3356

ﭘﻴﺶ ﻧﻮﻳﺲ دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ روش ﻫﺎ ی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب ﻧﺸﺮﻳﻪ ﺷﻤﺎره 418 - اﻟﻒ ﺗﻴﺮ ﻣﺎه 1393 ﭘﻴﺶ ﻧﻮﻳﺲ دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب ﻧﺸﺮﻳﻪ ﺷﻤﺎره 418 - اﻟﻒ ﺗﻴﺮ ﻣﺎه 1393 ﺑﺴﻤﻪ ﺗﻌﺎﻟﻲ ﭘﻴﺸﮕﻔﺘﺎر اﻣﺮوزه ﻧﻘﺶ و اﻫﻤﻴﺖ ﺿﻮاﺑﻂ، ﻣﻌﻴﺎرﻫﺎ و اﺳﺘﺎﻧﺪاردﻫﺎ و آﺛﺎر اﻗﺘﺼﺎدی ﻧﺎﺷﻲ از ﺑﻪ ﻛـﺎرﮔﻴﺮی ﻣﻨﺎﺳـﺐ و ﻣﺴـﺘﻤﺮ آﻧﻬـﺎ در ﭘﻴﺸﺮﻓﺖ ﺟﻮاﻣﻊ، ﺗﻬﻴﻪ و ﻛﺎرﺑﺮد آﻧﻬﺎ را ﺿﺮوری و اﺟﺘﻨﺎب ﻧﺎﭘﺬﻳﺮ ﺳﺎﺧﺘﻪ اﺳﺖ . ﻧﻈﺮ ﺑﻪ وﺳﻌﺖ داﻣﻨﻪ ﻋﻠﻮم و ﻓﻨـﻮن در ﺟﻬـﺎن اﻣﺮ وز، ﺗﻬﻴﻪ ﺿﻮاﺑﻂ، ﻣﻌﻴﺎرﻫﺎ و اﺳﺘﺎﻧﺪاردﻫﺎ در ﻫﺮ زﻣﻴﻨﻪ ﺑﻪ ﻣﺠﺎﻣﻊ ﻓﻨﻲ - ﺗﺨﺼﺼﻲ واﮔﺬار ﺷﺪه اﺳﺖ . ﺑﺎ در ﻧﻈﺮ ﮔﺮﻓﺘﻦ ﻣﺮاﺗﺐ ﻓﻮق و ﺑﺎ ﺗﻮﺟﻪ ﺑﻪ ﺷﺮاﻳﻂ اﻗﻠﻴﻤﻲ و ﻣﺤﺪودﻳﺖ ﻣﻨﺎﺑﻊ آب در اﻳﺮان، ﺗﻬﻴﻪ اﺳﺘﺎﻧﺪارد در ﺑﺨـﺶ آب از اﻫﻤﻴﺖ وﻳﮋه ای ﺑﺮﺧﻮردار ﺑﻮده و از اﻳﻦ رو ﻃﺮح ﺗﻬﻴﻪ ﺿﻮاﺑﻂ وﻣﻌﻴﺎ رﻫﺎی ﻓﻨﻲ ﺻﻨﻌﺖ آب ﻛﺸﻮر وزارت ﻧﻴـﺮو ﺑـﺎ ﻫﻤﻜـﺎری ﻣﻌﺎوﻧﺖ ﺑﺮﻧﺎﻣﻪ رﻳﺰی و ﻧﻈﺎرت راﻫﺒﺮدی رﻳ ﻴﺲ ﺟﻤﻬﻮر ﺑﻪ ﻣﻨﻈﻮر ﺗﺎﻣﻴﻦ اﻫﺪاف زﻳﺮ اﻗﺪام ﺑﻪ ﺗﻬﻴﻪ اﺳـﺘﺎﻧﺪاردﻫﺎی ﺻـﻨﻌﺖ آب ﻧﻤﻮده اﺳﺖ : − اﻳﺠﺎد ﻫﻤﺎﻫﻨﮕﻲ در ﻣﺮاﺣﻞ ﺗﻬﻴﻪ، اﺟﺮا، ﺑﻬﺮه ﺑﺮداری و ارزﺷﻴﺎﺑﻲ ﻫﺎ ﻃﺮح − ﭘﺮﻫﻴﺰ از دوﺑﺎره ﻛﺎری ﻫﺎ و اﺗﻼ ف ﻣﻨﺎﺑﻊ ﻣﺎﻟﻲ و ﻏﻴﺮﻣﺎﻟﻲ ﻛﺸﻮر ﺗﺪوﻳﻦ اﺳﺘﺎﻧﺪاردﻫﺎی ﺻﻨﻌﺖ آب ﺑﺎ در ﻧﻈﺮ داﺷﺘﻦ ﻣﻮارد زﻳﺮ ﺻﻮرت ﻣﻲ ﮔﻴﺮد : − اﺳﺘﻔﺎده از ﺗﺨﺼﺺ ﻫﺎ و ﺗﺠﺎرب ﻛﺎرﺷﻨﺎﺳﺎن و ﺻﺎﺣ ﻧﻈﺮ ﺐ ان ﺷﺎﻏﻞ در ﺑﺨﺶ ﻋﻤﻮﻣﻲ و ﺧﺼﻮﺻﻲ − اﺳﺘﻔﺎده از ﻣﻨﺎﺑﻊ و ﻣﺎﺧﺬ ﻣﻌﺘﺒﺮ و اﺳﺘﺎﻧﺪاردﻫﺎی ﺑﻴﻦ اﻟﻤﻠﻠﻲ − ﺑﻬﺮه ﮔﻴﺮی از ﺗﺠﺎرب دﺳﺘﮕﺎ ه ﻫﺎی اﺟﺮاﻳﻲ، ﺳﺎزﻣﺎن ﻫﺎ ، ﻧﻬﺎدﻫﺎ، واﺣﺪﻫﺎی ﺻﻨﻌﺘﻲ، واﺣـﺪﻫﺎی ﻣﻄﺎﻟﻌـﻪ، ﻃﺮاﺣـﻲ و ﺳﺎﺧﺖ − ﺗﻮﺟﻪ ﺑﻪ اﺻﻮل و ﻣﻮازﻳﻦ ﻣﻮرد ﻋﻤﻞ ﺳﺎزﻣﺎن اﺳﺘﺎﻧﺪارد ﻣﻠﻲ اﻳﺮان و ﺳﺎﻳﺮ ﻣﺆﺳﺴﺎ ت ﻣﻌﺘﺒﺮ ﺗﻬﻴﻪ ﻛﻨﻨﺪه اﺳﺘﺎﻧﺪارد اﺳﺘﺎﻧﺪاردﻫﺎ اﺑﺘﺪا ﺑﻪ ﺻﻮرت ﭘﻴﺶ ﻧﻮﻳﺲ ﺑﺮای ﻧﻈﺮﺧﻮاﻫﻲ ﻣﻨﺘﺸﺮ ﺷﺪه و ﻧﻈﺮات درﻳﺎﻓﺘﻲ ﭘﺲ از ﺑﺮرﺳﻲ ﺗﻴﻢ ﺗﻬﻴﻪ ﻛﻨﻨـﺪه و ﮔﺮوه ﻧﻈﺎرت در ﻧﺴﺨﻪ ﻧﻬﺎﻳﻲ ﻣﻨﻈﻮر ﺧﻮاﻫﺪ ﺷﺪ . اﻣﻴﺪ اﺳﺖ ﻛﺎرﺷﻨﺎﺳﺎن و ﺻﺎﺣ ﺒﻨﻈﺮ اﻧﻲ ﻛﻪ ﻓﻌﺎﻟﻴﺖ آﻧﻬﺎ ﺑﺎ اﻳﻦ رﺷﺘﻪ از ﺻﻨﻌﺖ آب ﻣﺮﺗﺒﻂ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ ، ﺑﺎ ﺗﻮﺟﻬﻲ ﻛـﻪ ﻣﺒـﺬول ﻣﻲ ﻓﺮﻣﺎﻳﻨﺪ اﻳﻦ ﭘﻴﺶ ﻧﻮﻳﺲ را ﻣﻮرد ﺑﺮرﺳﻲ دﻗﻴﻖ ﻗﺮارداد ه و ﺑﺎ اراﺋﻪ ﻧﻈﺮات و راﻫﻨﻤﺎﻳﻲ ﻫﺎی ار زﻧﺪه ﺧﻮد ﺑﻪ دﻓﺘﺮ ﻃـﺮح، اﻳـﻦ دﻓﺘﺮ را در ﺗﻨﻈﻴﻢ و ﺗﺪوﻳﻦ ﻣﺘﻦ ﻧﻬﺎﻳﻲ ﻳﺎری و راﻫﻨﻤﺎﻳﻲ ﻓﺮﻣﺎﻳﻨﺪ . ﺗﻬﻴﻪ و ﻛﻨﺘﺮل » دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب ] « ﻧﺸﺮﻳﻪ ﺷﻤﺎره - اﻟﻒ [ ﻣﺠﺮی : داﻧﺸﮕﺎه ﻓﺮدوﺳﻲ ﻣﺸﻬﺪ ﻣﻮﻟﻒ اﺻﻠﻲ : ﺑﻴﮋن ﻗﻬﺮﻣﺎن داﻧﺸﮕﺎه ﻓﺮدوﺳﻲ ﻣﺸﻬﺪ دﻛﺘﺮای آﺑﻴﺎری اﻋﻀﺎی ﮔﺮوه ﺗﻬﻴﻪ ﻛﻨﻨﺪه : ﺳﻴﺪﻋﻠﻲ ﺣﺴﻴﻨﻲ آب ﻣﻨﻄﻘﻪ ای ﺧﺮاﺳﺎن ﻓﻮق ﻟﻴﺴﺎﻧﺲ ﻣﻬﻨﺪﺳﻲ آب ﻫﺎی ﺳﻄﺤﻲ ﺳﻴﺪﻣﺤﻤﻮد ﺣﺴﻴﻨﻲ داﻧﺸﮕﺎه ﻓﺮدوﺳﻲ ﻣﺸﻬﺪ دﻛﺘﺮای ﻣﻬﻨﺪﺳﻲ ﻋﻤﺮان ﺷﻬﻨﺎز داﻧﺶ داﻧﺸﮕﺎه ﻓﺮدوﺳﻲ ﻣﺸﻬﺪ دﻛﺘﺮای ﻣﺤﻴﻂ زﻳﺴﺖ ﻛﺎﻣﺮان داوری داﻧﺸﮕﺎه ﻓﺮدوﺳﻲ ﻣﺸﻬﺪ دﻛﺘﺮای ﻣﻬﻨﺪﺳﻲ ﻛﺸﺎورزی و ﺑﻴﻮﺳﻴﺴﺘﻢ ﻣﺤﻤﺪ ﻏﻔﻮری داﻧﺸﮕﺎه ﻓﺮدوﺳﻲ ﻣﺸﻬﺪ دﻛﺘﺮای زﻣﻴﻦ ﺷﻨﺎﺳﻲ ﻣﻬﻨﺪﺳﻲ اﺣﻤﺪ ﻗﻨﺪﻫﺎری آب ﻣﻨﻄﻘﻪ ای ﺧﺮاﺳﺎن ﻛﺎرﺷﻨﺎس ارﺷﺪ ﻋﻤﺮان آب ﺑﻴﮋن ﻗﻬﺮﻣﺎن داﻧﺸﮕﺎه ﻓﺮدوﺳﻲ ﻣﺸﻬﺪ دﻛﺘﺮای آﺑﻴﺎری اﻋﻀﺎی ﮔﺮوه ﻧﻈﺎرت : ﺑﻬﺮام ﺛﻘﻔﻴﺎن ﻣﺮﻛﺰ ﺗﺤﻘﻴﻘﺎت ﺣﻔﺎﻇﺖ ﺧﺎک و آﺑﺨﻴﺰداری دﻛﺘﺮای ﻣﻨﺎﺑﻊ آب ﻓ ﻣﺮﻳﻢ رﺣﻴﻤﻲ ﺮاﻫﺎﻧﻲ ﺿ ﻃﺮح ﺗﻬﻴﻪ ﻮاﺑﻂ و ﻣﻌﻴﺎرﻫـﺎی ﻓﻨـﻲ ﺻـﻨﻌﺖ آب ﻛﺸﻮر - وزارت ﻧﻴﺮو ﻓﻮق ﻟﻴﺴﺎﻧﺲ ﻋﻤﺮان آب ﻣﺤﻤﺪ ﻧﺎﺳﻮﺗﻲ ﻛﺎرﺷﻨﺎس آزاد ﻟﻴﺴﺎﻧﺲ زﻣﻴﻦ ﺷﻨﺎﺳﻲ اﻋﻀﺎی ﮔﺮوه ﺗﺎﻳﻴﺪ ﻛﻨﻨﺪه ) ﻛﻤﻴﺘﻪ ﺗﺨﺼﺼﻲ ﻣﺪﻳﺮﻳﺖ ﻣﻨﺎﺑﻊ آب ﻃﺮح ﺗﻬﻴﻪ ﺿﻮاﺑﻂ و ﻣﻌﻴﺎرﻫﺎی ﻓﻨﻲ ﺻﻨﻌﺖ آب ﻛﺸﻮر (: ﺑﻬﺮام ﺛﻘﻔﻴﺎن ﻣﺮﻛﺰ ﺗﺤﻘﻴﻘﺎت ﺣﻔﺎﻇﺖ ﺧﺎک و آﺑﺨﻴﺰداری دﻛﺘﺮای ﻣﻨﺎﺑﻊ آب ﻓﻀﻠﻌﻠﻲ ﺟﻌﻔﺮﻳﺎن ﻛﺎرﺷﻨﺎس آزاد ﻟﻴﺴﺎﻧﺲ زﻣﻴﻦ ﺷﻨﺎﺳﻲ ﻋﺒﺎﺳﻘﻠﻲ ﺟﻬﺎﻧﻲ ﺷﺮﻛﺖ ﻣﻬﻨﺪﺳﻴﻦ ﻣﺸﺎور ﺑﻬﺎن ﺳﺪ ﻓﻮق ﻟﻴﺴﺎﻧﺲ ﻣﻬﻨﺪﺳﻲ ﻫﻴﺪروﻟﻮژی ﭘﻴﻤﺎن داﻧﺶ ﻛﺎرآراﺳﺘﻪ داﻧﺸﮕﺎه ﺑﻴﻦ اﻟﻤﻠﻠﻲ اﻣﺎم ﺧﻤﻴﻨﻲ ( ره ) دﻛﺘﺮای ﻋﻠﻮم و ﻣﻬﻨﺪﺳﻲ آﺑﻴﺎری رﺿﺎ راﻋﻲ ﺷﺮﻛﺖ ﻣﺪﻳﺮﻳﺖ ﻣﻨﺎﺑﻊ آب اﻳﺮان ﻓﻮق ﻟﻴﺴﺎﻧﺲ آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ﻣﺮﻳﻢ رﺣﻴﻤﻲ ﻓﺮاﻫﺎﻧﻲ ﺿ ﻃﺮح ﺗﻬﻴﻪ ﻮاﺑﻂ و ﻣﻌﻴﺎرﻫـﺎی ﻓﻨـﻲ ﺻـﻨﻌﺖ آب ﻛﺸﻮر - وزارت ﻧﻴﺮو ﻓﻮق ﻟﻴﺴﺎﻧﺲ ﻋﻤﺮان آب ﻓﻬﺮﺳﺖ ﻣﻄﺎﻟﺐ ﻋﻨﻮان ﺻﻔﺤﻪ ﻣﻘﺪﻣﻪ 1 ﻓﺼﻞ اول - ﻛﻠﻴﺎت 3 1 - 1 - ﺑﺮﻧﺎﻣﻪ رﻳﺰی و روش اﻧﺠﺎم ﻛﺎر 5 1 - 2 - ﺷﻜﻞ ﻋﻤﻮﻣﻲ و ﺣﺎﻟﺖ ﻫﺎی ﺧﺎص ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن آب 5 1 - 3 - اﻫﻤﻴﺖ ﺑﺮرﺳﻲ ﻫﺎی ﺑﻴﻼن آب 7 1 - 4 - اﺛﺮ ﻓﻌﺎﻟﻴﺖ ﻫﺎی اﻧﺴﺎﻧﻲ ﺑﺮ ﺗﻐﻴﻴﺮ ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼ ن 8 ﻓﺼﻞ دوم- ﺗﺒﻴﻴﻦ ﻣﺴﺎﻟﻪ و ﭼﺎرﭼﻮب ﺗﺤﻠﻴﻠﻲ 9 2 - 1 - ﺑﻴﺎن ﻣﺴﺎﻟﻪ 5 2 - 2 - ﺷﻌﺎع ﻣﻜﺎﻧﻲ ﺑﻴﻼن 7 2 - 2 - 1 - ﺑﻴﻼن در ﺳﻄﺢ ﻣﻠﻲ 7 2 - 2 - 2 - ﺑﻴﻼن در ﺳﻄﺢ ﺣﻮﺿﻪ آﺑﺮﻳﺰ 7 2 - 2 - 3 - ﺑﻴﻼن در ﻣﺤﺪوده ای ﻏﻴﺮ از ﺣﻮﺿﻪ آﺑﺮﻳﺰ 9 2 - 2 - 4 - ﺑﻴﻼن در آﺑﺨﻮان ﻫﺎ 12 2 - 2 - 5 - ﺑﻴﻼن در درﻳﺎﭼﻪ ﻫﺎ و ﻣﺨﺎزن 13 2 - 2 - 6 - ﺑﻴﻼن در ﻣﺰارع 13 2 - 2 - 7 - ﺑﻴﻼن در ﻣﺤﺪوده ﻫﺎی ﺷﻬﺮی 15 2 - 2 - 8 - ﺑﻴﻼن در ﻣﻜﺎن ﻫﺎی ﺧﺎص 15 2 - 2 - 9 - ﺑﻴﻼن در ﺗﺎﻻب ﻫﺎ 17 2 - 3 - واﺑﺴﺘﮕﻲ رﻃﻮﺑﺖ ﻣﻮﺟﻮد در اﺗﻤﺴﻔﺮ و ﺷﺮاﻳﻂ ﺳﻄﺢ زﻣﻴﻦ 17 2 - 4 - ﺷﻌﺎع زﻣﺎﻧﻲ ﺑﻴﻼن 18 2 - 5 - اﺻﻮل و ﻣﻔﻬﻮم ﻣﺪل ﺳﺎزی 19 2 - 6 - ﺗﺪوﻳﻦ ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن آ ب 21 2 - 7 - واﺣﺪﻫﺎ ﺑﺮای ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎی ﻣﻌﺎدﻻت ﺑﻴﻼن آب 22 ﻓﺼﻞ ﺳﻮم- ﺗﻌﺮﻳﻒ ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن و ﺗﻌﻴﻴﻦ اﺟﺰای آن 23 3 - 1 - ﺑﻴﻼن آب در ﺳﻄﺢ ﻣﻠﻲ 25 3 - 2 - ﺑﻴﻼن آب در ﺳﻄﺢ ﺣﻮﺿﻪ آﺑﺮﻳﺰ 27 3 - 3 - ﺑﻴﻼن آﺑﻲ در ﻳﻚ ﻣﺤﺪوده ﻣﻄﺎﻟﻌﺎﺗﻲ ) ﺷﺎﻣﻞ ﭼﻨﺪ ﺣﻮﺿﻪ آﺑﺮﻳﺰ ﻳﺎ ﻣﺤﺪوده ﺟﻐﺮاﻓﻴﺎﻳﻲ ﺧﺎص ( 30 3 - 4 - ﺑﻴﻼن آب ﻣﻨﻄﻘﻪ ای ﺷﺎﻣﻞ ﭼﻨﺪ ﺣﻮﺿﻪ آﺑﺮﻳﺰ 31 3 - 5 - ﺟﻨﮕﻞ ﻫﺎ و ﺣﻮﺿﻪ ﻫﺎی آﺑﺮﻳﺰﺟﻨﮕﻠﻲ 31 ﻓﻬﺮﺳﺖ ﻣﻄﺎﻟﺐ ﻋﻨﻮان ﺻﻔﺤﻪ 3 - 6 - ﺑﻴﻼن آب در ﻃﻮل ﻳﻚ رودﺧﺎﻧﻪ 35 3 - 7 - ﺑﻴﻼن آب در ﻣﺤﺪوده ﻳﻚ آﺑﺨﻮان 36 3 - 8 - ﺑﻴﻼن آب ﻛﺎرﺳﺖ 43 3 - 9 - ﺑﻴﻼن آب درﻳﺎﭼﻪ ﻫﺎ و ﻣﺨﺎزن 45 3 - 10 - ﺑﻴﻼن آب ﻣﺰرﻋﻪ 49 3 - 10 - 1 - اراﺿﻲ ﻓﺎرﻳﺎب 49 3 - 10 - 2 - اراﺿﻲ زﻫﻜﺸﻲ ﺷﺪه 54 3 - 11 - ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑ ﻴﻼن در ﻣﻨﺎﻃﻖ ﺧﺎص 55 3 - 12 - ﺑﻴﻼن آب در ﺗﺎﻻب ﻫﺎ 57 ﻓﺼﻞ ﭼﻬﺎرم- ارزﻳﺎﺑﻲ ﺟﺎﻳﮕﺎه ﺳﻨﺠﺶ از و دور ﻛﺎرﺑﺮد ﻣﺪل ﻫﺎی راﻳﺎﻧﻪ در ای ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎ آب ﺑﻊ 63 4 - 1 - اﺻﻮل ﺳﻨﺠﺶ از دور 65 4 - 2 - ﺳﻨﺠﺶ از دور و ﻛﺎرﺑﺮی اراﺿﻲ 66 4 - 3 - ﺳﻨﺠﺶ از دور و ﺑﺮآورد ﺟﺮﻳﺎن رودﺧﺎﻧﻪ 68 4 - 4 - ﺳﻨﺠﺶ از دور و ﺗﺒﺨﻴﺮ-ﺗﻌﺮق 71 4 - 5 - ﺳﻨﺠﺶ از دور و ﻓﺮﺳﺎﻳﺶ ﺧﺎک 75 4 - 6 - ﺳﻴﺴﺘﻢ ﻫﺎی اﻃﻼﻋﺎت ﺟﻐﺮاﻓﻴﺎﻳﻲ و ﺗﻠﻔﻴﻖ آن ﺑﺎ ﺳﻨﺠﺶ از دور 76 4 - 7 - ﻛﺎرﺑﺮدﻫﺎیRS وGIS 76 4 - 8 - اﺳﺘﻔﺎده از ﻣﺪل ﻫﺎی راﻳﺎﻧﻪ ای در ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب 79 ﻓﺼﻞ ﭘﻨﺠﻢ- آﻣﺎر و اﻃﻼﻋﺎت 83 5 - 1 - ﻣﻨﺎﺑﻊ 85 5 - 1 - 1 - ﻣﻨﺎﺑﻊ ﺑﺎﻻی ﺳﻄﺢ زﻣﻴﻦ 85 5 - 1 - 2 - ﻣﻨﺎﺑﻊ روی ﺳﻄﺢ زﻣﻴﻦ 85 5 - 1 - 3 - ﻣﻨﺎﺑﻊ زﻳﺮ ﺳﻄﺤﻲ 87 5 - 2 - ﻣﺼﺎرف 88 5 - 2 - 1 - ﻣﺼﺎرف در ﺑﺎﻻی ﺳﻄﺢ زﻣﻴﻦ 88 5 - 2 - 2 - ﻣﺼﺎرف در روی ﺳﻄﺢ زﻣﻴﻦ 89 5 - 2 - 3 - ﻣﺼﺎرف در زﻳﺮ ﺳﻄﺢ زﻣﻴﻦ 90 5 - 3 - ﭼﮕﻮﻧﮕﻲ ﺗﻬﻴﻪ آﻣﺎر و اﻃﻼﻋﺎت 90 5 - 4 - ﭘﻴﺶ ﺑﻴﻨﻲ داده ﻫﺎی ﻫﻴﺪروﻟﻮژﻳﻜﻲ در ﻣﻨﺎﻃﻖ ﻓﺎﻗﺪ آﻣﺎر 92 ﻓﻬﺮﺳﺖ ﻣﻄﺎﻟﺐ ﻋﻨﻮان ﺻﻔﺤﻪ ﻓﺼﻞ ﺷﺸﻢ - ﺗﺒﻴﻴﻦ ﻧﺤﻮه ﺑﺮآورد ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎی ﺑﻴﻼن 93 6 - 1 - رﻳﺰش ﺟﻮی 95 6 - 1 - 1 - اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی رﻳﺰش ﻫﺎی ﺟﻮی در ﻳﻚ ﻧﻘﻄﻪ و ﺗﺼﺤﻴﺢ ﻣﻘﺎدﻳﺮ اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﺷﺪه 95 6 - 1 - 2 - ﻣﺘﻮﺳ ﻂ رﻳﺰش ﺟﻮی ﺑﺮ روی ﻳﻚ ﻧﺎﺣﻴﻪ 96 6 - 1 - 3 - ﺷﺮاﻳﻂ وﻳﮋه 97 6 - 2 - رواﻧﺎب ﺳﻄﺤﻲ 98 6 - 2 - 1 - رواﻧﺎب ﻧﺮﻣﺎل و اﻧﺘﺨﺎب دوره زﻣﺎﻧﻲ ﺑﻴﻼن آب 98 6 - 2 - 2 - ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ رواﻧﺎب ﻧﺮﻣﺎل ﺑﺎ اﺳﺘﻔﺎده از اﻃﻼﻋﺎت ﻣﺸﺎﻫﺪاﺗﻲ ﻛﺎﻓﻲ 101 6 - 2 - 3 - ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ رواﻧﺎب ﻧﺮﻣﺎل ﺑﺎ اﺳﺘﻔﺎده از اﻃﻼﻋﺎت ﻣﺸﺎﻫﺪاﺗﻲ ﻧﺎﻛﺎﻓﻲ 101 6 - 2 - 4 - ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ رواﻧﺎب ﻧﺮﻣﺎل ﺑﺪون اﻃﻼﻋﺎت ﻣﺸﺎﻫﺪاﺗﻲ 102 6 - 2 - 5 - ﺑ ﺮآورد رواﻧﺎب از روی ﺑﺮف ذوب ﺷﺪه 105 6 - 2 - 6 - ﺟﺪاﺳﺎزی آﺑﻨﻤﻮد رواﻧﺎب ﺑﻪ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎ 109 6 - 3 - ﺗﺒﺨﻴﺮ، ﺗﺒﺨﻴﺮ - ﺗﻌﺮق، ﺗﺼﻌﻴﺪ 111 6 - 3 - 1 - ﺗﺒﺨﻴﺮ از ﺳﻄﻮح آﺑﻲ 111 6 - 3 - 2 - ﺗﺒﺨﻴﺮ از اراﺿﻲ 118 6 - 3 - 3 - ﺗﺒﺨﻴﺮ و ﺗﺼﻌﻴﺪ از ﺳﻄﻮح ﺑﺮﻓﻲ و ﻳﺨﻲ 124 6 - 4 - ﺗﻐﻴﻴﺮات ذﺧﻴﺮه آب در ﻣﺤﺪوده ﻣﻜﺎﻧﻲ ﺑﻴﻼن 124 6 - 4 - 1 - ذﺧﻴﺮه آب ﺳﻄﺤﻲ 125 6 - 4 - 2 - ذﺧﻴﺮه آب در ﻣﺠﻤﻮﻋﻪ ﻫﺎی آﺑﻲ 126 6 - 4 - 3 - ذﺧﻴﺮه رﻃﻮﺑﺖ ﺧﺎک 129 6 - 4 - 4 - ذﺧﻴﺮه آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ 132 ﻣﻨﺎﺑﻊ و ﻣﺮاﺟﻊ 139 ﻓﻬﺮﺳﺖ ﺟﺪول ﻫﺎ ﻋﻨﻮان ﺻﻔﺤﻪ ﺟﺪول 6 - 1 - روش ﻫﺎی اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﺑﺪه ﺟﺮﻳﺎن 99 ﺟﺪول 6 - 2 - ﻣﻘﻴﺎس ﻫﺎی ﺗﻮﺻﻴﻪ ﺑﺮای ﺷﺪه ﺗﻬﻴﻪ ﻧﻘﺸﻪ ﻫﺎی رواﻧﺎب ﻣﺘﻨﺎﻇﺮ ﺑﺎ ﺗﺮاﻛﻢ ﺷﺒﻜﻪ اﻳﺴﺘﮕﺎه ﻫﺎی آب ﺳﻨﺠﻲ 103 ﺟﺪول 6 - 3 - ﻣﻘﺎدﻳﺮ ﻣﺎﻫﺎﻧﻪ ﺗﺸﺖ ﻳﺐﺿﺮ ﺗﺒﺨﻴﺮ ﻛﻼس اﻟﻒ 112 ﺟﺪول 6 - 4 - ﻣﻘﺎدﻳﺮ C و D ﺑﺮای ﺑﺮآورد ذﺧﻴﺮه ﻛﺎﻧﺎﻟﻲ در ﺷﺒﻜﻪ ﻫﺎی آﺑﺮاﻫﻪ ای ﻣﺘﻮﺳﻂ و ﻛﻮﭼﻚ ) راﺑﻄﻪ 6 - 63 ( 129 ولﺟﺪ6 - 5 - ﻣﻘﺎدﻳﺮ d در راﺑﻄﻪ )6 - 64 ( 129 ﺟﺪول 6 - 6 - ﻣﺘﻮﺳﻂ ﻣﻘﺎدﻳﺮ آﺑﺪﻫﻲ وﻳﮋه ﺳﻨﮓ ﻫﺎ 136 ﻓﻬﺮﺳﺖ ﺷﻜﻞ ﻫﺎ ﻋﻨﻮان ﺻﻔﺤﻪ ﺷﻜﻞ 2 - 1 - ﭼﺮﺧﻪ ﻫﻴﺪروﻟﻮژﻳﻜ در آب ﻲ ﻃﺒﻴﻌﺖ 6 ﺷﻜﻞ 2 - 2 - ﺑﻴﻼن در آب ﺳﻄﺢ ﻳﻚ ﻣﺰرﻋﻪ 15 ﺷﻜﻞ 3 - 1 - ﺑﻴﻼن ﻳﻚ در بآ ﻣﺤﺪوده ﻣﻄﺎﻟﻌﺎﺗﻲ 30 ﺷﻜﻞ 3 - 2 - ﻣﺪل ﻣﻔﻬﻮﻣﻲ ﺑﻴﺎﻧﮕﺮ ﺗﺮﻛﻴﺒﻲ از ﺷﺒﻜﻪ ﻫﺎی ﻣﺘﺼﻞ و ﻫﻢ ﺑﻪ آﺑﺮاﻫﻪ ﺑﺮای ﻫﺎ ﺷﻨﺎﺳﺎﻳﻲ ﻣﻨﺎﻃﻖ ﻛﺎرﺳﺘﻲ 44 ﺷﻜﻞ 4 - 1 - ﻣﻮﻗﻌﻴﺖ ﻋﻮارض زﻣﻴﻨﻲ و ﻣﺎﻫﻮاره ﻫﺎ 65 ﺷﻜﻞ 4 - 2 - ﻧﻘﺶ RS و GIS در ﻓﺮاﻳﻨﺪ ﺗﺼﻤﻴﻢ ﮔﻴﺮی و ﺑﺮﻧﺎﻣﻪ رﻳﺰی 77 ﺷﻜﻞ 6 - 1 - ﺟﺪاﺳﺎزی آﺑﻨﻤﻮد رود ﺧﺎﻧﻪ اوﻧﮋا در اﻳﺴﺘﮕﺎه ﻣﺎﻛﺎرﻳﻴﻮ 109 ﺷﻜﻞ 6 - 2 - ﺟﺪاﺳﺎزی آﺑﻨﻤﻮد رودﺧﺎﻧﻪ وﻟﮕﺎ در اﻳﺴﺘﮕﺎه ﻛﺎﻣﻴﺸﻴﻦ 110 ﺷﻜﻞ 6 - 3 - ﺟﺪاﺳﺎزی آﺑﻨﻤﻮد رودﺧﺎﻧﻪ  در ﺮِکﺗ اﻳﺴﺘﮕﺎه ﻛﺎزﺑﮕﻲ 110 ﺷﻜﻞ 6 - 4 - ﻧﻤﺎﻳﺸﻲ از ﻣﻘﻄﻌﻲ ﻫﻢ ﺑﻪ از رﺳﻴﺪن رودﺧﺎﻧﻪ ﺑﺮای ﻫﺎ ﺗﻮﺿﻴﺢ ﭼﮕﻮﻧﮕﻲ ﺑﺮآورد ذﺧﺎﻳﺮ آﺑﺮاﻫﻪ ﺑﺎ ای اﺳﺘﻔﺎده از ﻣﻌﺎدﻻت )6 - 61 (و )6 - 62 ( 128 ﺷﻜﻞ 6 - 5 - ﻧﻮﺳﺎﻧﺎت ﺳﻄﺢ ﻛﻪ آب ﺑﻴﺎﻧﮕﺮ ﺗﻐﺬﻳﻪ و ﺗﺨﻠﻴﻪ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﻨﺪ )H ﺗﺮاز و آب t زﻣﺎن ( 133 ﻣﻘﺪﻣﻪ 22 / 04 / 93 1 ﻣﻘﺪﻣﻪ ﻣﻘﺪﻣﻪ ارزﻳﺎﺑﻲ ﻣﻨﺎﺑﻊ آب ﻳﻜﻲ از ﺗﺮ ﻣﻬﻢ ﻳﻦ و اﺳﺎﺳﻲ ﺗﺮﻳﻦ ﻣﺮاﺣﻞ ﻣﺪﻳﺮﻳﺖ ﻣﻨﺎﺑﻊ آب و ﻻزﻣﻪ ﻣـﺪﻳﺮﻳﺖ ﭘﺎﻳـﺪار آن اﺳـﺖ . ﻫـﺪف اﺻﻠﻲ ارزﻳﺎﺑﻲ ﻣﻨﺎﺑﻊ آب، ﺑﺮآورد و ﭘﻴﺶ ﺑﻴﻨﻲ ﻛﻤﻲ و ﻛﻴﻔﻲ ﻣﻨﺎﺑﻊ آب ﺑﺮای ﺗﺎﻣﻴﻦ ﻧﻴﺎزﻫﺎی ﻛﻠﻲ ﺑﺨـﺶ ﻫـﺎی ﺟﺎﻣﻌـﻪ و اراﺋـﻪ اﻃﻼﻋﺎت ﻻزم ﺟﻬﺖ ﻓﻌﺎﻟﻴﺖ ﻫﺎی ﻛﺎﻫﺶ ﺑﻼﻳﺎی ﻣﺮﺑﻮط ﺑﻪ آب و ﺣﻔﻆ و ﺑﻬﺒﻮد ﺷﺮاﻳﻂ زﻳﺴﺖ ﻣﺤﻴﻄﻲ ﻣﻲ ﺑﺎﺷـﺪ . ﺑـﺮای اﻳـﻦ ﻣﻨﻈﻮر ﻧﻴﺎزﻣﻨﺪ داﺷﺘﻦ ﺳﻴﺴﺘﻢ ﺑﺮآورد و دﻳﺪﮔﺎ ﻫﺎ ه ی ﻳﻜﺴﺎن ﻧﺴﺒﺖ ﺑﻪ ﺑﺮآورد ﻣﻨﺎﺑﻊ آب در ﺳﻄﺢ ﻳﻚ ﻣﻨﻄﻘﻪ ) از ﻳﻚ ﻛـﺮت ﻣﺰرﻋﻪ ای ﮔﺮﻓﺘﻪ ﺗﺎ ﻛﻞ ﻳﻚ ﻛﺸﻮر و ﻳﺎ ﻳﻚ ﻗﺎره ( ﻫﺴﺘﻴﻢ . اﻗﻠﻴﻢ ﻋﻤﺪﺗﺎ ﺧﺸﻚ اﻳﺮان و وﺟﻮد ﮔﻮﻧﺎﮔﻮﻧﻲ ﺷـﺮاﻳﻂ آب و ﻫـﻮاﻳﻲ در آن ﻟﺰوم وﺟﻮد اﺳﺘﺎﻧﺪاردﻫﺎی ﻣﻨﻄﺒﻖ ﺑ ﺮ ﺷﺮاﻳﻂ ﺑﻮﻣﻲ، ﻫﻴـﺪروﻟﻴﻜﻲ، ﺗﺨﺼﺼـﻲ و اﻣﻜﺎﻧـﺎت و اﺑـﺰار ﺑـﺮآ ورد ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫـﺎ در ﺧﺼﻮص ﺗﺪوﻳﻦ ﺑﻴﻼن آب ﺑﺎ ﺷﺮاﻳﻂ ﻣﺤﻠﻲ اﻳﺮان را ﺿﺮوری .ﻛﻨﺪ ﻣﻲ دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ ﺣﺎﺿﺮ ﺑﻪ ﻛﻤﻚ آﺧﺮﻳﻦ ﻣﻘﺎﻻت و ﺗﺤﻘﻴﻘﺎت ﻣﻮﺟﻮد در دﺳﺘﺮس در ﺧﺼﻮص ﺑﻴﻼن آب ﺗﻬﻴﻪ ﺷﺪه اﺳـﺖ . در اﻳﻦ ﻣﺠﻤﻮﻋﻪ ﺑﺎ اﺗﺨﺎذ ﻳﻚ روﻳﻜﺮد ﻣﺘﻔﺎوت ﺳﻌﻲ ﺷﺪه اﺳﺖ ﺗﺎ ﻣﺒﺎﻧﻲ ﻋﻠﻤﻲ و آﺧﺮﻳﻦ دﻳﺪﮔﺎه ﻫﺎ ﻣﺤـﻮر ﻛـ ﺎر ﻗـﺮار ﮔﻴـﺮد ﻛـﻪ ﺑﺘﻮاﻧﺪ ﺑﺎ ﺗﻮﺟﻪ ﺑﻪ ﻧﻮع ﻣﺴﺎﻟﻪ اﻧﺘﺨﺎب ﺑﻬﻴﻨﻪ روش ﺻﻮرت ﭘﺬﻳﺮد . - ﻫﺪف اﻳﻦ دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ ﺑﺮای ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن آب ﺣﻮﺿﻪ ﻫﺎ ی رودﺧﺎﻧﻪ ای، زﻣﻴﻦ ﻫﺎی زراﻋﺘﻲ و دﻳﻢ زارﻫﺎ، آب ﻫﺎی ﺳﻄﺤﻲ و زﻳـﺮ ﺳﻄﺤﻲ و ﻣﻮارد ﻣﺸﺎﺑﻪ ﺑﻪ آﻳﺪ ﻣﻲ ﻛﺎر . اﻧﺘﻈﺎر ﻣﻲ رود ﻛﻪ اﻳﻦ ﻧﺸﺮﻳﻪ ﺑﻴﺶ ﺗﺮ در ﻣﻨـ ﺎﻃﻘﻲ ﻛـﻪ ﻓﻘـﺪان اﻃﻼﻋـﺎت و ﻳـﺎ ﺷـﺮاﻳﻂ دﻳﮕﺮی ﻣﺎﻧﻊ از ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن آب ﻣﻲ ،ﺷﻮد ﻣﻔﻴﺪ ﺑﺎﺷﺪ . داﻧﺶ ﭘﻴﺶ ﻧﻴﺎز ﺑﺮای ﺧﻮاﻧﻨﺪﮔﺎن، ﻛـﺎرﺑﺮان و ﻣﻬﻨﺪﺳـﻴﻦ، ﺗﺮﺟﻴﺤـﺎ داﻧﺸﻲ از ﻣﻔﺎﻫﻴﻢ و ﻣﻄﺎﻟﺐ ﻫﻴﺪروﻟﻮژی اﺳﺖ . ﺑﺎ اﻳﻦ وﺟﻮد داﺷﺘﻦ اﻃﻼﻋـﺎﺗﻲ در ﻣـﻮرد ﻓﻴﺰﻳـﻚ ﺧـﺎک، ﻫﻴـﺪروﻟﻴﻚ، ﻣﻨـﺎﺑﻊ ﻃﺒﻴﻌﻲ و ﻣﺤﻴﻂ زﻳﺴﺖ ﺑﻪ درک ﺑﻴﺶ ﺗﺮ ﻣﻄﺎﻟﺐ ﻛﻤﻚ ﻣﻲ .ﻛﻨﺪ ﻫﺪف اﺻﻠﻲ اﻳﻦ دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ ، اراﺋﻪ و ﺗﺪوﻳﻦ اﺻﻮل و روش ﻫﺎ ی واﺣﺪی ﺑﺮای ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن آب و ﺗﻌﻴﻴﻦ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫـﺎ ی آن ﺑﺮای ﺷﺮاﻳﻂ اﻳﺮان ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﭘﺎﻳﻪ اوﻟﻴﻪ اﻳﻦ اﺻﻮل از ﻣﻨﺎﺑﻊ ﻋﻠﻤﻲ ﻣﻮﺟﻮد اﺧﺬ ﺷﺪه وﻟﻲ ﻣﺘﻨﺎﺳﺐ ﺑـﺎ ﺷـﺮاﻳﻂ ﺑـﻮﻣﻲ ﺗﺼـﺤﻴﺢ ﮔﺮدﻳﺪه اﺳﺖ . ﭼﻨﻴﻦ روش ﻫﺎ ی واﺣﺪی ﺑﺮای ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن آب ﺣﻮﺿﻪ ﻫﺎ ی رودﺧﺎﻧﻪ ای ﺑﻴﻦ ﻛﺸﻮرﻫﺎ و ﻧﻮاﺣﻲ وﺳـﻴﻌﻲ ﻛـﻪ ﺑﺨﺶ ﻫﺎﻳﻲ از اﻳﺮان و ﭼﻨﺪﻳﻦ ﻛﺸﻮر ﻣﺠﺎور را در ﺑـﺮ ﻣـﻲ ﮔﻴـﺮد ، ﺿـﺮوری اﺳـﺖ در . اﻳـﻦ ﺧﺼـﻮص ﻫﻤـﺎﻫﻨﮕﻲ و ﺗﻌـﺎﻣﻼت ﺑﻴﻦ اﻟﻤﻠﻠﻲ ﺑﺎ ﻛﺸﻮرﻫﺎی ﻣﺠﺎور ﻳﻚ اﺻﻞ اﺳﺎﺳﻲ ﺗﻠﻘﻲ ﻣﻲ ﺷﻮد . روش ﻫﺎ ی ﺗﻮﺿﻴﺢ داده ﺷﺪه در اﻳﻦ ﻧﺸﺮﻳﻪ ، ﺗﻤﺎﻣﻲ ﺗﻐﻴﻴـﺮات ﻣﺤﺘﻤﻞ در ﻣﺤﻴﻂ و وﻳﮋﮔﻲ ﻫﺎی ﻃﺒﻴﻌﻲ را درﺑﺮ ﻧ ﻤﻲ ﮔﻴﺮد و ﺑﻨﺎﺑﺮاﻳﻦ ﻧﻴﺎز ﺑﻪ آزﻣﺎﻳﺶ و ﺑﺮرﺳﻲ ﻫﺎی ﺗﺠﺮﺑﻲ در ﺑﻌﻀﻲ ﺷﺮاﻳﻂ را ﻧ ﺗﻮاﻧ ﻤﻲ ﺪ ﺣﺬف ﻛﻨﺪ . - داﻣﻨﻪ ﻛﺎر ﻣﺤﺪوده ﻣﻄﺎﻟﻌﻪ ﺑﻪ دو ﺑﻌﺪ ﻣﻜﺎﻧﻲ و زﻣﺎﻧﻲ ﺗﻘﺴﻴﻢ ﻣﻲ ﺷﻮد . از ﻧﻘﻄﻪ ﻧﻈﺮ ﺑﻌﺪ ﻣﻜﺎﻧﻲ، داﻣﻨﻪ ﺑﺮرﺳﻲ از ﻳـﻚ ﺳـﻄﺢ ﻛـﻼن ) ﺷﻬﺮ ﻳﺎ ﻛﺸﻮر ( ﺗﺎ ﺳﻄﻮح ﺧﺮدﺗﺮ ﺷﺎﻣﻞ ﺣﻮﺿﻪ آﺑﺮﻳﺰ، ﺑﺨﺸﻲ از ﻳﻚ ﺣﻮﺿﻪ آﺑﺮﻳﺰ و ﻳﺎ ﺣﺘﻲ ﻳﻚ ﻣﺰرﻋﻪ زراﻋﻲ ﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﺪ ﺗﻐﻴﻴﺮ 2 22 / 04 / 93 دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب ﻛﻨﺪ . از ﻃﺮف دﻳﮕﺮ داﻣﻨﻪ ﺑﺮرﺳﻲ از ﻧﻘﻄﻪ ﻧﻈﺮ ﺑﻌﺪ زﻣﺎﻧﻲ، ﻫﺎ دوره ی ﻛﻮﺗﺎه ﻣﺪت ) ﻣﺜﻼ ﻃﻮل دوره آﺑﻴﺎری و ﻳﺎ ﻓﺮآﻳﻨﺪ ﺗﺸـﻜﻴﻞ رواﻧﺎب در ﻃﻮل ﻳﻚ رﮔﺒﺎر ( ، ﻣﻴﺎن ﻣﺪت ) ﺗﺤﻠﻴﻞ ﻫﺎی ﻣﺎﻫﺎﻧﻪ ﻳﺎ ﺳﺎﻻﻧﻪ ( و ﺑﻠﻨﺪﻣﺪت ) ﺗﺤﻠﻴﻞ ﻫﺎی ﭼﻨﺪ ﺳﺎﻟﻪ ( را در ﺑـﺮ ﺧﻮاﻫـﺪ ﮔﺮﻓﺖ . ﺑﻨﺎﺑﺮاﻳﻦ ﻧﺸﺮﻳﻪ ﺣﺎﺿﺮ روش ﻫﺎ ﻳﻲ را ﺑﺮای ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن آب در دو دوره زﻣﺎﻧﻲ ﻃﻮﻻﻧﻲ ﻣﺪت ) ﻳﺎ ﻣﻴﺎﻧﮕﻴﻦ ( و ﻛﻮﺗﺎه ﻣﺪت ﺑﺮای ﺷﺮاﻳﻂ زﻳﺮ ﺗﻮﺻﻴﻒ ﻣﻲ :ﻛﻨﺪ • ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎ ی ﻋﻤﺪه ﺑﻴﻼن آب ﺷﺎﻣﻞ : رﻳﺰش ﺟﻮی، روان آب، ﺗﺒ ﺨﻴﺮ و ذﺧﻴﺮه آب ﺑﻪ اﺷﻜﺎل ﮔﻮﻧﺎﮔﻮن . • ﺑﻴﻼن آب ﻧﻮاﺣﻲ زﻣﻴﻨﻲ ﺷﺎﻣﻞ : ﺣﻮﺿﻪ ﻫﺎ ی رودﺧﺎﻧﻪ ای، ﺷﻬﺮﺳﺘﺎن ﻫﺎ، اﺳﺘﺎن ﻫﺎ، ﻛﺸﻮرﻫﺎ، ﻧﻮاﺣﻲ ﺑﺎ ﻛﺎرﺑﺮی ﺧﺎص ﻣﺜﻞ ﺻﻨﺎﻳﻊ، داﻣﭙﺮوری، ﺷﻬﺮﻫﺎ . • ﺑﻴﻼن آب ﻣﺠﻤﻮﻋﻪ ﻫﺎی آﺑﻲ ﺷﺎﻣﻞ : درﻳﺎﭼﻪ ﻫﺎ و ﻣﺨﺎزن، ﺗﺎﻻب ﻫﺎ، آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ، ﻳﺨﭽ ﺎل ﻫﺎ و ﻳﺦ ﭘﻬﻨﻪ ﻫﺎ، درﻳﺎﭼﻪ ﻫﺎ و اﺗﻤﺴﻔﺮ . • ﺑﻴﻼن آب ﻧﻮاﺣﻲ ﺑﺎ وﻳﮋﮔﻲ ﻫﺎی ﻣﺘﻤﺎﻳﺰ ﺷﺪه ﺷﺎﺧﺺ ﻫﻴﺪروﻟﻮژﻳﻜﻲ ) ﻛﻪ ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ ﻛﻞ ﻧﺎﺣﻴﻪ را ﺑﺮای ﺑﻴﻼن ﻫﺎی آﺑﻲ ﺑﺰرگ ﻣﻘﻴﺎس ﺗﺤﺖ ﺗﺎﺛﻴﺮ ﻗﺮار دﻫﺪ ( ﺷﺎﻣﻞ : ﺟﻨﮕﻞ ﻫﺎ ، زﻣﻴﻦ ﻫﺎی ﻓﺎرﻳﺎب و اراﺿﻲ زﻫﻜﺸﻲ ﺷﺪه ﻳﺎ اﺣﻴﺎ ﺷﺪه . 1ﻓﺼﻞ 1 ﻛﻠﻴﺎت ﻓﺼﻞ اول - ﻛﻠﻴﺎت 22 / 04 / 93 5 ﻓﺼﻞ اول- ﻛﻠﻴﺎت 1 - 1 - ﺑﺮﻧﺎﻣﻪ رﻳﺰی و روش اﻧﺠﺎم ﻛﺎر ﺑﺮای ﺗﻬﻴﻪ اﻳﻦ ﻧﺸﺮﻳﻪ ﻣﺮاﺣﻞ زﻳﺮ ﻃﻲ ﺷﺪه اﺳﺖ : اﻟﻒ- ﺗﺸﻜﻴﻞ ﻛﺎر-ﻫﺎ ﮔﺮوه ی ﺗﺨﺼﺼﻲ ﺷﺎﻣﻞ : − ﻛﺎر-ﮔﺮوه ﺣﻮﺿﻪ ﻫﺎی آﺑﺮﻳﺰ و ﻣﻨﺎﻃﻖ ﻣﺸﺨﺺ − ﻛﺎر- ﮔﺮوه ﻣﺼﺎرف ) ﺻﻨﻌﺖ، ﺷﺮب، ﺑﻬﺪاﺷﺖ ( و ﻣﺤﻴﻂ زﻳﺴﺖ − ﻛﺎر-ﮔﺮوه آب ﻫﺎی زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ − ﻛﺎر-ﮔﺮوه ﻣﺪل ﻫﺎ و ﻧﺮم اﻓﺰارﻫﺎی راﻳﺎﻧﻪ ای − ﮔﺮوه ﻫﻤﺎﻫﻨﮓ ﻛﻨﻨﺪه ب- ﺑﺎ ﺟﺴﺘﺠﻮی ﻛﺘﺎب ﺧﺎﻧﻪ ای و اﻳﻨﺘﺮﻧﺘﻲ، ﻣﻨﺎﺑﻊ ﻣﻮﺟﻮد و ﻗﺎﺑﻞ ﺗﻬﻴﻪ ﺑﻪ ﻫﻨﮕﺎم ﺗﻬﻴﻪ و ﻃﺒﻘﻪ ﺑﻨﺪی ﺷﺪﻧﺪ . ﻣﻨـﺎﺑﻊ ﺗﻬﻴـﻪ ﺷﺪه ﺑﺮ اﺳﺎس ﻣﻮﺿﻮع ﺗﻔﻜﻴﻚ ﮔﺮدﻳﺪه و ﺗﻮﺳﻂ ﻛﺎر-ﮔﺮوه ﻣﺮﺑ ﻮ ﻃﻪ ﻣﻄﺎﻟﻌﻪ و ﺧﻼﺻﻪ ﺑﺮداری ﺷـﺪﻧﺪ . ﻣﻄﺎﻟـﺐ ﺗﻬﻴـﻪ ﺷﺪه در ﻗﺎﻟﺐ و ﭼ ﺎرﭼﻮب ﻧﺸﺮﻳﻪ ، ﺗﺪوﻳﻦ ﮔﺮدﻳﺪ . 1 - 2 - ﺷﻜﻞ ﻋﻤﻮﻣﻲ و ﺣﺎﻟﺖ ﻫﺎی ﺧﺎص ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن آب ﻣﻄﺎﻟﻌﻪ ﺑﻴﻼن آب ﻛﺎرﺑﺮد اﺻﻞ ﺑﻘﺎی ﺟﺮم، ﻛﻪ ﻏﺎﻟﺒﺎ از آن ﺑﺎ ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﭘﻴﻮﺳﺘﮕﻲ ﻳﺎد ﻣﻲ ،ﺷﻮد در ﻫﻴﺪروﻟﻮژی اﺳﺖ . در اﻳـﻦ ﺻﻮرت ﺑﺮای ﻫﺮ ﺣﺠﻢ دﻟﺨﻮاه و در ﺧﻼل ﻫﺮ دوره زﻣﺎﻧﻲ، ﺗﻔﺎوت ﺑﻴﻦ ﻛﻞ ورودی و ﺧﺮوﺟﻲ ﺮادﺘﻣ ف ﺑﺎ ﺗﻐﻴﻴﺮ در آب ذﺧﻴﺮه ﺷﺪه درون ﺣﺠﻢ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﺑﻨﺎﺑﺮاﻳﻦ ﺑﻪ ﻛﻠﻲ ﻃﻮر ، اﺳﺘﻔﺎده از روش ﺑﻴﻼن آب ﺑﻪ ﻣﻔﻬﻮم اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻫﺎی ﻫﺮ دو ﻋﺎﻣﻞ ذﺧﻴﺮه و ﻓﻼﻛﺲ ﻧﺮخ ) یﻫﺎ ﻫﺎی ﺟﺮﻳﺎن ( آب ﭘﺲ از اﻧﺘﺨﺎب ﻣﻨﺎﺳﺐ ﺣﺠﻢ و اﻧﺘﺨﺎب دوره زﻣﺎﻧﻲ ﺑﻴﻼن ﺧﻮاﻫﺪ ﺑﻮد . ﺑﺎ اﻳﻦ وﺟﻮد ﺑﺮﺧﻲ از اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻫﺎ ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ ﺣﺬف ﺷﻮد . در اﻳﻦ ﺻﻮرت ﺑﺮآوردی از ﻋﺎﻣﻞ اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻧﺸﺪه از ﻃﺮﻳﻖ ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن ﺻـﻮرت ﺧﻮاﻫﺪ ﭘﺬﻳﺮﻓﺖ . ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن آب ﺑﺮای ﻫﺮ ﻧﺎﺣﻴﻪ ﻃﺒﻴﻌﻲ ) از ﻗﺒﻴﻞ ﻳﻚ ﺣﻮﺿﻪ رودﺧﺎﻧﻪ ای ( ﻳـﺎ ﻣﺠﻤﻮﻋـﻪ آﺑـﻲ ) از ﻗﺒﻴـﻞ ﻳـﻚ درﻳﺎﭼـﻪ (، ﻣﻘﺎدﻳﺮ ﻧﺴﺒﻲ ﺟﺮﻳﺎن ورودی و ﺟﺮﻳﺎن ﺧﺮوﺟﻲ و ﺗﻐﻴﻴﺮ در ذ ﺧﻴﺮه آب ﺑﺮای ﻧﺎﺣﻴﻪ ﻳﺎ ﻣﺠﻤﻮﻋﻪ را ﻣﺸﺨﺺ ﻣﻲ ﻛﻨـﺪ . ﺑـﻪ ﻃـﻮر ﻛﻠﻲ ﺑﺨﺶ ﺟﺮﻳﺎن ورودی ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑ ﻴﻼ ن آب ﻣﻞﺎﺷ رﻳﺰش ﺟﻮی (P) ،ﺑﻪ ﺻﻮرت ﺑﺎرﻧﺪﮔﻲ و ﺑﺮف ﻛـﻪ واﻗﻌـﺎ در ﺳـﻄﺢ زﻣـﻴﻦ رﻳﺰش ﻣﻲ ،ﻛﻨﺪ و ﺟﺮﻳﺎن آب ورودی ﺳﻄﺤﻲ و زﻳﺮﺳﻄﺤﻲ ﺑ ﻪ داﺧﻞ ﺣﻮﺿﻪ ﻳﺎ ﻣﺠﻤﻮﻋﻪ آﺑﻲ از ﺳـﻤﺖ ﺑﻴـﺮون )SI Q وUI Q ( ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . از ﻃﺮف دﻳﮕﺮ ﺑﺨﺶ ﺟﺮﻳﺎن ﺧﺮوﺟﻲ ﻣﻌﺎدﻟﻪ ، ﺗﺒﺨﻴـﺮ از ﺳـﻄﺢ ﻣﺠﻤﻮﻋـﻪ آﺑـﻲ (E) و ﺟﺮﻳـﺎن ﺧﺮوﺟـﻲ ﺳـﻄﺤﻲ و زﻳﺮﺳﻄﺤﻲ از ﺣﻮﺿﻪ ﻳﺎ ﻣﺠﻤﻮﻋﻪ آﺑﻲ )so Q وuo Q (را درﺑﺮ ﻣﻲ ﮔﻴﺮد . زﻣﺎﻧﻲ ﻛـﻪ ﺟﺮﻳـﺎن ورود ی از ﺟﺮﻳـﺎن ﺧﺮوﺟـﻲ ﻓﺰوﻧـﻲ ﻣﻲ ﮔﻴﺮد ، ﻛﻞ ذﺧﻴﺮه آب در ﻣﺠﻤﻮﻋﻪ )S Δ ( اﻓﺰاﻳﺶ ﻣﻲ ﻳﺎﺑﺪ . از دﻳﺪ دﻳﮕﺮ، ﺟﺮﻳﺎن ورودی ﻛﻪ از ﺟﺮﻳﺎن ﺧﺮوﺟﻲ ﻛﻢ ﺗﺮ ﺑﺎﺷﺪ، ﺑﻪ ﻛﺎﻫﺶ در ذﺧﻴﺮه ﻣﻨﺠﺮ ﺧﻮاﻫﺪ ﺷﺪ . ﺗﻤﺎﻣﻲ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎ ی ﺑﻴﻼن آب در ﻣﻌﺮض ﺧﻄﺎی اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻳـﺎ ﺑـﺮآورد ﻣـﻲ ﺑﺎﺷـﻨﺪ و 6 22 / 04 / 93 دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب ﺑﻨﺎﺑﺮاﻳﻦ ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن آب ﺑﺎﻳﺪ ﺷﺎﻣﻞ ﻳﻚ ﺟﻤﻠـﻪ ﻣﻐـﺎﻳﺮت )η ( (Sokolov and Chapman, 1974) ﻧﻴـﺰ ﺑﺎﺷـﺪ . در ﻧﺘﻴﺠـﻪ ﺑﻴﻼن آب ﺑﺮای ﻫﺮ ﻣﺠﻤﻮﻋﻪ آﺑﻲ و ﻫﺮ دوره زﻣﺎﻧﻲ ﺑﻪ ﺷﻜﻞ ﻛﻠﻲ آن ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ ﺗﻮﺳﻂ ﻣﻌﺎدﻟﻪ زﻳﺮ ﺑﻴﺎن ﺷﻮد : )1 - 1( SI UI SO uo P Q Q E Q Q S 0 + + − − − −Δ −η = ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﻛﻠﻲ ﺑﻴﻼن )1 - 1 ( در ﺣﺎﻟﺖ ﻛﻠﻲ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎ ی ﻣﺘﻌﺪدی دارد و ﭘﻴﭽﻴﺪه اﺳﺖ . از ﺗﻌﺪادی از اﻳﻦ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎ در ﺷـﺮاﻳﻂ ﺧﺎﺻﻲ ﺗﻮان ﻣﻲ ﺻﺮف ﻧﻈﺮ ﻛﺮد و ﻟﺬا ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن ﺷﻜﻞ ﺗﺮ ﺳﺎده ی ﺑﻪ ﺧﻮد ﻣﻲ ﮔﻴﺮد . اﻳﻦ ﺷﺮاﻳﻂ ﺑﻪ اﻃﻼﻋـﺎت ﻣﻮﺟـﻮد اوﻟﻴـﻪ، ﻫﺪف ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ، ﻧﻮع ﻣﺠﻤﻮﻋﻪ ) ﺣﻮﺿﻪ رودﺧﺎﻧﻪ ای ﻳﺎ ﻧﺎﺣﻴﻪ ﻣﺠﺰا ﺷﺪه ای از آن ﺑﻪ ﻃﻮر ﻣﺼﻨﻮﻋﻲ ﻳﺎ ﻗﺮاردادی، درﻳﺎﭼﻪ ﻳﺎ ﻣﺨﺰن وﻏﻴﺮه ( و اﺑﻌﺎد ﻣﺠﻤﻮﻋﻪ آﺑﻲ، وﻳﮋﮔﻲ ﻫﺎی ﻫﻴﺪروﮔﺮاﻓﻲ و ﻫﻴﺪروﻟﻮژﻳﻜﻲ آن، ﻣﺪت دوره ﺑـﻴﻼن ، و دوره رژﻳـﻢ ﻫﻴـﺪروﻟﻮژﻳﻜﻲ ) ﺳﻴﻼب ، ﺟﺮﻳﺎن ﻛﻢ آﺑﻲ ( ﻛﻪ ﺑﺮای آن ﺑﻴﻼن آب ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺷﻮد ﺑﺴﺘﮕﻲ دارد . در ﺣﻮﺿﻪ ﻫﺎ ی وﺳﻴﻊ ر ودﺧﺎﻧﻪ ای، UO Q وUI Q در ﻣﻘﺎﻳﺴﻪ ﺑﺎ ﺳﺎﻳﺮ ﺟ ﻤﻼ ت ﻛﻮﭼﻚ اﻧﺪ، ﻳﻌﻨﻲ ﺗﺒـﺎدل آب زﻳﺮﺳـﻄﺤﻲ ﺑـﺎ ﺣﻮﺿﻪ ﻫﺎ ی ﻣﺠﺎور ﻓﺮض ﻣﻲ ﺷﻮد ﻛﻪ ﺻﻔﺮ ﺑﺎﺷﺪ ، و ﺑﻨﺎﺑﺮاﻳﻦ ﻏﺎﻟﺒﺎ از ﻫﺎ آن ﺻﺮف ﻧﻈﺮ ﻣﻲ ﺷﻮد . ﻫﻴﭻ ﺟﺮﻳﺎن ورودی ﺳﻄﺤﻲ ﺑـﻪ ﺣﻮﺿﻪ رودﺧﺎﻧﻪ ای وﺟﻮد ﻧﺪار ) د ﻓﺮض ﻛﻨﻴﺪ ﻛﻪ ﻫﻴﭻ اﻧﺤﺮاف آﺑﻲ ﺑﻪ ﻃﻮر ﻣﺼﻨﻮﻋﻲ از ﺳـﺎﻳﺮ ﺣﻮﺿـﻪ ﻫـﺎ اﺗﻔـﺎق ﻧﻤـﻲ اﻓﺘـﺪ و ،( ﺑﻨﺎﺑﺮاﻳﻦ ﻣﻮﻟﻔﻪSI Q در ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن آب ﻳﻚ ﺣﻮﺿـﻪ رودﺧﺎﻧـﻪ ای وﺟـﻮد ﻧﺨﻮاﻫـﺪ داﺷـﺖ . از اﻳـﻦ روی ﺑـﺮای ﻳـﻚ ﺣﻮﺿـﻪ رودﺧﺎﻧﻪ ، ای ﻣﻌﺎدﻟﻪ )1 - 1 ( ﻏﺎﻟﺒﺎ ﺑﻪ ﺷﻜﻞ زﻳﺮ ﺳﺎده ﻣﻲ :ﺷﻮد )1 - 2( P E Q S 0 − − −Δ −η = ﻛﻪ در آنQ ﺑﻴﺎﻧﮕﺮ ﺑﺪه رودﺧﺎﻧﻪ ﺑﻪ ﺧﺎرج از ﺣﻮﺿﻪ اﺳﺖ . از ﻃﺮف دﻳﮕﺮ، ﻣﻮﻟﻔـﻪ یﻫـﺎ ﻣﻌﺎدﻟـﻪ )1 - 1(، ﺑﺴـﺘﻪ ﺑـﻪ ﻣﺴـﺎﻟﻪ ﻣﺸﺨﺼﻲ ، ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ ﺧﻮد ﺑﻪ اﺟﺰاﻳﻲ ﺗﻘﺴﻴﻢ ﺷﻮد . ﺑﺮای ﻣﺜﺎل در ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن آب ﺑﺮای ﻫﺎ دوره ی زﻣـﺎﻧﻲ ﻛﻮﺗـﺎه ﻣـﺪت، ﺗﻐﻴﻴﺮ در ﻛﻞ ذﺧﻴﺮه ) آبS Δ ( در ﻳﻚ ﺣﻮﺿﻪ رودﺧﺎﻧﻪ ای ﻛﻮﭼﻚ ﻣﻤﻜـﻦ اﺳـﺖ ﺑـﻪ ﺗﻐﻴﻴـﺮات ذﺧﻴـﺮه رﻃـﻮﺑﺘﻲ در ﺧـﺎک )M Δ ( ،در آﺑﺨﻮان ) ﻫﺎ G Δ (، در درﻳﺎﭼﻪ ﻫﺎ و ﻣﺨﺎزن )L S Δ (، در ﻛﺎﻧﺎل ﻫﺎی رودﺧﺎﻧﻪ )Ch S Δ (، در ﻳﺨﭽﺎل ) ﻫﺎ gl S Δ (، و در ﭘﻮﺷﺶ ﺑﺮﻓﻲ )sn S Δ ( ﺗﻘﺴﻴﻢ ﺷﻮد . ﺑﻨﺎﺑﺮاﻳﻦ در اﻳﻦ ﺣﺎﻟﺖ ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن آب ﺑﻪ ﺷﻜﻞ زﻳﺮ ﻧﻮﺷﺘﻪ ﻣﻲ :ﺷﻮد )1 - 3( SI UI SO UO L Ch gl sn P Q Q E Q Q M G S S S S 0 + + − − − −Δ −Δ −Δ −Δ −Δ −Δ −η = ﻛﻪ در آنSI Q ﻣﺒ ﻴﻦ اﻧﺤﺮاف ﺧﺎﻟﺺ ﺟﺮﻳﺎن ﺳﻄﺤﻲ از ﺳﺎﻳﺮ ﺣﻮﺿﻪ ﻣﻲ ﻫﺎ ﺑﺎﺷﺪ . ﺑﻴﻼن آب ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ ﺑﺮای ﻣﺠﻤﻮﻋﻪ ﻫﺎی آﺑﻲ ﺑﺎ ﻫﺮ اﻧﺪازه ای ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺷﻮد . در ﻧﺘﻴﺠـﻪ ﭘﻴﭽﻴـﺪﮔﻲ ﻣﺤﺎﺳـﺒ ﻪ ﺑـﻪ ﻣﻘـﺪار زﻳﺎدی ﺑﻪ ﮔﺴﺘﺮدﮔﻲ ﻣﺴﺎﺣﺖ ﺗﺤﺖ ﺑﺮرﺳﻲ ﺑﺴﺘﮕﻲ دارد . ﻳﻚ ﺣﻮﺿﻪ رودﺧﺎﻧﻪ ای ﺗﻨﻬﺎ ﻧﺎﺣﻴﻪ ﻃﺒﻴﻌـﻲ اﺳـﺖ ﻛـﻪ ﻣﺤﺎﺳـﺒﺎت ﺑﻴﻼن آب د ر ﻣﻘﻴﺎس در آن ﻧﺪﺗﻮا ﻣﻲ ﺳﺎده ﺷﻮد . ﻳﻚ دﻟﻴﻞ ﻋﻤﺪه اﻳﻦ اﺳﺖ ﻛﻪ دﻗـﺖ ﻣﺤﺎﺳـﺒ ﺎت ﺑـﺎ اﻓﺰاﻳﺸـﻲ در ﻣﺴـﺎﺣﺖ ﺣﻮﺿﻪ رودﺧﺎﻧﻪ ای اﻓﺰاﻳﺶ ﻣﻲ ﻳﺎﺑﺪ . اﻳﻦ ا ﻣﺮ ﺑﺎ اﻳﻦ ﺣﻘﻴﻘﺖ ﻛـﻪ ﻫـﺮ ﭼـﻪ ﻣﺴـﺎﺣﺖ ﺣﻮﺿـﻪ ﻛﻮﭼـﻚ ﺗـﺮ ﺑﺎﺷـﺪ ﺑـﻴﻼن آب آن ﭘﻴﭽﻴﺪه ﺗﺮ اﺳﺖ، ﺗﻮﺿﻴﺢ داده ﻣﻲ ﺷﻮد . در ﭼﻨﻴﻦ ﺷﺮاﻳﻄﻲ ﺑﺮآورد ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎ ی ﺛﺎﻧ ﻮﻳﻪ ﺑﻴﻼن از ﻗﺒﻴﻞ ﺗﻌـﺎ ﻣـ ﻞ آب زﻳﺮزﻣﻴﻨـﻲ ﺑـﺎ ﺣﻮﺿﻪ ﻫﺎ ی ﻣﺠﺎور، ﻧﮕﻬﺪاﺷﺖ آب در درﻳﺎﭼﻪ ﻫﺎ، ﻣﺨﺎزن، ﺗﺎﻻب ﻫﺎ و ﻳﺨﭽﺎل ﻫﺎ و ﭘﻮﻳﺎﻳﻲ ﺑﻴﻼن آب ﺟﻨﮕﻞ ﻫﺎ و اراﺿﻲ ﻓﺎرﻳﺎب و زﻫﻜﺸﻲ ﺷﺪه دﺷﻮارﺗﺮ اﺳﺖ . ﺗﺎﺛﻴﺮ اﻳﻦ ﻋﻮاﻣﻞ ﺑﺎ اﻓﺰاﻳﺸﻲ در ﻣﺴﺎﺣﺖ ﺣﻮﺿﻪ رودﺧﺎﻧﻪ ای ﺑﻪ ﺗﺪرﻳﺞ ﻛﺎﻫﺶ ﻣﻲ ﻳﺎﺑـﺪ و ﻣﻤﻜـﻦ اﺳ ﺖ در ﻧﻬﺎﻳﺖ ﺑﺘﻮان از آن ﻫﺎ ﺻﺮف ﻧﻈﺮ .دﻛﺮ ﻏﺎﻟﺒﺎ در ﻣﺴﺎﺣﺖ ﻫﺎ ی زﻳﺎد دﺷﻮاری ﻫﺎی ﻓﻨﻲ اﻧﺪازه ﮔﻴـﺮی و ﻣﺤﺎﺳـﺒﻪ دﻗﻴـﻖ ﻓﺼﻞ اول - ﻛﻠﻴﺎت 22 / 04 / 93 7 ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎ ی ﻣﻬﻢ ﺑﻴﻼن آب اﻳﻦ ﻣﺠﻤﻮﻋﻪ ﻫﺎ ﻲ ی آﺑ از ﻗﺒﻴﻞ ﺟﺮﻳﺎن ورودی ﺟﺎﻧﺒﻲ و ﺗﻐﻴﻴـﺮات در ذﺧﻴـﺮه آب در درﻳﺎﭼـﻪ ﻫـﺎ و ﻣﺨﺎزن ﺑﺰرگ، ﺑﺎرﻧﺪﮔﻲ ﺑﺮ روی ﺳﻄﺢ آب و ﻫﺎ آن ﻏﻴﺮه ، اﻓﺰاﻳﺶ .ﺪﺑﺎﻳ ﻣﻲ در ﻧﺘﻴﺠﻪ ﺗﻤﺎﻳﻠﻲ ﺑﻪ اﻓـﺰاﻳﺶ ﭘﻴﭽﻴـﺪﮔﻲ ﻣﺤﺎﺳـﺒﻪ ﺑﻴﻼن آب درﻳﺎﭼﻪ ﻫﺎ، ﻣﺨﺎزن، ﺗﺎﻻب ﻫﺎ، ﺣﻮﺿﻪ ﻫﺎ ی آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ و ﺣﻮﺿﻪ ﻫﺎ ی ﻳﺨﭽﺎﻟﻲ - ﻛﻮﻫﺴﺘﺎﻧﻲ ﺑﺎ اﻓﺰاﻳﺸ ﻲ در ﻣﺴﺎﺣﺖ وﺟﻮد دارد . 1 - 3 - اﻫﻤﻴﺖ ﺑﺮرﺳﻲ ﻫﺎی ﺑﻴﻼن آب روش ﻫﺎ ی ﺗﺪوﻳﻦ ﺑﻴﻼن آب ﺑﻪ ﻋﻨﻮان ﻳﻜﻲ از ﻣﻮﺿﻮﻋﺎت اﺻﻠﻲ در ﻋﻠﻢ ﻫﻴﺪروﻟﻮژی، ﺑﻴﺎﻧﮕﺮ روش ﺣﻞ ﻣﺴﺎﻳﻞ ﻣﻬﻢ ﻧﻈـﺮی و ﻋﻤﻠﻲ ﻫﻴﺪروﻟﻮژی ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﺑﺮ ﭘﺎﻳﻪ ﻧﮕﺮش ﺑﻴﻼن آب اﻳﻦ اﻣﻜﺎن وﺟﻮد ﺧﻮاﻫﺪ داﺷﺖ ﻛﻪ ﺑﺘﻮان ارزﻳﺎﺑﻲ ﻛﻤـﻲ ﻣﻨـﺎﺑﻊ آب و ﺗﻐﻴﻴﺮ آن ﻫﺎ را ﻛﻪ ﻋﻤﺪﺗﺎ ﻧﺎﺷﻲ از ﻓﻌﺎﻟﻴﺖ ﻫﺎی ﺑﺸﺮ اﺳﺖ اﻧﺠﺎم داد . ﻣﻄﺎﻟﻌﻪ ﺳﺎﺧﺘﺎر ﺑﻴﻼن آب درﻳﺎﭼﻪ ﻫﺎ، ﺣﻮﺿﻪ ﻫﺎ ی رودﺧﺎﻧﻪ ای و ﺣﻮﺿﻪ ﻫـﺎ ی آب زﻳﺮزﻣﻴﻨـﻲ ﭘﺎﻳـﻪ ای را ﺑـﺮای ﭘـﺮوژه ﻫـﺎی ﻣﺘﻨﻮﻋﻲ از ﻫﻴﺪروﻟﻮژی ﻓﺮاﻫﻢ ﻣﻲ ﺳﺎزد . ﻣﺜﺎل ﻫﺎی ﻣﺘﻌﺪدی از ﭼﻨﻴﻦ ﭘﺮوژه ﻫﺎﻳﻲ را ﻣﺜﻞ اﺳﺘﻔﺎده ی ﻣﺴﺘﻘﻴﻢ، ﻛﻨﺘﺮل و ﺗﻮزﻳـﻊ ﻣﺠﺪد ﻣﻜﺎﻧﻲ و زﻣﺎﻧﻲ ﻣﻨﺎﺑﻊ آب ) ﺑﺮای ﻣﺜﺎل اﻧﺘﻘﺎل ﻫﺎی ﺑﻴﻦ ﺣﻮﺿﻪ ای و ﻳـﺎ ﻛﻨﺘـﺮل ﺟﺮﻳـﺎن رودﺧﺎﻧـﻪ ( ﻣـﻲ ﺗـﻮان ﺑﺮﺷـﻤﺮد . ﻧﻤﻲ ﺗﻮان از اﻳﻦ ﻧﻜﺘﻪ ﭼﺸﻢ ﭘﻮﺷﻲ ﻛﺮد ﻛﻪ اﻋﻤﺎل ﭼﻨﻴﻦ ﺗﻐﻴﻴﺮات ﻣﺼﻨﻮﻋﻲ ﺑﻪ وﺳﻴﻠﻪ ﺑﺸﺮ در رژﻳﻢ رودﺧﺎﻧﻪ ﻫﺎ، درﻳﺎﭼـﻪ ﻫـﺎ و ﺣﻮﺿﻪ ﻫﺎ ی آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ﻣﺴﺎﻳﻞ ﻣﺘﻔﺎوﺗﻲ را در ﭘﻲ ﺧﻮاﻫﺪ داﺷﺖ . ﺑﺎ اﺳﺘﻔﺎده از ﺑﻴﻼن آب ﺗﻮان ﻣﻲ ﺗﺨﻤﻴﻦ واﻗﻊ ﺑﻴﻨﺎﻧﻪ ﺗـﺮی از اﻳﻦ ﻋﻮاﻗﺐ و ﻣﺴﺎﻳﻞ ﺑﻪ دﺳﺖ آورد . اﻃﻼﻋﺎت ﻣﻮﺟﻮد ﺑﻴﻼن آب ﺑﺮای ﺣﻮﺿﻪ ﻫـﺎ ی رودﺧﺎﻧـﻪ ای و درﻳﺎﭼـﻪ ﻫـﺎ در ﻫـﺎ دوره ی زﻣﺎﻧﻲ ﻛﻮﺗﺎه ﻣﺪت ) ﻓﺼﻠﻲ، ﻣﺎﻫﻴﺎﻧﻪ، ﻫﻔﺘﮕـﻲ و روزاﻧـﻪ ( ﺟﻬـﺖ ﻣـﺪﻳﺮﻳﺖ ﺑﻬـﺮه ﺑـﺮداری از ﻣﺨـﺎزن و ﻫﻤﭽﻨـﻴﻦ ﺑـﺮای اﻧﺠـﺎم ﭘﻴﺶ ﺑﻴﻨﻲ ﻫﺎی ﻫﻴﺪروﻟﻮژﻳﻜﻲ ﺑﻪ ﻣﻨﻈﻮر اﻋﻤﺎل ﻣﺪﻳﺮﻳﺖ ﺑﻬﺘﺮ آب . رود ﻣﻲ ﻛﺎر ﺑﻪ ﻋ ﻼوه ﺑﺮ اﻳﻦ درک ﺻﺤﻴﺤﻲ از ﺑﻴﻼن آب ﺑﺮای ﺑﺮرﺳﻲ ﻫﺎی ﭼﺮﺧﻪ ﻫﻴﺪروﻟﻮژﻳﻜﻲ ﻧﻴﺰ ﻛﺎﻣﻼ ﻣﻬﻢ اﺳـﺖ . ﺑـﺎ داﺷـﺘﻦ اﻳـﻦ اﻃﻼﻋﺎت از ﺑﻴﻼن آب اﻳﻦ اﻣﻜﺎن وﺟﻮد ﺧﻮاﻫﺪ داﺷﺖ ﻛﻪ ﺑﺘﻮان ﻣﻨـﺎﺑﻊ ﻣﺠـﺰای آب در ﻳـﻚ ﺳﻴﺴـﺘﻢ و در ﻃـﻮل ﻫـﺎ دوره ی ﻣﺘﻔﺎوت زﻣﺎن را ﻣﻘﺎﻳﺴﻪ ﻛﺮده و درﺟﻪ ﺗﺎﺛﻴﺮ آن ﻫﺎ را ﺑﺮ روی ﺗﻐ ﻴﻴﺮات رژﻳﻢ آب ارزﻳﺎﺑﻲ ﻧﻤﻮد . ﺗﺤﻠﻴﻞ اوﻟﻴﻪ اﻧﺠﺎم ﺷﺪه ﺑﺮای ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎ ی ﻣﺠﺰای ﺑﻴﻼن آب و ﻫﻤﺎﻫﻨﮕﻲ اﻳﻦ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎ در ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن ﻫﻤﭽﻨـﻴﻦ اﻳﻦ اﻣﻜﺎن را ﻓﺮاﻫﻢ ﺧﻮاﻫﺪ ﺳﺎﺧﺖ ﻛﻪ وﺟﻮد ﻛﻤﺒﻮدﻫﺎﻳﻲ در ﺗﻮزﻳﻊ ﻣﻜﺎﻧﻲ اﻳﺴـﺘﮕﺎه ﻫـﺎ ی اﻧـﺪازه ﮔﻴـﺮی را ﻣﺸـﺨﺺ ﺳـﺎزد و ﺧﻄﺎﻫﺎی ﺳﻴﺴﺘﻤﺎﺗﻴﻚ اﻧﺪا زه ﮔﻴﺮی ﻫﺎ را ﻛﺸﻒ ﻧﻤﺎﻳﺪ . ﻧﻬﺎﻳﺘﺎ ﺗﻮان ﻣﻲ ﮔﻔﺖ ﻛﻪ ارزﻳﺎﺑﻲ ﻏﻴﺮﻣﺴﺘﻘﻴﻢ ﻳﻜﻲ از ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎ ی ﺑﻴﻼن آب ﻛﻪ ﻧﺎﻣﻌﻠﻮم ﺑـﻮده و اﻧـﺪازه ﮔﻴـﺮی ﻧﺸـﺪه ﺑﺎﺷـﺪ ﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﺪ ﺗﻮﺳﻂ ﻣﻄﺎﻟﻌﺎت ﺑﻴﻼن آب و ﺑﺎ اﺳﺘﻔﺎده از اﺧﺘﻼﻓﺎت ﺑﻴﻦ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎ ی ﻣﻌﻠﻮم ﺻﻮرت ﭘﺬﻳﺮد . ﺑﺮای ﻣﺜﺎل ﺗﺒﺨﻴﺮ ﻃﻮﻻﻧﻲ ﻣﺪت از ﻳﻚ ﺣﻮﺿﻪ رودﺧﺎﻧﻪ ای ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ از روی ﺗﻔﺎوت ﺑﻴﻦ رﻳﺰش ﺟﻮی و روان آب ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺷﻮد . 8 22 / 04 / 93 دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب 1 - 4 - اﺛﺮ ﻓﻌﺎﻟﻴﺖ ﻫﺎی اﻧﺴﺎﻧﻲ ﺑﺮ ﺗﻐﻴﻴﺮ ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻄﺎﻟﻌﺎت اﻗﻠﻴﻢ دﻳﺮﻳﻨﻪ ﺷﻨﺎﺳﻲ1 ﻣﺴﺘﻨﺪاﺗﻲ را در اﺧﺘﻴﺎر ﻗﺮار دﻫﺪ ﻣﻲ ﻛﻪ ﻣﻲ ﺗﻮاﻧﺪ ﺑﻴﺎﻧﮕﺮ ﺗﻐﻴﻴﺮات ﻧﺎﺷﻨﺎﺧﺘﻪ ﺑﺎﺷﺪ . در اﻳـﻦ ﻣﻔﻬﻮم، Berezovskaya et al. (2005) ﺗﻐﻴﻴﺮات ﺳﺎﻻﻧﻪ ﺑﻴﻼن آب رودﺧﺎﻧﻪ ﻟﻨﺎ2 در اﺛﺮ ﻓﻌﺎﻟﻴﺖ ﻫـﺎی ﺑﺸـﺮی ﺑـﺮ ﻫﻴـﺪروﻟﻮژی ﺣﻮﺿﻪ آﺑﺮﻳﺰ را ﺑﺮرﺳﻲ ﻛﺮدﻧﺪ . ﺗﻐﻴﻴﺮات ﺑﻠﻨﺪ ﻣﺪت رواﻧﺎب رودﺧﺎﻧﻪ ﺑﻪ ﻣﻨﻈـﻮر ﺗﻌﻴـﻴﻦ اﻫﻤﻴـﺖ ﺗﻐﻴﻴـﺮات آﻣـﺎری در ﺟﺮﻳـﺎن رودﺧﺎﻧﻪ ﻣﻮرد ﺗﺠﺰﻳﻪ و ﺗﺤﻠﻴﻞ ﻗﺮار ﮔﺮﻓﺘﻪ اﺳﺖ . ﺗﺤﻠﻴﻞ ﺑﻴﻼن آ ب ﺑﻪ ﻣﻨﻈﻮر ﺗﻌﻴﻴﻦ ﭼﮕـﻮﻧ ﮕﻲ ﺗﻐﻴﻴـﺮات در اﺛـﺮ ﻓﺮآﻳﻨـﺪﻫﺎی ﻫﻮاﺷﻨﺎﺧﺘﻲ ﺑﺮ ﺑﺪه رودﺧﺎﻧﻪ ﻧﻴﺰ اﻧﺠﺎم ﮔﺮدﻳ ﺪه اﺳﺖ . ﻣﻨﻄﻘﻪ درﻳﺎی ﻻﭘﺘﻮ3 دوره ﻳﺨﺒﻨﺪان ﮔﺬﺷﺘﻪ را ﺗﺠﺮﺑﻪ ﻛﺮده اﺳـﺖ . ﻧـﺮخ ﺗﻐﻴﻴﺮات ﺑﺮای ﺑﺴﻴﺎری از ﻣﺸﺨﺼﻪ ﻫﺎی زﻳﺴﺖ ﻣﺤﻴﻄﻲ ﻛﻪ در ﻃﻲ ﻗﺮن ﮔﺬﺷﺘﻪ ﻣﺸﺎﻫﺪه ﺷﺪ، ﻛـﺎﻣﻼ ﺑـﻲ ﺳـﺎﺑﻘﻪ ﺑـﻮده اﺳـﺖ . Overpeck et al. (1997) ﮔﺰارش داد ﻛﻪ ﻧﺪ ﻣﻴﺰان ﮔﺮﻣﺎ در ﻣﻨﺎﻃﻖ ﻗﻄﺐ ﺷﻤﺎل از ﺳﺎل 1840 ﺗﺎ اواﺳـﻂ ﻗـﺮن ﺑﻴﺴـﺘﻢ ﺑـﻪ ﺑﻴﺶ ﺗﺮ ﻳﻦ ﺣﺪ ﺧﻮد ﻧﺴﺒﺖ ﺑﻪ ﭼﻬﺎر ﻗﺮن ﮔﺬﺷﺘﻪ رﺳﻴﺪه اﺳﺖ . ﺳﻴﺴـﺘﻢ ﻫﻴـﺪروﻟﻮژﻳﻜﻲ ﻧﺴـﺒﺖ ﺑـﻪ اﻓـﺰاﻳﺶ درﺟـﻪ ﺣـﺮارت ﺣﺴﺎس ﺑﻮده و ﺑﻪ ﺷﺪت ﺗﺤﺖ ﺗﺎﺛﻴﺮ ﻋﻮاﻣﻞ ﻫﻮاﺷﻨﺎﺳﻲ ) ﺑﺎرش، دﻣﺎی ﻫﻮا، ﺗﺒﺨﻴﺮ و ﺗﻌﺮق ( و ﻓﺮآﻳ ﻨﺪﻫﺎی ﺳﻄﺤﻲ زﻣﻴﻦ ﻛﻪ ﺑﺮ رواﻧﺎب ﺗﺎﺛﻴﺮ ﻣﻲ ﮔﺬارﻧﺪ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﺗﺤﻠﻴﻞ ﻫﺎی اﺧﻴﺮ از ﺟﺮﻳﺎن ﻫﺎ ی ﺛﺒﺖ ﺷﺪه از ﺷﺶ رودﺧﺎﻧـﻪ ﺑـﺰرگ اور ﭘـﺎ - آﺳـﻴﺎﻳﻲ ﺷـﺎﻣﻞ رودﺧﺎﻧﻪ ﻟﻨﺎ ، ﺑﻴﺎﻧﮕﺮ اﻓﺰاﻳﺶ ﺳﺎﻻﻧﻪ 7 درﺻﺪی رواﻧﺎب ﻃﻲ ﻫﺎ ﺳﺎل ی 1936 ﺗـﺎ1999 ﻣـﻲ ﺑﺎﺷـﺪ . Sazonava et al. (2004) ﺗﺎﺛﻴﺮ ﺳﻨﺎرﻳﻮﻫﺎی ﻣﺨﺘﻠﻒ ﮔﺮ م ﺷﺪن آب و ﻫﻮا ﺑﺮ ذوب ﻳﺦ ﻫﺎی ﻳﻚ ﻣﻘﻄﻊ ﻋﺮﺿﻲ از ﻻﻳﻪ ﻓﻌﺎل ﺳﻄﺢ ﺳﻴﺒﺮی ﺷﺮﻗﻲ ، ﻛـﻪ در ﺑﺮﮔﻴﺮﻧﺪه ﺑﺨﺶ ﻣﺮﻛﺰی ﺣﻮﺿﻪ آﺑﺮﻳﺰ رودﺧﺎﻧﻪ ﻟﻨﺎ از ﺑﺎﻻدﺳﺖ دﻟﺘﺎ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ، را ﻣﻮرد آزﻣﺎﻳﺶ ﻗـﺮار داد ﻧـﺪ . ﻧﺘـﺎﻳﺞ ﺑﻴـﺎﻧﮕﺮ آن اﺳﺖ ﻛﻪ اﻓﺰاﻳﺶ دﻣﺎی ﻫﻮا ﺑﻴﻦ 3 ﺗﺎ5 درﺟﻪ ﺳﺎﻧﺘﻲ ﮔﺮاد ﺑﺎﻋﺚ ذوب ﻳﺦ در ﻻﻳﻪ ﻓﻌﺎل ﺑﻪ ﻣﻴﺰان 5/0 ﺗﺎ2 ﻣﺘﺮ ﺑﺮش ﻋﺮﺿـﻲ ﻣﻲ ﮔﺮدد . Zhang et al. (2003) ﻣﻌﺘﻘﺪ ﻧﺪ ﻛﻪ از ﺑﻴﻦ رﻓﺘﻦ ﻻﻳﻪ ﻣﻨﺠﻤﺪ داﻳﻤﻲ اﻋﻤﺎق زﻣﻴﻦ4 ﺑﺎﻋـﺚ ﺗﻮﻟﻴـﺪ آب ﻛـﺎﻓﻲ ﺑـﺮای اﻓﺰاﻳﺶ رواﻧﺎب روی ﺣﻮﺿﻪ ﻫﺎ ی آﺑﺮﻳﺰ رودﺧﺎﻧﻪ ﻫﺎی ﺳﻴﺒﺮی ﺷﺪه اﻳﻦ در ﺣﺎﻟﻲ اﺳﺖ ﻛﻪ Holms et al. (2003) ﺛﺎﺑﺖ ﻛﺮ دﻧـﺪ ﻛﻪ ذوب اﻳ ﻦ ﻻﻳﻪ ﻣﻨﺠﻤﺪ در ﻧﻮاﺣﻲ ﺷﻤﺎﻟﻲ ﻣﻬﻢ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﺿﺮﻳﺐ ﻫﻤﺒﺴﺘﮕﻲ ﺑﺎرش ﺗﺎﺑﺴﺘﺎﻧﻪ ) ژوﺋﻦ- اوت ﺑﺎ ( رواﻧﺎب رودﺧﺎﻧﻪ ﻟﻨﺎ در ژوﺋﻦ ﺗﺎ ﺳﭙﺘﺎﻣﺒﺮ ) ﻛﻪ ﺗﻘﺮﻳﺒﺎ ﺑﺮاﺑﺮ 82 درﺻﺪ ﻣﻴﺎﻧﮕﻴﻦ ﺑﺎرش ﺳﺎﻻﻧﻪ اﺳﺖ (، ﺑﺮاﺑـﺮ 89 درﺻـﺪ در ﺳـﺎل ﻫـﺎ ی 1979 ﺗـﺎ 1995 ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . Yang et al. (2002) ﮔﺰارش داد ﻛﻪ ﻣﻘﺪار ﺗﻐﻴﻴﺮات در ﺑﺎرش و دﻣﺎی ﻫﻮا ﺑﻪ اﻧﺪازه ﻛﺎﻓﻲ ﺑﺮ ﺗﻐﻴﻴﺮات رژﻳﻢ ﻫﻴﺪروﻟﻮژﻳﻜﻲ رودﺧﺎﻧﻪ ﻟﻨﺎ ﻣﻮﺛﺮ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . 1- Paleo Climate 2- Lena 3- Laptev 4- Permafrost 2 ﻓﺼﻞ2 ﺗﺒﻴﻴﻦ ﻣﺴﺎﻟﻪ و ﭼﺎرﭼﻮب ﺗﺤﻠﻴﻠﻲ ﻓﺼﻞ دوم- ﺗﺒﻴﻴﻦ ﻣﺴﺎﻟﻪ و ﭼﺎرﭼﻮب ﺗﺤﻠﻴﻠﻲ 22 / 04 / 93 5 ﻓﺼﻞ دوم- ﺗﺒﻴﻴﻦ ﻣﺴﺎﻟﻪ و ﭼﺎرﭼﻮب ﺗﺤﻠﻴﻠﻲ 2 - 1 - ﺑﻴﺎن ﻣﺴﺎﻟﻪ ﻋﻤﺪﺗﺎ ﺑﺮرﺳﻲ ﻣﺴﺎﻳﻞ آﺑﻲ ﺑﻪ ﻣﻨﻈﻮراراﺋﻪ ﺧﺪﻣﺎت ﻣﺪﻳﺮﻳﺘﻲ ﺑﻬﺘﺮ ﺟﻬﺖ ﺑﻬﺮه ﺑﺮداری ﺻﺤﻴﺢ ﻛﻤـﻲ و ﻛﻴﻔـﻲ از ﻣﻨـﺎﺑﻊ آب ﻧﻴﺎزﻣﻨﺪ آﮔﺎﻫﻲ و ﺑﺮآورد ﭘﺘﺎﻧﺴﻴﻞ آﺑﻲ ﻣﻨﻄﻘﻪ و ﻣﺼﺎرف ﺑﺮ اﺳﺎس اﺻﻞ ﺑﻘﺎی ﻣﺎده در ﭼﺮﺧﻪ آب ﺻـﻮرت ﻣـﻲ ﮔﻴـﺮد . ﺗـﺪوﻳﻦ ﺑﻴﻼن آﺑﻲ ﻳﻜﻲ از ﻋﻤﻮﻣﻲ ﺗﺮﻳﻦ ﻋﻤﻠﻴﺎت در ﭘﺮوژه ﻫﺎی ﺗﻮﺳﻌﻪ ﻣﻨﺎﺑﻊ آب، ﻋﻠﻲ اﻟﺨﺼﻮص در ﻧﻮاﺣﻲ ﺧﺸﻚ، ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . روش ﻫﺎ ی ﺑــﻪ ﻛــﺎر ﮔﺮﻓﺘــﻪ ﺷــﺪه در ﻣﺤﺎﺳــﺒﻪ ﻣﻮﻟﻔــﻪ ﻫــﺎ ی آب در دﺳــﺘﺮس ﻣــﻲ ﺗﻮاﻧــ ﺪ ﻧﻘــﺶ ﻣﻬﻤــﻲ در ﻧﺘــﺎﻳﺞ داﺷــﺘﻪ ﺑﺎﺷــﺪ (Wegchenkel, 2003) . وﺳﻌﺖ ﻣﻨﻄﻘﻪ ﻣﻄﺎﻟﻌﺎﺗﻲ ﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﺪ از ﭼﺮﺧﻪ آب در ﻛﺮه زﻣﻴﻦ ﺗﺎ ﺑﺮرﺳـﻲ رﻃﻮﺑـﺖ در اﻃـﺮاف ﻳـﻚ ﺑﺮگ را ﺷﺎﻣﻞ ﺷﻮد . ﺑﺎ ﺗﻮﺟﻪ ﺑﻪ ﮔﺴﺘﺮدﮔﻲ داﻣﻨﻪ ﻣﻮﺿﻮع و ﻧﻮع روش ﺗﺠﺰﻳﻪ وﺗﺤ ﻠﻴﻞ، ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫـﺎی اﺟـﺰای ﻣﻌﺎدﻟـﻪ ﻋﻤـﻮﻣﻲ ﺑﻴﻼن آب ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ در ﻳﻚ داﻣﻨﻪ وﺳﻴﻊ ﻗﺮار ﮔﻴﺮﻧﺪ . ﻋـﻮاﻣﻠﻲ ﻫﻤﭽـﻮن دﻗـﺖ، روش اﻧﺠـﺎم ﻣﻄﺎﻟﻌـﻪ، ﺗﻌـﺪاد ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫـﺎ و ﭘﻴﭽﻴﺪﮔﻲ ارﺗﺒﺎﻃﺎت داﺧﻠﻲ ﺑﻴﻦ ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎ ﺑﺮ روی اﻳﻦ داﻣﻨﻪ ﻣﻮﺛﺮ ﺧﻮاﻫﺪ ﺑﻮد . ﺑﻨﺎﺑﺮاﻳﻦ ﺑـﺮ روی ﻫـﺮ ﻣـﻮرد ﺑﺎﻳـﺪ ﻣﻼﺣﻈـﺎت ﺧﺎﺻﻲ ﻣﺪﻧﻈﺮ ﻗﺮ ار ﮔﻴﺮد ﺗﺎ ﻋﻼوه ﺑﺮ دﺳﺘﺮﺳﻲ ﺳﻬﻞ ﺗﺮ ﺑﻪ ﭘﺎﺳﺦ، ﺟﻮاب ﻫﺎی ﺑﻪ دﺳﺖ آﻣﺪه ﻧﻴﺰ ﻗﺎﺑﻞ اﺳﺘﻔﺎده ﺑﺎﺷﻨﺪ . ﺑﻪ ﻋﻨـﻮان ﻣﺜﺎل در ﻳﻚ ﻣﻨﻄﻘﻪ وﺳﻴﻊ ﺑﻪ ﻃﻮر ﻣﻮﺛﺮ ﺗﻮان ﻣﻲ ی از ﻋﻜﺲ ﻫﺎی ﻣﺎﻫﻮاره ای اﺳـﺘﻔﺎده ﻛـﺮد و ﻳـﺎ در ﻳـﻚ ﻣﺤـﺪوده ﻛﻮﭼـﻚ ﻣﻄﺎﻟﻌﺎﺗﻲ از روش ﻫﺎ ی ﻋﺪدی ﺑﻪ دﻗﺖ ﻣﻨﺎﺳﺐ ﺑﻬﺮه ﺑﺮد (Perry, 1996) . ﺑﻪ ﻣﻨﻈﻮر ﺗﻌﻴﻴﻦ ﺑﻴﻼن آﺑﻲ در ﻳﻚ ﺣﻮﺿﻪ آﺑﺮﻳﺰ در ﻫﺎ دوره ی ﻣﺨﺘﻠﻒ زﻣﺎﻧﻲ و ﭘـﻴﺶ ﺑﻴﻨـﻲ ﻣﻴـﺰان ﺟﺮﻳـﺎن در ﺧﺮوﺟـﻲ ﺣﻮﺿﻪ ، ﻫﺎ ﻣﺪل ی رﻳﺎﺿﻲ و ﻧﺮم اﻓﺰار ﻫﺎی زﻳﺎدی ﺗﻮﺳﻌﻪ داده ﺷﺪه اﺳﺖ . ﺑﻪ ﻋﻨﻮان ﻣﺜﺎل ﻣﺪل AWBM ﻧﺮم و اﻓـﺰار MITSIM را ﻛﻪ ﺗﻮاﻧﺎﻳﻲ ﭘﻴﺶ ﺑﻴﻨﻲ روزاﻧﻪ و ﺳﺎﻋﺘﻲ ﺟﺮﻳﺎن رودﺧﺎﻧﻪ ﺑﺮاﺳﺎس ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﻋﻤﻮﻣﻲ ﺑﻴﻼن را دارد ﺗﻮان ﻣﻲ ﻧـﺎم ﺑـﺮد . ﻧـﺮم اﻓـﺰار SRM ﺑﺎ ﻛﻤﻚ ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎی ﻣﺨﺘﻠﻔﻲ ﻛﻪ از ﻣﺸﺨﺼﺎت ﻳﻚ ﺣﻮﺿﻪ ﻣﻲ ﮔﻴﺮد ﺗﻮاﻧﺎﻳﻲ ﭘﻴﺶ ﺑﻴﻨﻲ ﺟﺮﻳـﺎن را ﺑـﺮ اﺳـﺎس ﻣﻌﺎدﻟـﻪ ﻋﻤﻮﻣﻲ ﺑﻴﻼن و ﺧـﻮاص ﻓﻴﺰﻳﻜـﻲ ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫـﺎ دارد . ﻧـﺮم اﻓـﺰار MODFLOW و ﻳـﺎPMWIN ﻧـﺮم اﻓﺰاﻫـﺎی ﻣﻨﺎﺳـﺒﻲ ﺟﻬـﺖ لﻣﺪ ﺳﺎزی آب ﻫﺎی زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ﺑﺮ اﺳﺎس ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻲ ﺑﺎﺷﻨﺪ . اﺳﺘﻔﺎده از ﺳﻴﺴﺘﻢ ﻫﺎی ﻣﺪﻳﺮﻳﺖ اﻃﻼﻋﺎت و ﺳﻴﺴﺘﻢ اﻃﻼﻋﺎت ﺟﻐﺮاﻓﻴﺎﻳﻲ در ﺑﺴﻴﺎری از ﻣﻮارد ﻣﻲ ﺗﻮاﻧـﺪ دﻗـﺖ و ﺳـﺮﻋﺖ اﻧﺠﺎم ﻣﺤﺎﺳﺒﺎت را اﻓﺰاﻳﺶ داده، اﻣﻜﺎن ﺗﻠﻔﻴـﻖ داده ﻫـﺎ و ﺧﺼﻮﺻـﻴﺎت ﻣﻜـﺎﻧﻲ را در ﻗﺎﻟـﺐ ﻳـﻚ ﭘﺎﻳﮕـﺎه داده ﻓـﺮاﻫﻢ ﻧﻤﺎ ﻳـﺪ (Portoghese, et al., 2005) . ﺷﻜﻞ ﮔﻴﺮی و از ﺑﻴﻦ رﻓﺘﻦ آب در ﺷﺮاﻳﻂ ﻃﺒﻴﻌﻲ ﻋﻤﺪﺗﺎ ﻛـﺎر دﺷـﻮاری اﺳـﺖ و ﺗﻨﻬـﺎ آب در ﭼﺮﺧـﻪ ﻃﺒﻴﻌـﻲ ﺧـﻮد ﺑـﻪ ﺣﺎﻟﺖ ﻫﺎی ﺟﺎﻣﺪ، ﻣﺎﻳﻊ و ﮔﺎز ﺗﺒﺪﻳﻞ ﻣﻲ ﮔﺮدد ) ﺷﻜﻞ 2 - 1 .