر نقطه شبنم اندازه‌گیری شده در سطح زمین محل ایستگاه برای هر یک از توفان‌های منتخب به سطح ۱۰۰۰ میلی باری تبدیل شد که نتایج آن در ستون پنج جدول آمده است. ۴-۱۰-۶- تاثیر عوامل توپوگرافی و ستیغ‌های کوهستانی سامانه‌های موثر بر بارش در حوضه‌های جنوب غربی ایران از جمله حوضه بختیاری از نوع سامانه‌های کوهساری بوده و اثر سیتغ‌های کوهستانی رشته کوه های زاگرس بر تشدید سازوکار صعود و اثر سرد شدن موثر است برای مثال مقدار بارش درایستگاه‌های تله زنگ. تنگه پنج و کشور که در ارتفاعات کم‌تر از ۱۰۰۰ متر واقع شده‌اند بیش از مقدار بارش در ایستگاه‌هایی است که در ارتفاعات بالاتر از ۱۰۰۰ متر و تا ۲۰۰۰ متر قرار گرفته‌اند زیرا دیواره‌های قائم باشیب زیاد بین تله زنگ و ارمند و مرغک قرار گرفته و اثر کوهساری را به دلیل سوار نشدن برشیب کوهستان کاهش می‌دهد. همان گونه که در شکل (۱۱-۶) مشاهده می‌شود در مسیر اصلی ورود سامانه‌های جوی اولین ستیغ‌های کوهستانی در بخش‌های جنوبی حوضه قرار گرفته است. به منظور دخالت دادن اثر توپوگرافی, در ورود توده‌های باران‌زاء پروفیل طولی به صورت گرفتن محل تلاقی این پروفیل با خطوط میزان منحنی, ارتفاع نقاط استخراج گردید که میانگین آن‌ها ۲۲۰۰ متر برآورد شده که آن در ستون هفتم آمده است. از این ارتفاع برای برآًورد آب قابل بارش در محاسبات بیشینه‌سازی رطوبت استفاده شده است. مقادیر مربوط به تبدیل دمای نقطه شبنم در ارتفاع ۲۲۰۰ متری با استفاده جدول‌های سازمان جهانی هواشناسی آورده شده است. ارتفاع که در بسیاری از مناطق به‌عنوان موثرترین عامل توزیع مکانی بارش شناخته شده است ولی در برخی از مناطق نظیر حوضه مورد مطالعه نمی‌تواند به‌عنوان عامل اصلی توزیع مکانی بارش تلقی گردد زیرا همان طور که قبلا اشاره شد در ایستگاه‌های کشورء تله زنگ و تنگه پنج که در ارتفاعات کم‌تر از ۱۰۹۰ متر واقع شده‌اند مقدار بارش بیش از ایستگاه‌هایی است که در ارتفاعات بالاتر از ۱۰۶۰ متر و حتی تا ۲۰۰۰ متر قرار گرفته‌اند و این شرایط در هر توفانی حتی در مجموع بارش ماهانه و سالانه برقرار است. -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۶ 0۰ روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳۱1۳) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش (0۸7) ریت 8 800۵۹۶۲۷ رامین 06 نستسسممه چ 0 ۲:۵ ۹ سمسسنس "9 #ماه ان ملامرم حجیس. ۱۷۵۵۵۱ ۴10۷۵۵ اهااو0 1 : جمزع «و۱۵ ۵-۱-۶ محاسبه آب قابل بارش آب قابل بارش واژه‌ای است که دربیش‌تر مواقع توسط هواشناسان آبشناس برای بیان جرم کلی بخارآب در ستون قائم جو به‌کار برده می‌شود و آبی است که در بهترین شرایط جوی تبدیل به بارش می‌شود. جدول آب قابل بارش برای هوای اشباع با آهنگ کاهش فرآیند شبه بی‌درو به عنوان تابعی از نقطه شبنم ۱۰۰۰ هکتوپاسکال تهیه می‌شود ولی بهتر آن است که با استفاده از نقطه‌شبنم با تداوم ۱۳ ساعته در تراز ۱۰۰۰ هکتوپاسکال از طریق خط بی‌درروی شبه اشباع تا تراز ۰ هکتوپاسکال انتقال داده می‌شود. آب قابل بارش به مقدار بخار آبی که در یک ستون عمودی هوا در جو وجود دارد. اطلاق می‌شود. (1986 ,۱۷/۸/0)). برای مثال اگر در یک ستون هوا ۲ سانتی‌متر آب قابل بارش وجود داشته باشد. به مقدار ۳ کیلوگرم آب به شکل بخار آب در این ستون هوا به سطح مقطع یک *۵7 وجود دارد. اگر این ستون متراکم شود» ارتفاع مایع حاصل معادل ۳ سانتی‌متر خواهد بود. هیچ فرآیندی وجود ندارد که طی آن کلیه بخار آب موجود در جو را به صورت باران درآورد و به همین جهت گاهی اوقات. اصطلاح مایع آب معادل بخار و یا مایع آب معادل استفاده می‌شود. رگبار و مقادیر آب قابل بارش ابر را می‌توان -------- صفحهٔ بعد -------- فصل شم - نمونه عملیانی محاسبه حداکثر بارش محتمل و تهیه منحنی‌های عمق - سطح و تداوم در حوضه بختیاری ۹۵/۰۷/۱۰ ۱۳۷ بیشینه‌سازی رطوبت یک توفان به کمک شناخت ویژگی اشباع آدیاباتیکی امکان‌پذیر است. شناخت ویزگی اشباع آدیاباتیک با دمای پتانسیل تر که مربوط به دمای نقطه شبنم در فشار ۱ میلی‌بار می‌باشد. امکان می‌یابد. بنابراین نقطه شبنم در سطح زمین, معرف بالاترین نقطه شبنم برای یک دوره برگشت به‌خصوص است. در مطالعه حاضر با استفاده از دیاگرام 7 -510۷۷ حداکثر تداوم دمای نقطه شبنم توفان و حداکثر دمای نقطه شبنم با دوره برگشت *۵ ساله به سطح ۰ هکتوپاسکال کاهش داده شدند و با توجه به جداول پیشنهادی سازمان هواشناسی جهانی آب قابل بارش برای هریک از توفان‌های منتخب و برای ایستگاه‌های مورد مطالعه محاسبه گردید و به ارتفاع ۲۲۰۰ متری انتقال یافت. ۶-۱-۶ نعیین ضریب بیشینه‌سازی رطوبت برای محاسبه ضریب بیشینه‌سازی رطوبت از رابطه عمومی نسبت آب قابل بارش برای تداوم نقطه شبنم با دوره بارگشت ۱*۰ ساله در دوره ده روزه به آب قابل بارش توفان مورد نظر استفاده شده است. نتایج محاسبات برای توفان‌های منتخب در جدول (۹-۶) آمده است. ۱۱-۶ انتخاب ضرایب نهایی بیشینه‌سازی ضریب بیشینه توفان با توجه به عناصر اقلیمی که جریان رطوبت ورودی به درون توفان را تامین می‌کند و مقدار بارش را به حداکثر می‌رساند. محاسبه می‌شود در واقع ضریب بیشینه‌سازی توفان» پتانسیل حداکثر آب قابل بارش برای دوره زمانی - مکانی است که از فرمول زیر به‌دست می‌آید. ۳/0 )۱-۶( که در آن ۷ ضریب بیشینه‌سازی توفان با حداکثر جریان ورودی رطوبت 7 ضریب حداکثر آب قابل بارش براساس دمای نقطه شبنم ۱۲ ساعته پایدار ۷7 ضریب حداکثر سرعت باد ۱۲ ساعته پایدار درصورتی که علاوه بر ضرایب رطوبت. ضرایب حاصل از بیشینه‌سازی باد نیز در نظر گرفته شود افزایش فوق‌العاده‌ای در مقادیر ضریب بیشینه‌سازی توفان‌های منتخب به‌دست می‌آید که نمی‌تواند منطقی باشد. بررسی منابع و مطالعات شبنم اکتفا شده است. بررسی گزارش‌های برآورد حداکثر بارش متحمل در حوضه رودخانه تنسی(118156). حوضه رودخانه کلمبیا (1114857» حوضه کالیفرنیا (1180/59) و گزارش حداکثر بارش محتمل اس ترالیا (۱/1۵100۲۵102 ۵۳۲ 13۳۵۵۷) و گزارش‌های مربوط به برآورد حداکثر بارش محتمل سدهای گدارلندرء گتوند و کارون ۴ -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۸ 0۰ روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳81۳) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش ((7۸/7) جدول ۹-۶- فاکتور بیشینه‌سازی رطوبت و باد برای توفان آبان ۱۳۷۳ فاکتور رطوبت (سلسیوس) نس از ۱ 8۷ ۵۳ ۳ ۳/۹ اهواز دزرفول آمیدیه مسحد ۱۳-۶ عمق حداکثر بارش محتمل در حوضه دز و بختیاری ۱-۱۳۲-۶- عمق بارش ۳۹1۳ برای نداوم‌های مختلف در حوضه دز با استفاده از ضرایب بیشینه‌سازی مقادیر متوسط بارش توفان‌ها در سطح حوضه دز, حاصل نقشه‌های هم‌بارش توفان‌هاء مقادیر بیشینه‌سازی بارش برای تداوم‌های مختلف محاسبه و ارائه شده است جدول (۱۰-۶). همان‌گونه که ملاحظه می‌شود حداکثر بارش محتمل (۳۸/]۲) در حوضه دز برای تداوم یک روزه معادل ۱۴۴/۲ میلی‌متر و مربوط به توفان فروردین ۱۳۷۷ و برای تداوم‌های ۲ و ۳ و ۴ روزه به ترتیب ۲۳۰/۳ و ۲۷۶/۳ و ۲۹۱/۹ میلی‌متر مربوط به توفان اسفند ۱۳۷۱ می‌باشد. حداکثر بارش محتمل با تداوم‌های ۵ و ۶ روزه نیز به ترتیب برابر با ۲۸۸/۲ و ۳۱۹/۹ میلی‌متر -------- صفحهٔ بعد -------- 9 ‌ گر هم - نمونه لیانی مجح ی جدول ۱-۶ عم تاریخ توفان فروردین و آردیبهشت ۱۳۵۹۵ ۱۳-۶ توزیع پهنه‌ای ۱-۱۳-۶- کلیات پس از این که مقدار ح ارائه شد. مساله تعیین توز, بارش محتمل برآورد شده ( الف-نوع توفانی که برر که بر روی تمام ار ۳۸۵۵۵ ۳۹( وحم ۰.۰ عنی‌های (2۸1] مقدار حداکثر . از نوع توفانی -------- صفحهٔ بعد -------- ۴ 6۰ روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (]۲(1) و منحنی‌های عمق. سطح. تداوم بارش (0۸) اقلیمی. ممکن است انواع مختلف توفان مقدار بیشینه بارش را در دوره‌های زمانی متفاوت با گرته‌های هم‌باران متفاوت در همان اندازه پهنه ایجاد کنند. ب- ممکن است شکل و جهت قرارگیری گرته‌های هم‌باران در توفان‌های پهنه کوچک از گرته‌های هم‌باران در توفان‌های پهنه بزرگ‌ترء متفاوت باشد. ۲-۱۳-۶- گرته توفان دبدبانی شده به دلایل بالاء هواشناسان آبشناس در ارتباط با گرته‌های هم‌باران توفان که در حوضه‌ای به‌کار گرفته می‌شود. پیشنهادهایی را ارائه می‌دهند. یک یا چند توفان انتقال یافته می‌تواند گرته یا گرته‌های هم‌باران مناسبی را ارائه دهد. چنین انتخابی به‌ویژه زمانی که حوضه و جایگاه توفان هردو از نظر ناهمواری‌ها مشابه باشند به‌کار گرفته می‌شود. می‌توان محدودیتی در مورد چرخش یا جابجایی گرته هم‌باران بر روی حوضه قائل شد. اگر به همان گونه‌ای که اغلب اتفاق می‌افتد. 17۸10 توفان انتخاب شده حوضه‌یا منتقل شده نقطه‌هایی بر روی منحنی‌های 12۸10 حداکثر بارش محتمل در توجه کرد که مطالب بالا در مورد پهنه‌های زیر حوضه‌هایی است که در درون یک حوضه بزرگ مورد بررسی قرار دارند. بنابراین اگر حداکثر بارش محتمل یک زیرحوضه به‌طور مستقل مورد نیاز باشد. باید به روش زیر انجام شود: در ابتدا ۸0 حداکثر بارش محتمل کل حوضه بزرگ محاسبه و منحنی آن برای یک دوره زمانی معین ۶ ساعته. ۱۲ ساعته. و ... رسم می‌شود سپس منحنی (]1۸] بارش توفان زیر حوضه مورد نظر برای همان دوره‌های زمانی رسم می‌شود. در گام بعدی (7۸1] حداکثر بارش محتملکل حوضه برای یک دوره زمانی معین به سوی منحنی (]1۸] بارش توفان زیر حوضه مورد نظر برای همان دوره زمانی معین انتقال داده می‌شود. اولین نقطه تماس این دو منحنی نسبت تنظیم برای پهنه زیر حوضه برای همان دوره زمانی را به‌دست می‌دهد. یعنی مقدار بارش (۸1] حداکثر بارش محتمل به مقدار بارش (0 توفان در نقطه تماس عامل تنظیم است. انطباق بین 1۸1 بارش توفان و منحنی‌های 1۸1 حداکثر بارش محتمل باید در اندازه پهنه‌ای که آن حوضه را تقریب می‌زند. باشد. در کاربرد روش اجرایی برای توفان‌های واقعصی, به باید به عمل آید. در این صورت روابط عمق - پهنه توفان باید تغییر کند. به‌طوری که عمق در هیچ محلی از حوضه از حداکثر بارش محتمل تجاوز نکند. در ادامه مقدار ]۳۸/۸ حاصل از 1۸1 حوضه دز در جداول مربوطه محاسبه شده و نمودار ]/۸] حاصل به صورت نمونه برای بعضی از توفان‌ها آورده شده است. بعد از محاسبه و رسم نمودار ۳۸/۲ حاصل از (12۸1 در حوضه دز در دو نوع با احتساب و بدون احتساب فاکتور باد و که با ضرب آن در (]1۸ زیرحوضه بختیاری, ۳۸/۳ زیرحوضه بختیاری با احتساب فاکتور باد و بدون احتساب آن به‌دست آمد. نتایج حاصل در قالب جداول و نمودارهای زیر ارائه شده است. -------- صفحهٔ بعد -------- فصار ۶ صور اس ۶ به - ۶ (۶- دریا شم -نمونه عملیانی محاسبه حداکثر بارش محتمل و نهیه منحنی‌های عمق - سطح و نداوم در حوضه بختیار ۳-۲۳ نقشه‌های هم‌بارش ۳81۳ در حوضه بختیاری نقشه‌های هم‌بارش توفان‌های مبنای ]۸/۸ در تداوم مورد نظر همان ]/۸] در ضریب بیشینه‌ساز ت نقشه توزیع مکانی در تداوم‌های ۱ الی ۸ روزه (به استثنای ۴ روزه) به‌دست آمد. نتایج د . ترکیب مقادیر ۳۱/۳ برآورد شده با توزیع زمانی - مکانی بحرانی آن‌ها در گزارش ۳۸/۳ مورد + دا د ار 7۴ ۴ ی :۹ ۰ [ ات 0 اس ۴م 1 ۰ دا ۹ ۹ مه کی را ۹ م۶ نها 1295 و ۹ : ,۹ ۳ ۹ ۶ به" ۹ ۹۰ 2 ۰ ۰ 4 سا یه 9 ْ: ۰ : ه‌ 1198 : ی زا ۰ ۰.۰ 111 111 ۰ ها لت 1 ۹ 78 ۹ ۹1 00 ۹ ۰ ۱ ۰ ی اس # ۹ پ 176 126 : ۹ ما ان 3 5 رش شکل ۱۲-۶- نقشه توزیع مکانی ]۸/1 یک روزه حوضه بختیاری در حوضه سد بختیاری تعویض : با توجه به بارش‌های حداکثر برای بیشینه‌سازی و برآورد ۳۸/۳ از میان توفان‌های منتحب انتخار نوان نمونه به بررسی سینوپتیکی یکی از توفان‌های بحرانی آرائه می‌شود. ۱-۴- تحلیل همدیدی توفان ۲۹ دی ماه لغایت ۵ بهمن ماه ۱۳۴۷ (۱۹ ژانویه لغایت ۲۵ به منظور تحلیل سینوپتیکی توفان بهمن ۱۳۴۷ از نقشه‌های مرکز داده‌های آنالیز شده ۱۲]2۳۳ ۳) نقشه سطح زمین مربوط به ۲۹ دی ماه ۱۳۴۷ وجود یک کم فشار با مرکز ۱۰۰۰ هکتوپاس ی مدیترانه نشان می‌دهد. دامنه این مرکز کم فشار به‌صورت یک ربانه بر روی شمال شرقی و بز۵ هه۱۴ کل (۱۳-۶) آمده ریت 8 ۰ ههام8 عمط 21۳*۹۰۰ لسکسنتا ۰ 1 8 ۵ هه 39040/00 :ممدت 074 : صوزل‌هازیمم 1 بو ۷۵5 : میم ۲ ۷۷ ۲ ۵۵ : ماه ده‌اند. در ادایه یه ۱۹۶۹) نفاده شد. شکا را بر روی شرق مال شبه جزیره -------- صفحهٔ بعد -------- ۴۳۲ 0۰ روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳۱1۳) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش (0۸7) عربستان امتداد یافته است. شکل (۲۰-۶) نقشه تراز ۵۰۰ هکتوپاسکال وجود یک مرکز کم ارتفاع را در شرق دریای بررسی نقشه‌های سطح زمین مربوط به روزهای ۲۰ ژانویه لغایت ۲۵ ژانویه ۱۹۶۹ (۳۰ دی ماه لغایت۵ بهمن ماه ۷ در شکل‌های شماره (۱۴-۶) تا (۱۹-۶) نشان می‌دهد که کم‌فشار مستقر در شرق دریای مدیترانه به‌تدریج به سمت شرق گسترش یافته است و هسته‌های کم فشاری با مرکز ۱۰۶۵ و ۱۰۱۰ هکتوپاسکال بر روی ایران بسته شده است. بررسی نقشه‌های شماره (۲۰-۶) الی(۲۶-۶) تراز ۵۰۰ هکتوپاسکال وجود ناوه بسیار عمیقی را در ضرق دریای مدیترانه نشان می‌دهند. شیب کنتوری در محل ناوه به حوضه بختیاری دلیل ریزش هوای سرد عرض‌های بالا و فرارفشت هوای گرم و مرطوب عرض‌های پایین شدید و جریان باد شدید می‌باشد. با توجه به الگوی نقشه‌های فوق ملاحظه می‌شود که کلیه جریانات بر روی حوضه‌های جنوب غربی ایران و حوضه مورد مطالعه حوضه بختیاری در این توفان با زاویه تقریبی ۱۳۰ درجه تا ۲۴۰ درجه (جنوب شرقی تا جنوب غربی) است. تمامی این جریانات با جریانات سطح ۸۵۰ هکتوپاسکال هماهنگی داشته و رطوبت را به حوضه بختیاری درون سامانه تغذیه می‌نماید. ایستگاه‌های آبادان اهوازء بوشهر و دزفول به عنوان مسیر ورودی توفان انتخاب و برای بیشینه‌سازی رطوبت توفان مورد استفاده قرار گرفتند. حداکثر ۱۲ ساعته تندی باد توفان بین ۱۸ نات در ایستگاه‌های آبادان و اهواز تا ۰ نات در ایستگاه بوشهر و دزفول متغیر است. نتایج بررسی نقشه‌های همدیدی سطح زمین و تراز ۵۰۰ هکتوپاسکال نشان می‌دهد که اگر یک مرکز کم فشار سودانی بر روی شبه جزیره عربستان وجود داشته باشد و دامنه این مرکز کم فشار به‌صورت یک زبانه بر روی شمال شرق عربستان کشیده شود. آنگاه نواحی نیمه غربی ایران تحت تاثیر آن قرار می‌گیرد. وجود مرکز پرفشار بر روی دریای عمان, شرق شبه جزیره عربستان سبب انتقال هوای گرم و مرطوب به حوضه بختیاری درون دامنه این زبانه کم فشار شده و تغذیه رطوبت به حوضه بختیاری درون آن انجام می‌شود. این توده هوا از نوع حاره‌ای مرطوب بوده و سبب انتقال هوای گرم و مرطوب از نواحی شرقی