( اﻳﻦ ﺑﺪان ﻣﻌﻨﺎﺳﺖ ﻛـﻪ ﻣﻘـﺪار ﻛـﻞ آب ﻣﻮﺟـﻮد در ﻛـﺮه زﻣـﻴﻦ ﻧﺴﺒﺖ ﺑﻪ ﻣﻴﻠﻴﻮن ﻫﺎ ﺳﺎل ﭘﻴﺶ ) ﺑﻪ ﺟﺰ ﻣﻮاردی ﺧﺎص ﻛﻪ ﻣﻘﺎدﻳﺮ ﻗﺎﺑﻞ ﺗﻮﺟﻬﻲ آب از ﻓﻀﺎی ﺧﺎرج ﺑﻪ ﺷﻜﻞ ﮔﻠﻮﻟﻪ ﻫـﺎی ﺑـﺮف ﻛﻴﻬﺎﻧﻲ1 ﺑﻪ ﭼﺮﺧﻪ ﻃﺒﻴﻌﻲ آب داده ﺷﺪه اﺳﺖ ( ﺗﻐﻴﻴﺮ ﻧﻜﺮده اﺳﺖ . 1- Cosmic Snowballs 6 22 / 04 / 93 دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب راﺑﻄﻪ ﻋﻤﻮﻣﻲ و ﻣﻨﻄﻘﻲ )2 - 1 ( ﻛﻪ ﺑﻪ ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن آب ﻣﻌﺮوف اﺳﺖ در ﺷﺮاﻳﻂ ﻣﺨﺘﻠـﻒ ﻣﻜـﺎﻧﻲ و زﻣـﺎﻧﻲ و ﻣﻨﻄﻘـﻪ ای دارای اﺟﺰا ی ﻣﺨﺘﻠﻒ ﺑﻮده ﻛﻪ ﺑﺮآورد ﻫﺮ ﻳﻚ از آن ﻫﺎ ﻧﻴﺎزﻣﻨﺪ ﻣﻼﺣﻈﺎﺗﻲ ﺧﺎص ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﺑﻪ ﻋﺒﺎرت دﻳﮕﺮ ﺑـﻴﻼن آب روﺷـﻲ ﺑﺮای ﺗﺤﻠﻴﻞ ﻣﺼﺎرف، ﺗﻠﻔﺎت و ﻛﺎراﻳﻲ آب از ﻣﺤﺘﻮی آب در ﻳﻚ ﻣﺤﺪوده ﻣﻜﺎﻧﻲ ﻣﺸﺨﺺ و در ﻃﻮل ﻳﻚ دوره زﻣﺎﻧﻲ ﺗﻌﺮﻳﻒ ﺷﺪه ﺑﻪ ﺷﻤﺎر ﻣﻲ . آﻳﺪ ﺷﻜﻞ 2 - 1 - ﭼﺮﺧﻪ ﻫ ﻴﺪ روﻟﻮژ ﻳ ﻜﻲ آب در ﻃ ﻌﺖﺒﻴ )2 - 1( ﺗﻐﻴﻴﺮ ﺣﺠﻢ ذﺧﻴﺮ ه +ﺧﺮوﺟﻲ = ﻫﺎ ورودی ﻫﺎ ﻫﺮﻛﺪام از ﻋﻮاﻣﻞ راﺑﻄﻪ )2 - 1( از ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎی ﮔﻮﻧﺎﮔﻮﻧﻲ ﺗﺸﻜﻴﻞ ﻣﻲ ﺷﻮد ﺑﺨﺶ ) ﻫﺎی ﺑﻌﺪی ﻧﺸﺮﻳﻪ را ﺑﺒﻴﻨﻴﺪ (. اﻳﻦ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎ ﻳﺎ اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی و ﻳﺎ ﺑﺮآورد ﻣﻲ ﺷﻮﻧﺪ و ﺑﻨﺎﺑﺮاﻳﻦ در ﻣﻌﺮض ﺧﻄﺎ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﻨﺪ . در ﻧﺘﻴﺠﻪ ﺑﺴﻴﺎر ﻣﺤﺘﻤﻞ اﺳﺖ ﻛـﻪ راﺑﻄـﻪ )2 - 1( از ﻧﻈﺮ رﻳﺎﺿﻲ ﻣﺘﻮ ازن ﻧﺒﺎﺷﺪ . ﻣﺤﻘﻘﻴﻦ ﻣﺨﺘﻠﻔﻲ اﻳﻦ ﻋﺪم ﺗﻮازن را ﺑﺎ اﺿﺎﻓﻪ ﻛﺮدن ﻳﻚ ﻣﻮﻟﻔﻪ اﺿﺎﻓﻲ ﺗﻮﺿﻴﺢ داده . اﻧﺪ Sokolov and Chapman (1974) واژه ﻣﻐﺎﻳﺮت (discrepancy) ، Burt (1999) ) ﻧﻘـﻞ ازRuud et al., 2004 ( واژه ﻣﻮﻟﻔـﻪ ﺧﺎﺗﻤـﻪ1 را ﭘﻴﺸﻨﻬﺎد ﻛﺮده . اﻧﺪ ﺑﺎ اﻳﻦ ﺣﺎل ﭼﻨﺎﻧﭽﻪ اﻣﻜﺎن اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی و ﻳﺎ ﺑﺮآورد ﻳﻜﻲ از ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎی راﺑﻄﻪ ﺑـﻴﻼن وﺟـﻮد ﻧﺪاﺷـﺘﻪ ﺑﺎﺷـﺪ، ﻏﺎﻟﺒﺎ ﺑﺎ ﻣﻌﻠﻮم ﺑﻮدن ﺳﺎﻳﺮ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎ، ﻣﻘﺪار آن را از راﺑﻄﻪ )3 - 1 (ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻣﻲ ﻛﻨﻨـﺪ ) ﻣـﺜﻼ Rana and Katerji, 2000 ﺑـﻴﻼن آب ﺧﺎک را ﻳﻚ روش ﻏﻴﺮﻣﺴﺘﻘﻴﻢ ﺑﺮای ﺑﺮآورد ﻣﻮﻟﻔﻪ ﺗﺒﺨﻴﺮ ﺗﻌﺮق - ﺑﻪ ﻋﻨﻮان ﻳﻚ ﺗﺮم ﺑﺎﻗﻲ ﻣﺎﻧـﺪه - ﻗﻠﻤـﺪاد ﻛـﺮده اﺳـﺖ (. ﻣﺸﺨﺺ اﺳﺖ ﻛﻪ در اﻳﻦ ﺻﻮرت اﻳﻦ ﻣﻮﻟﻔﻪ در ﺑﺮﮔﻴﺮﻧﺪه ﻛﻠﻴﻪ ﺧﻄﺎﻫﺎ ﺧﻮاﻫﺪ ﺑﻮد . 1- Closure Term ﻓﺼﻞ دوم- ﺗﺒﻴﻴﻦ ﻣﺴﺎﻟﻪ و ﭼﺎرﭼﻮب ﺗﺤﻠﻴﻠﻲ 22 / 04 / 93 7 2 - 2 - ﺷﻌﺎع ﻣﻜﺎﻧﻲ ﺑﻴﻼن ﻣﺸﺨﺺ اﺳﺖ ﻛﻪ ﺑﺎ ﺗﻐﻴﻴﺮ وﺳﻌﺖ ﻣﻨﻄﻘﻪ ﻣﻮرد ﻣﻄﺎﻟﻌﻪ ﭘﻴﭽﻴﺪﮔﻲ رواﺑﻂ ﺑﻴﻦ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎ ی ﺑﻴﻼن ﺗﻐﻴﻴﺮ ﻣﻲ ﻛﻨﺪ . در ﻧﺘﻴﺠـﻪ ﻣﻨﻄﻘﻲ ﻧﺨﻮاﻫﺪ ﺑﻮد ﻛﻪ دﻗﺖ ﻳﻜﺴﺎﻧﻲ ﺑﺮای ﺗﺤﻠﻴﻞ ﺑﻴﻼن و ﻣ ﻫﺎ ﻮﻟﻔﻪ ی آن ﺑﺮای ﻣﺤﺪوده ﻫﺎی ﻣﺘﻔﺎوت ﻣﻜﺎﻧﻲ در ﻧﻈﺮ ﮔﺮﻓـﺖ . در ﻧﺘﻴﺠﻪ ﻏﺎﻟﺒﺎ در ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ و ﺑﺮآورد اﻳﻦ ﻣﻮﻟﻔﻪ از ﻫﺎ روش ﻫﺎ ی ﻣﺨﺘﻠﻒ ، ﻛﻪ ﻣﺒﺘﻨﻲ ﺑﺮ دﻗﺖ ﻣـﻮرد اﻧﺘﻈـﺎر و ﺷـﺮاﻳﻂ ﻣـﺎﻟﻲ و اﻣﻜﺎﻧﺎت ﭘﺮوژه ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ، اﺳﺘﻔﺎده ﻧﻤﻮد . ﺑﻪ ﻃﻮر ﻛﻠﻲ ﻣﺤﺪوده ﻫﺎی ﻣﻜﺎﻧﻲ ﻣﺘﻔﺎوﺗﻲ را ﺑﺮای ﺗﺪوﻳﻦ ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑـﻴﻼن ﻣـﻲ ﺗـﻮان در ﻧﻈﺮ ﮔﺮﻓﺖ . اﻳﻦ ﻧﺸﺮﻳﻪ ﺑﻪ ﻣﺤﺪوده ﺑﺰرگ ﺗﺮ از ﻳﻚ ﻛﺸﻮر ﻧﻤﻲ ﭘﺮدازد . ﺑﻨـﺎﺑﺮاﻳﻦ ﻣﻌﺎدﻟـﻪ ﺑـﻴﻼن در ﺳـﻄﺢ ﻣﻠـﻲ ﺑـﺰرگ ﺗـﺮ ﻳﻦ ﻣﺤﺪوده ﻣﻜﺎﻧﻲ در ﺟﺎ اﻳﻦ ﺑﻪ ﺷﻤﺎر ﻣﻲ . آﻳﺪ 2 - 2 - 1 - ﺑﻴﻼن در ﺳﻄﺢ ﻣﻠﻲ ﺗﺤﻠﻴﻞ ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن درﭼﻨﻴﻦ ﻣﺤﺪوده ای ﺑﺎﻳﺴﺘﻲ ﻗﺎدر ﺑﻪ درﺑﺮﮔﻴﺮی ﺗﻌﺎﻣﻼت آب ﻫﺎی ﺳﻄﺤﻲ و زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ﺑﺎ ﻛﺸﻮرﻫﺎ و ﻧﻮاﺣﻲ ﻣﺠﺎور ﺑﺎﺷﺪ . اﻓﺰون ﺑﺮ اﻳﻦ، آب ﻫﺎی » ﻣﺤﻠﻲ « ﻛﻪ درون ﻛﺸﻮر ﺗﻮﻟﻴﺪ و ﻣﺼﺮف / ذﺧﻴﺮه ﻣﻲ ﺷﻮد ﻧﻴﺰ از ﻋﻮاﻣﻞ ﻣﻬﻢ دﻳﮕﺮ ﺑﻴﻼن در ﺟﺎ اﻳﻦ ﺑﻪ ﺷﻤﺎر ﻣﻲ آﻳﺪ . Bastiaanssen and Chandrapala. (2003) ﺗﻮﺻﻴﻔﻲ از ﺑﻴﻼن در ﺳﻄﺢ ﻣﻠﻲ ﺑﺮای ﻛﺸـﻮر ﺳﺮی ﻻﻧﻜﺎ اراﺋﻪ داد ه ﺷﺪه اﺳﺖ . 2 - 2 - 2 - ﺑﻴﻼن در ﺳﻄﺢ ﺣﻮﺿﻪ آﺑﺮﻳﺰ ﺗﺤﻠﻴﻞ در ﺳﻄﺢ ﻳﻚ ﺣﻮﺿﻪ آﺑﺮﻳﺰ ﺷﺎﻳﺪ ﻳﻜﻲ از ﺟﺬاب ﺗﺮﻳﻦ ﻛﺎرﺑﺮدﻫﺎی ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن آب ﺑﻪ ﺷﻤﺎر آﻳﺪ . در ﺑﻪ ، ﺟﺎ اﻳﻦ ﺟـﺰ ﻫﺎ آب ی زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ورودی، ﺗﻤﺎﻣﻲ ﻣﻨﺎﺑﻊ آب ﻣﻮﺟﻮد از ﻣﻨﺎﺑﻊ ﻣﺤﻠﻲ ﺗﺎﻣﻴﻦ ﻣﻲ .ﺷﻮد ﺑﺎ اﻳﻦ وﺟﻮد ﻧ ﻤﻲ ﺗـﻮان اﻧﺘﻘـﺎل آب ﺑـﻴﻦ ﺣﻮﺿﻪ ای ا ز ﺳﺎﻳﺮ ﺣﻮﺿﻪ ﻫﺎ را ﻣﻨﺘﻔﻲ داﻧﺴﺖ (Jacob, 2001) . ﻣﺪﻳﺮﻳﺖ و ﻃﺮح ﻣﻨﺎﺑﻊ آب در ﺳﻄﺢ ﺣﻮﺿﻪ آﺑﺮﻳﺰ رودﺧﺎﻧﻪ زﻣﺎﻧﻲ ﻣﻮﻓﻖ ﺧﻮاﻫﺪ ﺑﻮد ﻛﻪ ﭼﺮﺧﻪ ﻛﺎﻣﻞ آب ﻣﺪﻧﻈﺮ ﻗﺮار ﮔﻴﺮد ﻳﻌﻨﻲ ﻓﺮآﻳﻨﺪ ﻫﺎی ﺳﻄﺢ زﻣـﻴﻦ ) ﻫﻴـﺪروﻟﻮژی ( و ﻓﺮآﻳﻨـﺪ ﻫـﺎی اﺗﻤﺴـﻔﺮ در ﺣﻮﺿـﻪ آﺑﺮﻳـﺰ را در ﻧﻈـﺮ ﺑﮕﻴـﺮد . در ﺑﺴـﻴﺎری از رودﺧﺎﻧ ﻪ ﻫﺎ ﺷﺮاﻳﻂ ﺛﺎﺑﺖ آب و ﻫﻮاﻳﻲ ﺑﻪ ﻋﻨﻮان ﻳﻚ ﻓﺮض ﺑﺮای ﻣﺪﻳﺮﻳﺖ ﭘﺎﻳﺪار ﻣﻨﺎﺑﻊ آب در ﻧﻈﺮ ﮔﺮﻓﺘﻪ ﻧ ﻤﻲ ﺷـﻮد . ﺑﻨـﺎﺑﺮاﻳﻦ، ﻋﻠﻲ رﻏﻢ اﻫﻤﻴﺖ اﻳﻦ ﻣﻮﺿﻮع ﻛﻮﺷﺶ در ﺟﻬﺖ ﺗﻌﻴﻴﻦ ﻣﻨﺎﺑﻊ آﺑ ﻲ در ﺳﻄﺢ ﺣﻮﺿﻪ آﺑﺮﻳﺰ ﻳﻚ رودﺧﺎﻧـﻪ ﺑـﻪ ﻃـﻮر وﺳـﻴﻌﻲ ﺑـﻪ ﻣﻄﺎﻟﻌﺎت آب و ﻫﻮاﻳﻲ ﻣﻨﻄﻘﻪ ای ﻣﺮﺗﺒﻂ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﻣﺜﺎل ﻫﺎﻳﻲ از ﻣﻄﺎﻟﻌﺎت ﺑﺮ روی اﺛﺮ ﺗﻐﻴﻴـﺮ آب و ﻫـﻮا و/ ﻳـﺎ اﺛـﺮ آن ﺑـﺮ روی ﻣﻨﺎﺑﻊ آب و ﻳﺎ ﻣﻄﺎﻟﻌﺎت ﻛﺎرﺑﺮی اراﺿﻲ وﺟﻮد دارد . اﻣﺎ در اﻳﻦ ﺧﺼﻮص ﺑﻪ ﻧﻈﺮ ﻣﻲ رﺳﺪ ﻛﻪ ﻣﻼﺣﻈﺎت ﻛﺎﻓﻲ از اﺛـﺮات ﺳـﻄﺢ زﻣﻴﻦ در ﻫﺎ ﻣﺪل ی اﻗﻠﻴﻤﻲ ﺑﺮای ﻣﺪل ﺳﺎزی دﻗﻴﻖ ﻣﺴﺎﻳﻞ ﻣﺮﺑﻮﻃﻪ وﺟﻮد ﻧـﺪارد (Mohamed et al., 2005; Bonan, 1995; Sun et al., 1999a, b) .ﺑﻪ ﻋﻨﻮان ﻳﻜﻲ از ﭼﻨﻴﻦ ﻋﻮاﻣﻠﻲ، اﺛﺮ ﭘﺪﻳﺪه ﻫﺎی اﻗﻠﻴﻤﻲ ﺟﻬﺎﻧﻲ ﺑﺮ ﻣﻨﺎﺑﻊ آﺑﻲ در ﻧﻘﺎط ﻣﺨﺘﻠﻒ ﺟﻬﺎن ﺑﻪ ﺧﻮﺑﻲ ﺑﻪ اﺛﺒﺎت رﺳﻴﺪه اﺳﺖ (Nichlson, 1996; Farmer, 1988) . ﺟﺮﻳﺎن ﻫﺎ ی ﻓﺼﻠﻲ در ﻧﻮاﺣﻲ ﺧﺸﻚ ﺑﺴﻴﺎر ﺑﺎ اﻫﻤﻴﺖ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﺑﺮای ﻣﺪل ﺳﺎزی اﻳﻦ ﺟﺮﻳﺎن ﻫ ﺎ ﻣﺪل ﻫﺎی ﻣﺨﺘﻠﻔـﻲ ﺗﻮﺳـﻌﻪ داده ﺷﺪه اﺳﺖ . ﺑﻪ ﻃﻮر ﻣﺜﺎل Aksoy and Bayazit (2000) ﻣﺪﻟ ﻲ را ﺑﺮای ﺗﻮﻟﻴﺪ ﻫﺎ داده ی ﻣﺮﺑﻮط ﺑـﻪ ﺟﺮﻳـﺎن ﻫـﺎ ی ﻓﺼـﻠﻲ 8 22 / 04 / 93 دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب روزاﻧﻪ ﺗﻬﻴﻪ ﻛﺮده . اﻧﺪ ﻣﺪل ﺗﻮﺳﻌﻪ داده ﺷﺪه ﺑﺮ اﺳﺎس زﻧﺠﻴﺮه ﻣﺎرﻛﻮف و ﺷﺎﻣﻞ ﮔﺎم ﻫﺎی اﻟﻒ ) ( ﺗﻌﻴـﻴﻦ ﺣﺎﻟـﺖ ﺟﺮﻳـﺎن ( ب) ، ﺗﻌﻴﻴﻦ ﺷﺎﺧﻪ ﺻﻌﻮدی ﻫﻴﺪروﮔﺮ ( ج) و اف ﺗﻌﻴﻴﻦ ﺷﺎﺧﻪ ﺧﺸﻜﻴﺪﮔﻲ ﻫﻴﺪروﮔﺮاف ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن آب ﻳﻚ ﻣﻌﻴﺎر ﻣﻬﻢ ﺑﺮای ارزﻳﺎﺑﻲ اﻛﻮ ﺳﻴﺴﺘﻢ ﻫﺎ ی ﺟﻨﮕﻠﻲ ﻣﺤﺴﻮب ﻣـﻲ ﺷـﻮد ﻛـﻪ ﺑـﻪ ﺷـﺪت ﺗﺤـﺖ ﺗـﺎﺛﻴﺮ ﻫ ﮔﻮﻧﻪ ﺎی ﺟﻨﮕﻠﻲ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﺗﻔﺎوت در ﻧﺮخ ﺗﻌﺮق ﮔﻮﻧﻪ ﻫﺎی درﺧﺖ، ﺑﻪ ﻋﻨﻮان ﻣﺜـﺎل ﻣﻨﺠـﺮ ﺑـﻪ ﺗﻔـﺎوت در ذﺧﻴـﺮه آب ﺧـﺎک (SWS) و در ﻧﺘ ﻴﺠﻪ ﺗﻔﺎوت در ﻣﻴﺰان رواﻧﺎب ﺳﻄﺤﻲ و زﻳﺮﺳﻄﺤﻲ ﻣﻲ ﮔﺮدد . ﺗﻔﺎوت ﻫﺎ در ﻣﻴـﺰان ﺑـﺮگ آب ﺗـﺎج ﮔﻮﻧـﻪ ﻫـﺎی درﺧﺘﺎن ﻣﺨﺘﻠﻒ ﺑﺎﻋﺚ ﺗﻐﻴﻴﺮ در ﻣﻴﺰان رﻳﺰش ﺑﺎران ﺑﻪ ﺳﻄﺢ زﻣﻴﻦ و ﻫﻤﭽﻨﻴﻦ در ﻣﻴﺰان ﻧﻔﻮذ ﻣﻲ ﮔﺮدد . در ﻣﻘﻴﺎس ﺟﻨﮕﻞ ﺑﺎ ﺗﻐﻴﻴﺮات ﺟﺰﻳﻲ ﻣﻜﺎﻧﻲ ﺧﺼﻮﺻﻴﺎت ﺧﺎک و در ﻃﻲ ﻳﻚ دوره ﺧﺸﻚ ﺑﻬﺎر ه ، اﺧﺘﻼ ف در ﻧﺮخ ﺗﻌﺮق ﺑﻴﻦ ﮔﻮﻧﻪ ﻫﺎی درﺧﺘﻲ ﻳﻚ ﻓﺎﻛﺘﻮر اﺻﻠﻲ در ﺗﻐﻴﻴﺮات ﻣﻜﺎﻧﻲ SWS ﻣﺤﺴﻮب ﻣﻲ ) ﺷﻮدSchume et al., 2003 ( . ﮔﺎﻫﻲ ﻻزم اﺳﺖ ﻛﻪ ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن آب و ﮔﺮﻣﺎ ﻛﻪ ﺑﺎﻋﺚ ﭘﻮﻳﺎﺋﻲ ﺧﺎک در ﻳﻚ ﻣﻜﺎن ﻣﺸﺨﺺ ﻣﻲ ﺷﻮﻧﺪ ﺑـﻪ ﻣﻨﻈـﻮر ﻓـﺮاﻫﻢ آوردن ﺷﺮاﻳﻂ ﻛﺸﺖ و ﻛﺎر در ﻣﻮاﺟﻬﻪ ﺑﺎ ﺑﻴﺎﺑﺎن زاﻳﻲ ﺑﺎ ﻫﻢ ﻣﺸﺨﺺ ﮔﺮدﻧﺪ . ﺑﻪ ﻋﻨﻮان ﻣﺜﺎل اﻳﻦ راﺑﻄﻪ ﻣـﻲ ﺗﻮاﻧـ ﺪ در اﻧﺘﺨـﺎب ﭘﻮﺷﺶ ﮔﻴﺎﻫﻲ ﻣﻘﺎوم ﺑﻪ ﺧﺸﻜﻲ ﻣﻮﺛﺮ ﺑﺎﺷﺪ . در ﺑﺮﺧﻲ از ﺷﺮاﻳﻂ ﺷﺒﻴﻪ ﺳﺎزی ﺑﻴﻼن آب ﺑﻪ ﺻﻮرت ﻣﺘﻮﺳﻂ ﺳﺎﻻﻧ ﻪ ﺑﺮ ﭘﺎﻳﻪ ﺷﺒﻜﻪ ﺑﻨﺪی ﻣﻜﺎﻧﻲ ﺻﻮرت ﻣـﻲ ﭘـﺬﻳﺮد ﻛـﻪ از ﻣﺘﻮﺳﻂ زﻣﺎﻧﻲ ﺑﺎرش ) ﺑﻪ ﺷﻜﻞ ﺷﺒﻜﻪ ﺑﻨﺪی ﺷﺪه و ( ﻫﺎ داده ی ﺟﺮﻳﺎن در اﻳ ﺴﺘﮕﺎه ﻫﺎ ی ﺑﺪه ﺳﻨﺠﻲ ﻣﺸﺨﺺ ) ﺑﻪ ﺷﻜﻞ ﻧﻘﺎط و ( ﻫﺎ داده ی ﺗﻮﭘﻮﮔﺮاﻓﻲ ) ﺑﻪ ﺷﻜﻞ DEM ( ﻣﻲ ﺷﻮد . ﺳﭙﺲ راﺑﻄﻪ ﺑﻴﻦ ﺟﺮﻳﺎن ﭘﺘﺎﻧﺴﻴﻞ QP ) ﺑﺎ ﻓﺮض اﻳﻨﻜﻪ ﺗﻤﺎم ﺑﺎرش ﺗﺒﺪﻳﻞ ﺑـﻪ رواﻧﺎب ﮔﺮدد ( و ﺿﺮﻳﺐ واﻗﻌﻲ ﺟﺮﻳﺎن واﺑﺴﺘﻪ ﺑﻪ ﺑﺎرش و ﺳﻄﺢ زﻫﻜﺸﻲ و در ﻧﺘﻴﺠﻪ ﺗﺨﻤﻴﻦ ﺟﺮﻳـﺎن در ﻫـﺮ ﻣﻨﻄﻘـﻪ ﺣﻮﺿـﻪ آﺑﺮﻳﺰ اﻧﺠﺎم ﻣﻲ ﮔﻴﺮد (Kahan et al., 2006) . ﺟﻬﺖ اﻧﻄﺒﺎق داده ﻫﺎی ﺗﺨﻤﻴﻦ زده ﺷﺪه و داده ﻫﺎی ﻣﺸﺎﻫﺪاﺗﻲ اﻟﮕﻮرﻳﺘﻢ ﻫـﺎی ﻣﺨﺘﻠﻔﻲ اراﺋﻪ ﺷﺪه اﺳﺖ . ﻋﻼوه ﺑﺮ آن ﻳﻜﻲ از ﻣﺸﻜﻼﺗﻲ ﻛﻪ در ﺗﺪﻗﻴﻖ DEM وﺟﻮد دارد آن اﺳﺖ ﻛﻪ ﺧﻄﺎ ﻫﺮ ﭼﻨﺪ ﻛﻮﭼـﻚ ﺑﺎﻋﺚ ﻋﺪم ﻣﺪل ﺳﺎزی ﺻﺤﻴﺢ ﺟﺮﻳﺎن در ﻣﺴﻴﺮ ﺷﻴﺐ ﻣﻲ ﮔﺮدد . ﺧﻄﺎﻫﺎی DEM ﻛﻪ ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ ﻋﻠـﻲ رﻏـﻢ ﻛﻮﭼـﻚ ﺑـﻮدن ﻧﻘﺎط ﺑﺤﺮاﻧﻲ ﺑﺮای ﻫﺎ ﻣﺪل ی ﻫﻴﺪروﻟﻮژﻳﻜﻲ ﻣﺤﺴﻮب ﺷﻮﻧﺪ و ﺣﻮﺿﻪ ﻫﺎ ی آﺑﺮﻳﺰ داﺧﻠﻲ ) ﺳﻠﻮل ﻫﺎ ﻛﻢ ی ارﺗﻔﺎع ﻛﻪ ﺗﺨﻠﻴﻪ ﮔـﺎه ﻫـﺎ را ﺗﺸﻜﻴﻞ ﻣﻲ دﻫﻨﺪ ﺑﺪﻳﻦ ﻣﻨﻈﻮر ﻋﻤﺪﺗﺎ ﺗﺪﻗﻴﻖ DEM ﺑﻪ ﺷﻜﻞ ﻫﺎی زﻳﺮ ﺻﻮرت ﻣﻲ ﭘﺬﻳﺮد : اﻟﻒ- ﭘﺮ ﻛﺮدن ﺣﻔﺮه ﻫﺎ و ﻳﺎ ﭘﻴﺖ )ﻫﺎ ﺑﻪ ﻋﻨﻮان ﻣﺜﺎل ﺑﻪ وﺳﻴﻠﻪ ﺗﺎﺑﻊ Fill درArc/info-Grid ( ب- اﺧﺘﺼﺎص ﻳﻚ ﻣﻘﺪار ﻏﻴﺮداده ای ﺑﻪ ﺳﻠﻮل ﻫﺎ ی ﻛﻢ ارﺗﻔﺎع از ﺣﻮﺿﻪ ﻫﺎ ی آﺑﺮﻳﺰ داﺧﻠﻲ ) ﻧﻘﺎط ﺗﺨﻠﻴﻪ .( ﻣﺴﺎﻟﻪ ﺣﻮﺿﻪ ﻫﺎ ی آﺑﺮﻳﺰ داﺧﻠﻲ در ﺑﺴﻴﺎری از ﻣﻜﺎن )ﻫﺎ ﺑﺨﺶ ﺷﻤﺎل ﻏﺮب آﻓﺮﻳﻘﺎ ( از اﻫﻤﻴـﺖ ﺧﺎﺻـﻲ ﺑـﻪ واﺳـﻄﻪ وﺟـﻮد ﮔﻮدال ﻫﺎی ﻋﻈﻴﻢ در اﻳﻦ ﻣﻨﺎﻃ ﻖ ﺑﺮﺧﻮردار ﻫﺴﺘﻨﺪ . ﺣﻮﺿﻪ ﻫﺎ ی آﺑﺮﻳﺰ ﻣﺮﺑﻮط ﺑﻪ درﻳﺎﭼـﻪ ﻫـﺎی ﺑـﺎز و ﻳـﺎ ﺑﺴـﺘﻪ و ﺻـﺤﺎری و ﺑﻴﺎﺑﺎن ﻫﺎی وﺳﻴﻊ ﺑﻪ وﺟﻮد آورﻧﺪه ﭼﻨﻴﻦ ﻣﻨﺎﻃﻘﻲ ﻫﺴﺘﻨﺪ ﻛـﻪ ﺑﻌﻀـﺎ ﺧـﻮاص ﻫﻴـﺪروﻟﻮژﻳﻜﻲ ﻣﺠـﺰا ﻧﺴـﺒﺖ ﺑـﻪ ﺳـﺎﻳﺮ ﻧﻘـﺎط ﻣﻲ ﺑﺎﺷﻨﺪ . در اﻳﻦ ﺧﺼﻮص اﺳﺘﻔﺎده از ﻣﺪل رﻗﻮﻣﻲ ارﺗﻔﺎﻋ ﻲ USGS ﻗﺎﺑﻠﻴﺖ ﻛﺎرﺑﺮد در ﺑﺴﻴﺎری از ﻧﻘﺎط را دارد . ﺑﻪ ﻛﻤﻚ ﺷﺒﻜﻪ ﺑﻨﺪی ﺑﺎرش ﻣﺘﻮﺳﻂ ﺳﺎﻻﻧﻪ، ﻣﺘﻮﺳﻂ ﺳﺎﻻﻧﻪ ﺟﺮﻳﺎن واﻗﻌﻲ در اﻳﺴﺘﮕﺎه ﻫﺎ ی اﻧﺪازه ﮔﻴـﺮی ﺟﺮﻳـﺎن و DEM ﻣﻨﻄﻘﻪ و ﺑﺎ اﺳﺘﻔﺎده از ﻳﻚ ﻣﺘﺪﻟﻮژی ﺑﺮ ﻣﺒﻨﺎی ﻣﻔﻬﻮم ﺿﺮﻳﺐ رواﻧﺎب ﺗﻮان ﻣﻲ ﺳـﻬﻢ ﻫـﺮ ﺣﻮﺿـﻪ آﺑﺮﻳـﺰ را در ﺟﺮﻳـﺎن اﺻـﻠﻲ ﺗﻌﻴﻴﻦ ﻛﺮد . ﻓﺼﻞ دوم- ﺗﺒﻴﻴﻦ ﻣﺴﺎﻟﻪ و ﭼﺎرﭼﻮب ﺗﺤﻠﻴﻠﻲ 22 / 04 / 93 9 2 - 2 - 3 - ﺑﻴﻼن در ﻣﺤﺪوده ای ﻏﻴﺮ از ﺣ ﻮﺿﻪ آﺑﺮﻳﺰ ﺧﺎک و آب ﻣﻨﺎﺑﻊ اﺳﺎﺳﻲ ﻃﺒﻴﻌﻲ ﺑﺮای زﻧﺪﮔﻲ ﺗﻤﺎم ﻣﻮﺟﻮدات زﻧﺪه ﻣﺤﺴﻮب ﻣﻲ ﺷﻮﻧﺪ . در واﻗﻊ اﻳﻦ ﻣﻨﺎﺑﻊ در اﺧﺘﻴﺎر ﻣـﺎ از آن ﺟﻬﺖ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﻨﺪ ﻛﻪ ﺑﺘﻮاﻧﻴﻢ ﻧﺴﻞ ﺧﻮد را ﺣﻔﻆ ﻛﻨﻴﻢ . ﺑﺮای ﺣﻔﻆ ﻫﺎ آن دﺳﺘﻮراﺗﻲ در ﺗﻤﺎم ﻛﺘـﺎب ﻫـﺎی ﻣﻘـﺪس آﻣـﺪه اﺳﺖ . ﺧﺎک در ﺟﺎﻳﻲ ﻛﻪ ﺷﻜﻞ ﻣﻲ ﮔﻴﺮد و آب در ﺟﺎ ﻳﻲ ﻛﻪ ا ز آﺳﻤﺎن رﻳﺰش ﻣﻲ ﻛﻨﺪ ﺑﺎﻳـﺪ ﺣﻔـﻆ ﮔـﺮدد . در ﻃـﻲ ﺑﺎرﻧـﺪﮔﻲ ﺑﺨﺸﻲ از ﺑﺎرش ﺑﻪ داﺧﻞ ﭘﺮوﻓﻴﻞ ﺧﺎک ﻧﻔﻮذ ﻣﻲ ﻛﻨﺪ و ﺑﺨﺸﻲ از آن در اﺛﺮ ﺷﻴﺐ زﻣﻴﻦ ﺑﻪ ﺑﺴﺘﺮ رودﻫﺎ رﺳﻴﺪه و ﻋﺎﻗﺒـﺖ ﺑـﻪ ﺳﺪﻫﺎ، درﻳﺎﻫﺎ و اﻗﻴﺎﻧﻮس ﻣﻲ ﻫﺎ رﺳﺪ . آب دراﻳﻦ ﺳﻔﺮ ﺗﺤﺖ ﺷﻮری ﻫﺎ و آﻟﻮدﮔﻲ ﻫﺎی ﻣﺨﺘﻠﻒ ﻗﺮار ﮔﺮﻓﺘﻪ در ﻧﺘﻴﺠ ﻪ اﺳـﺘﻔﺎده از آن ﺗﻮﺳﻂ ﻣﻮﺟﻮدات زﻧﺪه ﻛﻢ ﻣﻲ ﮔﺮدد . ﺑﺮای ﺟﻠﻮﮔﻴﺮی از اﻳﻦ وﺿﻌﻴﺖ ﺳﺎزه ﻫﺎی ﺟﻤﻊ آوری ﻛﻨﻨـﺪه آب ﻣﺎﻧﻨـﺪ اﺳـﺘﺨﺮﻫﺎ و ﺳﺪﻫﺎ در ﻣﺴﻴﺮ ﺟﺮﻳﺎن ﻻزم اﺳﺖ در ﻣﻜﺎن ﻫﺎﻳﻲ ﻛﻪ ﺗﻮﭘﻮﮔﺮاﻓﻲ زﻣﻴﻦ اﺟﺎزه دﻫﺪ ﻣﻲ ﺗﻮﺳﻌﻪ داده ﺷﻮﻧﺪ . اﺑﻌﺎد ﺳﺎز ه ﻫﺎی ﺟﻤﻊ آوری ﻛﻨﻨﺪه آب ﻛﻪ ﻋﻤﺪﺗﺎ در ﻣﻨﻄﻘﻪ ﺧ ﺮوﺟﻲ ﺣﻮﺿﻪ ﻫﺎ ی آﺑﺮﻳﺰ ﺑﺮ ﻃﺒﻖ ﻣﺠﻤـﻮع رواﻧـﺎب ﻧﺎﺷـﻲ از ﺳﻄﺢ ﺣﻮﺿﻪ آﺑﺮﻳﺰ ﻣﻮرد ﻧﻈﺮ ﺳﺎﺧﺘﻪ ﻣﻲ ﺷﻮﻧﺪ واﺑﺴﺘﻪ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﻣﻘﺪار رواﻧﺎب ﻳﻚ ﺣﻮﺿـﻪ آﺑﺮﻳـﺰ ﻣﺴـﺘﻘﻴﻤﺎ در ﻳـﻚ ﻣﻨﻄﻘـﻪ ﺧﺮوﺟﻲ ﺑﺮ روی رودﺧﺎﻧﻪ اﺻﻠﻲ اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﺷﺪه و ﻳﺎ ﺑﺎ اﺳﺘﻔﺎده از ﻣﻌﺎدﻻت ﺗﺠﺮﺑﻲ ﻛﻪ ﺑﺮ ﻣﺒﻨﺎی ﺧﻮاص ﻓﻴﺰﻳﻜﻲ ﻣﻬﻢ ﻳـﻚ ﺣ ﻮﺿﻪ آﺑﺮﻳﺰ ﺧﺎص ﺗﻮﺳﻌﻪ داده ﺷﺪه اﻧﺪ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻣﻲ ﮔﺮدد . ﻳﻘﻴﻨﺎ ﺑﻬﺘﺮﻳﻦ روش ﺑﺮای ﭘﻴﺶ ﺑﻴﻨﻲ ﻛﻞ رواﻧﺎب اﺳﺘﻔﺎده از ﻣﻘﺎدﻳﺮ اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﺷﺪه ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ اﻣﺎ اﻳﻦ وﺿﻌﻴﺖ زﻣﺎن زﻳﺎدی را ﻣﺼﺮوف ﻛﺮده و ﺳﺮﻣﺎﻳﻪ ﮔﺬاری ﻫﺎ را ﺑﻪ ﺗﺎﺧﻴﺮ ﻣﻲ اﻧـﺪازد . ﺑﻨـﺎﺑﺮاﻳﻦ در ﻛﺎرﺑﺮدﻫﺎ ﻣﻌﺎدﻻت ﺗﺠﺮﺑﻲ ﺗﺮﺟﻴﺢ داد ﻣﻲ ه ﺷﻮﻧﺪ . ﻣﺎﻧﻨﺪ ﺑﺴﻴﺎری از ﻛﺸـﻮرﻫﺎ، روش ﺗـﻮرک (Turk) ﺑـﻪ ﻃـﻮر ﮔﺴـﺘﺮده در ﻛﺸﻮر ﺗﺮﻛﻴﻪ ﺑﻪ ﻣﻨﻈﻮر ارزﻳﺎﺑﻲ ﺣﺠﻢ ﻣﺨﺎزن ﺗﻮﺳﻂ ﻣﺪﻳﺮﻳﺖ ﻋﻤـﻮﻣﻲ ﺗﺮﻛﻴـﻪ از ﺳـﺎزﻣﺎن روﺳـﺘﺎﻳﻲ ﺗﺮﻛﻴـﻪ ﻛـﻪ ﻣﺴـﻮوﻟ ﻴﺖ ﺳﺮﻣﺎﻳﻪ ﮔﺬاری ﺑﺮ روی ﭘﺮوژه ﻫﺎی ﻛﺸﺎورزی و ﻓﻌﺎﻟﻴﺖ ﻫﺎی ﻏﻴﺮﺳﺎزه ای روﺳﺘﺎﻳﻲ را ﺑﻪ ﻋﻬﺪه دارد ﺑﻪ ﻛﺎ ر ﺑﺮده ﻣﻲ .ﺷﻮد از آﻧﺠﺎ ﻛﻪ اﻳﻦ روش ﺣﺠﻢ ﻣﺨﺎزن را در ﻣﻘﺎﻳﺴﻪ ﺑﺎ ﻣﻴﺰان واﻗﻌﻲ در ﻳﻚ ﻧﺎﺣﻴﻪ را دﺳﺖ ﺑﺎﻻﺗﺮ ﺗﺨﻤﻴﻦ ﻣﻲ زﻧـﺪ ﻛـﻪ اﻳـﻦ ﻣﻮﺿﻮع ﺑﺎﻋﺚ اﻓﺰاﻳﺶ ﻫﺰﻳﻨﻪ ﻫﺎ ﺑﻪ ﻃﻮر ﻣﻌﻨﻲ دار ﻣﻲ ی ﮔﺮدد . ﺑﻨﺎﺑﺮاﻳﻦ، اﻳﻦ روش ﻧ ﻤﻲ ﺗﻮاﻧـ ﺪ در ﺷـﺮاﻳﻂ ﻓﻌﻠـﻲ ﺗﺮﻛﻴـﻪ ﺑـﺪون ﻫﻴﭻ ﮔﻮﻧﻪ اﺻﻼح ﻣﻮرد اﺳﺘﻔﺎده ﻗﺮار ﮔﻴﺮد ﻛﻪ اﻳﻦ ﺧﻮد ﻣﺴﺘﻠﺰم آن اﺳﺖ ﻛﻪ اﻳﻦ روش ﺑ ﻪ دﻗـﺖ ﺑـﺎ ﺗﻮﺟـﻪ ﺑـﻪ دﻳـﺪﮔﺎه ﻫـﺎ ی اﻗﺘﺼﺎدی و ﻓﻨﻲ ﻣﻮرد ارزﻳﺎﺑﻲ واﻗﻊ ﺷﻮد در . ﻳﻚ ﺗﺤﻘﻴﻖ Istanbulluoglu et al. (2002) ﺑﺎ ﻫﺪف اﺻﻼح روش ﺗـﻮرک ﺑـﺮای ﺗﻌﻴﻴﻦ آب ﺗﻮﻟﻴﺪی در زﻳﺮ ﺣﻮﺿﻪ ﻫﺎ ی آﺑﺮﻳﺰ درﻣﻨﻄﻘﻪ ﺗﺮﻳﺲ (Thrace) ﻛﻪ ﺑﺨﺶ ﺷﻤﺎل ﻏﺮب ﺗﺮﻛﻴﻪ واﻗﻊ ﺷﺪه اﺳﺖ ﻣﺴـﺎﻟﻪ را ﻣﻮرد ارزﻳﺎﺑﻲ ﻗﺮار دادﻧﺪ . در اﻳﻦ ﺑﺨﺶ از ﺗﺮﻛﻴﻪ ، ﻣﻘﺎدﻳﺮ رواﻧﺎب ﻣﺴﺘﻘﻴﻤﺎ ﺑﺮای ﻣﺪت 15 ﺳﺎل اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی . اﻧﺪ ﺷﺪه ﻣﻮارد ﻣﺘﻌﺪدی وﺟﻮد دارد ﻛﻪ ﺷﻌﺎع ﻣﻜﺎﻧﻲ ﻣﻮرد ﻣﻄﺎﻟﻌﻪ ﻛﻮﭼﻚ ﺗﺮ و ﻳﺎ ﺑـﺰرگ ﺗـﺮ از ﻳـﻚ ﺣﻮﺿـﻪ آﺑﺮﻳـﺰ ﺑﺎﺷـﺪ . ﭼﻨـﻴﻦ ﺗﻘﺴﻴﻢ ﺑﻨﺪی ﺑﺮﺣﺴﺐ ﻧﻴﺎزﻫﺎی ﻣﻄﺎﻟ ﻌﺎﺗﻲ و ﺗﺤﻘﻴﻘﺎﺗﻲ ﺷﻜﻞ ﻣﻲ ﮔﻴﺮد . ﻳﻚ اﻛﻮﺳﻴﺴﺘﻢ ﺟﻨﮕﻠﻲ ﻳﻚ ﻧﻤﻮﻧﻪ ﺑﻪ ﺷﻤﺎر ﻣﻲ آﻳﺪ ﻛﻪ ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ ﻣﺤﺪوده ای ﻛﻮﭼﻚ ﺗﺮ و ﻳﺎ ﺑﺰرگ ﺗﺮ از ﻳﻚ ﺣﻮﺿﻪ آﺑﺮﻳﺰ را در ﺑﺮ داﺷـﺘﻪ ﺑﺎﺷـﺪ . Jost et al. (2005) ﻛـﺎرﺑﺮدی از ﺑﻴﻼن آب ﺑﺮای ذﺧﻴﺮه آب ﺧﺎک در ﭼﻨﻴﻦ اﻛﻮﺳﻴﺴﺘﻤﻲ را ﻣﻮرد ﺗﺤﻠﻴﻞ ﻗﺮار داده اﺳﺖ . ﻧﻤﻮﻧﻪ ای از اﺳﺘﻔﺎده از ﺑﻴﻼن آب در ارزﻳﺎﺑﻲ ﭘﺮوژه ﻫﺎی ﺟﻤﻊ آوری آب ﺑﺎران در ﻣﻘﻴﺎس ﻛﻮﭼﻚ ﺗﻮﺳﻂ Sanchez-Cohen et al. (1997) ﺻﻮرت ﭘﺬﻳﺮﻓﺘـﻪ اﺳـﺖ . ﻛﺎرﺑﺮد در ﺻﻨﻌﺖ ﻧﻤﻮﻧﻪ دﻳﮕﺮی اﺳﺖ ﻛﻪ در ﻳﻚ ﻣﺤﺪوده ﻛﻮﭼﻚ ﻛﻪ از ﺣﻮﺿﻪ آﺑﺮﻳﺰ ﻛﻮﭼـﻚ ﺗـﺮ اﺳـﺖ ﺻـﻮرت ﻣـﻲ ﭘـﺬﻳﺮد (Bruschke et al., 2002) .ﺑﺮای ﻣﺤﺪوده ﻫﺎی ﺑﺰرگ ﺗﺮ از ﻳﻚ ﺣﻮﺿﻪ آﺑﺮﻳﺰ ﺗﻮان ﻣﻲ ﺑﻪ Brown et al. (2005) ﻛﻪ ﺗﺤﻘﻴﻘﺎﺗﻲ 10 22 / 04 / 93 دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب در ﺣﻮﺿﻪ ﻫﺎ ی ﺟﻔﺘﻲ ﺑﺮای ﺗﺤﻠﻴﻞ ﻫﺎی ﻫﻴﺪروﻟﻮژﻳﻜﻲ ﺑﺮآورد روان آب اﻧﺠﺎم داده اﺳﺖ ارﺟـﺎع داد . ﻧﺎﺣﻴـﻪ Trace درﺗﺮﻛﻴـﻪ ازﻧﻘﻄﻪ ﻧﻈﺮ ﻛﺸﺎورزی و ﺻﻨﻌﺖ ﺣﺎﺋﺰاﻫﻤﻴﺖ اﺳﺖ . Istanbulluoglu et al. (2002) از ﺗﺤﻠﻴـﻞ ﺑـﻴﻼن آب ﺑـﺮای اﻳـﻦ ﻧﺎﺣﻴـﻪ اﺳﺘﻔﺎده ﻛﺮده اﺳﺖ . ﺑﻴﻼن آب در ﻃﻮل ﺑﺎزه ای از رودﺧﺎﻧﻪ ای ﻧﻴﺰ ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ ﺑﺮای ﺗﺤﻠﻴﻞ ﻫـﺎی ﻛﻴﻔـﻲ آب و ﻳـﺎ ﻣﻼﺣﻈـﺎت ﭘﺎﻳﺎب در ﻳﻚ ﻣﻨﻄﻘﻪ ﻣﻬﻢ ﺑﺎﺷﺪ . Johnson and Curtis (1994) ﺗﺤﻠﻴﻠﻲ ﺑﺮای رودﺧﺎﻧﻪ ﻧﻴﻞ آﺑﻲ در اﺗﻴﻮﭘﻲ اﻧﺠﺎم داده . اﻧﺪ Mizglewicz et al. (2003) ﭼﮕﻮﻧﮕﻲ اﻓﺰاﻳﺶ ﺣﺠﻢ ﺳﻴﻼب و ﺳﺮﻋﺖ ﺟﺮﻳﺎن آن ﺑﻪ وﺳﻴﻠﻪ ﺗﻐﻴﻴﺮ ﻛﺎرﺑﺮی اراﺿﻲ و راﺑﻄﻪ آن ﺑﺎ ﺗﻮﺳﻌﻪ ﻫﺎی ﻛﺸﺎورزی در ﻣﻨﻄﻘﻪ ﻣﻴﺪوﺳﺖ1، ﺷﺎﻣﻞ زﻫﻜﺸﻲ ﺑﺎﺗﻼق ﻫﺎ ، را ﺑﺮرﺳﻲ ﻛﺮدﻧﺪ . اﻳﻦ ﺑﺮرﺳـﻲ ﺑـﻪ ﻋﻠـﺖ وﺳـﻌﺖ ﻣﻨﻄﻘﻪ ﻣﻮرد ﻣﻄﺎﻟﻌﻪ )700000 ﻛﻴﻠﻮﻣﺘﺮﻣﺮﺑﻊ ( ﻛﺎر ﺳﺎده ای ﻧﺒﻮد . ﻫﺎ ﻣﺪل ی ﻫﻴـﺪروﻟﻮژی ﻣﺘـﺪاول ﻋﻤـﺪﺗﺎ ﻣﻨـﺎﻃﻘﻲ 100 ﺗـﺎ 1000 ﺑﺮاﺑﺮ ﻛﻮﭼﻚ ﺗﺮ از ﺳﻄﺢ ﻣﻮرد ﻧﻈﺮ را ﺷﺎﻣﻞ ﻣﻲ ﺷﻮﻧﺪ ﺑﻨﺎﺑﺮاﻳ ﻦ ﭘﺎﺳﺦ ﺑﻪ ﺳﻮاﻻ ت ﻣﻄﺮح ﺷﺪه در ﺧﺼـﻮص ﺣﺮﻛـﺖ آب در ﺳﻄﺢ ﻣﻨﻄﻘﻪ ﻣﻮرد ﻣﻄﺎﻟﻌﻪ ﻧﻴﺎزﻣﻨﺪ ﺗﺪوﻳﻦ ﺑﻴﻼن روزاﻧﻪ آب در ﻳﻚ ﺳﺮی از زﻳﺮ ﺣﻮﺿﻪ ﻫﺎ ی آﺑﺮﻳﺰ در ﻣﻨﺎﻃﻖ ﺳﻴﻞ ﮔﻴﺮ .ﺑﻮد ﺎﻫ داده ی ﺛﺒﺖ ﺷﺪه ﺳﺮﺷﺎﺧﻪ ﻫﺎی اﺻﻠﻲ ﺣﻮﺿﻪ آﺑﺮﻳﺰ ﻣﻴﺴﻮری در ﻣﺮز ﻣﻨﻄﻘـﻪ ﻣـﻮرد ﻣﻄﺎﻟﻌـﻪ ﻣـﻮرد اﺳـﺘﻔﺎده واﻗـﻊ ﺷـﺪﻧﺪ . ﺳﻴﺴﺘﻢ اﻃﻼﻋﺎت ﺟﻐﺮاﻓﻴﺎﻳﻲ (GIS) ﺑﺮای ﺗﺪوﻳﻦ ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻮرد اﺳﺘﻔﺎده ﻗﺮار ﮔﺮﻓﺖ . ﻣﺪارک ﻓﺮاواﻧﻲ وﺟﻮد دارد ﻛﻪ ﺑﻴﺎﻧﮕﺮ ﻓﺮآﻳﻨﺪﻫﺎی ﺳﻄﺤﻲ ﺗﻮﺳﻌﻪ و ﭘﺎﻳﺪاری ﺧﺸﻜﺴﺎﻟﻲ ﻫﺎی ﺷﺪﻳﺪ و ﻃـﻮﻻﻧﻲ ﻗـﺎره ای را اﺛﺒﺎت ﻣﻲ ﻛﻨﻨﺪ . ﺑﻪ ﻧﻈﺮ ﻣﻲ رﺳﺪ ﻛﻪ اﻳﻦ ﻣﻮﺿ ﻮع در ﺳﺎﺣﻞ ﻏﺮﺑﻲ آﻓﺮﻳﻘﺎ از اﻫﻤﻴﺖ ﺑﻴﺶ ﺗﺮ ی ﺑﺮﺧـﻮدار ﺑﺎﺷـﺪ . ﺑﻨـﺎﺑﺮاﻳﻦ ﺑـﺮای ﺷﺒﻴﻪ ﺳﺎزی آب و ﻫﻮای ﺳﺎﺣﻞ ﻧﻴﺎزﻣﻨﺪ در ﻧﻈﺮ ﮔﺮﻓﺘﻦ ﺗﻤﻬﻴﺪات ﻻزم در ﺧﺼﻮص ﻟﺤﺎظ ﻧﻤﻮدن ﻓﺮآﻳﻨﺪﻫﺎی ﺳـﻄﺤﻲ زﻣـﻴﻦ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﻴﻢ . ﺑﺪﻳﻦ ﻣﻨﻈﻮر Nicholson and Farrer (1994) ﻳﻚ ﻣﺪل ﻋـﺪدی ﺑـﻴﻼن ﺟـﺎﻣﻊ آب و اﻧـﺮژی ﺳـﻄﺤﻲ را ﺗﻮﺳـﻌﻪ ﻛﻪ ﻧﺪ ا داده ﺗﻮان ﻣﻲ از آن ﺑﺮای ﻣﻄﺎﻟﻌﺎت آب و ﻫﻮای ﻣﻨﺎﻃﻘﻲ ﺑﻪ وﺳﻌﺖ » ﺳﺎﺣﻞ « اﺳﺘﻔﺎده ﻧﻤﻮد . ﻣﺪل ﺗﻮﺳﻌﻪ داده ﺷـﺪه در ﺣﻘﻴﻘﺖ ﻣﺪل ﺑﺎزﻧﮕﺮی ﺷﺪه از ﻣﺪل ﻟﻴﺘﻮ ﺑ ﻪ ﻧﺎم » ﻛﻠﻴﻤـﺎﺗﻮﻧﻮﻣﻲ « اﺳـﺖ ﻛـﻪ اﺳـﺘﻔﺎده از دﻳـﺪﮔﺎه ﻫـﺎ ی ﻋـ ﺪدی در ﺧﺼـﻮص ﻣﻄﺎﻟﻌﺎت ﻫﻮاﺷﻨﺎﺳﻲ را ﻋﻤﻠﻲ ﻣﻲ ﺳﺎزد . ﺑﺮﺗﺮی ﻫﺎی اﻳﻦ ﻣﺪل در ﺗﻌﻴﻴﻦ ﺑﻴﻼن آب در ﻣﻘﻴﺎس ﻣﺎﻫﺎﻧـﻪ در ﻏـﺮب آﻓﺮﻳﻘـﺎ ﺛﺎﺑـﺖ ﺷﺪه اﺳﺖ . ﺗﺎ ﭘﻴﺶ از اﻧﺠﺎم اﻳﻦ ﺗﺤﻘﻴﻖ ﻫﻴﭻ ﻛﺪام از ﻫﺎ ﻣﺪل ی ﻣﻨﻄﻘﻪ ای و یﻫﺎ ﻣﺪل ﺑﺎزﻧﮕﺮی ﺷﺪه در ﻣﻘﻴﺎس روزاﻧﻪ ﺑﻪ ﻛـﺎر ﺑﺮده ﻧﺸﺪه ﺑﻮدﻧﺪ . ﻣﺒﻨﺎی روزاﻧﻪ ﺷﺒﻴﻪ ﺳﺎزی ﻫﺎی روزاﻧﻪ در ﻣﻨﺎﻃﻖ ﻧﻴﻤﻪ ﺑﻴﺎﺑﺎﻧﻲ و ﻣﺪاری ﻋﺎﻣﻞ اﻫﻤﻴﺖ ﻫﺎ ﻣﺪل ﻳﻲ ﻫﺴﺘﻨﺪ ﻛﻪ ﻣﻘﻴﺎس ﻫﺎ ی زﻣﺎﻧﻲ ﺑﻪ ﻫﻤﺮاه ﻓﺮآﻳﻨﺪﻫﺎی ﻫﻴﺪروﻟﻮژﻳﻜﻲ روزاﻧﻪ را در ﺑﺮﻣﻲ ﮔﻴﺮﻧـﺪ . ﻫـﺪف از اﻳـﻦ ﻣﻄﺎﻟﻌـﺎت Nicholson and Farrer (1994) ﻓﺮﻣﻮل ﺳﺎزی دوﺑﺎره زﻳﺮ ﺑﺨﺶ ﺗﺒﺨﻴﺮ ﻫﻮاﺷﻨﺎﺳﻲ ﻣﺪل ﺑﺮای اﺳﺘﻔﺎده در ﻣﻘﻴﺎس روزاﻧﻪ و آزﻣـﻮن ﻛﺎرﺑﺮدﻫـﺎی آن در ﻣﻘﻴﺎس ﻫﺎ ی زﻣﺎﻧﻲ ﻛﻮﺗﺎه و ﺗﺮ ﻣﻘﻴﺎس ﻫﺎ ی ﻣﻜﺎﻧﻲ ﻛﻮﭼﻚ ﻣﻲ ﺗﺮ ﺑﺎﺷﺪ . ﻣﻘﻴﺎس ﻫﺎ ی ﻣﻜﺎﻧﻲ و زﻣﺎﻧﻲ آزﻣﺎﻳﺶ ﻫـﺎﭘﻴﻜﺲ - ﺳﺎﺣﻞ2 در ﻧﻴﺠﺮﻳﻪ واﻗﻊ در ﻏﺮب آﻓﺮﻳﻘﺎ ﺑﻪ وﺟﻮد آورﻧﺪه ﻳﻚ ﻓﺮﺻﺖ اﺳﺎﺳﻲ ﺑﺮای آزﻣﻮن ﻣﺪل در ﻗﺖ د ﻫﺎی ﻣﻜـﺎﻧﻲ و زﻣـﺎﻧﻲ ﺑﺎﻻﺗﺮ ﺑﻪ و ﺟﻮد ﻣ ﻲ آورد . ﺳﻪ ﻣﻜﺎن وﻳﮋه ﺑﺮای آزﻣﺎﻳﺶ ﻛﻪ در ﺑﺮ ﮔﻴﺮﻧﺪه ﺷـﺮاﻳﻂ ﮔﻮﻧـﺎﮔﻮن از ﻣﻨﻄﻘـﻪ وﻳـﮋه ﺳـﺎﺣﻠﻲ ﺑـﻮده و اﻧﻌﻜﺎس دﻫﻨﺪه ﮔﺮا د ﻳﺎن رﻃﻮﺑﺖ ﺧﺎک از ﺷﻤﺎل ﺑﻪ ﺟﻨﻮب، ﺑﺎرش و ﺗﻐﻴﻴﺮات ﭘﻮﺷﺶ ﮔﻴﺎﻫﻲ ﺑﻮده و ﻛﺎﻣﻼ ﺧﺎص اﻳـﻦ ﻧﺎﺣﻴـﻪ 1- Midwest 2- HAPEX-Sahel ﻓﺼﻞ دوم- ﺗﺒﻴﻴﻦ ﻣﺴﺎﻟﻪ و ﭼﺎرﭼﻮب ﺗﺤﻠﻴﻠﻲ 22 / 04 / 93 11 ﻣﻲ ﺑﺎﺷﻨﺪ در ﻧﻈﺮ ﮔﺮﻓﺘﻪ ﺷﺪﻧﺪ در . ﺗﺤﻘﻴﻖ ﻓﻮق Nicholson and Farrer (1994) ﺗﻐﻴﻴﺮات اﺳﺎﺳﻲ اﻧﺠـﺎم ﺷـﺪه در ﻣـﺪل و ﻧﺤﻮه ﻛﺎرﺑﺮد آن در ﻣﻨﻄﻘﻪ ﻫﺎﭘﻴﻜﺲ - ﺳﺎﺣﻞ (HAPEX-sahel) واﻗﻊ در ﻏﺮب آﻓﺮﻳﻘﺎ و ﻧﻴﺰ ﭼﮕﻮﻧﮕﻲ ﺑﻪ ﻛﺎرﮔﻴﺮی ﻫـﺎ داده ی ﻧﺎﺷﻲ از آزﻣﺎﻳﺸﺎت را ﺗﻮ ﺻﻴﻒ ﻛﺮده . اﻧﺪ رﻃﻮﺑﺖ ﺧﺎک، ﺗﺒﺨﻴﺮ ﺗﻌﺮق و رواﻧﺎب ﺑﺮای دوره ﻣﺘﻤﺮﻛـﺰ ﻣﺸـﺎﻫﺪه (IOP) از اوت ﺗـﺎ اﻛ ﺘﺒﺮ 1991 ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ و اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﺷﺪه اﺳﺖ . ﻋﻼوه ﺑﺮ آن ﻣﺸﺨﺼﺎت ﺧﺎک و ﺷﺎﺧﺺ ﻫﺎی ﻣﺸﺘﻖ از ﻋﻜﺲ ﻫﺎی ﻣﺎﻫﻮاره ای ﺑﺮای ﺗﻤﺎم ﻣﻜﺎن ﻫﺎی ﺗﺤﺖ ﺑﺮرﺳﻲ ﺑﻪ ﺧﻮﺑﻲ اﺳﺘﺨﺮاج ﺷﺪه . اﻧﺪ ﻣﺠﻤﻮﻋﻪ ﻫﺎ داده در ﻃﻲ IOP ﻳـﻚ داﻣﻨـﻪ وﺳـﻴﻊ از ﺷـﺮاﻳﻂ ﻫﻴﺪروﻟﻮژﻳﻜﻲ و ﻫﻮاﺷﻨﺎﺳﻲ ﻗﺎﺑﻞ ﻣﺸﺎﻫﺪه در ﻣﻨﻄﻘﻪ را ﭘﻮﺷﺶ دا ده و ﺑﻨﺎﺑﺮاﻳﻦ ﺑﺮای آزﻣﻮن ﻣﺪل اوﭘﻮﻛﻠﻴﻤـﺎﺗﻮﻧﻮﻣﻲ ﻣﻨﺎﺳـﺐ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﻨﺪ . ﺗﺒﺎدل ﻛﺮﺑﻦ، آب واﻧﺮژی ﺑﻴﻦ ﺳﺒﺰﻳﻨﻪ و اﺗﻤﺴﻔﺮ ﻳﻚ ﻣﺸﺨﺼﻪ ﻣﻬﻢ از اﻗﻠﻴﻢ ﻣﻨﻄﻘﻪ ای و ﺑﻴﻼن ﻛﺮﺑﻦ در ﻳـﻚ ﻣﻨﻄﻘـﻪ ﺑـﻪ ﺣﺴﺎب ﻣﻲ آﻳﺪ . ﭼﺮا ﻛﻪ ﺟﻨﮕﻞ ﻫﺎ ﻗﺮﻳﺐ ﺑﻪ 30 درﺻﺪ ﺳﻄﺢ ﺧﺸﻜﻲ ﻫﺎی زﻣﻴﻦ را اﺷﻐﺎل ﻛﺮده اﻧﺪ و ﺷﺎﻣﻞ 80 ﺗـﺎ90 درﺻـﺪ ﻛﺮﺑﻦ ﮔﻴﺎﻫﻲ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﻨﺪ و ﺑﺎ ﻣﻴﺰان ﻣﺸﺎرﻛﺖ ﻫﺎ آن در ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن ﺟﻬﺎﻧﻲ ﻛﺮﺑﻦ ﻧـﺎﻣﻌﻴﻦ اﺳـﺖ . ﻓﺎﻛﺘﻮرﻫـﺎﻳﻲ ﻛـﻪ ﺑﺮﻓﺮآﻳﻨـﺪ ﻛﻨﺘﺮل ﺟﺬب ﺧﺎﻟﺺ ﻛﺮﺑﻦ ﺷﺎﻣﻞ اﺧﺘﻼﻓﺎت ﻓﻴﺰﻳﻮﻟﻮژﻳﻜﻲ در ﺗﻮده ﻫﺎی ﺟﻨﮕﻠﻲ ﻣﺸـﺨﺺ و ﻣﺮاﺣـﻞ ﺗﻮﺳـ ﻌﻪ ای آن ﻫـﺎ، زﻣـﺎن آﺷﻔﺘﮕﻲ ﺟﻮی ، ﻋﻤﻠﻴﺎت ﻣﺪﻳﺮﻳﺘﻲ، آب و ﻫﻮا و ﺷﺮاﻳﻂ ﺗﻐﺬﻳﻪ ای و ﺣﺎﺻﻠﺨﻴﺰ ﺧﺎک از آن ﺟﻤﻠﻪ . اﻧﺪ ﻣﻄﺎﻟﻌﺎت ﻣﻴﺪاﻧﻲ ﺑـﺮ روی دی اﻛﺴﻴﺪﻛﺮﺑﻦ اﻛﻮﺳﻴﺴﺘﻤﻲ ﻛﻞ و ﺗﺒﺎدل ﺑﺨﺎر آب ﺑﻪ ﻫﻤﺮاه ﻣﻄﺎﻟﻌﺎت ﻛﻮﭼﻚ ﻣﻘﻴﺎس از ﻓﺮآﻳﻨﺪﻫﺎی ﺑﻴﻮﻟـﻮژﻳﻜﻲ و ارزﻳـﺎﺑﻲ ﻫﺎ ﻣﺪل ی ﻓﺮآﻳﻨﺪی اﻛﻮﺳﻴﺴﺘﻤﻲ ﺑﻪ ﻋﻨﻮان ﭘﻠﻲ ﺑﻴﻦ ﻓﺎﺻﻠﻪ ﻣﻬﻢ ﻣﻨﻄﻘﻪ ای و ﻣﻜﺎﻧﻲ ﻓﺮآﻳﻨﺪﻫﺎ ﺑـﻪ ﻛﻤـﻚ ﻣﺤﻘﻘـﻴﻦ آﻣـﺪه اﻧـﺪ . ﻫﺎ ﻣﺪل ی ﻋﺪدی ﺑﻴﻼن ﻛﺮﺑﻦ، آب و ﻧﻴﺘﺮوژن ﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﻨﺪ ﻳﻚ وﺳﻴﻠﻪ ﻣﻨﺎﺳﺐ ﺟﻬﺖ ﺗﺨﻤﻴﻦ ﻣﻜﺎﻧﻲ و زﻣﺎﻧﻲ ﺟﺰﻳﻴ ﺎت ﺗﻐﻴﻴـﺮات در ﻣﻴﺰان ذﺧﻴﺮه ﻛﺮﺑﻦ در اﺧﺘﻴﺎر ﻗﺮار دﻫﻨﺪ . ﻳﻚ ارزﻳﺎﺑﻲ ﻣﻤﻜﻦ از ﭼﻨﻴﻦ ﻣـﺪل ﻫـﺎﻳﻲ ﻛﻨﺘـﺮل و آزﻣـﻮن ﺗﻮاﻧـﺎﻳﻲ آن ﻫـﺎ در ﺗﻮﺻﻴﻒ ﺗﻐﻴﻴﺮات ﻣﻴﺰان ﺷﺎرش ﺑﻴﻦ ﻣﻜﺎﻧﻲ و د ر ﻣﻜﺎﻧﻲ در ﻫﻨﮕﺎم ﻋﺒﻮر از ﺷﺒﻜﻪ ﻫﺎﻳﻲ ﻧﻈﻴﺮ آﻣﺮﻳﻔﻼﻛﺲ1 ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . Thornton et al. (2002) ﺑﻴﻦ اﻧﺪازه ﻫﺎی ﺷﺎرش ﻛﻮوارﻳﺎﻧﺲ آﺷﻔﺘﻪ، اﻧﺪازه ﻫﺎی ﺑﻴﻼن ﻛـﺮﺑﻦ ﺑﻴﻮﻣﺘﺮﻳـﻚ و ﻣـﺪل ﺳـﺎزی ﺑﻴﻼن ﻛﺮﺑﻦ ﺑﺮای ﻳﻚ ﻣﻜﺎن ﻫﻤﻴﺸﻪ ﺳﺒﺰ در ا ن ﺎ رﮔ و (Oregon) ﻣﻘﺎﻳﺴﻪ ﻫﺎﻳﻲ اﻧﺠﺎم داده اﻧﺪ ﻛـﻪ ﻳﺎﻓﺘـﻪ ﻫـﺎ ﺑﻴـ ﺎﻧﮕﺮ ﻫﻤﺨـﻮاﻧﻲ ﺑﻴﻼن ﺑﻴﻮﻣﺘﺮﻳﻚ و ﺗﺨﻤﻴﻦ ﻫﺎی ﺣﺎﺻﻞ از ﻣﺪل NEE و ﻣﻮﻟﻔﻪ یﻫﺎ آن ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . اﻣﺎ اﻳﻦ روش ﻫﺎ ﺗﺨﻤﻴﻦ ﻫﺎی دﺳﺖ ﭘﺎﻳﻴﻨﻲ از ﻣﻴﺰان ﺟﺬب ﻛﺮﺑﻦ در ﻣﻜﺎن ﻫﺎﻳﻲ ﻛﻪ ﻣﻘﺎدﻳﺮ ﺑﻪ ﻛﻤﻚ ﻣﻌﻴﺎرﻫﺎی آﺷﻔﺘﻪ ﻛﻮوارﻳﺎﻧﺲ ﺣﺎﺻـﻞ ﻣـﻲ ﺷـﻮﻧﺪ ﻧﺸـﺎن ﻣـﻲ دﻫﻨـﺪ . Thornton et al. (2002)در ﻳﻚ ﻣﻄﺎﻟﻌﻪ ﭘﻴﺸﻨ ﻬﺎد ﻧﻤﻮدﻧﺪ ﻛﻪ ﻣﻘﺎﻳﺴﻪ ﻫﺎی ﻧ ﻬﺎﻳﻲ در اﻗﻠﻴﻢ ﻫﺎی ﻣﺨﺘﻠﻒ و در ﺷﺮاﻳﻂ ﻣﺨﺘﻠـﻒ ﺗﻮﺳﻌﻪ ﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﺪ در ﺗﻮﺻﻴﻒ اﺧﺘﻼف ﺑﻴﻦ ﺷﺎرش ﻫﺎی ﻣﺪل ﺳﺎزی ﺷـﺪه و ﻣﺸـﺎﻫﺪه ﺷـﺪه ﺑـﻪ ﻛـﺎر رود . اﻳـﻦ ﺗﺤﻘﻴـﻖ ﺷـﺎﻣﻞ ﺟﻨﮕﻞ ﻫﺎ ی ﻫﻤﻴﺸﻪ ﺳﺒﺰ ﻛﺎج ﻛﻪ ﺑﺨﺸﻲ از ﺷﺒﻜﻪ آﻣﺮﻳﻔﻼﻛﺲ (Ameriflux) ﻛﻪ اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻫﺎی ﻓﻴﺰﻳﻮﻟﻮژﻳﻜﻲ، اﻛﻮﻟﻮژﻳﻜﻲ و ﺧﺮد ﻫﻮاﺷﻨﺎﺳﻲ ﺑﻪ ﻣﻨﻈﻮر ﺑﺮرﺳﻲ ﻓﺮآﻳﻨﺪﻫﺎی ﻛﻨﺘﺮل دی اﻛﺴﻴﺪ ﻛﺮﺑﻦ و ﺗﺒﺎدل ﺑﺨﺎر آب ﺑﺎ اﺗﻤﺴﻔﺮ ﺻﻮرت ﻣﻲ ﭘﺬﻳﺮد ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﺟﻨﮕﻞ ﻫﺎ در اﻳﻦ ﺑﺮرﺳﻲ داﻣﻨﻪ وﺳﻴﻌﻲ از اﻗﻠﻴﻢ ﻫﺎ و ﺷﻜﻞ رﺷﺪ را ﺷﺎﻣﻞ ﻣﻲ ﺷﻮﻧﺪ از ؛ ﻫﺎ ﻛﻮه ی ﺻـﺨﺮه ای ﺷـﺎﻣﻞ ﺻـﻨﻮﺑﺮﻫﺎی ارﺗﻔﺎﻋﺎت ﺑﺎﻻ، ﺟﻨﮕﻞ ﻫﺎ ی ﺻﻨﻮﺑﺮ د ر ﺷﻤﺎل اﻳﺎﻻت ﻣﺘﺤﺪه ﻛﺎج ، ﻫﺎی ﺑﺰرگ ﻣﻨﻄﻘﻪ ﻧﻴﻤﻪ ﺧﺸـﻚ ﻣﻌﺘـﺪل و ﻣﻨﻄﻘـﻪ ﻣﺮﻃـﻮب 1- Ameriflux 12 22 / 04 / 93 دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب داﮔﻼس ﻓﺎﻳﺮ (Dauglas-fir) در اﻳﺎﻻت ﻣﺘﺤﺪه ﺷﻤﺎل ﻏﺮب اﻗﻴﺎﻧﻮس آرام ﻛﺎج ﻫﺎی ﻣﻌﺘﺪل ﻣﻴﺎﻧـﻪ در ﺟﻨـﻮب ﺷـﺮﻗﻲ اﻳـﺎﻻت ﻣﺘﺤﺪه و رﮔﻪ ﻫﺎی ﻧﻬﺎﻟﺴﺘﺎن ﻛﺎج در ﻓﻠﻮرﻳﺪای ﻣﺮﻛﺰی . ﻣﻜﺎن ﻫﺎی اﻧﺘﺨﺎب ﺷﺪه ﻫﻤﭽﻨﻴﻦ ﺷﺎﻣﻞ ﻳﻚ داﻣﻨﻪ وﺳـﻴﻊ در زﻣـﺎن آﺷﻔﺘﮕﻲ از ﻧﻬﺎل ﻫﺎی ﻛﺎﺷﺘﻪ ﺷﺪه اﺧﻴﺮ ﺗﺎ ﺟﻨﮕﻞ ﻣﻲ ﻫﺎ ﺑﺎﺷﺪ . Thornton et al. (2002) از اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻫﺎی ﻛﻮوارﻳﺎﻧ ﺴ ﻲ آﺷﻔﺘﻪ، ﺗﺤﻠﻴﻞ ﻫﺎی ﺑﻴﻮﻣﺘﺮﻳﻚ و ﻣﺪل ﺳﺎزی ﻫﺎی ﻣﺸـﺨﺺ ﺑـﻪ ﻣﻨﻈﻮر ارزﻳﺎﺑﻲ ﻧﺤﻮه ﻛﻨﺘﺮل ﺟﺬب ﺧﺎﻟﺺ ﻛﺮﺑﻦ در اﻳﻦ ﺟﻨﮕﻞ ﻫﺎ اﺳﺘﻔﺎده ﻛﺮدﻧﺪ . ﻣﺪل ﺑﻴﻮﻣﻲ ﺑﻲ ﺟﻲ ﺳﻲ (Biome-BGC) را ﺑﻪ ﻛﺎر ﺑﺮده از ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎی ﻣﻜﺎﻧﻲ ﺧﺎص در دﺳﺘﺮس ﺑﻪ ﻣﻨﻈﻮر ﺗﺨﻤﻴﻦ ﻓﺘﻮﺳﻨﺘﺰ ﮔﻴﺎﻫﻲ- ﺗﻮﻟﻴﺪ ﺧﺎﻟﺺ اوﻟﻴﻪ، ﻣﺠﻤﻮع ﺗـﻨﻔﺲ اﻛﻮﺳﻴﺴﺘﻤﻲ، ﺗﻮﻟﻴﺪ ﺧﺎﻟﺺ اﻛﻮﺳﻴﺴﺘﻤﻲ و ﺗﻌﺮق ﺑﻬﺮه ﺟﺴﺘﻨﺪ . ﻫﺪف آن ﻫﺎ آزﻣﻮن ﺗﻮاﻧﺎﻳﻲ ﻣﺪل ﺟﻬﺖ ﺗﻮﺻﻴﻒ اﺛﺮ اﺧﺘﻼﻓـﺎت دﻳﻨﺎﻣﻴﻚ ﻓﺼﻠﻲ ﺑﻴﻦ ﻣﻜﺎﻧﻲ و ﻣﻜ ﺎﻧﻲ در ﺑﻴﻼن ﻛﺮﺑﻦ آب و ﻧﻴﺰ ارزﻳﺎﺑﻲ اﺛﺮ ﺗﺎرﻳﺦ ﻣﻜـﺎﻧﻲ، ﻣﺮﺣﻠـﻪ ﺗﻮﺳـﻌﻪ ای و ﺷـﺮاﻳﻂ آب و ﻫﻮاﻳﻲ ﺑﺮ اﻳﻦ ﻓﺮآﻳﻨﺪﻫﺎی اﻛﻮﺳﻴﺴﺘﻢ ﺑﻮد . اﺳﺘﻔﺎده از ﻳﻚ ﻣﺪل ﺗﻮام آب – ﻛﺮﺑﻦ – ﻧﻴﺘﺮوژن از آن ﺟﻬﺖ ﺑﺎ اﻫﻤﻴﺖ ﻣـﻲ ﺑﺎﺷـﺪ ﻛﻪ اﻳﻦ ﻣﺪل ﺑﻪ ﻣﺎ اﺟﺎزه ارزﻳﺎﺑﻲ ﻫﻢ زﻣﺎن ﻓﺸﺎرﻫﺎ ﺑﺮ رﻓﺘﺎر ﻣﺪل را ﺑﻪ ﻣﺤﻘﻖ دﻫﺪ ﻣﻲ . ﻋـﻼوه ﺑـﺮ آن ﻳـﻚ ﻣﺠﻤﻮﻋـﻪ ﺳـﺎزﮔﺎر ﻣﻨﻄﻘﻲ از ﺗﺨﻤﻴﻦ ﻫﺎی ﻣﺪل ﺑﺮای ﺷﺎرش آب و ﻛﺮﺑﻦ و ﻣﺘﻐﻴﺮﻫﺎی ﺣﺎﻟﺖ ﻛﻪ ﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﻨﺪ ﻣﻨﺒﻊ اﺛـﺮات ﻣﺘﻘﺎﺑـﻞ در ﻣـﻮرد ﻋﻠـﻞ ﻣﻤﻜﻦ ﺑﺮای اﺧﺘﻼف ﺑﻴﻦ ﻧﺘﺎﻳﺞ ﻣﺪل و ﻣﺸﺎﻫﺪات ﺑﺎﺷﺪ را در اﺧﺘﻴﺎر ﻗﺮار دﻫﺪ . 2 - 2 - 4 - ﺑﻴﻼن در آﺑﺨﻮان ﻫﺎ ﻣﻮﺿﻮﻋﺎت ﻣﻬﻤﻲ از ﻫﺮ دو ﺑﻌﺪ ﺗﺤ ﻘﻴﻘﺎﺗﻲ و ﻛﺎرﺑﺮدی ﺑﺮای ﻣﺤﺪوده ﻣﻜﺎﻧﻲ ﻳﻚ آﺑﺨﻮان وﺟﻮد دارد . Chen et al. (2003) ﺑﻪ اﺳﺘﻔﺎده از ﺑﻴﻼن آب و ﻛﺎر ﺑﻪ ﮔﻴﺮی ردﻳﺎب ﻫﺎ ﺑﺮای ارزﻳﺎﺑﻲ اﻓﺖ آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ در آﺑﺨـﻮاﻧﻲ در ﭼـﻴﻦ اﺷـﺎره ﻛـﺮده اﺳـﺖ . ﻛـﺎرﺑﺮدی از ﺑـﻴﻼن آب در ﻳـﻚ آﺑﺨـﻮان ﺑـﺮای ﻣـﺪﻳﺮﻳﺖ و ﺑﻬﻴﻨـﻪ ﺳـﺎزی از ﻣﻨـﺎﺑﻊ ﺗـﻮام ﺳـﻄﺤﻲ و زﻳﺮزﻣﻴﻨـﻲ ﺗﻮﺳـﻂ Peranginangin et al. (2004) اراﺋﻪ ﺷﺪه اﺳﺖ . Ruud et al. (2004) ﻛﺎرﺑﺮدی از ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن ﺑﺮای آزﻣﺎﻳﺸـﺎت ﭘﻤﭙـﺎژ در آﺑﺨﻮان ﻫﺎ را ﺗﻮﺿﻴﺢ داده اﺳﺖ . Kendy et al. (2003) ﺑﻪ ﻣﻄﺎﻟﻌﻪ ﺑﺮ روی ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻣﻜﺎﻧﻲ ﺗﻐﺬﻳﻪ ﺑﻪ آﺑﺨﻮان ﻫﺎی ﻏﻴﺮﻣﺤﺼﻮر در ﺷﻤﺎل دﺷﺖ ﭼﻴﻦ ﭘﺮد اﺧﺘﻪ اﺳﺖ . ﺑﺮ اﺳﺎس ﻣﺤﺎﺳﺒﺎت ﺑﻴﻼن آب از ﻣﺮاﺟﻊ ﻣﺨﺘﻠﻒ ، ﺑﺮآوردﻫﺎی ﺗﻐﺬﻳﻪ ﻣﻜﺎﻧﻲ ﺑﻪ دﺷﺖ ﺷﻤﺎل ﭼﻴﻦ ﻣﺤﺪوده ای از 6/2 ﺗـﺎ ﺗﺎ ﺑﻴﺶ ﺗﺮ از 5 ﺑﻴﻠﻴﻮن ﻣﺘﺮﻣﻜﻌﺐ در ﺳﺎل را دارا ﻣﻲ ﺑﺎﺷـﺪ . ﺑﻌﻀـﻲ اوﻗـﺎت روش ﻫـﺎﻳﻲ ﻛـﻪ در آن ﺗﻐﺬﻳـﻪ ﺑـﻪ ﻋﻨـﻮان ﻣﻮﻟﻔـﻪ ﺑﺎﻗﻲ ﻣﺎﻧﺪه ﻣﻌﺎدﻻت ﺑﻴﻼن آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ﺗﻌﻴﻴﻦ ﻣﻲ ﺷﻮد ﺑﺮای ﻧﻮاﺣﻲ ﻧﻴﻤﻪ ﺧﺸﻚ ، ﺟﺎﻳﻲ ﻛﻪ ﺧﻄﺎﻫﺎی ﺣﺪی در ﺳﺎﻳﺮ ﺗﺮم ﻫـﺎ در ﻣﻘﺎﻳﺴﻪ ﺑﺎ ﻣﻘﺪار ﻛﻮﭼﻚ ﺗﻐﺬﻳﻪ ﺑﺰرگ اﺳﺖ دﻗﺖ ، ﻣﻨﺎﺳﺒﻲ ﻧﺪارد . ﮔﺮﭼﻪ ﻧﮕﺮش ﺑـﻴﻼن آب زﻳﺮزﻣﻴﻨـﻲ ﻣﺴـﺘﻘﻴﻢ و ﺑـﺪون اﺑﻬﺎم اﺳﺖ، ﻣﺤﺪوده وﺳﻴﻊ ﻧﺘﺎﻳﺞ ﺗﺎﻳﻴﺪ ﻣﻲ ﻛﻨﺪ ﻛﻪ ﻧﺎ اﻃﻤﻴﻨﺎﻧﻲ ﻫﺎی ذاﺗﻲ ﻣﻌﻨﻲ دار اﺳﺖ ﺑﻪ . ﻋﻼوه ﻫﻢ ﺑﺎ رﻧﺪﮔﻲ و ﻫﻢ آﺑﻴـﺎری در دﺷﺖ ﺷﻤﺎل ﭼﻴﻦ ﺑﻪ ﻣﻘﺪار زﻳﺎدی از ﺳﺎل ﺑﻪ ﺳﺎل دﻳﮕﺮ ﺗﻐﻴﻴﺮ ﻣﻲ ﻛﻨﺪ و اﻳﻦ ﻧﻜﺘﻪ را ﺧﺎﻃﺮﻧﺸﺎن ﻣﻲ ﺳﺎزد ﻛﻪ ﻧﻴﺎز ﺑﻪ ﻳﻚ ﻧﮕﺮش ﺑﻬﺘﺮ ﺑﺮای ﺗﺤﻠﻴﻞ ﻃﻮﻻﻧﻲ ﻣﺪت وﺟﻮد دارد . ﻣﺪل ﺳﺎزی ﻣﻌﻜﻮس آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ﺷﻜﻞ دﻳﮕﺮی از روش ﺑﻴﻼن آب اﺳﺖ ﻛﻪ ﺑﻪ ﻃﻮر وﻳﮋه ﺑﺮای ﺑﺮآورد ﺗﻐﺬ ﻳﻪ ﻣﻮرد اﺳﺘﻔﺎده ﻗﺮار ﻣﻲ ﮔﻴﺮد . ﻣﺪل ﺳﺎزی ﻣﻌﻜﻮس از اﻳﻦ ﻣﺰﻳﺖ ﺑﺮﺧﻮردار اﺳـﺖ ﻛـﻪ ﻫـﻴﭻ ﻓﺼﻞ دوم- ﺗﺒﻴﻴﻦ ﻣﺴﺎﻟﻪ و ﭼﺎرﭼﻮب ﺗﺤﻠﻴﻠﻲ 22 / 04 / 93 13 ﻧﻴﺎزی ﺑﻪ اﻃﻼﻋﺎﺗﻲ درﺑﺎره ﻧﺎﺣﻴﻪ ﻫﺎی ﻏﻴﺮاﺷﺒﺎع ﻧﺪاﺷﺘﻪ و ﺑﻪ ﻫﻴﭻ ﻓﺮﺿﻲ درﺑﺎره ﻣﻜـﺎﻧﻴﺰم ﺣﺮﻛـﺖ آب در آن ﻧـﺪارد . ﺑـﺎ اﻳـﻦ وﺟﻮد از آﻧﺠﺎﻳﻲ ﺗﻛﻪ ﻤﺎﻳﻲ ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎ ﻛﺎﻣﻼ ﺑﻪ ﻫﻢ واﺑﺴﺘﻪ اﻧﺪ، ﺗﻨﻬﺎ ﻧﺴﺒﺖ ﻫﺎی آن ﻫﺎ ﻣﻲ ﺗﻮاﻧﺪ ﺑﺮآورد ﺷﻮد . 2 - 2 - 5 - ﺑﻴﻼن در درﻳﺎﭼﻪ ﻫﺎ و ﻣﺨﺎزن ﻣﺴﺎﻳﻞ ﻛﻢ و ﺑﻴﺶ ﻣﺸﺎﺑﻬﻲ ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ ﺑﺮای ﺑﻴﻼن در ﻣﺤﺪوده ﻣﻜﺎﻧﻲ ﻳﻚ درﻳﺎﭼﻪ ﻃﺒﻴﻌﻲ و ﻳﻚ ﻣﺨﺰن ﻣﺼﻨﻮﻋﻲ ﺑﺮوز ﻛﻨﺪ . Chikita et al. (2004) ﺑﻪ ﻛﺎرﺑﺮد ﻫﺎی ﺑﻴﻼن در ﺑﻮدﺟﻪ ﺑﻨﺪی ﻫﻴﺪروﻟﻮژﻳﻜﻲ و ﺷﻴﻤﻴﺎﻳﻲ درﻳﺎﭼﻪ ای در ژاﭘﻦ اﺷﺎر ه ﻛﺮده اﺳﺖ . ﻫﻴﺪروﮔﺮاﻓﻲ درﻳﺎی ﺳﻴﺎه ﺗﻮﺳﻂ Gertman and Hecht (2002) اﻧﺠﺎم ﺷﺪه اﺳﺖ . Kebede at al. (2006) ﺗﺎﺛﻴﺮ ﺑﺎران ﺑﺮ روی ﻧﻮﺳﺎﻧﺎت ﺗﺮاز درﻳﺎﭼﻪ ای در اﺗﻴﻮﭘﻲ و Gibson (20002) ﺗﺒﺨﻴﺮ از ﺳﻄﺢ درﻳﺎﭼﻪ را ﻣﻮرد ﺑﺤﺚ ﻗﺮار دادﻧﺪ . ﺗﻌﺎدل آب ﺑـﻴﻦ ﻣﺨـﺰن و آب زﻳﺮزﻣﻴﻨـﻲ ﺗﻮﺳـﻂ Grunberger et al. (2004) و ارزﻳـﺎﺑﻲ ﻧﺸـﺖ از ﺣﻮﺿـﭽﻪ ﻫـﺎی ﺗﺒﺨﻴـﺮی ﺗﻮﺳـﻂ Ravengai et al. (2004) ﺗﺤﻠﻴﻞ ﺷﺪه اﺳﺖ . 2 - 2 - 6 - ﺑﻴﻼن در ﻣﺰارع ﺑﻪ ﺑﻴﻼن آب در ﻣﺤﺪوده ﻣﻜﺎﻧﻲ ﻛﻮﭼﻚ ﺗﺮی ﭼﻮن ﺳﻄﺢ ﻣﺰرﻋﻪ ﻧﻴﺰ در ﻣﻨﺎﺑﻊ ارﺟﺎﻋﺎت ﻓﺮاواﻧﻲ وﺟﻮد دارد ﻛﻪ ﺣﺎﻛﻲ از اﻫﻤﻴﺖ ﻣﻮﺿﻮع در ﺗﺤﻘﻴﻖ، ﻛﺎرﺑﺮد ﻋﻤﻠﻲ و ﻣﺪﻳﺮﻳﺘﻲ دارد . اﻳﻨﻜﻪ ﺳﺮاﻧﺠﺎم آب در ﻳﻚ ﻣﺤﻴﻂ ﺧﺎک ﺑﻪ ﮔﻴﺎه در ﻣﺰرﻋﻪ ﭼﻪ ﻣﻲ ﺷﻮد ﺗﻮﺳـﻂ Cameira et al. (2005) ﺷﺒﻴﻪ ﺳﺎزی ﺷﺪه اﺳﺖ . Connolly (1998) در ﻣﻮرد ﺗﺎﺛﻴﺮ ﺳﺎﺧﺘﻤﺎن ﺧﺎک ﺑﺮ روی ﺑﻴﻼن آب ﻧﻜـﺎﺗﻲ را ﺑﺎزﮔﻮ ﻛﺮده اﺳﺖ . وﺿﻌﻴﺖ ﻧﻔﻮذ ﻋﻤﻘﻲ در ﻣﺰرﻋﻪ، ﺗﻐﺬﻳﻪ آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ از ﻳﻚ ﻣﺰرﻋﻪ و ﺑﺮآو ردﻫﺎﻳﻲ از ﺗﺒﺨﻴﺮ و ﺗﻌﺮق در ﻳﻚ اﻗﻠﻴﻢ ﻣﺪﻳﺘﺮاﻧـﻪ ای ﺑـﻪ ﺗﺮﺗﻴـﺐ ﺗﻮﺳـﻂ Ellis et al. (2005) ، Kendy et al. (2003) وRana and Katerji (2000) اراﺋـﻪ ﺷـﺪه اﺳـﺖ . Nyhan (2005) وvan Geel and Parker (2003) ﺑﻪ ﺗﺮﺗﻴﺐ در ﻣﻮرد ﺑﻴﻼن آب در ﻳﻚ ﻣﺨﺰن ﮔﻨﺪاب و ارزﻳﺎﺑﻲ ﻓﻴﻠﺘﺮ ﭘﻴـﺖ در ﭼﻨﻴﻦ ﻣﺤﻴﻄﻲ ﮔﺰارﺷﺎﺗﻲ را ﺗﻬﻴﻪ ﻛﺮده . اﻧﺪ اﺳـﺘﻔﺎده از ﺑـﻴﻼن آب در ﭼﮕـﻮﻧﮕﻲ ﻧﻴـﻞ ﺑـﻪ اﻓـﺰاﻳﺶ راﻧـﺪﻣﺎن ﻛـﺎراﻳﻲ آب ﺗﻮﺳـﻂ Wallace (2000) ﺻﻮرت ﭘﺬﻳﺮﻓﺘﻪ اﺳﺖ . ﭼﮕﻮﻧﮕﻲ ﺑﺮآورد ﺷﺴﺘﺸﻮی ﻧﻴﺘﺮات از روی ﺑـﻴﻼن آب ﻧﻴـﺰ ﺗﻮﺳـﻂ Zhu et al. (2005) ﻣﻮرد ﺑﺤﺚ ﻗﺮار ﮔﺮﻓﺘﻪ اﺳﺖ . Sadras et al. (2003) ﻧﺸﺎن د ادﻧﺪ ﻛﻪ ﻣﺤﺪودﻳﺖ ﻫﺎ ی ﺷﻴﻤﻴﺎﻳﻲ ﺧﺎک زﻳﺮﺳﻄﺤﻲ اﺣﺘﻤﺎﻻ ﺑ ﻪ دﻟﻴﻞ ﺗﺎﺛﻴﺮ اﺗﺸﺎن ﺑـﺮ روی ﺗﻮاﻧﺎﻳﻲ ﮔﻴﺎﻫﺎن ﺑﻪ ﺟﺬب آب و ﻫﻤﭽﻨﻴﻦ ﺧﺼﻮﺻﻴﺎت ﻫﻴﺪروﻟﻴﻜﻲ ﺧﺎک، ﺗﺎﺛﻴﺮ ات زﻳﺎدی ﺑﺮ روی ﺑﻮدﺟﻪ آب ﮔﻴﺎه دارﻧﺪ . ﺗﺎﺛﻴﺮ ﺳﺪﻳﻢ در ﻣﻮرد ﻛﺎﻫﺶ ﻫﺪاﻳﺖ ﻫﻴﺪروﻟﻴﻜﻲ ﺧﺎک در ﻫﺎ ﺧﺎک ی ﭘﻼﺳﺘﻴﻜﻲ ﺑﺎ ﻏﻠﻈﺖ اﻟﻜﺘﺮوﻟﻴﺖ ﺎﻳﻴﻦﭘ ﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﺪ ﺑـﻪ ﻫﻤـﺎوری ﻣﻨﻔﻲ ﺑﻴﻦ زﻫﻜﺸﻲ و ﻫﺪاﻳﺖ اﻟﻜﺘﺮﻳﻜﻲ ﻇﺎﻫﺮی ﻛﻤﻚ ﻛﻨﺪ . Mermoud et al. (2005) ﺷﺴﺘﺸﻮی ﻧﻴﺘﺮات از اﻧﺘﻬﺎی ﻧﺎﺣﻴﻪ رﻳﺸﻪ را ﺗﻮﺳﻂ ﻧﮕﺮش ﻫﺎی ﺗﺠﺮﺑﻲ و ﻫﻤﭽﻨﻴﻦ ﻣﺪل ﺳﺎزی ﺑﺮرﺳﻲ ﻧﻤﻮدﻧﺪ . ﻧﺘﺎﻳﺞ ﺷﺒﻴﻪ ﺳﺎزی ﺗﺎﻳﻴﺪ ﻣﻲ ﻛﻨﺪ ﻛﻪ ﺗﻐﻴﻴﺮاﺗﻲ در ﻓﺮﻛﺎﻧﺲ آﺑﻴﺎری ﺑﻪ ﻃـﻮر ﻣﻌﻨـﻲ دار ی ﺑـﺮ روی ﻣﻮﻟﻔـﻪ ﻫـﺎ ی ﺑﻴﻼن آب ﻣﻮﺛﺮ اﺳﺖ . ﻛﺎﻫﺶ ﻓﺮﻛﺎﻧﺲ آﺑﻴﺎری ﺑﺎﻋﺚ اﻓﺰاﻳﺶ ذﺧﻴﺮه آب در ﻧﺎﺣﻴﻪ رﻳﺸﻪ، اﻓﺰاﻳﺶ ﺗﻌﺮق ﮔﻴﺎه و ﻛﺎﻫﺶ ﻣﻴـﺰان 14 22 / 04 / 93 دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب آب در ﻻﻳﻪ ﻣﺠﺎور ﺳﻄﺢ زﻣﻴﻦ ﻣﻲ ﺷﻮد ﻛﻪ ﺑﺎﻋﺚ ﻛﺎﻫﺶ در ﺗﺒﺨﻴﺮ ﻣﻲ ﮔﺮدد . در ﻫﻤﺎن زﻣﺎن زﻫﻜﺸﻲ ﺗﺎ ﺣﺪی اﻓﺰاﻳﺶ ﻳﺎﻓﺖ وﻟﻲ در ﺣﺪ ﻗﺎﺑﻞ ﻗﺒﻮﻟﻲ ﻛﻢ ﺑﺎﻗﻲ ﻣﺎ ﻧﺪ ﻛﻪ ﺗﻬﺪﻳﺪی ﺑﺮای ﻛﻴﻔﻴﺖ آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ﻧﮕﺮدﻳﺪ . Reeves and and Woessner (2004) ﻣﻨﺎﺑﻊ آب و ﻣﻜﺎﻧﻴﺰم ﻫﺎی ﻛﻨﺘﺮل ﻛﻨﻨﺪه ﺳـﻴﻜﻞ ﻫﻴـﺪروﻟﻮژﻳﻜﻲ زﻣـﻴﻦ ﺧـﻴﺲ را ﺑﺮرﺳﻲ ﻛﺮدﻧﺪ . در اﻳﻦ ﺑﺮرﺳﻲ اﻫﺪاف ﻣﺸﺨﺼ ﻲ ﭼﻮن اﻟﻒ ) ( ﺗﻮﻟﻴﺪ ﺑﻴﻼن آب زﻣﻴﻦ ﺧﻴﺲ، )ب( ﺗﺸـﺨﻴﺺ ﻛﻨﺘـﺮل ﻫـﺎﻳﻲ ﺑـﺮ روی ﻧﻮﺳﺎن ﻓﺼﻠﻲ در آ ب ورودی و )ج( ﺗﺤﻠﻴﻞ اﻳﻦ ﻛﻪ ﭼﮕﻮﻧﻪ ﺗﺼﺤﻴﺤﺎت ﻃﺒﻴﻌﻲ و اﻧﺴﺎﻧﻲ در زﻣﻴﻦ ﺧـﻴﺲ ﻣﻤﻜـﻦ اﺳـﺖ ﻫﻴﺪروﻟﻮژی آن را ﺗﻐﻴﻴﺮ دﻫﺪ ﻣﺪﻧﻈﺮ ﺑﻮد . Ranna and Katerji (2000) ﺗﺮ ﻣﻬﻢ ﻳﻦ روش ﻫﺎ ی اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی و ﺑﺮآورد ET واﻗﻌﻲ در ﻣﻘﻴـﺎس ﻛـﺮت ) ﺑـﺮای اﻧﺘﻘـﺎل در ﺳﻄﺢ ﻣﺰرﻋﻪ را ( ﻣﺮور ﻛ ﺮدﻧﺪ . در ﺣﺪود 99 % آب ﻣﻮرداﺳﺘﻔﺎده در ﻛﺸﺎورزی ﺗﻮﺳﻂ ﮔﻴﺎﻫﺎن ﻣﺼـﺮف ﻣـﻲ ﺷـﻮد . اﻳـﻦ ﻧـﻮع از ﻣﺼﺮف ﻪ ﺑ ﺻﻮرت ﺗﺒﺨﻴﺮ ﺗﻌﺮق (ET) – آب ﺗﻠﻒ ﺷﺪه ﺗﻮﺳﻂ ﺳﻄ ﻮ ح ﮔﻴﺎﻫﻲ ﻏﻴﺮاﺷﺒﺎع ﺑﻪ ﺻﻮرت ﺑﺨﺎر-، ﺑ ﻪ ﺻـﻮرت ﺗﺒﺨﻴـﺮ از ﺳﻄﺢ و ﺗﻌﺮق از ﮔﻴﺎﻫﺎن ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﺑﺴﺘﻪ ﺑﻪ ﺷﺮاﻳﻂ آب ﺧﺎک، ﻳﻚ ﻛﻨﺘﺮل ﻛﻢ و ﺑﻴﺶ ﻣﻬﻢ ﺑﻴﻮﻟـﻮژﻳﻜﻲ در اﺗـﻼف آب اﻋ ﻤـﺎل ﻣﻲ ﺷﻮد . ﺑﻪ ﻋﻼوه ﺑﻪ اﻳﻦ ﻣﻜﺎﻧﻴﺰم ﻣﺸﺨﺼﻲ ﺗﻮﺳﻂ ﺳﺎﺧﺘﺎر ﮔﻴﺎﻫﻲ در راه اﻧﺘﻘﺎل ﺑﺨﺎر آب ﺑﻪ ﻃﺮف اﺗﻤﺴﻔﺮ ﻣﻤﺎﻧﻌﺖ ﻣﻲ .