شبه جزیره عربستان به سوی نیمه غربی ایران و سرانجام با حرکت به سمت شرق, نیمه شرقی ایران را تحت تاثیر قرار می‌دهد. این توده هوا نسبت به سایر توده‌های هوای بر روی حوضه‌های جنوب غربی ایران و حوضه مورد مطالعه موثرتر می‌باشد. میانگین نسبت آمیزه توده هوای حاره‌ای مرطوب از سایر توده‌های هوا بیش‌تر است به‌طوری که این فراسنج معرف رطوبت بسیار زیاد درون این توده هوا است. همچنین دمای پتانسیل تر و دمای پتانسیل خشک بالای توده هوای حاره‌ای مرطوب معرف انرژی بسیار مناسبی است که به حوضه بختیاری درون این سامانه تغذیه می‌شود. وجود دریای عمان, دریای سرخ و خلیج فارس و نزدیکی آن ها به حوضه مورد مطالعه سبب انتقال هوای گرم و مرطوب این منابع رطوبتی به -------- صفحهٔ بعد -------- فصل شم - نمونه عملیانی محاسبه حداکثر بارش محتمل و نهیه منحنی‌های عمق - سطح و نداوم در حوضه بخنبیاری «۱/ بررسی‌ها نشان می‌دهد بارندگی‌های روزانه توده هوای حاره‌ای مرطوب از سایر توده‌های هوا بیش‌تر می‌باش مولفه باد توده هوای حاره‌ای مرطوب اکترا جنوبی و جنوب شرقی است. پوشش ابری سامانه حاره‌ای : شرق در حرکت است. همراه می‌باشد به‌طوری که این واچرخند برای چند روزی به حالت ایستا باقی می‌ما: شکل ۱۴-۶- نقشه سطح زمین ۲۰ ژانویه ۱۹۶۹ را مر به‌طوری که برطوب بالا و اری در جهت 3 -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۴ یی ب ار ۹ )1(,7(( -------- صفحهٔ بعد -------- فصل شم -نمونه عملیانی محاسبه حداکتر بارش محتمل و تهیه منحنی‌های عمق - سطح و نداوم در حوضه بختیاری ‏ ۹۵/۰۷/۱۰ ۱۴۵ 1( 9 مه ۹ ور چا تاه یک 5 1 شکل ۱۷-۶- نقشه سطح زمین ۲۳ ژانویه ۱۹۶۹ را و 7/1 5 کم ۹۷ 3 و 4 : ۹ / ص لا ۷ ود 7 تا 9 ۰ شکل ۱۸-۶- نقشه سطح زمین ۲۴ ژانویه ۱۹۶۹ -------- صفحهٔ بعد -------- ۴۳۶ ۰ روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳۱1) و منحنی‌های عمق. سط 7۳ همهم اا۵د 0۱۵98 ۲۸-2۱0۴501۳ سا موه رکه 1138 ۳ سا ( و 10138 ر 1 00 ک 0 # . ی در یا ۵ سس ساب سر ۱ یت ۹ ج 103 [ پا راص ۲ وکسم بسچ . بخ شک ی تا ان کی کی 101 سس که ال ۹ 14 ج رن ۹" :5 ۳ و ۳۹ 3 3 ۸۴ 3 3 3 3 3 3 3 نز 3 25 13 شکل ۱۹-۶- نقشه سطح زمین ۵ زژانویه ۱۹۶۹ 03 ما 2۵0 ۲۲۵۳۵ ۲۵هام :۱۵۳ 0۵ مها 20 ۲۲۵۱۳ لتصااهام ناها 5۵0 :۱۵6۵۷ 16 لا1 0ل نا 3 با1قن1 رده اط 7۲ عماافممووانا جامصاان ب اطان خه 0۸ ام رصن 7 2 60۱ --5125 بح ِ اس سر مس هه ْ( کم کم سس سس نک و 50 بوسر رو رو رو موه هه خ صرم : ار ی سس سح : سپس ید وت وا جر ا( 11 اس ار ری 5 هد میت 5450 موه و ی : یه : سا سح 0 60کس زر بسجان 0 بت 1 رت ی ی که ارت دوع یا لا35 سا ی تمه 0 ص رز رز "مر کر سس 1 سح چی سح حیرص مر وم و استدا و سته 7/00 6 سر ی ری و ی و ور وی یج []3. سح ۳ ۱ ۳ ی 55 ی ۱ نس 722 رس 8 ی اک ححط ی سس که ۷ سم سر بر ی 65 سس رده ص ص ار ی سر سر ۳ و حدم ۱ ۷ رز > 87۵0 کس الا ۲ ۶ ال همع که وه هو اه هد اک و 20 رامسر را را رک را یر ره [81 62271 .500 (۱۲ ایا شکل ۲۰-۶- نقشه تراز۵۰۰ پاسکال ۱۹ ژانویه ۱۹۶۹ (۲۹ دی ماه ۱۳۴۷) نح. تداوم بارش (0۸0) یی 6۱ ااکُو [(50 ااکا [(4 ارات 1 25 ای -------- صفحهٔ بعد -------- 9 ‌ یه - یی نی محاسبه حداکثتر بارش محتمل و نهیه منحنی‌های عمق - سطح و نداوم در حوضه بختیاری 0 ما۲ 20 ۲۲۵۳۵ لتهااهام :۱۵۳ 0 دا 20 ۳۳ات1۲ لتضاانام نات| 0 :۱۵۷۷ 9 لاد ول با ۲40: 7( ۲. ۱ 00 رات 1و 010900212 ات دوز که بخ م۱۹ یی ( ی 1 ْ : سس ٍ 55 ح ی هک 0 لس ی ی کم ی ۱ ۳ هه در تا 500 45۱۷ 40 35۷ 3) 200 : : 7 : 20۳ 75۳ 3۳ 35۳ 13 4+5۶ ۳ 5۳ 9۳ 65۳ ۳ 79۳ 0۳ 6ع 1723 ۸103 ربا .5 7/۹ 5( ۸ را 85 5 506 < ۸۱۲۱ شکل ۲۱-۶- نقشه تراز۵۰۰ پاسکال ۲۰ ژانویه ۱۹۶۹ 0۵ ما 20 ۲۵۲] لاصاادا0م :۱۵۲۱ ۵ ما ۵۵0 1۲۵۲۳ لت+عاا۵ام نها 00 :۱۳۸ 21 ول با 12 ددع۵4 ۶۳ کعملاکد ۵۱90 ۵۲۵ ۹/۵۳ ۲۱۵۸۸-0۲۲ 3 7/۹۴ 7/0 65 60۳ 55 ع50 15+ 3 ع3 30۴ 3 10۳ عع 133 0۸103 68 1[ 581۱ ح(۸ ۱ 256 50 < |۷۸۱۲ شکل ۲۲-۶- نقشه تراز۵۰۰ پاسکال ۲۱ ژانویه ۱۹۶۹ ۱۴۳۷ -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۸ 0۰ روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳۱1۳) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش (0۸7) 6 3 م۲ 2۵ ۶۲۵۲۳ لاعناهام :۱۵۳ 0 ها 20 ۲۲۱۵۱۱ لعااه‌ام ناه 00( ها 59 22 حول با ۱ أ۲ ز(7د0 ]۸۵ 6 ۶ ۱۱9009129۶ 0 فملر : : # : پیند 2 : 0 زر و0 سح ۳ ص را سر یش ۳ سس سس رفح انح د ۹ مر ام سس رح ۹ ۹ /, و و را ی ها هه ۳ هی سای چم سر سم سر سس ۲ ها سا یه ها ۵ پم ۲ 0 سید چسط سس سس 40 8 سس جح سس سس کسسس س مهو سا سح سس زوم بو : مس 450 : ۳ 55 7 ی سر 40 ۱ :دزم ۹ 0 رل سر مک 3 650 وس مر / : : : ۱ ۹ : : سس 7 وس ۰ کر زا مار : 7 : رس ما مسر سس رک ی کمن ده" دک وی تس : ود ان کی ی ی کی نس ند اه : و ی ی اک نود ها دور لمس کم سس یا سا یاس یا کا اومد اه دی هد ۱ 5800ید ر سر 5 0 ۱ تا تی ۱ رس ۱ ۱ ۷ تا ۱ 20 850۳ ]795 70۳ 825 60 55 50۳ 5۳+ 0۳+ 35۲ 30۳ 215۳ ع20 66 ال[ هر ری 6 ).4 8 بش ایا 4 024 < | ما شکل ۲۳-۶- نقشه تراز۵۰۰ پاسکال ۲۲ ژانویه ۱۹۶۹ 03 نا 20 ۶۲۵۳۵ ۵۵اا۲م۵ا۱م :۱۵۳ 0 10 20 5۲۵۳۵ لتعغاه‌ام ناها دنه دلات :بت | ۹9| کنر صو0ل :1 ات1 هت آبظ۸ ۶7۳و 06 )۵0090394 ۹ا ۵ 0۱1۳ ,۲۱۵۸۸-0۱865 مس ال 600 : 7 : : : یس : کی سار ۳ 9 ۹ : ۷ سا ۱ : پرده هد : ۱ ی ۱ : : ی سس سح ها و ۹ ۹ بسی ۹ ۹ ۳ ۹ ۹ << ب ح ی سه سد کی ۳ کس ی سس کر 7 ک ۱ [ ک سر ک ی ۹ 4۲ : 1 : د۱ دس وا : سید : : : 0 سس سر ابا سس ]۲ اسان : 5550 نس را سر سر : : : : ری سس 5600 سس کج مر : ها ۵۳ مسا مسر مر سر ی 1 دس اسر ده : : رل سر کی مر / اس 5700 سر ۹ تس خر ی / دی سس : رس ی رک و : 750 مس مر مر ّ تم ۰ ی سر سس سر سای همه نی : ۱ : ۱ : ۹ او سر سس 1 2 موی چا ح ۳ کر کم وا اک و وس : 5 : ۸/ : مسر : سرا 1 و موی ۹ 20۱ 01 751 + زرم الاتا 55 51 ‎4+٩‏ 40 مه الاک زرم 211 2 17332 125[ شر ری 55 حرش ایا 2( |۲۸ بک ۰ + شکل ۲۴-۶- نقشه ترازه۵۰ پاسکال ۲۳ ژانویه ۱۹۶۹ -------- صفحهٔ بعد -------- ِ محاسبه حداکثر بارش محتمل و نهیه منحنی‌های عمق - سطح و نداوم در حوضه بخنیاری یز۸ 4 ۸۸۱۵ ۱۳۹ 333333333 03 م۲۵ 20 ۶۲۵۳۵ ۵۱۵۲۵۵ :۱۵۳ ادا ما دا2 1۳۵۲۵ ۱۵11۵۵0 با1ه۵ا لالاتا :| 9 2 0ل با تاأع:1 درد علظ۸ ۶۲ عع )۵009۱94 ۲۵ 0۱1۳ ۲۱۵۸۸-0۱۳۴5 ۰ ۰ : ی باس س ‏ ص را سر : 300 5 سار بر ال ٍ کم را سر : ۳ ی : و ۰ ً و ام ۱ | ۹ کست من : ی وه ۹ ۰ ی ۰ ۰ وی ۰ .۰ ۳ مه دک ی ۳ ۹ : : جح وود سب رن ز سس 3400 سا سح ی سا : : : ی خی که لو نی سس اک کم کی 5 ی وا رز رک ی سر ۱ 0 ۷ وج سس 0 سار سر 8 0 ۰ ی سس هی سش ۳ ِا ی ی ی ی ده وس ۳ ساسا مرا کر کر 5800 رسب 200ص سر ار 0 ۳ 3 ۳ ی 0 0 ات7 ص70 م6 800 مک 00 مه صوج کت ۹0 23۲ 206 مک در ساک را ۳71۸۵۸۳7۲: ۵۳۲1 عم 0 6 )نت - ۲۸۱ شکل ۲۵-۶- نقشه تراز۵۰۰ پاسکال ۲۴ ژزانویه ۱۹۶۹ 0 م۲ داد ۶۲۵۳۵ ل#صهنامام :۱۵۳ ۱ 10 (6 ۲۲۵۲۵ ۵۱۵۱11۳۵ :۱۵1 5۵.0 :۱۵۷۷ 9 23 طصا0ل نا آ1۵ ۸162۵70 ۶۳ عافد ۵90 ماو 0۱۱۳ رک ۲۱۵۸۵-0۴۶ گر : را : : ال 5 ین را : 7 را : را ۱ : : ا ار / مر ک سا / رای ور 6 : ۱ ۱ 550 6 سر 30 رم مه ی که ۹ مر 0 رو رن جک کت ده سل 0 0 ی مود ۸ 45 : ری جالح ین ۱ 1 ۱ سس ۹ 5 توت 525 که سس مس میت 7 [ تم رن : ۹ ضرررمکص رو وین سح م۹5 مش + 0 رم مس اس صصس ار ده بس 7 30 : ص صم ‏ رصم رس و ۸۵2 0 رها 5 : سر من 7 سس : : : یش پات 725 دمص من سح 800و رن مس : 5 زر اقا تاک ت70 مق 800 عمط مگ مک وج کت قمع 206 1326 دنا ۸ ریا 09 [ ۲86 نش یا 61 1[ د ۸۱۲ شکل ۲۶-۶- نقشه تراز ۵۰۰ پاسکال ۲۵ ژانوبه ۱۹۶۹ -------- صفحهٔ بعد -------- ۵۰ ۰ روش‌های محاسبه حداکثتر بارش محتمل (۱17) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش (0۸7) ۱۵-۶ برآورد حداکثر بارش محتمل به روش آماری ۱-۱۵-۶- کلیات روش آماری برای برآورد حداکثر بارش محتمل در هنگامی که در حوضه بختیاری داده‌های هواشناسی از قبیل نقطه شبنم و باد موجود نباشد. بر اساس اطلاعات رگبارها انجام می‌شود. به‌طورکلی ارزیابی برآوردهای آماری ۳۱/۳ در بسیاری از مطالعات نشان می‌دهد که مقادیر برآورد شده روش آماری از مقادیر روش همدیدی بیش‌تر است. دلیل عمده آن می‌تواند وقوع حوادث خیلی نادر در دوره آمار برداری باشد. وجود این گونه داده‌ها در محاسبات میانگین و انحراف معیار تاثیر می گذارد به‌نحوی که میزان تاثیر برحسب اینکه دوره آماری حوضه بختیاری کوتاه مدت یا بلند مدت باشد متفاوت خواهد بود. به عبارتی توزیع فراوانی مقادیر حدی بارندگی چوله به راست می‌باشد. بنابراین تصحیح این قبیل حوادث نادر در برآوردهای آماری (]71۱۸]) توصیه می‌شود. در روش آماری (هرشفیلد.ء ۱۹۶۵) میانگین و انحراف معیار سری سالانه داده‌های حداکتر بارش در بازه‌های زمانی (تداوم زمانی) متناسب با طرح محاسبه شده و با استفاده از رابطه زیر مقدار 7۸/7 آماری به‌دست می‌آید. ره یگ + دنهس ۳ ک موزرویی 1۳۹/۹ در این رابطه: رو‌زرس ۳۹/1۳۵ : حداکثر بارش محتمل(]11۸41) برای تداوم معین ۳۳0 میانگین سری سالانه حوضه بختیاری داده‌های حداکتر بارش با تداوم معین برای دوره آماری مشخحص زر ده 510 انحراف معیار سری سالانه حوصه بختیاری داده‌های حداکثر بارش با تداوم معین برای دوره آماری . ۹ تداوم زمانی تا ۲۴ ساعت از نمودار ارائه شده حوضه بختیاری در نشریه ۳۲۳۲ سازمان جهانی هواشناسی (۷۷۱/)0(,19866) استخراج می‌شود. معمولا این ضریب برای تداوم‌های ۲۴ ساعت به بالا معادل ۱۵ در نظرگرفته می‌شود. این روش برای حوضه‌های با وسعت کم‌تر از ۱۰۰۰ کیلومتر مربع توصیه می‌شود (۱۷۱/0.1986) این روش با تصحیحاتی برای حوضه‌های بزرگ‌تر نیز قابل استفاده است. تصحیحات این روش مطابق با نشریه 233 ,)۷۷/۸/1 به شرح زیر می‌باشد: - محاسبه میانگین(,,۳) و انحراف معیار(,,57) برای طول دوره آماری « سال - محاسبه میانگین (,.. 11) و انحراف معیار(,.,(51) با حذف داده‌های پرت و یا حد اکثر واقعه مشاهده شده حوضه بختیاری در طول دوره آماری ‏ سال -------- صفحهٔ بعد -------- فصل شم - نمونه عملیانی محاسبه حداکثر بارش محتمل و نهیه منحنی‌های عمق - سطح و نداوم در حوضه بختیاری ۹۵/۰۷/۱۰ )۵ - با توجه به طول دوره آماری(:) به ازای مقادیر نسبت‌های بالا ضریب تصحیح برای میانگین و انحراف معیار از نمودارهای ارائه شده حوضه بختیاری در نشریه استخراج می‌شود. - با استفاده از مقادیر اصلاح شده میانگین و انحراف معیار ]/۸] اصلاح شده برای هر یک از ایستگاه‌ها به‌دست می‌آید. - در صورت استفاده از مقادیر ایستگاه‌ها جهت برآورد در حوضه باید با استفاده از منحنی‌های ضریب کاهش سطح, تصحیح نسبت به مساحت حوضه نیز انجام گیرد تا شرایط اقلیمی منطقه‌ای و اثر توپوگرافی در برآورد ۲-۱۵-۶- داده‌های حداکتر بارش در ابستگاه‌های منتخب بختیاری در تهیه نقشه هم‌بارش توفان‌ها مورد استفاده قرار گرفته‌اند. جمع‌آوری شد. طول دوره آماری این ایستگاه‌ها متفاوت می‌باشد. بنابراین یک دوره آمار ۷ ساله از سال آبی ۱۳۵۳-۴۳ تا ۱۳۷۹-۸۰ (۲۰۰۱-۱۹۷۵) به عنوان دوره شاخص انتخاب گردید. جدول (۱۱-۶) سال‌های آماری را که حوضه بختیاری در آن داده‌های بارش روزانه بیش از ۲۷ سال باشد. به ترتیب در ایستگاه‌های متعلق به وزارت نیرو و سازمان هواشناسی نشان می‌دهد. با توجه به روزهای سال, داده‌های تاریخ میلادی در ایستگاه‌های سازمان هواشناسی به تاریخ شمسی تبدیل شد و سپس میانگین و انحراف معیار داده‌های هر سال در طول دوره آماری و برای کلیه ایستگاه‌ها محاسبه که نتایج به ترتیب در جدول (۱۳۲-۶) آمده است. ۳-۱۵-۶- حداکثر بارش محتمل روش آماری در ایستگاه‌های منتخب با استفاده از اطلاعات حوضه بختیاری و روشی که در مقدمه همین بخش به آن اشاره شد. پس از محاسبه نسبت میانگین‌ها و انحراف معیار داده‌های حداکثر بارش با تداوم‌های مختلف. ضرایب اصلاحی از نمودارهای مربوطه استخراج و در نزهایت مقدار 17۱/11 اصلاح شده ایستگاه‌های منتخب محاسبه شد (جدول ۱۳-۶). -------- صفحهٔ بعد -------- ۵۳ نک رش (0۸0) سسسسسجچج -------- صفحهٔ بعد -------- ی سا ۹۴ ۱۹۵ ۹۶ ۱۹۷ ۱۹۸ ۱۹۹ ۰۹ ۵۳ ۰ ۳ اصلاح شده ۸۵ ۳۲۳۵ ۴۲:۶ ۴۴ ۵۸ ۵ ۵۸ ۸ زل۸ ۲۶۶۰ ۳۵۵۰ ۴۳۴۳۳۳۵ ۵۳ ۶ ۵ ۳۵۱ ۶۳۶۸ زل۸ ۳۴۳/۸ ۷۹۰ ۹.۷۵۱ ۱۳۴ ۱۱۹۹ ۱۳۳۳۵ ۷ ۱۳۹ -------- صفحهٔ بعد -------- ۵۴ 5 0 سازمان هواث ۱۶-۶ نقشه« با استفاده از ذ مطالعاتی ترسیم ۱ علت تفاوت عمده بارش (0۸) یی در محدوده -------- صفحهٔ بعد -------- فصل شم - نمونه عملیانی محاسبه حداکثر بارش محتمل و نهیه منحنی‌های عمق - سطح و نداوم در حوضه بختباری ۹۵/۰۷/۱۰ ۵۵ [ ۱۷-۶ مقایسه اعداد ۳۹17 آماری و سینوپتیکی تداوم‌های مختلف در جدول (۱۴-۶) و مقایسه آن‌ها در جدول‌های (۱۵-۶) و (۱۶-۶) خلاصه شده است. همان‌گونه که ملاحظه می‌شود ارقام 1۸/۳ روش آماری بسیار زیاد هستند. با توجه به توصیه‌های سازمان جهانی هواشناسی (1986 ,۷/۱/0) و همچنین هرشفیلد (۱۹۶۵) و دیگر منابع» روش آماری تنها برای حوضه‌های باپهنه کم‌تر از ۱۰۰۰ کیلومر مربع جایز دانسته شده است. ضمنا تا زمانی که اطلاعات و داده‌های هواشناسی برای کاربرد روش همدیدی وجود دارد. روش آماری توصیه نشده جدول ۱۴-۶- مقادبر حداکثر بارش محتمل اماری (میلی‌متر) در سطح زبرحوضه‌ها و حوضه سد بختیاری ۱ ۴۶۵۱۴۱۳۲۵۱۸۲ ۶ ۶۲۷۲۷۱۸۱۴۱۴۱۸۱۱۲ ۴/۴ ۴۹۹/۵ ۵۳/۱ ۹۳ ۷۴۱/۸۰۶۷۸۲۱۲ ۷ ۶۶۶۱۲۱۶۶۲۱۵ ۷۵/۵ ۹/۸ ۹ ۵۹۵/۲۱۳۹۶۱۵۱ ۷۸۵/۴۱۷۲۱۲۹۱ ۷ ۸۴۲۱۴۲ ۱۷۲۸۶۱ ۶۳۱/۹۱۷۲۵۵ ۵ ۶۴۵/۰۱ ۵ ۹۴۲۱۱۸۲۴/۵۱۷۶۱/۵۱۶۳۶/۹۱ ۹۵۴/۴۱ ۸۵/۲۱ ۶۷۸۹۱۷۷۶۲۹۱۷۸۶۸۱ ۶۸/۵ ۳۶ ۳ ۹۳۳۸۱۹۹۲۲۴۱۹۷۴۱۴ ۱۷۲۸۲۱۸۳۹۸۱۸۳۱۲۷ ۷۳۴۱۷ ۷۱۸/۲ ۴/۴ ۴ ۹۱۷۱۶۱۲ ۹۹۸۷۱۱۰۴۳۵۱۱۰۲۴۶ ۷۸۹۲۷۱۹۱۶۹۱۸۷۹۵۱ جدول ۱۵-۶- مقایسه مقادیر حداکثر بارش محتمل (میلی‌متر) در حوضه سد بختیاری به دو روش سینوپتیکی و اماری تداوم بر اساس روز روش سینوپتیکی تفاوت مقاد بر 1 -------- صفحهٔ بعد -------- ۵۶ 0۰ روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳81۳) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش (1۸7) جدول ۱۶-۶- مقایسه مقادیر حداکثر بارش محتمل آماری (میلی‌متر) با حداکثر بارش محتمل سینوپتیکی با در نظر گرفتن اثر باد در حوضه سد بختیاری به حوضه بختیاری دو روش سینوپتیکی و آماری : بت ۳۹۷ ۱۳۴ ۱۳۳ ۳۳۲ ۳۳۵ سر ۳۱۸ ۳۲۶۶ ۳۶۶ ۳۵۹۶ سا اس اک هی که دهاش دا ادن دشن دار ۷ [ 1 ِ ۳۳ هوق و ۴0 همجن ره چ مور وتوو جست ۱ مهو موو : عفم‌یو ت 6 رخ کا زان 9 تن4 شکل ۲۷-۶- نقشه‌های هم‌بارش 13/117 در تداوم‌های مختلف -------- صفحهٔ بعد -------- حدول‌های محاسبه ببوست ۱ آب قابل بارش -------- صفحهٔ بعد -------- -------- صفحهٔ بعد -------- جدول پ.