ﺷﻮد ﺑ ﻪ ﻃﻮر ﻛﻠﻲ اﻗﻠﻴﻢ ﻫﺎی ﻧﻴﻤﻪ ﺧﺸﻚ و ﻋﻤﺪﺗﺎ ﺧﺸﻚ ﺗﺎﺛﻴﺮ ﻣﻬﻤﻲ ﺑﺮ روی رﺷﺪ ﮔﻴﺎه در رﺳﻴﺪن ﻣﺤﺼﻮل و ﻛﻴﻔﻴﺖ آن دارﻧـﺪ . ﺗﺤﺖ اﻳﻦ ﺷﺮاﻳﻂ آب و ﻫﻮا ﻳﻲ ، ﮔﻴﺎﻫﺎن دﻳﻢ و زﻣﻴﻦ ﻫﺎی ﻛﺸﺎورزی ﺑﺎ ﻣﻨـﺎﺑﻊ آب ﻣﺤـﺪود ﻏﺎﻟﺒـﺎ در ﻣﻌـﺮض ﺗـﻨﺶ آﺑـﻲ اﻧـﺪ . ﺑﻨﺎﺑﺮاﻳﻦ ﻣﻬﻢ اﺳﺖ ﺑﺪاﻧﻴﻢ ﻛﻪ ﺗﻠﻔﺎت دﻗﻴﻖ آب ﺑ ﻪ وﺳﻴﻠﻪ ﺗﺒﺨﻴﺮ ﺗﻌﺮق ) ﻳﻌﻨﻲ ﺗﺒﺨﻴﺮ ﺗﻌﺮق واﻗﻌﻲ ( و وﺿﻌﻴﺖ آب ﮔﻴﺎه و ﺗﺎﺛﻴﺮ آن ﺑﺮ روی ﺗﻮﻟﻴﺪ ﭼﮕﻮﻧﻪ اﺳﺖ . ET واﻗﻌﻲ ﮔﻴﺎه ﻣﻲ ﺗﻮاﻧﺪ اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی و ﻳﺎ ﺑﺮآورد ﺷﻮد . ﺑﺮای ﻣﺜﺎل ﺑﺮای اﻫﺪاف ﺗﺤﻘﻴﻘـﺎﺗﻲ در اﻛﻮ- ،ﻓﻴﺰﻳﻮﻟﻮژی ﮔﻴﺎﻫﺎنET ﺑﺎﻳﺴﺘﻲ دﻗﺖ ﺑﻪ اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﺷﻮد، در ﺣﺎﻟﻲ ﻛﻪ ﺑـﺮای ﻣـﺪﻳﺮﻳﺖ آﺑﻴـﺎری ﻣﺰرﻋـﻪ ﻣ ﻤﻜـﻦ اﺳـﺖ ﺑﺮآورد آن ﻧﻴﺰ ﻣﻨﺎﺳﺐ ﺑﺎﺷﺪ . ﻫﺮ ﭼﻪ درﺟﻪ دﻗﺖ در ﺑﺮآورد ﺗـﺮ ﻛﻢ ﺑﺎﺷـﺪ، اﺗـﻼف آب ﻧﺎﺷـﻲ از ﻣـﺪﻳﺮﻳﺖ ﻏﻴﺮﺻـﺤﻴﺢ آﺑﻴـﺎری ﺑﻴﺶ ﺗﺮ ﺧﻮاﻫﺪ ﺑﻮد . Connoly (1998) وﺿﻌﻴﺖ ﺟﺎری ﻫﺎ ﻣﺪل ﻳﻲ را ﻛﻪ ﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﻨﺪ ﺗﺎﺛﻴﺮ ات ﺳﺎﺧﺘﻤﺎن ﺧـﺎک را ﻧﻴـﺰ ﺑـﺮ روی ﺑـﻴﻼن آب ﻳـﻚ ﺳﻴﺴﺘﻢ ﺧﺎک، ﮔﻴﺎه ﺷﺒﻴﻪ ﺳﺎزی ﻛﻨﻨﺪ ﻣ ﺮور ﻛﺮده اﺳﺖ . اﻳﻦ ﻣﺮور ﺑﻪ ﻫﺎ ﻣﺪل ﻳﻲ ﻛﻪ ﺑﻴﻼن آب ﻧﺎﺣﻴﻪ رﻳﺸﻪ ﮔﻴـﺎه و روی ﮔﻴـﺎه در ﻳﻚ ﻧﻘﻄﻪ، ﻛﺮت ﻳﺎ ﻳﻚ ﻣﻘﻴﺎس ﻛﻮﭼﻚ ﺣﻮﺿﻪ ﺑﻴﺎن ﻣﻲ ﻛﻨﻨﺪ ﻣﺤﺪود ﻣﻲ ﺷﻮد . رﺷﺪ ﮔﻴﺎه ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻣﻬﻤ ﻲ ﺑﻪ ﺷـﻤﺎر ﻣـﻲ آﻳـﺪ زﻳﺮا ﺗﺎﺛﻴﺮ ات ﻋﻤﺪه ای ﺑﺮای ارﺗﺒﺎط دادن ﺗﻮﻟﻴﺪ ﮔﻴﺎه د رﺗﺤﻠﻴﻞ ﺳﻴﺴﺘﻢ ﻫﺎ ی ﻛﺸﺖ و ﻛﺎر ﻣﺘﻨﺎوب در ﺑﻴﻼن آب اﻳﻔـﺎ ﻣـﻲ ﻛﻨـﺪ ) ﺷﻜﻞ 2 - 2 .( ﻓﺼﻞ دوم- ﺗﺒﻴﻴﻦ ﻣﺴﺎﻟﻪ و ﭼﺎرﭼﻮب ﺗﺤﻠﻴﻠﻲ 22 / 04 / 93 15 ﺷﻜﻞ2 - 2 - ﺑﻴﻼن آب در ﺳﻄﺢ ﻳﻚ ﻣﺰرﻋﻪ 2 - 2 - 7 - ﺑﻴﻼن در ﻣﺤﺪوده ﻫﺎی ﺷﻬﺮی ﺑﻴﻼن آب در ﻣﺤﺪوده ﻫﺎی ﺷﻬﺮی ﻧﻴﺰ ﻛﺎرﺑﺮد دارد . Mitchell et al. (2003) ﺑﻪ ارزﻳﺎﺑﻲ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎ ی ﺑﻴﻼن در ﻧﻮاﺣﻲ ﺷﻬﺮ ﭘﺮداﺧﺘﻪ اﺳﺖ و ﺗﺎﺛﻴﺮ ﺷﻬﺮی ﺷﺪن ﺑﺮ روی ﺑﻴﻼن آب ﺗﻮﺳـﻂ Opijah and Mukabana (2004) ﻣـﻮرد ﺑﺤـﺖ ﻗـﺮار ﮔﺮﻓﺘـﻪ اﺳﺖ . در ﻣﻮرد اﻳﻨﻜﻪ ﭼﮕﻮﻧﻪ ﺗﻮان ﻣﻲ از ﻃﺮﻳﻖ ﻣﺪﻳﺮﻳﺖ ﺗﻘﺎﺿﺎی آب ﺷﻬﺮی ﺑﻪ ﭘﺎﻳﺪاری آب رﺳﻴﺪ ﺗﻮان ﻣﻲ ﺑﻪ Brandes and Reynolds (2004) ﻣﺮاﺟﻌﻪ ﻛﺮد . Wenzel (2005) ﻣﻄﺎﻟﻌﺎت ﻣﺘﻤﺮﻛﺰ ارزﺷﻤﻨﺪی را ﺑﺮ روی ﺑﻮدﺟﻪ ﺑﻨﺪی آب ﺷـﻬﺮی اراﺋـﻪ ﻛﺮده اﺳﺖ . ﭼﮕﻮﻧﮕﻲ ﺗﺒﺨﻴﺮ ﺗﻌﺮق و ﺑﻴﻼن آب از ﻧﻮاﺣﻲ آﺳﻔﺎﻟﺖ ﺷﺪه ﺗﻮﺳﻂ Levitt et al. (2005) ﻗﺎﺑﻞ ﺗﻬﻴﻪ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . 2 - 2 - 8 - ﺑﻴﻼن در ﻣﻜﺎن ﻫﺎی ﺧﺎص ﻣﺤﺪوده ﻫﺎی ﻣﻜ ﺎﻧﻲ ﺧﺎص و ﻣﻦ ﺟﻤﻠﻪ ﻣﻨﺎﻃﻖ ﻳﺨﻲ و ﻳﺨﭽﺎل ﻫﺎ، ﻧﻴﺰ ﻣﻮرد ﺗﻮﺟﻪ ﻣﺒﺎﺣﺚ ﺑﻴﻼن آب ﺑﻮده اﺳﺖ . Spence and Woo (2003) و ﻫﻤﭽﻨﻴﻦYoung et al. (2005) ﭼﻨﻴﻦ ﻣﻮﻟﻔﻪ ای را ﺑﺮای ﻧـﻮاﺣﻲ ﻳﺨﭽـﺎﻟﻲ ﻛﺎﻧـﺎدا ﻣـﻮرد ﺑﺤـﺚ ﻗـﺮار . اﻧﺪ داده ﺑﺮرﺳﻲ ﻫﺎی ﺑﻴﻼن آب در ﻧﻮاﺣﻲ ﻛﻪ ﺗﺤﺖ ﺗﺎﺛﻴﺮ ﺟﺬر و ﻣﺪ واﻗﻊ ﻧﺪﺷﻮ ﻣﻲ ، ﺑـﻪ ﻋﻨـﻮان ﻳﻜـﻲ دﻳﮕـﺮ از ﭼﻨـﻴﻦ ﻧـﻮاﺣﻲ ﺧﺎص، ﻧﻴﺰ ﺗﻮﺳﻂ Burson (2003) اﻧﺠﺎم ﺷﺪه اﺳﺖ . 16 22 / 04 / 93 دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب ﺻﺮف ﻧﻈﺮ از ﺑﺎرﻧﺪﮔﻲ ، ﺗﺒﺎدل ﺑﺨﺎر آب ) ﻛﻪ ﻋﻤﺪﺗﺎ ﺷ ﺎرش ﮔﺮﻣﺎی ﻧﻬﺎن )LE ( و ﻳﺎ ﺗﺒﺨﻴﺮ - ﺗﻌﺮق (ET) ﻧﺎﻣﻴﺪه ﻣﻲ ﺷـﻮد ( ﺑـﻴﻦ ﺟﻮ و اﻛﻮﺳﻴﺴﺘﻢ ﻫﺎی زﻣﻴﻦ ﻳﻚ ﻣﻮﻟﻔﻪ اﺻﻠﻲ از ﺑﻴﻼن ﻫﻴﺪرﻟﻮژﻳﻜﻲ زﻣﻴﻨﻲ ﻣﺤﺴـﻮب ﻣـﻲ ﺷـﻮد . در ﻳـﻚ ﻣﻜـﺎن ﻣﺸـﺨﺺ، ET ﻋﻤﺪﺗﺎ ﺑﻪ ﻣﻴﺰان دﺳﺘﺮﺳﻲ ﺑﻪ آب و اﻧﺮژی واﺑﺴﺘﻪ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﻋﻼوه ﺑﺮ آن ET ﺑﻪ واﺳﻄﻪ وﺟﻮد ﺑﻌﻀﻲ از ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎ ﭼﻮن ﻧﺤﻮه ﻗﺮار ﮔﺮﻓﺘﻦ ﮔﻴﺎﻫﺎن و ﻣﻴﺰان ﺗﻮﺳﻌﻪ آن ﻫـﺎ، ﻣﺸﺨﺼـﺎت ﺧـﺎک و ﻣﺘﻐﻴﺮﻫـﺎی ﮔﻮﻧـﺎﮔﻮن زﻳﺴـﺖ ﻣﺤﻴﻄـﻲ ﻛﻨﺘـﺮل ﻣـﻲ ﺷـﻮد . ﺑـﺮای اﻛﻮﺳﻴﺴﺘﻢ ﻫﺎی ﺧﺸﻚ و ﻧﻴﻤﻪ ﺧﺸﻚ ﺷﺒﻴﻪ اﺳﺘﭗ ﻣﻐﻮﻟﺴﺘﺎن ، اﺳﺘﭗ ﻗﺮﻳﺐ ﺑﻪ 83 درﺻﺪ ﺧﺎک را درﺑﺮﮔﺮﻓﺘﻪ اﺳﺖ ﺗـﻨﺶ آﺑـﻲ ﻓﺎﻛﺘﻮر ﻣﺤﺪود ﻛﻨﻨﺪه در ای رﺷﺪ ﮔﻴﺎﻫﺎن ﻣﺤﺴﻮب ﻣﻲ ﺷﻮد ﺑﻪ ﻃﻮری ﻛﻪ ﺗﻮﻟﻴﺪ ﺳﺒﺰﻳﻨﻪ و ﭘﻮﺷﺶ ﮔﻴـﺎﻫﻲ ﺷـﺪﻳﺪا ﺑـﻪ ﺗﻐﻴﻴـﺮات ﺑﻠﻨﺪ ﻣﺪت ) ﭼﻨﺪﺳﺎﻟﻪ ( ﺑﺎرش واﺑﺴﺘﻪ اﺳﺖ ، اﻣﺎ . ﻛﻤﺒﻮد اﻃﻼﻋﺎت در ﻣﻮرد ﭼﮕﻮﻧﮕﻲ ﺗﺒـﺎدل ﺑﺨـﺎ ر آب ﺑـﺎﻻی اﻛﻮﺳﻴﺴـﺘﻢ اﺳـﺘﭗ ﻋﻤﻮﻣﺎ ﻳﻚ ﻋﺎﻣﻞ ﻣﺸﻜﻞ ﺳﺎز در درک ﻛﻤﻲ ﭼﺮﺧﻪ ﺗﻮام ﻛﺮﺑﻦ و آب، ﺟﻬﺖ ﻣـﺪﻳﺮﻳﺖ اﺳـﺘﭗ و ﺗﻐﻴﻴـﺮ ات آب و ﻫـﻮا ﻣـﻲ ﺑﺎﺷـﺪ . اﻣﺮوزه ﻓﻦ آوری ﻛﻮوارﻳﺎﻧ ﺲ آﺷﻔﺘﻪ (EC) ﺑﻪ ﻃﻮر ﮔﺴﺘﺮده ﺑﺮای اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﺷﺎرش ﭘﻴﻮﺳﺘﻪ ﺑﻠﻨﺪﻣﺪت در ﺳﺮاﺳﺮ ﺟﻬﺎن ﺑـﻪ ﻛـﺎر ﺑﺮده ﻣﻲ ﺷﻮد . در اﻳﻦ ﻣﻄﺎﻟ )ﻌﻪ Sheng-Gong, et al., 2007 ( از اﻳﻦ ﻓﻦ آوری ﺑﺮای ارزﻳﺎﺑﻲ ﺑﺨﺎر آب و ﺷﺎرش اﻧﺮژی در ﻣﺤـﻴﻂ ﺑﺎﻻی اﺳﺘﭗ ﻣﻐﻮﻟﺴﺘﺎن اﺳﺘﻔﺎده ﻛﺮده . اﻧﺪ ﻧﺎﻣﺒﺮدﮔﺎن ﺑﻪ اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻫﺎی ﻛﺎﻣﻞ ﺳﺎﻻﻧﻪ ﺑﺨـﺎر آب و ﺷـﺎرش اﻧـﺮژی ﺑـﺮ روی ﻳـﻚ ﻣﻨﻄﻘﻪ وﻳﮋه اﺳﺘﭗ ﻣﻐﻮﻟﺴﺘﺎن ﻣﺮﻛﺰی ﭘﺮداﺧﺘﻪ . اﻧﺪ اﻟﮕﻮﻫﺎی ﺑﺨﺎر آب و اﻟﮕﻮﻫﺎی اﻧﺮژی در ﻣﻘﻴـﺎس ﻫـﺎی روزاﻧـﻪ و ﻓﺼـﻠﻲ ﻣـﻮرد آزﻣﺎﻳﺶ واﻗﻊ ﺷﺪﻧﺪ و ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن ﺳﺎﻻﻧﻪ ﺑﺮای اﺳﺘﭗ ﺑﺮ اﺳﺎس اﻳﻦ داده ﻫﺎ ﺗﺪوﻳﻦ ﮔﺮدﻳﺪ ه اﺳﺖ . ﻋﻤﻮﻣﺎ ﺑﻪ ﻃﻮر ﺳﻨﺘﻲ ﺗﺼﻮر ﻣﻲ ﺷﻮد ﻛﻪ اﻗﻴﺎﻧﻮس ﻫﺎ ﺗﻨﻬﺎ ﻋﺎﻣﻞ اﺛﺮﮔﺬار ﺑﺎارزش از ﺳﻄﺢ زﻣﻴﻦ در ﻣﻄﺎﻟﻌﺎت ﺗ ﻐﻴﻴﺮ اﻗﻠـﻴﻢ و اﻟﮕﻮﻫﺎی ﻫﻮاﺷﻨﺎ ﺳﻲ ﺑﻪ ﺷﻤﺎر ﻣﻲ روﻧﺪ . اﻣﺎ ﺑﺎ ﺷﺮوع ﻣﻄﺎﻟﻌﺎت Charney (1975) ﻫﺎ ﻣﺪل ی زﻳﺎدی ﺑﻪ وﺟﻮد آﻣﺪﻧـﺪ ﻛـﻪ ﺑﻴـﺎﻧﮕﺮ اﺛﺮ ﻣﻬﻢ ﺗﻐﻴﻴﺮات ﻣﺸﺨﺼﺎت ﻓﻴﺰﻳﻜﻲ ﺳﻄﺢ زﻣﻴﻦ ﺑﺮ اﻗﻠﻴﻢ ﻣﻲ ﺑﺎﺷـﻨﺪ . ﺗﻐﻴﻴـﺮات ﭘﻮﺷـﺶ ﺳـﻄﺢ زﻣـﻴﻦ ﻣـﻲ ﺗﻮاﻧـ ﺪ ﺑـﺎ ﺗﻐﻴﻴـﺮ ﺳﻬﻢ ﺑﻨﺪی اﻧﺮژی ﺑﻴﻦ اﻧﺮژی ﻣﺤﺴﻮس و اﻧﺮژی ﻧﻬﺎن و ﻧﻴﺰ ﺑﺎ ﺗﻐﻴﻴﺮ ﺳﻬﻢ ﺑﻨ ﺪی ﺑﺎرش ﺑﻴﻦ ﺗﺒﺨﻴﺮ ﺗﻌﺮق و رواﻧﺎب ﺑﺮ اﻗﻠﻴﻢ ﻣﻮﺛﺮ ﺑﺎﺷﺪ . ﭘﮋوﻫﺸﮕﺮاﻧﻲ از ﻗﺒﻴﻞ Dickinson and Henderson-Sellers (1988) وYue and Shukla (1993) ﻧﺸﺎن دادﻧﺪ ﻛـﻪ در ﺑﻴﻦ اﻳﻦ اﺛﺮات، ﺗﻐﻴﻴﺮات ﭘﻮﺷﺶ ﮔﻴﺎﻫﻲ ﺪﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﺑﺎﻋﺚ ﺗﻐﻴﻴﺮات در ﺟﻮ و ﺑﺎزﺧﻮرد آن ﺑﻪ ﺳﻄﺢ زﻣﻴﻦ ﮔﺮدد . ﻫﺮ ﭼﻨﺪ اﻳﻦ ﻗﺒﻴﻞ ﻓﻌﺎﻟﻴﺖ ﻫﺎ ﻣﺎﻧﻨﺪ آﻧﭽﻪ ﺗﻮﺿﻴﺢ داده ﺷﺪ اﻫﻤﻴﺖ ﭘﻮﺷﺶ ﮔﻴﺎﻫﻲ وﺧﺎک را در ﻣﻄﺎﻟﻌﺎت اﻗﻠـﻴﻢ و ﻧﻴـﺎز اﺳﺎﺳـﻲ ﺗﻮﺟـﻪ ﺑـﻪ ﭘﺎراﻣﺘﺮی ﻛﺮدن ﻓﺮآﻳﻨﺪﻫﺎی ﻓﻴﺰﻳﻜﻲ و ﺑﻴﻮﻟﻮژﻳﻜﻲ را ﻛﻪ در ﺳﻄﺢ زﻣﻴﻦ اﺗﻔﺎق ﻣﻲ اﻓﺘﻨـﺪ ﺑـﻴﺶ از ﭘـﻴﺶ ﺗﻮﺿـﻴﺢ دادﻧـﺪ اﻣـﺎ ﻣﺘﻐﻴﺮ ﻫﺎﻳﻲ ﻛﻪ ﺑﻪ ﻣﻨﻈﻮر ﺷﻨﺎﺳﺎﮔﺮان ﺳﻄﺢ زﻣﻴﻦ در ﻧﻈﺮ ﮔﺮ ﻓﺘﻪ ﻣﻲ ﺷﻮﻧﺪ ﻧﻴﺎزﻣﻨﺪ اﻋﺘﺒﺎرﺳﻨﺠ ﻲ ﺑﺎ ﻛﻤﻚ آزﻣﻮن ﻫﺎی ﻋﻠﻤﻲ و ﻣﻘﺎﻳﺴﻪ ﻫﺎی ﻣﺸﺎﻫﺪاﺗﻲ ﻫﺴﺘﻨﺪ . ﻧﺎﻣﻌﻴﻨﻲ ﻗﺎﺑﻞ ﺗﻮﺟﻬﻲ در ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫـﺎی ﻣﺸـﺘﻖ ﺷـﺪه از روش ﻫـﺎ ی راﻳـﺞ وﺟـﻮد دارد . ﻣـﺪل آزﻣﺎﻳﺸﻲ ﺗﺨﻤﻴﻦ ﭘﺎراﻣﺘﺮ (Mopex) ﻳﻚ ﭘﺮوژه ﭘﻴﻮﺳﺘﻪ ﺑﻴﻦ اﻟﻤﻠﻠﻲ ﺑﻪ ﻣﻨﻈﻮر ﺗﻮﺳﻌﻪ ﺗﻜﻨﻴﻚ ﻫﺎی ﭘﻴﺶ ﺗﺨﻤﻴﻨﻲ ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫ ﺎ در ﻃﺮح ﻫﺎ ﻣﺪل ی ﻫﻴﺪروﻟﻮژﻳﻜﻲ اﺗﻤﺴﻔﺮی ﺑﺮای ﻓﺮﻣﻮﻟﻪ ﻛﺮدن اﺛﺮ ﺳﻄﺢ زﻣﻴﻦ ﻣﻲ ﺑﺎﺷـﺪ . اﻳـﻦ ﻣـﺪل (Mopex) ﺷـﺎﻣﻞ اﺟـﺮا و راﻫﻨﻤﺎی ﻋ ﺒﻮر ﻳﻚ روش ﭘ ﻴﺶ ﺗﺨﻤﻴﻨﻲ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . Sheng-Gong, et al. (2007) در ﻳﻚ ﻣﻄﺎﻟﻌﻪ ﺑﺎ ﻫـﺪف ﺗﻌﻴـﻴﻦ اﻫﻤﻴـﺖ ﻣﻘـﺎدﻳﺮ ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫـﺎی ﻣـﺪل در ﺷـﺒﻴﻪ ﺳـﺎزی و ﺟﺴﺘﺠﻮی روش ﻫﺎﻳﻲ ﻬﺖﺟ ﺑﻬﺒﻮد ﺗﺨﻤﻴﻦ آن ﻫﺎ را ﺑﺮرﺳﻲ ﻧﻤﻮدﻧﺪ . دﻳﺪﮔﺎه اﻳﻦ ﻣﻄﺎﻟﻌﻪ در ﻣﺴـﻴﺮ اﺳـﺘﺮاﺗﮋی ﻣـﺪل Mopex ﺑﻮده ﻛﻪ ﺷﺎﻣﻞ داده ﻫﺎی اﺻﻼح ﺷﺪه ﺑﺎ ﺗﺨﻤﻴﻦ ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎی اوﻟﻴﻪ، ﺗﻮﺟﻪ ﺑﻪ ﭼﮕﻮﻧﮕﻲ اﺟﺮای ﻣﺪل و ﻛﻨﺘﺮل آن، ﻣﻘﺎﻳﺴﻪ ﻧﺘﺎﻳﺞ ﻓﺼﻞ دوم- ﺗﺒﻴﻴﻦ ﻣﺴﺎﻟﻪ و ﭼﺎرﭼﻮب ﺗﺤﻠﻴﻠﻲ 22 / 04 / 93 17 و ﻧﻬﺎﻳﺘﺎ اﻳﺠﺎد ﻳﻚ ﺑﻬﺒﻮد در ﺗﺨﻤﻴﻦ ﻫﺎی ﺑﻬﺘﺮ ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﻫﺪف ﻧﻬﺎﻳﻲ اﻳﻦ ﻣﻄﺎﻟﻌﻪ آﺳﺎن ﻧﻤﻮدن ﺑﻴﺶ ﺗﺮ ﺷﺒﻴﻪ ﺳـﺎزی واﻗﻌﻲ اﺛﺮات ﻣﺘﻘﺎﺑﻞ اﺗﻤﺴﻔﺮ / ﺳﻄﺢ زﻣﻴﻦ ﺑﺮای اﺳﺘﻔﺎده در ﻣﺪل ﻫﺎی ﺗﻮام اﺗﻤﺴﻔﺮ / زﻣـﻴﻦ ﻣـﻲ ﺑﺎﺷـﺪ . ﻣـﺪل ﻫـﺎی ﺗـﻮام ﻣﺎﻧﻨـﺪ ﻣﺪل ﻫﺎی ﭼﺮﺧﺶ ﻋﻤﻮﻣﻲ (GCM) و ﻳﺎ ﻣﺪل ﻫﺎی ﻣﻨﻄﻘﻪ ای ﻛﻪ ﻣﻌﻤﻮﻻ ﺑﺮای ﻣﻄﺎﻟﻌﻪ اﺛﺮات ﺗﻬﺪﻳﺪات زﻳﺴﺖ ﻣﺤﻴﻄﻲ ﻣﺎﻧﻨـﺪ ﺗﺨﺮﻳﺐ ﺟﻨﮕﻞ ﻫﺎ و ﺑﻴﺎﺑﺎن زاﻳﻲ اﺳﺘﻔﺎده ﻣﻲ ﺷﻮﻧﺪ . اﻳﻦ ﻣﻄﺎﻟﻌﻪ در ﻣﻨﻄﻘﻪ ﺳﺎﺣﻞ در ﻗﺎره آﻓﺮﻳﻘﺎ اﻧﺠﺎم ﺷﺪه اﺳﺖ ﺑـﻪ آن دﻟﻴـﻞ ﻛﻪ اﻳﻦ ﻣﻨﻄﻘﻪ ﻳﻚ ﻧﺎﺣﻴﻪ اﻧﺘﻘﺎﻟﻲ ﺑﻴﻦ ﺑﻴﺎﺑﺎن ﺧﺸﻚ ﺻﺤﺮا ﺑﻪ ﺳﻤﺖ ﺷﻤﺎل و ﻳﻚ ﻧﺎﺣﻴﻪ ﺟﻨﮕﻠﻲ ﺑﺎراﻧﻲ ﺑﻪ ﺳﻤﺖ ﺟﻨﻮب واﻗﻊ ﺷﺪه اﺳﺖ از اﻳﻨﺮو ﺳﺎﺣﻞ دارای ﻳﻚ ﺳﻴﺴﺘﻢ اﻗﻠﻴﻤﻲ ﺣﺴﺎس ﺑﻮده ﻛﻪ آﻧﺮا ﻣﻨﺎﺳﺐ ﺑﺮای ﻣﻄﺎﻟﻌﺎت اﻗﻠﻴﻢ ﺷﻨﺎﺳﻲ ﻧﻤﻮده اﺳﺖ . ﻓﻲ اﻟﺠﻤﻠﻪ در 25 ﺳﺎل ﮔﺬﺷﺘﻪ ﺧﺸﻜﺴﺎﻟﻲ ﻫﺎی ﺷﺪﻳﺪی در ﻣﻨﻄﻘﻪ ﺑﻪ وﺟﻮد آﻣﺪه اﻧﺪ ﻛـﻪ ﻫﻤـﺮاه ﺑـﺎ ﻗﺤﻄـﻲ ﺑـﺮای ﺳـﺎﻛﻨﺎن ﻣﻨﻄﻘﻪ ﺑﻮدﻧﺪ . ﻣﺴﺎﻟﻪ ﺑﻴﺎﺑﺎن زاﻳﻲ در اﻳﻦ ﻣﻨﻄﻘﻪ ﺑﻴﺶ ﺗﺮ اﻫﻤﻴﺖ اﺛﺮات ﻣﺘﻘﺎﺑﻞ ﺑﻴﻦ زﻣﻴﻦ ﺑﺮ اﻗﻠﻴﻢ را ﻣﺸﺨﺺ .ﻛﻨﺪ ﻣﻲ ﺑﻌﻀﻲ از ﻣﻄﺎﻟﻌﺎت اﻫﻤﻴﺖ ﺗﻨﻬﺎ ﻣﺘﻐﻴﺮ ﺳﻄﺢ زﻣﻴﻦ را در اﻗﻠﻴﻢ ﺳﺎﺣﻠﻲ، ﺑﺎ اﺳﺘﻔﺎده از ﻣـﺪل ﻫـﺎ ی ﺳـﺎده زﻣﻴﻨـﻲ ﺗﻮﺿـﻴﺢ داده اﻧﺪ در ﺣﺎﻟﻲ ﻛﻪ، اﻫﻤﻴﺖ ﺷﺮاﻳﻂ ﻣﺼﻨﻮﻋﻲ ﺧﺎک / ﭘﻮﺷﺶ ﮔﻴﺎﻫﻲ در اﻗﻠﻴﻢ ﺳﺎﺣﻠﻲ در ﻫـﺎ ﻣﺪل ی ﺗـﻮام اﺗﺴـﻤﻔﺮ، ﭘﻮﺷـﺶ ﮔﻴﺎﻫﻲ ﻧﻴﺰ ﻣﻮرد ارزﻳﺎﺑﻲ واﻗﻊ ﺷﺪه اﺳﺖ . در اﻳﻦ ﻣﻄﺎﻟﻌﺎت، ﺗ ﻴﭗ ﻫﺎی ﭘﻮﺷﺶ ﮔﻴﺎﻫﻲ در ﻣﻨﺎﻃﻖ ﺧﺎص ﻣﻄﺎﻟﻌﺎﺗﻲ ﺗﻐﻴﻴـﺮ داده ﺷﺪه ﺑﺎﻋﺚ ﺗﻐﻴﻴﺮات اﺳﺎﺳﻲ در ﻧﺘﺎﻳﺞ ﺣﺎﺻﻞ از ﺷﺒﻴﻪ ﺳﺎزی ﺑﻴﺎﺑﺎن زاﻳﻲ . اﻧﺪ ﺷﺪه ﺑﺎرش ﺗﺎﺑﺴﺘﺎﻧﻪ در ﻣﻨﺎﻃﻖ ﺑﻴﺎﺑﺎﻧﻲ ﻛﻢ ﺑـﻮده و ﺑﻪ ﺳﻤﺖ ﻣﻨﺎﻃﻖ ﺟﻨﻮﺑﻲ اﻓﺰاﻳﺶ ﻣﻲ ﻳﺎﺑﺪ . دﻟﺘﺎ ﻫﺎ در ﺟﺎ ﻫﺎﻳﻲ ﺷﻜﻞ ﻣﻲ ﮔﻴﺮﻧﺪ ﻛﻪ رﺳﻮب درﻳﺎﻓﺘﻲ ﺑﻪ وﺳﻴﻠﻪ رود ﺧﺎﻧﻪ ﻫـﺎ ﺑـﻴﺶ از ﻇﺮﻓﻴـﺖ ﭘﺮاﻛﻨـﺪﮔﻲ ﺣﻮﺿـﻪ آﺑﺮﻳـﺰ درﻳﺎﻓﺖ ﻛﻨﻨﺪه ﺑﺎﺷﺪ . ﺑﻨﺎﺑﺮاﻳﻦ درﻳﺎی ﻧﻴﻤﻪ ﭘﻴﻮﺳﺘﻪ ﻣﺪﻳﺘﺮاﻧﻪ ﺑﺎ داﻣﻨﻪ ﻧﻴﻤﻪ ﺟـﺰر و ﻣـﺪی اش و رﺳـﻮﺑﺎت ﻧﺴـﺒﺘﺎ ﻗﺎﺑـﻞ ﺗﻮﺟـﻪ رﺳﻴﺪه ﺑﻪ آن ﻳﻚ دﻟﺘﺎی اﻳﺪه آل را ﺷﻜﻞ دﻫﺪ ﻣﻲ . Liquete et al. (2005) رﻓﺘﺎر رودﺧﺎﻧﻪ ای ﺟﻨﻮب اﺳﭙﺎﻧﻴﺎ ﻛﻪ دﻟﺘﺎﻫـﺎﻳﻲ را در درﻳﺎی آﻟﺒﻮران اﻳﺠﺎد ﻣﻲ ﺪﻛﻨﻨ ﺑﻪ ﻛﻤﻚ ﻣﺸﺨﺼﺎت ژﺋﻮﻣﻮرﻓﻮﻟﻮژ ی، ﻫﻮا و اﻗﻠﻴﻢ ﺷﻨﺎﺳﻲ و ﺷﺮاﻳﻂ ﻫﻴﺪروﻟﻮژﻳﻜﻲ ﺷﺒﻴﻪ ﺳﺎزی ﻧﻤﻮده . اﻧﺪ ﺑﻪ ﻛﻤﻚ دﻳﺪﮔﺎه ﻫﺎ ی ﻣﺨﺘﻠﻒ ﻣﺪل ﺳﺎزی ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن آب و رژﻳﻢ رﺳﻮب ﺳﺎﻻﻧﻪ آب ﺗﺪوﻳﻦ ﺷﺪه و راﺑﻄﻪ آن ﻫﺎ ﺑـﺎ ﻧﻮﺳﺎﻧﺎت اﻗﻴﺎﻧﻮس ﺷﻤﺎﻟﻲ (NAO) ﻣﻮرد ﻣﻄﺎﻟ ﻌﻪ ﻗﺮار ﮔﺮﻓﺘﻪ اﺳﺖ . 2 - 2 - 9 - ﺑﻴﻼن در ﺗﺎﻻب ﻫﺎ ﺗﺎﻻب ﻫﺎ و اﻛﻮ ﺳﻴﺴﺘﻢ ﻫﺎ ی آﺑﻲ ﻧﻴﺰ از ﻧﻘﻄﻪ ﻧﻈﺮ ﺑﻴﻼن آب ﺣﺎﺋﺰاﻫﻤﻴﺖ . اﻧﺪ ﺑﺮرﺳﻲ ﻫﺎی ﻣﺘﻌﺪدی از ﻧﻘﻄﻪ ﻧﻈﺮ ﺑﻴﻼن آب در ﭼﻨﻴﻦ ﻧﻮاﺣﻲ وﺟـﻮد دارد . از آن ﻣﻴـﺎن ﻣـﻲ ﺗـﻮان ﺑـﻪ Krause and Bronstert (2005) اﺷـﺎره ﻛـﺮد . Wang et al. (2004) ﺗﻐﻴﻴﺮاﺗ ﻲ از ﺑﻴﻼن آب ﻧﺎﺷﻲ از ﺗﻐﻴﻴﺮ در ﭘﻮﺷﺶ ﮔﻴﺎﻫﺎی ﺗﺎﻻب ﻫﺎ را ﻣﻮرد ﺑﺤﺚ ﻗﺮار داده اﺳﺖ . ﺟﻤﻊ ﺑﻨﺪی روش ﻫﺎ ی ﻣﺨﺘﻠﻒ ﺑﺮآورد ﺗﺒﺨﻴﺮ در ﻧﻮاﺣﻲ ﺗﺎﻻﺑﻲ ﻣﻮرد ﺑﺤﺚ Drexler et al. (2004) ﺑﻮده اﺳﺖ . 2 - 3 - واﺑﺴﺘﮕﻲ رﻃﻮﺑﺖ ﻣﻮﺟﻮد در اﺗﻤﺴﻔﺮ و ﺷﺮاﻳﻂ ﺳﻄﺢ زﻣﻴﻦ Mohamed et al. (2005) ﺑﻪ ارﺗﺒﺎط ﺑﻴﻦ رﻃﻮﺑﺖ ﻣﻮﺟـﻮد در اﺗﻤﺴـﻔﺮ و ﺷـﺮاﻳﻂ ﺳـﻄﺢ زﻣـﻴﻦ ﭘﺮداﺧﺘـﻪ اﺳـﺖ . ﻣـﺪل اﺗﻤﺴﻔﺮی اﻗﻠﻴﻢ ﻣﺤﻠﻲ )RACMO ( ﻳﻚ ﻣﺪل ﻣﺤﺪود ﺑﻪ ﺳﻄﺢ از ﻓﺮآﻳﻨﺪﻫﺎی اﺗﻤﺴﻔﺮی و ﺳﻄﺢ زﻣﻴﻨﻲ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . اﻳـﻦ ﻣـﺪل 18 22 / 04 / 93 دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب ﺑﺮ ﻣﺒﻨﺎی ﺳﻴﺴﺘﻢ ﭘﻴﺶ ﺑﻴﻨﻲ آب وﻫﻮای HIRIAM و ﺗﺮﻛﻴﺐ ﺑﺎ ﭘﺎراﻣﺘﺮﺳﺎزی ﻓﻴﺰﻳﻜﻲ از ﻣﺪلECMWF اﻳﺠﺎد ﺷـﺪه اﺳـﺖ . اﻳﻦ ﻣ ﺪل اﺻﻠﻲ ﺗﺮﻳﻦ ﻣﺪل ﻣﺤﺪود ﺑﻪ ﺳـﻄﺢ اﺳـﺖ ﻛـﻪ ﺗﻮﺳـﻂ KNMI ﺑـﺮای ﺗﺤﻘﻴﻘـﺎت آب وﻫـﻮاﻳﻲ ﺑـﻪ ﻛـﺎر رﻓﺘـﻪ اﺳـﺖ . ﻓﺮآﻳﻨﺪﻫﺎی ﻓﻴﺰﻳﻜﻲ ﻣﺮﺑﻮط ﺑﻪ ﺗﺸﻌﺸﻊ، ﻫﻤ ﺮﻓ ﺖ، ﻛﻮه ﺷﻨﺎﺳﻲ و ا و روﮔﺮاﻓﻲ آﺷﻔﺘﮕﻲ و ﺳﻄﺢ زﻣﻴﻦ در اﻳﻦ ﻣﺪل ﺑﻪ ﻫﻢ ﻣﺮﺑﻮط . اﻧﺪ ﺷﺪه ﻫﺪف اﺻﻠﻲ ﻋﺒﺎرت از ﻓﺮﻣﻮﻟﻪ ﻛﺮدن ﺳﻴﻤﺎی ﺳﻄﺢ زﻣﻴﻦ در ﻣﺪل RACMO ﻛﻪ ﻗـﺒﻼ ﻃـﺮح آﺟﺮﻓـﺮشECMWF ﺑﺮای ﺗﺒﺎدل ﺑﺎ ﺳﻄﺢ زﻣﻴﻦ ﻧﺎﻣﻴﺪه ﻣﻲ ﺷﺪ، ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﻫﺮ اﻟﻤﺎن ﺳﻄﺢ زﻣﻴﻦ از 6 ﻣﻮزاﻳﻴﻚ ﺑﺮای ﻣﺸـﺨﺺ ﻛـﺮدن ﺑﺨـﺶ ﻫـﺎی ﻣﺨﺘﻠﻒ ﭘﻮﺷﺶ ﮔﻴﺎﻫﻲ و ﻳﺎ زﻣﻴﻦ ﻟﺨﺖ ﺗﺸﻜﻴﻞ ﺷﺪه اﺳﺖ . ﺧﺎک زﻳﺮﻳﻦ ﺳﻄﺤ از ﻲ4 ﻻﻳﻪ ﺑﺎ ﻋﻤﻖ ﺛﺎﺑﺖ07 /0 ، 33 /0 ، 27 /1 و32 /3 ﻣﺘﺮ ﺿﺨﺎﻣﺖ ﺑﺮ ﻃﺒﻖ ﻓﺮﺿﻴﺎت Lenderink et al. (2003) ﺗﺸﻜﻴﻞ ﺷﺪه اﺳﺖ . ﺧﻮاص ﻓﻴﺰﻳﻜﻲ ﺑﺮای ﺗﻤﺎم اﻟﻤـﺎن ﻫـﺎ ﻳﻜﺴﺎن در ﻧﻈﺮ ﮔﺮﻓﺘﻪ ﺷﺪه اﺳﺖ . ﺑﺎرش ﺑﺮ روی ﻫﺮ اﻟﻤـﺎن ﺑـﻪ دو ﺑﺨـﺶ ﺑـﺎرش ﮔﺮﻓﺘـﻪ ﺷـﺪه و ﺑـﺎرش رﺳـﻴﺪه ﺑـﻪ زﻣـﻴﻦ )Throufall (ﺗﻘﺴﻴﻢ ﺷﺪه اﺳﺖ . ﺑﺎرش ﮔﺮﻓﺘﻪ ﺷﺪه ﻋﺒﺎرت از ﻳﻚ ﺗﺎﺑﻊ از ﻧﻮع ﺑﺎرش ) ﻫﻤﺮﻓﺘﻲ ﺑﺎ ﺑـﺰرگ ﻣﻘﻴـ ﺎس ( و ﺷـﺎﺧﺺ ﺳﻄﺢ ﺑﺮگ LAI ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﺑﺎرش رﺳﻴﺪه ﺑﻪ زﻣﻴﻦ ﺑﻪ ﺧﺎک ﻧﻔﻮذ ﻣﻲ ﻛﻨﺪ ﻛﻪ در آن ﺗﺒﺎدل ﻗﺎﺋﻢ آب در ﺗﻤﺎم ﭼﻬﺎر ﻻﻳﻪ ﺧـﺎک ﺗﺒﻌﻴﺖ ﻣﻲ ﻛﻨﺪ . ﺷﺎرش آﺷﻔﺘﻪ ) ﮔﺮﻣﺎی ﻧﻬﺎن و آﺷﻜﺎر ( ﺑﺮ ﻣﺒﻨﺎی ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎی ﻣﻘﺎوﻣﺖ ﻫـﺮ ﻣﻮزاﻳﻴـﻚ ) ﺟﺮﻳـﺎن روﺑـﺎز، ﺧـﺎک ﺳﺨﺖ ﺧﺎک ﺑﺎ ﭘﻮﺷﺶ ﮔﻴﺎﻫﻲ ( ﻛﻪ ﺑﻴﺎﻧﮕﺮ ﺧﻮاص ﺳ ﻄﺤﻲ و آﻳﺮودﻳﻨـﺎﻣﻴﻜﻲ و ﺷـﺮاﻳﻂ رﻃـﻮﺑﺘﻲ ﺧـﺎک ﻣـﻲ ﺑﺎﺷـﺪ ، ﻣﺤﺎﺳـﺒﻪ ﻣﻲ ﺷﻮد . ﺷﺎرش ﮔﺮﻣﺎی ﺧﺎﻟﺺ ﺑﺎﻗﻲ ﻣﺎﻧﺪه ﺑﻪ داﺧﻞ ﺧﺎک ﻣﻨﺘﻘﻞ ﻣﻲ ﺷﻮد . رواﻧﺎب ﺳﻄﺤﻲ زﻣﺎﻧﻲ اﺗﻔﺎق ﻣـﻲ اﻓﺘـﺪ ﻛـﻪ ﺑـﺎرش رﺳﻴﺪه ﺑﻪ زﻣﻴﻦ ﺑﻴﺶ از ﻇﺮﻓﻴﺖ ﻧﻔﻮذ ﺑﺎﺷﺪ . ﻣﻮﻟﻔﻪ اﺻﻠﻲ رواﻧﺎب ﻣﺮﺑﻮط ﺑﻪ رواﻧﺎب ﻋﻤﻴﻖ از اﻧﺘﻬﺎی ﭘﺎﻳﻴﻦ ﺗﺮﻳﻦ ﻻﻳ ﻣﻲﻪ ﺑﺎﺷﺪ ) ﻳﻌﻨﻲ زﻫﻜﺸﻲ آزاد . ( ﺑﺎ اﻳﻦ ﺣﺎل، ﻣﺪل RACMO ﺟﻬﺖ ﻣﻄﺎﻟﻌﺎت اﻗﻠﻴﻢ د ر اروﭘﺎ ﺑﻪ ﻃﻮر ﮔﺴـﺘﺮده ای ﻣـﻮرد اﺳـﺘﻔﺎده واﻗـﻊ ﺷﺪه اﺳﺖ . ﺑﻪ ﻃﻮر ﺧﺎص ﻣﻄﺎﻟﻌﺎت اﻗﻠﻴﻢ اروﭘﺎﻳﻲ ﻧﺸﺎن دﻫﻨﺪه ﻛﻔﺎﻳﺖ اراﺋﻪ ﭼﺮﺧﻪ ﻣﺘﻮﺳﻂ ﺳﺎﻻﻧﻪ و ﺗﻐﻴﻴﺮات روزاﻧـﻪ ﺑـﺎرش و دﻣﺎی ﻧﺰدﻳﻚ ﺳﻄﺢ زﻣﻴﻦ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . در اﻳﻦ داﻣﻨﻪ ﻣﺪل ﺗﻤﺎﻳﻞ ﺑﻪ ﺗﺨﻤﻴﻦ دﺳﺖ ﭘﺎﻳﻴﻦ ﺑﺨﺶ ﻫﻤﺮﻓﺘﻲ ﺑﺎرش ﻛﻞ داﺷـﺘﻪ اﻣـﺎ ﻧﺸﺎﻧﮕﺮ ﻋﻤﻮﻣﻲ ﭼﺮﺧﻪ ﻫﻴﺪروﻟﻮژﻳﻜﻲ در ﻣ ﻘﻴﺎس زﻳﺮ ﻓﻼت ﻗﺎره ﻛﺎﻓﻲ ﻧ ﻤﻲ ﺑﺎﺷﺪ . 2 - 4 - ﺷﻌﺎع زﻣﺎﻧﻲ ﺑﻴﻼن اﺟﺰای ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن ﻋﻤﺪﺗﺎ ﺗﺸﻜﻴﻞ ﻳﻚ ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﭘﻮﻳﺎ را ﻣﻲ دﻫﺪ ﻛﻪ ﭼﮕﻮﻧﮕﻲ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ آن ﻫﺎ ﺑﺎ اﻓﺰاﻳﺶ دﻗﺖ ﻣﻮرد ﺗﻘﺎﺿﺎ و ﻧﻴﺰ ﺗﻐﻴﻴﺮ دوره زﻣﺎﻧﻲ ﺗﻐﻴﻴﺮ ﻳﺎﻓﺘﻪ و ﻣﺴﺘﻠﺰم اراﺋﻪ راه ﻛﺎرﻫﺎی ﻋﻤﻠﻲ ﺟﻬﺖ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ آن ﻫﺎ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﺑﻨﺎﺑﺮاﻳﻦ ﺑﻴﻼن آب ﻣﻤﻜـﻦ اﺳﺖ ﺑﺮای ﻫﺮ دوره زﻣﺎﻧﻲ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺷﻮد، وﻟﻲ ﺑﻪ ﻃﻮر ﻛﻠﻲ ﻏﺎﻟﺒﺎ ﺗﻨﻬﺎ ﺑﻴﻦ ﺑـﻴﻼن ﻣﺘﻮﺳـﻂ و ﺑـﻴﻼن ﺑـﺮای دوره ﻫـﺎی زﻣـﺎﻧﻲ ﻣﺸﺨﺺ ) ﺑﺮای اﻧﺘﻘﺎل ﻳﻚ ﺳﺎل، ﻓﺼﻞ ﻳﺎ ﻣﺎه ﻳﺎ ﺗﻌﺪادی از روزﻫﺎ ( ﺗﻤﺎﻳﺰی ﻗﺎﻳﻞ ﻣﻲ ﺷﻮد . در ﻧﺘﻴﺠـﻪ ﻣـﻲ ﺗـﻮان ﭘـﺬﻳﺮﻓﺖ ﻛـﻪ ﻣﺤﺎﺳﺒﺎت ﺑﻴﻼن آب ﺑﺮای ﻣﻘﺎدﻳﺮ ﻣﺘﻮﺳﻂ و دوره ﻫﺎی ﻣﺸﺨﺺ ﻫﺮ ﻛﺪام ﻫﺮ ﻛﺪام وﻳﮋﮔﻲ ﻫﺎی ﻣﺠﺰاﻳﻲ داﺷﺘﻪ ﺑﺎﺷـﻨﺪ . ﺑـﻴﻼن » ﻣﺘﻮﺳﻂ « آب ﻋﻤﻮﻣﺎ ﺑﺮای ﻳﻚ ﺳﻴﻜﻞ ﺳﺎﻻﻧﻪ ) ﺳﺎل ﺗﻘﻮﻳﻤﻲ ﻳﺎ ﺳـﺎل ﻫﻴـﺪروﻟﻮژﻳﻜﻲ ( ﻣﺤﺎﺳـﺒﻪ ﻣـﻲ ﺷـﻮد ﻣﺤ . ﺎﺳـﺒﻪ ﺑـﻴﻼن ﻣﺘﻮﺳﻂ ﺳﺎﻻﻧﻪ آب ﺳﺎده ﺗﺮﻳﻦ ﻣﺴﺎﻟﻪ ﺑﻴﻼن آب اﺳﺖ، ﭼﻮن اﻣﻜـﺎن در ﻧﻈـﺮ ﻧﮕـﺮﻓﺘﻦ ﺗﻐﻴﻴـﺮات ذﺧﻴـﺮه آب در ﺣﻮﺿـﻪ، ﻛـﻪ اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی و ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ آن دﺷﻮار اﺳﺖ، اﻣﻜﺎن ﭘﺬﻳﺮ اﺳﺖ . در ﻃﻮل ﻳﻚ دوره ﻃﻮﻻﻧﻲ، ﺗﻤﺎﻳﻠﻲ در ﺑﻪ ﺗﻌﺎدل رﺳـﻴﺪن ﺗﻐﻴﻴـﺮات ﻣﺜﺒﺖ و ﻣﻨﻔﻲ ذﺧﻴﺮه آب ﺑﺮای ﺳﺎل ﻫﺎی ﻣﻨﻔﺮد وﺟﻮد دارد و ﻟﺬا ﻣﻘﺪار ﺧﺎﻟﺺ آن ﻫﺎ در ﭘﺎﻳﺎن ﻳﻚ دوره ﻃﻮﻻﻧﻲ ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ ﻓﺼﻞ دوم- ﺗﺒﻴﻴﻦ ﻣﺴﺎﻟﻪ و ﭼﺎرﭼﻮب ﺗﺤﻠﻴﻠﻲ 22 / 04 / 93 19 ﺻﻔﺮ ﻓﺮض ﺷﻮد . از ﻃﺮف دﻳﮕﺮ، در زﻣﺎﻧﻲ ﻛﻪ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن آب ﺑﺮای دوره ﻫـﺎی زﻣـﺎﻧﻲ ﻛﻮﺗـﺎه اﻧﺠـﺎم ﻣـﻲ ﺷـﻮد، وﺿـﻌﻴﺖ ﻣﻌﻜﻮﺳﻲ وﺟﻮد دارد . در اﻳﻦ ﺣﺎﻟﺖ ﺗﻐﻴﻴﺮات ذﺧﻴﺮه آب در ﺣﻮﺿﻪ ﺻﻔﺮ ﻧﺨﻮاﻫﺪ ﺑﻮد . ﻫﺮﭼﻪ دوره زﻣﺎﻧﻲ ﻛﻮ ﺗﺎه ﺗﺮ ﺑﺎﺷﺪ، ﻟـﺰوم ﺑﻴﺶ ﺗﺮی ﺑﺮای دﻗﻴﻖ ﺗﺮ ﺑﻮدن اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی و ﻳﺎ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎی ﺑﻴﻼن آب ﻧﻴﺰ اﺣﺴﺎس ﻣﻲ ﺷﻮد . در اﻳﻦ ﺻﻮرت ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫـﺎی ﺑﻴﻼن دارای ﺟﺰﻳﻴﺎت ﺑﻴﺶ ﺗﺮی ﺧﻮاﻫﺪ ﺑﻮد ﻛﻪ اﻳﻦ اﻣﺮ ﺑﻪ ﻳﻚ ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﭘﻴﭽﻴﺪه ﺑـﻴﻼن آب ﻣﻨﺠـﺮ ﻣـﻲ ﺷـﻮد ﻛـﻪ رﺳـﻴﺪن ﺑـﻪ ﺧﻄﺎﻫﺎی ﻗﺎﺑﻞ ﻗﺒﻮل در آن دﺷﻮار ﺗﺮ اﺳﺖ . ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ ﺑﺘﻮان ﭘﺬﻳﺮﻓﺖ ﻛﻪ دوره ﻫﺎی زﻣﺎﻧﻲ ﻃﻮﻻﻧﻲ ﻣﺪت ﺗﺮ ﻣﺘﺮادف ﺑﺎ وﺳﻌﺖ ﻣﻜﺎﻧﻲ ﺑﺰرگ ﺗﺮی ﻧﻴﺰ ﺑﺎﺷﺪ . ﻣﺜﻼ ﺑﻴﻼن آب در ﺳﻄﺢ ﻣﻠﻲ را ﺑﻪ ﻧﺪرت ﺑﺮای دوره ﻫﺎی زﻣﺎﻧﻲ ﻛﻮﭼﻚ ﺗﺮ از ﻳﻚ ﺳـﺎل ﻣﺤﺎﺳـﺒﻪ ﻣﻲ ﻛﻨﻨﺪ . از ﻃﺮف دﻳﮕﺮ در ﺳﻄﺢ ﻣﻜﺎﻧﻲ ﻳﻚ ﻣﺰرﻋﻪ ﺑﻴﻼن آب را ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ ﺑﺮای دوره زﻣﺎﻧﻲ ﻛﻮﭼﻚ ﺗﺮ، ﻣﺜﻼ ﻓﺼﻞ رﺷﺪ و ﻳﺎ ﺣﺘﻲ ﺑﻴﻦ ﻫﺮ دو واﻗﻌﻪ آﺑﻴﺎری، در ﻧﻈﺮ ﮔﺮﻓﺖ . در ﭼﻨﻴﻦ ﻧﮕﺮﻳﺶ از ﺑﻴﻼن ﻏﺎﻟﺒﺎ ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎﻳﻲ ﭼﻮن ﺗﺒﺨﻴﺮ- ﺗﻌـﺮق واﻗﻌـﻲ و ﻫﻤﭽﻨﻴﻦ ﻧﻔﻮذ ﻋﻤﻘﻲ ﻣﻲ ﺑﺎﻳﺴﺖ ﺑﺎ دﻗﺖ ﺑﺮآورد ﺷﻮد . اﺗﺨﺎذ دوره ﻫﺎی زﻣﺎﻧﻲ ﻛﻮﭼﻚ ﺗﺮی ﻣﺜﻼ ﻣﻲ ﺗﻮاﻧـﺪ ﺑـﺮای وﻗـﺎﻳﻊ ﻣﻨﻔـﺮد ﺑﺎرش- روان آب ﺻﻮرت ﭘﺬﻳﺮد ﻛﻪ در ﺧﻼل آن ﭼﮕﻮﻧﮕﻲ ﺗﺒﺪﻳﻞ ﺑﺨﺸﻲ از ﺑﺎران ﻛﻪ ﺑﻪ ﺳﻪ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﺗﺒﺨﻴﺮ، روان آب ﺳﻄﺤﻲ و ﻧﻔﻮذ ﺗﻘﺴﻴﻢ ﻣﻲ ﺷﻮد ﻣﻮرد ﺗﺤﻠﻴﻞ ﻗﺮار ﻣﻲ ﮔﻴﺮد . ﺑﺎ اﻳﻦ ﺣﺎل ﻣﺴﺎﻟﻪ ذوب ﻃـﻮﻻﻧﻲ ﻣـﺪت ﻳﺨﭽـﺎل ﻫـﺎ ﻣﻤﻜـﻦ اﺳـﺖ ﻛـﻪ ﺑـﻪ دوره ﻫﺎی زﻣﺎﻧﻲ ﺑﻴﺶ ﺗﺮ از ﻳﻚ ﺳﺎل ﻧﻴﺎز داﺷﺘﻪ ﺑﺎﺷﺪ . 2 - 5 - اﺻﻮل و ﻣﻔﻬﻮم ﻣﺪل ﺳﺎزی ﻣﺪل ﺳﺎزی ﻳﻚ ﻣﻔﻬﻮم و ﻛﺎرﺑﺮد راﻳﺞ در ارﺗﺒﺎط ﺑﻴﻦ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎی ﻳﻚ ﺳﻴﺴﺘﻢ ﺑﻪ ﺷﻤﺎر ﻣﻲ آﻳﺪ )Meana and Hasfurther, 1993 .( ﻗﺒﻞ از اﻳﺠﺎد ﻫﺮ ﺑﺨﺶ از ﻳﻚ ﻣﺪل، ﻣﻨﻄﻖ ﺣﺎﻛﻢ ﺑﺮ آن ﺑﺎﻳﺪ ﻛﺎﻣﻼ درک ﮔﺮدد . ﻳﻚ ﻣﺪل ﺑﻪ ﺳﺎدﮔﻲ اﺑﺰاری ﺟﺎﻣﻊ را ﺑـﺮای ﻃﺮاﺣـﺎن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب و ﻣﺪﻳﺮان ﻣﺮﺑﻮﻃﻪ ﻓﺮاﻫ ﻢ ﻣﻲ ﺳﺎزد . ﻣﺴﺎل ﻫﺎی در ﺧﺼﻮص ﺧﻮﺑﻲ ﺷﺒﻴﻪ ﺳﺎزی ﻳﻚ ﻣﺪل از ﺷﺮاﻳﻂ واﻗﻌﻲ وﺟﻮد ﻧـﺪارد ﺑﻠﻜـﻪ ﻧﺘﺎﻳﺞ ﻳﻚ ﻣﺪل ﻧﺒﺎﻳﺪ ﺑﺎ ﺗﺸﺨﻴﺺ و رای اﻓﺮاد ﺧﺒﺮه ﻣﻐﺎﻳﺮت داﺷﺘﻪ ﺑﺎﺷﻨﺪ . ﻛﺎرﺑﺮد ﭼﻨﻴﻦ اﺑﺰاری ﻧﻴﺎزﻣﻨﺪ اﻓﺮاد ﺧﺒﺮه و ﺑﺎ اﻃﻼع ﺑﻮده ﻛﻪ ﺗﻮاﻧﺎﻳﻲ ﺗﺸﺨﻴﺺ و ارزﻳﺎﺑﻲ ﻫﺮ ﺧﺮوﺟﻲ ﻛﻪ ﻏﻴﺮﻣﻨﻄﻘﻲ ﺑﻪ ﻧﻈﺮ ﻣ ﻲ رﺳﺪ را دارا ﺑﺎﺷـﻨﺪ . ﻳـﻚ ﻣـﺪل ﻣﻨﺎﺳـﺐ ﺗﻮاﻧـﺎﻳﻲ ﻫـﺎی اﻓـﺮاد را در اﺳﺘﻔﺎده از آن اﻓﺰاﻳﺶ ﻣﻲ دﻫﺪ . از ﻃﺮف دﻳﮕﺮ اﺳﺘﻔﺎده ﻛﻮرﻛﻮراﻧﻪ از ﻣﺪل ﻫﺎ ﻣﻲ ﺗﻮاﻧﺪ ﺗﺼﻤﻴﻢ ﮔﻴﺮی ﻫﺎ را ﺑﺮ اﺳﺎس داده ﻫﺎی ﻧﺎدرﺳـﺖ و ﻓﺮض ﻫﺎی ﻏﻠﻂ ﺑﻨﺎ ﻛﻨﺪ . ﺑﻪ رواﻳﺖ ﺻﺤﻴﺢ، ﻳﻚ ﻣﺪل اﺑﺰار ﭘﺮﻗﺪرﺗﻲ ﻣﺤﺴﻮب ﻣﻲ ﺷﻮد، اﻣﺎ اﺳ ﺘﻔﺎده ﻧﺎدرﺳـﺖ و ﻧﺎﺑﺠـﺎ از آن ﻣـﻲ ﺗﻮاﻧـﺪ ﺑﺎﻋﺚ ﻧﺘﺎﻳﺞ ﻧﺎﮔﻮار و ﻧﺎﻣﻄﻠﻮب ﮔﺮدد . ﺑﺴﻴﺎری از ﻛﺎرﻫﺎ ﺑﻴﺎﻧﮕﺮ اﺳﺘﻔﺎده از ﻣﺪل ﺳﺎزی ﺑﺮای دﻳﺪﮔﺎه ﻫﺎ ی ﺑﺴﻴﺎر دﻗﻴﻖ و ﻧﺎﻣﺘﻌﺎرف ﻳﻚ ﺳﻴﺴﺘﻢ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﻨﺪ . در ﻛﻨـﺎر ﻣﻬﻨﺪﺳﻴﻦ، ﻛﺎرﺑﺮان ﻫﺎ ﻣﺪل ﺷﺎﻣﻞ ﻫﺎ ﮔﺮوه ﻳﻲ از ﻛﺸﺎورزان، ﻣﺪﻳﺮﻳﺖ ﻫﺎی ﻣﺤـﻴﻂ زﻳﺴـﺖ و ﺷـﻴﻼ ت اﻗﺘﺼـﺎدداﻧﺎن و ﻃﺮاﺣـﺎن ﺷﻬﺮی ﻣﻲ ﺷﻮد . اﮔﺮﭼﻪ ﻫﺮ ﻳﻚ از ﻣﺸﺎﻏﻞ ﻣﺴﺎﻳﻞ ﺧﺎﺻﻲ ﺑﺮای ﭘﺎﺳﺨﮕﻮﻳﻲ دارﻧﺪ، اﻣﺎ ﺗﻮﺟﻬﺎت ﻋﻤﻮﻣﻲ ﻧﺴـﺒﺘﺎ ﻣﺸـﺎﺑﻪ ﺑـﻮده و ﻋﻼﻗﻪ ﻣﻨﺪی ﮔﺮوﻫﻲ ﻧﺴﺒﺘﺎ ﺑﻪ دﻳﺪﮔﺎه ﻫﺎ ی ﻣﺸﺎﺑﻬﻲ ﺑﺮ ﻣﻲ ﮔﺮدد . ﻣﻌﻴﺎرﻫﺎی اﺻﻠﻲ در اﻳﻦ ﺑﺨﺶ ﻛﻪ ﻣﻮرد ﺗﻮﺟﻪ ﻗﺮار ﻣﻲ ﮔﻴﺮﻧـﺪ، ﺷﺎﻣﻞ اﺳﺘﻔﺎده از زیﺳﺎ ﻣﺪل ﺑﺮای ارزﻳﺎﺑﻲ ﻫﺎی اﻗﺘﺼﺎدی و ﺗﻌﻴﻴﻦ ﺳﻴﺴﺘﻢ ﻫﺎ ی ﻣﻬﻨﺪﺳﻲ و ﻣﺪﻳﺮﻳﺖ ﻣﻨﺎﺑﻊ آب ﻣـﻲ ﺑﺎﺷـﺪ . ﺑـﻪ دﻻﻳﻞ ﻣﺨﺘﻠﻒ و وﺳﻴﻌﻲ ﻣﺴﺎﻳﻞ اﻗﺘﺼﺎدی ﻧﻴﺎزﻣﻨﺪ اﻧﺠﺎم ﻣﺪل ﺳﺎزی ﻫﺴﺘﻨﺪ . ﻳﻜﻲ از ﺗﻮﺟﻬﺎت اﺻﻠﻲ ﺑﺮای ﻣﺪل ﺳـﺎزی ﺷـﺎﻣﻞ ﻟﺰوم ﭘﻴﺶ ﺑﻴﻨﻲ ﭼﮕﻮﻧﮕﻲ ﻳﻚ ﺳﻴﺴﺘﻢ واﺑﺴﺘﻪ ﺑﻪ ﻣﻨﺎﺑﻊ ﻛﺸﺎورزی در ﻣﻮاﺟﻬﻪ ﺑﺎ ﺧﺸﻜﺴ ﺎﻟﻲ و ﺷﺮاﻳﻂ ﺳﻴﻼﺑﻲ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﻧﺘﺎﻳﺞ 20 22 / 04 / 93 دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب ﭼﻨﻴﻦ ﻣﺪل ﺳﺎزی در ﺗﻌﻴﻴﻦ ﭼﮕﻮﻧﮕﻲ اﺳﺘﻔﺎده از ﻣﻨﺎﺑﻊ آﺑﻲ ﻣﺨﺘﻠﻒ و اﺣﻴﺎﻧﺎ اﻧﺤﺮاف آب ﻛﻤﻚ ﻣﻲ ﻧﻤﺎﻳﺪ . اﻳـﻦ اﻃﻼﻋـﺎت ﺑـﻪ ﺗﻘﺮﻳﺐ ﻫﺎﻳﻲ از ﻣﻘﺎدﻳﺮ ﺟﻤﻊ آوری ﺷﺪه ﺗﺒﺪﻳﻞ ﺷﺪه ﻛﻪ ﻣﺴﺘﻘﻴﻤﺎ ﺑﻪ ﻣﺴﺎﻳﻞ اﻗﺘﺼﺎدی در ﻳﻚ ﻣﻨﻄﻘﻪ ﻣﺮﺑﻮط ﻫﺴﺘﻨﺪ . ﻫـﺎ ﻣﺪل ﻫﻤﭽﻨﻴﻦ ﻣﻘﺎدﻳﺮ ﺳﻴﻼب ﻫﺎ را ﻣﻌﻴﻦ ﻛﺮده ﺑﻨﺎﺑﺮاﻳﻦ ﻣﻴﺰان ﺧﺴﺎرت ﻣﻲ ﺗﻮاﻧﺪ ﺗ ﻌﻴ ﻴﻦ ﺷـﻮد . اﺳـﺘﻔﺎده اﺳﺎﺳـﻲ اﻗﺘﺼـﺎدی دﻳﮕـﺮ ﻫﺎ ﻣﺪل ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ ﺷﺎﻣﻞ اﺳﺘﻔﺎده ﻫﺎی ﺗﻔﺮﻳﺤﻲ ﺷﻮد . اﮔﺮ ﻳـﻚ ﻣـﺪل ﺑﺘﻮاﻧـﺪ در ﺗﻨﻈـﻴﻢ رﻫﺎﺳـﺎزی آب ذﺧﻴـﺮه ﺷـﺪه و ﻳـﺎ ﭘﻴﺶ ﺑﻴﻨﻲ ﺗﺮاز آب در آﻳﻨﺪه ﻛﻤﻚ ﻧﻤﺎﻳﺪ، ﻣﺪﻳﺮان ﭘﺎرک ﻫﺎ ﺗﻮاﻧﺎﻳﻲ ﺟﺎﻳﮕﺰﻳﻦ ﻧﻤـﻮدن ﺳـﺎﻳﺮ ﺑﻬـﺮه ﺑـﺮداری ﻫـﺎی ﻫـﻢ زﻣـﺎن را ﺧﻮاﻫﻨﺪ داﺷﺖ . اﻳﻦ ﺗﻮاﻧﺎﻳﻲ ﺑﻪ ﻫﺎ آن اﺟﺎزه ﺣﺪاﻛﺜﺮ ﻛﺮدن ﭘﺘﺎﻧﺴﻴﻞ ﺑﻬﺮه ﺑﺮداری از ﻓﻌﺎﻟﻴﺖ ﻫﺎی ﻣـﺮﺗﺒﻂ ﺑـﺎ ﺗﻔﺮﻳﺤـﺎت آﺑـﻲ را دﻫﺪ ﻣﻲ . اﺳﺘﻔﺎده ﺗﻔﺮﻳﺤﻲ دﻳﮕﺮ در ﻛﺎرﺑﺮد ﻫﺎ ﻣﺪل ی آﺑﻲ ﺑﻪ وﺳﻴﻠﻪ ادارات ﻣﺤﻴﻂ ﺑﺎﻧﻲ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﺑـﺎ ﺗﻌﻴـﻴﻦ ﺗﺮازﻫـﺎی ﻣﻤﻜـﻦ آﺑﺮاﻫﻪ ﻫﺎ ، رژﻳﻢ ﻫﺎی ﺟﺎﻳﮕﺰﻳﻦ ﺟﺮﻳﺎن ﻛﻪ ﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﺪ اداره و ﻛﻨﺘﺮل آﺑﺮاﻫـﻪ ﻫـﺎ ﻣـﻮﺛﺮ ﺑﺎﺷـﻨﺪ، ﻣـﺪﻧﻈﺮ ﻗـﺮار ﻣـﻲ ﮔﻴﺮﻧـﺪ . آزﻣـﻮن ﻧﻴﺎزﻣﻨﺪی ﻫﺎی ﺟﺮﻳﺎن ﻫﺎ ی ﺟﺪﻳﺪ ﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﺪ ﻫﻤﭽﻨﻴﻦ ﺑﺮای دﺳﺖ ﻳﺎﺑﻲ ﺑﻪ ﻧﺘﺎﻳﺞ واﻗﻌﻲ اﻧﺠﺎم ﮔﻴﺮد . اﻳﻦ دﻻﻳـﻞ در ﻛﻨـﺎر ﺳـﺎﻳﺮ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎ ی اﻗﺘﺼﺎدی دﻳﮕﺮ ﻣﺜﺎل ﻫﺎی ﻣﻬﻤﻲ از ﺗﻮﺟﻬﺎت اﻗﺘﺼﺎدی ﺑـﺮای ﻣـﺪل ﺳـﺎزی را در اﺧﺘﻴـﺎر ﻗـﺮار ﻣـﻲ دﻫﻨـﺪ . ﻋﻤـﺪﺗﺎ ﻣﻬﻨﺪﺳﻴﻦ اﻧﺪ ﻛﻪ ﻫﺎ ﻣﺪل را ﺑﻪ ﻛﺎر ﻣﻲ ﮔﻴﺮﻧﺪ . ﻳﻜﻲ از اﻫﺪاف اﺻﻠﻲ ﻣﺪل ﺳﺎزی در ﻛﺎرﺑﺮدﻫﺎی ﻣﻬﻨﺪﺳﻲ ﺷﺎﻣﻞ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻣﻘﺎدﻳﺮ ﺣﺪاﻛﺜﺮ و ﺣﺪاﻗﻞ در ﻳﻚ ﺗﻮده آﺑﻲ ﻣﺎﻧﻨﺪ ﻳﻚ ﺟﺮﻳﺎن ﺳﻴﻼب ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . اﻳﻦ ﺣﺪود ﻣﻌﻤﻮﻻ ﻛﻔﺎﻳﺖ ﻃﺮ اﺣﻲ ﻫـﺎی ﻣﻬﻨﺪﺳـﻲ را ﺗﺤﺖ ﺗﺎﺛﻴﺮ ﺧﻮد ﻗﺮار ﻣﻲ دﻫﻨﺪ . ﻣﺜﺎل ﻫﺎﻳﻲ از اﺳﺘﻔﺎده آن ﻫﺎ ﺷﺎﻣﻞ ﺗﻌﻴﻴﻦ اﺛﺮات ﻫﺎ آن ﺑﺮ ﺳﺪﻫﺎ، ﻛﺎﻧﺎل ﻫﺎی ﻧﻔﻮذﻧﺎﭘـﺬﻳﺮ ﺷـﺪه، ﺳﺎزه ﻫﺎی اﻧﺘﻘﺎل آب ﺳﺎزه ﻫﺎی ﺑﻨﺎ ﺷﺪه در دﺷﺖ ﻫﺎ ی ﺳﻴﻼﺑﻲ و ﻣﻼﺣﻈﺎت زﻳﺴﺖ ﻣﺤﻴﻄﻲ ﻣ ﻬ ﻨﺪﺳﺎن ﻣﻲ ﺷﻮد . ﺑﺎ داﻧﺴﺘﻦ ﺗﺮاز ﻣ ﻨﺎﺳﺐ ، آب ﻳﻚ ﻃﺮح ﻣﻬ ﻨﺪﺳﻲ ﻗﺎﺑﻞ اﻃﻤﻴﻨﺎن ﺗﺮ و ﺑﺎ اﻣﻨﻴﺖ ﺑﻴﺶ ﻣﻲ ﺗﺮ .ﺷﻮد ﺑﻪ ﻧﻈﺮ ﻣﻲ رﺳﺪ ﻛﻪ ﻛﺎرﺑﺮد ﮔﺴﺘﺮده ﻫﺎ ﻣﺪل ﺗﻮﺳﻂ ﻣﺪﻳﺮان ﻣﻨﺎﺑﻊ آﺑﻲ ﺻﻮرت ﭘﺬﻳﺮد . ﻣﺪل ﻛﺮدن ﻳﻚ ﺳﻴﺴﺘﻢ ﺑﻪ ﻣـﺪﻳﺮان اﺟﺎزه دﻫﺪ ﻣﻲ ﻛﻪ ﺗﻐﻴﻴﺮاﺗﻲ ﻛﻪ در ﺳﻴﺴﺘﻢ واﻗﻌﻲ اﻣﻜﺎن وﻗﻮع دارﻧﺪ را ﺑﻪ ﻃﻮر ﭘﻴﻮﺳﺘﻪ ردﻳﺎﺑﻲ و ﺗﺸﺨﻴﺺ دﻫﻨﺪ . اﻳﻦ ﻣﻮﺿﻮع آ زﻣﻮن ﻣﺠﻮزﻫﺎی ﺟﺪﻳﺪ را ﻗﺒﻞ از ﺗﺒﺪﻳﻞ ﺷﺪن ﺑﻪ ﻳﻚ اﺳﺘﺎﻧﺪارد ﻣﻤﻜﻦ ﻣﻲ ﺳﺎزد . ﻫﺮ ﭼﻨﺪ ﻛﻪ ﻣﺪﻳﺮان ﺗﻮاﻧﺎﻳﻲ آزﻣﻮن وﺳﺎﻳﻞ ﺟﺪﻳﺪ ذﺧﻴﺮه ﻳﺎ ﺗﻐﻴﻴﺮ ﻣﻘﺎدﻳﺮ رﻫﺎﺳﺎزی را در ﻃﻲ ﺳﺎل ﺑﺮای اﻃﻤﻴﻨﺎن از اﻳﻨﻜﻪ ﺑﻬﺮه ﺑﺮداری ﻫﺎ ﺑﺮ ﺳﺎﻳﺮ ﻗﺴﻤﺖ ﻫـﺎی ﺳﻴﺴـﺘﻢ واﺑﺴﺘﻪ اﺛﺮ ﻣﻨﻔﻲ ﻧﮕﺬارد، ﻧﮕﻪ ﻣﻲ دارﻧﺪ . ﻧﻤﻮﻧﻪ ﮔﻴﺮی ﻛﻪ ﻣﺠﺮﻳﺎن در ﺧﺼﻮص اﺳﺘﻔﺎده ﻣﻄﻠﻮب از ﻣﺪل ﺳﺎزی ﻫﺎ ﻣـﺪ ﻧﻈـﺮ ﻗـﺮار ﻣﻲ دﻫﻨﺪ ، در ﺧﺼﻮص ﺷﻜﺎﻳﺎت ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﺗﻮﺟﻪ ﻋﻤﺪه ﻣﺪﻳﺮان آب ﻣﺮﺑﻮط ﺑﻪ ﺗﺨﻤـﻴﻦ ﻛﻔﺎﻳـﺖ ﻣﻨـﺎﺑﻊ آب ﻣـﻲ ﺑﺎﺷـﺪ . در اﻳـﻦ ﺧﺼﻮص ﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﻫﺎ ﻣﺪل ﻨﺪ در ﺗﺒﻴﻴﻦ ﺑﺨﺶ ﻫﺎی اﺳﺘﻔﺎده ﻛﻨﻨﺪه ای ﻛﻪ در ﻳﻚ ﺳﺎل ﺧﺎص ﻧﺒﺎﻳـﺪ ﺗـﺎﻣﻴﻦ ﮔﺮدﻧـﺪ و ﻫﻤﭽﻨـﻴﻦ ﻣﻴﺰان ﺗﺎﺛﻴﺮ ﻫﺎ آن ﺑﺮ آب ﺗﻌﻴﻴﻦ ﻛﻨﻨﺪه ﺑﺎﺷﻨﺪ ﺑﺎ . ﻣﺪل ﺳﺎزی ﺻﺤﻴﺢ، اﺳـﺘﻔﺎده ﻛﻨﻨـﺪﮔﺎن آب ﺗﻮﺟﻬـﺎت و ﺗـﺬﻛﺮات دﻗﻴﻘـﻲ از ﻛﻤﺒﻮدﻫﺎ و ﻳﺎ اﺿﺎﻓﻲ ﺑﻮدن آب در ﻣﻮاﺟﻬﻪ ﺑﺎ ﺳﻴﻼب ﻫﺎ، درﻳﺎﻓﺖ ﻣﻲ ﻛﻨﻨﺪ . ﺑﻬﺮه ﺑﺮداری از ﻣﺨﺎزن ﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﺪ ﺑﻪ ﻣﻨﻈﻮر ﻛﻤﻚ ﺑﻪ ﺑﻬﺮه ﺑﺮداران ﭘﺎﻳﻴﻦ دﺳﺖ در ﭼﮕﻮﻧﮕ ﻲ رﻫﺎﺳﺎزی آب ﻛﻤﻚ ﻧﻤﺎﻳﺪ . دو ﻧﻮع ﻋﻤﺪه از ﻫﺎ ﻣﺪل ، ﻳﻌﻨﻲ ﻫﺎ ﻣﺪل ی اﺳﺘﺪﻻﻟﻲ و ﻫﺎ ﻣﺪل ی ﺗﺠﺮﺑﻲ وﺟﻮد دارﻧﺪ . ﻫﺎ ﻣﺪل ی اﺳﺘﺪﻻﻟﻲ ﺳﻴﺴﺘﻤﻲ را ﻛـﻪ ﺑﺮ اﺳﺎس ﭘﻮﻳﺎﻳﻲ ﻓﺮآﻳﻨﺪﻫﺎ ﺑﻨﺎ ﺷﺪه اﺳﺖ، ﺗﻮﺻﻴﻒ ﻣﻲ ﻛﻨﻨﺪ ا . ز ﻃﺮف دﻳﮕﺮ ﻫﺎ ﻣﺪل ی ﺗﺠﺮﺑـﻲ ﻛـﺎﻣﻼ ﺑـﺮ اﺳـﺎس ﻣﺸـﺎﻫﺪات و رواﺑﻂ ﺑﻴﻦ ﻫﺎ آن اﺳﺘﻮار ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . در ﻳﻚ ﻣﺪل اﺳﺘﺪﻻﻟﻲ، روش ﻫﺎ ی ﺗﺤﻠﻴﻠﻲ ﺗﻤﺎم ﻓﺮآﻳﻨﺪﻫﺎ در ﻳﻚ ﺳﻴﺴﺘﻢ ﻧﻪ ﺗﻨﻬﺎ ﺑﺮ ﻣﺒﻨﺎی ﻣﻘﺎدﻳﺮ اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﺷﺪه ﭘﺎﻳﻪ ﻛﻪ ﺑﻪ ﻋﻨﻮان ورودی ﻣﻄﺮح ﻣﻲ ﺷﻮﻧﺪ ، را ﻣﺸﺨﺺ ﻣﻲ ﻧﻤﺎﻳﻨﺪ . ﺑﻪ ﻣﻨﻈﻮر ﺗﺸـﺮﻳﺢ ﻳـﻚ ﺳﻴﺴـﺘﻢ ، ﻓﺼﻞ دوم- ﺗﺒﻴﻴﻦ ﻣﺴﺎﻟﻪ و ﭼﺎرﭼﻮب ﺗﺤﻠﻴﻠﻲ 22 / 04 / 93 21 ﻫﺎ ﻣﺪل ی ﺗﺠﺮﺑﻲ رواﺑﻂ ﻣﺸﺎﻫﺪه ﺷﺪه را ﺑﻪ ﻛﺎر ﮔﺮﻓﺘﻪ و ﻫﺎ داده ی ﻣﺸﺎﻫﺪاﺗﻲ ) ﻣﺎﻧﻨﺪ ﻣﻘﺎدﻳﺮ رواﻧﺎب و ﺳﺮﻋﺖ ﺗﺒﺨﻴﺮ ( را ﺑﻪ ﻛﺎر ﻣﻲ ﮔﻴﺮﻧﺪ ﻫﺎ ﻣﺪل . ی ﺗﺠﺮﺑﻲ دارای ﻣﺰاﻳﺎﻳﻲ ﺧﺎص از ﺟﻤﻠﻪ ﺷﺮاﻳﻂ ﺑﺎزﻧﮕﺮی ﻣﻲ ﺑﺎﺷﻨﺪ . ﺗﺮ ﻣﻬﻢ ﻳﻦ ﻣﺰﻳﺖ اﻳـﻦ ﻧـﻮع از ﻣـﺪل ﻫـﺎ ﻧﻴﺎزﻣﻨﺪ ﻓﻬﻢ ﭘﺪﻳﺪه واﻗﻌﻲ اﺳﺖ ﻛﻪ ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ ﺑﻪ آﺳﺎﻧﻲ ﻓﺮاﻫﻢ ﻧﺸﻮد . ﺑﺪون داﺷﺘﻦ درک ﻛﺎﻣﻠ ﻲ از اﺗﻔﺎﻗﺎت واﻗﻌـﻲ، ﻣـﺪت ﻲﺎﻧ زﻣ ﻳﻚ ﻣﺪل ﺑﺮای ﻛﺎﻣﻞ ﺷﺪن ﻧﻴﺎز دارد در ﻣﻘﺎﻳﺴﻪ ﺑﺎ ﻫﺎ ﻣﺪل ی اﺳﺘﺪﻻﻟﻲ ﻛﻮﺗﺎه ﻣﻲ ﺷﻮد . ﻣﺘﺎﺳﻔﺎﻧﻪ در ﺣﺎﻟﻲ ﻛﻪ ﻫﺎ ﻣﺪل ی ﺗﺠﺮﺑﻲ ﺗﻨﻬﺎ ﻣﺠﻤﻮﻋﻪ ای از ﻫﺎ داده ﻛﻪ اﺗﻔﺎق اﻓﺘﺎده اﻧﺪ را در ﻧﻈﺮ ﻣﻲ ﮔﻴﺮﻧﺪ ﻫﺎ آن ، ﺑﻪ ﻛﻤﻚ رواﺑﻂ ﻓﺮﻣﻮل ﻫﺎی درون ﻳﺎﺑﻲ آﺳـﺎن ﺑﻪ ﻫﻢ ﻣﺮﺑﻮط ﺷﺪه و در ﻣﺠﻤﻮﻋﻪ ﻫﺎی ا ﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﺷﺪه ﺑﻌﺪی ﻣﻌﻤﻮﻻ ﺻﺪق ﻧﻤﻲ .ﻛﻨﺪ ﻗﺒﻞ از اﻳﻨﻜﻪ ﻫﺎ داده ی ﻣﻮﺟﻮد از ﻳﻚ ﺣﻮﺿﻪ آﺑﺮﻳﺰ ﺑﻪ ﻋﻨﻮان ورودی ﺑﻪ ﻳﻚ ﻣﺪل ﺗﻮﺳـﻌﻪ داده ﺷـﻮﻧﺪ . اﻧﺘﺨـﺎب ﻣـﺪل ﺑـﻪ ﻣﻨﻈﻮر ﺗﺼﻤﻴﻢ ﮔﻴﺮی در ﺧﺼﻮص ﻫﺎ داده ﻳﻲ ﻛﻪ ﺑﺎﻳﺪ ﻓﺮاﻫﻢ ﮔﺮدﻧﺪ، ﺻﻮرت ﻣﻲ ﭘﺬﻳﺮد از . دو ﻣـﺪل HIDROSS و WIRSOS ﻏﺎﻟﺒﺎ در ارزﻳﺎﺑﻲ ﻫﺎ اﺳﺘﻔﺎده ﻣﻲ ﺷﻮد . ﻣﺪل WIRSOS (Wyoming Integrated River System) ﺗﻮﺳـﻂ ﻣﻬﻨﺪﺳـﻴﻦ ﻣﺸـﺎور ﻟﺌﻮﻧﺎرد راﻳﺲ ﺑﺮای اﻳﺎﻟﺖ واﻳﻮﻣﻴﻨﮓ ﺗﻮﺳﻌﻪ داده ﺷﺪه اﺳﺖ . ﻣﺪل HYDEROSS ) Hydrologic River Operation Study System (ﺗﻮﺳﻂ اداره اﺣﻴﺎ ی اراﺿﻲ اﻳﺎﻟﺖ ﻣﺘﺤﺪه در ﻣﻨﻄﻘﻪ ﻣﻴﺴﻮری ﻋﻠﻴﺎ ﺗﻮﺳﻌﻪ د اده ﺷﺪه اﺳﺖ . ﻫﺮ دو ﻣـﺪل ﺑـﺮ اﺳـﺎس زﺑﺎن ﺑﺮﻧﺎﻣﻪ ﻧﻮﻳﺴﻲ ﻓﻮرﺗﻮن ﺑﻨﺎ ﺷﺪه اﻧﺪ و ﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﻨﺪ در راﻳﺎﻧﻪ ﻫﺎی ﺷﺨﺼﻲ و ﻧﻴﺰ راﻳﺎﻧﻪ ﻫﺎی اداری و ﺷﺒﻜﻪ ﻧﺼﺐ و اﺟﺮا ﺷﻮﻧﺪ . 2 - 6 - ﺗﺪوﻳﻦ ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن آب ﺑﺮای ﺗﺪوﻳﻦ ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن آب، ﻻزم اﺳﺖ ﺗﻤﺎﻣﻲ ﻣﻮﻟﻔﻪ یﻫﺎ ﺑﻴﻼن ﺗﺎ ﺟﺎﻳﻲ ﻛﻪ اﻣﻜﺎن ﭘﺬﻳﺮ ﺑﺎﺷﺪ ﻣ ﺴﺘﻘﻼ اﻧـﺪازه ﮔﻴـﺮی ﻳـﺎ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺷﻮد . اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻫﺎ و ﻣﺤﺎﺳﺒﺎت ﻣﻮﻟﻔﻪ یﻫﺎ ﺑﻴﻼن آب ﺑﻪ دﻟﻴﻞ ﻧﻮاﻗﺼﻲ در روش ﻫﺎ ی ﻣﻮرد اﺳﺘﻔﺎده ، ﻫﻤﻮاره ﺑـﺎ ﺧﻄـﺎ ﺗﻮام اﺳﺖ . ﺑﻨﺎﺑﺮاﻳﻦ ﺣﺘﻲ اﮔﺮ ﺗﻤﺎﻣﻲ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎ ی ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن ﺗﻮﺳﻂ روش ﻫﺎ ی ﻣﺴﺘﻘﻞ اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻳﺎ ﻣﺤﺎﺳـﺒﻪ ﺷـﺪه ﺑﺎﺷـﺪ ، ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن آب ﻏﺎ ﻟﺒﺎ ﻣﺘﻌﺎدل ﻧﺨﻮاﻫﺪ ﺑﻮد . ﻣﻮﻟﻔﻪ ﺗﻨﺎﻗﺾ ﺑﻴﻼن آ ب (η) ﺑﻪ ﻋﻨﻮان ﺟﻤﻠﻪ ﺑﺎﻗﻲ ﻣﺎﻧﺪه ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن آب ﺗ ﻌﺮﻳﻒ ﻣﻲ ﺷﻮد . ﺧﻄﺎﻫﺎ در ﺗﻌﻴﻴﻦ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎ ی ﻣﻮرد ﻧﻈﺮ و ﻣﻘﺎدﻳﺮ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎ ﻳﻲ ﻛﻪ در آن ﺷـﻜﻞ ﺧـﺎص از ﻣﻌﺎدﻟـﻪ ﺗﺤـﺖ ﺑﺮرﺳـﻲ ﺑـﻪ ﺣﺴﺎب ﻧﻴﺎﻣﺪه اﻧﺪ ، در اﻳﻦ ﺟﻤﻠﻪ ﺗﻨﺎﻗﺾ درﺑﺮ ﮔﺮ ﻓﺘﻪ ﻣﻲ ﺷﻮﻧﺪ ﮔﺮ ا . η ﻣﻘﺪار ﻛﻮﭼﻜﻲ داﺷﺘﻪ ﺑﺎﺷﺪ ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ ﺑﻴﺎﻧﮕﺮ اﻳﻦ ﺑﺎﺷﺪ ﻛﻪ ﺑﻴﻦ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎ ی ﺑﻴﻼن ﻳﻚ ﺣﺎﻟﺖ ﺗﻌﺎدل ﻧﺴﺒﻲ ﺑﺮﻗﺮار اﺳﺖ و اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻫﺎ و ﺑﺮآوردﻫﺎ ﺑﺎ ﻫﻢ ﻫﻤﺎﻫﻨﮕﻲ دارد . ﭼﻨﺎﻧﭽﻪ ﺑﻪ دﺳﺖ آوردن ﻣﻘﺪار ﻳﻜ ﻲ از ﻣﻮﻟﻔﻪ یﻫﺎ ﺑﻴﻼن ﺗﻮﺳﻂ اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻣﺴـﺘﻘﻴﻢ ﻳـﺎ ﻣﺤﺎﺳـﺒﻪ ﻏﻴـﺮﻣﻤﻜﻦ ﺑﺎﺷـﺪ، آن ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ ﺑﻪ ﺻﻮرت ﻳﻚ ﺟﻤﻠﻪ ﺑﺎﻗﻲ ﻣﺎﻧﺪه در ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن آب ارزﻳﺎﺑﻲ ﺷ ﻮد. در اﻳﻦ ﺻﻮرت ، ﺗﻨـﺎﻗﺾ ﺑـﻴﻼن ﺷـﺎﻣﻞ اﻳﻦ ﺟﻤﻠﻪ ﻧﻴﺰ ﺧﻮاﻫﺪ ﺑﻮد . ﺑﻨﺎﺑﺮاﻳﻦ ﻳﻚ ﺧﻄﺎی ﻧﺎﻣﻌﻠﻮم ﺑﻪ ﭼﻨﻴﻦ ﻣﻮﻟﻔﻪ ای ﻣﻨﺘﺴﺐ ﻣﻲ ﺷﻮد ﻛﻪ ﻣﻤﻜﻦ اﺳـﺖ ﺣﺘـﻲ از ﻣﻘـﺪار ﻋﺪدی ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻧﻴﺰ ﺑﺰرگ ﺗﺮ ﺑﺎﺷﺪ . زﻣﺎﻧﻲ ﻛﻪ ﻣﻘﺎدﻳﺮ اﻧﺪازه ﺮیﮔﻴ ﺷﺪه ﻳﻚ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﺑﺮای ﺑﺮآورد ﻣﻘﺎدﻳﺮ ﻣﻮﻟﻔﻪ دﻳﮕﺮی ﺑـﻪ وﺳـﻴﻠﻪ ﻳﻚ ﻓﺮﻣﻮل ﺗﺠﺮﺑﻲ ﻳﺎ ﻧﻴﻤﻪ ﺗﺠﺮﺑﻲ اﺳﺘﻔﺎده ﻣﻲ ﺷﻮد ، ﻧﻴﺰ ﻣﻼﺣﻈﺎت ﻣﺸﺎﺑﻬﻲ اﻋﻤﺎل ﻣﻲ ﮔﺮدد . در ﭼﻨﻴﻦ ﺷﺮاﻳﻄﻲ ﻏﺎﻟﺒﺎ ﺑﻪ دﻟﻴﻞ ﻧﺎﻣﻨﺎﺳﺐ ﺑﻮدن ﻓﺮﻣﻮل اﺳﺖ ﻛﻪ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﺑﺮآورد ﺷﺪه ﺑﺎ ﺧﻄﺎ ﺗﻮام ﻣﻲ ﺷﻮد . در ﻧﺘﻴﺠﻪ ﺑﺮای ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻗﻲﺑﺎ ﻣﺎﻧﺪه ﻧﻴـﺰ ﺧﻄـﺎ وﺟﻮد ﺧﻮاﻫﺪ داﺷﺖ و ﻟﺬا ﺧﻄﺎی ﻛﻠﻲ ﺑﺎزﻫﻢ ﻧﺎﻣﻌﻠﻮم ﺧﻮاﻫﺪ ﺑﻮد . 22 22 / 04 / 93 دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب 2 - 7 - واﺣﺪﻫﺎ ﺑﺮای ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎ ی ﻣﻌﺎدﻻت ﺑﻴﻼن آب ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎ ی ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن آب ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ ﺑﻪ ﺻﻮرت ارﺗﻔﺎع ﻣ ﺘﻮﺳﻂ آب ﺑﺮ روی ﺣﻮﺿﻪ ﻳﺎ ﻣﺠﻤﻮﻋﻪ آﺑﻲ ) ﻣﻴﻠﻲ ﻣﺘﺮ ( ﻳـﺎ ﺑـﻪ ﺻﻮرت ﺣﺠﻢ آب ) ﻣﺘﺮﻣﻜﻌﺐ و ( ﻳﺎ ﺑﻪ ﺷﻜﻞ ﻧﺮخ ﺟﺮﻳﺎ ) ن ﻣﺘﺮﻣﻜﻌـﺐ ﺑـﺮ ﺛﺎﻧﻴـﻪ ( ﺑﻴـﺎن ﺷـﻮد . ﺷـﻜﻞ آﺧـ ﺮ ﺑـﺮای ﺑﺴـﻴﺎری از ﻣﺤﺎﺳﺒﺎت ﻣﺪﻳﺮﻳﺘﻲ آب ﻣﻨﺎﺳﺐ ﺗﺮ اﺳﺖ وﻟﻲ ﻏﺎﻟﺒﺎ در ﻳﻚ ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن ﻛﻪ ﺑﺮای دوره ﻣﺸﺨﺺ زﻣﺎن ﺑﺴﺘ ﻪ ﺷﺪه ﺑﻮد ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻣﻲ .ﺷﻮد از آﻧﺠﺎﻳﻲ ﻛﻪ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن آب ﻋﻤﻮﻣﺎ ﺑﺎ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻣﺘﻮﺳﻂ رﻳﺰش ﺟﻮی ﺑﺮ روی ﺣﻮﺿﻪ ﺷﺮوع ﻣﻲ ﺷﻮد ، ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫـﺎ ی دﻳﮕﺮ ﻧﻴﺰ ﻏﺎﻟﺒﺎ ﺑﻪ ﺻﻮرت ارﺗﻔﺎع آب ﺑﻴﺎن ﻣﻲ ﺷﻮﻧﺪ . در واﺣﺪﻫﺎ ی ﺗﻮﺻﻴﻪ ﺷﺪه ، ﺗﺒﺪﻳﻼت ﺑﻴﻦ ﻋﻤﻖ و ﺣﺠﻢ ﺳﺎده اﺳﺖ . ﺑـﺮای ﻣﺜﺎل : )2 - 2( V 100AS = ﻛﻪ در آنS ذﺧﻴﺮه اﺳﺖ ﻛﻪ ﺑﺮ ﺣﺴﺐ ارﺗﻔﺎع ﻣﺘﻮﺳﻂ ) ﻣﻴﻠﻲ ﻣﺘﺮ ( ﺑﻴﺎن ﺷﺪه، V ﻫﻤﺎن ذﺧﻴﺮه اﺳﺖ ﻛﻪ ﺑﺮ ﺣﺴـﺐ ﺣﺠـﻢ ﻣﺘﺮﻣﻜﻌﺐ ( ﺑﻴﺎن ﺷﺪه و A ﻣﺴﺎﺣﺖ ﺣﻮﺿﻪ ﻳﺎ ﻣﺠﻤﻮﻋﻪ آﺑﻲ ) ﻛﻴﻠﻮﻣﺘﺮﻣﺮﺑﻊ ( اﺳﺖ . 3 ﻓﺼﻞ3 ﺗﻌﺮﻳﻒ ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن و ﺗﻌﻴﻴﻦ اﺟﺰای آن ﻓﺼﻞ ﺳﻮم- ﺗﻌﺮﻳﻒ ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن و ﺗﻌﻴﻴﻦ اﺟﺰای آن 22 / 04 / 93 25 ﻓﺼﻞ ﺳﻮم- ﺗﻌﺮﻳﻒ ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن و ﺗﻌﻴﻴﻦ اﺟﺰای آن 3 - 1 - ﺑﻴﻼن آب در ﺳﻄﺢ ﻣﻠﻲ ﺗﻌﻴﻴﻦ ﺑﻴﻼن آب ﻛﺸﻮرﻫﺎ ﻋﻤﺪﺗﺎ ﺑﺎ اﻫﺪاف ﻛﻠﻲ ﺻﻮرت ﻣﻲ ﭘﺬﻳﺮد . اﻳﻦ اﻫﺪاف ﺷﺎﻣﻞ ﺑﻪ دﺳﺖ آوردن اﻃﻼﻋـﺎت ﻻزم ﺑـﺮای اﺳﺘﻔﺎده ﻣﻨﻄﻘﻲ از ﻣﻨﺎﺑﻊ آب ﻣﻠﻲ و ﻫﻤﭽﻨﻴﻦ ﺗﺪوﻳﻦ ﺑﻴﻼن ﻫﺎی ﻓﺮا- ﻣﻠﻲ ﺗﻌﻤﻴﻢ ﻳﺎﻓﺘﻪ آب در ﻫﺎی درﻳﺎ ﻳﻲ ، ﻗﺎره ﻫـﺎ و ﺟﻬـﺎن ﺑﻪ ﺻﻮرت ﻳﻜﭙﺎرﭼﻪ و ﻧﻴﺰ ﻣﻘﺎﻳﺴﻪ ﺷﺮاﻳﻂ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﻣﺮزﻫﺎی ﻛﺸﻮر ﻫﺎ ﻋﻤﺪﺗﺎ ﺑﻪ ﻧﺪرت ﺑﺮ ﺧﻄـﻮط ﺗﻘﺴـﻴﻢ ﺣﻮﺿـﻪ یﻫـﺎ آﺑﺮﻳـﺰ ﻣﻨﻄﺒﻖ . اﻧﺪ اﻳﻦ ﻣ ﺮزﻫﺎ ﺣﻮﺿﻪ یﻫﺎ آﺑﺮﻳﺰ رودﺧﺎﻧﻪ ﻫﺎ را ﻗﻄﻊ ﻣﻲ ﻛﻨﻨﺪ، و ﺑﻨﺎﺑﺮاﻳﻦ ﺑﺨﺶ ﻫﺎﻳﻲ از آن ﻫﺎ ﺧﺎرج از ﻣﺮزﻫـﺎی ﻛﺸـﻮر واﻗﻊ ﻣﻲ ﺷﻮﻧﺪ ﻟﺬا ؛ ﺣﺠﻢ ﻗﺎﺑﻞ ﻣﻼﺣﻈﻪ ای از رواﻧﺎب رودﺧﺎﻧﻪ ﻫ ﺎی داﺧﻞ ﻛﺸﻮر ﻣﻤﻜـﻦ اﺳـﺖ از ﻃﺮﻳـﻖ ﺷـﻌﺒﺎت رودﺧﺎﻧـﻪ ای ﺧﺎرج از ﻣﺮزﻫﺎ و از ﻛﺸﻮرﻫﺎی دﻳﮕﺮ ﺗﺎﻣﻴﻦ ﺷﻮﻧﺪ . در ﺷﺮاﻳﻄﻲ ﻛﻪ ﺗﻐﻴﻴﺮ ذﺧﻴﺮه آب S Δ و ﺗﺒﺎدل آب زﻳﺮزﻣﻴﻨـﻲ ﺑـﺎ ﻧـﻮاﺣﻲ ﻛﺸﻮرﻫﺎی ﻫﻤﺴﺎﻳﻪ UI UO Q Q − ﺑﺮاﺑﺮ ﺑ ﺎ ﺻﻔﺮ ﻓﺮض ﺷﻮد ، ﺑﻴﻼن ﻣﺘﻮﺳﻂ ﻳﻚ آب ﻛﺸﻮر ﺗﻮﺳﻂ ﻣﻌﺎدﻟـﻪ ﺳـﺎده ﺷـﺪه )3 - 1 ( ﺑﻴﺎن ﻣﻲ ﮔﺮدد : )3 - 1( SO SI P E Q Q 0 − − + = ﻛﻪ در آنQsI ﻛﻞ ﺣﺠﻢ آب ر واﻧﺎب داﺧﻠﻲ و رواﻧﺎب ورودی ﺗﻮﺳﻂ رودﺧﺎﻧﻪ ﻫﺎ از ﻛﺸﻮرﻫﺎی و ورﺎﻣﺠQSO ﻛﻞ ﺣﺠﻢ آب ) رواﻧﺎب رودﺧﺎﻧﻪ ای ( ﺧﺎرج ﺷﺪه از ﻣﺮزﻫﺎی ﻛﺸﻮر اﺳﺖ . اﺧﺘﻼف QSI-QSO=Q رواﻧﺎﺑ ﻲ اﺳﺖ ﻛﻪ در درون ﻛﺸﻮر ﺗﻮﻟﻴﺪ ﺷﺪه و ﺑﻪ ﻃﻮر ﻣﺮﺳﻮم رواﻧﺎب ﻣﺤﻠﻲ ﻧﺎﻣﻴﺪه ﻣﻲ .ﺷﻮد ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ رﻳﺰش ﺟﻮی ﻣﻴﺎﻧﮕﻴﻦ (P) و ﺗﺒﺨﻴ ﺮ ﻣﻴﺎﻧﮕﻴﻦ (E) در ﻛﻞ ﺳﻄﺢ ﻛﺸﻮر ، ﺗﻮﺳﻂ روش ﻫﺎ ی ﺑﻴﺎن ﺷﺪه در ﺑﺨﺶ ﻫﺎی دﻳﮕﺮ اﻳﻦ ﻧﺸﺮﻳﻪ اﻧﺠﺎم ﻣﻲ .