۱ 0 ۵۹ -------- صفحهٔ بعد -------- ۶۰ و ادامه حجدو 1 ۴ 0 3 5 8 1 13 16 18 21 23 24 28 31 33 36 38 410 43 45 41 49 52 54 56 58 00 02 64 06 0 سس ذر جو ۱۳۰ ۸ -------- صفحهٔ بعد -------- پیوست ۱ - جدوله و[ ادامه جدول پ. ۱- ی .۱ 00 8 ۱ 0 ۱ ۱ 8 ۱ 8 ۱ )۱۶ سک در جو ۱۳۰ -------- صفحهٔ بعد -------- ۶۳ جدول در 26 26 27 28 28 290 29 30 30 31 31 31 32 32 32 32 33 33 33 33 33 33 33 33 33 33 33 33 33 33 33 33 33 33 33 33 33 را ار -------- صفحهٔ بعد -------- ۶,۳ جح ک ات پوس ۱ ۱ ۱ ۱ 0 1 ۱ 1 ۱ ۱ ۱ ۱ ۹ 1 -------- صفحهٔ بعد -------- ۶۴ 1 جدو[ 3 10 )0۸( ی می از 1000 -------- صفحهٔ بعد -------- لیس ادامه < ۸۶۵ وت ن تابعی ۳2 -------- صفحهٔ بعد -------- ۶۶ ۰ روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳۱1) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش (0۸) لیا ادامه جدول پ.۳-۱- آب قابل بارش بر حسب میلی‌متر در ستونی از هوا در بالای ارتفاعی مشخص بر حسب متر به صورت تابعی از دمای تراز ۱۰۰۰ هکتوپاسکال بر حسب درجه سلسیوس (تجدیدنظر شده در مه ۱۹۸۱) تفع فا ۷و ۹5 | 1۵۲۸ لکلا اما باصعا ما0 5 ی فقو متفه لک مک ان ی ا2 ی امک بات مکتقع ملک اقا جدول پ.۴-۱- نسبت اختلاط در امتداد خط شبه بی در رو برای نقطه شبنم معین در تراز ۱۰۰۰ هکتوپاسکال و ارتفاع بر حسب متر در بالای تراز ۱۰۰۰ هکتوپاسکال 0 29| ۱28 0۱27 که ۵ ۵ ۹ ۵ ۱۵۱۹ ۹۱۱۹ 1۵۱ ۱۵ 1۱۵۱1۱ نقطه شیم( کتوباسکان 41 23.9 [22.5 21.۱۱ 19.8 18.6 ۱7.5 164 ۱5.4 144 .104۱۱۰۱۱۱8۱۱2613 97 ۱ ک 8 ت30 95 23.4 22.0 20.6 19.3 18.1۱ 17.0 16.0 15.01 140 ۱3:1 ۱2.2 ۱۵۵۱۱071۱۹ 3 87 ا 8 ۹۲۹۹ 40 22.9 [21.5 20,1۱ 18.9 ۱7.7۱ ۱6.6۱ [15.5 14.5 13.5 ۱۱8۱۱26 11:0 96۱103 89 ا3گ 77 هتع6ا ی 247 22.6 21.2 19.91 18.6 ۱7.4 ۱6.3 15.3 14.3 13.3 ۱۱6۱۱24 1۵8 ۱۵۰۱ 9۹ 7 اک 10 ک6ا 30 23.94 22.4 21.0 19.6۱ 18.4 17.2 ]16.1 15.01 14:0۱ 13:1 12.2 ۱۱.3۱ ۱05 9.8 9.۱ 85 13719 68 63 ی 2 19.420.726 18.1 ۱6.9۱ 15.8 [148 13.8 1281 ۱۱:91 ۱1۰1۱ ]103 96 ا9 دک 71 12 ۱0 21.949 [20.5 19:1۱ 17.9 16.7۱ 15.6۱ ]14.6 13.61 1261 11:7 10.9۱ 10.2 9.5 اقا اک 70 6065[ ی 23.16 21.6 [20.2 18.91 17.7 ۱6.5 15.4 [14.3 13.3 124 ۱.5 10.71 100 9.3 56 80 4 7 8 63 0 ی 1 19.721.126 18.4 17.2 16.01 1491 [13.9 ۱11.1۱120129 103 96 89 ۹2 76 65170 60 30055 ی 20.938 [19.5 18.۱۱ 16.9 15.7۱ ۱46۱ (13.6 12.7۱ 109118 ۱0.۱۱ 94 87 80 14 68 63 ۹۹ ۹۹3 ی 18.720.161 17.4 16.2 15:0 ۱2۱13:0140 ۱1.2 95۱۱03 |88 ا8 75 69 63 58 53 70040 ۱8.588 17.2 16.0 |۱148 [13.7 (12.7 11.8 10.9 9.310.1 86 79 73 67 ۹۱۹66 1۵0014 95333 69۱ اد اک7 69 ده ا٩‏ ۲ 3 ۹۹۲ 30۹ -------- صفحهٔ بعد -------- تعاریف و وازه‌ها -------- صفحهٔ بعد -------- -------- صفحهٔ بعد -------- پیوست ۲ - تعاریف و واژه‌ها بزی ۱ ۸۶۹ واژه‌هایی که در محاسبه برآورد حداکثر بارش محتمل به‌کار می‌رود در زیر شرح داده می‌شود. علاوه برآن واژه‌های مهم به‌کاررفته در این گزارش و همچنین برخی از واژه‌هایی که ممکن است در گسترش مطالعات حداکثر بارش محتمل برای کاربر مفید باشد نیز در این لیست آورده شده است. لازم به توضیح است هر واژه مبنای فیزیکی خاصی دارد که باید مفهوم آن به خوبی درک شود. در این حالت فرآیندهایی که منجر به نتیجه مطلوب آن واژه می‌شود به خوبی تشخیص داده می‌شود و می‌توان از آن بهره جست. حداکثر بارش محتمل ۳0 ۷12100 ۲۳۲۹۵۵۲۱۵ از اواسط دهه سال ۱۹۳۰ در کلیه طرح‌های آب‌شناختی به‌ویژه در طراحی سازه‌های آبی پر هزینه محاسبه حداکثر بارش محتمل ضرورت پیدا کرد. حداکثر بارش محتمل بالاترین حد بارش محتمل شناخته شده است که از نظر تئوری به شرح زیر تعریف می‌شود: «بیش‌ترین عمق بارش که از نظر فیزیکی برای یک دوره معین» بر روی اندازه معینی از پهنه حوضه در محل جغرافیایی ویژه در زمان خاصی از سال امکان‌پذیر باشد»(1986 ,۷810). این تعریف توصیفی از حد بالای بارش بالقوه است که در توفان معینی نهفته است. یعنی به مرکز گرته بارش توفان صرف نظر از پیکربندی مرزهای حوضه ارتباط می‌یابد. این تعریف منجر به مفهوم مهم ثانویه‌ای می‌شود. بدین معنی که مقادیرحداکثر بارش محتمل تمرکز یافته در توفان را نمی‌توان مستقیما و بدون محاسبه برای یک حوضه زهکش به‌کار برد. بلکه باید آنرا دریک حوضه و دوره زمانی معین میانگین گیری نمود. تعریف حداکثر بارش محتمل بسیار کلی بوده و به جوی که بر روی منطقه وسیع جغرافیایی خوردار است. در این فرض بارش‌های شدید از توفان‌های مورد نظر برای شناسایی سازوکار توفان موثر به منظور برآورد حداکثر بارش محتمل باید به اندازه کافی بزرگ باشد. اما بیش‌تر توفان‌های دیدبانی شده دارای رطوبت بهینه و ترازهای شرایط جوی مهم برای تشکیل توفان‌های به‌کار رفته در برآورد حداکثر بارش محتمل عبارتند از: ۱- رطوبت جوی زیاد ۲- مکانیسم کارا در ایجاد بارش (فرازش کافی, ناپایداری مناسب. همگرایی مناسب لایه زیرین» واگرایی مناسب در ترازهای بالای جو و...) ۳- سامانه توفانی شدید و موثر تعریف کاربردی حداکثر بارش محتمل (۳۹1]۲) 0011711101 [0(006۳211012 این تعریف شامل گام‌هایی است که توسط هواشناسان آب‌شناس در رسیدن به مقاصد طرح‌های آب‌شناختی برداشته می‌شود. هر قدر این گام‌ها بهتر شناخته شود و با دقت بیش‌تری اجرا شود منجر به پاسخ به نیازهای معیار طراحیء بدون -------- صفحهٔ بعد -------- ۷۳۰ 0۰ روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳۸1) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش ((/0۸) اجرایی در فصل مربوط خواهد آمد. دوره حداکثر بارش محتمل 0 ی ۳۱1۳ دوره ممکن است از یک ساعت به بالا باشد ولی انتخاب دوره‌های برای برآورد حداکثر بارش محتمل از ۶ ساعت به بالا - چگالش رطوبت در هوای روی حوضه آبریز - آهنگ بادی که می‌تواند رطوبت را به درون هوای حوضه وارد کند - بخشی از شارش بخار آب که می‌تواند ببارد بارش ممکن بیشینه (ظ۱1۳) ۳۲۵۵۱۵۱۵10۲۵ ۳۵۶۹۸۱۵ ۱122100 زمانی که اولین بار مفهوم حد بالا برای بارش بالقوه به‌کار برده شد. به عنوان بارش ممکن بیشینه شناخته شد. این عبارت در اکثر گزارش‌های مربوط به برآورد بارش اکستریم., قبل از حدود سال ۱۹۵۰ به‌کار می‌رفت. دلیل اصلی تغییر نام آن به حداکثر بارش محتمل این است که ۱111 از نظر فیزیکی مفهوم قوی‌تری را برای حد بالایی بارش نسبت به (حداکثر بارش محتمل) ارائه می‌داد. از این رو به دلیل عدم قطعیت در برآورد حداکثر بارش محتمل ترجیح داده شد. روش‌های تعیین حداکثر بارش محتمل چه هواشناختی یا آماری» کاملا صحیح نبوده و نتایج. برآوردی است. برآورد حداکثر بارش محتمل با استفاده از روش‌های مختلف ممکن است مقادیر متفاوتی را ارائه دهد که تفاوت کمی با یکدیگر دارند. به این دلیل نوار اطمینانی در برآورد حداکثر بارش محتمل وجود دارد. ۱1۲۳ قطعیت حداکثر بارش را نشان می‌دهد درصورتی که حداکثر بارش محتمل احتمال حداکثر بارش را آرائه می‌دهد. بنابراین با توجه به مطالب فوق چون محاسبه می‌شود از دقت بالاتری برخوردار است. توفان بیشینه محتمل (۳۹1۹) ۹۳۵۲۲ ۷1317010 ۳۲۵۵۱۵ حوضه‌ای که در آن توفان رخ داده است باشد. توفان بیشینه محتمل نام دارد. برای نمونه, توفان‌های تندری بر روی حوضه‌ای با پهنه کوچک‌تر از حدود ۱۰۰۰ کیلومتر مربع و تداوم‌های کم‌تر از ۶ مقدار حداکثر بارش محتمل اکثرا از توفان‌هایی به‌دست می‌آید که همراه با جند توفان تندری هستند. مقدار بارش ریزش کرده در یک حوضه. از توفان با تداوم طولانی‌تر و پوشش پهنه‌ای بزرگ‌ترء از حجم آب بیش‌تری برخوردار است. بنابراین -------- صفحهٔ بعد -------- پیوست ۲ - نعاریف و واژه‌ها با یرم ۱ )۱۷ نمی‌توان از یک توفان با تداوم معین و در حوضه‌ای با پهنه معین برای محاسبه حداکثر بارش محتمل با دوره‌های زمانی و پهنه‌های متفاوت استفاده کرد. در حوضه‌های کوچک. حداکثر بارش محتمل از یک توفان تندری به‌دست می‌آید. در چنین حالت حداکثر بارش محتمل و ۳۸/5 مترادف هستند. درصورتی که مقدار حداکثر بارش محتمل در حوضه‌های بزرگ در برگیرنده مقدار بیشینه احتمالی بارش است که می‌تواند از هر نوع توفانی با تداوم معین به‌دست آید.ء به‌طوری که این توفان توانایی تولید بارش شدید بر روی حوضه معینی را داشته باشد. در چنین حالتی حداکثر بارش محتمل و توفان بیشینه محتمل مترادف داده‌های بارش توفان 42 ۲۵۱12۱ ۹۲۵۲۲ در هر مطالعه‌ای برای برآورد حداکثر بارش محتمل نیاز به دانستن مقدار بارش میانگین پهنه‌ای دیدبانی شده در حوضه مورد مطالعه است. این میانگین از بررسی بارش ایستگاهی حوضه مورد مطالعه و تبدیل آن به میانگین پهنه‌ای در منطقه نیز مفید باشد. برای نمونه به منظور تعیین میانگین پهنه‌ای, از حداکثر بارشی که در طول مدت بیش از ۳۰ سال در منطقه ریزش کرده استفاده می‌شود و پس از انتقال این بارش‌ها در دوره‌های زمانی متفاوت (از ۱۲ ساعت به بالا) خطوط هم‌باران حوضه رسم می‌شود. سپس پهنه بین دو خط هم‌باران در میانگین بارش دو خط هم‌باران ضرب و به همین ترتیب با توجه به پهنه‌های تجمعی دو خط هم‌باران. میانگین پهنه‌ای به‌دست می‌آید. تمام فصل 2 ]۸1 بزرگ‌ترین یا کوچک‌ترین مقدار فراسنچ‌های هواشناختی که بدون توجه به زمان در طی سال رخ می‌دهد. در این گزارش تمام فصل به تعیین برآورد بزرگ‌ترین حداکثر بارش محتمل بدون توجه به زمان رخداد آن در طی سال اشاره دارد. برای نمونه نقطه شبنم تابستان علی رغم گرمای بیش‌تر و در نتیجه پذیرش بیش‌تر بخار آب. دارای مقدار بسیار کمی است درصورتی که در زمستان به دلیل وجود جریان‌های مناسبی که از روی منابع رطوبتی مجاور به‌سوی ایران منتقل می‌شوند دارای نقطه شبنم بسیار زیادی است و در نتیجه در شرایط مناسب همدیدی قادر به تولید بارش مناسبی میان توفان 0 ۸086 زمانی که مقدار فراسنج‌های مختلف از توفان‌های متفاوت به‌دست آید. برای نمونه نسبت بارش توفان ۶ ساعته به ۲۴ ساعته. زمانی که مقدار بارش ۶ ساعته در توفان‌های متفاوت از مقدار بارش ۲۴ ساعته گرفته می‌شود. بدین معنی که -------- صفحهٔ بعد -------- ۷۲ ۰ روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (]۲۳31) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش ((/1۸) مقدار بیش‌ترین بارش ۶ ساعته از درون بارش ۲۴ ساعته در توفان‌های متفاوت استخراج و سپس مقدار بارش ۶ ساعته نیروهای جو 5 ۸11090116۲16 فقط شامل نیروهای منتج از فشارء دما و گرادیان رطوبت و تغییر نسبی آن‌ها در جایگاهی معین نسبت به زمان است. برای نمونه در مناطقی که گرادیان دما افزایش می‌یابد گرادیان فشار نیز افزایش می‌یابد و با توجه به گرته‌های همدیدی ممکن است رطوبت بیش‌تری را به منطقه منتقل ساخته و یا برعکس سبب زهکش شدن رطوبت از منطقه شود. مانع وت وا رشته کوهی که می‌تواند تا حدی از شارش هوای گرم و مرطوب از منابع رطوبتی, به سمت منطقه یا حوضه مورد مطالعه جلوگیری کند. برای نمونه کوهستان‌های شمالی استان بوشهر مانع از انتقال رطوبت کافی از سوی آقیانوس هند و دریای سرخ به سوی حوضه‌های آبریز فارس می‌شود. ار تفاع مانع 1 ۲2۳۲۲۱۵۲ بالاترین ارتفاع مربوط به جایگاهی که بود (یا نبود) خصوصیات زمین را که دارای اثر قابل ملاحظه‌ای بر شارش رطوبت و فرآیندهای بارش در مقیاس بزرگ است. نمایان می‌سازد. برای نمونه ارتفاعات البرز که دارای قله‌ای بیش از ۰ متر است می‌تواند از آنتقال رطوبت کافی به سوی نواحی جنوبی رشته کوه البرز جلوگیری کند. شکل حوضه / خصوصیات برجسته فیزیکی 6 م|ا۳۲۷۹۱۵۱/ ۹۳۵۵۵ ۲291 خصوصیات برجسته فیزیکی حوضه که از نقشه‌های ناهمواری (توپوگرافیک) یا بررسی میدانی تعین می‌شود. برای اوج لحظه‌ای و زمان تمرکز متفاوت باشند. نقطه شبنم 1 16۷۷ دمایی که برای رسیدن به آن توده هوای معینی باید در فشار ثابت و محتوای بخار آب ثابت به منظور رخداد اشباع سرد شود. برای نمونه اگر دمای توده هوایی ۲ و نقطه شبنم آن ۱۵ درجه سلسیوس باشد. این توده هوا باید ۷ درجه سلسیوس سرد شود (۷- ۲۲-۱۵) تا به اشباع برسد. پوش ری دز فرآیند انتخاب بیش‌ترین مقدار از یک سری داده است. انجام چنین کاری, سازگاری بین نمودار داده‌های بارش با اندازه‌های مختلف پبهنه یا دوره‌های زمانی متفاوت را به تصویبر می‌کشد. از آنجای ی که حتی برحی از توفان‌های بسیار شدید بر روی هبچ -------- صفحهٔ بعد -------- پیوست ۲ - نعاریف و واژه‌ها بزی مهم ۷۳ پهنه‌ای با اندازه‌ها و دوره‌های زمانی متفاوت به شدت بیشینه نمی‌رسند و چون بر روی یک منطقه برای تعریف زمانی» پهنه‌ای و فصلی توزیع حداکثر بارش محتمل بیش از یک توفان مورد استفاده قرار می‌گیرد. پوش موردنیاز است. در برخی از موارد پهنه‌هایی وجود دارند که در آن‌ها توفان مهمی به ثبت نرسیده است. در چنین مواردی ضروری است که خصوصیات حداکتر بارش محتمل) از طریق بین منطقه‌ای استنتاج شود که این کار با هموارسازی گرادیان بین منطقه‌ای انجام می‌شود. برای نمونه. رسم منحنی هموار از سراسر بزرگ‌ترین مقادیر به‌طوری که تمام منحنی‌های حداکثر بارش را در بر بگیرد. کلی‌سازی ابا انم نود ده این واژه زمانی به‌کار می‌رودکه صفتی برای تعدیل برخی از اسامی مانند حداکثر بارش محتمل یا برآوردها یا نقشه‌ها به‌کار می‌رود و به تعبیر «جامع» گرفته می‌شود. یعنی به تمام چیزهای متعلق به یک دسته یا گروه مربوط می‌شود بنابراین» یک نقشه حداکثر بارش محتمل کلی شده برای یک پهنه و دوره ویژه. حداکثر بارش محتمل را برای همه نقاط توفان کلی 0 6۲۵۱۵۲۵ توفانی که معمولا بر روی پهنه‌های بزرگ‌تر از ۱۰۰۰ کیلومتر مربع و دوره‌های بیش از ۶ ساعت بارش تولید می‌کند و به یک مشخصه جوی همدیدی اصلی مربوط می‌شود. برای نمونه کم فشار مدیترانه‌ای پس از تقویت و رسیدن به مناطق غربی یا جنوب غربی ایران در صورت داشتن رطوبت کافی و کارا بودن فرآیند بارش قادر است بر روی حوضه‌ای با پهنه‌ای انتقال کامل 0 ۲-010۱۵۱16 هموارسازی منطقه‌ای, پهنه‌ای یا دوره‌ای که برای حذف گسستگی ایجاد شده (در طی انتقال مولفه‌های غیرکوهستانی بارش) به دلیل محدودیت‌های ثبت تاریخی توفان. کمیت و کیفیت دیدبانی‌ها و مرزهای انتقال به‌کار می‌رود. برای نمونه بارش پنج روزه‌ای که بر روی حوضه کارون ریزش کرده به منظور برآورد حداکثر بارش محتمل کرخه که از شبکه باران‌سنجی نامناسب و با طول عمرهای متفاوت ایستگاهی برخوردار بوده است. انتقال داده شده است. توفان محلی 0 أ2ع] توفانی است که در زمان و مکان محدود است. بارش