ﺷﻮدSI Q وSO Q ﺑﺎ اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻫﺎی ﺑﺪه رودﺧﺎﻧﻪ ای در اﻳﺴﺘﮕﺎه ﻫﺎ آب ی ﺳﻨﺠ ﻲ ﻧﺰدﻳـﻚ ﺑـﻪ ﻣـﺮز ﺗﻌﻴﻴﻦ ﻣﻲ ﺷﻮد . در ﺻﻮرت وﺟﻮد ﻓﺎﺻﻠﻪ زﻳﺎد ﺑﻴﻦ اﻳﺴﺘﮕﺎه ﻫﺎ ی اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﺗﺎ ﻣﺮز، ﻣﻲ ﺑﺎﻳﺪ ﺟﺮﻳﺎن در ﻃﻮل رودﺧﺎﻧﻪ روﻧﺪﻳﺎﺑﻲ ﺷﺪه و ﺟﺮﻳﺎن ورودی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﮔﺮدد . رواﻧﺎب ﻣﺤﻠﻲ ﺗﻮان ﻣﻲ را از روی ﻣﺤﺎﺳـﺒﻪ اﺧـﺘﻼف ﺑـﻴﻦ ﻣﻘـﺎدﻳﺮ ﺟﺮﻳـﺎن ﺧﺮوﺟـﻲ و ورودی آب در ﻣﺮز و ﻳﺎ ﺑﻪ ﻛﻤﻚ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ رواﻧﺎب رودﺧﺎﻧﻪ ﻫﺎی ﻣﻨﻔﺮد ﻳﺎ ) ﺑـﺎزه ﻫـﺎﻳﻲ از (ﻫـﺎ آن ﻛـﻪ در داﺧـﻞ ﻛﺸـﻮر ﺗﻮﻟﻴـﺪ ﻣﻲ ﺷﻮﻧﺪ ﺗﻌﻴﻴﻦ ﻧﻤﻮ . د ﻋﻤﻮﻣﺎ ﻣﻘﺎدﻳﺮ رواﻧﺎب ﻣﺤﻠﻲ ﺑﻪ دﺳﺖ آﻣﺪه ﺗﻮﺳﻂ دو روش ﺑﻪ ﻃﻮر ﺗﻘﺮﻳﺒ ﻲ ﻳﻜﺴﺎن ﻣـﻲ ﺑﺎﺷـﺪ . ﺑـﺎ اﻳـﻦ وﺟﻮد اﮔﺮ اﺧﺘﻼف رواﻧﺎب در ﻳﻚ ﻧﺎﺣﻴﻪ ﻣﺸﺨﺺ ﻛﻪ ﺑﺪﻳﻦ ﺗﺮﺗﻴﺐ ﺑﻪ دﺳﺖ ﻣﻲ آﻳﺪ در ﺣﺪود 50 %و ﻳﺎ اﮔﺮ ﺑﻴﺶ ﺗـﺮ از ﺗﻔـﺎوت ﺑﻴﻦ ﺣﺠﻢ ﻫﺎی ﺟﺮﻳﺎن ﺧﺮوﺟﻲ و ورودی ﺑﺎﺷﺪ، ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ ﺧﻄﺎی اﻳﻦ روش ﻗﺎﺑﻞ ﻣﻼﺣﻈﻪ ﺑﺎﺷﺪ . در اﻳﻦ ﺷﺮاﻳﻂ، روش اول ﺗﺮﺟﻴﺢ داده ﻣﻲ .ﺷﻮد اﮔﺮ ا ﻃﻼﻋﺎت ﻛﺎﻓﻲ در ﺧﺼﻮص رواﻧﺎب رودﺧﺎﻧﻪ ﻫﺎی ﻣﻨﻔﺮد در دﺳﺘﺮس ﻧﺒﺎﺷ ﺪ، ﺣﺠﻢ رواﻧﺎب ﻣﺤﻠـﻲ را ﺗﻮان ﻣﻲ ﺑﺎ اﺳﺘﻔﺎده از ﻧﻘﺸﻪ ﺧﻄﻮط ﻫﻢ ﻣﻘﺪار رواﻧﺎب ﻣﺘﻮﺳﻂ ﺳﺎﻻﻧﻪ ) ﺑﺨﺶ 6 - 2 - 4 (ﺗﻌ ﻴﻴﻦ ﻧﻤ .ﻮد در ﻛﺸﻮرﻫﺎ ﻛﻪ ﻲﻳ ﻣﺴﺎﺣﺖ ﻛ ﻮﭼﻜﻲ دارﻧﺪ ، ﺑﺪون ﺗﻘﺴﻴﻢ ﻛﺸﻮر ﺑﻪ ﺣﻮﺿﻪ ﻫﺎ ی رودﺧﺎﻧﻪ ای ﻣﻨﻔﺮد ﻣـﻲ ﺗـﻮان ﺑـﻴﻼن آب را ﺑﺮای ﻛﻞ ﻧﺎﺣﻴﻪ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ . دﻛﺮ در ﻧﻘﻄﻪ ﻣﻘﺎﺑﻞ و ﺑﺮای ﻛﺸﻮرﻫﺎی ﺑﺰرگ ﺑﺎ ﻫﺎی رودﺧﺎﻧـﻪ ای ﺑـﺰرگ ﻣﺘﻌـﺪد، ﺑـﻴﻼن آب ﻛـﻞ ﻛﺸﻮر اﻟﺰاﻣﺎ ﺑﺎﻳﺪ ﺑﻪ ﻛﻤﻚ ﻣﺠﻤﻮع ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎ ی ﺑﻴﻼ ن آب ﻛﻪ ، ﺑﺮای ﻫﺎی رودﺧﺎﻧﻪ ای ﻣﻨﻔﺮد ﺗﻌﻴﻴﻦ ﺷﺪه اﻧﺪ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﮔﺮدد . 26 22 / 04 / 93 دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب ﮔﺎﻫﻲ ﻻزم اﺳﺖ ﻛﻪ ﺑﻴﻼن آب ﻧﻪ ﺗﻨﻬـﺎ ﺑـﺮای ﻛـﻞ ﻛﺸـﻮر ﺑﻠﻜـﻪ ﺑـﺮای واﺣـﺪﻫﺎ ی اداری ﻣﻨﻔـﺮد ) اﻳﺎﻟـﺖ ﻫـﺎ، اﺳـﺘﺎن ﻫـﺎ، ﺷﻬﺮﺳﺘﺎن ﻳﺎ و (ﻫﺎ ﻧﻮاﺣﻲ ﻣﻬﻢ اﻗﺘﺼﺎدی ﻧﻴﺰ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺷﻮد . روش ﻫﺎ ی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن آب ﺑﺮای ﭼﻨﻴﻦ ﻧﻮاﺣﻲ ﻋﻤﺪﺗ ﺎ ﺗﻔﺎوﺗﻲ ﺑﺎ روش ﻫﺎی ﺗﻮﺻﻴﻪ ﺷﺪه ﺑﺮای ﻳﻚ ﻛﺸﻮر ﻧﺪارد . ) ﺗﻮﺿﻴﺤﺎت ﺑﻴﺶ ﺗﺮ در ﺑﺨﺶ 3 - 3 آﻣﺪه اﺳﺖ .( روش ﻫﺎی ﺳﻨﺠﺶ از دور و اﺳﺘﻔﺎده از ﻋﻜﺲ ﻫﺎی ﻣﺎﻫﻮاره ای در ﺳﻄﻮح وﺳﻴﻊ ﻣﺜﻞ ﻳﻚ ﻛﺸﻮر، ﻣﻲ ﺗﻮاﻧﺪ ﺑﺴﻴﺎر ﻛﺎرا ﺑﺎﺷﺪ . در اﻳﻦ ﺷﺮاﻳﻂ اﺳﺘﻔﺎده از ﻋﻜﺲ ﻫﺎی ﻣﺎﻫﻮاره ای ﺑﺎ ﻫـﺪف در ﻧﻈـﺮ ﮔـﺮﻓﺘﻦ و اﺑﺴـﺘﮕﻲ ﺑـﻴﻦ ﻣﺼـﺎرف و ﻣﻨـﺎﺑﻊ آﺑـﻲ ﺗـﻮام ﺑـﺎ ﺷﺒﻜﻪ ﺑﻨﺪی ﺳﻄﺢ ﻣﻮرد ﻧﻈﺮ و ﺗﻮﻟﻴﺪ ﻧﻘﺸﻪ ﻫﺎی ﻣﺨﺘﻠﻒ ﻣﻮرد ﻧﻴﺎز ﺻﻮرت ﻣﻲ ﭘـﺬﻳﺮد . ﺑـﺪﻳﻦ ﻣﻨﻈـﻮر ﻋﻜـﺲ ﻫـﺎی ﻣـﺎﻫﻮاره ای ﻣﺨﺘﻠﻒ ﺑﻪ ﻫﻤﺮاه اﻃﻼﻋﺎت زﻣﻴﻨﻲ ﺑﺎران ﺳﻨﺞ ﻫﺎ، اﻳﺴﺘﮕﺎه ﻫﺎ ی ﻫﻮاﺷﻨﺎﺳﻲ، آب ﺳﻨﺠ ﻲ و ﻏﻴﺮه اﺳﺘﻔﺎده ﻣﻲ ﺷﻮد . ﻟﺬا ﺑﺎران ﻣـﺎزاد ﺑــﺮای ﻫــ ﺮ ﮔــﺮه از ﺷــﺒﻜﻪ )p S ( ﺑــﻪ ﺻــﻮرت ﺗﻔــﺎوت ﺑــﻴﻦ ﺑﺎرﻧــﺪﮔﻲ (P) و ﺗﺒﺨﻴــﺮ واﻗﻌــﻲ )act E ( ﺧﻮاﻫــﺪ ﺑــﻮد )Bastianssen and Chandrapala, 2005 (: )3 - 2( p act S P ET = − رواﻧﺎب ﺳﻄﺤﻲ (R) ﺑﺎ ﻛﻤﻚ ﺑﺎران ﻣﺎزاد ﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﺪ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺷﻮد : )3 - 3( p unsat R S W = + Δ در اﻳﻦ ﻣﻌﺎدﻟﻪ unsat W Δ ﺑﻴﺎﻧﮕﺮ وﺿﻌﻴﺖ رﻃﻮﺑﺖ ﺧـﺎک ﻧﺎﺣﻴـﻪ ﻏﻴﺮاﺷـﺒﺎع ﻧﺎﺷـﻲ از ﻓﺮآﻳﻨـﺪﻫﺎی ﻧﻔـﻮذ، ﺗﺒﺨﻴـﺮ و ﻧﺸـﺖ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﺗﻘﺮﻳﺒﻲ از unsat W Δ ﺗﻮﺳﻂ ﺗﻔﺎوت رﻃﻮﺑﺖ ﺧﺎک در دو ﺑﺎزه زﻣﺎﻧﻲ ﺑﻪ دﺳﺖ ﻣﻲ : آﻳﺪ )3 - 4( 100 100 unsat 0 0 W z,t t dz z,t dz Δ = θ + Δ − θ ∫ ∫ ﻛﻪ در آنθ رﻃﻮﺑﺖ ﺣﺠﻤﻲ ﺧﺎک، z ﻋﻤﻖ وt زﻣﺎن ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ از . رﻃﻮﺑﺖ ﺧﺎک در ﻣﻌﺎدﻟﻪ )3 - 4( ﺑـﻴﻦ ﺳـﻄﺢ زﻣـﻴﻦ و ﻋﻤﻖ ﻣﻮرد ﻧﻈﺮ ﺑﺮ ﺣﺴﺐ اﻃﻼﻋﺎت در دﺳﺘﺮس و ﻫﺪف ﻣﻄﺎﻟﻌﻪ ﺑﺮای ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺗﻐﻴﻴـﺮات رﻃﻮﺑـﺖ در ﻧﺎﺣﻴـﻪ رﻳﺸـﻪ اﻧﺘﮕـﺮال ﮔﺮﻓﺘﻪ ﻣﻲ .ﺷﻮد در ﺳﻄﺢ ﻣﻄﺎﻟﻌﺎت ﻣﻠﻲ ﻣﻌﻤﻮﻻ ﺗﻮان ﻣﻲ اﻳﻦ ﻋﻤﻖ را 100 ﺳـﺎﻧﺘﻲ ﻣﺘـﺮ در ﻧﻈـﺮ ﮔﺮﻓـﺖ روش . ﻫـﺎ ی ﻣﺘـﺪاول ﺳﻨﺠﺶ از دور ﻧ ﺗﻮاﻧ ﻤﻲ ﻨﺪ ﺗﻐﻴﻴﺮات رﻃﻮﺑﺖ ﻧﺴﺒﺖ ﺑﻪ ﻋﻤﻖ را ﺑﺎ دﻗﺖ ﻣﻨﺎﺳﺒﻲ اراﺋﻪ ﻛﻨﻨﺪ . ﺑﻨﺎﺑﺮاﻳﻦ ﻣﻌﺎدﻟﻪ )3 - 4( ﻣﻲ را ﺗـﻮان ﺑﻪ ﺻﻮرت زﻳﺮ ﺳﺎده ﻛﺮد : )3 - 5( unsat avg avg W t t 100 t 100 Δ = θ + Δ −θ ﻛ ﻪ در آن avg θ ﻣﺘﻮﺳﻂ رﻃﻮﺑﺖ ﺑﺮای ﭘﺮو ﻓﻴﻞ 0 ﺗﺎ100 ﺳﺎﻧﺘﻲ ﻣﻲ یﻣﺘﺮ ﺑﺎﺷﺪ ﺑﺎ . ﺟﺪاﺳـﺎزی ﺷـﺎرش ﻫـﺎی آﺷـﻜﺎر H و ﻧﻬﺎن E λ، avg θ ﻣﻲ را ﺗﻮان ﺑﻪ ﺻﻮرت زﻳﺮ ﻧﻤﺎﻳﺶ داد )Bastianssen and Chandrapala, 2005 (: )3 - 6( sat avg | E / ( E H) | 1.28 exp 0.51 0.421 θ λ λ + − ⎧ ⎫ θ = ⎨ ⎬ ⎩ ⎭ ﻛﻪ در آنsat θ ﻣﻘﺪار آب ﺧﺎک در ﺣﺎﻟﺖ اﺷﺒﺎع ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﻣﻌﺎدﻟـﻪ )3 - 3 ( ﺑـﺮای ﻧـﻮاﺣﻲ ﻣﺤـﺪودی ﻛـﻪ ﺗﻘﺎﺑـﻞ آب ﻫـﺎی زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ و ﻣﻴﺰان ﻧﮕﻬﺪاﺷﺖ آب ﻫﺎی ﺳﻄﺤﻲ از اﻫﻤﻴﺖ ﭼﻨﺪاﻧﻲ ﺑﺮﺧﻮردار ﻧﺒﺎﺷﺪ از ﻛﺎراﻳﻲ ﻣﻨﺎﺳﺒﻲ ﺑﺮﺧﻮردار اﺳﺖ در . اﻳﻦ ﺷﺮاﻳﻂ ، رواﻧﺎب ﺑﻪ ﻋﻨﻮان ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻧﻬﺎﻳﻲ ﺑﻴﻼن آب درﻧﻈﺮ ﮔﺮﻓﺘﻪ ﻣﻲ .ﺷﻮد اﮔـﺮ ﺑﺨﺸـﻲ از رواﻧـﺎب در ﻣﺨـﺎزن ذﺧﻴـﺮه و د ﻮﺷـ ﻣﺘﻌﺎﻗﺒﺎ ﺗﻮﺳﻂ ﮔﻴﺎﻫﺎن ﻣﺼﺮف ﮔﺮدد ، ﺗﺒﺨﻴﺮ اﻓﺰاﻳﺶ ﺧﻮاﻫﺪ ﻳﺎﻓﺖ . اﻳﻦ ﭘﺪﻳﺪه ﺗﻮﺳﻂ ﻣﺎﻫﻮاره ﺑﻪ ﻋﻨﻮان ﺗﺒﺨﻴﺮ در ﻧﻈﺮ ﮔﺮﻓﺘـﻪ ﻓﺼﻞ ﺳﻮم- ﺗﻌﺮﻳﻒ ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن و ﺗﻌﻴﻴﻦ اﺟﺰای آن 22 / 04 / 93 27 ﻣﻲ ﺷﻮد . درﺣﺎﻟﺘﻲ ﻛﻪ ﺣﺠﻢ ﻗﺎﺑﻞ ﺗﻮﺟﻬﻲ از آب در ﻣﺨﺎزن ذﺧ ﻴﺮه ﺷﺪه و ﺑﻪ ﻋﻨﻮان آب آﺑﻴﺎری رﻫﺎ ﮔﺮدد ، R را ﻧ ﺗﻮان ﻤﻲ ﺑـﻪ ﺳﺎدﮔﻲ ﺑﻪ ﺻﻮرت ﺗﻔﺎوت ﺑﻴﻦp S وunsat W Δ درﻧﻈﺮ ﮔﺮﻓﺖ . در ﻧﺘﻴﺠﻪ ﻣﻌﺎدﻟﻪ )3 - 3( را ﻧﻤﻲ ﺗﻮان ﻫﻤﻮاره ﺑﺮای رودﺧﺎﻧﻪ ﻫﺎی ﻛﻨﺘﺮل ﺷ ﺪه ﺻﺎدق داﻧﺴﺖ . ﺑﺎ ﺟﻤﻊ ﺑﻨﺪی ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎی ﺑﻴﻼن، ﻳﻚ ﻣﻮﻟﻔﻪ اﺿﺎﻓﻲ G ﺑﻪ ﻋﻨـﻮان ذﺧﻴـﺮه ﻋﺮﺿـﻪ - ﻛـﻪ ﺗﻮﺳـﻂ ﺟﺮﻳـﺎن رودﺧﺎﻧـﻪ ﺗﻨﻈـﻴﻢ ﻣﻲ ﺷﻮد- ،ﻗﺎﺑﻞ ﺗﻌﺮﻳﻒ اﺳﺖ : )3 - 7( act unsat G P ET W R = − + Δ − در اﻳﻦ ﺻﻮرتG ﺑﻴﺎﻧﮕﺮ ﻣﻮاردی ﭼﻮن اﻟﻒ ) ( ﻋﺪم اﻃﻤﻴﻨﺎن در P، act ET وunsat W Δ ، )( ب ﺗﻐﻴﻴﺮات ذﺧﻴﺮ ه در ﻣﺨﺎزن و ﺣﻮﺿﭽﻪ ﻫﺎ ﻧﺎﺷﻲ از ﺟﺮﻳﺎن ﻫﺎ ی ﺗﻨﻈﻴﻢ ﺷﺪه رودﺧﺎﻧـﻪ ای، ( ج) ﺗﻐﻴﻴـﺮات ذﺧﻴـﺮه ای در آب زﻳﺮزﻣﻴﻨـﻲ، ( د) اﻧﺘﻘـﺎل آب ﺑـﻴﻦ ﺣﻮﺿﻪ ای، )ﻫ( ﺟﺮﻳﺎن زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ﺑﻴﻦ ﺣﻮﺿﻪ ﻫﺎی ﻣﺠﺎور و ﻫﻤﭽﻨﻴﻦ ( و) ﺗﺪاﺧﻞ آب درﻳﺎ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . 3 - 2 - ﺑﻴﻼن آب در ﺳﻄﺢ ﺣﻮﺿﻪ آﺑﺮﻳﺰ ﺑﻴﻼن ﻣﺘﻮﺳﻂ آب در ﺣﻮﺿﻪ ﻫﺎ ی رو دﺧﺎﻧﻪ و ای ﺑـﺮای ﻳـﻚ ﺳـﻴﻜﻞ ﻛﺎﻣـﻞ ﺳـﺎﻻﻧﻪ ) ﺗﻘـﻮﻳﻤﻲ ﻳـﺎ ﺳـﺎل ﻫﻴـﺪروﻟﻮژﻳﻜﻲ (، اﺻﻠﻲ ﺗﺮﻳﻦ ﺷﻜﻞ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن آب اﺳﺖ . ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن آب ﻳﻚ ﺣﻮﺿﻪ ﺑﺴﺘﻪ رودﺧﺎﻧﻪ ای و ﺑﺮای ﻳﻚ دوره زﻣـﺎﻧﻲ ﻃـﻮﻻﻧﻲ ﻣﺪت ، ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ ﺑﻪ ﺻﻮرت زﻳﺮ ﻧﻮﺷﺘﻪ ﺷﻮد : )3 - 8( P Q E 0 − − = در ﺑﺮﺧﻲ از ﺣﻮﺿﻪ ﻛﻪ ﺎﻫ در آن ﻫﺎ ﺣﺠﻢ ﻗﺎﺑﻞ ﻣﻼﺣﻈﻪ ای از آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ﺑﺎ را ﺣﻮﺿـﻪ ﻫـﺎ ی ﻣﺠـﺎور ﻣﺒﺎدﻟـﻪ ﻣـﻲ ﻛﻨﻨـﺪ، ﺟﻤﻼتUI Q ﺟﺮﻳﺎن ورودی زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ وO QU ﺟﺮﻳـﺎن ﺧﺮوﺟـﻲ زﻳﺮزﻣﻴﻨـﻲ ﻧﻴـﺰ ﺑﺎﻳﺴـﺘﻲ در ﻣﻌﺎدﻟـﻪ )3 - 8 ( اﻋﻤـﺎل ﺷـﻮد . ﻣﻼﺣﻈﺎت وﻳﮋه ای ﻻزم اﺳﺖ ﺗﺎ ﺑ ﺘﻮان ﺗﺒﺎدﻻ ت آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ را ﺑﺎ دﻗﺖ ﻣﻨﺎﺳﺒﻲ ارزﻳﺎﺑﻲ ﻧﻤ .ﻮد ﻣﺘﻮﺳـﻂ رﻳـﺰش ﺟـﻮی (P) و ﻣﺘﻮﺳﻂ ﺑﺪه (Q) ﺳﺎﻻﻧﻪ ﺗﻮان ﻣﻲ را از روی اﻃﻼﻋﺎت ﻣﺸﺎﻫﺪاﺗﻲ ﺑﻪ دﺳﺖ ) د ور آ ﻓﺼﻞ ﺷﺸـﻢ را ﺑﺒﻴﻨﻴـﺪ (. ﺑﻨـﺎﺑﺮاﻳﻦ در ﻏﻴـﺎب ﺗﺒﺎدل ﻗﺎﺑﻞ ﻣﻼﺣﻈﻪ آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ﺑﺎ ﺣﻮﺿﻪ ﻫﺎ ی ﻣﺠﺎور ﻳﺎ درﻳﺎ، ﻣﻘﺪار ﺗﺒﺨﻴﺮ ﻣﺘﻮﺳﻂ ﺳﺎﻻﻧﻪ از ﺣﻮﺿـﻪ ﺑـﺎ راﺑﻄـﻪ زﻳـﺮ داده ﻣﻲ :ﺷﻮد )3 - 8 -اﻟﻒ ( S E P Q = − اﮔﺮ آب رودﺧﺎﻧﻪ در ﻳﻚ ﻣﻘﻴﺎس وﺳﻴﻊ ﺑﺮای ﺻﻨﻌﺖ ) اوﻟﻴﻪ ﻳﺎ ﺛﺎﻧﻮﻳﻪ ( اﺳﺘﻔﺎده ﺷﻮد، ﻣﻮﻟﻔﻪQα ﺑـﺮای ﺑﺮداﺷـﺖ آب ﺑـﺮای اﻫﺪاف اﻗﺘﺼﺎدی و ﻣﻮﻟﻔﻪQβ ﺑﺮای آب ﺑﺎزﮔﺸﺘﻲ از ﺻﻨﻌﺖ ﻧﻴﺰ ﺑﺎﻳﺴﺘﻲ در ﻣﻌﺎدﻟﻪ )3 - 8 (اﻋﻤﺎل ﺷﻮد . ﺑﺮﺣﺴﺐ دﻗﺖ اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻫﺎ، اﻣﻜﺎن ﺗﻔﻜﻴﻚ ﻛﻞ روان آب (Q) ﺑﻪ روان آب ﺳﻄﺤﻲ ) ﺳﻴﻞ s Q ( و روان آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ﺑﻪ رودﺧﺎﻧﻪ ﻫﺎ u (Q ) ′ ،ﺑﺮای ﻳﻚ دوره زﻣﺎﻧﻲ ﻃﻮﻻﻧﻲ ﻣﺪت ﻳﻌﻨﻲS u Q Q Q′ = + ﻧﻴﺰ وﺟﻮد دارد . در ﻧﺘﻴﺠﻪ ﻣﻌﺎدﻟـﻪ )3 - 8 ( ﺑـﻪ ﺻﻮرت زﻳﺮ اراﺋﻪ ﻣﻲ :ﺷﻮد )3 - 9( s u P Q Q E 0 ′ − − − = ﺑﺮ ﭘﺎﻳﻪ اﻳﻦ ﻣﻌﺎدﻟﻪ ، اﻣﻜﺎن دارد ﺗﻌﺮﻳﻒ ﺷﻮد : 28 22 / 04 / 93 دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب )3 - 10 ( u s u u E Q E N P Q Q E; K ; K N N ′ ′ = − = + = = ﻛﻪ در آ ن N ﻛﻞ ﻧﻔﻮذ ، KU ﺿﺮﻳﺐ ﺟﺮﻳﺎن رودﺧﺎﻧﻪ ﻧﺎﺷﻲ از آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ) ﻣﺸﺨﺺ ﻛﻨﻨـﺪه ﺳـﻬﻢ ﻧﻔـﻮذ ﺳـﺎﻻﻧﻪ ای ﻛـﻪ رواﻧﺎب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ﺑﻪ رودﺧﺎﻧﻪ ﻫﺎ ﺗﺸﻜﻴﻞ دﻫﺪ ﻣﻲ و ( E K ﺿﺮﻳﺐ ﺗﺒﺨﻴﺮ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﻛﻞ ﻧﻔﻮذ ﻳﻚ ﻧﺎﺣﻴﻪ ﺟﺰ ﺑﻪ ، ﺗﻠﻔﺎت ﺑﺎرﻧﺪﮔﻲ و آب ذوب ﺑﺮف ﺗﻮﺳﻂ ﻧﻔﻮذ، درﺑﺮﮔﻴﺮﻧﺪه ﺗ ﺒﺨﻴﺮ از ﺳﻄﺢ آب و ﺗﺒﺨﻴﺮ از ﺳﻄﺢ ﺧﻴﺲ ﺷﺪه ﺣﻮﺿﻪ زﻫﻜﺸﻲ و آب ﺗﺠﻤﻊ ﻳﺎﻓﺘﻪ در ﭼﺎﻻب ﻫﺎی ﺳﻄﺤﻲ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . اﻳﻦ دو ﻣﻨﺒﻊ ﺗﻠﻔﺎت رﻳﺰش ﺟﻮی در ﻧﻮاﺣﻲ ﻛﻪ دارای درﺻﺪ ﺑﺎﻻﻳﻲ از درﻳﺎﭼﻪ ﻫﺎ و ﺟﻨﮕﻞ ﻫﺎ ﻫﺴﺘﻨﺪ ، ﻛﺎﻣﻼ ﻗﺎﺑﻞ ﻣﻼﺣﻈﻪ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﻨﺪ . ﺑﺎ ﺗﺤﻠﻴﻞ ﻫﻴﺪروﮔﺮاف رواﻧﺎب اﺳﺖ ﻛﻪ ﺗﻮان ﻣﻲ ﺟﺪاﺳﺎزی ﻛـﻞ رواﻧـﺎب ﺑـﻪ روان آب ﺳﻄﺤﻲ و زﻳﺮزﻣﻴﻦ ی را اﻧﺠﺎم داد ﺑﺨﺶ ) 6 - 2 - 6 را ﺑﺒﻴﻨﻴﺪ .( ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﻋﻤﻮﻣﻲ ﺑﻴﻼن آب )1 - 1 (ﺑﺎ ﺗﻮﺟﻪ ﺑﻪ وﻳﮋﮔﻲ ﻫﺎی ﺧﺎص ﻣﺠﻤﻮﻋـﻪ آﺑـﻲ ﺗﺤـﺖ ﺑﺮرﺳـﻲ و ﻣـﺪت دوره ﺑـﻴﻼن ، ﺑـﻪ ﻣﻌﺎدﻻت )3 - 11 ( و )3 - 12 ( ﺗﺒﺪﻳﻞ ﻣﻲ ﺷﻮد . ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﻣﻴﺎﻧﮕﻴﻦ ﻣﺎﻫﺎﻧﻪ ﻳﺎ ﺳﺎﻻﻧﻪ ﺑﻴﻼن آب ﻳﻚ ﺣﻮﺿـﻪ ﺑ ﺴـﺘﻪ رودﺧﺎﻧـﻪ ای ﺑـﻪ ﺻﻮرت زﻳﺮ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ : )3 - 11 ( L Ch Sn P Q E S S S M G Q Q 0 α β − − −Δ −Δ −Δ −Δ −Δ − + −η = در ﻣﻮﻗﻊ ﺣﻞ ﻣﻌﺎدﻟﻪ ، ﺿﺮوری اﺳﺖ ﺗﻐﻴﻴﺮ ﻣﺘﻮﺳﻂ ذﺧﻴﺮه رﻃﻮﺑﺘﻲ در ﺣﻮﺿﻪ ﺑﺮای اﻳﻦ ﻫﺎ دوره در ﻧﻈﺮ ﮔﺮﻓﺘـﻪ ﺷـﻮد . در ﺣﺎﻟﺖ ﻳﻚ ﺣﻮﺿﻪ ﻏﻴﺮ ﺑﺴﺘﻪ رودﺧﺎﻧﻪ ، ای ﻳﺎ ﻫﺮ ﻧﺎﺣﻴﻪ دﻟﺨـﻮاه، ﺟﺮﻳـﺎن ورودی آب ﺳـﻄﺤﻲ )SI Q ( و زﻳﺮزﻣﻴﻨـﻲ )UI Q ( از ﻧﻮاﺣﻲ ﻣﺠﺎور ﻧﻴﺰ ﺑﺎﻳﺴﺘﻲ ﺑﻪ ﻣﻌﺎدﻻت )3 - 8( ،)3 - 9 ( و )3 - 10 (اﺿﺎﻓﻪ ﺷﻮد . در ﻧﺘﻴﺠﻪ ﻣﻌﺎدﻟـﻪ ﻣﻴـﺎﻧﮕﻴﻦ ﻣﺎﻫﺎﻧـﻪ ﻳـﺎ ﻓﺼـﻠﻲ ﺑﻴﻼن آب ﺑﻪ ﺻﻮرت زﻳﺮ در ﺧﻮاﻫﺪ آﻣﺪ : )3 - 12 ( L Ch Sn SI uI P Q E S S S M G Q Q Q Q 0 α β − − −Δ −Δ −Δ −Δ −Δ − + + + −η = ﻛﻪ در آنL S Δ ﺗﻐﻴﻴﺮ ذﺧﻴﺮه آب در درﻳﺎﭼﻪ ﻫﺎ و ﺳﺎﻳﺮ ﮔﻮدی ﻫﺎی ﻃﺒﻴﻌﻲ،Ch S Δ ﺗﻐﻴﻴـﺮ در ذﺧﻴـﺮه آب در ﻛﺎﻧـﺎل ﻫـﺎی رودﺧﺎﻧﻪ،sn S Δ ،ﺗﻐﻴﻴﺮ آب ﻣﻌﺎدل ﭘﻮﺷﺶ ﺑﺮﻓﻲMΔ ،ﺗﻐﻴﻴﺮ ذﺧﻴﺮه آب در ﻳﻚ ﻣﺘﺮی ﺑﺎﻻﻳﻲ ﺧـﺎکGΔ ﺗﻐﻴﻴـﺮ ذﺧﻴـﺮه آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ،Qα آب ﺧﺎرج ﺷﺪه از رودﺧﺎﻧﻪ ﺑﺮای ﻧﻴﺎزﻫﺎی اﻗﺘﺼﺎدی و ﻳﺎ / ﺑـﻪ ﺳـﺎﻳﺮ ﻧـﻮاﺣﻲ ،Qβ ،آب ﺑﺎزﮔﺸـﺘﻲSL Q ﺟﺮﻳـﺎن ورودی از ﻧﻮاﺣﻲ ﻣﺠﺎور وη درﺑﺮﮔﻴﺮﻧﺪه ﻛﻤﻲ ﻣﻮﻟﻔﻪ یﻫﺎ ﺗﻌﻴﻴﻦ ﻧﺸﺪه ﺑﻴﻼن و ﺧﻄﺎﻫﺎی اﻧﺪازه ﮔﻴـﺮی ﻳﻌﻨـﻲ ﺗﻨـﺎﻗﺾ ﺑـﻴﻼن M′ ′ η = Δ + η ﻛﻪ در آنM′ Δ ﺗﻐﻴﻴﺮ ذﺧﻴﺮه آب در ﺗﻮده ﺧﺎک ﭘﺎﻳﻴﻦ ﺗﺮ از ﻻﻳﻪ ﻳﻚ ﻣﺘﺮی ﺑـﺎﻻﻳﻲ و′ η ﺗﻨـﺎﻗﺾ ﻣﺸـﺨﺺ ﻧﺸﺪه ﺑﻴﻼ ن اﺳﺖ . ﻣﻘﺪار ﻣﻮﻟﻔﻪ یﻫﺎ ﺗﻌﻴﻴﻦ ﻧﺸﺪه ﺑﻴﻼن آب و ﺧﻄﺎﻫﺎی اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﺑﺮای ﺑﺮﺧﻲ از ﻓﺼﻮل ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ ﻗﺎﺑﻞ ﻣﻼﺣﻈﻪ ﺑﺎﺷﺪ ﺑﺎ . اﻳﻦ وﺟﻮد ﺑﺎ اﻓﺰاﻳﺸﻲ در دوره زﻣﺎﻧﻲ ﺑﻴﻼن آب، ﺑﺮﺧﻲ از ﻣﻮﻟﻔﻪ یﻫﺎ ﺗﻌﻴﻴﻦ ﻧﺸﺪه ﺑﻴﻼن ﺗﻮان ﻣﻲ ﻧﺪ ﺑﻪ ﻓﺼـﻮل ﺑﻌـﺪی ﻣﻨﺘﻘـﻞ ﺷﻮﻧﺪ ﺑﻪ و ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎ ی اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﺷﺪه ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن آب ﺗﺒﺪﻳﻞ ﺷﻮﻧﺪ . اﺗﺨﺎذ ﻣﻘﺪار ﺳﺎﻻﻧﻪ ﺗﻨﺎﻗﺾ ﺑﻴﻼن آب )μ ( در ﺣﺪ12 ﻣﻴﻠﻲ ﻳﺎ ﻣﺘﺮ 1/2 % رﻳﺰش ﺟﻮی ﻣﻨﺎﺳﺐ ﺑﻪ ﻧﻈﺮ ﻣﻲ رﺳﺪ . اﻳﻦ ﻣﻘﺪار درﺑﺮﮔﻴﺮﻧﺪه ﻣﻮﻟﻔﻪ یﻫﺎ اﻧـﺪازه ﮔﻴـﺮی ﻧﺸـﺪه ﺑـﻴﻼن آب، از ﻗﺒﻴﻞ ﺟﺮﻳﺎن زﻳﺮﻳﻦ و ﺑﺨﺶ رواﻧﺎب زﻳﺮ - ﺳﻄﺤﻲ ﻛﻪ ﺗﻮﺳﻂ ﻛﺎﻧﺎل رودﺧﺎﻧﻪ ای زﻫﻜﺸﻲ ﻧﺸﺪه اﻧﺪ ﻣـﻲ ﺑﺎﺷـﺪ . رﻳـﺰش ﺟـﻮی و ﺳﺎﻳﺮ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎ ی دﻳﮕﺮ ﺣﺎوی ﺧﻄﺎی ﻧﻤﻮﻧﻪ ﺑﺮداری و اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی . اﻧﺪ ﺗﻨﺎﻗﺾ ﺑﻴﻼن آب دﻗﻴﻘﺎ ﻦﻴﻣﺒ ﺗﻨﺎﻗﺾ در ﻣﻘﺎدﻳﺮ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻓﺼﻞ ﺳﻮم- ﺗﻌﺮﻳﻒ ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن و ﺗﻌﻴﻴﻦ اﺟﺰای آن 22 / 04 / 93 29 ﺷﺪه اﺳﺖ . ﺣﺘﻲ اﮔﺮ ﻫﻴﭻ ﺗﻨﺎﻗﺾ ﻧﺒﻮد ، ﻫﻨﻮز ﻫﻢ اﻣﻜﺎن داﺷﺖ ﻛﻪ ﺧﻄﺎ وﺟﻮد داﺷﺘ ﻪ ﺑﺎﺷـﺪ . ﺗﻨـﺎﻗﺾ ﺑـﻴﻼن آب ﻣﻌ ﻴـﺎری از ﻣﻘﺪار ﺧﻄﺎﻧﻴﺴﺖ . اﮔﺮ ﭼﻨﻴﻦ ﭼﻴﺰی ﻣﺪﻧﻈﺮ ﺑﻮد، ﻳﻚ ﺗﺤﻠﻴﻞ ﺧﻄﺎ ﺑﺎﻳﺴﺘﻲ ﺑﺮای ﻫﺮ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﺻﻮرت ﭘﺬﻳﺮد . ﺑﻴﻼن آب ﻳﻚ ﺣﻮﺿﻪ ﺑﺴﺘﻪ رودﺧﺎﻧﻪ ای در ﻧﺎﺣﻴﻪ ﻣﻌﺘﺪل و ﺑﺮای ﻳﻚ دوره زﻣﺎﻧﻲ ﻣﺸـﺨﺺ از ﻣﻌﺎدﻟـﻪ )3 - 11 ( ﻣﺤﺎﺳـﺒﻪ ﻣﻲ .ﺷﻮد درﺣﺎﻟﻲ ﻛﻪ ﺑﻴﻼن آب ﻳﻚ ﺣﻮﺿﻪ ﺑﺎز رودﺧﺎﻧﻪ ای ﻛﻪ ﻧﺎﺣﻴﻪ ﻣﺸﺨﺼﻲ از زﻣﻴﻦ را درﺑﺮ ﻣـﻲ ﮔﻴـﺮد ، از ﻣﻌﺎدﻟـﻪ )3 - 12 ( ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻣﻲ .ﺷﻮد ﻣﻌﺎدﻻت )3 - 11 ( و )3 - 12 (ﺑﺮای ﻣﺤﺎﺳﺒﺎت ﺑﻴﻼن آب ﺑﺮای دوره ﻫﺎ ی زﻣـﺎﻧﻲ ﻓﺼـﻠﻲ، ﻣﺎﻫﺎﻧـﻪ و ﻛﻮﺗـﺎه ﺗـﺮ ﻣﻨﺎﺳـﺐ اﻧـﺪ . ﻫﻨﮕﺎﻣﻲ ﻛﻪ ﺑﻴﻼن آب ﺑﺮای ﺳﺎل و ﻓﺼﻞ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺷﻮﻧﺪ، ﺟﻤﻠﻪch S Δ از ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﺪ ﺣﺬف ﺷـﻮد زﻳـﺮا ﻣﻘـﺪار آن ﻧـﺎﭼﻴﺰ اﺳﺖ . در ﺣﺎﻟﺖ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن آب ﺑﺮای ﻳﻚ ﺳﺎل ﺗﻘﻮﻳﻤﻲ ﻳﺎ ﻫﻴﺪروﻟﻮژﻳﻜﻲ ، ﺟﻤﻠﻪsn S Δ ﻧﻴﺰ ﻣﺴﺎوی ﺑ ﺎ ﺻﻔﺮ اﺳـﺖ و ﻟـﺬا از ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺧﺎرج ﻣﻲ .ﺷﻮد ﻣﺸﺎﺑﻪ ﺣﺎﻟﺖ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻣﻴﺎﻧﮕﻴﻦ ﺑﻴﻼن آب، ﺗﻨﺎﻗﺾ ﺳﺎﻻﻧﻪ زﻳﺎد ﻧ ﺴﺖﻴ ، و اﻣﻜﺎن دارد ﺗﻨﻬﺎ ﺑـﻪ ﻣ ﻘـﺪار 2 ﻣﻴﻠﻲ ﻳﺎ ﻣﺘﺮ 3/0 %ﻣﻘﺪار رﻳﺰش ﺟﻮی ﻣﻲ رﺳﺪ . ﻧﻘﺶ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎ ی ﻣﺘﻔﺎوت در ﺑﻴﻼن آب ﺣﻮﺿﻪ ﻫﺎ ی رودﺧﺎﻧﻪ ای در ﻧﻮاﺣﻲ ﻣﻌﺘﺪل ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ در ﻫﺎ ﻣﺎه و ﻓﺼﻮل ﻣﺨﺘﻠـﻒ ﺗﻐﻴﻴﺮ ﻛﻨﺪ . در ﻃﻮ ل ﻫﺎ ﻣﺎه ی زﻣﺴﺘﺎن ﺑﺪون اﻳﻨﻜﻪ ﻳﺦ ﻫﺎ آب ﺷ ﻮﻧ و ﺪ، زﻣﺎﻧﻲ ﻛﻪ ﺗﺒﺨﻴﺮ ﻛﻢ ﺑـﻮده و رﻃﻮﺑـﺖ ﺧـﺎک در ﺣﺎﻟـﺖ ﻳﺨﺒﻨﺪ ﺷﺪﺎﺑ ان ، ﻧﻘﺶ اﻳﻦ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎ ﻧﺎﭼﻴﺰ اﺳﺖ . در اﻳ ﻦ ﺻﻮرت ﻧﻘﺶ ذﺧﻴﺮه ﺑﺮﻓﻲ در ﺳﻄﺢ ﺣﻮﺿﻪ ﻛﺎﻣﻼ ﻗﺎﺑﻞ ﺗﻮﺟﻪ اﺳﺖ . در ﺑﻬﺎر ﻧﻘﺶ روان آب ﺑﻪ دﻟﻴﻞ آب ﺷﺪن ﺑﺮف ﻫﺎی ﻣﺘﺮاﻛﻢ ﺷﺪه در ﻃﻮل زﻣﺴﺘﺎن ﺧﻴﻠﻲ ﻣﻬﻢ اﺳﺖ، ﻫﻤﭽﻨـﺎن ﻧﻘـﺶ ﺗﻐﻴﻴـﺮات ذﺧﻴﺮه رﻃﻮﺑﺘﻲ در ﺧﺎک، زﻳﺮزﻣﻴﻦ و در ﺷﺒﻜﻪ ﻛﺎﻧﺎﻟﻲ رودﺧﺎﻧﻪ ﻴﺰﻧ ای ﺣﺎﺋﺰاﻫﻤﻴﺖ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . در ﺗﺎﺑﺴـﺘﺎن، ﺗﺒﺨﻴـﺮ از اﻫﻤﻴـﺖ ﺑﺴﻴﺎر ﺑﺎﻻﻳﻲ ﺑﺮﺧﻮردار اﺳﺖ . ﻣﻼﺣﻈﺎت ﺑﺎﻻ ﺑﺮای ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ دﻗﻴﻖ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎ ی ﺑـﻴﻼن آب ﻛـﻪ ﺑـﺮای ﻫـﺎ ﻣـﺎه و ﻓﺼـﻮل ﻣﺨﺘﻠـﻒ ﻣﻴﺎﻧﮕﻴﻦ ﮔﻴﺮی ﺷﺪه اﺳﺖ ﺑﺎﻳﺴﺘﻲ ﻣﺪ ﻧﻈﺮ ﻗﺮار داده ﺷﻮد . ﺑﻪ ﮔﻮ ﻧﻪ ای ﻛﻪ ﻧﻘﺸﻪ ﻫﺎی رﻗﻮﻣﻲ ارﺗﻔﺎﻋﻲ (DEM) در زیﺳﺎ ﺷﺒﻴﻪ ﻣﺴﻴﺮ واﻗﻌﻲ ﺟﺮﻳـﺎن ﻣـﻮرد اﺳـﺘﻔﺎده ﻗـﺮار ﻣـﻲ ﮔﻴـﺮد، ﺗﻌﻴﻴﻦ ﺑﻴﻼن آب در ﻣﺤﺪوده ﻳﻚ ﺣﻮﺿﻪ آﺑﺮﻳﺰ و ﺑﻪ ﻛﻤﻚ ﻫﺎ ﻣﺪل ی ﺗﻮزﻳﻌﻲ و ﻳﺎ ﻧﻴﻤﻪ ﺗﻮزﻳﻌﻲ ﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﺪ ﺷﺮ ا ﻳﻂ واﻗﻌﻲ ﺗـﺮی را در اﺧﺘﻴﺎر ﻗﺮار دﻫﺪ . ﻫﺎ داده ی ﻫﻮاﺷﻨﺎﺳﻲ، اﻃﻼﻋﺎت ﻣﺮﺑﻮط ﺑﻪ ﺧﺎک و ﻛﺎرﺑﺮی اراﺿﻲ ﻋﻤﺪه اﻃﻼﻋﺎت ﻣـﻮرد ﻧﻴـﺎز در ﭼﻨـﻴﻦ ﺷﺮاﻳﻄﻲ و ﺑﺮای ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن آب ﺑﻪ ﺻﻮرت روزاﻧﻪ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﺑﺮای ﺗﺤﻠﻴﻞ اﻳﻦ اﻃﻼﻋﺎت ﻧﺮم اﻓﺰار ﻫﺎی ﻣﺨﺘﻠﻔ ﻲ ﺗﻮﺳـﻌﻪ داده ﺷﺪه اﺳﺖ . ﺑﻴﻼن آب ﺧﺎک ﺗﺤﺖ ﺷﺮاﻳﻂ ﺣﻮﺿﻪ آﺑﺮﻳﺰ ﺑﻪ ﺷﻜﻞ ﻣﻌﺎدﻟﻪ )3 - 13 (ﻗ ﺎﺑﻞ ﺑﻴﺎن ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ (Conan et al., 2003) . )3 - 13 ( t pcp ro los perc et i 1 (d d d d d ) dsw(t) - dsw(0) = − − − − = ∑ ﻛﻪ د ر آن dsw(0) وdsw(t) ﺑﻴﺎﻧﮕﺮ ﻣﺤﺘﻮی آب ﺧﺎک ﺑﻪ ﺗﺮﺗﻴﺐ در ﺷﺮاﻳﻂ اوﻟﻴﻪ و روز t ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . در ﺳﻤﺖ ﭼﭗ ﻣﻌﺎدﻟـﻪ )3 - 13 (، pcp d ،ﻣﻘﺪار ﺑﺎرشro d رواﻧﺎب ،los d ،اﻓﺖ اﻧﺘﻘـﺎﻟﻲperc d ﻧﻔـﻮذ از ﭘﺮوﻓﻴـﻞ ﺧـﺎک وet d ﺗﺒﺨﻴـﺮ- ﺗﻌـﺮق ﺑﺮﺣﺴـﺐ ﻣﻴﻠﻲ ﻣﺘﺮ در روز آورده ﺷﺪه . اﻧﺪ رواﻧﺎب ﺳﻄﺤﻲ از روی ﺑﺎرﻧﺪﮔﻲ روزاﻧﻪ ﺗﻮﺳﻂ روش ﻫﺎ ﻳﻲ ﭼـﻮن ﺷـﻤﺎره ﻣﻨﺤﻨـﻲ ﻣـﻲ ﺗﻮاﻧـﺪ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ . دﺷﻮ رواﻧﺎب ﺑ ﻪ ﻋﻠﺖ اﻓﺖ ﻫﺎی اﻧﺘﻘﺎﻟﻲ در ﻃﻮل ﻛﺎﻧﺎل و ﻫﻤﭽﻨﻴﻦ ﻧﻔﻮذ ﺑـﻪ ﺳـﻔﺮه ﻫـﺎی زﻳﺮزﻣﻴﻨـﻲ در ﻃـ ﻮل ﻣﺴـﻴﺮ ﺟﺮﻳﺎن ﻛﺎﻫﺶ ﻣﻲ ﻳﺎﺑﺪ ﺑﺎر . ش اﺿﺎﻓﻲ ﻛﻪ ﭘﺲ از ﺑﺎرﻧﺪﮔﻲ در ﺳﻄﺢ ﺧﺎک ﺑﺎﻗﻲ ﻣﻲ ﻣﺎﻧﺪ ، ﺑﻪ داﺧﻞ ﭘﺮوﻓﻴﻞ ﺧﺎک ﻧﻔﻮذ ﻣﻲ ﻛﻨﺪ . 30 22 / 04 / 93 دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب ﺗﺪوﻳﻦ ﺑـﻴﻼن آب رودﺧﺎﻧـﻪ ﻫـﺎی ﻓﺼـﻠﻲ از ﭘﻴﭽﻴـﺪﮔﻲ ﺑـﻴﺶ ﺗـﺮ ی ﻧﺴـﺒﺖ ﺑـﻪ رودﺧﺎﻧـﻪ ﻫـﺎی داﺋﻤـﻲ ﺑﺮﺧـﻮردار اﺳـﺖ (Aksoy and Bayazit, 2000) .روزﻫﺎﻳﻲ ﻛﻪ ﺟﺮﻳﺎن اﺗﻔﺎق ﻣﻲ اﻓﺘﺪ ، ﺗﻌﻴﻴﻦ روزﻫﺎﻳﻲ ﻛﻪ ﺟﺮﻳﺎن ﻧـﺮخ اﻓﺰاﻳﺸـﻲ دارد ، ﻣﻘـﺪار اﻓﺰاﻳﺶ ﺟﺮﻳﺎن و ﺗﻌﻴﻴﻦ ﻛﺎﻫﺶ ﺟﺮﻳﺎن ﻋﻮاﻣﻠﻲ اﻧﺪ ﻛﻪ در اﻳﻦ ﺷﺮاﻳﻂ ﻟﺤﺎظ ﻣﻲ ﺷﻮﻧﺪ . ﺗﺤﻠﻴﻞ اﻳﻦ وﺿﻌﻴﺖ ﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﺪ ﺑﻪ ﻛﻤـﻚ زﻧﺠﻴﺮه ﻣﺎرﻛﻮف ، ﻛﻪ اﺑﺰار ﻣﻨﺎﺳﺒﻲ در ﺑﺮرﺳﻲ ﺗﻐﻴﻴﺮات روزاﻧﻪ ﻫﻮاﺷﻨﺎﺳﻲ - ﻫﻴﺪروﻟﻮژﻳﻜﻲ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ ، ﺑﻪ ﻛﺎر ﺑﺮد ه ﺷﻮد . ﻣﺎﺗﺮﻳﺲ اﺣﺘﻤﺎﻻت اﻧﺘﻘﺎﻟﻲ زﻧﺠﻴﺮه ﻣﺎرﻛﻮف ﺳﻪ ﺣﺎﻟﺘﻪ ﺑﺮای ﺗﻌﻴﻴﻦ ﺣﺎﻻت ﻳﻚ رودﺧﺎﻧﻪ ﻓﺼﻠﻲ را ﺗﻮان ﻣﻲ ﺑـﻪ ﺷـﻜﻞ ﻣﻌﺎدﻟـﻪ )3 - 19 ( ﻧﻤﺎﻳﺶ داد . )3 - 19 ( aa ar az ra rr rz za er zz P P P P P P P P P P ⎡ ⎤ ⎢ ⎥ = ⎢ ⎥ ⎢ ⎥ ⎣ ⎦ ﻛﻪ در آنij P ﺑﻴﺎﻧﮕﺮ اﺣﺘﻤﺎل اﻧﺘﻘﺎل از ﺣﺎﻟﺖi ﺑﻪ ﺣﺎﻟﺖj ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﻧﻤﺎﻳﻪ ﻫﺎی a وr وz ﺑﻪ ﺗﺮﺗﻴﺐ در ﻣﺎﺗﺮﻳﺲ ﻓﻮق ﺑﻴﺎﻧﮕﺮ اﻓﺰاﻳﺶ در ﺟﺮﻳﺎن، ﻛﺎﻫﺶ در ﺟﺮﻳﺎن و ﻳﺎ ﻣﻘﺪار ﺻﻔﺮ ﺟﺮﻳﺎن ﻣـﻲ ﺑﺎﺷـﻨﺪ . ﺗﻌـﺪاد ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫـﺎ 6 ﻣـﻲ ﺑﺎﺷـﺪ ﭼـﺮا ﻛـﻪ ﻣﺠﻤـﻮع اﺣﺘﻤﺎﻻت ﺑﺮای ﻫﺮ ردﻳﻒ ﻣﺎﺗﺮ ﻳ ﺲ ﺑﺮاﺑﺮ 1 ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . 3 - 3 - ﺑﻴﻼن آﺑﻲ در ﻳﻚ ﻣﺤﺪوده ﻣﻄﺎﻟﻌﺎﺗﻲ ) ﺷﺎﻣﻞ ﭼﻨﺪ ﺣﻮﺿﻪ آﺑﺮﻳﺰ ﻳﺎ ﻣﺤﺪوده ﺟ ﻐﺮاﻓﻴﺎﻳﻲ ﺧﺎص ( ﻋﻤﺪﺗﺎ ﺑﺎﻳﺴﺘﻲ ﻣﺤﺪوده ﻣﻜﺎﻧﻲ ﻣﺸﺨﺼﻲ را ﺑﺮای ﺗﺪوﻳﻦ ﺑﻴﻼن ﻳﻚ ﺣﻮﺿﻪ آﺑﺮﻳـﺰ درﻧﻈـﺮ ﮔﺮﻓـﺖ . ﺑـﺎ اﻳـﻦ وﺟـﻮد ﻣـﻮارد ﻣﺘﻌﺪدی وﺟﻮد دارد ﻛﻪ ﻣﺤﺪوده ﻣﻜﺎﻧﻲ را ﻧ ﺗﻮان ﻤﻲ در ﻗﺎﻟﺐ ﻳﻚ ﺣﻮﺿﻪ آﺑﺮﻳﺰ ﻣﺴﺘﻘﻞ و ﻣﻨﺤﺼﺮ ﺑﻪ ﻓﺮد ﺗﺒﺪﻳﻞ ﻛﺮد . از اﻳـﻦ ﻗﺒﻴﻞ ﻣﻮارد ﺗﻮان ﻣﻲ ﺑﻴﻼن آب ﭼﻨﺪ ﺣﻮﺿﻪ آﺑﺮ ﻳﺰ در ﻳﻚ ﻣﻨﻄﻘﻪ ، ﺑﻴﻼن آب ﻣﺤﺪوده ﻫﺎی ﺟﻨﮕﻠﻲ و ﺑﺨﺸﻲ از ﻳﻚ رودﺧﺎﻧﻪ را ﻧﺎم ﺑﺮد ) ﺷﻜﻞ 3 - 1(. ﺷﻜﻞ 3 - 1 - ﺑﻴﻼن آب در ﻳﻚ ﻣﺤﺪوده ﻣﻄﺎﻟﻌﺎﺗﻲ ﻓﺼﻞ ﺳﻮم- ﺗﻌﺮﻳﻒ ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن و ﺗﻌﻴﻴﻦ اﺟﺰای آن 22 / 04 / 93 31 3 - 4 - ﺑﻴﻼن آب ﻣﻨﻄﻘﻪ ای ﺷﺎﻣﻞ ﭼﻨﺪ ﺣﻮﺿﻪ آﺑﺮﻳﺰ ﻣﻨﺎﺑﻊ در دﺳﺘﺮس (Brown et al., 2005) ﻛﺎرﺑﺮد ﺑﻴﻼن آب در ﻣﺤﺪوده ﺑﻴﺶ ﺗﺮ از ﻳﻚ ﺣﻮﺿﻪ آﺑﺮﻳﺰ را ﺑﻪ ﺑﺮرﺳـﻲ ﻫـﺎی ﺟﻔﺘﻲ ﻣﻌﺮﻓﻲ ﻣﻲ ﻛﻨﻨﺪ . ﺑﺮرﺳﻲ ﻫﺎی ﻫﺎی ﺟﻔﺘﻲ ﺑﻪ ﻃﻮر ﻣﺘﺪاول وﺳﻴﻠﻪ ای ﺑﺮای ﺗﻌﻴﻴﻦ ﺗﻐﻴﻴﺮ ﻣﻘﺪار آﺑﺪﻫﻲ در ﻧﺘﻴﺠﻪ ﺗﻐﻴﻴـﺮ ﭘﻮﺷﺶ ﮔﻴﺎﻫﻲ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ (Bosh and Helwett, 1982) .در اﻳﻦ ﺑﺮرﺳﻲ ﻫﺎ آﺑـﺪﻫﻲ ﺑـﻪ ﺻـﻮرت درﺻـﺪی از ﺑﺎرﻧـﺪﮔﻲ درﻧﻈـﺮ ﮔﺮﻓﺘﻪ ﻣﻲ ﺷﻮد و ﻟﺬا ﺑﻴﻼن آب ﻣﻮرد ﺑﺮرﺳﻲ ﻗ ﺮار ﻣﻲ ﮔﻴﺮد . از ﻧﻈﺮ داﻣﻨﻪ زﻣﺎﻧﻲ، ﭼﻨﻴﻦ ﺑﺮرﺳـﻲ در ﻣﻘﻴـﺎس ﺳـﺎﻻﻧﻪ و ﺣﺘـﻲ ﻓﺼﻠﻲ ﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﺪ ﺻﻮرت ﭘﺬﻳﺮد . ﺑﺎ اﻳﻦ وﺟﻮد ﺗﺪوﻳﻦ ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن در اﻳﻦ ﺣﺎﻟﺖ ﺑﺎ آﻧﭽﻪ ﺑﺮای ﺑـﻴﻼن ﻣﻠـﻲ ﺑﺤـﺚ ﺷـﺪ ﺗﻔـﺎوت ﻣﺎﻫﻮی ﻧﺪارد . ﺑﻴﻼن آﺑﻲ ﻣﺤﺪوده ﻫﺎی ﺷﻬﺮﻫﺎ، اﺳﺘﺎن ﻫﺎ و ﻣﻮارد ﻣﺸﺎﺑﻪ ﺑﻪ ﻫﻤﺎن ﻃﺮﻳﻘﻲ ﻛﻪ ﺑﺮای ﺑﻴﻼن آب ﻣﻠﻲ ﺑﺤـﺚ ﺷـﺪ اﻧﺠﺎم ﻣﻲ ﭘﺬﻳﺮد . 3 - 5 - ﺟﻨﮕﻞ و ﻫﺎ ﺣﻮﺿﻪ ﻫﺎ ی آﺑﺮﻳﺰ ﺟﻨﮕﻠﻲ اﻫﻤﻴـﺖ ﻋﻠﻤـﻲ و ﻋﻤﻠـﻲ ﺑﺮرﺳـﻲ ﻫـﺎ و ﻣﺤﺎﺳـﺒﺎت ﺑـﻴﻼن آب در ﻧـﻮاﺣﻲ ﺟﻨﮕﻠـﻲ ، ﻋﻤـﺪ ﺗﺎ ﻣﺮﺑـﻮط ﺑـﻪ ﺗﻌﻴـﻴﻦ ﻧﻘـﺶ ﻫﻴﺪروﻛﻠﻴﻤﺎﺗﻴﻜﻲ ﺟﻨﮕﻞ ﻫﺎ و ﺗﻌﻴﻴﻦ اﺛﺮ ﻗﻄﻊ ﺟﻨﮕﻞ ﻫﺎ، ﺟﻨﮕﻞ ﻛﺎری و ﺗﻮﺳﻌﻪ ﺟﻨﮕﻞ ﻫﺎ ﺑـﺮ روی رژﻳـﻢ آب و ﻣﻨـﺎﺑﻊ آب ﻫـ ﺎی ﺟﻨﮕﻠﻲ رودﺧﺎﻧﻪ ای ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﻋﻼوه ﺑﺮ آن ﭼﻨﻴﻦ ﺑﺮرﺳﻲ ﻫﺎﻳﻲ ﺑﺮای ﺑﺮآورد ﺗﻐﻴﻴﺮات ﻣﺤﺘﻤﻞ اﻧﺘﻘﺎل آب در اﺗﻤﺴﻔﺮ ﺑـﻪ دﻧﺒـﺎل ﻧﺎﺑﻮدی ﺟﻨﮕﻞ ﻫﺎ در ﻧﻮاﺣﻲ وﺳﻴﻊ ﻣﻮرد ﺗﻮﺟﻪ ﻗﺮار ﻣﻲ ﮔﻴﺮﻧﺪ . ﺑﺮرﺳﻲ ﻫﺎی ﺑﻴﻼن آب ﺟﻨﮕﻞ ﻫﺎ و ﻫﺎی ﺟﻨﮕﻠﻲ ﻣﻲ ﺗﻮاﻧـ ﺪ ﺑـﺮای ﻧﻮاﺣﻲ ﻣﺸﺨﺺ در درون ﻣﻨﺎﻃﻖ ﺟﻨﮕﻠﻲ ﻛﻪ دا رای ﻣﺴﺎﺣﺘﻲ در ﻣﺤﺪوده ﭼﻨﺪ ﺻﺪ ﺗﺎ ﭼﻨـﺪﻳﻦ ﻫـﺰار ﻛﻴﻠـﻮﻣﺘﺮ ﻣﺮﺑـﻊ ﺑ ﺎﺷـﻨﺪ ﺻﻮرت ﭘﺬﻳﺮ . د ﻗﻄﻌﺎت ﺟﺎﻳﻲ ﻛﻪ ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ ﻧﻤﺎﻳﻨﺪه ﻧﻮاﺣﻲ ﺟﻨﮕﻠﻲ ﻣﺠﺎور ﺑﺎﺷﻨﺪ ، ﺑﺎﻳﺴﺘﻲ ﺑﺎ ﻳﻚ دﻳـﻮار ﺗﻘﺴـﻴﻢ ﻛﻨﻨـﺪه از ) ﺳﻄﺢ زﻣﻴﻦ ﺗﺎ رﺳﻴﺪن ﺑﻪ ﻣﺤﻞ ﺗﻘﺮﻳﺒﻲ ﻻﻳﻪ ﻏﻴﺮﻗﺎﺑﻞ ﻧﻔﻮذ ( ﺑﻪ ﻃﻮر ﻣﺼﻨﻮﻋﻲ از ﻧﻮاﺣﻲ ﻣﺠﺎور ﻣﺠﺰا ﺷـ . ﻮﻧﺪ ﺑﺴـ ﺘﻪ ﺑـﻪ ﮔﻮﻧـﻪ اﻧﻮاع ﭘﻮﺷﺶ ﮔﻴﺎﻫﻲ و ﺧﺎک درون ﻧﻮاﺣﻲ ﺟﻨﮕﻠﻲ، ﻳﻚ ﻳﺎ ﭼﻨﺪﻳﻦ ﻗﻄﻌﻪ ﻣﻮرد اﺳﺘﻔﺎده ﻗﺮار ﻣﻲ ﮔﻴﺮد . ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﻋﻤﻮﻣﻲ ﺑﻴﻼن آب در زﻣﻴﻦ ﻫﺎی ﻣﺤﺼﻮر ﺟﻨﮕﻠﻲ ﺑﻪ ﺻﻮرت زﻳﺮ ﻧﻮﺷﺘﻪ ﻣﻲ :ﺷﻮد )3 - 20 ( 1 2 3 so uo 1 2 3 s P P P Q Q E E E S M G 0 + + − − − − − −Δ −Δ −Δ −η = ﻛﻪ در آن1P رﻳﺰش ﺟﻮی ﺑﺮ روی ز ﻣﻴﻦ ﺟﻨﮕﻠﻲ ﻛﻪ وارد ﺗﺎج ﮔﻴﺎﻫﻲ ﻣﻲ ) ﺷﻮد ﺑﺮﮔﺎب (،2 P رﻳـﺰش ﺟـﻮی ﮔ ﺮﻴـ ش ﺷـﺪه ﺗﻮﺳﻂ ﺗﺎج ﮔﻴﺎﻫﻲ ،3 P رﻳﺰش ﺟﻮی ﻛﻪ از ﻃﺮﻳﻖ ﺗﻨﻪ درﺧﺘﺎن ﺑﻪ ﻃﺮف ﭘﺎﻳﻴﻦ ﺟﺎری ﻣﻲ ) ﺷﻮد ﺳﺎﻗﺎب (،so Q وuo Q ﺑﻪ ﺗﺮﺗﻴـﺐ ﺟﺮﻳﺎن ﺧﺮوﺟﻲ ﺳﻄﺤﻲ و زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ از زﻣﻴﻦ ﺟﻨﮕﻠﻲ،1 E ،ﺗﺒﺨﻴﺮ زﻳﺮ ﺗﺎج ﮔﻴﺎﻫﻲ2 E ﺗﺒﺨﻴﺮ از رﻳـﺰش ﺟـﻮی ﮔﺮﻓﺘـﻪ ﺷـﺪه ﺗﻮﺳﻂ ﺗﺎج ﮔﻴﺎﻫﻲ ،3 E ،ﺗﻌﺮق درﺧﺘﺎنs S Δ ﺗﻐﻴﻴﺮ ذﺧﻴﺮه آب در ﺳﻄﺢ زﻣﻴﻦ ﺟﻨﮕﻠﻲ،M Δ ﺗﻐﻴﻴـﺮ در ذﺧﻴـﺮه آب در ﻻﻳـﻪ ﻳﻚ ﻣﺘﺮی ﺳﻄﺤﻲ ﺧﺎک وG Δ ﺗﻐﻴﻴﺮ ذﺧﻴﺮه آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ .η ﻣﻮﻟﻔﻪ ﺗﻨـﺎﻗﺾ ﺑـﻴﻼن آب )up M Q ′ ′ η = Δ + + η ﻛﻪ در آنM′ Δ ﺗﻐﻴ ﻴﺮ ذﺧﻴﺮه آب درﻧﺎﺣﻴﻪ ﻫﻮاﻳﻲ زﻳﺮ ﻻﻳﻪ ﻳﻚ ﻣﺘﺮی ﺑﺎﻻﻳﻲ و ﭘﺎﻳﻴﻦ ﺗﺎ ﻧﺎﺣﻴﻪ اﺷﺒﺎع،up Q ﻧﻔﻮذ ﻋﻤﻘﻲ ورای ﻧﺎﺣﻴﻪ اﺷﺒﺎع، و′ μ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﺗﻨﺎﻗﺾ ﻣﺸﺨﺺ ﻧ ﺸﺪه ﺑﻴﻼن اﺳﺖ ( . 32 22 / 04 / 93 دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب رﻳﺰش ﺟﻮی ﮔﻴﺮ ش ﺷﺪه ﺗﻮﺳﻂ ﺗﺎج ﮔﻴﺎﻫﻲ )1P ( و رﻳﺰش ﺟﻮی ﻛﻪ از ﻃﺮﻳﻖ ﺗﻨﻪ درﺧﺘﺎن ﺑﻪ ﻃﺮف ﭘﺎﻳﻴﻦ ﺟﺎری ﻣﻲ ﺷﻮد )3 P ( ﻋﻤﺪﺗﺎ ﺗﻮﺳﻂ روش ﻫﺎ ﺎ ی ﺧ ﺻﻲ ﺗﻌﻴﻴﻦ ﻣﻲ ﺷﻮﻧﺪ . رﻳﺰش ﺟﻮی ﮔﺮﻓﺘﻪ ﺷ ﺪ ه ﺗﻮﺳﻂ ﺗ ﺎج ﮔﻴﺎﻫ )ﺎن ﺑﺮﮔﺎب 2 P ( ﺑﻪ ﺻﻮرت ﺗﻔﺎوت ﺑﻴﻦ رﻳﺰش ﺟﻮی ﻛﻪ ﺑﺮ روی زﻣﻴﻦ ﺟﻨﮕﻠﻲ ﻧﺰول ﻣﻲ ﺪ ﻛﻨ (P) و ﺟﻤﻊ دو ﻣﻮﻟﻔﻪ رﻳﺰش ﺟﻮی ﻧﻔﻮذ ﻛﺮده از ﻃﺮﻳﻖ ﺗـﺎج ﮔﻴﺎﻫﻲ )1P ( و رﻳﺰش ﺟﻮی ﻛﻪ از ﻃﺮﻳﻖ ﺗﻨﻪ درﺧﺘﺎن ﺑﻪ ﻃﺮف ﭘﺎﻳﻴﻦ ﺟﺎری ﻣﻲ ) ﺷﻮد3 P ( ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻣﻲ .ﺷﻮد ﻳﻌﻨﻲ : )3 - 21 ( 2 1 3 P P P P = − − ﺟﺮﻳﺎن یﻫﺎ ﺧﺮوﺟﻲ ﺳﻄﺤﻲ و زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ﺑﻪ ) ﺗﺮﺗﻴﺐso Q وuo Q ( از ﻗﻄﻌﺎت ﺟﻨﮕﻠﻲ ﺗﻮﺳﻂ ﺳﺮرﻳﺰ ﻳﺎ ﻇﺮوف اﻧﺪازه ﮔﻴـﺮی ﻣﺠﻬﺰ ﺑﻪ ﺛﺒﺖ ﻛﻨﻨﺪه رﻗﻮم ﺳﻄﺢ آب اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻣﻲ .ﺷﻮد ﺗﺒﺨﻴﺮ از زﻣﻴﻦ ﻫﺎی ﺟﻨﮕﻠﻲ ﺗﻮﺳﻂ روش ﻫﺎ ی ﺑﻴﻼن آب، ﺑﻴﻼن ﮔﺮﻣﺎ و ﭘ ﺨﺸﻴﺪﮔﻲ ﺗﻼﻃﻤ ﻲ ﺗﻌﻴـﻴﻦ ﻣـﻲ ﺷـﻮد . ﺗﺒﺨﻴـﺮ از زﻣﻴﻦ ﺟﻨﮕﻠﻲ (E) را ﺑﻪ ﺷﻜﻞ زﻳﺮ ﻧﻤﺎﻳﺶ ﻣﻲ دﻫﻨﺪ : )3 - 22 ( 1 2 3 E E E E = + + ﻛﻪ در آن1 E ﺗﺒﺨﻴﺮ از زﻳﺮ ﺗﺎج ﮔﻴﺎﻫﻲ،2 E ﺗﺒﺨﻴﺮ از رﻳﺰش ﺟﻮی ﮔﺮﻓﺘﻪ ﺷﺪه ﺗﻮﺳﻂ ﺗﺎج ﮔﻴﺎﻫﻲ و3 E ﺗﻌﺮق ﻣـﻲ ﺑﺎﺷـﺪ . ﺗﺒﺨﻴﺮ از ز ﻳﺮ ﺗﺎج ﮔﻴﺎﻫﻲ )1 E ( ﺪﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﻧﻴﺰ از ﺳﻪ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﺗﺸﻜﻴﻞ ﺷ :دﻮ )3 - 22 ( 1 1 2 3 E E E E ′ ′ ′ = + + ﻛﻪ در آن1 E′ ،ﺗﺒﺨﻴﺮ از ﺧﺎک2 E′ ﺗﺒﺨﻴﺮ از رﻳﺰش ﺟﻮی ﮔﺮﻓﺘﻪ ﺗﻮﺳﻂ ﭘﻮﺷﺶ ﮔﻴﺎﻫﻲ زﻣﻴﻨ ﻲ ) ﺧـﺰه، ﺑﻮﺗـﻪ ﻫـﺎی ﻛﻮﺗـﺎه، ﻋﻠﻒ و ( 3 E′ ﺗﻌﺮق از ﭘﻮﺷﺶ ﻫﺎ ی ﮔﻴﺎﻫﻲ ﺳﻄﺢ زﻣﻴﻦ اﺳﺖ . ﺑﺴﺘﻪ ﺑﻪ ﻧﻮع ﺟﻨﮕﻞ و وﻳﮋﮔﻲ ﻫﺎی ﮔﻴﺎه ﺷﻨﺎﺳﻲ درﺧﺘﺎن ﺟﻨﮕﻠـﻲ ) ﺗﺮﻛﻴﺐ، ﺳﻦ، ﺗﺮاﻛﻢ ( ، ﻧﺴﺒﺖ ﺑﻴﻦ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎ ی ﺗﺒﺨﻴﺮ ﺗﻐﻴﻴﺮ ﺧﻮاﻫﺪ ﻛﺮد . در ﺗﻤﺎﻣﻲ ﺣـﺎﻻت، ﺑـﺎ اﻳـﻦ وﺟـﻮد، ﺗﻌـﺮق و ﺗﺒﺨﻴـﺮ رﻳﺰش ﺟﻮ ی ﮔﺮﻓﺘﻪ ﺷﺪه ﺗﻮﺳﻂ ﺗﺎج ﮔﻴﺎﻫﻲ ﺑﺨﺶ ﻋﻤﺪه ای از ﻛﻞ ﺗﺒﺨﻴﺮ را درﺑﺮ ﻣﻲ ﮔﻴﺮد . ﺑﻪ ﻣﻨﻈﻮر ﺗﻌﻴﻴﻦ ﺗﺒﺨﻴـﺮ زﻳـﺮ ﺗـﺎج ﮔﻴﺎﻫﻲ، ﺗﺒﺨﻴﺮﺳﻨﺞ ﻫﺎی وزﻧﻲ ﻣﻄﺎﺑﻖ ﺑﺎ ﺷﺮاﻳﻂ ﮔﻴﺎﻫﻲ ﻣﻮﺟﻮد در ﻗﻄﻌﺎت ﺟﻨﮕﻠﻲ ﻧﺼﺐ ﻣﻲ ﺷﻮﻧﺪ ﻛﻪ ﺑﻪ ﻛﻤﻚ آن ﻫـﺎ ﺗﺒﺨﻴـﺮ ﺑﻪ ﺻﻮرت ﻣﻴﺎﻧﮕﻴﻦ وزﻧﻲ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻣﻲ ﮔﺮدد . ﺗﺒﺨﻴﺮ از ﺑﺎرﺷﻲ ﻛﻪ ﺗﻮﺳﻂ ﺗﺎج ﮔﻴﺎه ﮔﺮﻓﺘﻪ ﺷﺪه اﺳـﺖ )2 E ( ﻣﻤﻜـﻦ اﺳـﺖ ﺑـﻪ ﺻﻮرت ﺗﻔﺎوت ﺑﻴﻦ رﻳﺰش ﺟﻮی ﻣﺴﺘﻘﻴﻢ روی ﺗﺎج ﮔﻴﺎﻫﻲ ﺟﻨﮕﻞ (P) و رﻳﺰش ﺟﻮی اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﺷﺪه در زﻳـﺮ ﺗـﺎج ﮔﻴـﺎﻫﻲ )1P ( ﻛﻪ در آن رﻳﺰش ﺟﻮی ﻛﻪ از ﺗﻨﻪ درﺧﺘﺎن رو ﺑﻪ ﭘﺎﻳﻴﻦ ﺣﺮﻛﺖ ﻣﻲ ﻛﻨﻨﺪ )3 P ( درﻧﻈﺮ ﮔﺮﻓﺘﻪ ﺷﻮد ﺗﻌﻴﻴﻦ ﮔﺮدد : )3 - 24 ( 2 1 3 2 E P P P P = − − − ﻣﻴﺰان ﺗﻌﺮق از درﺧﺘﺎن در ﻧﻮاﺣﻲ ﺟﻨﮕﻠ ﻲ را ﺗﻮان ﻣﻲ ﺗﻮﺳﻂ ﻣﻌﺎدﻟﻪ زﻳﺮ ﺗﻌﻴﻴﻦ ﻧﻤﻮ : د )3 - 25 ( 3 1 3 SO uo up 1 S E P P Q Q Q E S M M G ′ = + − − − − −Δ −Δ −Δ −Δ ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺗﺒﺨﻴﺮ ﺑﺮای ﻧﺎﺣﻴﻪ ﺟﻨﮕﻠﻲ ﻛﻪ در زﻣﺴﺘﺎن زﻳﺮ ﭘﻮﺷﺶ ﺑﺮف ﻗﺮار ﮔﺮﻓﺘﻪ ﺑﺎﺷﺪ، ﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﺪ ﺑﻪ ﺻﻮرت زﻳﺮ ﺑﻴﺎن :ﺷﻮد )3 - 26 ( 1 2 3 E E E E ′′ ′′ ′′ = + + ﻛﻪ در آن1 E′′ ﺗﺒﺨﻴﺮ از ﺳﻄﺢ ﭘﻮﺷﺶ ﺑﺮﻓﻲ در زﻳﺮ ﺳﺎﻳﻪ اﻧﺪاز ﮔﻴﺎه، 2 E′′ ﺗﺒﺨﻴﺮ از ﺑﺮف ﮔﺮﻓﺘﻪ ﺷﺪه ﺗﻮﺳـﻂ ﺗـﺎج ﮔﻴـﺎﻫﻲ و3 E′′ ﺗﻌﺮق از درﺧﺘﺎن در زﻣﺴﺘﺎن اﺳﺖ . ﺗﺒﺨﻴﺮ از ﺳﻄﺢ ﭘﻮﺷﺶ ﺑﺮﻓﻲ در ﻣﺤﺪوده ﺳﺎﻳﻪ اﻧﺪاز درﺧﺘﺎن را ﺑﺎ ﺗﺒﺨﻴﺮﺳـﻨﺞ ﻫـﺎی وﻳﮋه ﺑﺮف ، ﻛﻪ ﺗﻮﺳﻂ ﻛ ﻮ زﻣﻴﻦ )Kuzmin ( ﺗﻮﺻـﻴﻒ ﺷـﺪه اﺳـﺖ ) ﻧﻘـﻞ از Sokolov and Chapman, 1974 (، اﻧـﺪازه ﮔﻴـﺮی ﻓﺼﻞ ﺳﻮم- ﺗﻌﺮﻳﻒ ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن و ﺗﻌﻴﻴﻦ اﺟﺰای آن 22 / 04 / 93 33 ﻣﻲ ﻛﻨﻨﺪ . ﻣﻘﺪار آن ﺑﻪ ﻃﻮر ﻣﻴﺎﻧﮕﻴﻦ ﻳﻚ ﺳﻮم ﻣﻘﺪار ﺗﺒﺨﻴﺮ از ﻧ ﺎﺣﻴﻪ درﺧﺘﻲ درﻧﻈﺮ ﻣﻲ ﮔﻴﺮﻧﺪ . اﻃﻼﻋﺎت آزﻣﺎﻳﺸﻲ ﺑـﻪ دﺳـﺖ آﻣﺪه در واﻻدای )Valadi (ﺑﻴﺎن ﻛﻨﻨﺪه ﺗﺒﺨﻴﺮی ﻣﻌﺎدل 2 ﺗﺎ3 درﺻﺪ ﻛﻞ ﺑﺎرش ﺟﺎﻣـﺪ در ﻣﻨـﺎﻃﻖ ﺟﻨﮕﻠـﻲ از ﻣﻘـﺪار ﺑـﺮف ﮔﺮﻓﺘﻪ ﺷﺪه ﺗﻮﺳﻂ ﺗﺎج درﺧﺘﺎن ﺧﺰان دار ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﺗﺒﺨﻴﺮ از ﺑﺮف ﮔﻴﺮﺷﻲ درﺧﺘﺎن از ﺗﻴﺮه ﻣﺨﺮوﻃﻴﺎن ﺑﺎ ﻣﻌﺎدﻟﻪ زﻳـﺮ ﺗﻌﻴـ ﻴﻦ ﻣﻲ :ﺷﻮد )3 - 27 ( 2 1 E P P ′′ ′′ = − ﻛﻪ در آنP رﻳﺰش ﺟﻮی ﻣﺴﺘﻘﻴﻢ روی ﺟﻨﮕﻞ و1P′′ رﻳﺰش ﺟﻮی ﺟﺎﻣﺪ اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﺷﺪه ﺗﻮﺳﻂ ﺑﺎرش ﺳﻨﺞ ) ﺑﺎران ﺳﻨﺞ ( ﻧﺼﺐ ﺷﺪه در ﺳﺎﻳﻪ اﻧﺪاز ﮔﻴﺎه ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ در . ﭼﻨﻴﻦ ﻧﺎﺣﻴﻪ ای ، ﺗﻌﺮق زﻣﺴﺘﺎﻧﻪ ﻏﺎﻟﺒﺎ از ﺗﺮ ﻛﻢ 1 % ﺗﻌﺮق در ﻃﻮل ﻳﻚ ﻓﺼـﻞ ﮔـﺮم اﺳﺖ و ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ ﺑﺘﻮان از آن ﺻﺮف ﻧﻈﺮ . دﻛﺮ ﺑﻨﺎﺑﺮاﻳﻦ ﺗﺒﺨﻴﺮ از ﻳﻚ ﺟﻨﮕﻞ در زﻣﺴﺘﺎن را ﺑـﻪ ﺻـﻮرت ﻣﺠﻤـﻮع ﺒﺨﺗ ﻴـﺮ از ﺳﻄﺢ ﺑﺮف ﻣﺤﺪوده ﺳﺎﻳﻪ اﻧﺪاز ﮔﻴﺎه و ﺗﺒﺨﻴﺮ از ﺑﺮف ﮔﻴﺮ ش ﺷﺪه ﺗ ﻮﺳﻂ ﺗﺎج ﮔﻴﺎﻫﻲ اراﺋﻪ ﻣﻲ ﻛﻨﻨﺪ . ﻳﻌﻨﻲ : )3 - 28 ( 1 2 E E E ′′ ′′ = + روش ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺗﺒﺨﻴﺮ از ﺟﻨﮕﻞ ﻫﺎ ﺑﺎ اﺳﺘﻔﺎده از روش ﺑﻴﻼن ﺣﺮارﺗﻲ ﻧﻴﺰ اﻣﻜﺎن ﭘﺬﻳﺮ اﺳﺖ . اﻃﻼﻋﺎت اوﻟﻴـﻪ ﺑـﺮای ﻣﺤﺎﺳـﺒﻪ ﺗﺒﺨﻴﺮ از اراﺿﻲ ﺟﻨﮕﻠﻲ ﻳﺎ ﻫﺎی ﺟﻨﮕﻠﻲ ﺑﺎ اﺳﺘﻔﺎده از ﺑﻴﻼن ﺣﺮارﺗﻲ ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ ﺑﻪ وﺳﻴﻠﻪ دﻛﻞ ﻫﺎی ﺷﻴﺒﺪار ﻧﺼـﺐ ﺷـﺪه در ﺟﻨﮕﻞ ﻛﻪ ﻣﺠﻬﺰ ﺑﻪ ﺗﺠﻬﻴﺰات ﻫﻮاﺷﻨﺎﺳﻲ و اﻛﺘﻴﻨﻮﻣﺘﺮﻳﻚ (actinometric) ﺑﺎﺷﻨﺪ ﺑﻪ دﺳﺖ آﻳﻨﺪ . دﻛﻞ ﻫﺎ ﺑﺎﻳﺴﺘﻲ در ﺟﻨﮕﻞ و در ﻓﺎﺻﻠﻪ ﺣﺪود 60 - 50 ﺑﺮاﺑﺮی ارﺗﻔﺎع درﺧﺘﺎن از ﻣﺮز ﺟﻨﮕﻞ ﻗﺮار داده ﺷﻮﻧﺪ . ﺗﻮﺿﻴﺤﺎت ﺑﻴﺶ ﺗﺮی در اﻳﻦ زﻣﻴﻨﻪ، در ﺑﺨـﺶ )6 - 3 - 2 - 3 (اﻳﻦ دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ آورده ﺷﺪه اﺳﺖ . ﻣﺸﺎﻫﺪات اﻧﺠﺎم ﺷﺪه در ﻧﺎﺣﻴﻪ واﻻدای (Sokolov and Chapman, 1974) ﻧﺸﺎن داد ع ﻮﺠﻤﻣﻛﻪ ﺗﺒﺨﻴﺮ ﻣﺎﻫﺎﻧﻪ از ﻧﺎﺣﻴﻪ ﺟﻨﮕﻠﻲ ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ ﺑﺎ ﺗﺒﺨﻴﺮ ﭘﺘﺎﻧﺴﻴﻞ ﻣﺴﺎوی ﺑﺎﺷﺪ از . ﻓﺮﻣﻮل ﻫﺎی ﺗﺠﺮﺑﻲ ﻧﻴﺰ ﺑﺮای ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺗﻘﺮﻳﺒﻲ ﺗﺒﺨﻴﺮ ﭘﺘﺎﻧﺴﻴﻞ ﺟﻨﮕﻞ اﺳﺘﻔﺎده ﻣﻲ ﻛﻨﻨﺪ در . ﻧﻮاﺣﻲ ﻣﻌﺘﺪل ﻛﺸﻮرﻫﺎی ﻣﺸﺘﺮک اﻟﻤﻨﺎﻓﻊ ﻛﻪ در آن ﻓﺼﻮل ﮔﺮم و ﺳﺮد از ﻫﻢ ﻣﺘﻤﺎﻳﺰ ﻣﻲ ﺷﻮﻧﺪ ، ﺗﺒﺨﻴـﺮ از ﻧﺎﺣﻴﻪ ﺟﻨﮕﻞ ﭘﻮﺷﻴﺪه از ﺑﺮف در ﻃﻮ ل دوره ﺳﺮد ﺑﻪ ﻛﻤﻚ ﻣﻌﺎدﻻت ﻛﻪ ﺑﺮای اراﺿﻲ ﺑﺎز ﺗﻮﺳﻌﻪ داده ﺷﺪه اﺳـﺖ ، ﻣﺤﺎﺳـﺒﻪ ﻣﻲ ﺷﻮد . ﺑﺮای ﺗﻌﻴﻴﻦ ﺗﺒﺨﻴﺮ از ﭘﻮﺷﺶ ﺑﺮﻓﻲ زﻳﺮ ﺗﺎج ﺟﻨﮕﻞ و ﻫﻤﭽﻨﻴﻦ ﺑﺮف ﮔﺮﻓﺘـﻪ ﺷـﺪه ﺗﻮﺳـﻂ ﺗـﺎج ﮔﻴـﺎﻫﻲ ﺑـﻪ ﻛﻤـﻚ ﻣﻌﺎدﻻت ﺗﺒﺨﻴﺮ در اراﺿﻲ ﺑﺎز، ﻣﻌﻤﻮﻻ ﻧﺘﺎﻳﺞ ﺑﻪ دﺳﺖ آﻣﺪه در ﻳﻚ ﺿﺮﻳﺐ اﻧﺘﻘﺎل ﺗﺠﺮﺑﻲ )25 /1 ( ﺿﺮب ﻣـﻲ ﺷـﻮﻧﺪ . ﺗﺒﺨﻴـﺮ از ﺟﻨﮕﻞ ﻫﺎ در ﻧﺎﺣﻴﻪ ﻣﻌﺘﺪل در دوره ﻫﺎ ﻣﺎه ی اﻧﺘﻘﺎﻟ ﻲ ) ﻓﺮوردﻳﻦ، آذر، آﺑﺎن ( ﺑﺮاﺑﺮ ﺑﺎ ﺗﺒﺨﻴﺮ ﭘﺘﺎﻧ ﻴﻞﺴـ درﻧﻈـﺮ ﮔﺮﻓﺘـﻪ ﻣـﻲ ﺷـﻮد . درﺻﻮرﺗﻲ ﻛﻪ ﻣﺤﺪوده ﺟﻨﮕﻞ ﺑﺴﻴﺎر وﺳﻴﻊ ﺑﺎﺷﺪ و ﺑﺘﻮان ﺑﻪ آن » ﺟﻨﮕﻠﻲ « اﻃﻼق ﻧﻤﻮد ﻣﻄﺎﻟﻌﺎت ﺑﻪ ﻧﺤﻮ ﻗﺎﺑﻞ ﺗﻮﺟﻬﻲ آﺳﺎن ﺗﺮ ﺧﻮاﻫﻨﺪ ﺷﺪ . وﻳﮋﮔﻲ ﻫﺎی اﺻﻠﻲ در ﺑﺮرﺳﻲ ﺑﻴﻼن آب ایﺮﺑ ﻳﻚ ﺟﻨﮕﻠﻲ ﺗﻘﺮﻳﺒﺎ ﻫﻤﺎﻧ ﻨﺪ ﻣﻌﺎدﻻت ﺗﻮﺳـﻌﻪ داده ﺷـﺪه ﺑـﺮای ﻳـﻚ ﻗﻄﻌـﻪ ﺟﻨﮕﻠﻲ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﻨﺪ . ﺑﺮرﺳﻲ ﻫﺎی ﺑﻴﻼن آب در ﻳﻚ ﺟﻨﮕﻠﻲ ﻧﻴﺎزﻣﻨﺪ در اﺧﺘﻴﺎر داﺷﺘﻦ ﻧﻘﺸـﻪ ﻫـﺎی ﺑـﺰرگ ﻣﻘﻴـﺎس از ﭘﺴـﺘﻲ و ﺑﻠﻨﺪی و ﺷﻜﻞ ﻇﺎﻫﺮی زﻣﻴﻦ ، ﻫﻴﺪروﻟﻮژی، ﺧﺎک و ﮔﻴﺎه ﺷﻨﺎﺳﻲ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . در اﻳﻦ ﺻﻮرت ﺑﺎﻳﺪ اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻫﺎی ﺑﺎرش ، رواﻧﺎب ، رﻗﻮم آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ، و رﻃﻮﺑﺖ ﺧﺎک در ﺣﻮﺿﻪ آﺑﺮﻳﺰ اﻧﺠﺎم ﺷﻮد ﺑﺎ و اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻫـﺎی ﻻﻳﺴـﻴﻤﺘﺮی و ﻫﻮاﺷﻨﺎﺳـﻲ و ﻧﻴـﺰ ﺑـﺎ ﺧﺼﻮﺻﻴﺎت ﻫﻴﺪروﻓﻴﺰﻳﻜﻲ ﺧﺎک و ﻻﻳﻪ ﻫﺎی ﺳﻨﮕﻲ زﻳﺮﻳﻦ ﺗﻮام ﮔﺮدﻧﺪ . 34 22 / 04 / 93 دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب ﺑﺴﻴﺎر ﻣﺤﺘﻤﻞ اﺳﺖ ﻛﻪ در ﻛﻠﻴﻪ ﺷﺮاﻳﻂ اﻣﻜﺎن اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎ ی ﻣﻮرد ﻧﻴﺎز در دﺳﺘﻪ ﻣﻌﺎدﻻت )3 - 20 ﺗـﺎ3 - 27 ( ﻣﻴﺴﺮ ﻧﺒﺎﺷﺪ . در اﻳﻦ ﺻﻮرت در ﻣﻌﺎدﻟﻪ )4 - 28 (ﺑﺎﻳﺴﺘﻲ ﺳﺎده ﺳﺎزی ﻫـﺎﻳﻲ ﺻـﻮرت ﭘـﺬﻳﺮد . در ﭼﻨـﻴﻦ ﺷـﺮاﻳﻄﻲ از ﺑﺮﺧـﻲ از ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎ ﺻﺮف ﻧﻈﺮ ﻣﻲ ﺷﻮد . ﻣﺸﺨﺺ اﺳﺖ ﻛﻪ ﺑﺎ ﭼﻨﻴﻦ ﺳﺎده ﺳﺎزی، از دﻗﺖ ﺑﺮآوردﻫﺎ ﻧ ﻴﺰ ﻛﺎﺳﺘﻪ ﻣﻲ .ﺷﻮد در ﺻﻮرت درﻧﻈﺮ ﻧﮕﺮﻓﺘﻦ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎی زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ، ﺑﻴﻼن آب در ﻳﻚ ﺟﻨﮕﻞ را ﺑﻪ ﺻﻮرت ﺗﻔﺎوت ﺑﻴﻦ ﺑﺎران ورودی و ﺗﻠﻔـﺎت آب ﺑﻪ ﺻﻮرت ﺗﺒﺨﻴﺮ و زﻫﻜﺸﻲ ﺗﻌﺮﻳﻒ ﻣﻲ ﻛﻨﻨﺪ . زﻫﻜﺸﻲ،iF ) ﺷﺎﻣﻞ رواﻧﺎب ﺳﻄﺤﻲ ( در زﻣﺎن i )ﻏﺎﻟﺒﺎ ﺑﺎزه ﻫﺎی ﻳﻚ روزه از ( ﻣﻌﺎدﻟﻪ زﻳﺮ ﺗﻌﺮﻳﻒ ﻣﻲ ﺷﻮد (Whitehead and Beadle, 2004) : )3 - 29 ( i i ti wi ui i F P E E E W = − − − −Δ ﻛﻪ در آنiP ،ﺑﺎرﻧـﺪﮔﻲti E ،ﺗﻌـﺮق از ﺗـﺎج ﮔﻴـﺎﻫﻲwi E ﺗﺒﺨﻴـﺮ از ﺑـﺎرش ﮔ ﺮﻴـ ش ﺷـﺪه ﺗﻮﺳـﻂ ﺗـﺎج ﮔﻴـﺎﻫﻲ ) ﺗﻠﻔـﺎت ﮔﻴﺮش (،ui E ﺗﺒﺨﻴﺮ از ﺳﻄﺢ ﺧﺎک وi W Δ ﺗﻐﻴﻴﺮ در ذﺧﻴﺮه رﻃﻮﺑﺘﻲ ﺧﺎک اﺳﺖ . اﺳﺘﻔﺎده از ﻫـﺎ ﻣﺪل ی ﻳـﻚ ﺑﻌـﺪی ﻛـﻪ در ﺑﺮﮔﻴﺮﻧﺪه ﺷﺮاﻳﻂ اﺗﻤﺴﻔﺮی و ﻓﻴﺰﻳﻮﻟﻮژی ﺗﻌﺮق ﺑﻮده و ﻫﺎ آن را ﺑﺎ ﻓﺮاﻳﻨﺪﻫﺎی ﻫﻴﺪروﻟﻮژﻳﻜﻲ ﺧﺎک ﺗﺮﻛﻴـﺐ ﻣـﻲ ﻛﻨﻨـﺪ ) ﻣـﺜﻼ et al., 1996 (، ﻳﻚ ر اه ﻛﺎر ﻣﻮﻓﻖ ﺑﺮای ﺗﻔﺴﻴﺮ ﺗﻐﻴﻴﺮات ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎ ی ﺑﻴﻼن آب و ﻟﺬا آﺑﺪﻫﻲ در راﺑﻄﻪ ﺑﺎ ﻓﻌﺎﻟﻴﺖ ﻫـﺎ ی ﻣـﺪﻳﺮﻳﺘﻲ ﺟﻨﮕﻞ ﻣﻲ ﻫﺎ ﺑﺎﺷﺪ ﺑﻪ . دﻟﻴﻞ ﺗﻌﺪد ﻋﻮاﻣﻞ ﻣﻮﺛﺮ، ﺑﻴﺶ ﺗﺮ ﻳﻦ ﺗﺤﻘﻴﻘﺎت ﺑﺮ روی ﺑﻪ دﺳﺖ آوردن ﺑﺮآوردﻫﺎﻳﻲ ازt E وw E ﺑﻪ ﻋﻨﻮان دو ﻣﻮ ﻟﻔﻪ ﻋﻤﺪه ﺑﻴﻼن آب ﻣﺘﻤﺮﻛﺰ ﺷﺪه اﺳﺖ . روش ﻫﺎی ﺑﺮآورد ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎ در ﻓﺼﻞ ﺷﺸﻢ اﻳﻦ دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ آﻣﺪه اﺳﺖ . ﺑﺎ درﻧﻈﺮ ﮔﺮﻓﺘﻦ ﻻﻳﻪ ﻫﺎی ﻣﺨﺘﻠﻒ ﻫﻤﮕﻦ ﺑﺮای ﺧﺎک ﺗﻮان ﻣﻲ ، ﺑﺎ داﺷﺘﻦ ﻣﻘﺎدﻳﺮ اوﻟﻴﻪ و ﺷﺮاﻳﻂ ﻣﺮزی ﻳﻚ ﺳﺮی زﻣﺎﻧﻲ از ﺣﺮﻛﺖ آب در ﻓﺎزﻫﺎی ﻣﺎﻳﻊ و ﮔﺎز، رﻃﻮﺑﺖ ﺣﺠﻤـﻲ آب ﺧـﺎک در ﻻﻳـﻪ ﻫـﺎ ی ﻣﺨﺘﻠـﻒ و ﺑـﻴﻼن ﮔﺮﻣـﺎﻳﻲ ﺑـﻪ را دﺳـﺖ آورد . Kimura et al. (2005) اﺻﻮل اﺳﺘﻔﺎده از ﺑﻴﻼن اﻧﺮژی ﺳﻄﺢ ﺧﺎک را ﺑﺮای ﻛﺎرﺑﺮد در ﺟﻨﮕﻞ ﺗﺪوﻳﻦ ﻛﺮده اﺳﺖ : )3 - 30 ( 4 s (1 ref )S L L T H LE G − ↓+ε = ε ↓= εσ + + + ﻛﻪ در آن ﺷﺎرش ﮔﺮﻣﺎی ﻣﺤﺴﻮس (H) و ﺷﺎرش ﮔﺮﻣﺎی ﻧﻬﺎن (LE) ﺑﺮاﺑﺮ ﺧﻮاﻫﺪ ﺑﻮد ﺑﺎ : )3 - 31 ( p H s H c C U(T T) = ρ − )3 - 32 ( H sat s LE C U [hq T q] = ρ β − A در اﻳﻦ ﻣﻌﺎدﻻتref ﺿﺮﻳﺐ ﺑﺎزﺗﺎﺑﺶ ﺳﻄﺢ ﺧﺎک،S↓ ﻋﺒﺎرت از ﺗﺸﻌﺸﻊ ﻋﻤﻮدی ﺧﻮرﺷﻴﺪ )2 Wm− ( وε ﮔﺴﻴﻞ ﻣﻨـﺪی ﺳﻄﺢ ﺧﺎک ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ .L ↓ ﺑﻴﺎﻧﮕﺮ ﺗﺸﻌﺸﻊ ﻣﻮج ﺑﻠﻨﺪ ﺑﻪ ﺳﻤﺖ ﭘﺎﻳﻴﻦ ،ε ﺛﺎﺑﺖ اﻧﺘﻘﺎل- ﺑﻮﻟﺘﺮ ﻦ،ﻣsT دﻣﺎی ﺳـﻄﺤﻲ ﺧـﺎک ﺑـﺮ ﺣﺴﺐ درﺟﻪ ﻛﻠﻮﻳﻦ، H ﺷﺎرش ﮔﺮﻣﺎی ﻣﺤ ﺴﻮس ﻣﻌﻴﻦ، LE ﺷﺎرش ﮔﺮﻣﺎی ﻧﻬﺎن وG ﺷﺎرش ﮔﺮﻣﺎی ﺧﺎک اﺳﺖ .p c ، U ، T وq ﺑﻪ ﺗﺮﺗﻴﺐ ﺑﻴﺎﻧﮕﺮ ﮔﻨﺠﺎﻳﺶ ﺣﺮارﺗﻲ ﻫﻮا )1 J kg K− ( ،ﺳﺮﻋﺖ ﺑﺎ د )1 ms− (، دﻣﺎی ﻫﻮا (K) و رﻃﻮﺑﺖ وﻳﮋه )1 kg.kg− ( در ارﺗﻔﺎع z ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ .sat s q (T ) ﻋﺒﺎرت از رﻃﻮﺑﺖ وﻳﮋه اﺷﺒﺎع در دﻣﺎیsT ﺑﺮ ﺣﺴﺐK و A ﻋﺒـﺎرت از ﮔﺮﻣـﺎی ﻧﻬـﺎن ﺗﺒﺨﻴـﺮ از ﺳﻄﺢ آب )1 Jkg− ( وβ راﻧﺪﻣﺎن ﺗﺒﺨﻴﺮ وh رﻃﻮﺑﺖ ﻧﺴﺒﻲ در ﻣﻮﻗﻌﻲ ﻛﻪ ﺑﺨﺎر آب و آب ﻣﺎﻳﻊ در ﺗﻌﺎدل ﻫﺴـﺘﻨﺪ ﻣـﻲ ﺑﺎﺷـﺪ . ﺷﺎرش ﮔﺮﻣﺎی ﺧﺎک ﺑﺮاﺑﺮ ﺧﻮاﻫﺪ ﺑﻮد ﺑﺎ )Kimura et al., 2005 (: )3 - 33 ( 0.7 G G G 0 d(C T ) G dz dt ρ = −∫ ﻓﺼﻞ ﺳﻮم- ﺗﻌﺮﻳﻒ ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن و ﺗﻌﻴﻴﻦ اﺟﺰای آن 22 / 04 / 93 35 ﻛﻪ در آنG C ﮔﺮﻣﺎی وﻳﮋه ﺧﺎک )1 1 Jkg K − − (، G ρ داﻧﺴﻴﺘﻪ ﺣﺠﻤﻲ ﺧﺎ ) ک 3 kg.m− (، G T دﻣﺎی ﺧﺎک C) ( وt زﻣـﺎن و Z ﺑﻴﺎﻧﮕﺮ ﻋﻤﻖ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﻋﺪد 7/0 ﺑﻪ ﻋﻨﻮان ﺣﺪ ﺑﺎﻻی اﻧﺘﮕﺮال اﺣﺘﻤﺎﻻ ﺑﻪ اﻳﻦ ﻓﺮض اﺳﺖ ﻛﻪ ﺗﻐﻴﻴﺮات ﺑﻴﺶ از اﻳـﻦ ﻋﻤـﻖ ﻣﺤﺴﻮس ﻧﻤﻲ ﺑﺎﺷﺪ . راﺑﻄﻪ ﺑﻴﻦ آب و اﻧﺘﻘﺎل ﮔﺮﻣﺎ در داﺧﻞ ﺗﻮده ﺧﺎک را ﺗﻮان ﻣﻲ ﺑﻪ ﺷﻜﻞ زﻳﺮ ﻧﻮﺷﺖ : )3 - 34 ( liq vap w 1 (Q Q ) t z ∂θ ∂ = − + ∂ ρ ∂ )3 - 35 ( liq w w Q K K z ∂ψ = −ρ −ρ ∂ )3 - 36 ( c sat sat K K ⎛ ⎞ θ = ⎜ ⎟ θ ⎝ ⎠ ﻛﻪ در آن :ﻫﺎ )3 - 37 ( liq w Q (z bottom) K = = −ρ )3 - 38 ( [ ] sat G vap n d hq (T ) D Q F dz ⎛ ⎞ ρ = ⎜ ⎟ ⎝ ⎠ )3 - 39 ( G soil h G G G G T E Q 1 t c z c ∂ ∂ = − − ∂ ρ ∂ ρ A ﻛﻪ در آن : )3 - 40 ( h G TG Q z α = −λ α در اﻳﻦ ﻣﻌﺎدﻻتθ ﻣﺤﺘﻮی ﺣﺠﻤﻲ رﻃﻮﺑﺖ ﺧﺎک )3 3 m m− (، w ρ، داﻧﺴﻴﺘﻪ آب3 liq Q (1000kgm ) − ﺷﺎرش ﺑﺎ اﻫﻤﻴـﺖ ﻣﺎﻳﻊ1 2 (kgs m ) − − وvap Q ﺷﺎرش ﺑﺨﺎر آب )2 1 kgm s − − ( ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . K ﺑﻴﺎﻧ ﮕﺮ ﻫـﺪاﻳﺖ ﻫﻴـﺪروﻟﻴﻜﻲ )1 ms− ( وθ ﭘﺘﺎﻧﺴـﻴﻞ آب ﺧﺎک (m) وsat K ﻧﺸﺎن دﻫﻨﺪهK در ﺣﺎﻟﺖ اﺷﺒﺎع ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ و c ﺛﺎﺑﺘﻲ اﺳﺖ ﻛﻪ ﺑﺮ ﺣﺴﺐ ﻧﻮع ﺧﺎک ﺗﻐﻴﻴﺮ ﻣﻲ .ﻛﻨﺪ sat θ ﻧﺸﺎن دﻫﻨﺪهθ ،در ﺣﺎﻟﺖ اﺷﺒﺎع ﺑـﻮدهliq Q (z bottom) = ﻋﺒـﺎرت از ﺷـﺎرش آب در ﻛـﻒ وD ﺑﻴـﺎﻧﮕﺮ ﺿـﺮﻳﺐ ﭘ ﺨﺸـ ﻴ ﺪﮔﻲ ﻣﻠﻜﻮ ﻟﻲ ﺑﺨﺎرآب در ﻫﻮا5 2 1 (2.54 10 m s ) − − × ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ .n F ﻧﺸﺎن دﻫﻨﺪه اﻏﺘﺸﺎش اﻧﺘﻘﺎل ﺑﺨﺎر آب در ﺧﺎک (M) ، h Q ﺷﺎرش ﮔﺮﻣﺎ در ﺧﺎک2 soil LE (Wm ) − ﺷـﺎرش ﮔﺮﻣـﺎی ﻧﻬـﺎن درﺧـﺎک )2 Wm− ( وG λ ﻫـﺪاﻳﺖ ﮔﺮﻣـﺎ ﻳ ﻲ ﺧـﺎک )1 1 Wm K − − ( ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . 3 - 6 - ﺑﻴﻼن آب در ﻃﻮل ﻳﻚ رودﺧﺎﻧﻪ ﭼﮕﻮﻧﮕﻲ ﻓﺮﻣﻮﻟﻪ ﻛﺮدن ﺟﺮﻳﺎن و ﺗﻮزﻳﻊ آن در ﻃﻮل ﻳﻚ رودﺧﺎﻧﻪ ، ﻛﻨﺘﺮل ﻛﻨﻨﺪه ﺑﻴﻼن آب ﺑﺨـﺶ ﻫـﺎی ﻣﺨﺘﻠـﻒ ﺷـﺒﻜﻪ ﻛﺎﻧﺎل ﻫﺎ ﺑﻴﻦ ﺑﺨﺶ ﻫﺎی ﻣﺮﺗﺒﻂ ﻫﻴﺪروﻟﻮژﻳﻜﻲ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن ﺑﺮای ﺑﺨﺶ i ــ ام از ﻳـﻚ رودﺧﺎﻧـﻪ ﻃـﻲ زﻣـﺎنt Δ را ﺗﻮان ﻣﻲ ﺑﻪ ﺷﻜﻞ زﻳﺮ ﻧﻮﺷﺖ )Kosheleva et.al., 2006 (: )3 - 41 ( i i i i i i i up d 1 ice evp gr r Q Q Q Q Q Q Q 0 − + ± − ± ± = ∑ ∑ 36 22 / 04 / 93 دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب ﻛﻪ در آنi up Q ∑ وi d Q ﺑﻴﺎﻧﮕﺮ ﺑﺪه ﺟﺮﻳﺎن از ﺑﺨﺶ ﻫ ﺎی ﺑﺎﻻﻳﻲ و ﭘﺎﻳﻴﻨ ﻲ ﻫﻴﺪروﻟﻮژﻳﻜﻲ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﻨﺪ .i 1 Q ∑ ﻋﺒﺎرت از ﺑﺪه ﻲﻫﺎﻳ ﻪﺷﻌﺒ ﻫﺴﺘﻨﺪ ﻛﻪ ﻣﺸﺎﻫﺪات ﻫﻴﺪروﻟﻮژﻳﻜﻲ در ﻫﺎ آن وﺟﻮد ﻧﺪارد؛ i ice Q ﺗﻠﻔﺎت آب ﻃﻲ ﺷﻜﻞ ﮔﻴﺮی ﻳﺦ ﻳﺎ ورودی آب در ﻃﻲ ﻓﺼﻞ ذوب ﺑﺮف ، i evp Q ﻋﺒﺎرت از ﺗﻠﻔﺎت در اﺛﺮ ﺗﺒﺨﻴﺮ ، i gr Q ﺑﺪه ﺗﻨﻈﻴﻤﻲ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ ﻛﻪ ﺟﻬﺖ ﺗﻐﻴﻴﺮات ﺟﺮﻳﺎن رودﺧﺎﻧـﻪ و ﺑﺮداﺷﺖ ﻫﺎی آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ در ﻳﻚ ﺑﺨﺶ اﺗﻔﺎق ﻣﻲ اﻓﺘﻨﺪ و i r Q ﻣﻮﻟﻔﻪ ﺑﺎﻗﻲ ﻣﺎﻧﺪه ﻛﻪ ﻧﺎﺷﻲ از ﻋﺪم ﺗﻮازن ﻣﻌﺎدﻟﻪ واﺑﺴﺘﻪ ﺑﻪ ﺧﻄﺎﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﺎﺗﻲ و ﻋﺪم ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻛﺎﻣﻞ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎ ی ﺑﻴﻼن آب ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . اﻃﻼﻋﺎت ﭘﺎﻳﻪ ﺑﺮای ﻣﻌﺎدﻟـﻪ ﻓـﻮق اﻟـﺬﻛﺮ ﻋﺒـﺎرت از ﻫﺎ داده ی اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﺷﺪه ﻫﻴﺪروﻟﻮژﻳﻜﻲ ﺷﺎﻣﻞ ﺑﺪه ﺟﺮﻳﺎن در ﺑﺨﺶ ﻫﺎی ﻣﺨﺘﻠـﻒ ﺷـﺒﻜﻪ ﻛﺎﻧـ ﺎل ﻫـﺎ ﻣـﻲ ﺑﺎﺷـﺪ . زﻣـﺎﻧﻲ ﻛـﻪ اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻣﺴﺘﻘﻴﻢ درﺧﺼﻮص ﺟﺮﻳﺎن ﻫﺎ ی ورودی ﻋﺮﺿ ﻲ در دﺳﺘﺮس، ﻣﻌﻤﻮﻻ اﻳﻦ اﻃﻼﻋﺎت از اﺧﺘﻼف ﺑﻴﻦ اﻳﺴـﺘﮕﺎه ﻫـﺎ ی ﺑﺎﻻدﺳﺘﻲ و ﭘﺎﻳﻴﻦ دﺳﺘﻲ ﻫﻴﺪروﻟﻮژﻳﻜﻲ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻣﻲ ﺷﻮد . در اﻳﻦ ﺣﺎﻟﺖ ﺧﻄﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻋﺒﺎرت از ﻣﺠﻤﻮع ﺧﻄﺎﻫـﺎی ﻋﻨﺎﺻـﺮ ﻣﺴﺘﻘﻞ ﺑﻴﻼن آب ﻛﻪ ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ ﺑﻪ ﺑﻴﺶ از ﺗﺮ 100 ﺗﺎ و300 درﺻﺪ ﻧﻴﺰ ﺑﺮﺳﻨﺪ . ﺑﻪ اﻳﻦ دﻟﻴﻞ، ﺗﺨﻤـﻴﻦ ﻫـﺎی ﻏﻴﺮﻣﺴـﺘﻘﻴﻢ ﺑﺮای ارزﻳﺎﺑﻲ ﻣﻮﻟﻔﻪ i 1 Q درﻧﻈﺮ ﮔﺮﻓﺘﻪ ﻣﻲ ﺷﻮﻧﺪ . در روش ﺑﻴﻼن ﺑﺮای ﺣﻮﺿﻪ آﺑﺮﻳﺰ ﻳﻚ رودﺧﺎﻧﻪ ، ﻣﻌﺎدﻻ ت )4 - 10 (ﺑﺮای ﺑﺨﺶ ﻫﺎی ﻣﺨﺘﻠﻒ ﺷﺒﻜﻪ رودﺧﺎﻧﻪ ای ﺑﻪ ﺻـﻮرت ﻫﻢ زﻣﺎن ﺗﺮﻛﻴﺐ ﻣﻲ ﺷﻮﻧﺪ . در اﺛﺮ ﺧﻄﺎﻫﺎی ﺗﺼﺎدﻓﻲ ﻏﻴﺮ ﻗﺎﺑﻞ اﺟﺘﻨﺎب در ﻣﺤﺎﺳـﺒﻪ ﻣﻮﻟﻔـﻪ ﻫـﺎ ی ﺑـﻴﻼن، ﺟﻤـﻊ ﺟﺒـﺮی اﻳـﻦ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎ ﻣﻌﻤﻮﻻ ﺑﺮاﺑﺮ ﺻﻔﺮ ﻧ ﻤﻲ ﺷﻮد . ﻋﺪم ﺗﻮازن ﻫﺎ ﻣﻌﻤﻮﻻ ﺑﺮ روی ﺗﻤﺎﻣﻲ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎ ی ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺗﻮزﻳﻊ ﻣﻲ ﺷﻮد ﺗﺎ ﻣﻘﺎدﻳﺮ از دﻗـﺖ ﻳﻜﺴﺎن ﺑﺮﺧﻮردار ﺑﺎﺷﻨﺪ . از اﻳﻦ رو ﻣﺨﺘﺼﺎت ﻫﻤﺎﻫﻨﮓ ﺗﻤﺎﻣﻲ ﺑﻴﻼن ﻫﺎ در ﺗﻤﺎﻣﻲ ﺑﺨﺶ ﻫﺎی ﺷﺒﻜﻪ رودﺧﺎﻧﻪ ﺑﻪ ﻣﻨﻈﻮر اﻳﺠـﺎد ﻣﻌﺎدﻻت ﻫﻤﮕﺮا ﺑﺎ ﺗﺮ ﻛﻢ ﻳﻦ ﻧﻴﺎز ﺑﻪ ﺗﺼﺤﻴﺢ ﺑﺪه ﺑﺎﻳﺪ اﻳﺠﺎد ﮔﺮدد . 3 - 7 - ﺑﻴﻼن آب در ﻣﺤﺪوده ﻳﻚ آﺑﺨﻮان در ﺑﻌﻀﻲ از ﺷﺮاﻳﻂ ﺿﺮوری ﺧﻮاﻫﺪ ﺑﻮد ﻛﻪ ﺑﻴﻼن آب ﻫﺎی آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ در ﻗﺎﻟﺐ ﻣﺠﻤﻮﻋﻪ ﻫـﺎی آﺑـﻲ ﻣﺠـﺰا ﻧﻴـﺰ ﻣـﻮرد ﻣﻄﺎﻟﻌﻪ و ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ واﻗﻊ ﺷﻮد . ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن آب ﻫﺎی آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ﺑﻪ ، وﻳﮋه ﺑﺮای ﻧﺸﺎن دادن اﻫﻤﻴﺖ آن ﻫﺎ ﺑـﻪ ﻋﻨـﻮان ﻳـﻚ ﻣﻨﺒﻊ ﻣﻬﻢ ﺗﺎﻣﻴﻦ آب ، ﺑﺴﻴﺎر ﺣﺎﺋﺰاﻫﻤﻴﺖ اﺳﺖ . ﺷﻜﻞ ﻋﻤﻮﻣﻲ ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن آب ﺑﺮای ﻳﻚ آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ، ﻳﺎ ﻳﻜﻲ از اﺟﺰا ، آن ی ﺑﺮای ﻫﺮ دوره زﻣﺎﻧﻲ ﻣﻄﺎﺑﻖ ﻳﻜﻲ از رواﺑﻂ زﻳﺮ اﺳﺖ (Sokolov and Chapman, 1974) : )3 - 42 - اﻟﻒ ( up u uI u1 u2 u u uc u2 uo u3 u 1 Q Q Q Q Q Q Q Q Q Q Q Q G 0 μ γ β α + + + − − + − − − − − −Δ −η = )3 - 42 - ب( uI u1 uo u2 up uc u u u3 u u 1 (Q Q Q Q ) (Q Q ) (Q Q Q ) (Q Q ) G 0 μ γ β α + − − + − + − − + − −Δ −η = ﻛﻪ در آن ﻫﺎ up Q ﺟﺮﻳﺎن ورودی ﻧﺎﺷﻲ از ﻧﻔﻮذ رﻳﺰش ﺟﻮی ﺑـﻪ ﺳـﻄﺢ ﺑـﺎﻻﻳﻲ آب زﻳﺮزﻣﻴﻨـﻲ، U Q μ ﺟﺮﻳـﺎن ورودی آب ﺳﻄﺤﻲ در ﻃﻮل ﻣﺤﺪوده ﻣﻮرد ﻣﻄﺎﻟﻌﻪ آﺑﺨﻮان ) ﻳﻌﻨﻲ در ﻃﻮل ﻛﺎﻧﺎل رودﺧﺎﻧـﻪ (،u Q γ ﺟﺮﻳـﺎن ﺧﺮوﺟـﻲ آب زﻳﺮزﻣﻴﻨـﻲ در ﻃﻮل ﻛﺎﻧﺎل،UI Q ﺟﺮﻳﺎن ورودی آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ﺑﻪ ﻣﺤﺪوده ﻣﻮرد ﻣﻄﺎﻟﻌﻪ از آﺑﺨـﻮان، u1 Q ﺟﺮﻳـﺎن ورودی آب زﻳﺮزﻣﻴﻨـﻲ از ﺳﺎﻳﺮ آﺑﺨﻮان ﻫﺎ، U Q β ﺣﺠﻢ ﺗﻐﺬﻳﻪ ﻣﺼﻨﻮﻋﻲ ﭼﺎه ) ﻫﺎی ﺗﻐﺬﻳﻪ و ﻏﻴﺮه (،UC Q ﺟﺮﻳـﺎن ﺧﺮوﺟـﻲ از ﺳـﻄﺢ آب زﻳﺮزﻣﻴﻨـﻲ ﺑـﻪ ﻓﺼﻞ ﺳﻮم- ﺗﻌﺮﻳﻒ ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن و ﺗﻌﻴﻴﻦ اﺟﺰای آن 22 / 04 / 93 37 ﺳﻤﺖ ﻧﺎﺣﻴﻪ ﺗﻬﻮﻳﻪ ) ای ﻏﻴﺮاﺷﺒﺎع ( ﺑﺮای ﺟﺒﺮان رﻃﻮﺑﺖ ﺗﻠﻒ ﺑﻪ ﺷﺪه وﺳﻴﻠﻪ ﺗﺒﺨﻴـﺮ - ﺗﻌـﺮق در اﺛـﺮ ﻛﺸـﺶ ﻣﻮﺋﻴﻨـﻪ و ﺗﻐﻴﻴـﺮ ﻏﻠﻈﺖ و ﻓﺸﺎر ،UO Q ﺟﺮﻳﺎن ﺧﺮوﺟﻲ آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ از ﻣﺤﺪوده ﻣﻮرد ﻣﻄﺎﻟﻌـﻪ از ﻃﺮﻳـﻖ آﺑﺨـﻮان ﻣـﻮرد ﻧﻈـﺮ، u2 Q ﺟﺮﻳـﺎن ﺧﺮوﺟﻲ آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ﺑﻪ ﺳﺎﻳﺮ آﺑﺨﻮان ﻫﺎ، U3 Q ﺟﺮﻳﺎن ﺧﺮوﺟﻲ آب زﻳﺮزﻣﻴﻨـﻲ از ﻃﺮﻳـﻖ ﭼﺸـﻤﻪ ،ﻫـﺎ u Q α آ ب زﻳﺮزﻣﻴﻨـﻲ ﺗﺨﻠﻴﻪ ﺷﺪه از آﺑﺨﻮان ﻫﺎی آرﺗﺰﻳﻦ، G Δ ﺗﻐﻴﻴﺮ در ذﺧﻴﺮه آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ و1 η ﺑﻴﺎﻧﮕﺮ اﺟـﺰا ی ﻛﻤـﻲ ﺗﻌﻴـﻴﻦ ﻧﺸـﺪه ﺑـﻴﻼن و ﺧﻄﺎﻫﺎی ﺑﺮآورد ﺳﺎﻳﺮ ﻣﻮﻟﻔﻪ یﻫﺎ ﺑﻴﻼن ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . دو ﺟﻤﻠﻪ آﺧﺮ ﻣﻌﺎدﻟ ﻪ، ﻳﻌﻨﻲG Δ و1 η ، ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ ﻣﺜﺒﺖ و ﻳﺎ ﻣﻨﻔﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﺑﺮای ﻫﺎ دوره ی ﻃﻮﻻﻧﻲ ﻣﺪت از ﻗﺒﻴﻞ ﺳﺎل آﺑﻲ، ﻋﻤﻮﻣﺎ ﺟﻤﻠﻪG Δ ﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﺪ ﺻﻔﺮ درﻧﻈﺮ ﮔﺮﻓﺘﻪ ﺷﻮد . ﺑـﺮای آﺑﺨـﻮان ﻫـﺎی واﻗﻊ ﺷﺪه ﺑﺮ روی آﺑﺨﻮان ﻫﺎی ﻛﻢ ﻣ ذﻧﻔﻮ ﺘﺮاﻛﻢ، از ﻣﻮﻟﻔﻪ ﺑﻴﻼنU2 Q ) ﺑﻴﺎﻧﮕﺮ ﺟﺮﻳﺎن ﺧﺮوﺟﻲ آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ﺑﻪ ﻫﺎی ﻣﺠـﺎور ( ﻧﻴﺰ ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ ﺻﺮف ﻧﻈﺮ ﺷﻮد . زﻣﺎﻧﻲ ﻛﻪ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن آب ﺑﺮای ﻳﻚ آﺑﺨﻮان ﻣﺤﺼـﻮر ﻛـﻪ درون ﻣﺮزﻫـﺎی ﺣﻮﺿـﻪ آﺑﺮﻳـﺰ زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ واﻗﻊ ﺷﺪه اﺳﺖ ) درون ﻛﺎﻣﻼ ﺑﺴﺘﻪ زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ( ، ﻣﻌﺎدﻟﻪ )3 - 42 -اﻟﻒ ﻣﻲ ( ﺗﻮاﻧﺪ ﺑﻪ ﻃﻮر ﻗﺎﺑﻞ ﻣﻼﺣﻈﻪ ای ﺳﺎده ﺷﻮد . ﻣﻨﺎﺳﺐ ﺗﺮ آن اﺳـﺖ ﻛـﻪ ﺟﻤـﻼت دﺳـﺘﻪ ﺑﻨـﺪی ﺷـﺪه در ﻣﻌﺎدﻟـﻪ )3 - 42 - ( ب ﺑﺮاﺳـﺎس ﻧﻴـﺎز ﻪﺑـ اﻃﻼﻋـﺎت ﺣﺎﺻـﻞ از اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻫﺎی ﻣﺴﺘﻘﻴﻢ ﻣﻮرد آزﻣﻮن ﻗﺮار ﮔﻴﺮﻧﺪ . ﺑﺮای ﻣﺜﺎل اوﻟﻴﻦ ﺟ ﻤ ﻠﻪ در اﻳﻦ ﻣﻌﺎدﻟـﻪ ﺑﻴـﺎﻧﮕﺮ ﺗﺒـﺎدل آب زﻳﺮزﻣﻴﻨـﻲ در ﻃﻮل ﻣﺮز ﻣﻮرد ﻧﻈﺮ اﺳﺖ و ﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﺑﻪﺪ وﺳﻴﻠﻪ ﻣﺤﺎ ﺳﺒﻪ ﻫﻴﺪرودﻳﻨﺎﻣﻴﻚ ﺟﺮﻳﺎن آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ﺑﻪ ﻛﻤﻚ ﻳﻚ ﻣﻌﺎدﻟـﻪ ﻣﻨﺎﺳـﺐ ﺣﺮﻛﺖ آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ﺑﺮآورد ﺷﻮد . اﻳﻦ ﻛﺎر ﺣﺘﻲ در ﺗﺮ ﺳﺎده ﻳﻦ ﺣﺎﻟـﺖ ﻧﻴـﺰ ﻧﻴـﺎز ﺑـﻪ ﻣﺸـﺎﻫﺪات ﺗﺮازﻫـﺎی آب و ﻣﺤﺎﺳـﺒﺎت ﻧﻔﻮذ ﭘﺬﻳﺮی ﺣﺎﺻـﻞ از ﺷـﺒﻜﻪ ای از ﭼـﺎه ﻫـﺎی ﻣﺸـﺎﻫﺪاﺗﻲ دارد . ﺳـﻮﻣﻴﻦ ﺟﻤﻠـﻪ در ﻣﻌﺎدﻟـﻪ )3 - 42 - ( ب ﻣـﻲ ﺗﻮاﻧـ ﺪ از رو ی اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﺑﺪه ﭼﺸﻤﻪ ﻫﺎ و ﻣﺤﺎﺳﺒﺎت ﺟﺮﻳﺎن آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ و ﺑﺎ اﺳﺘﻔﺎده از اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻫﺎی ﺟﺮﻳـﺎن رودﺧﺎﻧـﻪ ای در ﻣﻌﺎدﻟـﻪ ﺑﻴﻼن آب ﺳﻄﺤﻲu Q γ وu Q μ ﺑﺮآورد :ﺷﻮد )3 - 43 - اﻟﻒ ( SI OVO u3 u up so s 2 Q Q Q Q Q Q S 0 γ + + + − − −Δ −η = )3 - 43 - ب( u u u3 SI OVO SO S 2 Q Q Q Q Q Q S μ γ − − = + − −Δ −η ﻛﻪ در آن ﻫﺎ SI Q ﺟﺮﻳﺎن ورودی آب ﺳﻄﺤﻲ از ﻫﺎی ﻣﺠﺎور ) ﺷﺎﻣﻞ اﻧﺘﻘﺎل ﻫﺎی ﻣﺼﻨﻮﻋﻲ آب (،so Q ﺟﺮﻳﺎن ﺧﺮوﺟـﻲ آب ﺳﻄﺤﻲ ورای ﻣﺮزﻫﺎی ﻧﺎﺣﻴﻪ ﻣﺸﺨﺺ ) ﺷﺎﻣﻞ آب ﻏﻴﺮﻗﺎﺑﻞ ﺑﺎزﮔﺸﺖ ﺟﺬب ﺷﺪه از رودﺧﺎﻧﻪ ﻫﺎ و درﻳﺎﭼﻪ ،(ﻫﺎ ovo Q ﺟﺮﻳﺎن رو زﻣﻴﻨﻲ ورودی ﺑﻪ ﻛﺎﻧﺎل ﻫﺎی رودﺧﺎﻧﻪ ای، s S Δ ﺗﻐﻴﻴﺮ در ذﺧﻴﺮه آب ﺳﻄﺤﻲ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﻓـﺮض ﻣـﻲ ﺷـﻮد ﻛـﻪ رﻳـﺰش ﺟـﻮی و ﺗﺒﺨﻴﺮ ﻧﺎﭼﻴﺰی از ﺳﻄﺢ رودﺧﺎﻧﻪ وﺟﻮد دارد . ﻛﺎر ﺑﻪ در ﮔﻴﺮی اﻳﻦ ﻣﻌﺎدﻟﻪ ، ﻣﻮﻟﻔﻪ ﺟﺮﻳﺎن روزﻣﻴﻨﻲ در ﺻﻮرت ﻗﺎﺑﻞ ﺗﻮﺟﻪ ﺑـﻮدن ﻣﺴﺘﻘﻼ ﺑﺮآورد ﻣﻲ و ﺷﻮد در ﻏﻴﺮ اﻳﻦ ﺻﻮرت ﺑﻲ اﻫﻤﻴﺖ ﻓﺮض ﻣﻲ ﺷﻮد . ﺟﻤﻠﻪ ﭼﻬﺎرم در ﻣﻌﺎدﻟﻪ )3 - 42 - را ( ب ﻣـﻲ ﺗـﻮان از روی اﻃﻼﻋﺎت آﺑﺨﻮان ﻫﺎی آرﺗﺰﻳﻦ و ﭼﺎه ﻫﺎی ﺗﻐﺬﻳﻪ ﺑﺮآورد ﻧﻤ ؛ﻮد از اﻳﻦ رو از ﻃﺮﻳﻖ ﺑﺮآورد ﺳـﻪ ﺟﻤﻠـﻪ در ﻣﻌﺎدﻟـﻪ )3 - 42 - ( ب اﻣﻜﺎن دارد اﻳﻦ ﻣﻌﺎدﻟﻪ را ﺑﺮای ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻣﻘ ﺪار ﺧﺎﻟﺺ ﺗﻐﺬﻳﻪ آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ در اﺛﺮ ﻧﻔﻮذ ، ﻳﻌﻨﻲ ﺟﻤﻠﻪ )UP UC Q Q − (، در ﺷﺮاﻳﻄﻲ ﻛﻪ ﺗﻐﻴﻴﺮ در ذﺧﻴﺮه آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ﺑﺮآورد ﺷﺪ ه و ﻳﺎ ﻧﺎﭼﻴﺰ ﻓﺮض ﻣﻲ ﺷﻮد اﺳﺘﻔﺎده ﻛﺮد . ﻋﻼوه ﺑﺮ آن ، ﻣﻘﺪار ﺧﺎﻟﺺ ﺗﻐﺬﻳﻪ آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ در اﺛﺮ ﻧﻔـﻮذ، )UP UC Q Q − (، را ﻧﻴـﺰ ﻣـﻲ ﺗـﻮان ا ز روی ﻣﻌﺎدﻟـﻪ ﺑـﻴﻼن رﻃﻮﺑﺖ ﺧﺎک ﺑﺮآورد ﻧﻤ :ﻮد )3 - 44 ( up uc ovo 3 Q Q P Q E M − = − − −Δ −η 38 22 / 04 / 93 دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب ﻛﻪ در آنP، رﻳﺰش ﺟﻮی، E ﺗﺒﺨﻴﺮ، وM Δ ﺗﻐﻴﻴﺮ در ذﺧﻴﺮه رﻃﻮﺑﺖ ﺧﺎک اﺳﺖ . ﺑﻨﺎﺑﺮاﻳﻦ اﮔﺮ )UP UC Q Q − ( را ﺑﺘﻮان ﺑﺎ اﺳﺘﻔﺎده از ﻣﻌﺎدﻟﻪ )3 - 44 ( ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻧﻤﻮد، ﻣﻲ ﺗﻮان ﺑﺎ ﻛﻤﻚ ﻣﻌﺎدﻟﻪ )3 - 42 - ب(G Δ را ﻧﻴﺰ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻛﺮد . ﺑﻪ ﻃﻮر ﻣﻌﻜﻮس اﮔﺮ ﻣﻌﺎدﻟﻪ )3 - 42 - ( ب ﺑﺮای ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ )UP UC Q Q − ( اﺳﺘﻔﺎده ﺷﻮد آن ، ﮔـﺎه ﻣﻌﺎدﻟـﻪ )3 - 44 ( ﻗـﺎدر ﺑـﻪ ﺑـﺮآورد 3 M Δ + η ﺧﻮاﻫﺪ ﺑﻮد . ﺗﻮان ﻣﻲ ﮔﻔﺖ ﻛﻪ ﺑﺮآورد ﻣﺴﺘﻘﻞ ﺗﻐﺬﻳﻪ ﺧﺎﻟﺺ آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ﺑﻪ ﻛﻤﻚ ﻣﻴﺰان ﻧﻔﻮذ ﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﺪ در راﺳﺘﺎی ﺗﺤﻠﻴﻞ ﻣﻌﺎدﻻت ﺑﻴﻼن آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ و رﻃﻮﺑﺖ ﺧﺎک اﻧﺠﺎم ﮔﻴﺮد . درﺻﻮرﺗﻲ ﻛﻪ ﻣﺸﺎﻫﺪاﺗ ﺎ ﺑ ﻲ ﺟﺰﻳﻴ ﺎت ﺑﻴﺶ ﺗﺮ از ﺗـﺮاز ﻫـﺎی آب زﻳﺮزﻣﻴﻨـﻲ در اﻳﺴﺘﮕﺎه ﻫﺎ ی ﻫﻴﺪرو ژﺋﻮ ﻟﻮژﻳﻜﻲ و ﻫﻤﭽﻨﻴﻦ اﻃﻼﻋﺎﺗ از ﻲ ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎی آﺑﺨﻮان وﺟﻮد داﺷﺘﻪ ﺑﺎﺷﺪ آن ، ﮔﺎه ﺗﻮان ﻣﻲ ﻣﻴـﺰان ﺗﻐﺬﻳـﻪ ﻧﺎﺷﻲ از ﻧﻔﻮذ را ﺗﻮﺳﻂ ﻣﺤﺎﺳﺒﺎت ﻫﻴﺪرودﻳﻨﺎﻣﻴﻜ ﻲ ﺑﺮ ﭘﺎﻳﻪ اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻫـﺎﻳ ﻲ ﻛـﻪ از ﻧﻮﺳـﺎﻧﺎت ﺗـﺮاز آب ﺑـﻪ دﺳـﺖ ﻣـﻲ آﻳﻨـﺪ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻧﻤ . ﻮد ﺑﺮآوردﻫﺎی ﻣﺴﺘﻘﻠ ) ﻲ ازUP UC Q Q − ( ﻧﻴﺰ ﻋﻤﺪﺗﺎ از ﺑﺮرﺳﻲ ﻫﺎی ﻻﻳﺴﻴﻤﺘﺮی ﻗﺎﺑﻞ اﻧﺠﺎم ﻣﻲ ﺑﺎﺷﻨﺪ . ﺑﻪ ﻋﻨﻮان ﻳﻚ ﺣﺎﻟﺖ ﺧﺎص ﺗﻮان ﻣﻲ ﺑﻪ ﻳﻚ آﺑﺨﻮان ﻃﺒﻴﻌﻲ ﻏﻴﺮﻣﺤﺼﻮر ) ﺗﻮﺳـﻌﻪ ﻧﻴﺎﻓﺘـﻪ ( ﻛـﻪ در آن u u (Q Q 0) α β = = )اوﻟﻴﻦ ﺗﻮده آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ در زﻳﺮ ﺳﻄﺢ ﺧﺎک ( ﻛﻪ در واﻗﻊ ﺑـﺮ روی ﻳـﻚ ﻻﻳـﻪ ﻛـﺎﻣﻼ ﻧﻔﻮذﻧﺎﭘـﺬﻳﺮ 1 U2 (Q Q 0) = = U ﻗـﺮار ﮔ ﺮﻓﺘﻪ ﺑﺎﺷﺪ ، ﺑﻪ ﻋﻨﻮا ن ﻣﺜﺎﻟﻲ از اﻧﻌﻄﺎف ﭘﺬﻳﺮی ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ﺑﻪ ﺷﻤﺎر آورد . دراﻳﻦ ﺻـﻮرت ﻣﻌﺎدﻟـﻪ ﺑـﻴﻼن آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ )3 - 42 - ( ب ﺑﻪ ﺷﻜﻞ زﻳﺮ ﻣﻲ دهﺎﺳ :ﺷﻮد )3 - 45 ( uI uO up uc u u u3 1 (Q Q ) (Q Q ) (Q Q Q ) G 0 μ γ − + − + − − −Δ −η = اﮔﺮ ﻣﻴﺰان ﺗﻐﻴﻴﺮ ذﺧﻴﺮه آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲG Δ ﺑﺘﻮاﻧﺪ ﻫﻢ ﻮرﻃ ﺑﻪ زﻣﺎن ﺑﺎ ﺗﻌﻴﻴﻦ ﺟﻤﻠﻪu u u3 (Q Q Q ) μ γ − − ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺷﻮد و ﻫﻤﭽﻨﻴﻦ )UP UC Q Q − ( ﺑﻪ ﻃﻮر ﻣﺴﺘﻘﻞ ﺑﺮآورد ﺷﻮد، در آن ﺻﻮرت ﺑﺮآوردی از ﺗﻔﺎوت ﺑﻴﻦ ﺟﺮﻳـﺎن ورودی QUI و ﺟﺮﻳـﺎن ﺧﺮوﺟﻲUO Q از آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ در ﻧﺎﺣﻴﻪ ﻣﻮرد ﻣﻄﺎﻟﻌﻪ ﺑﺪون اﻧﺠﺎم ﻣﺤﺎﺳـﺒﻪ ﻣﺴـﺘﻘﻞ ﻫﻴـﺪرودﻳﻨﺎﻣﻴﻜﻲ از اﻳـﻦ دو ﺟﺮﻳـﺎن ﻗﺎﺑﻠﻴﺖ اﻧﺠﺎم دارد . ﻻزم اﺳﺖ ﻳﺎدآوری ﺷﻮد ﻛﻪ )UP UC Q Q − ( ﺗﻮان ﻣﻲ را ﺑﺎ ﻛﻤﻚ ﻣﻌﺎدﻟـﻪ ﺑـﻴﻼن رﻃﻮﺑـﺖ ﺧـﺎک )3 - 43 ( وu u u3 (Q Q Q ) μ γ − − و ﺑﺎ ﻳﻚ ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن آب ﺳﻄﺤﻲ )3 - 43 ( ، ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻧﻤﻮ .د ﭼﻨﺎﻧﭽﻪG 0 = Δ ،ﺑﺎﺷﺪ ﺑﻪ دﺳﺖ آﻣﺪن ﻳﻚ ﻣﻘﺪار ﻣﻨﻔﻲ ﺑﺮای UI UO (Q Q ) − ﻣﻲ ﺗﻮاﻧﺪ ﻣﺒﻨـﻲ ﺑـﺮ ﺗﻐﺬﻳـﻪ آب زﻳﺮزﻣﻴﻨـﻲ ﺑﺎﺷﺪ و ﻟﺬا ﺑﺮ ﺟﺮﻳﺎن آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ﻣﻲ اﻓﺰاﻳﺪ . در ﺣﺎﻟﻲ ﻛﻪ ﻳﻚ ﻣﻘﺪار ﺜﺒﺖﻣ از آن ﺑﺎ ﺗﺨﻠﻴﻪ ﺧﺎﻟﺺ آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ در ﻧﺎﺣﻴـﻪ ﺗﺤﺖ ﺑﺮرﺳﻲ ﺗﻮام ﺧﻮاﻫﺪ ﺑﻮد . ﺑﻨﺎﺑﺮاﻳﻦ ﻣﻘﺪارUI UO (Q Q ) − ،ﻣﺘﻨﺎﻇﺮ ﺑﺎ ﻳﻚ دوره زﻣـﺎﻧﻲ ﻃـﻮﻻﻧﻲ ﻣـﺪت ﻧﻤﺎﻳـﻪ ای از رژﻳـﻢ ﻃﺒﻴﻌﻲ آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ در ﺑﺨﺸﻲ از آﺑﺨﻮان ﻏﻴﺮﻣﺤﺼﻮر ﻛﻪ ﺑﺮای آن ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن آب اﻧﺠﺎم ﻣﻲ ﮔﻴﺮد ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﺗﺒﺎدل زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ آب ﻛﻪ ﺑﻴﻦ ﻫﺎی رودﺧﺎﻧﻪ ای در ﻧﻮاﺣﻲ ﻋﻤﺪه ﺗﻐﺬﻳﻪ ﻳـﺎ ﺗﺨﻠﻴـﻪ آﺑﺨـﻮان اﺗﻔـﺎق ﻣـﻲ اﻓﺘـﺪ ، ﺗﺤـﺖ ﺗـﺎﺛﻴﺮ ﺧﺼﻮﺻﻴﺎت ﺳﺎﺧﺘﻤﺎﻧﻲ ﻳﺎ ﻫﻴﺪرو ژﺋﻮ ﻟﻮژﻳﻜﻲ زﻣﻴﻦ واﻗﻊ ﻣﻲ ﺷﻮد . ﺟﻬﺖ ﺑﺮرﺳﻲ اﻳـﻦ ﺗﺒـﺎدل ﺑﺎﻳﺴـﺘﻲ ﻣﻮﻟﻔـﻪ ﻫـﺎی ﺗﺒـﺎدل آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ در ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﻋﻤﻮﻣﻲ ﺑﻴﻼن آب )1 - 1( درﻧﻈﺮ ﮔﺮﻓﺘﻪ ﺷﻮد . در اﻳﻦ ﺣﺎﻟﺖ، ﭼﮕـﻮﻧﮕﻲ اﻧﺘﺨـﺎب ﻣﺮزﻫـﺎی ﻧﺎﺣﻴـﻪ ﻣـﻮرد ﺑﺮرﺳﻲ ﺑﺮ اﺳﺎس ﺷﻨﺎﺧﺖ ﺣﺎﺻﻞ از ﺟﻬﺖ ﺣﺮﻛﺖ آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ﻛﻪ ﺑﺎ ﺗﺤﻠﻴﻞ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎی ﺑﻴﻼن ﺑـﻪ دﺳـﺖ ﻣـﻲ آﻳـﺪ، ﺻـﻮرت ﻣﻲ ﭘﺬﻳﺮد . ﻏﺎﻟﺒﺎ ﺑﺎ اﻧﺘﺨﺎب ﺻﺤﻴﺢ ﻧﻮاﺣﻲ ﻣﻮرد ﺑﺮرﺳﻲ ﺑﺮ ﻃﺒﻖ ﻣﻮﻗﻌﻴﺖ ﺷﺎن در ﻧﻮاﺣﻲ ﺗﺤـﺖ ﺗﻐﺬﻳـﻪ، ﻧـﻮاﺣﻲ ا ﻧﺘﻘـﺎﻟﻲ و ﻳـﺎ ﺗﺨﻠﻴﻪ آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ﺗﻮان ﻣﻲ ﻳﻚ ﻣﺪل ﺑﻴﻼن آب ﻣﻨﺎﺳﺐ را ﭘﻴﺸﻨﻬﺎد ﻧﻤﻮد . ﻓﺼﻞ ﺳﻮم- ﺗﻌﺮﻳﻒ ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن و ﺗﻌﻴﻴﻦ اﺟﺰای آن 22 / 04 / 93 39 ﺎ ﺑ درﻧﻈﺮ ﮔﺮﻓﺘﻦ ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن آب ﺑﺮای ﻳﻚ آرﺗﺰﻳﻦ آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ، ﻣﻔﺎﻫﻴﻢ ﻓﻮق اﺣﺘﻤﺎﻻ ﺑﻪ ﺻﻮرت ﻣﻨﺎﺳﺐ ﺗﺮی ﻣﻲ ﺗﻮاﻧﺪ ﻧﻤﺎﻳﺶ داده ﺷﻮد . در اﻳﻦ ﺧﺼﻮص ﺑﻪ ﻣﻨﻈﻮر ﺗﻌﻴﻴﻦ ﺳﺎﺧﺘﺎ ر ﺑﻬﺘﺮ و دﻗﻴﻖ ﺗﺮی از ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن آب، ﻣﻲ ﺑﺎﻳﺴﺖ ﻫﺎی آرﺗﺰﻳﻦ ﺑﻪ ﻧﻮاﺣﻲ ﻋﻤﺪه ﺗﻐﺬﻳﻪ و ﺗﺨﻠﻴﻪ ﺗﻔﻜﻴﻚ ﺷﻮد . ﺑﺮای ﻫ ﺎی رودﺧﺎﻧﻪ ای ﻛﻪ در آﺑﺨﻮان ﻫﺎی آﺑﺮﻓﺘﻲ واﻗﻊ ﺷﺪه اﻧﺪ، ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑـﻴﻼن آب را ﺑﻪ ﺻﻮرت زﻳﺮ ﻣﻲ ﻧﻮﻳﺴﻨﺪ : )3 - 46 ( SI uI SO uo u1 u2 P Q Q E Q Q Q Q S 0 + + − − − + − −Δ −η = ﻛﻪ در آنU1 Q ﺟﺮﻳﺎن ورودی آب آرﺗﺰﻳﻦ ﺑﻪ وU2 Q ﺧﺮوﺟﻲ آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ﺑﻪ آﺑﺨﻮان ﻫﺎی ﻋﻤﻴﻖ ﺗﺮ و ﺧﺎرج از ﻣﺮزﻫﺎی رودﺧﺎﻧﻪ ای ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . در ﻫﺎﻳﻲ ﻛﻪ در ﺑﻌﻀﻲ ﻧﻮاﺣﻲ آﺑﺨﻮان آرﺗﺰﻳﻦ ﻣﺤﺪوده دﻳﮕـﺮی را ﺗﻐﺬﻳـﻪ ﻣـﻲ ﻛﻨـﺪ، ﺟﻤﻠـﻪ U1 Q ﻳـﻚ ﺟﺮﻳﺎن ﺧﺮوﺟﻲ را ﻧﺸﺎن ﻣﻲ دﻫﺪ و ﻟﺬا ﺪﺑﺎﻳ ﺑﺎ ﻋﻼﻣﺖ ﻣﻨﻔﻲ در ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺗﻮام ﺑﺎﺷﺪ . ﺑﺤﺚ ﻣﺬﻛﻮر ﺑﻪ ﻃﻮر ﻋﻤﺪه ﺑﺎ اراﺋﻪ ﻳﻚ ﺳﺎﺧﺘﺎ ر ﻣﻨﻄﻘﻲ از ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ﺑﻴﺎﻧﮕﺮ آ ن اﺳﺖ ﻛﻪ ﭼﮕﻮﻧﻪ ﺗﻮان ﻣﻲ ﺟﻤﻼت ﻣﺨﺘﻠﻒ را در ﺗﺪوﻳﻦ ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن ﺑﺮآورد ﻧ .دﻤﻮ ﺑﺎ اﻳﻦ ﻛﺎر در ﺣﻘﻴﻘﺖ ﺗﻮاﻧﺎﻳﻲ ﻫﺎی اﻳﻦ ﻣﻌﺎدﻟﻪ در ﺑﺮرﺳﻲ ﻫﺎی ﻣﻨﺎﺑﻊ آب ﻧﻤﺎﻳﺶ داده ﻣﻲ ﺷﻮد . ﺑﺎ اﻳﻦ وﺟﻮد ﺑﻪ درﺟﻪ دﻗﺘﻲ ﻛﻪ ﺟﻤﻼت ﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﻨﺪ ﺑﺮآورد ﺷﻮﻧﺪ ) وﺳﺎﻳﻞ و ﺗﺠﻬﻴـﺰات اﻧـﺪازه ﮔﻴـﺮی آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ، دﻗﺖ ﻣﻮرد اﻧﺘﻈﺎر و دﻗﺖ اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻫﺎی آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ، ﻣﺎﻫﻴﺖ ﺳﻴﺴﺘﻢ ﻫﺎ ی ﺟﺮﻳﺎن آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ، ﻃﺮاﺣﻲ ﺷﺒﻜﻪ ﻫﺎی ﻣﺸﺎﻫﺪات آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ( و ﻫﻤﭽﻨﻴﻦ اﺳﺘﺮاﺗﮋی ﻛﺎر ﺑﻪ رﻓﺘﻪ در ﻫﺪاﻳﺖ ﺑﺮرﺳﻲ ﻫﺎی آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ﺗﻮﺟﻪ ﺗـﺮ ﻛـﻢ ی ﺷﺪه اﺳﺖ . ﻣﻨﺎﺑﻊ ﻲﻤﻋﻠ ﻣﻮرد ﺑﺮرﺳﻲ در اﻳﻦ ﺗﺤﻘﻴﻖ ﺷ ﻨﺎﺧﺖ ﺑﻴﺶ ﺗﺮ در ی ﻣﻮرد ﻛﺎر ﺑﻪ ﮔﻴﺮی و دﻗـﺖ ﻣﻌﺎدﻟـﻪ ﺑـﻴﻼن آب زﻳﺮزﻣﻴﻨـﻲ اراﺋﻪ ﻛﺮده . اﻧﺪ ﻟﻜﻦ ﻣﻨﺎﺑﻊ ﻋﻠﻤﻲ ﻣﺤﺪودی وﺟﻮد دارﻧﺪ ﻛﻪ ﺑﻪ دﻗﺖ ﻣﺤﺎﺳﺒﺎت ﺑﻴﻼن آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ﭘﺮداﺧﺘﻪ ﺑﺎﺷﻨﺪ . در اﻳﻦ ﺟﺎ ﻳﻚ ﺳﻮال ﻋﻤﺪه ﺑﺎﻗﻲ ﻣﻲ ﻣﺎﻧﺪ : ﺟﻤﻠﻪ ﺧﻄﺎ ﺗﺎ ﭼﻪ ﺣﺪ ﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﺪ ﺑﺰ رگ درﻧﻈﺮ ﮔﺮﻓﺘﻪ ﺷﻮد ؟ ﭘﺎﺳﺦ اﻳﻦ ﺳـﻮال ﺑـﻪ اﻳـﻦ ﺑﺴـﺘﮕﻲ دارد ﻛﻪ اﻫﻤﻴﺖ ﺳﺎﺧﺘﺎ ر ﻣﻨﻄﻘﻲ ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺟﺮﻳﺎن آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ﺗﺎ ﭼﻪ ﺣﺪ ﻣﻮرد ﺗﻮﺟﻪ واﻗـﻊ ﻣـﻲ ﺷـﻮد و ﻳـﺎ اﻳﻨﻜـﻪ اﻃﻼﻋـﺎت ﻫﻴﺪرو ﻣ ﺘﺌﻮروﻟﻮژﻳﻜﻲ ﻛﻪ ﺑﺮای ﺑﺮآورد ﻫﺮ ﻛﺪام از ﺟﻤﻼت ﻣﻮرد اﺳﺘﻔﺎده ﻗﺮار ﻣﻲ ﺎ ﺑـ ﺪﻧﮔﻴﺮ ﭼـﻪ ﺣـﺪ ی از دﻗـﺖ ﺑﺎﻳـﺪ درﻧﻈـﺮ ﮔﺮ ﻓﺘﻪ ﺷﻮﻧﺪ . ﻣﻌﻤﻮﻻ ﺑﻪ دﺳﺖ آوردن ﺑﺮآوردﻫﺎی دﻗﻴﻘ از ﻲ آﺑﺪﻫﻲ وﻳﮋه دﺷﻮار اﺳﺖ ﻣﻲ ﻟﻲ و . ﺗﻮان ﺑﺎ اﻧﺘﺨﺎب ﻳﻚ دوره زﻣـﺎﻧﻲ ﻣﻨﺎﺳﺐ ﻛﻪ در آن ﺗﻐﻴﻴﺮ در ذﺧﻴﺮه ﺑﻪ ﺳﻤﺖ ﺻﻔﺮ ﻣﻴﻞ ﻛﻨﺪ ، ﭼﻨﻴﻦ ﺧﻄﺎﻫﺎ را ﻳﻲ ﻛﺎﻫﺶ ﺑﻪ . داد ﻃﻮر ﻣﺸﺎﺑﻪ در ﺷـﺮاﻳﻄﻲ ﻛـﻪ داﻧﺶ ﻧﺎﻛﺎﻓﻲ از ﺗﻮزﻳﻊ ﻧﻔﻮذﭘﺬﻳﺮی وﺟﻮد دا ﺷﺘﻪ ﺑﺎﺷﺪ ، دﻗﺖ ﻣﺤﺎﺳـﺒﺎت ﻫﻴـﺪرودﻳﻨﺎﻣﻴﻜﻲ ﺟﺮﻳـﺎن آب زﻳﺮزﻣﻴﻨـﻲ ﻧﻴـﺰ ﻏﺎﻟﺒـﺎ ﻣﺤﺪوده ﻣﻲ ﺷﻮد . ﺑﻨﺎﺑﺮاﻳﻦ ﺗﻮﺻﻴﻪ ﻣﻲ ﻛﻪ ﺷﻮد اﻳﻦ ﻣﺤﺎﺳﺒﺎت ﻫﻴﺪرودﻳﻨﺎﻣﻴﻜﻲ ﺗﺎ ﺣﺪ اﻣﻜﺎن ﺑ ﺎ روش ﻫﺎی ﻣﺴﺘﻘﻠﻲ ، ﺑﺮای ﻣﺜﺎل ﺑﻪ وﺳﻴﻠﻪ اﺳﺘﻔﺎده از ﻣﻌﺎدﻟﻪ )3 - 43 ( ،)3 - 44 ﻳﺎ /و3 - 45 (، ﻛﻨﺘﺮل ﺷﻮد . در ﻧﮕﺮش ﻫﺎی ﺳﺮاﻧﮕﺸﺘﻲ ﺗﺮ و در ﻛﺎرﺑﺮدﻫﺎی ﻧﺎدﻗﻴﻖ ﺑﻪ ﻣﻨﻈﻮر ﺑﻬﺒﻮد راﻧﺪﻣﺎن اﺳﺘﻔﺎده از آب در ﺣﻮﺿﻪ ﻫـﺎ ی آﺑﺮﻳـﺰ ﻛـﻪ دﭼﺎر ﻛﻢ آﺑﻲ ﺷﺪه اﻧﺪ ، روش ﺑﻴﻼن اراﺋﻪ ﺷﺪه ﺗﻮﺳﻂ Molden-Sakthitvadivel ﻣﻔﻴﺪ اﺳـﺖ )Renault et al., 2001 ( . اﻳـﻦ روش ﻳﻚ ﺑﻴﻼن ﺳﺎده آب را ﺑﻪ ﻳﻚ ﻣﺤﺪوده ﻣﻜﺎﻧﻲ ﻣﻌﻴﻦ و در ﻳـﻚ دوره زﻣـﺎﻧﻲ ﻣﻌـﻴﻦ اﻋ ﻤـﺎل ﻣـﻲ ﻛﻨـﺪ . اﻳـﻦ ﻣﺤـﺪوده ﮔﺴﺘﺮش ﻣﻜﺎﻧﻲ دارد و ﺷﺎﻣﻞ ﭘﻬﻨﻪ ﻣﻜﺎﻧﻲ ) ﻳﻌﻨﻲ ﺣﻮﺿﻪ آﺑﺮﻳﺰ ( و ﻋﻤﻖ ) ﻳﻌﻨﻲ ﻧﺎﺣﻴﻪ رﻳﺸﻪ، ﻧﺎﺣﻴﻪ ﻏﻴﺮاﺷﺒﺎع ، آب زﻳﺮزﻣﻴﻨ ( ﻲ اﺳﺖ و ﻧﻴﺰ در زﻣﺎن ﻣﺤﺪود ﺷﺪه اﺳﺖ ) ﻳﻌﻨﻲ ﺳﺎل آﺑﻲ ﺳﺎﻻﻧﻪ، ﻓﺼﻞ رﺷﺪ ﻣﺸﺨﺺ (. روش M.S. ﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﺪ در ﺳﻪ ﻣﺤـﺪوده 40 22 / 04 / 93 دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب ﻣﻜﺎﻧﻲ ﻛﻼن ) ﻳﺎ زﻳﺮ ﺣﻮﺿﻪ (ﺰ آﺑﺮﻳ ، ﻣﻴﺎﻧﻪ ) ﺗﻘﺴﻴﻤﺎت ﻣﻨﻈﻢ ﺗﻮزﻳﻊ آب، ﻣﺤﺪوده ﻫﺎی آﺑﮕﻴﺮی ﻣﺰارع ( و ﺧﺮد ) ﻳﻌﻨﻲ ﻧﺎﺣﻴﻪ رﻳﺸﻪ در ﻳﻚ ﻗﻄﻌﻪ زﻣﻴﻦ آﺑﻴﺎری ﻳﺎ ﻳﻚ ﻣﺠﻤﻮﻋﻪ ﻣﺸﺨﺺ ﺻﻨﻌﺘﻲ ( ﻣﻮرد اﺳﺘﻔﺎده ﻗﺮار ﮔﻴﺮد . در ﻣﻘﻴﺎس ﺣﻮﺿﻪ آﺑﺮﻳﺰ ، روش ﺑﻴﻼن M.S.، ﺳﻪ ﺟﺰء آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ، آب ﺧﺎک و آب ﺳﻄﺤﻲ را در ﻳﻚ ﻣﺤﺪوده واﺣﺪ ﻛﻪ از ﺳ ﻄﺢ ﺗﺎج ﮔﻴـﺎﻫﻲ ﺗـﺎ ﻛـﻒ آﺑﺨـﻮان ﮔﺴﺘﺮش دارد ﺗﺮﻛﻴﺐ ﻣﻲ ﻛﻨﺪ و ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن آﺑﻲ را ﺑﺮای آن ﺑﻪ ﺷﻜﻞ زﻳﺮ درﻧﻈﺮ ﻣﻲ ﮔﻴﺮد : )3 - 47 ( I D Q S = + + Δ )3 - 48 ( s g I P S S = + + )3 - 49 ( a D Et V U = + + )3 - 50 ( s m g S S S S Δ = Δ + Δ + Δ ﻛﻪ در آنI ﺟﺮ ﻳﺎن ورودی، D آب ﺧﺮوﺟﻲ ) ﺗﺨﻠﻴﻪ ، (Q ،ﺟﺮﻳﺎن ﺧﺮوﺟﻲS Δ ،ﺗﻐﻴﻴﺮ ذﺧﻴﺮهP ،رﻳﺰش ﺟﻮیSs وSg ﺑﻪ ﺗﺮﺗﻴﺐ ﺟﺮﻳﺎن ﺳﻄﺤﻲ و زﻳﺮ ﺳﻄﺤﻲ ﺑﻪ ، ETa ﺗﺒﺨﻴﺮ ﺗ ﻌ ﺮق واﻗﻌﻲ از ﭘﻮﺷﺶ ﮔﻴﺎﻫﻲ، V ﺗﺒﺨﻴـﺮ از ﺳـﻄ ﻮ ح آب آزاد و ﺧـﺎک ﻟ ﺨﺖ، U ،ﻣﺼﺎرف ﺧﺎﻧﮕﻲ و ﻏﻴﺮﺧﺎﻧﮕﻲQs ﺟﺮﻳﺎن ﺳﻄﺤﻲ ﺷﺎﻣ ) ﻞ ﺟﺮﻳﺎن زﻳﺮ ﺳﻄﺤﻲ ، (Qg ،ﺟﺮﻳـﺎن ﭘﺎﻳـﻪg S Δ ﺗﻐﻴﻴـﺮ در ذﺧﻴﺮه آب ﺳﻄﺤﻲ، m S Δ ،ﺗﻐﻴﻴﺮ در ﻣﻴﺰان رﻃﻮﺑﺖ ﺧﺎکg S Δ ﺗﻐﻴﻴﺮ در ذﺧﻴﺮه آب زﻳﺮزﻣﻴﻨـﻲ اﺳـﺖ . واﺣـﺪﻫﺎ ی ﺗﻤـﺎﻣﻲ ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎ ﺑﺮ ﺣﺴﺐ ﻧﺮخ ﺟﺮﻳﺎن ﺣﺠﻤﻲ3 (m / yr) ﺑﻴﺎن ﻣﻲ ﺷﻮﻧﺪ . روش ﺗ ﻮ رﻧﺚ واﻳﺖ (Thornthwaite) ﻳﻜﻲ از روش ﻫﺎ ی ﻣﻄﻤﺌﻦ و ﻗﺎﺑﻞ ﻛـﺎرﺑﺮد ﺑـﺮای ﻳـﻚ ﻣﻨﻄﻘـﻪ در ﺑـﻴﻦ روش ﻫـﺎ ی ﻣﻮﺟﻮد ﺑﻴﻼن آﺑﻲ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﺗﺒﺨﻴﺮ ﺗﻌﺮق ﭘﺘﺎﻧﺴﻴﻞ (Ep) ﺑﻪ ﻛﻤﻚ ﻓﺮﻣﻮل زﻳﺮ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻣﻲ :ﺷﻮد )3 - 51 ( a Ep 16(10T / I) = ﻛﻪ در آنT ﻋﺒﺎرت ا ز دﻣﺎی ﻣﺎﻫﺎﻧﻪ (C) D وI ﺷﺎﺧﺺ ﺳﺎﻻﻧﻪ ﮔﺮ ﻣﺎ 12 j 1 (I i ) = ∑ اﺳﺖ ﻛﻪ در آن ij ﺷﺎﺧﺺ ﮔﺮﻣﺎی ﻣﺎهj )ﻳﻌﻨﻲij (T / 5)1.514 = ( اﺳﺖ و ﺿﺮﻳﺐ a ﺑﺎ ﻣﻌﺎدﻟﻪ زﻳﺮ داده ﺷ ﺪ ه اﺳﺖ : )3 - 52 ( 2 3 a 0.49239 (1792 10 5)I (771 10 7)I (675 10 9)I = + × − − × − + × − ﺑﺎ ﺿﺮب ﻣﻘﺎدﻳﺮEp در ﻳﻚ ﻓﺎ ﻛﺘﻮر N ﻛﻪ واﺑﺴﺘﻪ ﺑﻪ ﻋﺮض ﺟﻐﺮاﻓﻴﺎﻳﻲ اﺳﺖ ، ﺗﺒﺨﻴﺮ- ﺗﻌﺮق ﭘﺘﺎﻧﺴﻴﻞ ﺗﺼﺤﻴﺢ ﺷـﺪه ' p (E ) ﺣﺎﺻﻞ ﻣﻲ ﺷﻮد . ﺗﺒﺨﻴﺮ ﺗﻌﺮق واﻗﻌﻲ )Er ( ﺗﻮان ﻣﻲ را ﺑﻪ ﺻﻮرت زﻳﺮ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻛ :ﺮد اﻟﻒ- زﻣﺎﻧﻲ ﻛﻪ ' p E P ≤ ﺑﺎﺷﺪ در اﻳﻦ ﺻﻮرتr p E E′ = ﺧﻮاﻫﺪ ﺑﻮد . در اﻳﻦ ﺣﺎﻟﺖ آب ﻣﺎزاد ﺗﻮﺳﻂ راﺑﻄ ﻪ ذﻳـﻞ ﻣﺤﺎﺳـﺒﻪ ﻣﻲ :ﺷﻮد )3 - 53 ( t si max S P Er , W W = − = ﻛﻪ در آنP ،ﺑﺎرشtS ﻣﺠﻤﻮع آب ﻣﺎزاد ) ﻧﻔﻮذ و رواﻧﺎب (،si W ﻣﻘﺪار آب ﺧﺎک در ﻣﺎهi، max W ذﺧﻴﺮه آب ﺣـﺪا ﻛﺜﺮ در ﺧﺎک ﺛﺎﺑﺖ ) ( واﺑﺴﺘﻪ ﺑﻪ ﺧﻮاص ﺧﺎک ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ب- زﻣﺎﻧﻲ ﻛﻪp E P ′ ≥ ﺑﺎﺷﺪ آﻧﮕﺎه r s E P W = + Δ ﺧﻮاﻫﺪ ﺑﻮد ﻛﻪ در آن : )3 - 54 ( s i i 1 W Ws Ws − Δ = − ﻓﺼﻞ ﺳﻮم- ﺗﻌﺮﻳﻒ ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن و ﺗﻌﻴﻴﻦ اﺟﺰای آن 22 / 04 / 93 41 ﻣﻘﺪار آب ﺧﺎک در ﻣﺎهi )ﻳﻌﻨﻲsi W ( ﺑﻪ ﻛﻤﻚ ﻓﺮﻣﻮل ذﻳﻞ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻣﻲ .ﺷﻮد )3 - 55 ( max AOWL /W si max W W e− = ﻛﻪ در آنWmax ﻗﺒﻼ ﺗﻌﺮﻳﻒ ﺷﺪه وAPWL ﻋﺒﺎرت از ﺗﻠﻔﺎت ﭘﺘﺎﻧﺴﻴﻞ ﻣﺠﻤﻮع آب (P E p) ′ − ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . در اﻳـﻦ ﺣﺎﻟـﺖ آب ﻣﺎزاد St=0 ﺧﻮاﻫﺪ ﺑﻮد . ﺧﺎﻃﺮ ﻧﺸﺎن ﻣﻲ ﺷﻮد ﻛﻪ آب ﻣﺎزاد زﻣﺎﻧﻲ وﺟﻮد دارد ﻛـﻪ ذﺧﻴـﺮه آب در ﺧـﺎک ﻣﻘـﺪار ﺣـ ﺪاﻛﺜﺮ ﺑﺎﺷﺪ . ﻛﺎرﺑﺮد دﻳﮕﺮ روش ﺗﺮﻧﺚ واﻳﺖ ، ﺑﺮرﺳﻲ ﺑﻴﻼن آب زﻳﺮزﻣﻴﻨ اﺳﺖ ﻲ . ﻣﻌﻤﻮﻻ ﺑﻴﻼن آب زﻳﺮزﻣﻴﻨ ﻲ را ﺗﻮان ﻣﻲ ﺑـﻪ دو ﻣﻮﻟﻔـﻪ اﺻﻠﻲ ﺧﻼﺻﻪ ﻧﻤﻮد . در اﻳﻦ ﺻﻮرت ﻣﺠﻤﻮع ورودی ﻫﺎ ﻳﺎ ﺟﺮﻳﺎن ﻫﺎ ی ورودی in input orQ ∑ و ﻣﺠﻤـﻮع ﺧﺮوﺟـﻲ ﻳـﺎ ﻫـﺎ ﺟﺮﻳﺎن ﻫﺎ ی ﺧﺮوﺟﻲ out outputorQ ∑ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ ﺑﺎ . اﻳﻦ ﻧﮕﺮش، ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑ ﻪ ﻛﺎر ﮔﺮﻓﺘﻪ ﺷﺪه ﺑﺮای ﺑـﻴﻼن آب زﻳﺮزﻣﻴﻨـﻲ در ﻃﻮل ﻳﻚ ﺳﺎل ﻫﻴﺪروﻟﻮژﻳﻜﻲ ﺑﻪ ﺷﻜﻞ زﻳﺮ ﻧﻮﺷﺖ : )3 - 56 ( input output S = ±Δ ∑ ∑ ﻛـﻪ در آنS Δ ﻋﺒـﺎرت از ﺗﻐﻴﻴـﺮات ذﺧﻴـﺮه ﻣـﻲ ﺑﺎﺷـﺪ . ﻣﺠﻤـﻮع ورودی ﻫـﺎی آب زﻳﺮزﻣﻴﻨـﻲin (Q ) از ﺗﻐﺬﻳـﻪ ﺗﻮﺳـﻂ ﺑﺎرش1 (Q ) ،ﺟﺮﻳﺎن ﻫﺎ ی ورودی ﻋﺮﺿﻲ ﺑﻪ ﺳﻔﺮه2 (Q )، ﻧﻔﻮذ از ﺑﺴﺘﺮ رودﻫﺎ3 (Q )، ﺗﻐﺬﻳﻪ ﻣﺼﻨﻮﻋﻲ و ﭘﺨﺶ ﺳﻴﻼب4 (Q ) و ﺗﻐﺬﻳﻪ در اﺛﺮ آب ﺑﺮﮔﺸﺘﻲ آﺑ ﻴﺎری5 (Q ) ﺗﺸﻜﻴﻞ ﺷﺪه اﺳﺖ : )3 - 57 ( in 1 2 3 4 5 input Q Q Q Q Q Q = = + + + + ∑ ﻣﺠﻤﻮع ﺟﺮﻳـﺎن ﻫـﺎ ی ﺧﺮوﺟـﻲ آب زﻳﺮزﻣﻴﻨـ ﻲout (Q ) ﻧﻴـﺰ از ﻣﺼـﺎرف آب ﺷـﺮب 6 (Q ) ، آﺑﻴـﺎری7 (Q ) ، ﻣﺼـﺎرف آب ﺻﻨﻌﺘﻲ8 (Q ) و ﺟﺮﻳﺎن ﻫﺎ ی ﺧﺮوﺟﻲ زﻳﺮﻳﻦ9 (Q ) ﺗﺸﻜﻴﻞ ﻣﻲ :ﺷﻮد )3 - 58 ( out 6 7 8 9 output Q Q Q Q Q = = + + + ∑ ﺗﻐﻴﻴﺮ در ذﺧﻴﺮه آب زﻳﺮزﻣﻴﻨ ﻲ S Δ ﺗﻮان ﻣﻲ را ﺑﺎ اﺧﺘﻼف ﺑﻴﻦ ﺗﺮاز ﻣﺘﻮﺳـﻂ در اﺑﺘـﺪا و اﻧﺘﻬـﺎی ﺳـﺎل ﻫﻴـﺪروﻟﻮژﻳﻜﻲ ﺗﺨﻤﻴﻦ زد . وﻳﮋﮔﻲ ﻣﻨﺤﺼﺮ ﺑﻔﺮد روش ﺣﺴﺎب رﺳﻲ آب M.S. ،ﻃﺒﻘﻪ ﺑﻨﺪی ﻫﺮ ﻛﺪام از ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎ ی ﺑﻴﻼن آب ﺑﻪ ﭼﮕﻮﻧﮕﻲ اﺳـﺘﻔﺎده از اﺳﺖ آب ﻛﻪ ﻋﻮاﻗﺐ دﺧﺎﻟﺖ ﻫﺎی ﺑﺸﺮ در ﭼﺮﺧﻪ ﻫﻴﺪروﻟﻮژی را ﺑﻴـﺎن ﻣـﻲ ﻛﻨـﺪ (Peranginangin et al., 2004) . ﻣﻬـﻢ ﺗـﺮ ﻳﻦ وﻳﮋﮔﻲ اﻳﻦ روش در ﺟﺰﻳﻲ ﻧﮕﺮﻳﺴﺘﻦ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﺗﺨﻠﻴﻪ آب D )اﺳﺘﻔﺎده ﻳﺎ ﺧﺎرج ﻛﺮ دن آب از ﻣﺤﺪوده ﺗﺤﺖ ﺑﺮرﺳـﻲ ﻛـﻪ ﺑﺎﻋـﺚ ﻣﻲ ﺷﻮد آب ﺑﺮای ﻣﺼﺎرف ﺑﻌﺪی ﻏﻴﺮ ﻗﺎﺑﻞ اﺳﺘﻔﺎده و ﻳﺎ ﻧﺎﻣﻨﺎﺳﺐ ﺑﺎﺷﺪ ( ﻳﺎ درون ﻣﺤﺪوده و ﻳﺎ در ﭘﺎﻳﻴﻦ دﺳﺖ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﺑﺎ ﺗﻘﺴﻴﻢ ﻣﺤﺪوده ﻣﻜﺎﻧﻲ ﺗﺤﻠﻴﻞ ﺑﻪ داﻣﻨﻪ ﻫﺎی آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ و آب ﺳﻄﺤﻲ ، اﻳﻦ اﻣﻜﺎن وﺟﻮد ﺧﻮاﻫﺪ داﺷﺖ ﻛﻪ ﺑﺮآوردﻫﺎ ﺑﻬﺒﻮد ﺑﺨﺸﻴﺪ ه ﺷﻮﻧ . ﺪ در اﻳﻦ ﺻﻮرت دو ﻣﺤﺪوده ﻣﺠﺰ ای » ﺑﺎﻻی آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ « ﻛﻪ ﺑﻴﻦ ﺳﻄﺢ ﭘﻮﺷﺶ ﮔﻴﺎﻫﻲ ﺗﺎ ﺳـﻔﺮه آب » و ﻣﺤﺪوده آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ « ﻛﻪ ﺑﻴﻦ ﺳﻔﺮه آب ﺗﺎ ﻛﻒ آﺑﺨﻮان ﮔﺴﺘﺮش دارد ﻗﺎﺑﻞ ﺗﻌﺮﻳﻒ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ )Peranginangin et al., 2004 ( .