در این توفان به ندرت از دوره ۶ ساعته تجاوز می‌کند و پهنه پوشیده شده از بارش در حدود ۱۰۰۰کیلومتر مربع یا کم‌تر است. غالبا توفان‌های محلی فقط ۱ تا ۲ ساعت دوام دارند و بارش فقط بر روی صدوشصت تا سیصدو بیست کیلومتر مربع ریزش می‌کند. این نوع توفان‌ها توفان‌های تندری است که به دلیل همرفت شدید در یک منطقه و در درون سامانه‌های باران زا ایجاد می‌شود و به نام توفان‌های محلی نامیده -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۴ 0۰ روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (117) و منحنی‌های عمق, سطح. نداوم بارش (0۸7) توزیع مکانی 2 ‎٩02۵| توزیع جغرافیایی حداکثر بارش محتمل برای پهنه توفان بر پایه توفانی با گرته ایده‌آل. برای نمونه اگر توزیع بارش بر روی حوضه‌ای با پهنه مناسب و با دوره زمانی معین در تمام نواحی پهنه حوضه با شدت معین و کم بیش یکسانی ریزش کند. این گرته توزیع بارش یک گرته ایده‌آل خواهد بود. توفان تمرکز یافته 0 ۹۱۲۱۱ فراسنج‌ها برای برخی از دوره‌ها و پهنه‌های دیگر توفان تعیین می‌شود. برای نمونه نسبت عمق - بهنه توفان تمرکز یافته. میانگین عمق بر روی برخی از خطوط هم‌باران مشخص در پهنه توفان را به مقدار بارش در مرکز توفان ارتباط می‌دهد. توزبع زمانی 0 م|ا|۱ 10100۳2 بیش‌تر مرتب می‌شوند. بدین معنی که افزایش جزیی تداوم افزایش جزئی حداکثر بارش محتمل را به دنبال دارد. برای برآورد می‌کند. افزایش مقدار بارش برای یک دوره ۲۶ ساعته از همان توفان افزایش حداکثر بارش محتمل را بدنبال دارد. درون توفان 2 ۱۷:۲1 شارش رطوبت به درون توفان....)» از درون همان توفان مورد نیاز است. در واقع یک توفان معین با فراسنج‌های مختلف همان توفان شناسایی می‌شود. برای نمونه در یک نسبت توفان ۶ ساعته به ۲۴ ساعته مقادیر هر دوره زمانی به عنوان ۶ ساعته به فراسنج بیشینه شده توفان ۲۴ساعته. حال اگر دوره زمانی معینی در همان توفان انتخاب شود. این نسبت نیز بیشینه‌سازی رطوبت 2 ۷101916 فرآیندی است که توسط آن بارش دیدبانی شده اکستریم به مقدار سازگار با رطوبت پتانسیل بیشینه جو در محل توفان و در زمان معینی از سال افزایش می‌یابد. نسبتی بین بیشینه رطوبتی که جو می‌توانست در آن زمان از سال نگه دارد و رطوبت واقعی دیدبانی شده در توفان تشکیل می‌شود و این نسبت ضریبی برای بارش به شمار می‌رود و فرض می‌شود که توفان می‌تواند بارش را در همان کارایی ایجاد کند. برای نمونه ممکن است دمای یک توده هوا در دوره زمانی -------- صفحهٔ بعد -------- پیوست ۲ - نعاریف و واژه‌ها با یرم اما ۳۵ نقطه شبنم به عنوان بیشینه دمای رخ داده در توفان به شمار می‌رود. انتقال توفان 0 ۹۲0۲۱۱ عبارتست از جابجایی بارش از توفانی شدید به منطقه دیگری که از نظر اقلیمی و جغرافیایی با توجه به بارش اکستریم همگن است. به دلیل ناکافی بودن نمونه‌های توفان‌های شدید. لازم است فرض شود که توفان اکستریم از مکان اصلی خود به منطقه‌ای که در آن از نظر اقلیم‌شناسی احتمال رخداد توفان‌های مشابه با شدت کم‌تر وجود دارد. منتقل می‌شود. در این مورد فرض می‌شود که حداقل یک توفان از نمونه‌های مورد مطالعه دارای کارایی حداکثر بارش است. برای نمونه انتقال توفانی از روی حوضه کارون بر روی حوضه ذر که از نظر اقلیمی مشابه و از نظر عوامل جغرافیایی نیز کم وبیش مشابهت دارند. آب قابل بارش 7 ۱6 2ازم ۲۵ کلیه بخار آب جو که در ستونی از هوا با سطح مقطع واحد بین دو تراز فشاری معین موجود است و عموما به عنوان تمام مقدار بخار آبی است که از سطح زمین تا انتهای جو وجود دارد. برای نمونه چنانکه جو دارای ۳ سانتی‌متر آب قابل بارش باشد. بدان معنا است که ستون قائمی با سطح مقطع یک سانتی‌مترمربع از سطح زمین تا قسمت‌های بالای جو دارای ۳ گرم بخار آب است. همچنین این معنا را می‌دهد که اگر تمام بخار آب میعان یابد می‌تواند مایعی به عمق ۲ بی درو ادناانااه۹ ها منحنی تغییرات ترمودینامیک که بدون افزایش یا کاهش گرما به درون بسته هوا رخ می‌دهد. در روی نمودارهای بی‌درو یا شبه بی‌درو خطی است که تغییرات فشار و دما را که دستخوش فرازش یا فرونشینی هوا بدون تبادل گرمابا «بی‌دروی خشک» نیز نامیده می‌شود. برای نمونه. کاهش دما با ارتفاع در یک توده هوای خشک برابر ۹/۸ درجه فرآیند بی دررو نا ارجاع شود به فرآیند توصیف شده در بی‌دررو نمودار فرآیند بی دررو 1 ۸0۵20206 نموداری که در آن دما در مقابل فشار نقطه‌گذاری می‌شود و بر روی نمودار بی‌دروها بنا شده است. -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۶ 0۰ روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳81۳) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش ((7۸/7) آهنگ کاهش فرآیند بی‌دررو 46 ۱2096 ۸۵20206 یافته یا فرو می‌نشیند. این کاهش تقریبا برابر است با یک درجه سلسیوس به‌ازای ۱۶۰ متر ارتفاع. این واه آهنگ کاهش قرا رفت [را تناها فرآیند انتقال توده هوا از یک مکان به مکان دیگر. در موارد خاص ممکن است توجه به مولفه‌های افقی یا قائم حرکت محدود شود. به هرحال این وازه غالبا به معنای انتقال افقی به‌کار می‌رود. برای نمونه. در زمانی که یک توده هوای بسیار سرد از عرض‌های شمالی به سوی نواحی جنوبی منتقل می‌شود. ممکن است دمای هوای منطقه تا بیش از ۱۵ درجه توده هوا 5 ۸1۴ بدنه گسترده هوایی که به طور تقریب دارای همگنی افقی است و توسط چشمه منطقه و تعدیل‌های بعدی شناسایی می‌شود. برای نمونه توده هوای قطبی قاره ای که در عرض‌های شمالی مثلا سیبری تشکیل و سپس به سوی نواحی حتی جنوبی ایران کشیده می‌شود و دمای هوای کلیه نقاط ایران را به شدت کاهش می‌دهد. توفان تندری توده هوا 0 29 ۸۱۲ توفان تندری که توسط جابجایی در درون یک توده هوا تشکیل می‌شود و به طور معمول با گرم شدن لایه‌های نقشی ندارد. برای نمونه دشت قزوین در اوائل بهار که انرژی تابشی خورشید افزایش و در نتیجه سطح زمین به طور نسبی گرم می‌شود. با ورود یک توده هوای نسبی سرد درلایه‌های میانی جو مثلا ۵۰۰ هکتوپاسکال شرایط مناسبی برای ایجاد توفان‌های تندری محلی به‌وجود می‌آید. ابر پکه ون ۱ ۱ 8 واژه‌ای رایج برای رگبار فوق‌العاده شدید و بسیار ناگهانی که غالبا با تندر و تگرگ همراهی می‌شود و به جریان‌های قوی بالاسو و پایین سو مربوط است. برای نمونه بارش ابر پکه ممکن است در کم‌تر از نیم ساعت بارشی با شدت بیش از حبهه سرد 1 ۲-۵11 جبهه‌ای که هوای سردتر نسبی جانشین هوای گرم‌تر می‌شود. -------- صفحهٔ بعد -------- پیوست ۲ - نعاریف و واژه‌ها بزی مهم ۱۷۳۷ بیشینه‌سازی ترکیبی 71 ۲0100511100 گسترش فرضی پدیده بارش شدید با پیوستن توفان‌ها یا توفان پکه ها با یکدیگر که شامل بیشینه‌سازی‌های زنجیره‌ای و مکانی است. برای نمونه ممکن است ابر پوکه‌هایی که در یک منطقه وسیعی گسترده شده‌اند و انتظار می‌رود که در فواصل زمانی متفاوت بارش‌های متفاوتی را ایجاد کنند با فرض ادغام و یکپارچه شدن آن‌ها ممکن است تداوم رگبارهای شدید از نیم ساعت یا یک ساعته به یک دوره زمانی بیش از ۶ ساعت بیانجامد. در این حالت می‌نوان بیشینه‌سازی را برای برآورد حداکثر بارش محتمل انجام داد. بارش همرفتی 0 6-01۷۵۹1۷6 بارشی که به دلیل حرکت قائم توده هوای در حال فرازش که گرم‌تر از محیط است. ایجاد می‌شود. ابعاد افقی چنین توده هوا به طور کلی ۲۰ کیلومتر یا کم‌تر است و تشکیل ابر کومه‌ای بارا می‌دهد. این نوع بارش همرفتی دارای شدت بیش‌تری از هر دو رده اصلی دیگر بارش یعنی چرخندی و کوهساری است و دراکثر مواقع با تندر همراه می‌شود. این واژه به ویژه در حالت‌هایی که بارش پهنه وسیعی را در نتیجه انباشتگی توده‌های ابر کومه ای بارً پوشش می‌دهد. بیش‌تر به کار می‌رود. شایان گفتن است که ابر کومه‌ای بارا همان ابرهای همرفتی کومولونیمبوس است. این نوع ابرها گسترش قائم بسیار زیادی داشته و ممکن است دارای عمقی بیش از ۱۰ کیلومتر باشند که به طور معمول همراه با تندر است. همگرایی کک؟