در ﻧﺘﻴﺠﻪ ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن آب ﺑﺮای ﻛﻞ ﻣﺤﺪوده ﺑﻪ دو ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﺠ ﺰا ﺗﻘﺴـﻴﻢ ﺷـﺪه ﻛـﻪ در آن ﺗﻐﺬﻳـﻪ R ﻣﻮﻟﻔـﻪ ﺗﺒﺎدل ﺑﻴﻦ دو ﻣﺤﺪوده اﺳﺖ . ﺑﺮای ﻣﺤﺪوده ﺑﺎﻻی آب زﻳﺮزﻣﻴﻨ :ﻲ 42 22 / 04 / 93 دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب )3 - 59 ( s g g I P S Irr = + + )3 - 60 ( s a D ET V U = + + )3 - 61 ( s s R Q Q + = )3 - 62 ( s s sm S S S Δ = Δ + Δ و ﺑﺮای ﻣﺤﺪوده آب زﻳﺮزﻣﻴﻨ :ﻲ )3 - 63 ( g g I R S = + )3 - 64 ( g g D Irr = )3 - 65 ( g g Q Q = )3 - 66 ( g g S S Δ = Δ ﻛﻪ در ﻫﺎ آن ﺑﺎﻻﻧﻮﻳﺲ ﻫﺎی s وg ﺑﻪ ﺗﺮﺗﻴﺐ ﺑﻴﺎﻧﮕﺮ ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎﻳﻲ ﺑﺮای ﻣﺤﺪوده ﻫﺎی ﺑﺎﻻی آب زﻳﺮزﻣﻴﻨـﻲ و آب زﻳﺮزﻣﻴﻨـﻲ، Irrg آﺑﻴﺎری آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ و R ﺗﻐﺬﺑﻪ آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . اﮔﺮ ﺧﺎک ﺣﻮﺿﻪ آﺑﺮﻳﺰی ﺑﺴﻴﺎر ﻧﻔﻮذﭘﺬﻳﺮ ، ﺷﺪﺎﺑ رواﻧﺎب ﺳﻄﺤﻲ در آن ﻧﺎﭼﻴﺰ ﺑـﻮده و ﺑﻨـﺎﺑﺮاﻳﻦ ﻓـﺮض ﻣـﻲ ﺷـﻮد ﻛـﻪ آب آﺑﻴﺎری و رﻳﺰش ﺟﻮی ﻧﻔﻮذ ﻛﺮده ﻣﺎزاد ﺑﺮ ﻇﺮﻓﻴﺖ ﻧﮕﻬﺪاری آب در ﻧﺎﺣﻴﻪ رﻳﺸﻪ ، آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ را ﺗﻐﺬﻳﻪ ﻛﻨﺪ . در واﻛﻨﺶ ﺑـﻪ ﺗﻐﺬﻳﻪ، ﺗﺮاز آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ اﻓﺰاﻳﺶ ﻣﻲ ﻳﺎﺑﺪ . ﺑﺎر ﻫﻴﺪروﻟﻴﻜﻲ ﻛﻪ ﺑﻪ اﻳﻦ ﻧﺤﻮ اﻓﺰاﻳﺶ ﻣﻲ ﻳﺎﺑﺪ ﺳﺒﺐ ﺟﺮﻳﺎن ﺟﺎﻧﺒﻲ زﻳﺮ ﺳـﻄﺤﻲ ﺑﻪ ﻃﺮف زﻫﻜﺶ )ﻫﺎ رودﺧﺎﻧﻪ / درﻳﺎﭼﻪ ﻣﻲ ( ﺷﻮد . اﻳﻦ ﺟﺮﻳﺎن در ﻧﻬﺎﻳﺖ ﺗﺒﺪﻳﻞ ﺑﻪ ﺑﺪه ﺗﺨﻠﻴﻪ آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ، ﻛﻪ ﻓﺮض ﻣـﻲ ﺷـﻮد ﺗﻨﻬﺎ ﻣﻨﺒﻊ ﺑﺮای ﺑﺪه ﭘﺎﻳﻪ ﺑﺎﺷﺪ ، ﺧﻮاﻫﺪ ﺷﺪ . ﺑﺎ ﻓﺮض ﻳﻚ ﻣﻨﺤﻨﻲ ﺧﻄﻲ ﺧﺸﻜﻴﺪﮔﻲ ﺑﺮای ﺑﺪه ﭘﺎﻳﻪ، زﻫﻜﺸﻲ آﺑﺨـﻮان ﺑـﺎ ﻳـﻚ ﻓﺮآﻳﻨﺪ زو ا ل ﻧﻤﺎﻳﻲ ﺑﻴﺎن ﻣﻲ :ﺷﻮد )3 - 67 ( gt gt t S S exp( t) −Δ = −αΔ ﻛﻪ در آنgt t S −Δ وgt S ﺗﺮازﻫﺎی آب زﻳﺮزﻣﻴﻨ )ﻲ ذﺧﻴﺮه آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ در واﺣﺪ ﻣﺴﺎﺣﺖ ( ﺑﺎﻻی ﻳﻚ ﺗﺮاز ﻣﺒﻨﺎ ، ﺑﻪ ﺗﺮﺗﻴﺐ در آﻏﺎز و ﺧﺎﺗﻤﻪ ﻫﺮ ﻣﺎه، - واﺣﺪﻫﺎ ﺑﺮ ﺣﺴﺐ ﻃﻮل ﺑﻴﺎن ﻣﻲ ﺷﻮﻧﺪ- وgt t S −Δ ﻣﺴﺎوی ﺑﺎ ﻣﺠﻤﻮع ﺗﺮاز آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ در اﻧﺘﻬﺎی ﻣﺎهt 1 − ، gt 1 S −، ﻣﻴﺎﻧﮕﻴﻦ ﺗﻐﺬﻳﻪ آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ در ﺧﻼل ﻣﺎهt 1 − ، Rt ، ﻛﻪ ﺑﺎ ﻧﺤﻮه ﻛﺎرﺑﺮی اراﺿﻲ وزن داده ﺷﺪه اﺳـﺖ؛t Δ ﺗﻌﺪاد روزﻫﺎ در ﻣﺎه، وα ﻣﻘﺪار ﺛﺎﺑﺘ ﻲ اﺳﺖ ﻛﻪ ﺑﻴﺎﻧﮕﺮ ﻣﺸﺨﺼﻪ ﺗﺎﺧﻴﺮ ذﺧﻴﺮه در ﺣﻮﺿﻪ آﺑﺮﻳﺰ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﻋﻮاﻣﻞ ﻛﻨﺘﺮل ﻛﻨﻨﺪه ﺗﺎﺧﻴﺮ اﺣﺘﻤﺎﻻ ﺷﺎﻣﻞ ﺗﺮاﻛﻢ و ﻃﻮل رودﺧﺎﻧﻪ ﻫﺎی داﺋﻤﻲ، ﺷﻴﺐ و ﺧﺼﻮﺻﻴﺎت ﻫﻴﺪروﻟﻴﻚ آﺑﺨﻮان اﺳﺖ . در ﻧﻬﺎﻳﺖ، ﺑﺪه ﺗﺨﻠﻴﻪ آب زﻳﺮزﻣﻴﻨ ﻲ، Qg ، ﺑﻪ ﺻﻮرت زﻳﺮ ﺑﻴﺎن ﻣﻲ :ﺷﻮد )3 - 68 ( g gt gt 1 Q A(S S ) − = − ﻛﻪ در آنA ﻣﺴﺎﺣﺖ ﺣﻮﺿﻪ آﺑﺮﻳﺰ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﻓﺼﻞ ﺳﻮم- ﺗﻌﺮﻳﻒ ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن و ﺗﻌﻴﻴﻦ اﺟﺰای آن 22 / 04 / 93 43 3 - 8 - ﺑﻴﻼن آب ﻛﺎرﺳﺖ ﻛﺎرﺳﺖ ﻣﺤﺪود ﺑﻪ ﻋﻮارض و اﻓﻖ ﻫﺎﻳﻲ از زﻣﻴﻦ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ ﻛﻪ ﻋﻤﺪﺗﺎ در ﺻﺨﺮه ﻫﺎی ﻛﺮﺑﻨﺎﺗﻲ ﺗﻮﺳﻌﻪ ﻳﺎﻓﺘﻪ اﻧﺪ؛ ﻋﻼوه ﺑﺮ اﻳـﻦ ﻛﻠﻤﻪ ﺗﻮﺳﻌﻪ ﻣﺮﺑﻮط ﺑﻪ ﻣﻮرﻓﻮﻟﻮژی زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ و ﺳﻔﺮه ﻫﺎی آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ ﻛﻪ در ﭼﻨﻴﻦ ﺗﺸﻜﻴﻼﺗﻲ ﺷﻜﻞ ﻣـﻲ ﮔﻴﺮﻧـﺪ . اﺛﺮ ﻣﺘﻘﺎﺑﻞ آب-ﺗﻮده ﺳﻨﮕﻲ ﻓﺮآﻳﻨﺪ اﺻﻠﻲ اﺳﺖ ﻛﻪ ﻣﻨﺠﺮ ﺑﻪ ﺗﻮﺳﻌﻪ آﺑﺮاﻫﻪ ﻫﺎ در ﻃﻮل ﮔﺴﻞ ﻫﺎ و ﺗﺮک ﻫﺎ در ﺗﻮده ﻫﺎی ﻛﺮﺑﻨﺎﺗﻲ ﻣﻲ ﮔﺮدد . اﻧﺪازه اﻳﻦ آﺑﺮاﻫﻪ ﻫﺎ ﻣﻲ ﺗﻮاﻧﺪ ﺗﺎ ﺣﺪ ﻳﻚ ﻏﺎر ﻧﻴﺰ ﺗﻮﺳـﻌﻪ ﻳﺎﺑـﺪ . ﮔﺮﭼـﻪ اﻳـﻦ ﻓﺮآﻳﻨـﺪ ﺳـﺎده ﺑـﻪ ﻧﻈـﺮ ﻣـﻲ رﺳـﺪ اﻣـﺎ ﻫﻴﺪروﻟﻮژی ﻛﺎرﺳﺖ ﻳﻜﻲ از ﭘﻴﭽﻴﺪه ﺗﺮﻳﻦ ﺷﺎﺧﻪ ﻫﺎی ﻋﻠﻢ آب ﻫﺎی زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . آﺑﺨﻮان ﻫﺎی ﻛﺎرﺳﺘﻲ دارای ﻣﺸﺨﺼﺎت و رژﻳﻢ ﻫﻴﺪروﻟﻮژﻳﻜﻲ وﻳﮋه ای ﻣﻲ ﺑﺎﺷﻨﺪ . ﻣﺸﺨﺼﺎت ﻋ ﻤﻮﻣﻲ آن ﻫﺎ ﻋﺒﺎرت از ﻋﺪم و ﻳﺎ زﻫﻜﺸﻲ ﺳﻄﺤﻲ ﻧﺎﭼﻴﺰ، ﺟﻤـﻊ آب ﻫـﺎی ﻓﺮوﺑﺮﻧﺪه آب (sink hole)، ﺟﺮﻳﺎن ﻫﺎی ﻓﺮوروﻧﺪه، ﺷﺒﻜﻪ ﻫﺎی زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ﻛﺎرﺳﺘﻲ ﺑﺎ اﺗﺼﺎﻻت و / ﻳﺎ آﺑﺮاﻫﻪ ﻫﺎی ﺑـﺎز و ﻫﻤﭽﻨـﻴﻦ ﺧﺮوج آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ از ﻣﻨﺎﺑﻊ ﻧﻘﻄﻪ ای ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . در اﻳﻦ ﻣﻨﺎﻃﻖ رژﻳﻢ ﻫﻴﺪروﻟﻮژﻳﻜﻲ ﺗﺤﺖ ﺷﺮاﻳﻂ ﻧﺎﻫﻤﮕ ﻨﻲ ﺟﺮﻳﺎن ﻗـﺮار دارد ﻛﻪ ﻣﻲ ﺗﻮان ﺑﻪ ﺗﻐﻴﻴﺮات زﻳﺎد ﻫﺪاﻳﺖ ﻫﻴﺪروﻟﻴﻜﻲ در اﺗﺼﺎﻻت و آﺑﺮاﻫﻪ ﻫﺎی ﺑﺎز در ﻣﻘﺎﺑﻞ ﻫﺪاﻳﺖ ﻫﻴﺪروﻟﻴﻜﻲ ﺑﺴﻴﺎر ﭘـﺎﻳﻴﻦ در ﺻﺨﺮه ﻫﺎی ﻓﺸﺮده و ﻧﻴﺰ ﻧﺎﻫﻤﮕﻨﻲ ﻫﺎﻳﻲ ﻣﻮﺟﻮد در ﻣﻨـﺎﻃﻖ ﻧﻔـﻮذ و ﻓﺮآﻳﻨـﺪ ﭘﻴﭽﻴـﺪه آن اﺷـﺎره ﻧﻤـﻮد . ﻣﺸﺨﺼـﺎت ﻋﻤـﻮﻣﻲ ﭼﺸﻤﻪ ﻫﺎی ﻛﺎرﺳﺘﻲ ﻣﻘﺎدﻳﺮ ﻛﻢ ﺑﺪ ه اوج ﺳﻴﻼب و ﺷﻴﺐ ﻛﻢ ﺑﺎزوی ﻛﺎﻫﻨﺪه آﺑﻨﻤﻮد ﺳﻴﻼب ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ (Tripet et al., 2000) . ﻣﺸﻜﻞ ﺗﻬﻴﻪ اﻃﻼﻋﺎت ﻛﺎﻓﻲ از ﻳﻚ ﻣﻨﻄﻘﻪ ﻛﺎرﺳﺘﻲ و ﺳﻴﺮ ﺗﻜـﺎﻣﻠﻲ ﺗﻮﺳـﻌﻪ ﻛﺎرﺳـﺖ را ﻣـﻲ ﺗـﻮان ﺗﻨﻬـﺎ ﺑﺮﻣﺒﻨـﺎی ﻋﻠـﻮم ﺑﻴﻦ رﺷﺘﻪ ای ﻣﺮﺗﻔﻊ ﻧﻤﻮد . در واﻗﻊ ﺗﺤﻠﻴﻞ ﺟﺰﻳﻴﺎت ﻣﻨﺎﻃﻖ ﻛﺎرﺳﺘﻲ ﻧﻴﺎزﻣﻨﺪ ﻣﺸﺎرﻛﺖ ﻋﻠﻮم ﻣﺨﺘﻠـ ﻒ و اﺳـﺘﻔﺎده از داده ﻫـﺎی ﻓﺮاوان ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﺑﻪ ﻣﻨﻈﻮر ﺷﻨﺎﺳﺎﻳﻲ اﻧﻮاع ﻣﻨﺎﻃﻖ ﻛﺎرﺳﺘﻲ و دﺳﺘﻪ ﺑﻨﺪی آن ﻫﺎ ﻣﻲ ﺗﻮان ﺑـﻪ )Cucchi et al., 2000 ( ﻣﺮاﺟﻌـﻪ ﻧﻤﻮد . ﺷﻨﺎﺳﺎﻳﻲ ﺣﻔﺮات و درز و ﺷﻜﺎف ﻫﺎی زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ﭘﻴﭽﻴﺪه ﺗﺮﻳﻦ ﭼﺎﻟﺶ ﻫﺎی ﻣﻄﺎﻟﻌﺎت زﻣﻴﻦ ﺷﻨﺎﺳﻲ ﻣﻬﻨﺪﺳﻲ در ﻧـﻮاﺣﻲ ﻛﺎرﺳﺘﻴﻚ ﻣﺤﺴﻮب ﻣﻲ ﺷﻮد . ﺑـﺪﻳﻦ ﻣﻨﻈـﻮر از ﺗﻜﻨﻴـﻚ ﻫـﺎی وﻳـﮋه ای ﭼـﻮن روش ﮔﺮادﻳـﺎن اﺳـﺘﻔﺎده ﻣـﻲ ﻧﻤﺎﻳﻨـﺪ . ﺗﻔﺴـﻴﺮ ﻣﻨﺤﻨﻲ ﻫﺎی ﺳﻮﻧﺪاژ ﻣﻨﺠﺮ ﺑﻪ ﺟﺪاﻳﺶ ﻣﺮز ﻻﻳﻪ ﻫﺎی ژﺋﻮاﻟﻜﺘﺮﻳﻜﻲ در ﻣﻄﺎﻟﻌﺎت ﻣﺮﺑﻮﻃﻪ ﻣﻲ ﮔﺮدد . ﺑﺎ ﻓﺮض ﻫﻤﮕﻦ ﺑﻮدن ﻣﺤﻴﻂ وﺟﻮد ﻫﺮ ﺗﻐﻴﻴﺮی ﻣﻲ ﺗﻮاﻧﺪ دﻟﻴﻠﻲ ﺑﺮ وﺟﻮد ﺣﻔﺮه ﺑﺎﺷﺪ . داﻣﻨﻪ اﻳﻦ ﺗﻐﻴﻴﺮات ﺑﻪ اﺑﻌﺎد ﺣﻔﺮه و ﻧﺰدﻳﻜـﻲ ان ﺑـﻪ ﺳـﻄﺢ زﻣـﻴﻦ و ﻣﻘﺎوﻣﺖ اﻟﻜﺘﺮﻳﻜﻲ ﻣﺤﻴﻂ اﻃﺮاف ﺑﺴﺘﮕﻲ دارد . ﺑﺎ اﺳﺘﻔﺎده از روش ﮔﺮادﻳﺎن ﻣﻲ ﺗﻮان ﺑﻪ ﺷﻨﺎﺳﺎﻳﻲ اﻳـﻦ ﺗﻐﻴﻴـﺮات و در ﻧﺘﻴﺠـﻪ وﺟﻮد ﺣﻔﺮات ﭘﻲ ﺑﺮد ) ﻋﻠﻴﺎری، 1384 .(روش رادار ﻧﻴﺰ ﻛﻪ ﺑﺮ اﺳﺎس ﭘﺎﺳﺦ زﻣﻴﻦ ﺑﻪ ﻓﺮﻛﺎﻧﺲ ﻫﺎی ﺑﻠﻨﺪ اﻣﻮاج اﻟﻜﺘﺮوﻣﻐﻨـﺎﻃﻲ ﺑﻨﺎ ﻧﻬﺎده ﺷ ﺪه اﺳﺖ ﻣﻲ ﺗﻮاﻧﺪ در ﻣﻄﺎﻟﻌﻪ ﺳﺎﺧﺘﺎرﻫﺎی زﻳﺮﺳﻄﺤﻲ ﺑﻪ ﻛﺎر ﺑﺮده ﺷﻮد ) اوﻳﺴﻲ ﻣﻮﺧﺮ و ﻫﻤﻜﺎران، 1384 .( ﻣﺪل ﻣﻔﻬﻮﻣﻲ اراﺋﻪ ﺷﺪه در ﺷﻜﻞ )3 - 2 (ﻛﻪ ﺗﺮﻛﻴﺒﻲ از ﺷﺒﻜﻪ ﻫﺎی ﻣﺘﺼﻞ ﺑﻪ ﻫـﻢ و آﺑﺮاﻫـﻪ ﻫـﺎ ﻣـﻲ ﺑﺎﺷـﺪ در ﺷﻨﺎﺳـﺎﻳﻲ ﻣﻨﺎﻃﻖ ﻛﺎرﺳﺘﻲ ﻣﻔﻴﺪ اﺳﺖ . در ﻃﻲ دوره ﻫﺎی ﺳﻴﻼﺑﻲ ﻓﻀﺎی درز و ﺷﻜﺎف ﻫﺎی ﻋﻤﻴ ﻖ ﺗﻮﺳﻂ ﺷـﺒﻜﻪ ﻛﺎرﺳـﺘﻲ ﺗﻐﺬﻳـﻪ و در ﻃﻲ دوره ﻛﻢ آﺑﻲ ﻋﻤﻞ زﻫﻜﺸﻲ اﻧﺠﺎم ﻣﻲ .ﺷﻮد وﺟﻮد ﻓﺮوﭼﺎﻟﻪ ﻫﺎ در ﻣﻨﺎﻃﻖ ﺗﺤﺖ ﺑﻬﺮه ﺑﺮداری از ﻣﻨﺎﺑﻊ آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ﻧﺸﺎﻧﻪ ای از وﺟﻮد ﺷﺮاﻳﻂ ﻛﺎرﺳﺘﻲ ﻣﻨﻄﻘﻪ اﺳﺖ وﻟﻲ ) زاده و ﻫﻤﻜﺎران، 1384 ( ﻛﻪ ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ در ﻛﺎﻧﻮن ﻫﺎی ﺟﻤﻌﻴﺘﻲ ﺑﺎﻋﺚ آﻟـﻮدﮔﻲ ﻣﻨﺎﺑﻊ آب زﻳﺮزﻣﻴ ﻨﻲ ﻧﻴﺰ ﮔﺮدﻧﺪ ) ﻣﺤﺒﻲ ﺣﺴﻦ آﺑﺎدی، 1384 .( 44 22 / 04 / 93 دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب ﻋﻤﺪﺗﺎ اوﻟﻴﻦ اﻗﺪام درﺧﺼﻮص ﻣﻨﺎﺑﻊ ﻛﺎرﺳﺘﻲ ﺷﺎﻣﻞ ﺗﺰرﻳﻖ ردﻳﺎب ﻫﺎ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . اﻧﺘﺨﺎب ﻣﻴﺰان و ﻣﺤـﻞ ﺗﺰرﻳـﻖ از اﻫﻤﻴـﺖ ﺑﻪ ﺳﺰاﻳﻲ ﺑﺮﺧﻮردار اﺳﺖ . ﺑﺮای ﻧﻤﻮﻧﻪ ﮔﻴﺮی از ﭼﺸﻤﻪ ﻫﺎ و ﻳﺎ اﺣﻴﺎﻧﺎ از ﻏﺎرﻫﺎ ﻣﻲ ﺗﻮان از ﻧﻤﻮﻧﻪ ﮔﻴﺮﻫﺎی دﺳﺘﻲ و ﻳﺎ ﺧﻮدﻛﺎر و ﻳﺎ ﻫ ﻤﭽﻨﻴﻦ ﺣﺲ ﮔﺮﻫﺎی ﺧﺎص اﺳﺘﻔﺎده ﻧﻤﻮد . از دﻳﮕﺮ اﻧﺪازه ﻫﺎی ﮔﻴﺮی ﻫﺎی ﻣﻮرد ﻧﻴﺎز، درﺟـﻪ ﺣـﺮارت و ﻫـﺪاﻳﺖ ﻫﻴـﺪروﻟﻴﻜﻲ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . در ﻧﻤﻮﻧﻪ ﮔﻴﺮی ﻫﺎ ﻣﻲ ﺑﺎﻳﺴﺖ از وﺳﺎﻳﻞ ﻛﺪر و ﻏﻴﺮواﻛﻨﺸﻲ ﺑﺎ ﻣﻮاد ﺗﺰرﻳﻘﻲ اﺳﺘﻔﺎده ﺷﻮد . ﺑﻪ ﻣﻨﻈـﻮر ﻣﺤﺎﺳـﺒﻪ ﺟـﺮم ردﻳﺎب ﺑﺎزﻳﺎﻓﺖ ﺷﺪه در ﭼﺸﻤﻪ ﻫﺎی ﻛﺎرﺳﺘﻲ، ﻣﻘﺎدﻳﺮ ﻏﻠ ﻈﺖ ردﻳﺎب ﺑﻌﺪ از ﺗﻔﻜﻴﻚ ﺑـﻪ ﺻـﻮرت ﻣﺘﻮﺳـﻂ روزاﻧـﻪ، در رواﻧـﺎب روزاﻧﻪ ﺿﺮب ﺷﺪه و ﺳﭙﺲ ﺑﺎ اﺳﺘﻔﺎده از ﻗﺎﻧﻮن ﺳﻴﻤﭙﺴﻮن و اﻧﺘﮕﺮال ﮔﻴﺮی ﺑﻴﻦ ﻧﻘﺎط، ﺟﺮم ردﻳﺎب ﻗﺎﺑﻞ ﺗﻌﻴﻴﻦ ﻣـﻲ ﺑﺎﺷـﺪ . ﺑـﺎ ﺗﻔﺴﻴﺮ و ﺗﺤﻠﻴﻞ ﻣﻨﺤﻨﻲ ﺗﻐﻴﻴﺮات ﻏﻠﻈﺖ رواﻧﺎب ﻧﺴﺒﺖ ﺑﻪ زﻣﺎن در ﭼﺸﻤﻪ ﻫﺎی ﻣﺨﺘﻠﻒ و ﻳﺎ ﺳﺎﻳﺮ ﻣﻨﺎﺑﻊ ﻛﺎرﺳﺘﻲ و ﺑﻪ ﻛﻤـﻚ ﻣﺪل ﻫﺎی ﻣﺨﺘﻠﻒ ﻣﻲ ﺗﻮان ﺑﻪ ﻧﺤﻮه اﻧﺘﻘﺎل آب دﺳﺖ ﻳﺎﻓﺖ . ﻳﻘﻴﻨﺎ در ﺻﻮرت ﻋـﺪم وﺟـﻮد راﺑﻄـﻪ ای ﺑـﻴﻦ ﻏﻠﻈـﺖ رواﻧـﺎب در ﭼﺸﻤﻪ ﻫﺎی ﻣﺨﺘﻠﻒ ﻣﺴﻴﺮﻫﺎی ﻣﺠﺰا ﺑﺮای ﺟﺮﻳﺎن ﻗﺎﺑﻞ ﻓﺮض ﻛﺮدن ﻣﻲ ﺑﺎﺷـﺪ . ﻋـﻼوه ﺑـﺮ آن ﺑـﺎ ﺗﺤﻠﻴـﻞ ﻓـﻮق ﻣـﻲ ﺗـﻮان ﺑـﻪ ﺷﻨﺎﺳﺎﻳﻲ آب ﻫﺎی راﻛﺪ و ﻳﺎ ﻣﺘﺤﺮک ﻛﺎرﺳﺘﻲ ﻧﻴﺰ ﭘﻲ ﺑﺮد . ﺑﺮازش ﻣﺪل ﺑـﺮ ﻣﻨﺤﻨـﻲ ﻓـﻮق ﺣﺎﺻـﻞ از ﻳـﻚ آزﻣـﺎﻳﺶ ردﻳـﺎﺑﻲ ﻣﻲ ﺗﻮاﻧﺪ در ﺗﺸﺨﻴﺺ ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎی ﻫﻢ رﻓﺘﻲ ) زﻣﺎن ﻣﺘﻮﺳﻂ ﻋﺒﻮر ( و ﭘﺨﺸﻴﺪﮔﻲ ﻓﺮآﻳﻨﺪ ﻣﻮﺛﺮ ﺑﺎﺷﺪ . ﺷﻜﻞ3 - 2 - ﻣﺪل ﻣﻔﻬﻮﻣﻲ ﺑﻴﺎﻧﮕﺮ ﺗﺮﻛﻴﺒﻲ از ﺷﺒﻜﻪ ﻫﺎی ﻣﺘﺼﻞ ﺑﻪ ﻫﻢ و آﺑﺮاﻫﻪ ﻫﺎ ﺑﺮای ﺷﻨﺎﺳﺎﻳﻲ ﻣﻨﺎﻃﻖ ﻛﺎرﺳﺘﻲ اﺳﺎس ﻣﺪل ﻫﺎی راﻳﺞ (Multi Dispersion Model-MDM) را ﻣﻲ ﺗﻮان ﺑﻪ ﺷﻜﻞ زﻳﺮ ﺗﻮﺻﻴﻒ ﻧﻤﻮد : ﻓﺼﻞ ﺳﻮم- ﺗﻌﺮﻳﻒ ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن و ﺗﻌﻴﻴﻦ اﺟﺰای آن 22 / 04 / 93 45 )3 - 69 ( 2 oi i i 3 Di oi Di oi oi t 1 t M 1 C t exp Q t t 4P t 4 P t t ⎡ ⎤ ⎛ ⎞ ⎢ ⎥ − ⎜ ⎟ ⎢ ⎥ ⎝ ⎠ = × × ⎢ ⎥ ⎛ ⎞ ⎢ ⎥ ⎛ ⎞ ⎜ ⎟ π ⎜ ⎟ ⎢ ⎥ ⎝ ⎠ ⎣ ⎦ ⎝ ⎠ ﻛﻪ در آنCi ،ﻏﻠﻈﺖ ردﻳﺎبMi ،ﺟﺮم ردﻳﺎبQ ﺑﺪه وtoi ،زﻣﺎن ﻣﺘﻮﺳﻂ اﻧﺘﻘﺎلi ﺷﺎﺧﺺ ﻣﺴـﻴﺮ ﺟﺮﻳـﺎن وPDi ﭘـﺎراﻣﺘﺮ ﭘﺨﺸﻴﺪﮔﻲ ) راﺑﻄﻪ زﻳﺮ ﻣﻲ ( ﺑﺎﺷﺪ . )3 - 70 ( D x D P v x α = = ﻛﻪ د ر آن D ،ﺿﺮﻳﺐ ﭘﺨﺶv ،ﺳﺮﻋﺖ ﻣﺘﻮﺳﻂ ﺟﺮﻳﺎنx ﻓﺎﺻﻠﻪ وα ﭘﺨﺸﻴﺪﮔﻲ ﻣـﻲ ﺑﺎﺷـﺪ . ﺑﻨـﺎﺑﺮاﻳﻦ ﻏﻠﻈـﺖ ﻣﺠﻤـﻮع را ﻣﻲ ﺗﻮان ﺑﻪ ﺷﻜﻞ زﻳﺮ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻧﻤﻮد : )3 - 71 ( N i i 1 C t C t = =∑ ﺑﺎ واﺳﻨﺠﻲ ﻣﺪل ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎی ﻣﻮرد ﻧﻴﺎز ﺗﻌﻴﻴﻦ ﻣﻲ ﺷﻮد . ﺑﺎ رﺳﻢ ﻣﻘﺎدﻳﺮ اﺧـﺘﻼف ﺑـﺪه در دو اﻳﺴـﺘﮕﺎه ﺑﺎﻻدﺳـﺖ و ﭘـﺎﻳﻴﻦ دﺳﺖ ﻣﻲ ﺗﻮان ﺑﻪ ﻣﻴﺰان ﻣﺸﺎرﻛﺖ آب ﻫﺎی ﻛﺎرﺳﺘﻲ در ﺑﺪه رودﺧﺎﻧﻪ دﺳﺖ ﻳﺎﻓﺖ . اﻧﻄﺒﺎق ﻣﻨﺤﻨﻲ ﻫﺎی اﺧﺘﻼف ﺑﺪه در اﻳﻦ دو اﻳﺴﺘﮕﺎه ﺑﻴﺎﻧﮕﺮ ﻧﻘﺎط ﺑﺪه ﻣﺤﺪود ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ ﻛﻪ ﻧﺸﺎن دﻫﻨﺪه دﺧﺎﻟـﺖ آب زﻳﺮزﻣﻴﻨـﻲ در ﺑـﺪه رودﺧﺎﻧـﻪ اﺳـﺖ (Baker et al., 2001) . 3 - 9 - ﺑﻴﻼن آب د رﻳ ﺎﭼﻪ ﻫﺎ و ﻣﺨﺎزن ﻫﻴﺪروﻟﻮژی درﻳﺎﭼﻪ ﻫﺎ و ﺗﺎﻻب ﻫﺎ ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ از ﭼﻬﺎر ﻣﻨﻈﺮ ﻣﺴﺘﻘﻞ ﻣﻮرد ﺑﺮرﺳﻲ ﻗﺮار ﮔﻴﺮد . اوﻟﻴﻦ دﻳﺪﮔﺎه ﺷـﺎﻣﻞ ﺗﻬﻴـﻪ ﻫﺎ ﻣﺪل ی ﻫﻴﺪروﻟﻮژﻳﻜﻲ در راﺳﺘﺎی اﺳﺘﻔﺎده از ﻣﻨﺎﺑﻊ آب ﻣﺮﺑﻮط ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ (Legesse et al., 2004) . دوﻣﻴﻦ ﻣﻨﻈﺮ ﻣﺮﺑﻮط ﺑـﻪ آزﻣﻮن ﺗﺎﺛﻴﺮ ات ﻧﻮﺳﺎﻧﺎت ﻃﺒﻴﻌﻲ ا ﻗﻠﻴﻢ از ﻗﺒﻴﻞ ENSO ﻳﺎ ﺗﻐﻴﻴﺮات اﻗﻠـﻴﻢ ﻓﻌﺎﻟﻴـﺖ ﺑﺸـﺮ ﻣﺎﻧﻨـﺪ ﮔـﺮم ﺷـﺪن ﺟﻬـﺎﻧﻲ ﺑـﺮروی ﻫﻴﺪروﻟﻮژی درﻳﺎﭼﻪ (Elathir, 1996) ﻣﺮﺑﻮط ﻣﻲ ﺷﻮد . ﺳﻮﻣﻴﻦ ﻧﮕﺎه ، در ﺧﺼﻮص ﻣﺪل ﺳﺎزی ﺗﺮاز ﺧﺮوﺟﻲ درﻳﺎﭼﻪ ﺑﻮده ﻛﻪ ﺑﻪ ﻛﻤﻚ آن ﺑﺘﻮان وﻗﺎﻳﻊ ﭘﻴﺸﻴﻦ ﺑﺎرﻧﺪﮔﻲ و ﻳﺎ ﻧﻮﺳﺎﻧﺎت اﻗﻠﻴﻤﻲ را ﺑﺮرﺳﻲ ﻧﻤﻮد (Nicholson and Yin, 2001) . ﻧﮕـﺎه آﺧـﺮ ﺑـﻪ ﺗﺤﻠﻴﻞ ﺷﻮری در درﻳﺎﭼﻪ ﻳﺎ ﻣﺨﺰن ﻣﺮﺑﻮط ﻣﻲ ﺷﻮد )Zagona et al., 2001 ، Inosako et al., 2006 .( ﺑﺮاﺳﺎس ﻣﺎﻫﻴﺖ ﺑﻴﻼن آب، درﻳﺎﭼﻪ ﻫﺎ ﻣﻲ ﺗﻮاﻧﻨﺪ ﺑﻪ دو دﺳﺘﻪ ﻛﻠﻲ درﻳﺎﭼﻪ ﻫﺎی ﺑﺎز ﺑﺎ ﺟﺮﻳﺎن ﺧﺮوﺟـﻲ و درﻳﺎﭼـﻪ ﻫـﺎی ﺑﺴـﺘﻪ ﺑﺪون ﺟﺮﻳﺎن ﺧﺮوﺟﻲ ﺗﻘﺴﻴﻢ ﺷﻮﻧﺪ . درﻳﺎﭼﻪ ﻫﺎﻳﻲ ﻛﻪ ﺟﺮﻳﺎن ﺧﺮوﺟﻲ آن ﻫﺎ ﺑﻪ ﺗﺮازﻫـﺎی ﺑـﺎﻻی آب ﺑﺴـﺘﮕﻲ دارد، ﻳـﻚ دﺳـﺘﻪ ﺑﻴﻨﺎﺑﻴﻨﻲ را ﺗﺸﻜﻴﻞ ﻣﻲ دﻫﻨﺪ . ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن آب ﺑﺮای درﻳﺎﭼﻪ ﻫﺎ و ﻣﺨﺎزن ﺑﺮای ﻫﺮ دوره زﻣﺎﻧﻲ را ﻣﻲ ﺗﻮان ﺑﻪ ﺻﻮرت زﻳﺮ ﻧﻮﺷﺖ : )3 - 72 ( SI uI L L So uo L Q Q P E Q Q S 0 + + − − − −Δ −η = ﻛﻪ در آنSI Q ﺟﺮﻳﺎن ورودی ﺳﻄﺤﻲ ﺑﻪ درﻳﺎﭼﻪ ﻳﺎ ﻣﺨﺰن،UI Q ،ﺟﺮﻳﺎن ورودی آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲL P ﺑﺎرش ﺑﺮ روی ﺳﻄﺢ درﻳﺎﭼﻪ،L E ،ﺗﺒﺨﻴﺮ از ﺳﻄﺢ درﻳﺎﭼﻪSO Q ﺟﺮﻳﺎن ﺧﺮوﺟﻲ ﺳﻄﺤﻲ از درﻳﺎﭼﻪ ﻳﺎ ﻣﺨﺰن،UO Q ﺟﺮﻳـﺎن ﺧﺮوﺟـﻲ زﻳﺮزﻣﻴﻨـﻲ 46 22 / 04 / 93 دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب ﺷﺎﻣﻞ ﻧﺸﺖ از ﻃﺮﻳﻖ ﺳﺪ، وL S Δ ﺗﻐﻴﻴﺮ ذﺧﻴﺮه آب در درﻳﺎﭼﻪ ﺑﺮای دوره ﺑﻴﻼن ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ )η ﻣﺎﻧﻨﺪ ﻗﺒﻞ ﺗﻌﺮﻳﻒ ﻣـﻲ ﺷـﻮد (. ﺑﺮای درﻳﺎﭼﻪ ﻫﺎ و ﻣﺨﺎزن ﺑﺰرگ، ﺟﺮﻳﺎن ورودی ﺳـﻄﺤﻲ SI Q ﻋﻤﻮﻣـﺎ ﺑـﻪ ﺟﺮﻳـﺎن ورودیm Q از رودﺧﺎﻧـﻪ اﺻـﻠﻲ و ﺟﺮﻳـﺎن ورودی ﺟﺎﻧﺒﻲ1 Q ﺗﻘﺴﻴﻢ ﻣﻲ ﺷﻮد ﻳﻌﻨﻲ : )3 - 73 ( SI m l Q Q Q = + ﺑﺮای ﺷﺮاﻳﻄﻲ ﻛﻪ ﺣﺠﻢ درﻳﺎﭼﻪ ﻫﺎ و ﻣﺨﺎزن ﺑﻪ ﻃﻮر ﻗﺎﺑﻞ ﻣﻼﺣﻈﻪ ای ﺑﺎ ﻧﻮﺳﺎﻧﺎت ﺷﺪﻳﺪ ﺗﺮاز آب ﺗﻐﻴ ﻴﺮ ﻣﻲ ﻛﻨﺪ، ﻣﻨﺎﺳﺐ ﺗﺮ اﺳﺖ ﻛﻪ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎ ی ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن آب ﺑﻪ ﺻﻮرت اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻫﺎی ﺣﺠﻤﻲ ﺑﻴﺎن ﺷﻮﻧﺪ . از ﻃﺮف دﻳﮕﺮ ﺑﺮای درﻳﺎﭼﻪ ﻫﺎﻳﻲ ﻛـﻪ از ﻳﻚ ﺳﻄﺢ ﺗﻘﺮﻳﺒﺎ ﺛﺎﺑﺖ ﺑﺮﺧﻮردارﻧﺪ، ﻣﻨﺎﺳﺐ ﺗﺮ اﺳﺖ ﻛﻪ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎ ی ﺑﻴﻼن آب ﺑﻪ ﺻﻮرت ارﺗﻔﺎع ﻻﻳـﻪ آب ﻧﺴـﺒﺖ ﺑـﻪ ﻣﺘﻮﺳـﻂ ﺳﻄﺢ درﻳﺎﭼﻪ ﺑﻴﺎن ﮔﺮدد ﻣﺜ ) ﻼ Valet-Coulomb et al., 2001 ، Kebede et al., 2006 .( ﺑﺎ اﻳﻦ ﺣﺎل ﺑﻪ ﻃﻮر ﻛﻠﻲ ﻣﺘﻮﺳـﻂ ﺳﻄﺢ درﻳﺎﭼﻪ ﺑﻪ ﺻﻮرت ﻣﻴﺎﻧﮕﻴﻦ رﻳﺎﺿﻲ ﺑﺮای دوره زﻣﺎﻧﻲ ﺑﻴﻼن ﺑﺮآورد ﻣﻲ ﺷﻮد . در ﻃﻮل زﻣﺴﺘﺎن اﮔﺮ ﺳﻄﺢ درﻳﺎﭼﻪ ﻳـﺦ ﺑﺴـﺘﻪ ﺑﺎﺷـﺪ، ﻣﻤﻜـﻦ اﺳـﺖ ﺑﺘـﻮان از ﻣﻮﻟﻔـﻪ ﻫـﺎی L P وL E ﺻـﺮف ﻧﻈـﺮ ﻛـﺮد )Chikita et al., 2004 .( در اﻳﻦ ﺻﻮرت ﻣﻌﺎدﻟﻪ )4 - 72 (ﺑﻪ ﺻﻮرت زﻳﺮ ﻧﻮﺷﺘﻪ ﻣﻲ :ﺷﻮد )3 - 74 ( SI uI So uo L Q Q Q Q S 0 + − − −Δ −η = ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن آب ﺑﺮای درﻳﺎﭼﻪ ﻫﺎ و ﻣﺨﺎزن ﺑﺎز در ﻳﻚ ﻣﺘﻮﺳﻂ درازﻣﺪت ﺳﺎﻻﻧﻪ ﻛﻪ در آن ﻓـﺮض L S 0 Δ = ﻗﺎﺑـ ﻞ ﻗﺒـﻮل ﺑﺎﺷﺪ، ﺑﻪ ﺻﻮرت زﻳﺮ ﺧﻮاﻫﺪ ﺑﻮد : )3 - 75 ( SI UI L SO UO L Q Q P Q Q E + + = + + در ﺷﺮاﻳﻄﻲ ﻛﻪ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎ ی رواﻧﺎب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲuo UI (Q ,Q ) ﺑﻪ ﻃﻮر ﻣﻌﻨﻲ دار ی در ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﺸﺎرﻛﺖ ﻧﺪاﺷﺘﻪ ﺑﺎﺷـﻨﺪ، ﻣﻲ ﺗﻮان از آن ﻫﺎ ﺻﺮف ﻧﻈﺮ ﻛﺮد . در ﭼﻨﻴﻦ ﺷﺮاﻳﻄﻲ ﻣﻌﺎدﻟﻪ )3 - 75 (ﺑﻪ ﺻﻮرت زﻳﺮ ﺳﺎده ﺧﻮاﻫﺪ ﺷﺪ : )3 - 76 ( SI L SO L Q P Q E + = + اﮔﺮ ﺗﻨﻬﺎ اﻃﻼﻋﺎت ﺑﺎرش و رواﻧﺎب ) ﺟﺮﻳﺎن ورودی ( وﺟﻮد داﺷﺘﻪ ﺑﺎﺷﺪ، از ﻣﻌﺎدﻟﻪ )3 - 77 (ﺗﻮان ﻣﻲ ﺑﺮای ارزﻳﺎﺑﻲ ﺗﻘﺮﻳﺒﻲ از ﻣﻨﺎﺑﻊ آب درﻳﺎﭼﻪ ﻫﺎی ﺑﺴﺘﻪ ﻛﻮﭼﻚ ﺑﻬﺮه ﺑﺮد : )3 - 77 ( SI L L Q P E + = اﮔﺮ ﻫﻴﭻ اﻧﺪازه یﮔﻴﺮ ﻣﺴﺘﻘﻴﻤﻲ از اﻳﻦ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎ وﺟﻮد ﻧﺪاﺷﺘﻪ ﺑﺎﺷﺪ، ﺗﻮان ﻣﻲ آن ﻫـﺎ را از روی ﻧﻘﺸـﻪ ﻫـﺎی ﻧﺎﺣﻴـﻪ ای ﻛـﻪ ﻣﻘﺎدﻳﺮ ﻃﻮﻻﻧﻲ ﻣﺪت آن ﻫﺎ را ﺗﻌﻴﻴﻦ ﻣﻲ ﻛﻨﻨﺪ ﺑﻪ دﺳﺖ آورد . در اﻳﻦ ﺻﻮرتL E از ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن آب ﺑـﻪ ﻋﻨـﻮان ﻳـﻚ ﻣﻮﻟﻔـﻪ ﺑﺎﻗﻲ ﻣﺎﻧﺪه ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺷﺪه ﺷﺎﻣﻞ ﻛﻠﻴﻪ ﺧﻄﺎﻫﺎ ی ﺣﺎﺻﻞ از ﻫﺮﮔﻮﻧﻪ ﺗﻔـﺎوت ﺑـﻴﻦ UI Q وUO Q ﻣـﻲ ﺑﺎﺷـﺪ . از ﻃـﺮف دﻳﮕـﺮ اﮔـﺮ ﺳﺮی ﻫﺎی زﻣﺎﻧﻲ ﺗﺮاز درﻳﺎﭼﻪ، ﺑﺪه ﻫﺎی رودﺧﺎﻧﻪ، ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎی ﻫﻮاﺷﻨﺎﺳﻲ ) ﺑﺮای ﺑﺮآورد ﺗﺒﺨﻴـﺮ ( در دﺳـﺘﺮس ﺑﺎﺷـﺪ، ﺗﻔﺎﺿـﻞ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎ ی ﻣﺠﻬﻮل درﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن ) ﻳﻌﻨﻲin out G G − ( ﻗﺎﺑﻞ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﺑﺎ ﺳﺎﺧﺖ ﻣﺨﺎزن ﻣﺘﻌﺪد ﺑﺮ روی رودﺧﺎﻧﻪ ﻫﺎ، ﻻزم اﺳﺖ اﻃﻼﻋﺎت روزاﻧﻪ ﻫﻴـﺪروﻟﻮژﻳﻜﻲ در ﻣـﻮرد ﻧـﺮخ ﺟﺮﻳـﺎن ورودی و ذﺧﻴﺮه آب در اﻳﻦ ﻣﺨﺎزن، ﻳﻌﻨﻲ ﻣﺠﻤﻮﻋﻪ ای از ﺑﻴﻼن ﻫﺎی ﻣﻨﻔﻲ آب ﺑﺮای ﻫﺎ دوره ی زﻣﺎﻧﻲ ﻛﻮﺗﺎه ﻣـﺪت از ﻗﺒﻴـﻞ ﻫـﺎ دوره ی ﻣﺎﻫﺎﻧ ﻪ ﻳﺎ 10 روزه ﺑﻪ دﺳﺖ آﻳﺪ . ﺑﺎ ﻛﻮﺗﺎه ﻛﺮدن دوره زﻣﺎﻧﻲ ﺑﻴﻼن، ﻣﺤﺎﺳﺒﺎت ﺑﺎ ﺟﺰﻳﻴ ﺎت ﺑﻴﺶ ﺗﺮ و ﻫﻤﭽﻨـﻴﻦ درﻧﻈـﺮ ﮔـﺮﻓﺘﻦ ﻓﺼﻞ ﺳﻮم- ﺗﻌﺮﻳﻒ ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن و ﺗﻌﻴﻴﻦ اﺟﺰای آن 22 / 04 / 93 47 ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎ ﺑﻴﺶ ی ﺗﺮ ی از ﺑﻴﻼن آب ﻣﻮرد ﻧﻴﺎز ﺧﻮاﻫﻨﺪ ﺑﻮد . ﺣﺴﺐ ﺷﺮاﻳﻂ اﻳـﻦ ﻣﻮﻟﻔـﻪ ﻫـﺎ ﻣﻤﻜـﻦ اﺳـﺖ ﺷـﺎﻣﻞ ﺗﺠﻤـﻊ آب در ﻛﺎﻧﺎل ﻫﺎ و دﺷﺖ ﻫﺎ ی ﺳﻴﻞ ﮔﻴﺮ رودﺧﺎﻧﻪ ﻫﺎی ﻣﺴﺘﻐﺮق، ذﺧﻴﺮه ﺳﺎﺣﻠﻲ در ﺧﻼل ﭘﺮ ﺷﺪن ﻣﺨﺰن و ﺑﺎزﮔﺸﺖ ﻣﺠﺪد اﻳﻦ آب ﺑﻪ داﺧﻞ ﻣﺨﺰن زﻣﺎﻧﻲ ﻛﻪ ﺗﺮاز آب در ﻣﺨﺰن ﭘﺎﻳﻴﻦ آورده ﻣﻲ ﺷﻮد و ﻫﻤﭽﻨﻴﻦ ﺗﻠﻔﺎت آب ﺑﻪ دﻟﻴﻞ ﻳﺦ ﺑﺎﻗﻲ ﻣﺎﻧـﺪه در ﺳـﺎﺣﻞ در ﺧﻼل ﭘﺎﻳﻴﻦ اﻓﺘﺎدن ﺗﺮاز آب در زﻣﺴﺘﺎن و ﺑﺎزﮔﺸﺖ اﻳﻦ ﺗﻠﻔﺎت ﻣﻘﺪﻣﺎﺗﻲ ﺑﻪ ﺷﻜﻞ ﻳﺦ ﺷﻨﺎور در ﺑﻬﺎر ﺑﺎﺷﺪ . از ﻣﻌﺎدﻟ ﻪ ﺳﺎده ﺷﺪه ﺑﻴﻼن آب ﺑﻪ ﻣﻨﻈﻮر ﻛﻨﺘﺮل روﻧﺪ ﺟﺮﻳﺎن ورودی و ﺧﺮوﺟﻲ آب ﻧﻴﺰ اﺳﺘﻔﺎده ﻣﻲ :ﺷﻮد )3 - 78 ( L I Q S Σ = + Δ ﻛﻪ در آنI Σ ﻣﺠﻤﻮع ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎ ی ورودی، Q ﺑﺪه ﺧﺮوﺟﻲ از ﺗﺎﺳﻴﺴ ﺎت ﭘﺎﻳﻴﻦ دﺳﺖ ﺳﺎزه اﺻﻠﻲ ) ﺷﺎﻣﻞ ﺟﻤـﻊ ﺑـﺪه ﻫـﺎی ﺧﺮوﺟﻲ از ﻃﺮﻳﻖ ﺗﻮرﺑﻴ ﻦ ﻫﺎ، ﺳﺮرﻳﺰﻫﺎ و درﻳﭽﻪ ﻫﺎی ﻛﻨﺘﺮل ﺗﺮاز آب، و ﻧﻔﻮذ از ﻃﺮﻳﻖ ﺳﺪ و ( L S Δ ﺗﻐﻴﻴﺮ ﺣﺠﻢ آب در ﻣﺨﺰن در ﺧﻼل دوره زﻣﺎﻧﻲ ﺑﻴﻼن ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﻧﺘﺎﻳﺞ ﺣﺎﺻﻞ از اﻳﻦ ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺳﺎده ﺷﺪه ﺗﻨﻬﺎ ﺑﺮای ﻣﺨﺎزن ﻛﻮﭼﻜﻲ ﻛﻪ در آن ﻫـﺎ ﺟﺮﻳـﺎن ورودی و ﺟﺮﻳﺎن ﺧﺮوﺟﻲ ﻣﺘﻤﺮﻛﺰ درﻧﻈﺮ ﮔﺮﻓﺘﻪ ﺷﻮﻧﺪ ) ﻧﺮخ ﺑﺎﻻی ﺗﺒﺎدل آب و ( ﺑﺪه ﻫﺎی ورودی ﺑﻪ ﻧﻴﺮوﮔﺎه ﻫـﺎی ﺗﻮﻟﻴـﺪ ﺑـﺮق آﺑﻲ و ﺟﺮﻳﺎن ورودی آب ﺳﻄﺤﻲ ﺗﺮ ﻣﻬﻢ ﻳﻦ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎ ی ﺑﻴﻼن ﻣﺤﺴﻮب ﻣﻲ ﺷﻮﻧﺪ ﻣﻨﺎﺳﺐ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﺑﺮای ﻣﺨـﺎزﻧﻲ ﻛـﻪ ﺳـﻄﺢ آب در آن ﻫﺎ وﺳﻴﻊ ﺑﻮده، ﺧﻄﺎی ﺑﺮآوردL S Δ ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ از ﺟﺮﻳﺎن ورودی روزا ﻧﻪ ﻧﻴﺰ ﺑﻴﺶ ﺗﺮ ﺑﺎﺷـﺪ . در اﻳـﻦ ﺻـﻮرت اﻳـﻦ اﻟﮕﻮی ﺳﺎده ﻗﺎﺑﻠﻴﺖ اﺳﺘﻔﺎده ﻧﺨﻮاﻫﺪ داﺷﺖ . ﺑﺮای ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن آب درﻳﺎﭼﻪ ﻫﺎی ﺑﺴﻴﺎر ﺑﺰرگ، ﻧﻴﺎز ﺑﻪ ﻳﻚ ﺑﺮﻧﺎﻣﻪ ﺗﺤﻘﻴﻘﺎﺗﻲ وﻳﮋه ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ ﻛﻪ در آن ﺧﺼﻮﺻﻴﺎت ﻣﻨﺤﺼﺮ ﺑﻪ ﻓﺮد ﻓﻴﺰﻳﻮﮔﺮاﻓﻴﻜﻲ آن ﻣﺠﻤﻮﻋﻪ آﺑﻲ درﻧﻈﺮ ﮔﺮﻓﺘﻪ ﺷﺪه ﺑﺎﺷﺪ . اﻣﺮوزه ﻛﺎرﺑﺮد روش ﻫﺎ ی اﻳﺰوﺗﻮﭘﻲ ﺑﺮای دﺳﺘﻴﺎﺑﻲ ﺑﻪ ﺑﻴﻼن ﻫﺎی ﻫﻴﺪروﻟﻮژﻳﻜﻲ و ﺷﻴﻤﻴﺎﻳﻲ درﻳﺎﭼﻪ ﻫﺎ ﻣﺘﺪاول ﺷـﺪه اﺳـﺖ (Gibson et al., 2002) . ﭘﺘﺎﻧﺴﻴﻞ اﺳﺘﻔﺎده از ﺗﺮﻛﻴﺐ اﻳﺰوﺗﻮﭘﻲ ﻳﻚ درﻳﺎﭼﻪ ﺑﺮای ﺑﺮآورد ﺑﻴﻼن آب در ﺷﺮاﻳﻂ ﻛﻤﺒﻮد داده در ﺗﺮﻛﻴﺐ اﻳﺰوﺗﻮﭘﻲ ﺑﺨﺎر آب اﺗﻤﺴﻔﺮ ﺑﻪ وﻳﮋه زﻣﺎﻧﻲ ﻛﻪ ﺗﺒﺨﻴﺮ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻋﻤﺪه ﺑﻴﻼن ﻫﻴـﺪروﻟﻮژﻳﻜﻲ اﺳـﺖ ﻋﺎﻣـﻞ ﻣﺤـﺪود ﻛﻨﻨـﺪه ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . در ﺷﺮاﻳﻂ وﺟﻮد ﻳﻚ ﻣﺠﻤﻮﻋﻪ آﺑﻲ وﺳﻴﻊ، رﻃﻮﺑﺖ ﻧﻮاﺣﻲ ﻣﺠﺎور ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ ﺗﺤﺖ ﺗﺎﺛﻴﺮ رﻃﻮﺑﺖ ﺗﺒﺨﻴﺮ ﺷﺪه ﻗـﺮار ﮔﻴﺮد ﻛﻪ ﺑﻪ ﻧﻮﺑﻪ ﺧﻮد ﺑﺮروی ﺑﻴﻼن اﻳﺰوﺗـﻮﭘﻲ ﺗـﺎﺛﻴﺮ ﻣـﻲ ﮔـﺬارد )Gibson et al., 1999, Vallet-Coulomb et al., 2006 (. ﺗﻘﺎ ﺑﻞ ﺑﻴﻦ ﻫﺎ ﺳﻔﺮه ی آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ و درﻳﺎﭼﻪ ﻫﺎ ﻧﻘﺶ ﻋﻤﺪه ای در ﺑﻴﻼن ﺷﻴﻤﻴﺎﻳﻲ درﻳﺎﭼـﻪ اﻳﻔـﺎ ﻣـﻲ ﻛﻨﻨـﺪ . اﻳـﻦ ﻧﻘـﺶ در درﻳﺎﭼﻪ ﻫﺎی دارای ﻏﻠﻈﺖ اﻣﻼح ﺗﺮ ﻛﻢ ﺷﺪﻳﺪﺗﺮ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ (Wentz et al. ,1995) . ﺑﺎ ﺑﺮﻗﺮاری ﺑﻴﻼن ﻫﻴـﺪروﻟﻮژﻳﻜﻲ درﻳﺎﭼـﻪ و ﺗﻐﻴﻴﺮاﺗﻲ ﻛﻪ در ﺗﺮاز آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ﻧﻮاﺣﻲ ﻣﺠﺎور آ ﺑﻪ ن وﺟﻮد ﺗﻮان ﻣﻲ آﻳﺪ ﻣﻲ ﺟﺮﻳﺎن ﺧﺮوﺟﻲ از ازآب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ و ﻳـﺎ ﻧﺸـﺖ ﺑﻪ آﺑﺨﻮان را ﻣﻮرد ﺑﺮرﺳﻲ ﻗﺮار داد (Motz et al., 2001) . ﻋﻤﺪﺗﺎ ﺗﺮﻛﻴﺐ ﺗﻮام ﺑـﻴﻼن ﻫـﺎی ﻫﻴـﺪروﻟﻮژﻳﻜﻲ وﺷـﻴﻤﻴﺎﻳﻲ ﺑـﺮای درﻳﺎﭼﻪ ﻫﺎی ﺑﺴﺘﻪ ﻛﻮﭼﻚ اﻧﺠﺎم ﺷﺪه اﺳﺖ (LaBaugh et al., 1997)، وﻟﻲ ﺑﺮای درﻳﺎﭼﻪ ﻫﺎی وﺳﻴﻊ ﻫﻨ ﻮز ﻣﻄﺎﻟﻌﺎت ﻛـﺎﻓﻲ ﺻﻮرت ﻧﮕﺮﻓﺘﻪ اﺳﺖ . دﻟﻴﻞ اﻳﻦ ﻋﺪم ﺑﺮرﺳﻲ ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ ﺑﻪ اﻳﻦ ﻧﻜﺘﻪ ﻣﺮﺑﻮط ﺷﻮد ﻛﻪ در درﻳﺎﭼﻪ ﻫﺎی وﺳﻴﻊ ﺗﻐﻴﻴﺮ اﻧﺪﻛﻲ در ﺗﺮاز درﻳﺎﭼﻪ ﻛﻪ ﺑﺎ دﻗﺖ 0.45cm ± اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻣﻲ ﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﺷﻮد ﺪ ﻣﻨﺠﺮ ﺑﻪ ﺗﻐﻴﻴﺮ زﻳﺎدی در ﺣﺠﻢ درﻳﺎﭼﻪ ﺷﻮد . اﻓﺰون ﺑﺮ اﻳﻦ ﺗﻮزﻳﻊ ﺑ ﺎرﻧﺪﮔﻲ ﻧﻴﺰ در اﻳﻦ ﺷﺮاﻳﻂ ﻳﻜﻨﻮاﺧﺖ ﻧﺨﻮاﻫﺪ ﺑﻮد . (Dingman, 2002) ﺗﻮﺟﻪ ﺑﻪ ﺑﺴﺘﺮ درﻳﺎﭼﻪ و ﺳﻔﺮه آب زﻳﺮزﻣﻴﻨـﻲ آن در ﭼﮕـﻮﻧﮕﻲ ﺗـﺪوﻳﻦ ﻣﻌﺎدﻟـﻪ ﺑـﻴﻼن و ﺗﻌﻴـﻴﻦ ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫـﺎی آن ﻣـﻮﺛﺮ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . در درﻳﺎﭼﻪ ﻫﺎی ﻛﺎرﺳﺘﻲ، ﺑﺨﺶ ﻋﻤﺪه ای از ﺟﺮﻳﺎن ﺧﺮوﺟـﻲ زﻳﺮزﻣﻴﻨـﻲ از درﻳﺎﭼـﻪ ﺑـﻪ ﺷـﻜﻞ ﻧﺸـﺖ ﻋﻤـﻮدی ﺑـﻪ 48 22 / 04 / 93 دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب آﺑ ﺨﻮان ﻫﺎی ﻋﻤﻴﻖ ﺗﺮ ﺻﻮرت ﻣﻲ ﮔﻴﺮد . اﻳﻦ درﻳﺎﭼﻪ ﻫﺎی ﻛﺎرﺳﺘﻲ ﺗﻮﺳﻂ ﻓﻌﺎﻟﻴﺖ ﻫﺎی ﭼﺎﻟﻪ ای ﺷﻜﻞ ﻣﻲ ﮔﻴﺮﻧﺪ و ﻣﻮﻗﻌﻴـﺖ ﺷـﺎن ﻣﺘﻨﺎﻇﺮ ﺑﺎ وﻳﮋﮔﻲ ﻫﺎی اﻧﺤﻼل در آﻫﻚ ﻫﺎی زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ﺑﻮده و ﺗﻮﺳﻂ ﺗﺨﺮﻳﺐ رس ﻫﺎ و ﺷﻦ ﻫﺎی روﺋﻴﻦ ﭘﺮ ﻣﻲ ﺷـﻮﻧﺪ (Lee et al., 1991) .در اﻳﻦ ﺷﺮاﻳﻂ ﻧﺸﺖ ﻋﻤﻮدی را از روی ﻣﻌ ﺎدﻟﻪ دارﺳﻲ ﻛﻪ ﺑـﺮای ﺣﺮﻛـﺖ ﻋﻤـﻮدی ﻧﻮﺷـﺘﻪ ﻣـﻲ ﺷـﻮد ﻣـﻲ ﺗـﻮان ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻛﺮد ( Motz et al., 2001) : )3 - 79 ( V K L h b = Δ ﻛﻪ در آنKV/b ﻣﻴﺎﻧﮕﻴﻦ ﻫﺪاﻳﺖ ﻫﻴﺪروﻟﻴﻜﻲ ﻋﻤﻮدی ﻃﺒﻘﺎت ﭘﺎﻳﻴﻦ درﻳﺎﭼﻪ و آﺑﺨﻮان ﻫـﺎی زﻳـﺮﻳﻦ و h Δ اﺧـﺘﻼف ﺑـﺎر ﻫﻴﺪروﻟﻴﻜﻲ ﺑﻴﻦ ﺗﺮاز آب درﻳﺎﭼﻪ و ﺑﺎر ﻫﻴﺪرو ﻟﻴﻜﻲ در آﺑﺨﻮان ﻫﺎی زﻳﺮﻳﻦ اﺳﺖ . ﻧﻜﺘﻪ ﺣﺎﺋﺰاﻫﻤﻴﺖ دﻳﮕﺮ در ﻧﻮاﺣﻲ ﺧﺸـﻚ و ﻧﻴﻤﻪ ﺧﺸﻚ اﻳﻦ اﺳﺖ ﻛﻪ درﻳﺎﭼﻪ ﻫﺎی ﻓﺼﻠﻲ ﻏﺎﻟﺒﺎ زﻣﺎﻧﻲ ﻛﻪ آب ﻛﻒ آن ﻫﺎ ﺑـﺎ ﺳـﻔﺮه آب ﺑﺮﺧـﻮرد ﻣـﻲ ﻛﻨـﺪ ﭘـﺮ ﻣـﻲ ﺷـﻮﻧﺪ (Duffy and Al-Hassan, 1988, Rodriguez-Rodriguez et al., 2006) . ﭼﮕﻮﻧﮕﻲ ﺗﻐﺬﻳﻪ ﻫﺎ ﺳﻔﺮه ی آب زﻳﺮ زﻣﻴﻨﻲ از ﻣﻨﺎﺑﻊ آب ﺳﻄﺤﻲ ﻣﺎﻧﻨﺪ ﻣﺴﻴﻞ ﻫـﺎ ﻳﻜـﻲ از ﻣﺴـﺎﻳﻠ ﻲ اﺳـﺖ ﻛـﻪ اﺗﻔـﺎق ﻧﻈـﺮ ﻣﺸﺨﺼﻲ در ﻣﻮرد آن وﺟﻮد ﻧﺪارد . در ﻣﻨﺎﻃﻖ ﺧﺸﻚ و ﻧﻴﻤﻪ ﺧﺸﻚ وﺟﻮد ﺑﺎرﻧـﺪﮔﻲ ﻫـﺎ ی ﺳـﻴﻞ آﺳـﺎ و ﻳـﺎ رﻫﺎﺳـﺎزی آب از ﻣﺨﺎزن ﺟﻬﺖ ﺗﻐﺬﻳﻪ ﺳﻔﺮه آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ﻛﺎﻣﻼ ﻣﺘﺪاول اﺳﺖ . در اﻳـﻦ ﺻـﻮرت ﺑـﻴﻼن آب ﺳـﻔﺮه آب زﻳﺮزﻣﻴﻨـﻲ در ﺷـﺮاﻳﻂ اﺷﺒﺎع ﺑﻪ ﺷﻜﻞ زﻳﺮ در ﻧﻈﺮ ﮔﺮﻓﺘﻪ ﻣﻲ ﺷﻮد (Zammouri and Feki, 2005) : )3 - 80 ( [ ] r l in b out S(t t) R (t) R (t) Q (t) c(t) Q (t) P(t) Q (t) t Δ + Δ + + − + + + = Δ ﻛﻪ در آنr R ،ﺗﻐﺬﻳﻪ از ﻃﺮﻳﻖ ﻧﻔﻮذl R ،ﺗﻐﺬﻳﻪ از ﻃﺮﻳﻖ ﻣﺠﻤﻮﻋﻪ آﺑﻲ ﺳﻄﺤﻲc ﺣﺮﻛﺖ آب از آ ب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ﺑﻪ ﻧﺎﺣﻴـﻪ ﺣﺎﺷﻴﻪ ﻣﻮﺋﻴﻨﻪ ای، b Q ﺳﻬﻢ آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ﺑﻪ ﺣﺮﻳﺎن رودﺧﺎﻧﻪ ای، P ،اﺳﺘﺤﺼـﺎل آب ﺗﻮﺳـﻂ ﭘﻤﭙـﺎژin Q ﺟﺮﻳـﺎن ورودی آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ،out Q ،ﺟﺮﻳﺎن ﺧﺮوﺟﻲ آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲt Δ ﮔﺎم زﻣﺎﻧﻲ ﻣﺤﺎﺳﺒﺎﺗﻲ وt زﻣﺎن ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﺟﺮﻳﺎن ورودی و ﺧﺮوﺟـﻲ آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ و ﺗﻐﻴﻴﺮ در ذﺧﻴﺮه ﺗﻮﺳﻂ ﺧﺼﻮﺻﻴﺎت ﻫﻴﺪروﻟﻴﻜﻲ آﺑﺨـﻮان و ﺗـﺮاز ﺳـﻄﺢ آب و in Q وout Q ﺑـﺎ ﻗـﺎﻧﻮن دارﺳـﻲ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻣﻲ ﺷﻮد . در ﻣﺤﻴﻄﻲ ﭼﻮن «ی واد » (wadi) ﺗﻮان ﻣﻲ ﻓﺮض ﺗﺴـﺎوی اﻳـﻦ دو ﻣﻮﻟﻔـﻪ را ﭘـﺬﻳﺮﻓﺖ (Zammouri and Feki, 2005) . در اﻳﻦ ﺻﻮرت ﺗﻐﻴﻴﺮ در ذﺧﻴﺮه ﺑﺎ ﻣﻌﺎدﻟﻪ زﻳﺮ ﺑﻴﺎن ﻣﻲ :ﺷﻮد )3 - 81 ( [ ] S(t t) A(t) h(t t) h(t) Δ + Δ = ω + Δ − ﻛﻪ در آنω ،آﺑﺪﻫﻲ وﻳﮋهA ﻣﺴﺎﺣﺖ ﺑﺎزه ﺗﺎﻻب و h ﺗﺮاز ﺳﻔﺮه ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . دﻗﺖ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن آب ﻣﺨﺎزن و ﺣﺪاﻗﻞ دوره زﻣﺎﻧﻲ ﻣﺠﺎز ﺑﻴﻼن، ﺑﻪ دﻗﺖ ﺑﺮآورد ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎ ی ﭘﺎﻳﻪ، ﻳﻌﻨﻲ ﺟﺮﻳـﺎن ورودی ﺳﻄﺤﻲ و ذﺧﻴﺮه آب در ﻣﺨﺰن، ﺑﺴﺘﮕﻲ دارد . ﺧﻄﺎی ﻧﺴﺒﻲ (CL) ﺗﻐﻴﻴﺮات ذﺧﻴـﺮه آب در ﻣﻘﺎﻳﺴـﻪ ﺑـﺎ ﺟﺮﻳـﺎن ورودی ﺑـﻪ ﺻﻮرت ﻧ ﺴﺒﺖ زﻳﺮ ﺑﻴﺎن ﻣﻲ :ﺷﻮد )3 - 82 ( 4 4 L h L h L I 10 .A .S 10 .A .S CL V 86400Q T = = ﻓﺼﻞ ﺳﻮم- ﺗﻌﺮﻳﻒ ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن و ﺗﻌﻴﻴﻦ اﺟﺰای آن 22 / 04 / 93 49 ﻛﻪ در آنL A ،ﻣﺴﺎﺣﺖ ﺳﻄﺢ آب ﻣﺨﺰنh S ﺧﻄـﺎی ﺑـﺮآورد ﻣﻴـﺎﻧﮕﻴﻦ ﺗـﺮاز، وL I V 86400Q T = ،ﺟﺮﻳـﺎن ورودیI Q ،ﺟﺮﻳﺎن ورودی آب ) ﻣﺘﺮﻣﻜﻌﺐ در ﺛﺎﻧﻴﻪ و ( T ﻣﺪت دوره زﻣﺎﻧﻲ ﺑﻴﻼن ﺑﺮ ﺣﺴﺐ روز ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﺑﺎ ﺑﺮرﺳﻲ ﻫﺎی اﻧﺠـﺎم ﺷـﺪه ﺑـﺮ روی رودﺧﺎﻧﻪ ﻫﺎ و ﻣﺨﺎزن ﺑﺰرگ اﺗﺤﺎد ﺟﻤﺎﻫﻴﺮ ﺷﻮروی ﺳﺎﺑﻖ، ﻣﻴﺎﻧﮕﻴﻦ ﺧﻄﺎی ﺑﺮآورد ﻫﻴﺪروﻣﺘﺮﻳﻚ ﺟﺮﻳﺎن ورودی و ﺟﺮﻳﺎن ﺧﺮوﺟﻲ 5 ± % و ﺧﻄﺎی اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻫﺎی ﻣﻴﺎﻧﮕﻴﻦ ﺗﺮاز ) ﻛﻪ از آن ﻫﺎ ﺑﺮای ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺗﻐﻴﻴﺮ ذﺧﻴﺮه اﺳـﺘﻔﺎده ﻣـﻲ ﺷـﻮد (، 10 ± ﻣﻴﻠﻲ ﻣﺘﺮ ﺑﺮآورد ﺷﺪه اﺳﺖ (Sokolov and Chapman, 1974) . از ﻣﻌﺎدﻟﻪ )4 - 106 ( ﺑﺮای ﺗﻌﻴﻴﻦ ﻃﻮل دوره زﻣـﺎﻧﻲ ﻣﻌﺎدﻟـﻪ ﺑﻴﻼن ﺑﻪ ﮔﻮﻧﻪ ای اﺳﺘﻔﺎده ﻣﻲ ﺷﻮد ﻛﻪ ﺧﻄﺎی ﻧﺴﺒﻲ CL ﺑﻴﺶ از ﺗﺮ 5 ± %ﻧﺒﺎﺷﺪ . اﻳﻦ ﻣﻘﺪار ﺧﻄﺎ ﺑـﻪ اﻳـﻦ ﻣﻌﻨـﻲ اﺳـﺖ ﻛـﻪ ﺧﻄﺎی ﺑﺮرﺳﻲ در ﻣﺤﺪوده دﻗﺖ ﺑﺮآورد ﻫﻴﺪروﻣﺘﺮﻳﻚ رواﻧﺎب واﻗﻊ اﺳﺖ . اﮔﺮ ﺑﻪ دﻟﻴﻞ اﻓﺰاﻳﺶ ﺟﺮﻳﺎن ورودی ) ﺑﺮای ﻣﺜـﺎل در ﺧﻼل ﺑﺎرﻧﺪﮔﻲ ﻳﺎ ذوب ﺑﺮف ( CL ﺑﻪ ﻣﺮاﺗﺐ از ﺗﺮ ﻛﻢ5 % ﺑﺎﺷﺪ، اﻣﻜﺎن ﻛﺎﻫﺶ ﻃﻮل دوره زﻣﺎﻧﻲ ﺑﻴﻼن وﺟﻮد ﺧﻮاﻫـﺪ داﺷـﺖ . در اﻳﻦ ﺻﻮرت، T ﺑﻪ ﻃﺮﻳﻘﻲ ﻛﻪ ﺗﻀﻤﻴﻦ ﻛﻨﻨﺪه ﺷﺮط L C 5% < در ﻳﻚ ﺑﺪه ﻣﺸﺨﺼﻲ ﺑﺎﺷﺪ ﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﺪ ﻛﺎﻫﺶ ﻳﺎﺑﺪ . 3 - 10 - ﺑﻴﻼن آب ﻣﺰرﻋﻪ 3 - 10 - 1 - اراﺿﻲ ﻓﺎرﻳﺎب ﻋﻤﺪﺗﺎ ﺑﺮرﺳﻲ ﻫﺎی ﺑﻴﻼن آب ﻧﻮاﺣﻲ ﻓﺎرﻳﺎب ﺑﺮای ﻧﻴﻞ ﺑﻪ اﻫﺪاف ﻣﺨﺘﻠﻔﻲ ﭼﻮن اﻟﻒ ) ( رﺳﻴﺪن ﺑـﻪ ﺣـﺪ ﻣﻄﻠـﻮب رﻃﻮﺑـﺖ ﺧﺎک اﻋ و ﻤﺎل رژﻳﻢ ﺑﻬﻴﻨﻪ آﺑﻴﺎری ﺑﻪ ﻣﻨﻈﻮر اﻓﺰاﻳﺶ ﺑﻬﺮه وری اراﺿﻲ ﻓﺎرﻳﺎب ( ب) و ، دﺳﺘﻴﺎﺑﻲ ﺑﻪ ﺗﻐﻴﻴﺮات ﺑﻴﻼن آب و ﻣﻨﺎﺑﻊ آب ﻫﺎی رودﺧﺎﻧﻪ ای ﻛﻪ آب را ﺑﺮای آﺑﻴﺎری ﺗﺎﻣﻴﻦ ﻣﻲ ﻛﻨﻨﺪ ﺻﻮرت ﻣﻲ ﭘـﺬﻳﺮد . ﻧـﻮاﺣﻲ ﻓﺎرﻳـﺎب ﻣﻤﻜـﻦ اﺳـﺖ از ﻧﻘﻄـﻪ ﻧﻈـﺮ ﻫﻴﺪروﻟﻮژﻳﻜﻲ ﺑﻪ اراﺿﻲ ﺑﺎ زﻫﻜﺸﻲ ﺧﻮب ، ﻛﻪ در آن ﻫﺎ روا ﻧﺎب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ در ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎ ی آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ﺑﻴﻼن ﻗﺎﺑﻞ ﺗﻮﺟﻪ ﺑﻮده و اراﺿﻲ ﺑﺎ زﻫﻜﺸﻲ ﺿﻌﻴﻒ ، ﻛﻪ در آن ﻫﺎ رواﻧﺎب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ وﺟﻮد ﻧﺪارد ، ﺗﻘﺴﻴﻢ ﺷﻮد . ﺑﺮ ﭘﺎﻳﻪ وﻳﮋﮔﻲ ﻫﺎی اﻗﻠﻴﻤﻲ، اﻳﻦ اﻣﻜـﺎن وﺟﻮد دارد ﻛﻪ ﺑﻴﻦ اراﺿﻲ ﻓﺎرﻳﺎب در ﻣﻨﺎﻃﻖ ﺧﺸﻚ ، ﻳﻌﻨﻲ ﺟﺎﻳﻲ ﻛﻪ آب آﺑﻴﺎری ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻏﺎﻟﺐ ﺑﻴﻼن آب ﺑﻪ ﺷﻤﺎر ﻣـﻲ آﻳـﺪ و ، ﻧﺎﺣﻴﻪ ﺗﻘﺮﻳﺒﻲ ﺑﻴﻼن آب ، ﻳﻌﻨﻲ ﺟﺎﻳﻲ ﻛﻪ رﻳﺰش ﺟﻮی ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ اﻫﻤﻴﺘﻲ ﻣﺜﻞ ﺗﺎﻣﻴﻦ آب آﺑﻴﺎری داﺷﺘﻪ ﺑﺎﺷﺪ ، ﺑﺘﻮان ﺗﻤﺎﻳﺰ ﻗﺎﻳﻞ . ﺷﺪ ﻫﺮ ﻧﺎﺣﻴﻪ ﺗﻮﺳﻂ رواﺑﻂ وﻳﮋه ای ﺑﻴﻦ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎ ی ﺑﻴﻼ ﻗﺎﺑﻞ آب ن ﺷﻨﺎﺳﺎ ﻳﻲ ﺑﻮده و ﺑﺮرﺳﻲ آن ﻫﺎ ﭘﻴﺶ ﺑﻴﻨﻲ ﺷﻮر ﺷﺪن ﺛﺎﻧﻮﻳﻪ و ﺗﺸﻜﻴﻞ ﻧﻮاﺣﻲ ﻣﺎﻧ ﺪاﺑﻲ را ﻣﻴﺴﺮ ﻣﻲ ﺳـﺎزد . در ﻧﺘﻴﺠـﻪ ﺗـﺪوﻳﻦ ﻣﻌﻴﺎرﻫـﺎی ﻻزم ﺑـﺮای ﺟﻠـﻮﮔﻴﺮی از ﭼﻨـ ﻴﻦ وﻗـﺎﻳﻌ ﻲ اﻣﻜﺎن ﭘﺬﻳﺮ ﺧﻮاﻫﺪ ﺑﻮد . ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن آب ﻛﻪ ﺑﺮای ﻳﻚ ﻣﺰرﻋﻪ ﻓﺎرﻳﺎب در ﻣﺤﺪوده ﺳﻄﺢ ﺧﺎک ﺗﺎ ﻻﻳﻪ ﻛﻢ ﻧﻔﻮذ و ﺑﺮای یﻫﺎ دوره زﻣﺎﻧﻲ ﻣﺨﺘﻠﻒ را ﺗﻮان ﻣﻲ ﺑﻪ ﺷﻜﻞ زﻳﺮ ﺑﻴﺎن ﻧﻤﻮد : )3 - 83 ( 3 4 5 1 2 SI SO MI MO uI uo U1 U2 1 P (I I I ) (I I ) (Q Q ) (Q Q ) (Q Q ) (Q Q ) (E E ) S 0 + − − + + + − + − + − + − − + −Δ −η = ﻛﻪ در آن3I و4I و5I ﺑﻪ ﺗﺮﺗﻴﺐ ﺟﺮﻳﺎن ورودی آب آﺑﻴﺎری ﺑﻪ ﺳﻄﺢ ﻣﺰرﻋﻪ، ﺟﺮﻳﺎن ﺧﺮوﺟﻲ آب آﺑﻴﺎری از ﻣﺰرﻋﻪ و آب آﺑﻴﺎری ﺧﺎرج ﺷﺪه از ﻃﺮﻳﻖ ﻛﺎﻧﺎل ﻫﺎ، 1I و2I ﺑﻴﺎﻧﮕﺮ ﺟﺮﻳﺎن آب ورودی ﺑﻪ واﺳﻄﻪ ﻧﻔﻮذ از ﻛﺎﻧﺎل ﻫـﺎی اﺻـﻠﻲ و از ﻛﺎﻧـﺎل ﻫـﺎی 50 22 / 04 / 93 دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب ،آﺑﻴﺎریSI Q وSO Q ،ﺟﺮﻳﺎن ورودی و ﺟﺮﻳﺎن ﺧﺮوﺟﻲ ﻃﺒﻴﻌﻲ آب ﺳﻄﺤﻲMI Q وMO Q ﺟﺮ ﻳﺎن ورودی و ﺟﺮﻳﺎن ﺧﺮوﺟـﻲ آب ﺧﺎک در ﻧﺎﺣﻴﻪ ﻏﻴﺮاﺷﺒﺎع،UI Q وUO Q ﺟﺮﻳﺎن ورودی و ﺟﺮﻳﺎن ﺧﺮوﺟﻲ آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ﻛﻢ ﻋﻤﻖ،1 QU و2 QU ﺟﺮﻳـﺎن ورودی و ﺟﺮﻳﺎن ﺧﺮوﺟﻲ آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ از آﺑﺨـﻮان ﻫـﺎی ﺗﺤﺘـﺎﻧﻲ ، E ﺗﺒﺨﻴـﺮ از ﺳـﻄﺢ زﻣـﻴﻦ ،1 E ﺗﺒﺨﻴـﺮ از ﺳـﻄﺢ آب در ﻛﺎﻧﺎل ﻫﺎ، S Δ ﺗﻐﻴﻴﺮ ذﺧﻴﺮه آب در ﺳﻄﺢ و زﻳﺮزﻣﻴﻦ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﺟﻤﻠﻪS Δ ﺧﻮد ﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﺪ از ﭼﻨﺪﻳﻦ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﺗﺸﻜﻴﻞ ﺷ :دﻮ )3 - 84 ( sn s S S S M G Δ = Δ + Δ + Δ + Δ ﻛﻪ در آنn S Δ ،ﺗﻐﻴﻴﺮ ذﺧﻴﺮه آب در ﺳﻄﺢ ﺧﺎک ﻧﺎﺷﻲ از ﺗﺠﻤﻊ ﺑﺮف5 S Δ ﺗﻐﻴﻴﺮ ذﺧﻴﺮه آب در ﺳـﻄﺢ ﺧـﺎک ﺑـﻪ دﻟﻴـﻞ ﺗﺠﻤﻊ آب در ﮔﻮدال ﻫﺎ، ΔM ﺗﻐﻴﻴﺮ ذﺧﻴﺮه آب در ﻧﺎﺣﻴﻪ ﻏﻴﺮاﺷﺒﺎع و ΔG ﺗﻐﻴﻴﺮ ذﺧﻴﺮه آب در آﺑﺨﻮان ﻫـﺎ ﻣـﻲ ﺑﺎﺷـﺪ . sn S Δ ، s S Δ وM Δ ﺑﻪ ﺻﻮرت ﺗﻔﺎوت ﻫﺎﻳﻲ ﺑﻴﻦ ﻣﻘﺎدﻳﺮ اﺟﺰا ی ﻣﺮﺑﻮﻃﻪ در اﻧﺘﻬﺎ و در ﺷﺮوع دوره ﺑﻴﻼن ﻣﺤﺎﺳـﺒﻪ ﻣـﻲ ﺷـﻮﻧﺪ . ﺑـﺮای ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ G Δ ،ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن آب ﺑﺮای ﻣﺤﺪوده آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ﺑﻪ ﻛﺎر ﻣﻲ : رود )3 - 85 ( up uc uI uo u1 u2 G Q Q (Q Q ) (Q Q ) Δ = − + − + − ﻛﻪ در آنup Q ﺗﻐﺬﻳﻪ آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ﺑﻪ دﻟﻴﻞ ﻧﻔﻮذ رﻳﺰش ﺟﻮی ) ﻋﻤﺪﺗﺎ ﺑﻪ ﺷﻜﻞ ﺑﺎرش ﻳﺎ /و ( آب آﺑﻴـﺎری و UC Q ﺗﺨﻠﻴـﻪ آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ﺑﺪاﺧﻞ ﻧﺎﺣﻴﻪ ﻏﻴﺮاﺷﺒﺎع ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . در ﻓﺼﻞ ﺷﺸﻢ اﻳﻦ دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ، ﭼﮕﻮﻧﮕﻲ ﺑﺮ آورد و / ﻳﺎ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻣﻮﻟﻔـﻪ ﻫـﺎی ﻓﻮق اﻟﺬﻛﺮ آورده ﺷﺪه اﺳﺖ . ﻣﻌﻤﻮﻻ ﺑﺮ ﭘﺎﻳﻪ ﻣﺤﺎﺳﺒﺎت ﺑﻴﻼن آب، اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻫﺎی ﺗﻜﻤﻴﻠﻲ ﺑﺮای ﻛﻨﺘﺮل ﺗﻌﺎدل و ﺗﻮازن آب، ﻧﻤـﻚ و ﮔﺮﻣـﺎ در ﻣـﺰارع ﻛﺸﺎورزی ﺟﻬﺖ ﻣﺪﻳﺮﻳﺖ ﻣﺰرﻋﻪ اﻧﺠﺎم ﻣﻲ ﺷﻮﻧﺪ . ﺑﺮای ﻧﻴﻞ ﺑﻪ اﻫﺪاف آﺑﻴﺎری در زراﻋﺖ، ﻋﻤﻮﻣﺎ ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن آب ﺑﺮ ای ﺑﺮآورد ﺟﻤﻠﻪS Δ ﻳﺎ ﻣﻮﻟﻔﻪ آن M Δ ، ﻳﻌﻨﻲ ﺗﻐﻴﻴﺮات ذﺧﻴﺮه رﻃﻮﺑﺘﻲ در ﻧﺎﺣﻴﻪ ﻏﻴﺮاﺷﺒﺎع ﻣﻮرد ﺗﺠﺰﻳـﻪ و ﺗﺤﻠﻴـﻞ واﻗـﻊ ﻣـﻲ ﺷـﻮد از . ﻧﺘﻴﺠﻪ ﺑﻪ دﺳﺖ آﻣﺪه ﺑﺮای ﺗﻌﻴﻴﻦ ﺗﺎرﻳﺦ ﻳﺎ ﻣﻘﺪار آﺑﻴﺎری ﺑﻌﺪی اﺳﺘﻔﺎده ﻣﻲ ﻛﻨﻨﺪ . در اﻳﻦ ﺻﻮرت و ﺑﺮای اﻫـﺪاف ﻋﻤﻠـﻲ ، اﻳـﻦ ﻃﻮر ﻓﺮض ﻣﻲ ﺷﻮد ﻛﻪ ﭼﻨﻴﻦ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎ ﻳﻲ ﺑﻪ ﺻﻮرت ﺟﺮﻳﺎن ورودی و ﺟﺮﻳﺎن ﺧﺮوﺟﻲ ﺳﻄﺤﻲ آب ﺑـﻪ ﺧـﺎک، ﺗﺒـﺎدل آب ﺑـﺎ آﺑﺨﻮان ﻫﺎی ﭘﺎﻳﻴﻦ ﺗﺮ و ﻏﻴﺮه ﺑﺮای ﻣﺪت زﻣﺎن ﻫﺎی ﻛﻮﺗﺎه ﻣﺪت ﺻ ﻔﺮ ﻫﺴﺘﻨﺪ . از وﻳﮋﮔﻲ ﻫﺎی ﻳﻚ » ﻣﺰرﻋﻪ « اﻳﻦ اﺳﺖ ﻛﻪ ﻏﺎﻟﺒﺎ ﺑﻪ دﻟﻴﻞ ﻛﻮﭼﻚ ﺑﻮدن ﻣﺴﺎﺣﺖ آن ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ اﻳﻦ اﻣ ﻜﺎن وﺟـﻮد داﺷـﺘﻪ ﺑﺎﺷﺪ ﻛﻪ ﺑﺘﻮان ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎی ﻣﺤﻠﻲ را در آن ﺑﺎ دﻗﺖ ﺑﺎﻻﺗﺮی اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی و ﺗﻌﻴﻴﻦ ﻛﺮد . اﻳﻦ ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎ ﻋﻤﻮﻣـﺎ ﺷـﺎﻣﻞ ﺗﻔﻜﻴـﻚ ﻻﻳﻪ ﺑﻨﺪی ﻫﺎی ﺧﺎک و ﺗﻌﻴﻴﻦ ﺗﺒﺨﻴﺮ و ﺗﻌﺮق ﺑﻪ ﺗﻔﻜﻴﻚ ﺑﺮای ﻫﺮ ﻻﻳﻪ اﺳﺖ . ﻟﺬا در اﻳﻦ ﻧﮕﺮش ﺗﻮان ﻣﻲ ﻣﻴﺰان ﻧﻔﻮذ ﻋﻤﻘـﻲ را ﻛﻪ ﺻﺮف ﺗﻐﺬﻳﻪ آب ﻫﺎی زﻳ ﺮزﻣﻴﻨﻲ ﻣﻲ را ﺷﻮد ﺑﺮآورد ﻛﺮد . ﺑﺎ درک ﻣﻔﻬﻮﻣﻲ از ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن آب در ﺧـﻼل ﻫـﺮ ﺑـﺎزه زﻣـﺎﻧﻲ ) ﻣﺜﻼ ﻳﻚ روزه ( ، ﻓﺮآﻳﻨﺪ ﻫﺎی ﻣﺘﻌﺪدی ﻣﺪل ﻣﻲ ﺷﻮﻧﺪ )Kendy et al., 2003 ( . اول اﻳﻨﻜﻪ ﺑﺎرﻧﺪﮔﻲ ﻳﺎ آﺑﻴﺎری ﺑﻪ ﻻﻳـﻪ ﺑـﺎﻻﻳﻲ ﺧﺎک اﺿﺎﻓﻪ ﻣﻲ ﺷﻮد و ﺳﭙﺲ در ﻳﻚ اﻟﮕﻮی » ﻣﺨﺰﻧﻲ « ﺑﻪ ﻃﺮف ﭘﺎﻳﻴﻦ ﺗﻮزﻳﻊ ﻣﻲ ﺷﻮد . ﺳﭙﺲ ﺷﺎرش رو ﺑﻪ ﭘﺎﻳﻴﻦ ) ﻧﻔـﻮذ ( در ﻫﺮ ﻻﻳﻪ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺷﺪه و ﺗﻮزﻳﻊ ﻣﺠﺪد آب در ﺧﺎک ﻣﺸﺨﺺ ﻣﻲ ﺷﻮد . در اﻳﻦ اﻟﮕﻮ ﻣﻴﺰان ﺷﺎرش از ﻻﻳﻪ ﭘﺎﻳﻴﻨ ﻲ ﭘﺮوﻓﻴﻞ ﺧﺎک ﺗﻮان ﻣﻲ را ﺑﻪ ﻋﻨﻮان ﻣﻮﻟﻔﻪ ﺗﻐﺬﻳﻪ آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ در ﻧﻈﺮ ﮔﺮﻓﺖ . ﺳﭙﺲ ﺗﺒﺨﻴﺮ- ﺗﻌﺮق از ﻫﺮ ﻻﻳﻪ ﺑﻪ دو ﻣﻮﻟﻔﻪ ﺟﺪاﮔﺎﻧﻪ ﺗﺒﺨﻴـﺮ و ﺗ ﻌﺮق ﺗﻔﻜﻴﻚ ﻣﻲ ﺷﻮد . ﺷﺎﺧﺺ ﻫﺎﻳﻲ از ﭼﮕﻮﻧﮕﻲ رﺷﺪ ﮔﻴﺎه، ﻋﻤﻖ رﻳﺸﻪ، ﻧﻤﺎﻳﻪ ﺳﻄﺢ ﺑﺮگ و ﻣﻴﺰان رﻃﻮﺑﺖ ﺧـﺎک ﻛﻨﺘـﺮل ﻛﻨﻨﺪه ﭼﻨﻴﻦ ﺟﺪاﺳﺎزی ﻣﻲ ﺑﺎﺷﻨﺪ . در ﻧﻬﺎﻳﺖ رﻃﻮﺑﺖ ﺟﺪﻳﺪ ﺧﺎک ﺗﻮﺳﻂ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﺑﺎﻗﻲ ﻣﺎﻧﺪه ﺑﻴﻼن ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻣﻲ ﺷﻮد . ﻓﺼﻞ ﺳﻮم- ﺗﻌﺮﻳﻒ ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن و ﺗﻌﻴﻴﻦ اﺟﺰای آن 22 / 04 / 93 51 ﻫﺮ ﻣﻘﺪار ﺑﺎرﻧﺪﮔﻲ و ﻳﺎ آب آﺑﻴﺎری در اﺑﺘﺪا ﺑﻪ ﺑﺎﻻﺗﺮﻳﻦ ﻻﻳﻪ ﺧﺎک ا ﻋﻤﺎل ﻣـﻲ ﺷـﻮد و ﻣـﻲ ﺗﻮاﻧـ ﺪ آن را ﺑـﻪ ﺣﺎﻟـﺖ اﺷـﺒﺎع ﺑﺮﺳﺎﻧﺪ . آب ﻣﺎزاد ﺑﺮ ﺗﺨﻠﺨﻞ ﻣﻮﺛﺮ ﻻﻳﻪ اول و ﺗﺎ زﻣﺎﻧﻲ ﻛﻪ ﺗﻤﺎم ﻻﻳﻪ ﻫﺎ اﺷﺒﺎع ﺷﺪه و ﻳﺎ ﻣﻘﺪار آب ﺑﻪ ﻃﻮر ﻛﺎﻣﻞ ﺗﻮزﻳـﻊ ﮔـﺮدد ﻣﺘﻮاﻟﻴﺎ در ﻳﻚ ﻓﺮآﻳﻨﺪ » ﻣﺨﺰﻧﻲ « در ﻻﻳﻪ ﭘﺎﻳﻴﻦ ﺗﺮ ﺗﻮزﻳﻊ ﻣﻲ ﺷﻮد . ﻫﺮ ﻣﻘﺪار آب ﻣﺎزاد ﺑﺮ اﺷﺒﺎع ﺳﺎزی ﻻﻳﻪ ﻫﺎ ی ﺧﺎک ﺑﻪ ﻋﻨﻮان ﺗﻐﺬﻳﻪ آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ﻣﺤﺴﻮب ﻣﻲ .ﺷﻮد ﺳﭙﺲ آب ﻣﻮﺟﻮد در ﻫﺮ ﻻﻳﻪ ﺑﻪ ﺻﻮرت ﺗﺎﺑﻌﻲ از ﻫﺪاﻳﺖ ﻫﻴﺪروﻟﻴﻜﻲ ﺑﻪ ﻃﺮف ﭘﺎﻳﻴﻦ ﺗﻮزﻳﻊ ﻣﻲ ﺷﻮد . در اﻳﻦ ﺷﺮاﻳﻂ ﻋﻤﻮﻣﺎ ﻧﻴﺮوﻫﺎی ﺛﻘﻞ ﺑﺮ ﻧﻴﺮوﻫﺎی ﻣﺎﺗﺮﻳﻚ ﺑﺮﺗﺮی ﺧﻮاﻫﺪ داﺷﺖ . ﺑﻨﺎﺑﺮاﻳﻦ ﮔﺮادﻳـﺎن واﺣـﺪی در ﭘﺮوﻓﻴﻞ ﺧﺎک وﺟﻮد داﺷﺘﻪ و ﺷﺎرﺷﻲ ﻛﻪ ﺑﻪ اﻳﻦ ﺻﻮرت ﻣﺪل ﻣﻲ ﺷﻮد ﻫﻤﻴﺸﻪ ﺑﻪ ﻃﺮف ﭘـﺎﻳﻴﻦ ﺧﻮاﻫـﺪ ﺑـﻮد . اﻳـﻦ ﻓﺮﺿـﻴﺎت ﺑﻪ وﻳﮋه در ﭘﺮوﻓﻴﻞ ﻫﺎ ی ﻋﻤﻴﻖ و ﺟﺎﻳﻲ ﻛﻪ ﺷﺎرش رو ﺑﻪ ﺑﺎﻻ ﻧﺎﭼﻴﺰ اﺳﺖ ﻗﺎﺑﻞ ﻗﺒﻮل ﻣـﻲ ﺑﺎﺷـﺪ (Steenhuis et al. ,1985) . ﺑـﺎ اﻳﻦ وﺟﻮد ﺗﻮان ﻣﻲ ﺗﺼﻮر ﻛﺮد ﻛﻪ از آﻧ ﺠﺎﻳﻲ ﻛﻪ ﺗﻐﺬﻳﻪ آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ﺑﻴﺶ ﺗﺮ ﺑﻪ ﻧﺮخ ﺗﺒﺨﻴﺮ - ﺗﻌﺮق ﺑﺴﺘﮕﻲ دارد و ﺗﺮ ﻛﻢ ﺗﺤﺖ ﺗﺎﺛﻴﺮ ﺗﻮزﻳﻊ آب ﺧﺎک واﻗﻊ ﻣﻲ ﺷﻮد ، ﻫﺮﮔﻮﻧﻪ ﺧﻄﺎﻳﻲ در اﻳﻦ ﻓﺮﺿﻴﺎت ﻣﻨﺠﺮ ﺑﻪ ﺧﻄـﺎی زﻳـﺎدی در ﺗﻐﺬﻳـﻪ ﻧﺨﻮاﻫـﺪ ﺷـﺪ . در ﺷﺮاﻳﻄﻲ ﻛﻪ ﻫﻴﭻ ﺷﺎرش آب ورودی و ﺧﺮوﺟﻲ ﺟﺰ ﺑﻪ آﻧﭽﻪ ﺑﺎ ﮔﺮادﻳﺎن واﺣﺪ در ﭘﺎﻳﻴﻦ ﻻﻳﻪ ﺷﻜﻞ ﮔﺮﻓﺘﻪ اﺳﺖ وﺟﻮد ﻧﺪاﺷـﺘﻪ ﺑﺎﺷﺪ، ﻃﺒﻖ اﺻﻞ ﺑﻘﺎی ﻣﺎده ﺑﺮای ﻫﺮ ﻻﻳﻪ ﻣﺠﺰا ﺗﻮان ﻣﻲ ﻧﻮﺷﺖ : )3 - 86 ( d L K dt θ = − θ ﻛﻪ در آنL ﺿﺨﺎﻣﺖ ﻻﻳﻪ (m) ، θﻣﺘﻮﺳﻂ رﻃﻮﺑﺖ ﺣﺠﻤﻲ ﺧﺎک در ﻻﻳﻪ )3 mm− ﻳﺎ1 mm− ( ، t زﻣـﺎن (s) وK ﻫـﺪاﻳﺖ ﻫﻴﺪروﻟﻴﻜﻲ ﻏﻴﺮاﺷﺒﺎع )1 ms− ( ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﺣﻞ ﻣﻌﺎدﻟﻪ )3 - 86 ( ﺑﻪ ﺗﺎﺑﻌﻲ ﻛﻪ راﺑﻄﻪ K را ﺑﺎθ ﺑﻴﺎن ﻣﻲ ﻛﻨﺪ واﺑﺴﺘﻪ اﺳﺖ . ﭼﻨﻴﻦ ﺗﺎﺑﻌﻲ دارای ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎی ﻣﺨﺘﻠﻔﻲ اﺳﺖ ﻫﺎ آن و ﻳﻲ ﻛﻪ ﻣﻘﺪارﺷﺎن ﻣﻌﻠﻮم ﻧﺒﺎﺷﺪ ﺑﺎﻳﺪ ﺑﻪ ﻛﻤـﻚ اﻃﻼﻋـﺎت ﻣﻮﺟـﻮد و از ﻃﺮﻳـﻖ واﺳﻨﺠﻲ ﻣﺸﺨﺺ ﺷﻮﻧﺪ، ﺑﻪ دﻟﻴﻞ اﻳﻦ ﮔﻮﻧﻪ ﻧﺎاﻃﻤﻴﻨﺎﻧﻲ ﻫﺎ، اﻳﻦ ﺗﺎﺑﻊ ﻫﺮ ﭼﻪ ﺗﺮ ﺳﺎده ﺑﺎﺷﺪ ﻣﻨﺎﺳﺐ ﺗﺮ ﺧﻮاﻫﺪ ﺑﻮد . ﻣﻌﺎدﻟـﻪ ﻧﻤـﺎﻳﻲ زﻳﺮ ﺗﻨﻬﺎ دارای ﻳﻚ ﭘﺎراﻣﺘﺮ ﺑﻲ ﺑﻌﺪα اﺳﺖ : )3 - 87 ( s s s d K K exp⎛ ⎞ θ −θ θ = −α ⎜ ⎟ θ −θ ⎝ ⎠ ﻛﻪ در آنs K ،ﻫﺪاﻳﺖ ﻫﻴﺪروﻟﻴﻜﻲ اﺷﺒﺎعsθ رﻃﻮﺑﺖ ﺣﺠﻤﻲ ﻻﻳﻪ ﺧﺎک در ﺣﺎﻟﺖ اﺷـﺒﺎع، وd θ ﻣﻴـﺰان رﻃﻮﺑـﺖ ﺧـﺎک ﺧﺸﻚ اﺳﺖ . ﺳﺎﺑﻘﻪ اﺳﺘﻔﺎده از ﭼﻨﻴﻦ ﺗﺎﺑﻌﻲ ﺑﺮای ﺑﺮآورد ﺗﻐﺬﻳﻪ آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ در ﺷﻤﺎل آﻣﺮﻳﻜﺎ در ﻛﺎرﻫﺎی Steenhuis and van der Molen, (1986) و (Steenhuis et al., (1987) ﻣﻮ ﺟﻮد اﺳﺖ . ﻣﻘﺪار α ﺗﻮان ﻣﻲ را ﺑﺮای ﺧﺎک ﻫﻤﮕﻦ ﺣﺪود 13 در ﻧﻈﺮ ﮔﺮﻓﺖ (Steenhuis et al., 1987, Bresler et al., 1978, Reichardt et al., 1972) وﻟﻲ ﺑﺮای ﻫـﺎ ﺧﺎک ی ﻏﻴـﺮ ﻫﻤﮕـﻦ ﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﺪ ﺑﻪ 16 ﻧﻴﺰ ﺑﺮﺳﺪ (Russo and Bresler ,1980) . ﺑﺎ اﻳﻦ وﺟﻮد ﺑﺮای اﻫﺪاف ﻣﺪل ﺳـﺎزی ، واﺳـﻨﺠﻲ ﻣﻘـﺪار α ﺗﻮﺻـﻴﻪ ﻣﻲ ﺷﻮد . ﺑﺎ ﻣﻴﻞ ﻛﺮدنθ ﺑﻪd θ، K θ ﺑﺴﻴﺎر ﻧﺎﭼﻴﺰ وﻟﻲ ﻣﺨﺎﻟﻒ ﺻﻔﺮ ﺧﻮاﻫﺪ ﺑﻮد . ﺑﻨﺎﺑﺮاﻳﻦ ﺑﻬﺘﺮ اﺳـﺖ از آن ﺑـﺮای ﺷـﺮاﻳﻄﻲ اﺳﺘﻔﺎده ﻧﻤﻮد ﻛﻪ ﺧﺎک ﻛﺎﻣﻼ ﺧﺸﻚ ﻧ ﻤﻲ .ﺷﻮد ﺑﺎ ﺟﺎی ﮔﺬاری ﻣﻌﺎدﻟﻪ )3 - 87 ( در ﻣﻌﺎدﻟﻪ )3 - 86 (و ﺑﺎ ﻓﺮضd 0 θ = ، ﺑﻌـﺪ از ﺟﺪاﺳـﺎزی ﻣﺘﻐﻴـﺮ ﻫـﺎ و ﻣﺤﺎﺳـﺒﻪ اﻧﺘﮕـﺮال ﺣﺎﺻﻞ، ﻣﻘﺪار رﻃﻮﺑﺖ ﺣﺠﻤﻲ ﺧﺎک ﻫﺮ ﻻﻳﻪ ﺑﻌﺪ از ﻧﻔﻮذ ﺑﻪ دﺳﺖ : آﻳﺪ ﻣﻲ 52 22 / 04 / 93 دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب )3 - 88 ( s s t s s t t s s K t ln exp L −Δ ⎡ ⎤ θ α Δ α θ = θ − + θ −θ ⎢ ⎥ α θ θ ⎣ ⎦ از روی ﺗﻔﺎوت ﺑﻴﻦ ذﺧﻴﺮه آب ﺧﺎک ﺑﺮ اﺳﺎس ﻣﻌﺎدﻟﻪ )3 - 88 ( و آن ﻣﻘﺪاری ﻛﻪ در اﺑﺘﺪای ﮔـﺎم زﻣـﺎﻧﻲ ﻣﺤﺎﺳـﺒﻪ ﺷـﺪه اﺳﺖ، ﺷﺎرش ﺧﺮوﺟﻲ از ﻻﻳﻪ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺧﻮاﻫﺪ ﺷﺪ . اﻳﻦ ﺷﺎرش ﺑﻼﻓﺎﺻﻠﻪ ﺑﻪ ﻣﻴﺰان رﻃﻮﺑﺖ ﻻﻳﻪ زﻳﺮﻳﻦ اﺿﺎﻓﻪ ﻣﻲ ﮔـﺮدد . ﻋﻤـﻞ زﻫﻜﺸﻲ ﺑﻪ آﺑﺨﻮان ﺗﻮﺳﻂ ﺣﺮﻛﺖ از آﺧﺮﻳﻦ ﻻﻳﻪ ﺻﻮرت ﻣﻲ ﭘﺬﻳﺮد . در ﻗﺪم ﺑﻌﺪی ﺗﺒﺨﻴﺮ- ،ﺗﻌﺮق واﻗﻌﻲEta ) 1 ms− ( ، از ﻫﺮ ﻻﻳﻪ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻣﻲ ﺷﻮد و از ﻣﻴﺰان آب ﺧﺎک ﻛﺴﺮ ﻣﻲ ﺷـﻮد . ETa ﺑﺨﺸﻲ از ﺗﺒﺨﻴﺮ- ،ﺗﻌﺮق ﭘﺘﺎﻧﺴﻴﻞETp، اﺳﺖ ﻛﻪ درﺑﺮﮔﻴﺮﻧﺪ ه ﺗﺒﺨﻴﺮ ﭘﺘﺎﻧﺴﻴﻞ از ﺧﺎک، Ep ،، و ﺗﻌـﺮق ﭘﺘﺎﻧﺴـﻴﻞ از ﮔﻴـﺎهTp ، اﺳﺖ . ﻧﺴﺒﺖ Ep ﺑﻪTp ) ﻳﻌﻨﻲ ﭼﮕﻮﻧﮕﻲ ﺗﺨﺼﻴﺺETp ﺑﻪEp وTp (ﺑﻪ ﻣﺮﺣﻠﻪ رﺷﺪ ﮔﻴﺎه و ﭼﮕﻮﻧﮕﻲ ﺗﻮﺳﻌﻪ ﺑﺮگ ﻫـﺎی آن -ﻛﻪ ﺑ ﻪ ﺟﺰﻳﻲ از ﺗﺎﺑﺶ ﻧﻔﻮذی ﻣﻮﺛﺮ ﺑﻪ ﺗﺎج ﮔﻴﺎﻫﻲ ) (τ - ﺑﺴﺘﮕﻲ دارد )Campbell and Norman, 1988 (: )3 - 89 ( [ ] b exp ( K )(LAI) τ = − ﻛﻪ در آنKb ﺿﺮﻳﺐ ﺑﺪون ﺑﻌﺪ ﻣﺮگ و ﻣﻴﺮ ﺗﺎج ﮔﻴﺎﻫﻲ اﺳـﺖ و ﻣﻘـﺪار آن در ﺣـﺪود 82 /0 اﺳـﺖ (Stockle, 1985) و LAI ﻧﻤﺎﻳﻪ ﺳﻄﺢ ﺑﺮگ )2 2 m m− ( اﺳﺖ . ﻣﻘﺎدﻳﺮ روزاﻧﻪ اﻳﻦ ﻧﻤﺎﻳﻪ ﺑﺮای ﮔﻴﺎﻫﺎن ﻣﺨﺘﻠـﻒ در ﻣﻨـﺎﺑﻊ وﺟـﻮد دارد )Hay and Walker, 1989 وFischer et al., 2000 ( و ﻳﺎ ﺗﻮان ﻣﻲ ﺗﻮﺳﻂ ﻣﺪل ﺳﺎزی رﺷﺪ ﮔﻴﺎﻫـﺎن (Riha et al., 1994) آن را ﻣﺤﺎﺳـﺒﻪ ﻧﻤﻮد . ﺑﺮ اﻳﻦ اﺳﺎس ﺗﻮان ﻣﻲ ETp را ﺑﻪ ﺷﻜﻞ زﻳﺮ ﺗﻔﻜﻴﻚ ﻧﻤﻮد : )3 - 90 ( Ep (ETp); Tp (1 )(ETp) = τ = −τ در ﺷﺮاﻳﻂ ﻛﻤﺒﻮد رﻃﻮﺑﺖ، ﺗﺒﺨﻴﺮ-ﺗﻌﺮق واﻗﻌﻲ از ﺗﺒﺨﻴﺮ- ﺗﻌﺮق ﭘﺘﺎﻧﺴﻴﻞ ﻛﻮﭼﻚ ﻣﻲ ﺗﺮ ﺑﺎﺷﺪ a (ET ETp) ≤ . Kendy et al., (2003) ﻧﺸﺎن دادﻧﺪ ﻛﻪ ﻣﺠﻤﻮع ﺗﺒﺨﻴﺮ واﻗﻌﻲ و ﺗﻌﺮق واﻗﻌﻲ ﺑﺮای ﻛﻞ ﻧﻴﻤﺮ خ ﺧﺎک ﻣـﻲ ﺗﻮاﻧـ ﺪ ﺑـﻪ ﺻـﻮرت زﻳـﺮ درﻧﻈـﺮ ﮔﺮﻓﺘﻪ ﺷﻮد : )3 - 91 ( b b a p a p wp wp E E 1 ; T T 1 − − ⎡ ⎤ ⎡ ⎤ θ θ = − = − ⎢ ⎥ ⎢ ⎥ θ θ ⎢ ⎥ ⎢ ⎥ ⎣ ⎦ ⎣ ⎦ ﻛﻪ در آنb ﻧﻤﺎی راﺑﻄﻪ ﻣﻨﺠﻨﻲ رﻃـﻮﺑﺘﻲ ﺑـﺮوﻛﺲ - ﻛـﻮری ) ﻣﻌﻜـﻮس ﺗﻮزﻳـﻊ اﻧـﺪازه ﻣﻨﺎﻓـﺬ، λ (، wp θ رﻃﻮﺑـﺖ ﻧﻘﻄـﻪ ﭘﮋﻣﺮدﮔﻲ وθ ﻣﻴﺰ ان رﻃﻮﺑﺖ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺷﺪه ﺑﻌﺪ از ﻧﻔﻮذ ) ﻣﻌﺎدﻟﻪ 3 - 88 ( ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﻣﻘﺎدﻳﺮ ﻋﺪدیλ ﺑﺮای ﻫﺎ ﺧﺎک ی ﺑﺎ ﺑﺎﻓـﺖ ﻣﺨﺘﻠﻒ ﺗﻮﺳﻂ Rawls and Brakensiek, (1985) وRawls et al. (1993, P 5. 14) داده ﺷﺪه اﺳﺖ . ﮔﺮﭼﻪ ﺑﺨـﺶ اﻋﻈـﻢ ﺗﺒﺨﻴﺮ از ﻻﻳﻪ ﻫﺎی ﺳﻄﺤﻲ آب اﺗﻔﺎق ﻣﻲ اﻓﺘﺪ، و ﻟﻲ ﻋﻤﻘﻲ از ﭘﺮوﻓﻴﻞ ﺧﺎک ﻛﻪ ﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﺪ ﺗﺤﺖ ﺗﺎﺛﻴﺮ ﺗﺒﺨﻴﺮ واﻗﻊ ﺷﻮد ﺑـﻪ ﻧـﻮع ﺧﺎک ﺑﺴﺘﮕﻲ دارد . Kendy et al. (2003) اﻳﻦ ﻋﻤﻖ را ﺑﺮای ﺧﺎک ﺑﺎ ﺑﺎﻓﺖ ﻣﺘﻮﺳﻂ در ﭼﻴﻦ ﺣﺪود 3 ﻣﺘـﺮ ﮔـﺰارش ﻛﺮدﻧـﺪ . ﻣﻨﺎﺑﻊ دﻳﮕﺮ ﻣﺤﺪوده ﺑﺴﻴﺎر ﻣﺘﻔﺎوت ﺗﺮی را اراﺋﻪ ﻣﻲ دﻫﻨﺪ و Khalili et al. (2001) اﻳﻦ ﻋﻤﻖ را در ﺣـﺪود 45 /0 ﻣﺘـﺮ ﺑـﺮای ﺗﻴﻤﺎرﻫﺎی ﻣﺨﺘﻠﻒ آﻳﺶ و ﻓﺎرﻳﺎب ﮔﺰارش ﻛﺮدﻧﺪ . ﺑﺮای رﺳﻴﺪن ﺑﻪ ﻧﺘﻴﺠﻪ ﻣﺸﺨﺺ ﺗﺮ، اﻋﻤﺎل ﺗﻴﻤﺎرﻫﺎی ﻣﺰرﻋﻪ ای و / ﻳﺎ اﺳﺘﻔﺎده از ﻣﺪل ﻫﺎی راﻳﺎﻧﻪ ای ) ﻣﺜﻼ SWAP (ﺗﻮﺻﻴﻪ ﻣﻲ .ﺷﻮد ﻓﺼﻞ ﺳﻮم- ﺗﻌﺮﻳﻒ ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن و ﺗﻌﻴﻴﻦ اﺟﺰای آن 22 / 04 / 93 53 ﺑﺮ ﺧﻼف ﺗﺒﺨﻴﺮ، ﺗﻨﻬﺎ ﻻﻳﻪ ﻫﺎﻳﻲ از ﺧﺎک ﻛﻪ ﺣﺎوی رﻳﺸﻪ ﮔﻴﺎﻫﻲ ﻫﺴﺘﻨﺪ در ﺗﻌﺮق ﻧﻘﺶ اﻳﻔﺎ ﻣﻲ ﻛﻨﻨﺪ . ﻣﺼـﺮف آب، S ، از ﻧﻘﻄﻪ Z در ﭘﺮوﻓﻴﻞ ﺧﺎک ﻛﻪ در آن ﺗﻮزﻳﻊ رﻳﺸﻪ ﺑﻪ ﺻﻮرت ﻧﻤﺎﻳﻲ ﺑﺎﺷﺪ ﺑﻪ ﺻﻮرت زﻳﺮ ﺗﻮﺻﻴﻒ ﻣﻲ ﺷﻮد (Novak, 1987) : )3 - 92 ( [ ] r a r Z exp Z S(Z) T Z 1 exp ⎡ ⎤ δ −δ ⎢ ⎥ ⎣ ⎦ = − −δ ﻛﻪ در آنr Z ﻋﻤﻖ رﻳﺸﻪ ﮔﻴﺎه در ﭘﺮوﻓﻴﻞ ﺧﺎک وδ ﭘﺎراﻣﺘﺮ ﺗﻮزﻳﻊ ﻣﺼﺮف آب ﻣﻲ ﺑﺎﺷـﺪ . اﻳـﻦ ﭘـﺎراﻣﺘﺮ ﻳـﻚ ﻋـﺪد ﺛﺎﺑـﺖ ﺗﺠﺮﺑﻲ اﺳﺖ ﻛﻪ اﻧﺤﻨﺎی ﺗﺎﺑﻊ ﻧﻤﺎﻳﻲ را ﺗﻮﺻﻴﻒ ﻣﻲ ﻛﻨﺪ . ﻣﻘﺪار اﻳﻦ ﭘﺎراﻣﺘﺮ ﺗﻘﺮﻳﺒﺎ از ﺻﻔﺮ ) ﺗﻮزﻳﻊ ﺧﻄﻲ ( ﺗﺎ ﻣﻘﺎدﻳﺮ ﺑـﻴﺶ ﺗـﺮ ی ﻦ اﻧﺤﻨﺎ در اﻳﻦ ﺗﺎﺑﻊ ﺑﺎﺷﺪ ﺗﻐﻴﻴﺮ ﻣﻲﻛﻪ ﻣﺒﻴ ﻛﻨﺪ (Riha et al., 1994) . ﻣﻘﺪار اﻳﻦ ﭘﺎراﻣﺘﺮ ﺑﺮای اﻏﻠـﺐ ﮔﻴﺎﻫـ ﺎن ﺑـﻴﻦ 5/0 ﺗـﺎ 0/5 اﺳﺖ (Novak, 1987) . ﺑﺮای ﻻﻳﻪ ﺧﺎک ﺣﺎوی رﻳﺸﻪ در ﺑﻴﻦ دو ﻋﻤﻖ1 Z و2 Z از ﺳﻄﺢ زﻣﻴﻦ، ﺟﺰﻳﻲ از ﻛﻞa T ﺗﺨﺼﻴﺺ ﻳﺎﻓﺘﻪ ﺑـﻪ اﻳـﻦ ﻻﻳـﻪ از اﻧﺘﮕﺮال ﮔﻴﺮی ﻣﻌﺎدﻟﻪ )4 - 92 (ﺑﻴﻦ اﻳﻦ دو ﻋﻤﻖ ﺑﻪ دﺳﺖ : آﻳﺪ ﻣﻲ )3 - 93 ( t 1 2 1 f 2 r Z Z Z 1 u exp 1 exp 1 exp Z Z ⎧ ⎫ ⎡ ⎤⎡ ⎤ − ⎪ ⎪ = −δ − −δ ⎨ ⎬ ⎢ ⎥⎢ ⎥ − −δ ⎪ ⎪ ⎣ ⎦⎣ ⎦ ⎩ ⎭ ﻛﻪ در آنt fu ﺑﻴﺎﻧﮕﺮ ﺑﺨﺸﻲ از ﮔﻴﺮش ﺗﻌﺮق ﺗﻮﺳﻂ ﮔﻴﺎه ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﻣﺠﻮع ﺗﻤﺎﻣﻲ ﻣﻘﺎدﻳﺮ t fu در ﻛﻠﻴﻪ ﻻﻳﻪ ﻫـﺎی ﭘﺮوﻓﻴـﻞ ﺧﺎک ﻣﺴﺎوی ﺑﺎ ﻳﻚ ﺧﻮاﻫﺪ ﺑﻮد . ﺑﺮای ﺗﺨﺼﻴﺺ ﺗﺒﺨﻴﺮ واﻗﻌﻲ ﺑﻪ ﻳﻚ ﻻﻳﻪ ﻣﺸﺨ ﺺ از ﺧﺎک )e fu ( ﻣﻲ ﺗﻮان از ﻫﻤﺎن ﻣﻌﺎدﻟﻪ )4 - 93 (اﺳﺘﻔﺎده ﻛﺮد . در اﻳﻦ ﺻﻮرت ﺑﺎﻳﺴﺘﻲ ﻛﻞ ﻋﻤﻖ ﭘﺮوﻓﻴﻞ ﺟﺎی ﺑﻪ ﻋﻤﻖ رﻳﺸﻪ ﺟﺎﻳﮕﺰﻳﻦ ﺷﻮد . از آﻧ ﺠﺎﻳﻲ ﻛﻪ ﻣﻘﺪار ﺗﺒﺨﻴﺮ ﺑﻴﺶ ﺗﺮ در ﺳﻄﺢ زﻣـﻴﻦ، در ) ﻗﻴﺎس ﺑﺎ ﺗﻌﺮق ( ، ﻣﺘﻤﺮﻛﺰ ﻣﻲ ﺷﻮد ، ﺑﺮای ﻣﺤﺎﺳﺒﺎت ﻣﺮﺑﻮط ﺑﻪ ﺗﺒﺨﻴﺮ10 δ = ﺗﻮﺻﻴﻪ ﻣﻲ ﺷﻮد . در ﻧﺘﻴﺠﻪ ﺗﺒﺨﻴﺮ واﻗﻌﻲ و ﺗﻌـﺮق واﻗﻌﻲ از ﻳﻚ ﻻﻳﻪ ﻣﺸﺨﺺ ﺧﺎک، i ، در ﺧﻼل ﻳﻚ ﮔﺎم زﻣﺎﻧﻲ از ﻣﻌﺎدﻟﻪ زﻳﺮ ﺑﻪ دﺳﺖ : آﻳﺪ ﻣﻲ )3 - 94 ( e t a(i) f a a(i) f a E u E t ; T u T t = Δ = Δ ﭼﻨﺎﻧﭽﻪa E وa T ﻣﺮﺑﻮط ﺑﻪ ﻫﺮ ﻻﻳﻪi در ﺧﻼل ﮔﺎم زﻣﺎﻧﻲt از ﻣﻴﺰان رﻃﻮﺑﺖ ﺧـﺎک ﻣﺤﺎﺳـﺒﻪ ﺷـﺪه از ﻣﻌﺎدﻟـﻪ )4 - 88 ( ،ﻛﺴﺮ ﺷﻮد، رﻃﻮﺑﺖ ﻧﻬﺎﻳﻲ ﺧﺎک در اﻳﻦ ﻻﻳﻪi,t θ ، ﺑﻪ دﺳﺖ : آﻳﺪ ﻣﻲ )3 - 95 ( i,t i,t 1 i 1,t i,t a(i,t) L L q q ET − − θ = θ + + − ﻛﻪ در آنq ﺷﺎرش ﺑﻴﻦ ﻻﻳﻪ ﻫﺎ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ اﮔﺮ . i 1 = ﺑﺎﺷﺪ ) ﻳﻌﻨﻲ ﺳﻄﺢ زﻣﻴﻦ ( ، آﻧﮕﺎه i 1,t t t q I P − = + ﺟﻤـﻊ ﺑـﺎرش و آب آﺑﻴﺎری ﺧﻮاﻫﺪ ﺑﻮد . ﻧﻔﻮذ ﻋﻤﻖ روزاﻧﻪ ﺑﻪ آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ را ﻧﻴﺰ ﻣﻲ ﺗﻮان ﺑﺎ ﻳﻚ ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺳﺎده ﺑﻴﻼن آب اﻧﺠﺎم داد )Zhu et al., 2005 ( اراﺋﻪ ﺷﺪه اﺳﺖ ﻧﺎم . ﺑﺮدﮔﺎن ﺑﻴﻼن آب ﺧﺎک در ﻳﻚ دوره زﻣﺎﻧﻲ ﻳﻚ روزه ﺑﺮای ﻛﻞ ﻣﺰرﻋﻪ را ﺑﺮ اﺳﺎس ﻣﻌﺎدﻟﻪ )4 - 96 (ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻛﺮدﻧﺪ : )3 - 96 ( n W P I U R I ET D Δ = + + − − − − 54 22 / 04 / 93 دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب ﻛﻪ در آنW Δ ﺗﻐﻴﻴﺮ روزاﻧﻪ )± ( در ذﺧﻴﺮه آب ) ﻫﻤﮕﻲ ﺣﺴﺐ ﻣﻴﻠﻲ ﻣﺘﺮ ( در ﭘﺮوﻓﻴـﻞ ﺧـﺎک (0 170cm) − ، P ﺑـﺎران روزاﻧﻪ، I ،آﺑﻴﺎریu ،ﺻﻌﻮد آب از ﻃﺮﻳﻖ ﻣﻮﺋﻴﻨﮕﻲR رواﻧﺎب ﺳﻄﺤﻲ،nI ،آب ﮔﺮﻓﺘﻪ ﺷﺪه ﺗﻮﺳﻂ ﺑﺮگ ﮔﻴﺎﻫـﺎنET ﺗﺒﺨﻴـﺮ- ﺗﻌﺮق روزاﻧﻪ از ﺧﺎک و ﮔﻴﺎه، وD آب زﻫﻜﺶ ﺷﺪه از ﻧﺎﺣﻴﻪ ﻣﻮﺛﺮ رﻳﺸﻪ ﮔﻴﺎه ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ ﻫﺎ آن . ﺑﺮ ﺣﺴﺐ ﺷﺮاﻳﻂ ﻣﺤﻠـﻲ ﺗﺤـﺖ ﻣﻄﺎﻟﻌﻪ، از U ، R وnI ﺻﺮف ﻧﻈﺮ ﻛﺮدﻧﺪ و زﻫﻜﺸﻲ را ﻣﻄﺎﺑﻖ ﻣﻌﺎدﻟﻪ )4 - 97 (ﺑﺎزﻧﻮﻳﺴﻲ ﻛﺮدﻧﺪ : )3 - 97 ( D P I ET W = + − −Δ در اﻳﻦ ﺣﺎﻟﺖ ﻧﻔﻮذ ﻋﻤﻘﻲ روزاﻧﻪ )i D ﭘﺎﻳﻴﻦ از ﺗﺮ 170cm (ﺑﺎ ﻣﻔﺮوﺿﺎت درﻧﻈﺮ ﮔﺮﻓﺘﻪ ﺷﺪ : )4 - 98 ( [ ] i i i i 1 D max( P I ET SWD ,0) − = + − + ﻛﻪ در آنSWD ﻛﻤﺒﻮد آب ﺧﺎک ) ﻣﻴﻠﻲ ﻣﺘﺮ ، ﻣﻨﻔﻲ ( ، ﻧﻤﺎﻳﻪ ﻫﺎی i وi 1 − ﺑـﻪ روزi وi 1 − اﺷـﺎره دارﻧـﺪ، ﻣﻘـﺎدﻳﺮP ، I و W Δ ﻣﺴﺘﻘﻴﻤﺎ وET ﺑﺎ ﻻﻳﺴﻴﻤﺘﺮ اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﺷﺪﻧﺪ و ﻛﻤﺒﻮد ﺧﺎک از رویW Δ و رﻃﻮﺑﺖ ﻣﺰر ای ﻋﻪ (FC) ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺷﺪ . ﻣﻲ ﺗﻮان از ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن )4 - 99 (ﺑﺮای ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺗﺒﺨﻴﺮ در ﻓﻮاﺻﻞ ﻛﻮﺗﺎه ﻣﺪت ) ﻧﻴﻢ ﺳﺎﻋﺘﻪ ( ﺧﺎک ﺳﻄﺤﻲ اﺳـﺘﻔﺎده ﻧﻤـﻮد (Verhoef et al., 2006) : )3 - 99 ( P I CR D E R t ∂θ = + + − − − ∂ ﻛﻪ در آن /t ∂θ ∂ ﺗﻐﻴﻴﺮ در ﻣﻴﺰان ﻛﻞ رﻃﻮﺑﺖ ﭘﺮوﻓﻴﻞ ﺧﺎک ﻧﺴﺒﺖ ﺑﻪ زﻣﺎن، P ،ﺑﺎرﻧﺪﮔﻲI ،ﻣﻘﺪار آﺑﻴـﺎریCR ﺣﺎﺷـﻴﻪ ﻣﻮﺋﻴﻨﻪ ای، D ،ﻧﻔﻮذ ﻋﻤﻘﻲE ﺗﺒﺨﻴﺮ وR رواﻧﺎب ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . در اﻳﻦ ﻣﻌﺎدﻟﻪ از ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎ ی ورودی و ﺧﺮوﺟﻲ ﺟﺎﻧﺒﻲ زﻳﺮ ﺳـﻄﺤﻲ ﺻﺮف ﻧﻈﺮ ﺷﺪه وθ در ﻋﻤﻖ ﭘﺮوﻓﻴﻞ ﺑﺮرﺳﻲ ﻣﻲ .ﺷﻮد ﺗﺪوﻳﻦ ﺑﻴﻼن ﺑﻠﻨﺪ ﻣﺪت آب ﻣﺰرﻋﻪ ، ﺑﻪ ﻋ ﻨﻮان ﻣﺜﺎل ﺑﺮای ﺗﻌﻴﻴﻦ ﺗﺎﺛﻴﺮ آﻳﺶ ﺑﺮ روی ﺑﻴﻼن آب ﺧـﺎک ، ﻣـﻲ ﺗـﻮان ﻣﻌﺎدﻟـﻪ ﺳﺎده ﺷﺪه )3 - 100 ( را ﺑﻪ ﻛﺎر ﮔﺮﻓﺖ (Moret et al., 2006) . )3 - 100 ( P E SWS = + ﻛﻪ در آنP ،ﺑﺎرﻧﺪﮔﻲ در دوره ﺗﺤﺖ ﻣﻄﺎﻟﻌﻪE ﺟﻤﻊ ﻛﻠﻴﻪ ﺗﻠﻔﺎت ﺷﺎﻣﻞ ﺗﺒﺨﻴﺮ از ﺳﻄﺢ ﺧﺎک و ﻣﻘﺪار زﻫﻜﺸﻲ وSWS ﻧﮕﻬﺪاﺷﺖ آب ﺧﺎک در ﭘﺮوﻓﻴـﻞ ﺧـﺎک )0 70cm − ( =) ﺗﻔـﺎوت آب ﭘﺮوﻓﻴـﻞ ﺧـﺎک در اﻧﺘﻬـﺎی دوره آﻳـﺶ و اﺑﺘـﺪای آن ( ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . 3 - 10 - 2 - اراﺿﻲ زﻫﻜﺸﻲ ﺷﺪه ﺑﺮرﺳﻲ ﻫﺎی ﺑﻴﻼن آب در زﻳﺮ ﺣﻮﺿﻪ ﻫﺎ ی آﺑﺮﻳﺰ رودﺧﺎﻧﻪ ای و ﻧﻮاﺣﻲ ﻣﻨﻔﺮد در ﺑﺎﺗﻼق ﻫﺎ و اراﺿﻲ ﻣﺎﻧـﺪاﺑﻲ و ﻣﻨـﺎﻃﻘﻲ ﻛـﻪ ﺳﻄﺢ آب زﻳﺮزﻣ ﻴﻨﻲ ﺑﺎﻻﺗﺮ از ﻋﻤﻖ 3 ﻣﺘﺮی واﻗﻊ ﻣﻲ ﺷﻮد ﺑﺎ ﻫﺪف اراﺋﻪ ﻳﻚ ﭘﺎﻳﻪ ﻫﻴﺪروﻟﻮژﻳﻜﻲ ﺟﻬﺖ ﺗﺪوﻳﻦ ﻣﻌﻴﺎرﻫﺎ ﻳﻲ ﺑﺮای اﺣﻴﺎ ی اراﺿﻲ از ﻃﺮﻳﻖ زﻫﻜﺸﻲ و ﻫﻤﭽﻨﻴﻦ ﺑﺮای ارزﻳﺎﺑﻲ ﺗﺎﺛﻴﺮ زﻫﻜﺸﻲ ﺑﺮ روی ﻣﻨﺎﺑﻊ آب ، اﻧﺠـﺎم ﻣـﻲ ﺷـﻮد . ﺑـﻪ ﻃـﻮر ﻛﻠـﻲ ﺑﺎﺗﻼق ﻫﺎ و اراﺿﻲ ﻣ ﺎﻧﺪاﺑﻲ ﻛﻪ ﻋﻤﺪﺗﺎ ﻏﺮﻗﺎﺑﻲ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﻨﺪ ﻧﻴﺎز ﺑﻪ زﻫﻜﺸﻲ دارﻧﺪ . ﺑﺮرﺳﻲ ﻫـﺎی ﻣﺤﺎﺳـﺒﺎت ﺑـﻴﻼن آب در ﭼﻨـﻴﻦ ﺷﺮاﻳﻄﻲ ﻋﻤﻮﻣﺎ در ﻳﻚ ﺣﻮﺿﻪ آﺑﺮﻳﺰ رودﺧﺎﻧﻪ ای ﻛﻮﭼﻚ و ﻳﺎ در ﻳﻚ زﻣﻴﻦ ﻛﺸﺎورزی دارای ﺳﻴﺴﺘﻢ زﻫﻜﺸﻲ اﻧﺠﺎم ﻣﻲ .ﺷﻮد ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن آب ﺑﺮای ﻳﻚ ﺣﻮﺿﻪ آﺑﺮﻳﺰ اﺣﻴﺎ ﺷﺪه د ر ﻫﺮ دوره زﻣﺎﻧﻲ ﺑﺎ ﻣﻌﺎدﻟﻪ زﻳﺮ ﺑﻴﺎن ﻣﻲ :ﺷﻮد ﻓﺼﻞ ﺳﻮم- ﺗﻌﺮﻳﻒ ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن و ﺗﻌﻴﻴﻦ اﺟﺰای آن 22 / 04 / 93 55 )3 - 101 ( SI SO uI uo u1 u2 P Q Q Q Q Q Q E S 0 + − + − + − − −Δ −η = ﻛﻪ در آن P ،ﺑﺎرﻧﺪﮔﻲSI Q وSO Q ،ﺟﺮﻳﺎن ورودی و ﺟﺮﻳﺎن ﺧﺮوﺟﻲ آب ﺳﻄﺤﻲUI Q وUO Q ﺟﺮﻳﺎن ورودی و ﺟﺮﻳﺎن ﺧﺮوﺟﻲ آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ،U1 Q وU2 Q ﺟﺮﻳﺎن ورودی و ﺟﺮﻳﺎن ﺧﺮوﺟﻲ آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ از آﺑﺨﻮان ﻫﺎی ﻋﻤﻴﻖ )ﺗﺮ ﺗﺒﺎدل ﻋﻤﻮدی آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ، (E ،ﺗﺒﺨﻴﺮS Δ ﺗﻐﻴﻴﺮ رﻃﻮﺑﺖ ﺧﺎک در ﺳﻄﺢ و زﻳﺮزﻣﻴﻦ وη ﺗﻨﺎﻗﺾ ﺑﻴﻼن اﺳﺖ . اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎ ی ﻣﺠﺰای ﺑﻴﻼ ن ﻳﻚ اﺣﻴﺎ ﺷﺪه ﺗﻮﺳﻂ روش ﻫﺎ ی ﻣﻌﻤﻮل در ﺣﻮﺿﻪ ﻫﺎ ی آﺑﺮﻳﺰ رودﺧﺎﻧﻪ ای ﻗﺎﺑﻞ اﻧﺠﺎم ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﻛﻞ ﺟﺮﻳﺎن ورودی )SI UI Q Q + ( ﺑﻪ از ﻧﻮاﺣﻲ ﺑﺎﻻﺗﺮ و ﻛﻞ رواﻧﺎب )SO UO Q Q + ( از ﺣﻮﺿﻪ آﺑﺮﻳـﺰ در ﻛﺎﻧـﺎل ﻫـﺎی ﺷﺒﻜﻪ زﻫﻜﺸﻲ ﺗﻮﺳﻂ ﻫﻤﺎن روش ﻫﺎ ﻳﻲ ﻛﻪ ﺑﺮای ﻛﺎ ﻧﺎل ﻫﺎی آﺑﻴﺎری ﺑﻪ ﻛﺎر ﻣﻲ رود اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻣﻲ ﺷﻮد . در ﭼﻨـﻴﻦ ﺷـﺮاﻳﻄﻲ ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن آب در ﻧﺎﺣﻴﻪ ﻏﻴﺮاﺷﺒﺎع زﻣﻴﻦ ﻛﺸﺎورزی زﻫﻜﺸﻲ ﺷﺪه از ﻫﻤﺎن ﺟﻤﻼت ﻣﻌﺎدﻟﻪ )3 - 83 ( و )3 - 84 ( ﺑﺮای ﻳـﻚ زﻣﻴﻦ ﻓﺎرﻳﺎب ﺗﺸﻜﻴﻞ ﻣﻲ ﺷﻮد . وﻟﻲ در اﻳﻦ ﺷﺮاﻳﻂ ﻧﺴﺒﺖ ﻫﺎی ﻣﻮﻟﻔـﻪ ﻫـﺎی ﺑـﻴﻼن آب ﻣﺘﻔـﺎوت ﺧﻮاﻫـﺪ ﺑـﻮد ا . ﻧـﺪازه ﮔﻴـﺮی ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎی ﺑﻴﻼن آب زﻣﻴﻦ ﻫﺎی ﻛﺸﺎورزی زﻫﻜﺸﻲ ﺷﺪه ﺷﺎﻣﻞ ﻫﻤﺎن روش ﻫﺎی اراﺿﻲ ﻓﺎرﻳﺎب ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . 3 - 11 - ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن در ﻣﻨﺎﻃﻖ ﺧﺎص ﺗﺪوﻳﻦ ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن ﺑﻪ ﻣﻴﺰان زﻳﺎدی ﺑﻪ وﻳﮋﮔﻲ ﻫﺎی ﻣﻜﺎﻧﻲ ﻣﻨﻄﻘﻪ ﻣﻮرد ﻣﻄﺎﻟﻌﻪ ﺑﺴـﺘﮕﻲ دارد . درک اﻳـﻦ وﻳﮋﮔـﻲ ﻫـﺎ در ﻣﻮﻗﻊ ﺗﺤﻠﻴﻞ ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن و ﻧﺘﺎﻳ ﺞ ﺣﺎﺻﻠﻪ از آن ﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﺪ ﺑﺴﻴﺎر ﺣﺎﺋﺰاﻫﻤﻴﺖ ﺑﺎﺷﺪ . ﻣﻨﺎﻃﻖ ﺧﺎص در ﺟﺎ اﻳﻦ ﺑﻪ دو ﻧﻮع ) اﻟـﻒ ( ﻣﻨﺎﻃﻖ ﺑﺎ ﻳﺦ و ﺑﺮف ﻓﺮاوان و ( ب) ﻣﻨﺎﻃﻖ ﺳﺎﺣﻠﻲ ﺗﻘﺴﻴﻢ ﻣﻲ .ﺷﻮد اﻟﻒ- ﻳﺨﭽﺎل ﻫﺎی ﻛﻮﻫﺴﺘﺎﻧﻲ و ﺣﻔﺎظ ﻫﺎی ﻳﺨﻲ ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن آب ﺑﺮای ﻳﻚ ﺣﻮﺿﻪ ﻛﻮﻫﺴﺘﺎن ﻳﺨﭽﺎﻟﻲ ﺑﺮای ﻫﺎ دوره ی زﻣﺎﻧﻲ ﻛﻮﺗﺎه ﻣﺪت ﻣﺎﻫ ) ﺎﻧﻪ، ﻓﺼﻠﻲ ﻣﻲ را ( ﺗـﻮان ﺑـﻪ ﺻﻮرت زﻳﺮ ﻧﻮﺷﺖ : )3 - 102 ( gl sn up uc P E Q S S M Q Q 0 − − −Δ −Δ −Δ − + −η = ﻛﻪ در آنP ،رﻳﺰش ﺟﻮیE ،ﺗﺒﺨﻴﺮQ رواﻧـﺎب ) ﺗﺨﻠﻴـﻪ در ﻣﻘﻄـﻊ اﻧـﺪازه ﮔﻴـﺮی ﺧﺮوﺟـﻲ ( از ﻛـﻞ ﺣﻮﺿـﻪ ﻛﻮﻫﺴـﺘﺎن ﻳﺨﭽﺎﻟﻲ،g1 S Δ ﺗﻐﻴﻴﺮ در ﻛﻞ ذﺧﻴﺮه ﻳﺦ و ﺑﺮف در ﺳﻄﺢ ﺗﻤﺎﻣﻲ ﻳﺨﭽﺎل ﻫﺎ در ﺑ ﺮای دوره زﻣﺎﻧﻲ ﺑﻴﻼن،an S Δ ﺗﻐﻴﻴﺮ در ذﺧﻴﺮه ﻓﺼﻠﻲ ﺑﺮف ﺑﺮ روی ﻣﺴﺎﺣﺖ ﻏﻴﺮﻳﺨﭽﺎﻟﻲ ،M Δ ﺗﻐﻴﻴﺮ ﻣﻴﺰان رﻃﻮﺑﺖ در ﻧﺎﺣﻴﻪ ﻏﻴﺮاﺷﺒﺎع ﻣﺴﺎﺣﺖ ﻛﻪ ﺑﻪ وﺳـﻴﻠﻪ ﻳﺨﭽـﺎل ﻫـﺎ ﭘﻮﺷﻴﺪه ﻧﺸﺪه اﺳﺖ،UP UC Q Q − ﺗﺒﺎدل آب ﺑـﻴﻦ آب زﻳﺮزﻣﻴﻨـﻲ و ﻧﺎﺣﻴـﻪ ﻏﻴﺮاﺷـﺒﺎع، UC Q ﺗﻐﺬﻳـﻪ آب ﻧﺎﺣﻴـﻪ ﻏﻴﺮاﺷـﺒﺎع ﺑﻪ وﺳﻴﻠﻪ آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ،UP Q ﻧﺸﺖ ﻳﺎ ﻧﻔﻮذ ﺑﻪ داﺧﻞ آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ از ﻧﺎﺣﻴﻪ ﻏﻴﺮاﺷﺒﺎع وη ﺗﻨـﺎﻗﺾ ﺑـﻴﻼن ﻣـﻲ ﺑﺎﺷـﺪ . اﻳـﻦ ﻣﻌﺎدﻟﻪ اﮔﺮ ﺧﻂ ﻣﺮز ﺣﻮﺿﻪ آﺑﺮﻳﺰ ﺳﻄﺤﻲ و زﻳﺮﺳﻄﺤﻲ ﺑﺮ ﻫﻢ ﻣﻨﻄﺒﻖ درﻧﻈﺮ ﮔﺮﻓﺘﻪ ﺷﻮد ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ رواﻧﺎب (Q) از ﻛﻞ ﺣﻮﺿﻪ ﻛﻮﻫﺴﺘﺎن ﺮ ﻣﻲﻳﺨﭽﺎﻟﻲ را ﻣﻴﺴ ﺳﺎزد . ﺟﻤﻼت ﻣﻌﺎدﻟﻪ )3 - 143 ( ﺑﻪ ﻃﻮر ﻣﺴﺘﻘﻞ ﺑﺮای ﻧﻮاﺣﻲ ﭘﻮﺷﻴﺪه ﺷﺪه و ﭘﻮﺷﻴﺪه ﻧﺸـﺪه ﺗﻮﺳﻂ ﻳﺨﭽﺎل ﺑﺮآورد ﻣﻲ ﺷﻮد . ﻣﻘﺪارgl S Δ ﺑﺮای ﻧﻮاﺣﻲ اﺷﻐﺎل ﺷﺪه ﺑﻪ وﺳﻴﻠ ﻪ ﻳﺨﭽﺎل ﻫﺎ ﺑﺮآورد ﻣﻲ ﺷﻮد و ﺑﻴﺎﻧﮕﺮ ﺗﻐﻴﻴـﺮ ﻛـﻞ 56 22 / 04 / 93 دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب ذﺧﻴﺮه ﻳﺦ و ﺑﺮف در ﺗﻤﺎﻣﻲ ﻳﺨﭽﺎل ﻫﺎی ﺗﺤﺖ ﺑﺮرﺳﻲ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﺗﻤﺎﻣﻲ ﺟﻤﻼت ﺑﺎﻗﻲ ﻣﺎﻧﺪه ﻣﻌﺎدﻟﻪ )3 - 102 ( ﺑﺮای ﺑﺨﺸـﻲ از ﻛﻪ ﺗﻮﺳﻂ ﻳﺨﭽﺎل ﻫﺎ ﭘﻮﺷﻴﺪه ﻧﺸﺪه ﺑﺎﺷﺪ ﺑﺮآورد ﻣﻲ .ﺷﻮد رﻳﺰش ﺟﻮی ﺟﺎﻣﺪ و ﻣﺎﻳﻊ (P) ﺑﺮ ﭘﺎﻳﻪ اﻃﻼﻋﺎﺗ ﻲ از ﺑﺮف ﺳـﻨﺠﻲ و از اﻳﺴـﺘﮕﺎه ﻫـﺎ ی اﻧـﺪازه ﮔﻴـﺮی رﻳـﺰش ﺟـﻮی ﻛـﻪ در ﺑﺨﺶ ﻫﺎی ﻣﺨﺘﻠﻒ ﻧﺼﺐ ﺷﺪه ﺑﺎﺷﺪ ارزﻳﺎﺑﻲ ﻣﻲ ﺷﻮد . ﺑﺮرﺳﻲ ﻫﺎی ﺑﺮف ﺳﻨﺠﻲ ﻧﻴﺰ روﺷﻲ ﺑﺮای ﺑﺮآورد ﻣﻘﺪارsn S Δ ﻣـﻲ ﺑﺎﺷـﺪ . ﺟﻤﻼتgl S Δ ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ ﺑﻪ وﺳﻴﻠﻪ روش ﻫﺎ ی ﻣﺨﺘﻠﻔﻲ از ﻗﺒﻴﻞ ﻣ ﺤﺎ ﺳﺒﻪ ﻳﺨﭽﺎل ﻫﺎی ﺳﻄﺤ ﻲ ذوب ﺷﺪه ﺑـ ﺮ ﻣﺒﻨـﺎی ﺑـﻴﻼن ﮔﺮﻣﺎ ، ﻳﺎ ﺑﺎ ﺗﻘﺮﻳﺐ ﺑﻴﺶ ﺗﺮ ﺑﺮ اﺳﺎس اﻃﻼﻋﺎت درﺟﻪ ﺣﺮارت ﻫﻮا ﺑﺮآورد ﺷﻮد . ﺑﻪ ﻣﻨﻈﻮر ﺑﺮآورد ﺗﺒﺨﻴﺮ (E) ﺗﻮان ﻣﻲ از روش یﻫﺎ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻛﻪ در ﺑﺨﺶ ﻫﺎی دﻳﮕﺮ اﻳـﻦ ﻧﺸـﺮﻳﻪ اراﺋـﻪ ﺷـﺪه اﺳـﺖ و ﻳـﺎ اﻃﻼﻋﺎت ﺑﻪ دﺳﺖ آﻣﺪه از ﺗﺒﺨﻴﺮﺳﻨﺞ ﻫﺎ اﺳﺘﻔﺎده ﻧﻤ . ﻮد ﻣﻌﻤﻮﻻ ﺑﺮآورد ΔM ﻧﻴﺎز ﺑﻪ زﻣﺎن ﺑﻴﺶ ﺗﺮ ی ﺧﻮاﻫﺪ داﺷﺖ ﭼﺮا ﻛـﻪ ﺑـﻪ اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻫﺎی رﻃﻮﺑﺖ ﺧﺎک ﺑﻪ وﺳﻴﻠﻪ روش وزﻧﻲ ﻳﺎ و ﺳﺎﻳﺮ روش یﻫﺎ ﻣﻨﺎﺳﺐ دﻳﮕـﺮ ﻧﻴـﺎز دارد . از آﻧ ﺠـﺎﻳﻲ ﻛـﻪ روش یﻫـﺎ ﺳﺮﻳﻊ و دﻗﻴﻘﻲ ﺑﺮای اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﺗﺒﺎدل آب ﺑﻴﻦ آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ و ﻧﺎﺣﻴﻪ ﻏﻴﺮاﺷـﺒﺎع وﺟـﻮد ﻧـﺪارد، ﺗﺒـﺎدل ) ب آ up uc Q Q − ( ﻋﻤﻮﻣﺎ در ﺟﻤﻠﻪ ﺗﻨﺎﻗﺾ ﮔﻨﺠﺎﻧﺪه ﻣﻲ .ﺷﻮد ﻣﻌﺎدﻟﻪ )3 - 102 ( ﺑﻴﺎﻧﮕﺮ ﺑﻴﻼن آب ﺑﺮای دوره ﻫﺎی ﻛﻮﺗﺎه ﻣـﺪت ﻣﺸـﺨﺺ ) ﻣـﺎه ﻫـﺎ، ﻓﺼـﻮل ﻣﺸـﺨﺺ ( ﻣـﻲ ﺑﺎﺷـﺪ . ﺑـﺮای ﻣﻴﺎﻧﮕﻴﻦ ﻫﺎی ﺳﺎﻻﻧﻪ، ﺗﻮان ﻣﻲ ﻓﺮض M 0 Δ = وan S 0 Δ = ،را درﻧﻈﺮ ﮔﺮﻓﺖ ﻣﮕﺮ اﻳ ﻨﻜﻪ ﻳﻚ دﻟﻴـﻞ ﻣﻨﻄﻘـﻲ ﺑـﺮای ﭘـﺬﻳﺮﻓﺘﻦ اﻳﻨﻜﻪ ﻳﺨﭽﺎل در ﺗﻌﺎدل اﺳﺖ وﺟﻮد داﺷﺘﻪ ﺑﺎﺷﺪ . از ﻃﺮف دﻳﮕﺮ ﻣﻘﺪارgl S 0 Δ = ﺑﺮ ﺧﻼفM 0 Δ = را ﻓﻘﻂ زﻣﺎﻧﻲ ﻣـﻲ ﺗـﻮان درﻧﻈﺮ ﮔﺮﻓﺖ ﻛﻪ ﻳﻚ ﻓﺮض ﻣﺒﺘﻨﻲ ﺑﺮ ﺗﻌﺎدل ﻳﺨﭽﺎل وﺟﻮد داﺷﺘﻪ ﺑﺎﺷﺪ . ﭼﺮا ﻛﻪ ﻧﺮخ ﺑﺴﻴﺎر ﭘﻴﺸ ﻛﻨﺪ ﺮﻓﺖ ﻳﺎ ﭘﺴﺮﻓﺖ ﻳﺨﭽﺎل، ﺗﻐﻴﻴﺮ ﻗﺎﺑﻞ ﻣﻼﺣﻈﻪ ﺳﺎﻻﻧﻪ ای را در gl S Δ درﺑﺮدارد . ﺑﺮای ﻫﺮ ﻳﺨﭽﺎل ﻣﺸﺨﺺ،gl S Δ ﺑﻴﺎﻧﮕﺮ ﺑﻴﻼن ﻓﺎز ﺟﺎﻣﺪ د ر ﻳﺨﭽﺎل اﺳﺖ و ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ ﺑﺮای ﺑﻴﻼن ﻳﺦ و ﺑﺮف از ﻳﻚ ﻳﺨﭽﺎل ﻛﻮﻫﺴﺘﺎﻧﻲ ﺑﺮ ﭘﺎﻳﻪ ﻣﻌﺎدﻟﻪ زﻳﺮ ﺑﺮآورد ﺷﻮد : )3 - 103 ( gl sn gl sn snf snm S P Q S S E + Δ = + + Δ −Δ − ﻛﻪ در آنsnm S Δ ،ﻣﻴﺰان ﺑﺮف و ﻳﺦ ذوب ﺷﺪه در ﺧﻼل دوره زﻣﺎﻧﻲ ﺑﻴﻼنsnf S Δ ﻣﻴﺰان آب ﻧﺎﺷﻲ از ذوب ﺑـﺮف اﺳـﺖ ﻛﻪ ﻣﺠﺪدا در ﻻﻳﻪ ﺳﻄﺤﻲ ﻳﺦ ﺑﺴﺘﻪ اﺳﺖ، E ،ﺗﺒﺨﻴﺮ از ﺳﻄﺢ ﻳﺨﭽﺎلan P ﻣﻴﺰان رﻳﺰش ﺟﻮی ﺟﺎﻣﺪ ﺑﺮ روی ﺳﻄﺢ ﻳﺨﭽـﺎل وgl an Q + ﻣﻴﺰان ﻳﺦ و ﺑﺮف ﻣﻮﺟﻮد ﺑﺮ روی ﺳﻄﺢ ﻳﺨﭽﺎل ﺑﻪ دﻟﻴﻞ ﺑﻬﻤﻦ و ﻛﻮﻻک ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﺑﻴﻼن ﻫﺎی آب ﺑﺮای ﺣﻔﺎظ ﻫﺎی ﻳﺨﻲ ﻳﺦ ) ﭘﻬﻨﻪ ( ﻫﺎ ﺑﻪ ﻃﻮر ﮔﺴﺘﺮده ای ﺑﺮرﺳﻲ ﻧﺸﺪه اﻧﺪ و ﻟﺬا ﺣﻞ اﻳﻦ ﻣﺴﺎﻟﻪ ﻣﻤﻜﻦ اﺳـﺖ ﺗﻨﻬﺎ ﺑﻪ ﺻﻮرت ﺗﻘﺮﻳﺒ ﺑﻪﻲ دﺳﺖ آﻳﻨﺪ . ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن آب ﺑﺮای ﻳﺦ و ﺑﺮف ﻳﺦ در ﭘﻬﻨﻪ ﺑﻪ ﺻﻮرت زﻳﺮ اراﺋﻪ ﺷﺪه اﺳﺖ : )3 - 104 ( gl sn sn ice S P S S E ′ Δ = −Δ −Δ − ﻛﻪ در آنgl S Δ ﺗﻐﻴﻴﺮ ﻛﻞ ﻣﻘﺪار ﻳﺦ و ﺑﺮف ﻳﻚ ﻳﺦ ﭘﻬﻨﻪ ﻣﻌﻴﻦ ﺑﺮای دوره زﻣﺎﻧﻲ ﺑـﻴﻼن، sn S Δ ﻣﻴـﺰان ﻳـﺦ و ﺑـﺮف ذوب و ،ﺷﺪهice S Δ ﻣﻴﺰان ﻳﺦ ﺗﻠﻒ ﺷﺪه ﺑﻪ وﺳﻴﻠﻪ ﺗﺸﻜﻴﻞ ﻫﺎ ﻛﻮه ی ﻳﺦ، E ﺗﺒﺨﻴﺮ از ﺳﻄﺢ ﻳﺦ ﭘﻬﻨﻪ ،sn P′ ﻣﻴﺰان رﻳﺰش ﺟﻮی ﺟﺎﻣـﺪ ﺑﺮ روی ﻳﺦ ﭘﻬﻨﻪ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﻓﺼﻞ ﺳﻮم- ﺗﻌﺮﻳﻒ ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن و ﺗﻌﻴﻴﻦ اﺟﺰای آن 22 / 04 / 93 57 ب- ﺑﻴﻼن آب در ﻣﻨﺎﻃﻖ ﺳﺎﺣﻠﻲ از وﻳﮋﮔﻲ ﻣﻨﺎﻃﻖ ﺳﺎﺣﻠﻲ وﺟﻮد ﺟ ﺰ روﻣﺪ در درﻳﺎ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ ﺰﺟ . روﻣﺪ ﻳﻚ ﭘﺪﻳﺪه ﻃﺒﻴﻌﻲ ﻧﺎﺷﻲ از ﺗﺎﺛﻴﺮ ﻣﺘﻘﺎﺑﻞ ﻣﺎه و زﻣﻴﻦ اﺳﺖ . در ﺳﻴﻜﻞ ﺟ ﺰ روﻣﺪ آب درﻳﺎ ﻧﻴﺰ ﺗﺎﺛﻴﺮ ﻣﺘﻘﺎﺑﻠﻲ در ﻣﻨﺎﻃﻖ ﺳﺎﺣﻠﻲ ﻣﻲ ﮔﺬارد و ﻟﺬا ﻣﻮﺟﺐ ﺗﻐﻴﻴﺮ در ﺑﻴﻼن آن ﻣـﻲ ﺷـﻮد . ﻛﺎرﺑﺮد ﻣﻬﻢ ﺑﻴﻼن آب در ﺟﺎ اﻳﻦ ﻣﺮﺑﻮط ﺑﻪ ﺑﻴﻼن ﻧﻤﻚ ﻣﻲ ﺷﻮد زﻳﺮا آب درﻳﺎ در اﻳﻦ ﻣﻨﺎﻃﻖ ﻣﻮﺣﺐ ﺗﻐﻴﻴـﺮ زﻳـﺎ د در ﺷـﻮری ﺧﺎک ﻧﻴﺰ ﻣﻲ ﺷﻮﻧﺪ . Huthnance et al. (2002) ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﻃﻖ ﻣﺠﺎور درﻳﺎیIberia را ﻣﺪﻧﻈﺮ ﻗﺮار دادﻧﺪ . ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن ﺑﺮای ﻫﺮ ﺣﺠﻢ ﻛﻨﺘﺮل ﻣﻄﺎﺑﻖ زﻳﺮ ﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﺪ ﻧﻮﺷﺘﻪ ﺷﻮد : )3 - 105 ( S N i i q q q = +∑ ﻛﻪ در آنS q ﻓﻼﻛﺲ ورودی در ﻗﺴﻤﺖ ﺟﻨ ﻮﺑﻲ،N q ﻓﻼﻛﺲ ورودی در ﻗﺴﻤﺖ ﺷﻤﺎﻟﻲ وiq ﻓﻼﻛﺲ ﻫـﺎی ﺧﺮوﺟـﻲ در ﭼﻬﺎر ﺳﻤﺖ ﺟﻐﺮاﻓﻴﺎﻳﻲ . اﻧﺪ ﺑﻴﻼن آب ﺧﻠﻴﺞ ﻫﺎی ﺑﺰرگ ﻋﻤﺪﺗﺎ ﺗﻮﺳﻂ ﺟﺮﻳﺎن ﻫﺎ ی ورودی و ﺧﺮوﺟﻲ، رواﻧـﺎب رودﺧﺎﻧـﻪ ﻫـﺎ و ﻧـﺰوﻻت ﺟـﻮی ﺧـﺎﻟﺺ ﻛﻨﺘﺮل ﻣﻲ ﺷﻮﻧﺪ . ﺑﺮای ﻣﺜﺎل ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎ ی ﻣﺨﺘﻠﻒ ﺑﻴﻼن آب ﺑﺮای درﻳﺎ ی ﺑﺎﻟﺘﻴﻚ ﺑﺎ اﺳﺘﻔﺎده از ﻣﺸﺎﻫﺪات و ﻧﺘﺎﻳﺞ ﻣﺪل ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺷﺪه اﺳﺖ (Omstedt and Axell, 2003) . 3 - 12 - ﺑﻴﻼن آب در ﺗﺎﻻب ﻫﺎ روش ﺑﻴﻼن آب را ﺗﻮان ﻣﻲ ﺑﺮای ﺗﻌﻴﻴﻦ ﻣﻨﺎﺑﻊ ﻋﻤﺪه آب در ﺗـﺎﻻب ﻫـﺎ و ﻫﻤﭽﻨـﻴﻦ ﺑـﺮای ﻣﺸـﺨﺺ ﻛـﺮدن ﻣﻮﻟﻔـﻪ ﻫـﺎ ی ﻫﻴﺪروﻟﻮژﻳﻜﻲ ﻛﺎر ﺑﻪ ﺑﺮد . ﺑﻴﻼن آب اﺑﺰار ﺗﺤﻘﻴﻘﺎﺗﻲ ﻣﺘﺪاوﻟ ﻲ ﺑﺮای ﺑﺮرﺳﻲ ﻫﺎی ﻫﻴﺪروﻟﻮژﻳﻜﻲ درﻳﺎﭼﻪ ﻫﺎ و ﺗـﺎﻻب ﻫـﺎ ﺑـﻪ ﺷـﻤﺎر . آﻳﺪ ﻣﻲ (Hayashi et al.‚1998) ﺑﺮرﺳﻲ ﻫﺎی ﺑﻴﻼن آب ﺗﺎﻻب ﻫﺎ ﺑﺮای اﻧﺘﺨﺎب ﻣﻮﺛﺮ ﺗﺮﻳﻦ روش اﺣﻴﺎ آن ﻫﺎ و ﻫﻤﭽﻨـﻴﻦ ﺑـﺮای ﺑﺮﻗﺮاری رواﺑﻂ داﺧﻠﻲ ﺑﻴﻦ وﺿﻌﻴﺖ و ﻫﺎ آن ﻫﺎی رودﺧﺎﻧﻪ ای ﻛﻪ ﺗﺎﻻب آن ردﻫـﺎ ﻫـﺎ واﻗـﻊ ﺷـﺪه اﻧـﺪ ، ﺣﺎﺋﺰاﻫﻤﻴـﺖ اﻧـﺪ . ﺑـﺮای ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن آب ﻳﻚ ﺗﺎﻻب ﻻزم اﺳﺖ ﻧﻮع ﺗﺎﻻب ﻣﺪ ﻧﻈﺮ ﻗﺮار ﮔﻴﺮد . ﺗﺎﻻب ﻫﺎ ﺑﺴـﺘﻪ ﺑـﻪ ﻣﻮﻗﻌﻴـﺖ ﻗﺮارﮔﻴـﺮی ، ﺷـﺮاﻳﻂ ﭘـﺮ ﺷﺎن ﺷﺪن ، ﻣﺎﻫﻴﺖ ﭘﻮﺷﺶ ﮔﻴﺎﻫﻲ و ﺗﻮزﻳﻊ آن در داﺧﻞ زﻣﻴﻦ ﻫﺎی ﺗﺎﻻب، ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ ﺑﻪ دو دﺳﺘﻪ ﻋﻤﺪه : ﺗﺎﻻب ﻫﺎی ﻣﺮﺗﻔﻊ و ﺗﺎﻻ ب ﻫﺎی ﭘﺴﺖ ﺗﻘﺴﻴﻢ ﺷﻮﻧﺪ . ﺗﺎﻻب ﻫﺎی ﻣﺮﺗﻔﻊ ﺑﺎ وﻳﮋﮔﻲ ﻫﺎﻳﻲ ﭼﻮن ﻣﻮﻗﻌﻴﺖ ﻫﺎ آن ﻧﺴﺒﺖ ﺑﻪ ﺳ ﺢ ﻄ ﺣﻮﺿﻪ آﺑﺮﻳـﺰ، ﺳـﻄﺢ ﻣﺤﺪب، ﺟﺮﻳﺎن ورودی ﺑﻪ داﺧﻞ ) ﻫﺎ آن ﻓﻘﻂ رﻳﺰش ﺟـﻮی ﺑﺎﺷـﺪ (، و ﭘﻮﺷـﺶ ﮔﻴـﺎﻫﻲ oligotrophic ﻣﺸـﺨﺺ ﻣـﻲ ﺷـﻮﻧﺪ . ﺗﺎﻻب ﻫﺎی ﭘﺴﺖ ﺑﺎ ﺧﺼﻮﺻﻴﺎﺗﻲ از ﻗﺒﻴﻞ ﻣﻮﻗﻌﻴﺖ در ﮔﻮدی ﻫﺎ، دره ﻫﺎی رودﺧ ﺎﻧﻪ ای ﻳﺎ ﻬﻨﻪﭘ ﻫﺎی ﺳـﻴﻞ ﮔﻴـﺮ، ﺳـﻄﺢ ﻣﻘﻌـﺮ ﻳـﺎ ﺻﺎف، ﻧﺤﻮه ﭘﺮ ﺷﺪن دوﮔﺎﻧﻪ ) رﻳﺰش ﺟﻮی ﺑﻪ اﺿﺎﻓﻪ ﺟﺮﻳﺎن ورودی ﺳﻄﺤﻲ و زﻳﺮ ﺳﻄﺤﻲ از زﻣﻴﻦ ﻫـﺎی ﺧﺸـﻚ ﻣﺠـﺎور (، و ﭘﻮﺷﺶ ﮔﻴﺎﻫﻲ eutrophic ﺷﻨﺎﺳﺎﻧﺪه ﻣﻲ .ﺷﻮد 58 22 / 04 / 93 دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب ﺑﺴﺘﻪ ﺑﻪ ﻧﺮخ ﭼﺮﺧﺶ آب ، رﺳﻮﺑﺎت ﭘﻴﺖ در ﺗﺎﻻب ﻫﺎی ﻃﺒﻴﻌﻲ ) اﺣﻴﺎ ﻧﺸﺪه ( ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ ﺑﻪ دو ﻻﻳ ﻪ ﺗﻘﺴﻴﻢ ﺷﻮد . اﻳﻦ دو ﻻﻳﻪ ﺷﺎﻣﻞ ﻻﻳﻪ ﻓﻌﺎل ﺳﻄﺤ ﻲ، ﺟﺎﻳﻲ ﻛﻪ ﺳﺮﻋﺖ ﺟﺮﻳﺎن ﺟﺮﻳﺎن ﺑﻪ واﺳﻄﻪ ﺷﻴﺐ ﻛﻒ زﻳﺎد اﺳﺖ، و دﻳﮕﺮی ﻻﻳﻪ ﺧﻨﺜﻲ ﭘـﺎﻳﻴﻨ ﻲ ﺗﺸﻜﻴﻞ ﺷﺪه از رﺳﻮب ﻋﻤﺪه ﭘﻴﺖ ﻳﻌﻨﻲ ﺟﺎﻳﻲ ﻛﻪ ﻧﻔﻮذ و ﺗﺒﺎدل آب در آن ﻛﻨﺪ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . وﻳﮋﮔﻲ ﻻﻳﻪ ﻓﻌﺎل، ﺗﺨﻠﺨﻞ زﻳﺎد و ﻣﻘﺪار ﺷﺪﻳﺪا ﻣﺘﻐﻴﺮ آب آن ﺑ ﻣـﻲ ﺎﺷـﺪ . ﻣﺤـﺪوده ﻋﻤـﻖ آن از 100 - 80 ﻣﻴﻠـﻲ ﻣﺘـﺮ در ﺗﺎﻻب ﻫﺎی ﭘﺴﺖ و 700 - 600 ﻣﻴﻠﻲ ﻣﺘﺮ در ﺗﺎﻻب ﻫﺎی ﻣﺮﺗﻔﻊ ﻣﺘﻐﻴﺮ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﺟﺮﻳﺎن آب آب روان ) ( در ﻻﻳﻪ ﻓﻌﺎل ﺑﻪ ﺻﻮرت ﺟﺮﻳﺎن ﺳﻄﺤﻲ و ﺗﺎ ﺣﺪی ﺑﻪ ﺻﻮرت ﺟﺮﻳﺎن ﻧﻔﻮذی ﺑﻪ ﻣﻘﺪار اﻧﺪک رخ دﻫﺪ ﻣﻲ . ﻻﻳﻪ ﺧﻨﺜﻲ دارای دو وﻳﮋﮔـﻲ ﻋﻤـﺪه ﺷـﺎﻣﻞ ﻧﻔﻮذ ﭘﺬ ﻳﺮی ﺑﺴﻴﺎر ﻛﻢ ) ﺿﺮﻳﺐ ﻧﻔﻮذ ﭘﺬﻳﺮی در اﻳﻦ ﻻﻳﻪ3 10− ﺗﺎ4 10− ﺑﺮاﺑﺮ ﺿﺮﻳﺐ در ﻻﻳﻪ ﻓﻌﺎل اﺳﺖ ( و ﻣﻘﺪار آب ﺑﺎ ﺗﻐﻴﻴﺮات ﺑﺴﻴﺎر اﻧﺪک ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﻪ ﺑ دﻟﻴﻞ ﭼﻨﻴﻦ ﺗﻔﺎوت ﻫﺎﻳﻲ در ﺧﺼﻮﺻﻴﺎت ﻻﻳﻪ ﻫﺎی ﻓﻌﺎل و ﺧﻨﺜﻲ ﭘﻴﺖ، ﺗﻘﺮﻳﺒﺎ ﺗﻤﺎﻣﻲ رواﻧﺎب اﻓﻘﻲ از ﺗﺎﻻب ﻫـﺎ در ﻻﻳـﻪ ﻓﻌﺎل ﺗﻮﺳﻂ ﺟﺮﻳﺎن ﺳﻄﺤﻲ و زﻳﺮ ﺳﻄﺤﻲ اﻳﺠﺎد ﻣﻲ ﺷﻮد . ﺣﺠﻢ رواﻧﺎب اﻓﻘﻲ در ﻻﻳﻪ ﺧﻨﺜﻲ از ﺗـﺮ ﻛـﻢ 1 % روان آب در ﻻﻳـﻪ ﻓﻌﺎل ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ ؛ ﺑﻨﺎﺑﺮاﻳﻦ ﺟﺮﻳﺎن ﺧﺮوﺟﻲ اﻓﻘﻲ از ﻳﻚ ﺗﺎﻻب ﺑﻪ ﻃﻮر ﻋﻤﻠﻲ ﻣﺴﺎوی ﺑﺎ ﻣﻘﺪار آب ﺟ ﺮﻳﺎن ﻳﺎﻓﺘﻪ در ﻻﻳﻪ ﻓﻌﺎل آن ﺧﻮاﻫﺪ ﺑﻮد . ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﻋﻤﻮﻣﻲ ﺑﻴﻼن آب ﻗﺎﺑﻞ اﻋﻤﺎل ﺑﻪ ﻳﻚ ﺗﺎﻻب ، ﺑﻪ ﺷﻜﻞ زﻳﺮ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ : )3 - 106 ( 3 4 1 2 5 P Q Q Q Q Q E M 0 + + − − + − −Δ −η = ﻛﻪ در آنP رﻳﺰش ﺟ ﻮ ی ﺑﺮ ﺳﻄﺢ ﺗﺎﻻب،1 Q روان آب از ﺗﺎﻻب از ﻃﺮﻳﻖ ﺷﺒﻜﻪ ﻛﺎﻧﺎل )ﻫﺎ ﺟﻮی ﻫـﺎ و ﻧﻬـﺮ (،2 Q ﺟﺮﻳـﺎن اﻓﻘﻲ در ﻻﻳﻪ ﻓﻌﺎل ﻛﻪ ﺟﺮﻳﺎن ﭘﺨﺸﻴﺪه ای را ﺑﻪ زﻣﻴﻦ ﻫﺎی ﺧﺸﻚ ﻣﺠﺎور ﺗﺨﻠﻴﻪ ﻣـﻲ ﻛﻨـﺪ ،3 Q ﺟﺮﻳـﺎن ورودی ﺑـﻪ ﺗـﺎﻻب از ﺷﻴﺐ ﻫﺎی زﻣﻴﻦ ﻫﺎی ﺧﺸﻚ ﻣﺠﺎور و ﻫﻤﭽﻨﻴﻦ ﺟﺮﻳﺎن ورودی زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ از آﺑﺨﻮان یﻫﺎ ورودی ﺑﻪ رﺳﻮﺑﺎت ﭘﻴﺖ در ﻣﺮزﻫﺎی ﺗﺎﻻب،5 Q ﺗﺒﺎدل ﻋﻤﻮﻣﻲ آب ﺑﻴﻦ رﺳﻮﺑﺎت ﭘﻴﺖ و زﻣﻴﻦ ﻫﺎی ﻣﻌـﺪﻧﻲ زﻳـﺮﻳﻦ آن 5 (Q 0) ≥ ﺗﺒﺨﻴـﺮ از ﺳـﻄﺢ ﺗـﺎﻻب وM Δ ﺗﻐﻴﻴﺮ ذﺧﻴﺮه رﻃﻮﺑﺖ در ﻻﻳﻪ ﻓﻌﺎل ﻃﻲ دوره زﻣﺎﻧﻲ ﺑﻴﻼن ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﻣﻌﺎدﻟﻪ )3 - 106 (ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ ﺑﺮای ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻫﺎی آب در دوره ﻫﺎی زﻣﺎﻧﻲ ﺳﺎﻻﻧﻪ، ﻓ ﺼﻠﻲ، ﻣﺎﻫﺎﻧـﻪ، و 10 روزه در ﺗﺎﻻب ﻫﺎ در ﻃﻲ دوره آﻣﺎری ﻣﺸﺨﺺ ﻣﻮرد اﺳﺘﻔﺎده ﻗﺮار ﮔﻴﺮد . ﺑـﺮای ﺑـﻴﻼن ﻫـﺎی ﻣﻴـﺎﻧﮕﻴﻦ، M Δ ﺻـ ﻔﺮ درﻧﻈـﺮ ﮔﺮﻓﺘـﻪ ﻣﻲ ﺷﻮد . ﺑﺴﺘﻪ ﺑﻪ ﺷﺮاﻳﻂ ﻣﺸﺨﺺ ﭘﺮ ﺷﺪن ﺗﺎﻻب، اﮔﺮ ﺑﺮﺧﻲ از ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎ ﺣﺬف ﺷ ﻮ ﻧﺪ و ﻳﺎ ﻣﺴﺎوی ﺑ ﺎ ﺻﻔﺮ ﻗﺮار داده ﺷ ، ﻧﺪﻮ ﻣﻌﺎ دﻟﻪ )3 - 106 (ﺑﻪ ﺷﻜﻞ ﺳﺎده ﺗﺮی ﺗﺒﺪﻳﻞ ﺷﺪه و ﻳﺎ اﻳﻨﻜﻪ ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ ﺗﻮﺳﻂ اﻋﻤﺎل ﺟﻤﻼت اﺿﺎﻓﻲ ﺑﺴﻂ داده ﺷﻮد . ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎ ی ﺑﻴﻼن آب را ﺗﻮﺳﻂ اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻫﺎی ﻫﻴﺪرو ﻣ ﺘﺌﻮروﻟﻮژﻳﻜﻲ در ﺗﺎﻻب ﺑﺮآورد ﻣﻲ ﻛﻨﻨﺪ . رﻳﺰش ﺟﻮی P، ﺗﺒﺨﻴﺮ - ﺗﻌﺮقE ،رواﻧﺎب Q و ﺟﺮﻳﺎن ورودی3 Q ﻣﺴﺘﻘﻴﻤﺎ اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻣﻲ ﺷﻮد . ﺗﻐﻴﻴﺮ ذﺧﻴـﺮه رﻃﻮﺑـﺖ M Δ در ﻻﻳـﻪ ﻓﻌـﺎل از روی ﻫﺎ داده ی ﺣﺎﺻﻞ از ﻧﻮﺳﺎﻧﺎت ﺗﺮاز آب ﺗﺎﻻب ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻣﻲ و ﺷﻮد آﺑﺪﻫﻲ وﻳﮋه ﻻﻳﻪ ﻓﻌﺎل ﺑﻪ ﻃﻮر ﺗﺠﺮﺑﻲ ﺗﻌﻴﻴﻦ ﻣﻲ ﮔﺮدد . ﺟﺮﻳﺎن اﻓﻘﻲ در ﻻﻳﻪ ﻓﻌﺎل2 Q ﺗﻮﺳﻂ ﺑﺮرﺳﻲ اﻃﻼﻋﺎت ﺗﺮازﻫﺎی آب ﺗﺎﻻب ﺑﺮآورد ﻣﻲ ﻟﻲ و ﺷﻮد ﺧﺼﻮﺻﻴﺎت ﻧﻔﻮذ ﻻﻳﻪ ﻓﻌـﺎل ﺑـﻪ ﻃـﻮر ﺗﺠﺮﺑﻲ ﺗﻌﻴﻴﻦ ﺧﻮاﻫﺪ ﺷﺪ . ﺟﺮﻳﺎن ورودی آب ﺳﻄﺤﻲ از اراﺿﻲ ﺷﻴﺐ دار ﻣﺠﺎور و ﺟﺮﻳﺎن ورودی آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ4 Q و ﺗﺒﺎدل ﻋﻤﻮدی آب5 Q ﻋﻤﻮﻣﺎ ﺑﻪ ﻃﻮر ﻣﺸ ﺘﺮک ﺑﻪ ﺻﻮرت ﻣ ﻪ ﻔﻟﻮ ﺑﺎﻗﻲ ﻣﺎﻧﺪه در ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن آب درﻧﻈﺮ ﮔﺮﻓﺘﻪ ﻣﻲ .ﺷﻮد ﻓﺼﻞ ﺳﻮم- ﺗﻌﺮﻳﻒ ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن و ﺗﻌﻴﻴﻦ اﺟﺰای آن 22 / 04 / 93 59 ﺗﺒﺨﻴﺮ و ﺗﻐﻴﻴﺮات ذﺧﻴﺮه آب ﺗﺎﻻب در ﺑﺨﺶ ﻫﺎی ﮔﻮﻧﺎﮔﻮن از ﺗﺎﻻب، ﺑﻪ ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎی ﺟﺰﻳـﻲ از وﻳﮋﮔـﻲ ﻫـﺎی ﺳـﻄﺤﻲ آن واﺑﺴﺘﻪ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . اﻳﻦ ﺧﺼﻮﺻﻴﺎت در ﺑﺨﺶ ﻫﺎی ﻗﺎﺑﻞ ﺗﻔﻜﻴﻚ ﺑﻪ ﻧﻮاﺣﻲ ﻫﻤﮕﻦ در ﺗﺎﻻب ﻛـﻪ در آن ﻻﻳـﻪ ﻓ ﻌـﺎل ﺧﺼﻮﺻـﻴﺎت ﻫﻴﺪروﻓﻴﺰﻳﻜﻲ ﻳﻜﺴﺎﻧﻲ داﺷﺘﻪ ﺑﺎﺷﺪ ﺗﻌﻴﻴﻦ ﻣﻲ ﺷﻮﻧﺪ . ﺗﺎﻻب در اﻳﻦ ﺑﺨﺶ ﺑﻪﻫﺎ وﺳﻴﻠﻪ ﻳـﻚ ﻳـﺎ ﭼﻨـﺪﻳﻦ ﻣﺠﻤﻮﻋـﻪ ﮔﻴـﺎﻫﻲ ﺑـﺎ ﺗﺮﻛﻴﺐ و ﺳﺎﺧﺘﻤﺎن ﺑﻮﺗﺎ ﻧ ﻴﻜﻲ ﻣﺸﺎﺑﻪ درﻧﻈﺮ ﮔﺮﻓﺘﻪ ﻣﻲ ﺷﻮد . ﺑﻨﺎﺑﺮاﻳﻦ اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻫﺎی ﺗﺒﺨﻴﺮ و ﻧﻮﺳﺎﻧﺎت ﺗـﺮاز آب و ﻫﻤﭽﻨـﻴﻦ ﺑﺮآوردﻫﺎی ﺧﺼﻮﺻﻴﺎت ﻧﻔﻮذ ﻻﻳﻪ ﻓﻌﺎل ﺑﺎﻳﺴﺘﻲ ﺑﻪ ﻃﻮر ﻣﻨﻔﺮد ﺑﺮای ﻫﺮ ﺗﺎﻻب ﻣﺸﺨﺺ ﺻﻮرت ﭘـﺬﻳﺮد . ﺳـﭙﺲ ﺑـﺎ ﺗﻮﺟـﻪ ﺑـﻪ ﻣﺴﺎﺣﺖ ﭘﻮﺷﻴﺪه ﺷﺪه ﻫﺮ از ﻧﻮع از وﻳﮋﮔﻲ ﻫﺎی ﺳﻄﺤﻲ ، ﺗﺒﺨﻴﺮ و ﺗﻐﻴﻴﺮات ذﺧﻴﺮه آب ﺗﺎﻻب ﺑﺮای ﻛـﻞ ﻣﺴـﺎﺣﺖ ﺗـﺎﻻب ﺑـﻪ ﺻﻮرت ﻣﻴﺎﻧﮕﻴﻦ درﻧﻈﺮ ﻛﺮﻓﺘﻪ ﻣﻲ .ﺷﻮد ﺗﻐﻴﻴﺮات ذﺧﻴﺮه آب در ﻻﻳﻪ ﻓﻌﺎل ﺗﺎﻻب ﺗﻮﺳﻂ ﻣﻌﺎدﻟﻪ زﻳﺮ ﻗﺎﺑﻞ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ : )3 - 107 ( n i i i i 1 1 M a v h A = Δ = Δ ∑ ﻛﻪ در آنiv وih ﺿﺮﻳﺐ آﺑﺪﻫﻲ وﻳﮋه و ﺗﻐﻴﻴﺮ ﺗﺮاز آب ﺑﺮای ﻫﺮ ﺑﺨﺶ ﺑﻪ ﻣﺴﺎﺣﺖia ﻛﻪ ﺑﺎﻳﺪ ﺑـﻪ ﻃـﻮر ﺗﺠﺮﺑـﻲ ﺗﻌﻴـﻴﻦ ﺷﻮﻧﺪ وA ﻛﻞ ﻣﺴﺎﺣﺖ ﺗﺎﻻب اﺳﺖ ﻣ . ﺘﻮﺳﻂ ﺗﺒﺨﻴﺮ ﺑﺮای ﻛﻞ ﺗﺎﻻب ﻧﻴﺰ ﺑﻪ ﻃﻮر ﻣﺸﺎﺑﻪ ﺗﻮﺳﻂ ﻣﻌﺎدﻟﻪ زﻳﺮ ﺗﻌﻴﻴﻦ ﻣﻲ :ﺷﻮد )3 - 108 ( n i i i 1 1 E a E A = = ∑ ﻛﻪ در آنi E ﺗﺒﺨﻴﺮ در ﺧﻼل دوره زﻣﺎﻧﻲ ﺑﻴﻼن از ﻣﺴﺎﺣﺖia ﺑﺎ وﻳﮋﮔﻲ ﺳﻄﺤﻲ ﻣﺸﺨﺺ ﺎﺷﺪﺑ ﻣﻲ . در ﻧﻈﺮ ﮔﺮﻓﺘﻦ ﺧﺸﻚ ﺷﺪن ﻻﻳﻪ ﻫﺎی ﺑﺎﻻﻳﻲ رﺳﻮب ﭘﻴﺖ ﻛﻪ ﺑﺎﻋﺚ ﻛﺎﻫﺶ ﻣﻴﺰان رﻃﻮﺑﺖ از ﻇﺮﻓﻴﺖ زراﻋـﻲ ﺷـﺪه اﺳـﺖ درﻧﻈﺮ ﮔﺮﻓﺘﻪ ﺷﺪه اﺳﺖ . ﺑﺎﻋﺚ ﻣﻲ ﺷﻮد در ﺧﻼل ﻫﺎ ﻣﺎه ی ﺧﺸﻚ و در ﺗﺮازﻫـﺎی ﭘـﺎﻳﻴﻦ آب در ﺗـﺎﻻب، ﺗﻨـﺎﻗﺾ ﻫـﺎی ﻣﻨﻔـﻲ ﺑﺰرﮔ ﻲ در ﺑﻴﻼن ﻫﺎی ﻣﺎﻫﺎﻧﻪ آب ﻣﺸﺎﻫﺪه ﻣﻲ .ﺷﻮد Reeves and Woessner (2004) ﺑﺮای ﺑﺮرﺳﻲ وﺿﻌﻴﺖ رﺷﺪی ﻳﻚ ﺗﺎﻻب ﺣﺎوی ﮔﻮﻧﻪ ﻛﻤﻴـﺎبWater Howellia در اﻳﺎﻻت ﻣﻮﻧﺘﺎﻧﺎ در آﻣﺮﻳﻜﺎ، ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن را ﺑﻪ ﺻﻮرت زﻳﺮ درﻧﻈﺮ ﮔﺮﻓﺘﻨﺪ : )3 - 109 ( inf low owtflow owtflow gw ppt evap trans sw gw WetlandVolume 0 + − − − − ± Δ = ﻛﻪ در آنinlow gw ﺟﺮﻳﺎن ورودی ﺑﺪه ) ( زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ از ﺣﻮﺿﻪ آ ﺑﺮﻳﺰ ﺑﻪ داﺧﻞ ﺗﺎﻻب، ppt رﻳﺰش ﺟﻮی ﻣﺴـﺘﻘﻴﻢ ﺑـﺮروی ﺗﺎﻻب، evap ،ﺗﺒﺨﻴﺮ ﻣﺴﺘﻘﻴﻢ از ﺳﻄﺢ آزاد آب ﺗﺎﻻب trans ﺗﻌﺮق ﮔﻴﺎﻫﻲ از ﻫﺎ ﮔﻮﻧﻪ ی ﮔﻴـﺎﻫﻲ ﺗـﺎﻻب ) ﮔﻴﺎﻫـﺎن آﺑﺪوﺳـﺖ ، ( owtflow sw ﺟﺮﻳﺎن ﺧﺮوﺟﻲ آب ﺳﻄﺤﻲ از ﺗﺎﻻب وoutflow gw ﺟﺮﻳﺎن ﺧﺮوﺟﻲ زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ از ﺣﻮﺿﻪ آﺑﺮﻳﺰ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎ ی ﺑﻴﻼن آب ﺗﻨﻬﺎ ﻫﻨﮕﺎﻣﻲ ﻛﻪ ﺧﺼﻮﺻﻴﺎت ﻣﻮرﻓﻮﻟﻮژﻳﻜﻲ ﺗﺎﻻب و ﺣﻮﺿﻪ آﺑﺮﻳﺰ ﻣﺸﺨﺺ ﺷـﻮﻧﺪ ﻗﺎﺑـﻞ ﺗﻌﻴﻴﻦ . اﻧﺪ ﺑﺮای ﺗﻌﻴﻴﻦ ﻛﻤﻲ ﻣﻮﻟﻔﻪ یﻫﺎ ﺑﻴﻼن از ﺗﺠﻬﻴﺰات ﻣﺘﻌﺪدی ﭼﻮن اﻧﺪازه ﮔﻴﺮﻫﺎی ﻣﻴﻠﻪ ای، ﺑـﺎران ﺳـﻨﺞ ، دﺳـﺘﮕﺎه ﻫـﺎی ﺛﺒﺎت، ﺗﺠﻬﻴﺰات ﺑﺮف ﺳﻨﺠﻲ و ﺗﺸﺖ ﻫﺎی ﺗﺒﺨﻴﺮ ﺗﻮان ﻣﻲ اﺳﺘﻔﺎده ﻧﻤﻮد . ﺑﺮای اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻫﺎی ﻏﻴﺮﺛﺒﺎت ﻏﺎﻟﺒﺎ ﻣﻘﻴـﺎس زﻣـﺎﻧﻲ دو ﻫﻔﺘﻪ ای ﻣﻨﺎﺳﺐ اﺳﺖ . اﺳﺘﻔﺎده از ﺣﺪاﻗﻞ دو ﺑﺎران ﺳﻨﺞ ، ﻳﻜﻲ در و دﻳﮕﺮی در ﺗﺎﻻب، ﺑﺮای ﺳﻨﺠﺶ رﻳﺰش ﺟﻮی ﻣﻨﺎﺳـﺐ 60 22 / 04 / 93 دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب ﺑﻪ ﻧﻈﺮ ﻣﻲ رﺳﺪ . اﻃﻼﻋﺎت ﺑﺮف ﺳﻨﺠﻲ ﺑﺮای ﺗﻌﻴﻴﻦ ﻛﻞ رﻳﺰش ﻫﺎی ﺟﻮی در ﺧﻼل ﻫﺎ ﺎهﻣ ی زﻣﺴﺘﺎن ) اﻛﺘﺒﺮ ﺗﺎ ﻣﺎرس ( ﺑﻪ دﻗﺖ ﺑﺮآوردﻫﺎ ﻣﻲ اﻓﺰاﻳﺪ . از دﺳﺘﮕﺎه ﻫﺎی ﺛﺒﺎت ﺗﺮاز آب ﻣﺨﺘﻠﻔﻲ ) ﻣﻦ ﺟﻤﻠﻪ Stevens ﻧﻮعF (ﺗﻮان ﻣﻲ اﺳﺘﻔﺎده ﻛﺮد . ﺑﻬﺘﺮ اﺳـﺖ ﻳﻜـﻲ از آن ﻫـﺎ در داﺧﻞ ﺗﺎﻻب و دﻳﮕﺮی در ﻳﻚ ﭼﺎه ﻛﻢ ﻋﻤﻖ ﻛﻪ ﺑﻼﻓﺎﺻﻠﻪ در ﻣﺠﺎورت ﻗﺴﻤﺖ ﺗﺠﻤﻊ آب ﺗـﺎﻻب ﺑﺎﺷـﺪ ﻧﺼـﺐ ﺷـﻮد ر از . وی ﻗﺮاﺋﺖ ﻫﺎی دو وﺳﻴﻠﻪ ، ﺗﻐﻴﻴﺮات در ﺗﺮاز رﻗﻮم ﺗﺎﻻب و ﺳﻔﺮه آب ﻛﻢ ﻋﻤﻖ ﺑﻪ دﺳﺖ آﻳﺪ ﻣﻲ . ﺗﻐﻴﻴﺮات ﻣﺴـﺎﺣﺖ ﺗـﺎﻻب در ﻃـﻮل زﻣﺎن ﺑﺎﻳﺴﺘﻲ از روی اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻫﺎی ﺗﺮاز ﺗﺎﻻب ﻛﻪ ﺑﺎ وﺳﺎﻳﻞ اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ای ﻣﻴﻠﻪ ﺑﻪ دﺳﺖ ﻣﻲ آﻳﺪ، ﺗﻌﺒﺒﻦ ﺷﻮد . ﻣﻮرﻓﻮﻟـﻮژی ﺗﺎﻻب و ﺣﻮﺿﻪ ﻫﺎ ی آﺑﺮﻳﺰ ﻣﺠﺎور آن ﺑ ﺎ ﻋﻤﻠﻴﺎﺗﻲ ﭼﻮن ﻧﻘﺸﻪ ﺑﺮداری ﺻﻮرت ﺧﻮاﻫﺪ ﭘﺬﻳﺮﻓﺖ . ﺑﺎ ﻣﻌﺎدﻟﻪ زﻳﺮ ﺗﺒﺨﻴﺮ ﺗﻌﺮق ﺗﻮﺳﻂ ﻫﻴﺪروﮔﺮاف ﻫـﺎی ﭘﻴﻮﺳـﺘﻪ ﺳـﻄﺢ آب در ﻫـﺮ ﺗـﺎﻻب ﻣﺤﺎﺳـﺒﻪ ﻣـﻲ ﺷـﻮد )Reeves and Woessner‚ 2004 .