-؟ک؟ کاهش یا جمع شدن افقی همراه با کشیدگی در امتداد قائم حجمی از هوا که با درون شارش خالص افقی و حرکت بالاسوی درونی همراهی شود. برای نمونه هوا در مرکز یک چرخند تجمع نموده و در نتیجه باید به سوی بالا فرازش یابد. به همین دلیل سطح پوشیده شده توسط چرخندها کاهش ییافته ولی در عوض حرکت فرازشی آن شدیدتر می‌شود. چرخند ۹ توزیع فشار جوی است که دران فشار مرکزی نسبت به اطرافش کم است. این وضعیت توسط سامانه ای با خطوط هم‌فشار بسته بر روی نقشه همدیدی مشخص می‌شود که عموما به طور تقریب خطوط هم‌فشار به صورت دایره و با نیم کره جنوبی ساعتگرد است (احساس چرخش نسبت به قائم مکان مانند چرخش زمین است). منحنی عمق - پبهنه ۵ 101-2۳62 منحنی است که برای دوره معینی» رابطه عمق میانگین بیشینه نسبت به اندازه پهنه در درون یک توفان یا توفان‌ها را نشان می‌دهد. -------- صفحهٔ بعد -------- ۷۸ 0۰ روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳81۳) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش ((7۸/7) مقدار عمق - بهنه - دوره 65 1(6011-2۳02-0۱۳211011 تر کیب روابط عمق- پهنه و عمق- دوره است. این وازه عمق-- پهنه- دوره نامیده می‌شود. حداکثر بارش محتمل میانگین شده حوضه ۳ 0 1۲21200-2۷۳8 بعد از این که گرته بارش توفانی که حداکثر بارش محتمل را ایجاد می‌کند در سرتاسر حوضه ویژه‌ای توزیع شد و ار تفاع موتر 0 ۳110000۷6 تعیین ارتفاع یک نقطه از نقشه‌ای که خطوط ارتفاع برای نشان دادن اثر پهنه بر فرآیند بارش برای توفانی با اندازه معین. باشد. برای نمونه افزایش میانگین بارش حوصه برای هر ۱۰۰ متر ارتفاع مقدار معینی است 0 این روند افزایشی تا ارتفاع معینسی که آن را ارتفاع موثر گویند ادامه دارد. این ارتفاع ممکن است از ارتفاع نقطه مورد نظر بیش‌تر یا کم‌تر باشد. هکتوپاسکال [2 110010025 واحد فشار جوی است که برابر است با ۱۹۰۰ دین بر سانتی‌متر مربعء فشار جوی استاندارد ۱۰۱۳/۲۵ هکتو پاسکال است. هم‌باران 1.01 گر ته هم‌باران 0 آ|۱ 150۱۷۱۵ گرته‌ای که با خطوط هم‌مقدار بارش از یک توفان منفرد تشکیل می‌شود و توزیع مکانی بارش را نشان می‌دهد. آهنگ کاهش دما 6 1.2096 اهنگ تغییر دما با ارتفاع, به‌صورت 1۳ 5 1 که ] دماء ۱ ارتفاع و م‌فشار است. آهنگ تغییر دماباارتفاع در جهت قائم معمولا در حدود ۶ کلوین به ازای هر کیلومتر است. فرازش از حرکت قائم بالا سو. جابجایی قائم بالا سو مستلزم اشباع شدن هوا توسط فرازش فرآیند بی‌درروی خشک نیز است. برای نمونه یک توده هوا با دما و رطوبت معین در مراحل اولیه فرازش که توده هوا خشک است به ازای هر کیلومتر ارتفاع ۹/۸ درجه سلسیوس کاهش می‌یابد و بنابراین توده هوا در این فرازش سرد شده و به نقطه اشباع می‌رسد. -------- صفحهٔ بعد -------- پیوست ۲ - تعاریف و واژه‌ها ز ۵ ۹ منحنی جرم 6 ۱129 جرم نام دارد. نست اختلاط (۷) ۲۵0۵ ۱۷11۷۱1۲8 نسبت جرم بخار آب به جرم هوای خشک در یک نمونه معین. این نسبت بدون بعد. جرم بخار آب به جرم هوای خشکی است که با آن آمیخته شده است یعنی: --۲-0.622 0-۵ که ۲ نسبت اختلاط. ۳ فشار جوی ۵ فشار بخار و ۰/۶۲۲ برابر با نسبت وزن ملکولی آب به وزن مولکولی متوسط هوای خشک است. برای نمونه مقدار بخار آب موجود در یک توده هوا بستگی به مقدار دمای آن دارد که می‌تواند از صفر تا اشباع کامل آن توده هواء بخار آب جذب نماید و بر حسب گرم بر کیلوگرم بیان می‌شود. حبهه بند آمده 1 0001060 بخشی از سطح جبهه‌ای (گرم یا سرد) است که پس از این که جبهه سرد جبهه گرم را دربر می‌گیرد. در تماس با زمین باقی می‌ماند. بندایی 00 جبهه سرد به جبهه گرم. باران کوهساری 0 ۳۵8۳2016( به باران ایجاد شده از کوهساری بودن مربوط می‌شود. برای نمونه بارش‌هایی که در شیب‌های شمالی البرز ریزش می‌کند. مقدار میانگین سالانه بارش در ایستگاه کسما که در کوهپایه قرار دارد حدود ۱۶۰۶ میلی‌متر است و در ایستگاه‌های ویزی و راشل که در ارتفاع ۱۵۰۰ متری واقع شده‌اند به ۲۶۰۰ میلی‌متر در سال می‌رسد. نقطه شبنم با تداوم اساعته 1 00۱۷ ۲-0 ۲۳۵۲۹۱۹۱1۲۵ مقدار نقطه شبنم در ایستگاهی که در تمام دوره 1 ساعته متوالی یکسان بوده یا زیاد شده است. معمولا دوره‌های ۱۲ یا ۲۴ ساعت به کار می‌رود. گرچه سایر دوره‌های زمانی نیز ممکر است به‌کار رود. برای نمونه نحن دمای ۰ ۱ ۳ س یک توده هوا در ۶ ساعت متوالی به شرح زیر گزارش شده است: ۰۱/۵ ۱۱ ۰۱۱/۷ ۰۱۲/۸ ۰۱۲ ۱۱/۵ بیشینه تداوم ۶ -------- صفحهٔ بعد -------- ۸۰ 0۰ روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳۸1۳) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش ((7۸7) ساعته نقطه شبنم این ایستگاه ۱۰/۵ درجه سلسیوس است زیرا این مقدار در ۵ ساعت دیگر تکرار شده و مقدار نقطه شبنم در بقیه ساعات از ۱۰/۵ درجه سلسیوس بیش‌تر است. شبه بی درو ۲۳۶-1 خطٍ برروی نمودار ترمودینا میک 9 نشان‌دهنده ۰ تعیبر أآت فشار 9 دمایی است که تحت تاثیر هوای فرازش یافته اشباع شده در جو بدون شکل‌گیری کریستال یخ و تبادل گرما با هوای محیطش و با فرض این‌که قطره‌های آب مایع تشکیل شده از میعان از محیط خارج نشود. قرار می‌گیرد. فرآیند شبه بی درو - ۳۹000 به فرآیند شرح داده شده برای شبه- بی درو مراجعه شود. گرته توفان حداکثر بارش محتمل 0 ‎٩۲۵۲۱۱‏ ۲۳۱1۳ گرته هم‌بارانی که پهنه حداکثر بارش محتمل را احاطه می‌کند. به‌علاوه خطوط هم‌باران بارش باقی مانده در خارج از نم نسبی 7 1401211۷6 نسبت مقدار بخار آب واقعی به بخار آب اشباع یا ظرفیت کل بخاراب. که به صورت درصد بیان می‌شود. برای نمونه مقدار نم نسبی در سواحل جنوبی دریای مازندران در تمام طول سال نسبتا پالا است. بارش باقی مانده 0۳0 [۵ 11691۵ بارشی که خارج از محدوده پهنه حوضه‌ای که از گرته توفان حداکثر بارش محتمل بر روی آن. ریزش می‌کند. مزیت ویژه در بررسی بارش باقی مانده بدین معنی است که بارش هم‌زمان را در درون حوضه و خارج از آن می‌توان تعیین کرد. برای نمونه ممکن است پهنه توفانی بر روی حوضه کارون بیش از پهنه حوضه کارون باشد در نتیجه بارشی در خارج از اشباع 550 حد بالای مقدار بخار آب در یک فضای معین که منحصرا تابعی از دماست. برای نمونه هر توده هوا در دمای معینی به اشباع می‌رسد که بستگی به مقدار بخار آب موجود در جو و سرد شدن توده هوا دارد. بیشینه‌سازی متوالی 0 ]۹6۹۲۲12۵ ترتیب مجدد توفان‌های دیدبانی شده یا بخش‌های وابسته به آن به صورت سری متوالی فرضی به‌طوری که فاصله زمانی بین توفان‌ها به منظور بیشینه کردن مقادیر برای دوره‌های معین. حداقل باشد. بدین معنی که چون مقدار