(اﻳﻦ ﻣﻌﺎدﻟﻪ در اﺑﺘﺪا ﺗﻮﺳﻂWhite (1932) ﺑﻪ دﺳﺖ آﻣﺪ و ﺑﻌﺪا ﺗﻮﺳﻂ Meyboom (1967) ﺗﺼﺤﻴﺢ ﺷﺪ . )3 - 110 ( Y ET S (24r S)A = ± Δ ﻛﻪ در آنY S ،آﺑﺪﻫﻲ وﻳﮋه24r ،ﺗﻐﻴﻴﺮ در ﺗﺮاز ﺗﺎﻻب در روزS Δ ﺗﻔﺎوت ﺑﻴﻦ ﺗﺮاز ﺗﺎﻻب در ﺧﺎﺗﻤﻪ ﻳـﻚ دوره زﻣـﺎﻧﻲ24 ﺳﺎﻋﺘﻪ وA ﻣﺴﺎﺣﺖ ﺗﺎﻻب ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . اﻳﻦ روش در اﺑﺘﺪا ﺑﺮای ﻣﺤﺎﺳ ﺒﻪ ﻧﻴﺎز ﺗﺒﺨﻴﺮ-ﺗﻌﺮق در آﺑﺨﻮان ﻫﺎی ﻏﻴﺮﻣﺤﺼﻮر ﻛﻢ ﻋﻤـﻖ ﻛﻪ در ﻣﻌﺮض ﺗﻘﺎﺑﻞ ﺑﺎ ﭘﻮﺷﺶ ﮔﻴﺎﻫﻲ ﮔﻴﺎﻫﺎن آب دوﺳﺖ ﺑﻮدﻧﺪ ﺗﻬﻴﻪ ﺷﺪ . ﺟﻬﺖ ﺑﺴﻂ آن ﺑﻪ ﺗـﺎﻻب ﻫـﺎ از ﻣﻘﺪارﻋـﺪدی ﻳـﻚ ﺑﺮای ﺳﺘﻮن آب در ﺗﺎﻻب اﺳﺘﻔﺎده ﻣﻲ .ﺷﻮد ﺑﺎ وﺟﻮدی ﻛﻪ ﺑﻴﻼن آب ﻳﻚ روش ﻣﺘﺪاول در ﻣﻄﺎﻟﻌﻪ درﻳﺎﭼﻪ ﻫﺎ و ﺗﺎﻻب ﻫﺎ ﺑﻪ ﺷﻤﺎر ﻣﻲ آﻳـﺪ ، وﻟـﻲ ﺑـﻪ ﻛﻤﻴـﺖ درآوردن درﺻﺪﻫﺎی ﺧﻄﺎ ﺑﺮای ﻫﺮ ﻣﻮﻟﻔﻪ در ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن آب ﻣﻬﻢ اﺳﺖ . ﻋﻮاﻣﻞ ﻋﻤﺪه ای ﻛﻪ ﺑﻪ روی ﺗﺠﻬﻴﺰات ﺑـﺎران ﺳـﻨﺞ و ﻟـﺬا ﺑـﺮ روی اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی رﻳﺰش ﺟﻮی ﺗﺎﺛﻴﺮ ﻣﻲ ﮔﺬارﻧﺪ ، ﺷﺎﻣﻞ ﺑﺎد، ﺗﺒﺨﻴﺮ و ارﺗﻔﺎع ﺑﺎﻻی زﻣﻴﻦ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﻣﺜﻼ اﮔﺮ ﺑﺎران ﺳـﻨﺞ ﺗﻘﺮﻳﺒـﺎ ﻳﻚ ﻣﺘ ﺮ ﺑﺎﻻی زﻣﻴﻦ ﻧﺼﺐ ﺷﺪه ﺑﺎﺷﺪ، ﺑﺴﺘﻪ ﺑﻪ اﻟﮕﻮی ﺑﺎد ﺧﻄﺎﻳﻲ ﺑﻴﻦ 5% ± ﺗﺎ15% ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ ﺑﺮای ﻫﺎ داده ی ﻃـﻮﻻﻧﻲ ﻣﺪت ﺑﻪ وﺟﻮد آﻳﺪ (Winter‚1981) . ﺑﺎ اﻳﻦ وﺟﻮد ﭼﻨﺎﻧﭽﻪ درﺧﺘﺎن ﻣﺘﻤﺮﻛﺰی در ﺗﺎﻻب وﺟﻮد داﺷﺘﻪ ﺑﺎﺷـﺪ، ﺧﻄـﺎی% 5 ± ﻛﺎﻣﻼ ﻣﻨﺎﺳﺐ ﺧﻮاﻫﺪ ﺑﻮد (Reeves and Woessner‚ 2004) . ﺗﺸﺖ ﻫﺎی ﺷﻨﺎور ﺗﺒﺨﻴﺮ را ﺗﻮان ﻣﻲ ﺑﻪ ﻋﻨﻮان ﻳﻚ وﺳﻴﻠﻪ اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻣﺴﺘﻘﻴﻢ درﻧﻈﺮ ﮔﺮﻓﺖ و ﻧﻈﺮﺑﻪ اﻳﻨﻜـﻪ ﻫـﻴﭻ وﺳـﻴﻠﻪ اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻣﺴﺘﻘﻴﻢ دﻳﮕﺮی ﺑﺮای اﻳﻦ ﻣﻨﻈﻮر وﺟﻮد ﻧﺪارد، اﻣﻜﺎن اﻧﺘﺴﺎب ﺧﻄﺎﻳﻲ ﺑﻪ ﺗﺸﺖ ﺗﺒﺨﻴﺮ ﻏﺎﻟﺒﺎ وﺟﻮد ﻧﺨﻮاﻫﺪ داﺷﺖ . ﻋﻠﻴﺮﻏﻢ اﻳﻦ ﻣﻮﺿﻮع در ﻣﻨﺎﺑﻊ ﺑﻪ اﻋﺪادی در ﻣﺤﺪوده10 ± ﺗﺎ15% ﺑﺮای ﺧﻄﺎ اﺷﺎره ﺷـﺪه اﺳـﺖ (Winter‚1981) . درﺻـﺪ ﺧﻄﺎ ﺑﺎ اﻓﺰاﻳﺶ ﻣﻴﺰان ﺑﺎد اﻓﺰاﻳﺶ ﻣﻲ ﻳﺎﺑﺪ و در ﺷﺮاﻳﻄﻲ ﻛﻪ ﺗﺎﻻب ﺑﺎدﺧﻴﺰ ﻧﺒﺎﺷﺪ ﻣﺤﺪوده ﭘﺎﻳﻴﻦ )% 10 ± ( ﺗﻮﺻﻴﻪ ﻣﻲ ﺷـﻮد (Reeves and Woessner‚2004) . ﻣﺤﺎﺳﺒﺎت ﺗﺒﺨﻴﺮ -ﺗﻌﺮق ﺑﺎ اﺳﺘﻔﺎده از ﺗﺤﻠﻴﻞ ﻫﻴﺪروﮔﺮاف ﻫﺎی آب ﻫﺎی ﺳﻄﺤﻲ ) ﭘﻴﺸﻨﻬﺎدی ﺗﻮﺳـﻂ Meyboom ( ﺑـﺎ ﺧﻄـﺎی ﻗﺎﺑﻞ ﻣﻼﺣﻈﻪ ای ﺗﻮام ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﮔﺮﭼﻪ ﭼﺎرت ﻫﺎی آب ﺳﻄﺤﻲ ﻛﺎﻣﻼ دﻗﻴﻖ اﻧﺪ، وﻟﻲ ﺑﻪ ﻋﻠﺖ ﺗﻐﻴﻴﺮ ﺷﻜﻞ و اﻧﺪازه ﻣﻨﺤ ﻨﻲ، ﺗﻌﻴـﻴﻦ ﺷﻴﺐ اﻳﻦ ﻣﻨﺤﻨﻲ ﻫﺎی ﺷﺒﺎﻧﻪ روزی ﺑﺎ ﺧﻄﺎی ذاﺗﻲ ﺗﻮام ﺧﻮاﻫﺪ ﺑﻮد . اﺳﺘﻔﺎده از ﻳﻚ زﻣﺎن ﻣﺸﺨﺺ در ﺷﺒﺎﻧﻪ روز ﺑﺮای رﺳﻴﺪن ﺑـﻪ ﻧﺘﻴﺠﻪ ﻣﻄﻠﻮب ﺿﺮوری ﺑﻪ ﻧﻈﺮ ﻣﻲ رﺳﺪ Reeves and Woessner (2004) ﺳﺎﻋﺖ6 ﺻﺒﺢ را ﺗﻮﺻﻴﻪ ﻛﺮده . اﻧﺪ ﺗﻔﺎوت اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻓﺼﻞ ﺳﻮم- ﺗﻌﺮﻳﻒ ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن و ﺗﻌﻴﻴﻦ اﺟﺰای آن 22 / 04 / 93 61 ﺑﺮ روی ﭼﺎرت ﻫﺎی ﻫﻴﺪروﮔﺮاف ﺑﺮای ﺗﺤﻠﻴﻞ ﺷﻴﺐ، ﻋﻤﻮﻣﺎ 3 ﻣﻴﻠﻲ ﻣﺘﺮ ﻳﺎ ﻛﻢ ﺗﺮ اﺳﺖ . ﻣﺘﻮﺳﻂ ﺧﻄﺎﻳﻲ ﺣـﺪود 20% ± از ﺿـﺮب اﻳﻦ ﻣﻘﺪار در ﻣﺴﺎﺣﺖ ﻫﺮ ﺗﺎﻻب در ﺑﺮرﺳﻲReeves and Woessner (2004) ﺑﻪ دﺳﺖ آﻣﺪ . ﺑﺎ ﺗﻮﺟﻪ ﺑﻪ ﺑـﺮآوردی از ﺧﻄـﺎ ﺑـﺮای ﺗﺒﺨﻴﺮ ﺗﻮﺳﻂ ﺗﺸﺖ ﻫﺎی ﺷﻨﺎور، اﻳﻦ ﻣﻘﺪار ﺧﻄﺎ را ﻣﻲ ﺗﻮان ﺑﻪ ﻣﻮﻟ ﻔﻪ ﻫﺎی ﺗﻌﺮق ﮔﻴﺎﻫﻲ ﻣﻨﺘﺴﺐ ﻧﻤﻮد . ﺑﺎ ﺗﻮﺟﻪ ﺑﻪ وﺳﻌﺖ ﻣﻨﻄﻘﻪ ﺑﺮرﺳﻲ و وﺳﺎﻳﻞ ﻣﻮﺟﻮد، ﺗﻌﻴﻴﻦ ﺗﺮاز ﺗﺎﻻب ﺑﻪ ﻧﺰدﻳﻚ ﺗﺮ ﻳﻦ 5/1 ﻣﺘﺮ ﺻﻮرت ﻣـﻲ ﭘـﺬﻳﺮد . دﻗـﺖ ﺗﻬﻴﻪ ﻧﻘﺸﻪ ﭘﺴﺘﻲ و ﺑﻠﻨﺪی ﻫﺎی آﺑﺮﻳﺰ ﻣﺸﺮف ﺑﻪ ﺗﺎﻻب، ﺑﻪ دﻗﺖ وﺳﺎﻳﻞ ﻧﻘﺸﻪ ﺑﺮداری و ﻣﻬـﺎرت ﺗـﻴﻢ ﻋﻤﻠﻴـﺎﺗﻲ ﺑﺴـﺘﮕﻲ دارد . ﺧﻄﺎﻳﻲ در ﺣﺪود 6/0 ﻣ ﻴﻠﻲ ﻣﺘﺮ ﺑﺮای ارﺗﻔﺎع ﻧﻘﺎط ﻋﻤﻮﻣﺎ ﻣﻨﺎﺳﺐ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﺗﻌﻴﻴﻦ ﻣﻮرﻓﻮﻟﻮژی ﺗﺎﻻب ﻏﺎﻟﺒﺎ ﭘﻴﭽﻴﺪه اﺳـﺖ . در ﻧﺘﻴﺠﻪ ﺧﻄﺎی 10% ± را ﺑﺮای ﻣﻮﻟﻔﻪ ﺣﺠﻢ ) ذﺧﻴﺮه ( ﺗﺎﻻب در ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن آب ﺗﻮان ﻣﻲ درﻧﻈﺮ ﮔﺮﻓﺖ . ﺑﺮای اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﺟﺮﻳﺎن ﺧﺮوﺟﻲ ﺳـﻄﺤﻲ از روی اﻃﻼﻋـﺎت ﻋـﺮض، ارﺗﻔـ ﺎع آب، ﺳـﺮﻋﺖ آب در ﻛﺎﻧـﺎل، ﺧﻄـﺎی ﻗﺎﺑـﻞ ﻣﻼﺣﻈﻪ ای رخ ﺧﻮاﻫﺪ داد . ﻣﻘﺪار آب ﺧﺮوﺟﻲ ﺳﻄﺤﻲ در آﻏﺎز و ﺧﺎﺗﻤﻪ دوره زﻣﺎﻧﻲ ﺑﻴﻼن آب ﻣﻮرد ارزﻳﺎﺑﻲ ﻗﺮار ﻣـﻲ ﮔﻴـﺮد . ﻣﻘﺪار ﻣﻴﺎﻧﮕﻴﻨﻲ ﺑﺮای اﻳﻦ ﻣﻮﻟﻔﻪ از دو اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻓﻮق ﻗﺎﺑﻞ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﺑﺎ اﻳﻦ وﺟـﻮد ﭼﻨﺎﻧﭽـﻪ اﻣﻜـﺎن اﻧـﺪازه ﮔﻴـﺮی دوره ای آن در ﻃﻮل دوره زﻣﺎﻧﻲ ﺑﻴﻼن ﻓﺮاﻫﻢ ﺑﺎﺷﺪ، اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻫﺎی ﺑﻴﺶ ﺗﺮ ﺗﻮﺻﻴﻪ ﻣﻲ ﺷﻮد ﺑﻪ . ﻋﻼوه ﺗﻐﻴﻴﺮ در ﺑﺪه رودﺧﺎﻧـﻪ در ﻃﻮل زﻣﺎن ﻛﺎﻣﻼ ﻣﺘﺤﻤﻞ اﺳﺖ و ﺣﺴﺐ ﺷﺮاﻳﻂ اﻣﻜﺎن دارد ﻛﻪ ﺑﺨﺶ زﻳﺎدی از ﺟﺮﻳﺎن ﺗﻨﻬﺎ در ﻳﻚ دوره ﻛﻮﺗﺎه زﻣﺎﻧﻲ رخ دﻫﺪ . ﺑﺎ ﺗﻮﺟﻪ ﺑﻪ اﻳﻦ ﻋﻮاﻣﻞ، ﺧﻄﺎی 50 ± درﺻﺪی ﺑﺮای ﻣﻮﻟﻔﻪ ﺟﺮﻳﺎن ﺧﺮوﺟﻲ ﺳﻄﺤﻲ درﻧﻈﺮﮔﺮﻓﺘﻪ ﻣﻲ .ﺷﻮد ﺗﻌﻴﻴﻦ ﺟﺮﻳﺎن ورودی ﺧﺎﻟﺺ آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ از روی ﺗﻔﺎوت در ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎ ی ﺑﻴﻼن آب ﻣﻨﺠﺮ ﺑـﻪ ﺗﺠﻤـﻊ ﺧﻄﺎﻫـﺎ از ﺗﻤـﺎﻣﻲ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎ ی ﺑﻴﻼن آب ﻣﻲ ﺷﻮد . ﭼﻮن اﻳﻦ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﺑﻪ ﻋﻨﻮان ﻣﻮﻟﻔﻪ ﺑﺎﻗﻲ ﻣﺎﻧﺪه ﺳﺎﻳﺮ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫـﺎ ی دﻳﮕـﺮ ا ﺳـﺖ، ﻳـﻚ روش آﻣـﺎری اﻧﺘﺸﺎر ﺧﻄﺎ ﺑﺮای ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺧﻄﺎﻫﺎی اﻳﻦ ﻣﻮﻟﻔﻪ از ﺑﻴﻼن آب (Winter‚1981) ﻣﻲ ﺗﻮاﻧﺪ ﺑﻪ : ود ر ﻛﺎر )3 - 111 ( inf iow outfiow 2 2 2 2 2 gw ppt wetland volume evap trans SW E E E E E E Δ = + + + + ﻛﻪ در آنinf low gw E ﻣﺠﻤﻮع ﺧﻄﺎی ﻣﻨﺘﺸﺮ ﺷﺪه ﺑﺮای ﻣﻮﻟﻔﻪ ﺟﺮﻳﺎن ورودی آب زﻳﺮزﻣﻴﻨ ﻲ،ppt E ﺧﻄﺎی ﻣﺮﺑﻮط ﺑﻪ ﻣﻮﻟﻔﻪ رﻳﺰش ﺟﻮی 5% ± ، wetland volume EΔ ﺧﻄﺎی ﻣﺮﺑﻮط ﺑﻪ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﺗﻐﻴﻴﺮ در ﺣﺠﻢ ﺗﺎﻻب 10% ± ، evap E ﺧﻄـﺎی ﻣﺮﺑـﻮط ﺑـﻪ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﺗﺒﺨﻴﺮ ﻣﺴﺘﻘﻴﻢ 10% ± ، trans E ﺧﻄﺎی ﻣﺮﺑﻮط ﺑﻪ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﺗﻌـﺮق ﮔﻴـﺎﻫﻲ 20% ± وoutflow SW E ﺧﻄـﺎی ﻣﺮﺑـﻮط ﺑـﻪ ﻣﻮﻟﻔﻪ آب ﺧﺮوﺟﻲ ﺳﻄﺤﻲ 50% ± ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . در روش اﻧﺘﺸﺎر ﺧﻂ، وارﻳﺎﻧﺲ ﺗﻤﺎﻣﻲ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎ ی ﺑﻴﻼن آب ﺑﺎ ﻫﻢ ﺟﻤـﻊ ﺷـﺪه و از روی آن اﻧﺤـﺮاف اﺳـﺘﺎﻧﺪارد ﺧﻄـﺎ ی ﻣﻮﻟﻔﻪ ﺟﺮﻳﺎن ورودی آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ از روی وارﻳﺎﻧﺲ آن ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻣﻲ ﺷﻮد . ﭼﻨﺪﻳﻦ ﻓﺮض در اﻳﻦ راﺑﻄﻪ وﺟﻮد دارد . اول اﻳﻨﻜﻪ ﺧﻄﺎی ﻫﺮ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﺑﻴﻼن آب ﺑﻪ ﺗﻨﻬﺎﻳﻲ ﻣﺸﺎﺑﻪ ﺑﺎ اﻧﺤﺮاف اﺳـﺘﺎﻧﺪارد ﺧﻄـﺎ اﺳـﺖ . دوم اﻳﻨﻜـﻪ ﻣﻮﻟﻔـﻪ ﻫـﺎ ی ﻣﺘﻤـﺎﻳﺰ ﺑـﻴﻼن آب ﻣﺘﻐﻴﻴﺮﻫﺎی ﺗﺼﺎدﻓﻲ ﻣﺴﺘﻘﻞ . اﻧﺪ در آﺧﺮ و ﺳﻮم اﻳ ﻨﻜﻪ ﺑﻪ دﻟﻴﻞ ﻣﺎﻫﻴﺖ ﺧﻄﻲ ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن آب، ﺧﻄﺎﻫﺎی ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫـﺎ ی ﺑـﻴﻼن آب ﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﻨﺪ ﺑﺎ ﻫﻢ ﺟﻤﻊ ﺷﻮﻧﺪ . ﮔﺮ ﭼﻪ ﻓﺮض اﺳﺘﻘﻼل ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎ ی ﺑﻴﻼن آب از ﻳﻜﺪﻳﮕﺮ ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ ﺑﺤﺚ ﺑﺮاﻧﮕﻴﺰ ﺑﺎﺷﺪ ، وﻟﻲ ﺑﻪ دﻟﻴﻞ درﺟﻪ واﺑﺴﺘﮕﻲ ﻣﺠﻬﻮل آن ﺑﻪ ﻳﻜﺪﻳﮕﺮ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻛﻮوارﻳﺎﻧﺲ ﺑﻴﻦ اﻳـﻦ ﻣﻮﻟﻔـﻪ ﻫـﺎ ﻏﻴـﺮﻣﻤﻜﻦ اﺳـﺖ . ﺧﻮاﻧﻨـﺪه ﺑـﺮای ﺟﺰﻳﻴﺎت ﺑﻴﺶ ﺗﺮ ﺑﻪ Reeves and Woessner (2004) ﻣﺮاﺟﻌﻪ ﻛﻨﺪ . 4 ﻓﺼﻞ4 ارزﻳﺎﺑﻲ ﺟﺎﻳﮕﺎه ﺳﻨﺠﺶ از دور و ﻛﺎرﺑﺮد ﻣﺪل ﻫﺎی راﻳﺎﻧﻪ ای در ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب ﻓﺼﻞ ﭼﻬﺎرم - ارزﻳﺎﺑﻲ ﺟﺎﻳﮕﺎه ﺳﻨﺠﺶ از و دور ﻛﺎرﺑﺮد ﻣﺪل ﻫﺎی راﻳﺎﻧﻪ در ای ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب 22 / 04 / 93 65 ﻓﺼﻞ ﭼﻬﺎرم- ارزﻳﺎﺑﻲ ﺟﺎﻳﮕﺎه ﺳﻨﺠﺶ از دور و ﻛﺎرﺑﺮد ﻣﺪل ﻫﺎی راﻳﺎﻧﻪ ای در ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب در دﻳﺪﮔﺎ ه اﺳﺘﻔﺎده از ﺳﻨﺠﺶ از دور ﻣﺪل ﻫﺎی ﻣﻮرد اﺳﺘﻔﺎده ﺑﺎﻳﺪ ﺑﺘﻮاﻧﻨﺪ ﻧﺘﺎﻳﺞ ﺣﺎﺻﻞ از اﻳﻦ ﻓﻦ آوری را ﺑﻪ ﻛﻤﻴﺖ ﻫـﺎی ﻫﻴﺪروﻟﻮژﻳﻜﻲ ﻣﺮﺗﺒﻂ ﻧﻤﺎﻳﻨﺪ ﻓﻦ . آوری ﺳﻨﺠﺶ از دور ﻳﻚ ﺗﻜﻨﻴﻚ ﻗﺪرﺗﻤﻨﺪ ﺑﺮای ﻣﻄﺎﻟﻌﺎت ﻣﺤﻴﻄﻲ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . در ﻣﻘﺎﻳﺴﻪ ﺑـﺎ ﺳﺎﻳﺮ روش ﻫﺎی ﺟﻤﻊ آوری اﻃﻼﻋﺎت ، اﻃﻼﻋﺎت ﺑﻪ دﺳﺖ آﻣﺪه ﺗ ﻮﺳﻂ اﻳﻦ ﻓﻦ آوری ﺑﻪ دﻟﻴـﻞ دﻳـﺪ ﻳﻜﭙﺎرﭼـﻪ و وﺳـﻴﻊ ﺑـﻮدن ، ﻗﺎﺑﻠﻴﺖ ﺗﻔﻜﻴﻚ ﻃﻴﻔﻲ، ﺗﻬﻴﻪ ﭘﻮﺷﺶ ﻫﺎی ﺗﻜﺮاری و ﺑﺎﻻﺧﺮه ارزان ﺑﻮدن از ﻗﺎﺑﻠﻴﺖ ﻫﺎی وﻳﮋه ای ﺑﺮﺧﻮردار اﺳـﺖ . ﺑـﺎ ﭘﻴﺸـﺮﻓﺖ ﺗﻜﻨﻴﻚ ﻫﺎی ﺳﻨﺠﺶ از دور ﻣﺎﻫﻮاره ای و اﻣﻜﺎن دﺳﺘﺮﺳﻲ ﺑﻪ ﻫﺎی داده ﻣﻔﻴﺪ ﺳﻨﺠﻨﺪه ﻫﺎی ﻣﻴﻜﺮوﻣﻮج ﻏﻴﺮﻓﻌﺎل ﻣﺎﻧﻨﺪ SSM/I و SSMRﺑﺮرﺳﻲ ﻗﻠﻤﺮوﻫﺎی ﺑﺮﻓﻲ و ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎی واﺑﺴﺘﻪ ﺑﻪ آن ﻣﻤﻜﻦ ﻣﻲ ﮔﺮدد . 4 - 1 - اﺻﻮل ﺳﻨﺠﺶ از دور ﻋﺒﺎرت اﻧﮕﻠﻴﺴﻲRemote Sensing ﻛﻪ در ﺑﺮﮔﺮدان ﻓﺎرﺳﻲ دور ﺳﻨﺠﻲ، دور ﻛﺎوی و ﻳﺎ ﺳﻨﺠﺶ از دور از آن ﻳﺎد ﻣـﻲ ﺷـﻮد ﻋﺒﺎرت اﺳﺖ از ﻋﻠﻢ و ﻫﻨﺮ ﻛﺴﺐ اﻃﻼﻋﺎت از ﭘﺪﻳﺪه ﻫﺎ ﻳﺎ اﺟﺴﺎم ﺑﺪون ﺗﻤﺎس ﻓﻴﺰﻳﻜﻲ ﺑﺎ آن . ﻫﺎ ﭘﺎﻳﻪ و اﺳﺎس ﺳـﻨﺠﺶ از دور ﺑـﺮ اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی اﻧﺮژی ﺑﺎزﺗﺎﺑﺸـﻲ ﭘﺪﻳـﺪه ﻫـﺎ از راه دور ﻣـﻲ ﺑﺎﺷـﺪ ) ﺷـﻜﻞ 4 - 1 .( اﻧـﺮژی ﺑﺎزﺗﺎﺑﺸـﻲ ﻳـﺎ ﺑـﻪ ﻋﺒـﺎرت ﺳـﺎده ﺗـﺮ اﻣـﻮاج اﻟﻜﺘﺮوﻣﻐﻨﺎﻃﻴﺲ ﻣﻨﻌﻜﺲ ﺷﺪه از ﭘﺪﻳﺪه ﻫﺎ، ﻣﺒﺎﻧﻲ ﻓﻴﺰﻳﻚ ﺳﻨﺠﺶ از دور را ﺗﺸﻜﻴﻞ ﻣـﻲ دﻫﻨـﺪ . اﻣـﻮاج اﻟﻜﺘﺮوﻣﻐﻨـﺎﻃﻴﺲ دارای ﻃﻴﻒ وﺳﻴﻊ و ﮔﺴﺘﺮده ای اﺳﺖ، وﻟﻲ ﺗﻨﻬﺎ ﺑﺨﺶ ﻣﺮﺋﻲ ﺗﺎ ﻣﻴﻜﺮووﻳﻮ آن در ﺳﻨﺠﺶ از دور ﻣﻮرد ﺗﻮﺟﻪ و اﺳﺘﻔﺎده ﻗﺮار ﻣﻲ ﮔﻴﺮد . ﺷﻜﻞ4 - 1 - ﻣﻮﻗﻌﻴﺖ ﻋﻮارض زﻣﻴﻨﻲ و ﻣﺎﻫﻮاره ﻫﺎ ﺑﺨﺸﻲ دﻳﮕﺮ از ﻣﺤﺪوده اﻣﻮاج ﻣﻮرد اﺳﺘﻔﺎده در ﺳﻨﺠﺶ از دور ﻣﺮﺑـﻮط ﺑـﻪ ﻣﺤـﺪوده ﻃﻴﻔـﻲ ﻣـﺎدون ﻗﺮﻣـﺰ اﺳـﺖ . اﻳـﻦ ﻣﺤﺪوده ﺑﺮ اﺳﺎس ﺧﺼﻮﺻﻴﺎت ﻃﻴﻔﻲ ﺑﻪ دو ﺑﺨﺶ ﻛﻠﻲ ﻣﺤﺪوده ﻣﺎدون ﻗﺮﻣﺰ اﻧﻌﻜﺎﺳﻲ و ﻣﺤﺪوده ﻣﺎدون ﻗﺮﻣﺰ ﺣﺮارﺗﻲ ﺗﻘﺴﻴﻢ ﻣﻲ ﺷﻮد . ﻣﺤﺪوده ﻣﺎدون ﻗﺮﻣﺰ اﻧﻌﻜﺎﺳﻲ ﺧﻮد ﺷﺎﻣﻞ ﻣﺤﺪوده ﻣﺎدون ﻗﺮﻣﺰ ﻧﺰدﻳﻚ و ﻣﺤﺪوده ﻣﺎدون ﻗﺮﻣـﺰ ﻣﻴـﺎﻧﻲ ﻣـﻲ ﺑﺎﺷـﺪ . ﻣﺤﺪوده ﻃﻴﻔﻲ ﻣﺎﻛﺮووﻳﻮ ﺑﺨﺸ ﻲ از ﻃﻴﻒ اﺳﺖ ﻛﻪ ﺑﻴﻦ اﻣﻮاج ﻣﺎدون ﻗﺮﻣﺰ و اﻣﻮاج رادﻳﻮﻳﻲ ﻗﺮار دارﻧﺪ و ﻃﻮل ﻣـﻮج از ﻫـﺎ آن 66 22 / 04 / 93 دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب ﻳﻚ ﻣﻴﻠﻲ ﻣﺘﺮ ﺗﺎ ﻳﻚ ﻣﺘﺮ اﺳﺖ . اﻳﻦ اﻣﻮاج در ﺷﺮاﻳﻂ ﺑﺪ آب و ﻫﻮاﻳﻲ ﻧﻴﺰ ﻗﺎدر ﺑﻪ ﻋﺒﻮر از ﺟﻮ ﻫﺴﺘﻨﺪ و ﺑـﻪ ﺟـﺰ ﺑﺨـﺶ اوﻟﻴـﻪ، ﺑﻘﻴﻪ ﭼﻨﺪان ﺗﺤﺖ ﺗﺎﺛﻴﺮ اﺗﻤﺴﻔﺮ ﻗﺮار ﻧﻤﻲ ﮔﻴﺮﻧﺪ . ﺳﻨﺠﻨﺪه ﻫﺎ وﺳﺎﻳﻠﻲ اﻧﺪ ﻛﻪ اﻣﻮاج اﻟﻜﺘﺮوﻣﻐﻨﺎﻃﻴﺲ ﻣﻨﻌﻜﺲ ﺷﺪه از ﭘﺪﻳ ﺪه ﻫﺎی ﻣﺨﺘﻠﻒ و ﻳﺎ ﺳﺎﻳﺮ اﻧﺮژی ﻫﺎی ﺳﺎﻃﻊ ﺷﺪه را ﺟﻤﻊ آوری ﻧﻤﻮده و ﺑﻪ ﺷﻜﻠﻲ ﻣﻨﺎﺳﺐ ﺑﺮای ﻛﺴﺐ اﻃﻼﻋـﺎت از ﻣﺤـﻴﻂ اﻃـﺮاف اراﺋـﻪ دﻫ . ﺪﻨـ ﻣﺸﺨﺼـﻪ ﻫـﺎی ﻋﻤـﺪه درﺑـﺎره ﺳﻨﺠﻨﺪه ﻫﺎ ﺷﺎﻣﻞ اﻟﻒ ) ( ﻗﺪرت ﺗﻔﻜﻴﻚ ﻃﻴﻔﻲ، ( ب) ﻗﺪرت ﺗﻔﻜﻴﻚ ﻣﻜﺎﻧﻲ، ( ج) ﻗـﺪرت ﺗﻔﻜﻴـﻚ رادﻳﻮﻣﺘﺮﻳـﻚ و ( د) ﻗـﺪرت ﺗﻔﻜﻴﻚ زﻣﺎﻧﻲ .ﺪﺑﺎﺷ ﻣﻲ ﻣﻨﺒﻊ ﻫﺎ داده ی ﺳﻨﺠﺶ ازدور ﻣﻌﻤﻮﻻ ﺗﺎﺑﺶ اﻟﻜﺘﺮوﻣﻐﻨﺎﻃﻴﺴﻲ اﺳﺖ ﻛﻪ از ﻳـﻚ ﭘﺪﻳـﺪه ﻳـﺎ ﻳـﻚ ﺷﻲءﮔﺴـﻴﻞ ﻣـﻲ ﺷـﻮد . اﻧﻌﻜﺎس ﻃﻴﻔﻲ ﺑﺎ ﺗﻮﺟﻪ ﺑﻪ ﻧﻮع ﭘﻮﺷﺶ ﻫﺮ ﭘﺪﻳﺪه در روی زﻣﻴﻦ ﻣﺘﻔﺎوت اﺳﺖ . ﺗﻔﺎوت اﻧﻌﻜﺎس ﻃﺒﻴﻌﻲ ﭘﺪﻳـﺪه ﻫـﺎ از ﻣـﻮاردی اﺳﺖ ﻛﻪ ﻣﺘﺨﺼﺼﺎن ﺳﻨﺠﺶ از دور ﺑﺮای ﺗﺸﺨﻴﺺ ﻧﻮع ﭘﻮﺷﺶ ﻫﺎ ی ﻋﻮارض زﻣﻴﻨﻲ اﺳﺘﻔﺎده ﻣﻲ ﻛﻨﻨﺪ ) ﻓﻮﻣﻨﻲ ﻣﻘﺪم ، 1385 .( ﻋﻼوه ﺑﺮاﻓﺰاﻳﺶ دﻗﺖ در ﻣﻘﻴﺎس ﻫﺎ ی ﺑﺰرگ، ﺑﻪ ﻛﻤﻚ ﺗﻜﻨﻴﻚ ﻫﺎی RS وDTM ﺗﻮان ﻣﻲ ﺑﻪ ﺻﻮرت اﻗﺘﺼـﺎدی ﺗـﺮی ﺑـﻪ ﻓﻬـﻢ وﻳﮋﮔﻲ ﻫﺎی زﻣﻴﻦ ﭘﺮداﺧﺖ ) آزادﺑﺨﺖ، 1385 .(ﺗﺼﺎوﻳﺮ ﻣﺎﻫﻮاره ای ﮔﻮﻧﺎﮔﻮن از ﻧﻈﺮ ﻗﺪرت ﺗﻔﻜﻴﻚ ﻣﻜـﺎﻧﻲ، زﻣـﺎﻧﻲ، ﻃﻴﻔـﻲ و رادﻳﻮﻣﺘﺮی ﻛ ﺎرﺑﺮدﻫﺎی ﻣﺘﻨﻮﻋﻲ در ﻣﻄﺎﻟﻌﺎت زﻣﻴﻨﻲ دارﻧﺪ . از اﻳﻦ رو ﻣﺤﻘﻘﺎن ﺳﻌﻲ ﻣﻲ ﻧﻤﺎﻳﻨﺪ در ﻛﻪ ﻃﺮاﺣﻲ ﺳﻨﺠﻨﺪه ﻫﺎ اﻳﻦ ﻋﻮاﻣﻞ را ﺗﺎ ﺣﺪ اﻣﻜﺎن ﺑﻬﻴﻨﻪ ﻧﻤﺎﻳﻨﺪ . اﻣﺮوزه ﻣﺎﻫﻮاره ﻫﺎی ﺑﺴﻴﺎری ﭼﻮنIRS, Spot, LandSat اﻳﻜﻮﻧﻮس، ﻛﻮﺋﻴﻚ ﺑﺮد، ارب وﻳﻮ (orb View-3) ، ﻛﺎرﺗﻮﺳﺖ (Cartosat-1) ، Noaa وTerra ﻓﻌـﺎل ﻫﺴـﺘﻨﺪ . اﺳـﺘﻔﺎده از ﻋﻜـﺲ ﻫـﺎی ﻣـﺎﻫﻮاره ای در ﻣﻄﺎﻟﻌـﻪ اﻗﻴﺎﻧﻮس ﻫﺎ ، درﻳﺎﻫﺎ، درﻳﺎﭼﻪ ﻫﺎ، ﻣﻨﺎﺑﻊ آب در ﺣﻮﺿﻪ ﻫﺎ ی آﺑﺮﻳﺰ ﺑﺴﻴﺎر ﮔﺴﺘﺮده اﺳﺖ . ﺗﺸﺨﻴﺺ آب، دﺷﺖ ﻫﺎ ی ﺳﻴﻼﺑﻲ، ﻣﻜـﺎن آب ﻫﺎی زﻳﺮﻣﻴﻨﻲ، درﺟﻪ ﺣﺮارت آب ﻫﺎ، ﻣﻄﺎﻟﻌﺎت ﺑﺮف ﺳﻨﺠﻲ و ﻳﺦ ﺳﻨﺠﻲ، ﺗﺸﺨﻴﺺ، ﺗﻌﻴﻴﻦ و ﺗﺨﻤﻴﻦ ﺳـﻴﻼب ﻫـﺎ و ﻣﻴـ ﺰان ﺧﺴﺎرت ﻫﺎ آن ، ﺑﺮرﺳﻲ ﺗﻐﻴﻴﺮات ﺳﻮاﺣﻞ و ﺟﺮﻳﺎن ﻫﺎ ی درﻳﺎﻳﻲ و ﺗﺸﺨﻴﺺ درﻳﺎﭼﻪ ﻫﺎ از ﺟﻤﻠﻪ ﻛﺎرﺑﺮدﻫﺎی ﻓﻦ آوری ﺳـﻨﺠﺶ از دور در ﻣﻨﺎﺑﻊ آب ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ ) ﻓﻮﻣﻨﻲ ﻣﻘﺪم، 1385 .( 4 - 2 - ﺳﻨﺠﺶ از دور و ﻛﺎرﺑﺮی اراﺿﻲ ﺑﻪ ﻃﻮر ﻛﻠﻲ ﺗﻮان ﻣﻲ ﭘﺪﻳﺪه ﻫﺎ را از ﻟﺤﺎظ ﺳﺮﻋﺖ ﺗﻐﻴﻴﺮ ﺑﻪ ﺳﻪ دﺳﺘﻪ اﻟﻒ ) ( ﺑﺎﺳﺮﻋﺖ زﻳ )ﺎد ﺳﻴﻞ، زﻟﺰﻟﻪ، ﻃﻮﻓﺎن، ﺗﻐﻴﻴـﺮات آب و ﻫﻮاﻳﻲ ( ب) ، ( ﻣﺘﻮﺳﻂ ) ﻛﺎرﺑﺮی اراﺿﻲ، ﺗﻮﺳﻌﻪ ﺷﻬﺮی ( ج) و ( ﻛﻨﺪ ) ﺗﻐﻴﻴﺮات ﺗﻮﭘﻮﮔﺮاﻓﻲ ( ﺗﻘﺴﻴﻢ ﻧﻤﻮد . ﺳـﻨﺠﺶ از دور ﺑﻪ راﺣﺘﻲ اﻣﻜﺎن ﻣﻄﺎﻟﻌﻪ و ﺑﺮرﺳﻲ ﺗﻐﻴﻴﺮات در ﻣﻘﻴﺎس زﻣﺎﻧﻲ ﺳﺮﻳﻊ و ﻣﺘﻮﺳﻂ را ﻓﺮاﻫﻢ ﻣﻲ ﻛﻨﺪ . ﻳﻜﻲ از اﺳـﺘﻔﺎده ﻫـﺎی ﻣﻬـﻢ ﺳﻨﺠﺶ از دور، ﻳﺎ ﻓﺘﻦ و ردﻳﺎﺑﻲ ﺗﻐﻴﻴﺮاﺗﻲ اﺳﺖ ﻛﻪ در ﻣﺤﻴﻂ ﻫـﺎی ﻃﺒﻴﻌـﻲ ﻳـﺎ ﻣﺤـﻴﻂ ﻫـﺎی ﺳـﺎﺧﺘﻪ ﺑﺸـﺮ روی ﻣـﻲ دﻫـﺪ . روش ﻫﺎ ی ﻣﺨﺘﻠﻔﻲ ﺑﺮای اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﺗﻐﻴﻴﺮات وﺟﻮد دارﻧﺪ . ﺑﻪ ﻃﻮر ﻛﻠﻲ دو ﻫﺪف ﻛﻠﻲ اﻟﻒ ) ( ﺗﻌﻴﻴﻦ ﻣﻨـﺎﻃﻖ ﺗﻐﻴﻴـﺮ ﻳﺎﻓﺘـﻪ و ( ب) ﻣﺎﻫﻴﺖ ﺗﻐﻴﻴﺮات ﺑﻪ وﺟﻮد آﻣﺪه ﺑﻪ ﻛﻤﻚ ﺳﻨﺠﺶ از دور وﺟﻮد دارد . ﺑﺮای ﺗﻌ ﻴﻴﻦ ﻣﻨﺎﻃﻖ ﺗﻐﻴﻴﺮ ﻳﺎﻓﺘﻪ، ﺻﺮﻓﺎ ﺷﻨﺎﺳﺎﻳﻲ ﻣﻨﺎﻃﻖ ﺗﻐﻴﻴﺮ ﻳﺎﻓﺘﻪ از ﻣﻨﺎﻃﻖ ﺗﻐﻴﻴﺮ ﻧﻴﺎﻓﺘﻪ ﻣﺪﻧﻈﺮ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﺑﺮای ﻧﻴﻞ ﺑﻪ اﻳﻦ ﻫﺪف، از روش ﺗﻔﺮﻳﻖ و ﺗﻘﺴﻴﻢ ﺗﺼﺎوﻳﺮ و ﺗﺤﻠﻴﻞ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎ ی اﺻﻠﻲ - ﻛﻪ ﺻﺮﻓﺎ ﺗﻐﻴﻴﺮ و ﻳﺎ ﻋﺪم ﺗﻐﻴﻴﺮ را در ﻓﺎﺻﻠﻪ ﺑـﻴﻦ دو زﻣﺎن ﻧﺸﺎن دﻫﺪ ﻣﻲ- اﺳﺘﻔﺎده ﻣﻲ ﺷﻮد . ﺑﺮای ﺗﻌﻴﻴ ﻦ ﻣﻨﺎﻃﻖ ﺗﻐﻴﻴﺮ ﻳﺎﻓﺘﻪ و ﻣﺎﻫﻴـﺖ ﺗﻐﻴﻴـﺮات، اﺑﺘـﺪا ﺗﺼـﺎوﻳﺮ ﭼﻨـﺪ زﻣﺎﻧـﻪ ﺑـﺎ ﻓﺼﻞ ﭼﻬﺎرم - ارزﻳﺎﺑﻲ ﺟﺎﻳﮕﺎه ﺳﻨﺠﺶ از و دور ﻛﺎرﺑﺮد ﻣﺪل ﻫﺎی راﻳﺎﻧﻪ در ای ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب 22 / 04 / 93 67 اﺳﺘﻔﺎده از ﻧﻤﻮﻧﻪ ﻫﺎی آزﻣﺎﻳﺸﻲ ﺗﻬﻴﻪ ﺷﺪه و ﺳﭙﺲ ﻃﺒﻘﻪ ﺑﻨﺪی ﻧﻈﺎرت ﺷﺪه ﺑﻪ دﺳﺘﺠﺎت ﻣﻮرد ﻧﻈـﺮ ﺗﻘﺴـﻴﻢ ﻣـﻲ ﺷـﻮﻧﺪ و در ﻧﻬﺎﻳﺖ ﻧﻮع و ﻧﺎﺣﻴﻪ ﺗﻐﻴﻴﺮ ﻫﺮﻛﺪام از رﺳﺘﻪ ﻫﺎ ﻣﺸﺨﺺ ﻣﻲ ﮔﺮدﻧﺪ ) ﻣﺤﻤﺪی، 1385 .( ﺗﻬﻴﻪ ﻧﻘﺸـﻪ ﻫـﺎی ﺧـﺎک ﻣـ ) ﺜﻼ ﺷـﻮری ﺧﺎک ( از ﺟﻤﻠﻪ ﻛﺎرﺑﺮی ﻫﺎﻳﻲ اﺳﺖ ﻛﻪ اﺧﻴﺮا ﺑﻪ ﻛﻤﻚ ﻓﻦ آوری ﺳﻨﺠﺶ از دور ﺗﻮﺳﻌﻪ ﻳﺎﻓﺘﻪ اﺳﺖ . ﺑﻪ ﻋﻨـﻮان ﻣﺜـﺎل ﺑﻬﺘـﺮﻳﻦ ﺗﺼﺎوﻳﺮ ﺑﺮای ﻣﻄﺎﻟﻌﻪ ﺷﻮری و ﻗﻠﻴﺎﻳﻴﺖ ﺧﺎک ﻫﺎ ، ﺗﺼﺎوﻳﺮی اﺳﺖ ﻛﻪ در زﻣﺎن ﮔﺮﻓﺘﻦ ﺗﺼﻮﻳﺮ ﭘﻮﺷـﺶ ﮔﻴـﺎﻫﻲ ﺧـﺎک ﺣـﺪاﻗﻞ ﺑﺎﺷﺪ . ﻣﻌﻤﻮﻻ ﻃﺒﻘﻪ ﺑﻨﺪی ﻫﺎ ﺧﺎک ی ﺷﻮر ﺑﺎ دو روش ﻃ ﺒﻘﻪ ﺑﻨﺪی ﭼﺸﻤﻲ و رﻗﻮﻣﻲ اﻣﻜﺎن ﭘﺬﻳﺮ اﺳﺖ ) ﻋﺒﺪی، 1384 .( اﻣﺮوزه ﺑﻪ راﺣﺘﻲ ﻣﻲ ﺗﻮان ﺳﻄﺢ زﻳـﺮ ﻛﺸـﺖ ﻣﺤﺼـﻮل، ﺷـﺮاﻳﻂ و دوره رﺷـﺪ ﮔﻴـﺎه، ﺗﻔﻜﻴـﻚ ﻣﺤﺼـﻮﻻت از ﻳﻜـﺪﻳﮕﺮ را در ﻣﻘﻮﻟﻪ ﻫﺎی ﻛﺸﺎورزی و ﻛﺎرﺑﺮی اراﺿﻲ ﺑﻪ ﻛﻤﻚ ﻋﻜﺲ ﻫﺎی ﻣﺎﻫﻮاره ای اﻧﺠﺎم داد . ﻃﺒﻘﻪ ﺑﻨﺪی ﺟﻨﮕﻞ ﻫﺎ و ﺗﺮاﻛﻢ درﺧﺘﺎن از دﻳ ﮕـﺮ ﻣﻮاردی اﺳﺖ ﻛﻪ در ﺧﺼﻮص ﮔﻴﺎﻫﺎن ﻗﺎﺑﻞ ﺑﺮداﺷﺖ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ ) ﻓﻮﻣﻨﻲ ﻣﻘﺪم، 1385 .(ﻳﻜﻲ از ﺑﺰرگ ﺗﺮﻳﻦ ﻛﺎرﺑﺮی ﻫـﺎی ﺳـﻨﺠﺶ از دور ﺑﺮرﺳﻲ ﺗﻐﻴﻴﺮات ﺑﺰرگ -ﻣﻘﻴﺎس و ﺗﻐﻴﻴﺮات اﻗﻠﻴﻤﻲ ﺟﻬﺎﻧﻲ اﺳﺖ ﻛﻪ اﻣﺮوزه از اﻫﻤﻴﺖ ﺑﺴﻴﺎری ﺑﺮﺧﻮردار ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﺑﺎﻧﻚ اﻃﻼﻋﺎﺗﻲ ﻣﻨﺎﺑﻊ ﺟﻬﺎﻧﻲ (GRID; Global Resource Information Database) درﺳﻴﺴﺘﻢ زﻣﺎﻧﻲ زﻣﻴﻦ ﻳﻚ ﺑﺮﻧﺎﻣﻪ اﺳﺎﺳﻲ ﺑﻴﻦ اﻟﻤﻠﻲ ﻣﺤﺴﻮب ﻣﻲ .ﺷﻮد ﻣﺎﻣﻮر ﻳﺖ اﻳﻦ ﺑﺎﻧﻚ ﺟﺪای از ﺗﻬﻴﻪ اﻃﻼﻋـﺎت زﻣـﺎﻧﻲ و ﻗﺎﺑـﻞ اﻋﺘﻤـﺎد زﻣـﻴﻦ ﻣﺒﻨـﺎ ، اراﺋـﻪ ﺧﺪﻣﺎت اﻃﻼﻋﺎﺗﻲ ﻳﻜﺴﺎن ﺑﻴﻦ اﻟﻤﻠﻲ ﺟﻬﺖ ﻛﻤﻚ ﺑﻪ ﺷﻨﺎﺳﺎﻳﻲ ﻣﻌﻴﺎرﻫﺎی زﻳﺴـﺖ ﻣﺤﻴﻄـﻲ در ﻣﻘﻴـﺎس ﺟﻬـﺎﻧﻲ و ﻣﻨﻄﻘـﻪ ای ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . دﺳﺘﺎوردﻫﺎ ی ﺑﻪ دﺳﺖ آﻣﺪه در ﻣﻘﻴﺎس ﻣﻨﻄﻘﻪ ، ای ﻣﺰاﻳﺎی ﺑﺎ ارزﺷﻲ در ارزﻳﺎﺑﻲ ﻣﻨﺎﺑﻊ ﻃﺒﻴﻌﻲ در اﻧﺪازه ﻫﺎی ﺟﻬـﺎﻧﻲ و ﻣﻠﻲ را درﺑﺮ دارﻧﺪ . ﻣﻘﻴﺎس ﻣﻨﻄﻘﻪ ای ﺑﻴﺎﻧﮕﺮ ﻳﻚ ﭼﺸﻢ اﻧﺪاز درون ﻗﺎره ای اﺳﺖ درﺣـﺎﻟﻲ ﻛـﻪ ﺟﺰﻳﻴـ ﺎت ﻛـﺎﻓﻲ ﺟﻬـﺖ ﻓﻬـﻢ ﺑﻴﺶ ﺗﺮ از ﭘﺪﻳﺪه ﻫﺎی راﻳﺞ را ﻧﻴﺰ دارا ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ (Giri et al., 2001) . ﻫﻤﻮاره در ﻣﻮاﺟﻬﻪ ﺑﺎ ﻋﺎﻣﻞ ﺑﺴﻴﺎر ﻣﻬﻢ ﻛـﺎرﺑﺮی اراﺿـﻲ در ﻣﻄﺎﻟﻌـﺎت ﻣﻨﻄﻘـﻪ ای، ﻳـﻚ ﭼـﺎرﭼﻮب ﻣﻠـﻲ ﺑـﺮای ﺳﻴﺴـﺘﻢ دﺳﺘﻪ ﺑﻨﺪی ﻛﺎرﺑﺮی اراﺿﻲ و ﭘﻮﺷﺶ ﮔﻴﺎﻫﻲ ﻧﻴﺰ ﺟﻬﺖ اﺳﺘﻔﺎده از ﻫﺎ داده ی ﻣﺎﻫﻮاره ای و ﺳﻨﺠﺶ از دور ﻣﻮرد ﻧﻴﺎز ﻣﻲ ﺑﺎﺷـﺪ . اﻳﻦ ﺳﻴﺴﺘﻢ ﺑﺎﻳﺪ ﺑﺮ ﻣﺒﻨﺎی ﻣﻌﻴﺎرﻫﺎی ﺳﻴﺴﺘﻢ ﻫﺎ ی ﻣﻮﺟﻮد راﻳﺞ در ﻛﺸﻮر، ﻛﻪ ﻫﺮ ﻛﺪام ﺑﻪ ﻧﻮﻋﻲ ﻣﺴﻮول اﺳﺘﺨﺮاج از ﻫـﺎ داده ﻣﻨﺎﺑﻊ ﺳﻨﺠﺶ دور ﻣﻲ ﺑﺎﺷﻨﺪ ، اﺳﺘﻮار ﺑﺎﺷﺪ . ﻫﺎ داده ی ﻛﺎرﺑﺮی اراﺿـﻲ و ﭘﻮﺷـﺶ ﮔﻴـﺎﻫﻲ ﺟﻬـﺖ ﺗﻌﻴـﻴﻦ ﻣﻨـﺎﺑﻊ آب، ﻛﻨﺘـﺮل ﺳﻴﻼب، ﻃﺮح ﻫﺎی ﺗﺎﻣﻴﻦ آب و ﺗﺼﻔﻴﻪ ﻓﺎﺿﻼب ﺑﺮای ﺑﺴﻴﺎری از ﺳﺎزﻣﺎن ﻫـﺎ ﻣـﻮرد اﺳـﺘﻔﺎده ﻗـﺮار ﻲﻣـ ﮔﻴـﺮد . ﺳـﺎزﻣﺎن ﻫـﺎی ﻣﻨﻄﻘﻪ ای ﻛﻪ از ﻫﺎ داده ی ﺑﺎ ﺟﺰﻳﻴ ﺎت ﺑﻴﺶ ﺗﺮ اﺳﺘﻔﺎده ﻣﻲ ﻛﻨﻨﺪ ﻫﺎ داده را از ﻧﻘﺸﻪ ﺑﺮداری ﻫﺎی زﻣﻴﻨﻲ و دﻳﮕﺮ ﻣﺸﺎﻫﺪات ﺗﻮﻟﻴـﺪ ﻣﻲ ﻧﻤﺎﻳﻨﺪ . در اﻳﻦ ﺧﺼﻮص ﺗﻔﺴﻴﺮ ﻋﻜﺲ ﻫﺎی ﻫﻮاﻳﻲ ﺑﺰرگ ﻣﻘﻴﺎس ﺑﻪ ﻃﻮر ﮔﺴﺘﺮده ﻣﻮرد اﺳﺘﻔﺎده واﻗـﻊ ﻣـﻲ ﺷـﻮد . ﻣﺸـﻜﻞ اﺳﺎﺳﻲ زﻣﺎﻧﻲ ﺣﺎﺻﻞ ﻣﻲ ﺷﻮد ﻛﻪ ﺗﻔﺎﺳﻴﺮ ﻣﺨﺘﻠﻒ در ﺗﻌﺎرﻳﻒ ﻣﻘﻮﻟﻪ ﻫﺎ و روش ﻫﺎ ی ﺟﻤﻊ آوری ﻫـﺎ داده ﺗﻮﺳـﻂ ﺳـﺎزﻣﺎن ﻫـﺎی ﻣﺮﺟﻊ ﻣﺘﻔﺎوت ﺑﻮده، ﭘﻮﺷﺶ داده ای ﻛﺎﻣﻞ ﻧﺒﺎﺷﺪ، زﻣﺎن و ﺳﻦ ﻫﺎ داده ﻣﺘﻔﺎوت ﺑﺎﺷﺪ و ﺑﻪ ﻛﺎرﮔﻴﺮی ﺳﻴﺴﺘﻢ ﻫﺎ ی دﺳـﺘﻪ ﺑﻨـﺪی ﻣﺘﻨﺎﻗﺾ اﻧﺠﺎم ﺷﻮد . در ﻣﺠﻤﻮع اﻣﻜﺎن ﺗﻮﻟﻴﺪ ﻫـﺎ داده ی ﻣﻨﺎﺳـﺐ ﺑـﺮای دﺳﺘﺮﺳـﻲ ﺗﻤـﺎم ﺳـﺎزﻣﺎن ﻫـﺎ ﺑـﻪ ﻋﻠـﺖ اﺧـﺘﻼف در ﺳﻴﺴﺘﻢ ﻫﺎ ی دﺳﺘﻪ ﺑﻨﺪی ﺑﻪ وﺟﻮد ﻣﻲ آﻳﺪ ) ﺗﻮﺿﻴﺤﺎت ﺑﻴﺶ در ﺗﺮ Andorson et al., 1999 اراﺋﻪ ﺷﺪه اﺳﺖ (. ﺗﺠﻬﻴﺰات ﺗﺠﺎری ﺳﻨﺠﺶ از دور ﺑﺮای ﻣﺪﻳﺮﻳﺖ ﺗﻨﺶ ﻫﺎی زﻳﺴﺘﻲ و ﻏﻴﺮزﻳﺴﺘﻲ ﻣﺤﺼﻮﻻت ﻣﺨﺘﻠﻒ ﻛﻪ ﺗﺤﺖ آﺑﻴﺎری ﻫﺎی ﻣﺨﺘﻠﻒ ﻗﺮار ﻣﻲ ﮔﻴﺮﻧﺪ ﻣﻮرد اﺳﺘﻔﺎده اﺳﺖ (Falkenberg et al., 2007) . اﻣﻜﺎﻧﺎت ﺗﺠﺎری ﺳﻨﺠﺶ از دور ﺑﺮای ﻳـﻚ ﻣﻨﻄﻘـﻪ ﺧﺎص ﺟﻬﺖ ﺗﻌﻴﻴﻦ ﺗﻨﺶ زﻳﺴﺘﻲ و ﻏﻴﺮزﻳﺴﺘﻲ ﻧﺎﺷﻲ از ﺑﻴﻤﺎری در ﻣﺰ رع ا و ﻣﻘﺎﻳﺴﻪ ﻫﺎ داده ی ﺑﻪ دﺳﺖ آﻣـﺪه از ﻋﻜـﺲ ﻫـﺎی 68 22 / 04 / 93 دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب ﺗﺠﺎری ﻫﻮاﻳﻲ ﻣﺎدون ﻗﺮﻣﺰ ﻛﻪ ﺗﻮﺳﻂ درﻳﺎﻓﺖ ﻛﻨﻨﺪه ﻫﺎی ﻣﺎدون ﻗﺮﻣﺰ و ارزﻳﺎﺑﻲ ﺗﻐﻴﻴﺮات دﻣﺎی ﺗﺎج ﮔﻴـﺎﻫﻲ ﺑـﻴ ﻦ رژﻳـﻢ ﻫـﺎی ﻣﺨﺘﻠﻒ آﺑﻴﺎری و راﺑﻄﻪ آن ﺑﺎ ﻣﺤﺼﻮل ﺑﻪ ﻛﻤﻚ ﻋﻜﺲ ﺑﺮداری ﻫﺎی ﻣﺨﺘﻠﻒ )IRTS و ﻳﺎIR ( و ﺟﺴـﺘﺠﻮی ﭼﮕـﻮﻧﮕﻲ اﻋﻤـﺎل ﻛﻢ آﺑﻴﺎری و اﺳﺘﻔﺎده از ﺿﺮاﻳﺐ ﮔﻴﺎﻫﻲ ﺑﺮای ﺑﺮﻧﺎﻣﻪ آﺑﻴﺎری ﻣﻮرد آزﻣﻮن و ﺗﺤﻘﻴﻖ ﻗﺮار ﻣﻲ ﮔﻴﺮد . 4 - 3 - ﺳﻨﺠﺶ از دور و ﺑﺮآورد ﺟﺮﻳﺎن رودﺧﺎﻧﻪ اﻣﺮوزه ﻛﺎرﺑﺮد ﺳﻨﺠﺶ از دو ر ﺑﻪ ﻃﻮر ﻣﺴﺘﻘﻴﻢ و ﻏﻴﺮﻣﺴﺘﻘﻴﻢ در ﭘﻴﺶ ﺑﻴﻨﻲ ﺟﺮﻳﺎن رودﺧﺎﻧﻪ ﻣﻮرد اﺳﺘﻔﺎده ﻗﺮار ﻣﻲ ﮔﻴـﺮد . ﺑﺮای ﭘﻴﺶ ﺑﻴﻨﻲ ﺟﺮﻳﺎن رودﺧﺎﻧﻪ روش ﻫﺎ ی ﻣﺨﺘﻠﻔﻲ ﭼﻮن ﻣﺪل ﺳﺎزی و اﺳﺘﻔﺎده از ﻣﻌﺎدﻻت ﺗﺠﺮﺑﻲ ﺑﻪ ﻛﺎر . رود ﻣﻲ اﺳﺘﻔﺎده از ﻫﺮ ﻳﻚ از اﻳﻦ روش ﻫﺎ ﻣﻨﻮط ﺑﻪ ﻣﻴﺰان اﻃﻼﻋﺎت ﻣ ﻮﺟﻮد و دﻗﺖ ﻣﻮرد اﻧﺘﻈﺎر ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﺑﺮف ﻳﻜﻲ از ﺗﺮ ﻣﻬﻢ ﻳﻦ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎی ﭼﺮﺧﻪ ﻫﻴﺪروﻟﻮژﻳﻜﻲ اﺳﺖ و در ﺑﺴﻴﺎری از ﻣﻨـﺎﻃﻖ ﺗﻨﻬـﺎ ﻣﻨﺒـﻊ ﺗـﺎﻣﻴﻦ آب ﻣﺤﺴـﻮب ﻣﻲ ﺷﻮد . ﻋﻼوه ﺑﺮ اﻳﻦ ﺑﺮف ﻳﻚ ﻣﻨﺒﻊ ورود ﺑﺨﺎر آب ﺑﻪ اﺗﻤﺴﻔﺮ از ﻃﺮﻳﻖ ﻓﺮآﻳﻨﺪﻫﺎی ﺗﺒﺨﻴﺮ و ﺗﺼﻌﻴﺪ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﻫﻤﭽﻨﻴﻦ ﺑﺮف ﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﺪ از ﻃﺮﻳﻖ اﻳﺠﺎد ﺗﻐﻴﻴﺮ در ﻣﻴﺰان ﺑﺎزﺗ ﺎﺑﺶ ) آﻟﺒﻴﺪو ( و ﺗﺸﻌﺸﻊ، ﺑﺮ روی وﻳﮋﮔﻲ ﻫﺎی آب و ﻫﻮاﻳﻲ ﺳﻄﺢ زﻣﻴﻦ ﺗﺎﺛﻴﺮ ﮔﺬار ﺑﺎﺷﺪ . ﺗﻐﻴﻴﺮات در ﺑﺮف ﺑﺎﻳﺴﺘﻲ در ﻳﻚ ﻣﺤﺪوده وﺳﻴﻊ در ﻧﻈﺮ ﮔﺮﻓﺘﻪ ﺷﻮد ﭼﺮاﻛﻪ اﻗﻠﻴﻢ ﻣﻨﻄﻘﻪ و ارﺗﻔﺎع ﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﺪ روی رﻳﺰش آن ﻣﻮﺛﺮ ﺑﺎﺷﺪ . ﺳﻄﺢ ﺑﺮف را ﺗﻮان ﻣﻲ ﺑﻪ ﺳﻪ ﮔﺮوه ﺑﺮف داﺋﻤﻲ، ﺑﺮف ﻣﺎﻧﺪﮔﺎر و ﺑـﺮف ﻏﻴﺮﻣﺎﻧـ ﺪﮔﺎر ﺗﻘﺴـﻴﻢ ﻧﻤـﻮد ) ﻗﻨـﺪﻫﺎری، 1382 .( ﺑﺮ اﻳﻦ اﺳﺎس، ﺷﺮوع ﻓﺼﻞ ذوب ﺑﻪ ﺻﻮرت ﭘﻮﻳﺎ ﺑﺮای ﻫﺮ ﺳﺎل ﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﺪ در ﭘﻴﺶ ﺑﻴﻨﻲ رواﻧﺎب در ﻓﺼـﻞ ذوب ) ﻓﺼـﻞ ﺧﺸﻚ ﺑﺮای ﻣﻨﺎﻃﻖ دارای آب ﻫﻮای ﻣﺪﻳﺘﺮاﻧﻪ ای و ﻳﺎ ﺗﻴﭗ ﻫﺎی ﻣﺸﺘﻖ از آن ( ﻣﻮرد اﺳﺘﻔﺎده واﻗﻊ ﮔﺮدد . در ﮔﺬﺷﺘﻪ ﻣﻄﺎﻟﻌﺎت ﺑﺮف ﺳﻨﺠﻲ ﻓﻘﻂ از ﻃﺮﻳﻖ ﻫﺎ داده ی زﻣﻴﻨﻲ و ﺑﺎزدﻳﺪﻫﺎی ﺻﺤﺮاﻳﻲ اﻣﻜﺎن ﭘﺬﻳﺮ ﺑﻮدﻧﺪ ، ﻟﺬا ﺟﻤـﻊ آوری ﻫﺎ داده ﺑﺎ اﻳﻦ روش ﻋﻼوه ﺑﺮ ﺻﺮف ﻫﺰﻳﻨﻪ ﻫﺎ ی ﻣﺎﻟﻲ، ﺧﺴﺎرات ﺟـﺎﻧﻲ ﻧﻴـﺰ در ﺑﺮداﺷـﺖ . ﻋـﻼوه ﺑـﺮ آن دﺳﺘﺮﺳـﻲ ﻣـﺪاوم ﺑـﻪ اﻃﻼﻋﺎت ﺟﺎﻣﻊ ﻫﻤﻮاره اﻣﻜﺎن ﭘﺬﻳﺮ ﻧﺒﻮد . در ﺣﺎل ﺣﺎﺿﺮ ﺑﺎ ﭘﻴﺸﺮﻓﺖ ﺳﻴﺴﺘﻢ ﻫﺎ ی ﺳﻨﺠﺶ از دور ﻣﻲ ﺗـﻮان ﺑـﻪ ﻣﺸﺨﺼـﻪ ﻫـﺎی ﻣﺨﺘﻠﻒ ﺑﺮف دﺳﺘﺮﺳﻲ داﺷﺖ . اﺳﺘﻔﺎده از ﺗﺼﺎوﻳﺮ ﻣﺎﻫﻮاره ای ﺑﻪ دﻟﻴﻞ در دﺳﺘﺮس ﺑﻮدن ﺑﺮای ﻫﺮ ﻣﻜﺎن، ﺑـﻪ ﻃـﻮر وﺳـﻴﻊ در ﻣﻄﺎﻟﻌﺎت ﻫﻴﺪروﻟﻮژﻳﻜﻲ اﺳﺘﻔﺎده ﻣﻲ ﺷﻮد . در رودﺧﺎﻧﻪ ﻫﺎی دارای رژﻳﻢ ﺑﺮﻓﺎﺑﻲ اﻃﻼع از ﻣﻴﺰان و ﺗﻮزﻳﻊ ﻣﻜﺎﻧﻲ و زﻣﺎﻧﻲ ذﺧﻴﺮه ﺑﺮﻓﻲ ﺣﻮﺿﻪ آﺑﺮﻳﺰ و ﻣﻴﺰان آب ﻣﻌﺎدل ﺑﺮف در ﭘﻴﺶ ﺑﻴﻨﻲ ﺟﺮﻳﺎن رودﺧﺎﻧﻪ ﻫﺎ ﺑﺴﻴﺎر ﻣﻮﺛﺮ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﻨﺪ ﻓﻦ . آوری ﺳـﻨﺠﺶ از دور (RS) ﻳﻜﻲ از ﻗﻮی ﺗﺮﻳﻦ و ﺗﺮ ﻣﻬﻢ ﻳﻦ اﺑﺰار ﻫﺎﻳﻲ اﺳﺖ ﻛﻪ ﻣﺎ را در ﺷﻨﺎﺳﺎﻳﻲ و ﺑـﺮآورد وﺳـﻌﺖ ﻣﻴـﺪان ﻫـﺎی ﭘﻮﺷـﻴﺪه از ﺑـﺮف، ﺑﻪ وﻳﮋه در ﻣﻨﺎﻃﻖ ﺻﻌﺐ اﻟﻌﺒﻮر ﻛﻮﻫﺴﺘﺎﻧﻲ، ﻳﺎری ﻣﻲ ﻧﻤﺎﻳﺪ . از ﻃﺮﻓـﻲ ﻛـﺎر ﺑـﺎ ﺣﺠـﻢ ﻗﺎﺑـﻞ ﺗـﻮﺟﻬﻲ از اﻃﻼﻋـﺎت ﻣﺮﺑـﻮط ﺑـﻪ ﺣﻮﺿﻪ ﻫﺎ ی آﺑﺮﻳﺰ ﺣﺎﺻﻞ از روش ﻫﺎ ی ﻣﺨﺘﻠﻒ، اﺳﺘﻔﺎده از اﺑﺰار ﻫﺎﻳﻲ ﻗﻮی ﺟﻬﺖ اﻳﻦ اﻣﺮ را اﺟﺘﻨﺎب ﻧﺎﭘﺬﻳﺮ ﻛﺮده اﺳﺖ . در اﻳـﻦ ﺧﺼﻮص اﺳﺘﻔﺎده از ﺳﻴﺴﺘﻢ ﻫﺎ ی اﻃﻼﻋﺎت ﺟﻐﺮاﻓﻴﺎﻳﻲ (GIS) ﻧﻴﺰ ﺑﻪ ﻋﻨﻮان اﺑﺰار ﻗﻮی ﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﺪ در ﺣﻔـﻆ، ﭘـﺮدازش و ﺗﺤﻠﻴـﻞ اﻳﻦ اﻃﻼﻋﺎ ت ﭘﺮﺣﺠﻢ ﻣﻮﺛﺮ واﻗﻊ ﺷﻮد . ﺑﻪ ﻃﻮر ﻛﻠﻲ ﺗﻮان ﻣﻲ روﻧﺪ اﺳﺘﺨﺮاج ﻫﺎ داده ی ﭘﻮﺷﺶ ﺑﺮف از ﺗﺼﺎوﻳﺮ ﻣﺎﻫﻮاره ای ﺑـﻪ ﻣﺮاﺣـﻞ ) اﻟـﻒ ( ﺟﻤـﻊ آوری ﺗﺼـﺎوﻳﺮ ﻣﺎﻫﻮاره ای و ﻫﺎ داده ی ﻣﻮرد ﻧﻴﺎز، ( ب) اﺻﻼﺣﺎت ژﺋـﻮﻣﺘﺮی و رادﻳـﻮﻣﺘﺮی ﺗﺼـﺎوﻳﺮ و ( ج) ﺟﺪاﺳـﺎزی ﺑـﺮف از ﺳـﺎﻳﺮ ﻋـﻮارض ﺗﻘﺴﻴﻢ ﺑﻨﺪی ﻧﻤﻮد . ﻓﺼﻞ ﭼﻬﺎرم - ارزﻳﺎﺑﻲ ﺟﺎﻳﮕﺎه ﺳﻨﺠﺶ از و دور ﻛﺎرﺑﺮد ﻣﺪل ﻫﺎی راﻳﺎﻧﻪ در ای ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب 22 / 04 / 93 69 روش ﻫﺎ ی ﻣﺨ ﺘﻠﻔﻲ ﺟﻬﺖ دﺳﺘﺮﺳﻲ ﺑﻪ ﻫﺎ داده ی ﺣﺎﺻﻞ از ﻣﺎﻫﻮاره ﻫﺎ وﺟﻮد دارد . اﻳﻦ ﻫﺎ داده ﻣﺎﻫﻴﺖ ﻳﻜﺴـﺎﻧﻲ ﻧﺪاﺷـﺘﻪ و وﻳﮋﮔﻲ ﻫﺎی ﻣﺘﻔﺎوﺗﻲ ﻧﻴﺰ دارﻧﺪ . ﺗﺼﺎوﻳﺮ ﺑﺮﺧﻲ از ﻣﺎﻫﻮاره ﻫﺎی ﺗﺠﺎری ﻧﻴﺎز ﺑﻪ ﺧﺮﻳﺪاری داﺷﺘﻪ درﺣـﺎﻟﻲ ﻛـﻪ ﺑﺮﺧـﻲ راﻳﮕـﺎن در ﻣﺤﻴﻂ ﺷﺒﻜﻪ ﺟﻬﺎﻧﻲ اﻳﻨﺘﺮﻧﺖ ﻗﺎﺑﻞ ﺳﻔﺎرﺷﻲ دادن و درﻳﺎﻓﺖ ﻛﺮدن ﻫﺴـﺘﻨﺪ . ﺑـﺮ اﻳـﻦ اﺳـﺎس ﻻزم اﺳـﺖ ﻛـﻪ ﺑـﺎ ﺗﻮﺟـﻪ ﺑـﻪ ﻣﺤﺪودﻳﺖ ﻫﺎ ی ﻓﻮق اﻟﺬﻛﺮ، در اﻧﺘﺨﺎب ﻋﻜﺲ ﻫﺎ دﻗﺖ ﻻزم ﺑﻪ ﻋﻤﻞ آﻳﺪ . ﻣﻌﻤﻮﻻ اﺳﺘﻔﺎده از یﻫﺎ دادهAVHRR 1 ﺑﺮای ﻣﻄﺎﻟﻌﻪ ﺳﻄﺢ ﭘﻮﺷﺶ ﺑﺮف و ﻳـﺦ ﺳـﻄﺢ درﻳﺎﻫـﺎ و ﻧﻴـﺰ ﺑـﺎرش دراز ﻣـﺪت ﻓﺮاﻳﻨﺪﻫﺎی ﻗﻄﺒﻲ ﭘﻴﺸﻨﻬﺎد داده ﻣﻲ ﺷﻮد، اﻣﺎ ﻋﺪم ﻗﻄﻌﻴﺖ ﻣﻮﺟﻮد د ر ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎی ﺗﻌﻴﻴﻦ ﺷﺪه از ﻫﺎ داده ی ﻓﻮق ﻫﻤـﻮاره ﺑﺎﻳـﺪ ﻣﺪﻧﻈﺮ ﻗﺮار ﮔﻴﺮد . اﻳﻦ ﻋﺪم ﻗﻄﻌﻴﺖ ﻧﺎﺷﻲ از وﺟﻮد اﺑﺮ در ﻣﻨﻄﻘﻪ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ و زﻣﺎﻧﻲ ﻛﺎﻫﺶ ﻣﻲ ﻳﺎﺑﺪ ﻛﻪ از ﻳـﻚ روش ﻣﻨﺎﺳـﺐ ﺟﻬﺖ ﺟﺪاﺳﺎزی زﻣﻴﻦ، اﺑﺮ و ﺑﺮف اﺳﺘﻔﺎده ﮔﺮدد . ﻣﻌﻤﻮﻻ ﭘﺲ از آﻧﻜﻪ داده ﻫﺎ از ﻳﻚ ﺳﻴﺴﺘﻢ ﺳﻨﺠﺶ از دور ﺟﻤﻊ آوری ﻣﻲ ﺷﻮﻧﺪ، ﻻزم اﺳﺖ ﻣﺘﻨﺎﺳﺐ ﺑﺎ ﻧـﻮع ﻛـﺎرﺑﺮد ﺗﻔﺴـﻴﺮ ﺷﻮﻧﺪ و در ﻣﻮارد ﻻزم دوﺑﺎره ﻣﻮرد ﭘﺮدازش ﻗﺮار ﮔﻴﺮﻧﺪ . ﻣﻌﻤﻮﻻ دو ﮔﻮﻧﻪ اﺻﻼح ﺑﺮ روی داده ﻫﺎی ﺣﺎﺻﻞ از داده ﻫﺎی ﻣـﺎﻫﻮاره ای ﺻﻮرت ﻣﻲ ﭘﺬﻳﺮد ﻛﻪ ﺷﺎﻣﻞ اﺻﻼﺣﺎت ژﺋﻮﻣﺘﺮی و اﺻﻼﺣﺎت رادﻳﻮﻣﺘﺮی ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . درﺧﺼﻮص ﺑﺮف ﺳﻨﺠﻲ ﻻزم اﺳـﺖ ﻛـ ﻪ ﺟﻬـﺖ ﺟﻠﻮﮔﻴﺮی از اﺷﺘﺒﺎه در ﺗﺸﺨﻴﺺ ﻣﻨﺎﻃﻖ ﺑﺮﻓﻲ از ﺳﺎﻳﺮ ﻣﻨﺎﻃﻖ، ﺑﻪ ﭼﻨﺪ ﭘﺪﻳﺪه ﻣﺨﺘﻠﻒ در ﺗﺼﺎوﻳﺮ ﺗﻮﺟـﻪ ﻛـﺮد . ﻣﻬـﻢ ﺗـﺮﻳﻦ اﻳـﻦ ﻋﻮاﻣﻞ ﺷﺎﻣﻞ اﺑﺮﻫﺎ، ﭘﻮﺷﺶ ﺟﻨﮕﻠﻲ، ﺳﺎﻳﻪ ﻫﺎ، ﺳﻨﮓ ﻫﺎ و زاوﻳﻪ درﻳﺎﻓﺖ ﻋﻜﺲ اﺳﺖ . ﺑﺎ اﻳﻦ وﺟﻮد ﭘﻮﺷﺶ اﺑﺮی ﻋﻤـﺪه ﺗـﺮﻳﻦ اﻳـﻦ ﻋﻮاﻣﻞ اﺳﺖ . ﻳﻜﻲ از دﻗﻴﻖ ﺗﺮﻳﻦ ﻋﻤﻠﻴﺎت ﺻﻮرت ﮔﺮﻓﺘﻪ ﺑﺮروی ﻋﻜﺲ ﻫﺎی ﻣﺎﻫﻮاره ای، زﻣﻴﻦ - ﻣﺒﻨﺎ ﻛﺮدن ﻋﻜﺲ ﻫﺎ اﺳﺖ . ﺑﺮ اﻳـﻦ اﺳﺎس ﺑﺎ ﺗﻮﺟﻪ ﺑﻪ دﻗﺖ ﻣﻮرد ﻧﻴﺎز، از اﻟﮕﻮرﻳﺘﻢ ﻫﺎی ﻣﺨﺘﻠﻔﻲ اﺳﺘﻔﺎده ﻣﻲ ﺷﻮد . وﺟﻮد اﺑﺮﻫـﺎ و ﺷـﺮاﻳﻂ ﺟـﻮی ﻣﺨﺘﻠـﻒ در ﻫﻨﮕـﺎم ﮔﺮﻓﺘﻦ ﻋﻜﺲ ﻣﻲ ﺗﻮاﻧﺪ اﺛﺮات ﻧﺎﻣﻄﻠﻮﺑﻲ ﺑﺮ ﺗﺼﻮﻳﺮ ﮔﺬاﺷﺘﻪ ﺑﺎﺷﺪ ﻛﻪ در اﻳﻦ ﺻﻮرت ﻧﻴﺎز ﺑﻪ اﺻ ﻼﺣﺎت وﺟﻮد دارد . اﻣﺮوزه اﻟﮕﻮرﻳﺘﻢ ﻫﺎی ﻣﺨﺘﻠﻔﻲ ﺟﻬﺖ ﺟﺪاﺳﺎزی ﭘﻮﺷﺶ ﺑﺮﻓﻲ از ﺳﻄﺢ ﺣﻮﺿﻪ آﺑﺮﻳﺰ ﺗﻮﺳﻌﻪ داده ﺷـﺪه اﻧـﺪ . ﺑـﺪﻳﻦ ﻣﻨﻈـﻮر ﻻزم اﺳﺖ ﻛﻪ ﺑﺮف از زﻣﻴﻦ ﻫﺎی ﺑﺪون ﺑﺮف، اﺑﺮﻫﺎ و زﻣﻴﻦ ﻫﺎی ﺳﺮد اﻃﺮاف ﺑﻪ . ﮔﻮﻧﻪ ای ﺟﺪا ﮔﺮدد ﻛﻪ ﺗـﺮ ﻛﻢ ﻳﻦ ﺧﻄـﺎ را در ﺑـﺮ داﺷـﺘﻪ ﺑﺎﺷـﺪ . ﻋﻤﻮﻣـﺎ دو روش ) اﻟـﻒ ر ( وش ﻃﺒﻘـﻪ ﺑﻨـﺪی ﻧﻈـﺎرت ﻧﺸـﺪه ﭼﻨـﺪ ﻃﻴﻔـﻲ (Unsupervised Multi spectral Classification) ( ب) و روش ﻃﺒﻘﻪ ﺑﻨﺪی ﻧﻈﺎرت ﺷﺪه ﭼﻨﺪ ﻃﻴﻔﻲ (Supervised Multi spectral Classification) ﻣـﻮرد اﺳﺘﻔﺎده ﻗﺮار ﻣﻲ ﮔﻴﺮد . در ﺷﺮاﻳﻂ ﻧﺒﻮد اﺑﺮ، ﺟﺪاﺳﺎزی زﻣﻴﻦ از ﺑﺮف ﻛﺎر ﭼﻨﺪان ﭘﻴﭽﻴﺪه ای ﻧﻴﺴﺖ ﺑﻪ ﻃﻮر ی ﻛﻪ ﺑﺎ اﺳـﺘﻔﺎده از ﺑﺎﻧﺪ ﻣﺮﺋﻲ ﻧﻴﺰ ﻗﺎﺑﻞ اﻧﺠﺎم اﺳﺖ . در اﻳﻦ ﺷﺮاﻳﻂ در ﭘﻴﻜﺴﻞ ﻫﺎی ﺷﺎﻣﻞ ﺑﺮف و زﻣﻴﻦ ﺑﺪون ﭘﻮﺷﺶ ﺑﺮف، ﺑـﻴﻦ درﺻـﺪ ﭘﻮﺷـﺶ ﺑﺮف و اﻋﺪاد دﻳﺠﻴﺘﺎل2 ﻳﻚ راﺑﻄﻪ ﺧﻄﻲ وﺟﻮد دارد ﻛﻪ ﺑﻪ ﻛﻤﻚ آن ﻣﻲ ﺗﻮان درﺻﺪ ﭘﻮﺷﺶ ﺑﺮف را ﺗﻌﻴﻴﻦ ﻛﺮد . ﺗﺎﻛﻨﻮن ﺑﻪ ﻛﻤﻚ ﺗﺼﺎوﻳﺮ ﻣﺎﻫﻮاره ای ﺧﺼﻮﺻﻴﺎت ﻣﺨﺘ ﻠﻔﻲ از ﺑﺮف ﻋﻼوه ﺑﺮ ﺳﻄﺢ ﭘﻮﺷﺶ آن ﻣﻮرد ﺑﺮرﺳﻲ و ارزﻳـﺎﺑﻲ ﻗـﺮار ﮔﺮﻓﺘﻪ . اﻧﺪ از ﺟﻤﻠﻪ اﻳﻦ ﺧﺼﻮﺻﻴﺎت ﻣﻲ ﺗﻮان ﺑﻪ اﻧﺪازه ذرات ﺑﺮف، ﻋﻤﻖ ﺑﺮف، آب ﻣﻌﺎدل ﺑﺮف، اﻧﺪازه ﻛﺮﻳﺴﺘﺎل ﻫﺎی ﻳﺦ اﺷـﺎره ﻛﺮد . اﺛﺮ ﻋﻤﺪه ﭘﻮﺷﺶ ﺑﺮف ﻋﺒﺎرت از اﻓﺰاﻳﺶ ﺿﺮﻳﺐ ﺑﺎزﺗﺎﺑﺶ ﺑﻪ ﺑﻴﺶ از ﺗﺮ 9/0 ﺑﺮای ﺑﺮف ﺗﺎزه (Nolin and Dozier, 2000) 1- Adranced Very High Resolution Radiometer 2- Digital Number 70 22 / 04 / 93 دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ؛ ﮔﺮﭼﻪ در ﻋﻤﻞ ﻣﻘﺪار ﺿﺮﻳﺐ ﺑﺎزﺗﺎﺑﺶ ﻛﻢ ﺗﺮ ﺑﻪ اﻳﻦ ﻣﻘـﺪار ﻣـﻲ رﺳـﺪ (Jin, et al., 2001) . ﺑـﻪ ﻃـﻮر ﻛﻠـﻲ ﺿـﺮﻳﺐ ﺑﺎزﺗﺎﺑﺶ ﺑﺮف ﺗﺎزه ﺑﻴﻦ 95 – 80 درﺻﺪ و ﺿﺮﻳﺐ ﺑﺎزﺗﺎﺑﺶ ﺑﺮف ﻛﻬﻨﻪ ﺑﻴﻦ 60 – 40 درﺻﺪ ﮔﺰارش ﺷﺪه اﺳﺖ . ﺑﺎ ﺗﻮﺟﻪ ﺑﻪ اﻳﻨﻜﻪ ﺑﺮف و اﺑﺮ ﻫﺮ دو ﻃﻴﻒ اﻟﻜﺘﺮو ﻣﻐﻨﺎﻃﻴﺲ را در ﻣﺤﺪوده ﻃﻮل ﻣﻮج ﻣﺮﺋﻲ و ﻣﺎدون ﻗﺮﻣﺰ ﻧﺰدﻳﻚ ﺑﻪ ﺷﺪت ﻣﻨﻌﻜﺲ ﻣﻲ ﻧﻤﺎﻳﻨﺪ ، اﺳﺘﻔﺎده از اﻳﻦ ﻫﺎ ﻃﻮل ﺑﺮای ﺟﺪاﺳﺎزی اﺑﺮ و ﺑﺮف ﻣﺸﻜﻞ ﺳﺎز ﺧﻮاﻫﺪ ﺑﻮد . ﻳﻚ روش ﺳﺎده ﺑﺮای ﺗﺸﺨﻴﺺ اﺑﺮ از ﺑﺮف در ﺗﺼﺎوﻳﺮ ﻣﺎﻫﻮاره ای اﻳﻦ اﺳﺖ ﻛﻪ ﻣﺴﺎﺣﺖ ﻫﺎ ی ﭘﻮﺷﻴﺪه از اﺑﺮ ﻧﺴﺒﺖ ﺑﻪ زﻣﺎن ﻣﺘﻐﻴﺮ ﺑـﻮده و ﻫـﻢ ﭼﻨـﻴﻦ ﭘﻮﺷـﺶ ﺑﺮف ﻣﻌﻤﻮﻻ از ﺧﻄﻮط ﺗﻮﭘﻮﮔﺮاﻓﻲ ﭘﻴﺮوی ﻣﻲ ﻛﻨﺪ . ﻟﺬا ﭘﺪﻳﺪه دارای اﻧﻌﻜﺎس ﺑﺎﻻ در ﭼﻨﺪ روز ﻣﺘـﻮاﻟﻲ ﻣﻄﻤﺌﻨـﺎ ﭘﻮﺷـﺶ ﺑـﺮف ﺧﻮاﻫﺪ ﺑﻮد . ﻧﺴﺒﺖ ﺑﻴﻦ ﺑﺎﻧﺪ ﻣﺮﺋﻲ و ﻣﺎدون ﻗﺮﻣﺰ ﻧﺰدﻳﻚ ﺑﻪ ﻃﻮل ﻣﻮج 67 /1 ﻣﻴﻜﺮوﻣﺘﺮ ، ﺑﻪ ﺳﺎدﮔﻲ ﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﺪ ﺑﻴﺎن ﻛﻨﻨﺪه اﺑﺮ و ﺑﺮف ﺑﺎﺷﺪ، اﻣﺎ یﻫﺎ دادهAVHRR دارای ﺑﺎﻧﺪی ﻛﻪ ﻃﻮل ﻣﻮج ﻣﺬﻛﻮر را ﭘﻮﺷﺶ دﻫﺪ ﻤﻲﻧ ، ﺑﺎﺷـﻨﺪ . ﺑـﻪ ﻫﻤـﻴﻦ دﻟﻴـﻞ ﺷـﺎﻳﺪ ﺑﺎﻧﺪﻫﺎی ﺣﺮارﺗﻲ در اﻳﻦ ﮔﺮوه از ﻫﺎ داده ﺑﺮای ﺗﺸﺨﻴﺺ ﺑﺮف و اﺑﺮ ﻣﻨﺎﺳﺐ و ﻣﻔﻴﺪﺗﺮ ﺑﺎﺷـﻨﺪ، در ﺣـﺎﻟﻲ ﻛـﻪ ﺑﺎﻧـﺪ 5 ﻣـﺎﻫﻮاره Landsat TM دارای ﻃﻮل ﻣﻮج78 /1 – 57 /1 ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . اﻳﻦ ﺑﺎﻧﺪ ﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﺪ ﺑﻪ ﻋﻨﻮان ﻳﻚ ﺗﻤﻴﺰ دﻫﻨﺪه ﻣﻔﻴﺪ ﺑﻴﻦ اﺑـﺮ و ﺑـﺮف ﺑﻪ ﻛﺎر رود . اﺳﺘﻔﺎده از ﻳﻚ ﻣﺴﻴﺮ ﺑـﺮای ﺗﺸـﺨﻴﺺ دادن دو ﭘﺪﻳـﺪه ای ﻛـﻪ دارای ﻣﺸﺨﺼـﺎت ﻣﺸـﺎﺑﻪ در ﻣﺴـﻴﺮ ﻣـﻮرد ﻧﻈـﺮ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﻨﺪ ، ﻛﺎری دﺷﻮار و ﮔﺎﻫﻲ اوﻗﺎت ﻏﻴﺮﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ . در اﻳﻦ ﮔﻮﻧﻪ ﻣﻮارد ﺑﻬﺘﺮ اﺳﺖ ﻛﻪ از دو ﻣﺴﻴﺮ ﻣﺨﺘﻠﻒ اﺳﺘﻔﺎده ﺷﺪه و از ﻃﺮﻳﻖ رﻓﺘﺎر آن ﭘﺪ ﻳﺪه در دو ﻣﺴﻴﺮ، ﻫﺎ آن را ﺗﻤﻴـﺰ داد . ﻣﺸﺨﺼـﻪ ﻫـﺎی ﻃﻴﻔـﻲ ﺑﺎﻧـﺪ 3 ﺳـﻨﺠﻨﺪهAVHRR آن را ﺟﻬـﺖ ﺟﺪاﺳﺎزی اﺑﺮ و ﺑﺮف ﻣﻔﻴﺪ ﺳﺎﺧﺘﻪ اﺳﺖ . اﻳﻦ ﺑﺎﻧﺪ، در ﻃﻮل روز ﻫﻢ ﺷﺎﻣﻞ ﺟﺰء اﻧﻌﻜﺎﺳﻲ و ﻫﻢ ﺷﺎﻣﻞ ﺟﺰء ﭘﺮاﻛﻨﺶ و ﺗﺸﻌﺸﻊ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . اﺑﺮ و ﺑﺮف از ﻧﻈﺮ ﭘﺮاﻛﻨﺶ دﻣﺎﻳﻲ1 در ﻃﻮل ﻣﻮج7/3 ﻣﻴﻜﺮوﻣﺘﺮ ﻣﺸﺎﺑﻪ ﻫﺴ ﺘﻨﺪ ، اﻣﺎ از ﻧﻈـﺮ ﻣﺸﺨﺼـﻪ ﻫـﺎی اﻧﻌﻜـﺎس ﻣﺘﻔﺎوت ﻣﻲ ﺑﺎﺷﻨﺪ . در ﺑﻌﻀﻲ از روش ﻫﺎ ی ﺟﺪاﺳﺎزی اﺑﺮ و ﺑﺮف ، ﻫﺎ داده ی ﺑﺎﻧﺪ3 ﺳﻨﺠﻨﺪه ی AVHRR ﺑﻪ ﺻﻮرت ﻳﻚ ﻧﺴـﺒﺖ و ﻳﺎ ﻳﻚ ﺗﻔﺎﺿﻞ از دﻳﮕﺮ ﻫﺎ داده ی AVHRR اﺳﺘﻔﺎده ﺷﺪه . اﻧﺪ ﺑﺮای ﺟﺪاﺳﺎزی اﺑﺮ از زﻣﻴﻦ از ﻳﻚ ﻓﺮاﻳﻨﺪ دو ﻣﺮﺣﻠﻪ ای ﺟﻬﺖ ﻧﻤﺎﻳﺶ اﺑﺮ در ﺗﺼﺎوﻳﺮ اﺳﺘﻔﺎده ﻣـﻲ ﺷـﻮد . ﻏﺎﻟﺒـﺎ از ﺿـﺮﻳﺐ ﺑﺎزﺗﺎﺑﺶ ﺑﺎﻧﺪ 2، دﻣﺎی ﺑﺎﻧﺪ4 و ﻧﺴﺒﺖ ﺑﺎﻧﺪ2 ﺑﻪ ﺟﺰء اﻧﻌﻜﺎﺳﻲ ﺑﺎﻧﺪ3 اﺳﺘﻔﺎده ﻣﻲ ﺷﻮد و ﺳﭙﺲ ﺑﺎ اﺷﺘﺮاک ﮔـﺮﻓﺘﻦ از زﻣـﻴﻦ ﺟﺪا ﺷﺪه از دو روش ﻣﺬﻛﻮر ﺳﻄﺢ زﻣﻴﻦ ﺑﺪون اﺑﺮ، ﺗﻌﻴﻴﻦ ﺷﺪه و از ﺗﺼﻮﻳﺮ ﺟﺪا ﻣﻲ ﮔـﺮدد . ﺑـﺮای ﺟﺪاﺳـﺎزی اﺑـﺮ و ﺑـﺮف از ﺗﻔﺎﺿﻞ د ﻣﺎی ﺑﺎﻧﺪﻫﺎی 3 و4 و ﻧﺴﺒﺖ ﺗﺸﻌﺸﻊ ﺑﺎﻧﺪ4 ﺑﻪ ﺟـﺬر ﺗﺸﻌﺸـﻊ ﺑﺎﻧـﺪ3 اﺳـﺘﻔﺎده ﺷـﺪه و ﺳـﭙﺲ ﺑـﺮای ﺟﺪاﺳـﺎزی ﭘﻴﻜﺴﻞ ﻫﺎی ﺗﺮﻛﻴﺒﻲ از ﭼﻨﺪ ﭘﺪﻳﺪه ، از ﻳﻚ ﻣﺪل ﺗﺮﻛﻴﺐ ﺧﻄﻲ و ﺑﺮای ﺗﻌﻴـﻴﻦ آﺳـﺘﺎﻧﻪ ﭘﺪﻳـﺪه ﻫـﺎی ﻣﺨﺘﻠـﻒ، از ﻳـﻚ روش دﺳﺘﻪ ﺑﻨﺪی داده ﻫﺎ اﺳﺘﻔﺎده ﻣﻲ ﮔﺮدد . ﺳﻨﺠﺶ ﺑﺮف در ﻣﻘﻴﺎس ﻧﺎﺣﻴﻪ ای ﺑﺮای او ﻟﻴﻦ ﺑﺎر ﺗﻮﺳﻂ Matkan ﺑﺎ ﻫﺎ داده ی ﻣـﺎﻫﻮاره ﻣﻴﻜﺮوﻣـﻮج SSM/I ﺑـﺮای اﻳـﺮان ﺻﻮرت ﮔﺮﻓﺖ و . ی در اﻳﻦ اﺛﺮ، ﭘﻮﺷﺶ ﺑﺮف و ﺑﺎران، ﺗﻌﺪاد روزﻫﺎی ﺑﺮﻓﻲ و ﻋﻤﻖ ﺑﺮف را در ﻣﻘﻴﺎس ﻣﺎﻫﺎﻧﻪ ﻣﻮرد ﺑﺮرﺳﻲ ﻗـﺮار . داد ﻧﺘﺎﻳﺞ ﺑﺴﻴﺎر اﻣﻴﺪوارﻛﻨﻨﺪه ﺑ . ﻮد اﻳﻦ ﺗﻜﻨﻴﻚ ﺑﺮ ﻣﺒﻨﺎی راﺑﻄﻪ و اﻟﮕﻮرﻳﺘﻢ ذﻳﻞ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ : )4 - 1( 37 SD 259.391 0.0965Tb v = − 1- Thermal Emission ﻓﺼﻞ ﭼﻬﺎرم - ارزﻳﺎﺑﻲ ﺟﺎﻳﮕﺎه ﺳﻨﺠﺶ از و دور ﻛﺎرﺑﺮد ﻣﺪل ﻫﺎی راﻳﺎﻧﻪ در ای ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب 22 / 04 / 93 71 ﻛﻪ در آنSD ﻋﻤﻖ ﺑﺮف ﺑﻪ ﺳﺎﻧﺘﻲ و ﻣﺘﺮ Tb دﻣﺎی روﺷﻨﺎﻳﻲ ﺑﻪ ﻛﻠﻮﻳﻦ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . 4 - 4 - ﺳﻨﺠﺶ از دور و ﺗﺒﺨﻴﺮ-ﺗﻌﺮق ﺑﻪ ﻃﻮر ﻛﻠﻲ ﻣﻲ ﺗﻮان ﻣﻜﺎﻧﻴﺰم ﺗﺒﺨﻴﺮ را در ﺳﻪ ﮔﺮوه ﺗﺒﺨﻴﺮ از ﺳﻄﺢ آب، ﺗﺒﺨﻴﺮ از ﺳﻄﺢ ﺧﺎک و ﺗﺒﺨﻴﺮ- ﺗﻌـﺮق ﺗﻘﺴـﻴﻢ ﻧﻤﻮد . ﺷﺮاﻳﻂ ﻻزم ﺑﺮای اﻳﺠﺎد و ﺗﺪاوم ﻓﺮآﻳﻨﺪ ﺗﺒﺨﻴﺮ را ﺷﺎﻣﻞ ﺳﻄﺤﻲ ﻛﻪ در ﻣﻌﺮض ﺗﺒﺨﻴﺮ ﻗﺮار ﮔﻴﺮد، وﺟـﻮد آب در ﺳـﻄﺢ ﺗﺒﺨﻴﺮ، اﻧﺮژی ﻻزم ﺑﺮای ﻓﺮآﻳﻨﺪ ﺗﺒﺨﻴﺮ و ﻣﻜﺎﻧﻴﺰم ﻻزم ﺟﻬﺖ اﻧﺘﻘﺎل ﺑﺨﺎر آب ﺑﺮای ﺗﺪاوم ﺗﺒﺨﻴـﺮ ﻣـﻲ ﺑﺎﺷـﺪ . ﺳـﻨﺠﺶ از دور ﻣﻲ ﺗﻮاﻧﺪ اﻃﻼﻋﺎت ﻣﻮرد ﻧﻴﺎز ﺑﺮای ﻣﺪل ﻫﺎی ﻣﺨﺘﻠﻒ ﻣﺘﺪاول ارزﻳﺎﺑﻲ ﺗﺒﺨﻴﺮ را ﺗﺎﻣﻴﻦ ﻧﻤﺎﻳﺪ . ﺑﻪ ﺻﻮرت ﻣﺴﺘﻘﻴﻢ ﺑﻪ ﻃـﻮر ﻛﻠـﻲ ﺑﺎ اﺳﺘﻔﺎده از اﻃﻼﻋﺎت ﺣﺎﺻﻞ از آن دﻣﺎی ﻫﻮا، دﻣﺎی ﺳﻄﺢ آب و ﺿﺮﻳﺐ ﺑﺎزﺗﺎﺑﺶ ﺳﻄﺢ ﺑﻪ دﺳﺖ ﻣﻲ آﻳﺪ . روش ﻫـﺎ ی ﻣﻮﺟـﻮد ﺑﺮای ﺗﻌﻴﻴﻦ ﺗﺒﺨﻴﺮ- ﺗﻌﺮق را ﺑﻪ داﻣﻨﻪ ای از دﻳﺪﮔﺎه ﻫﺎ ی ﺳﺎده ﺗﺠﺮﺑﻲ و ﻳﺎ دﻳﺪﮔﺎه ﻫـﺎی ﺑﺴـﻴﺎر ﭘﻴﭽﻴـﺪه و دﻗﻴـﻖ ﺑـﺮ ﻣﺒﻨـﺎی ﺗﺌﻮری ﻫﺎی ﻓﻴﺰﻳﻜﻲ ﻧﻴﺰ ﺗﻘﺴﻴﻢ ﺑﻨﺪی ﻣﻲ ﺷﻮد . ﺑﺮای اﻫﺪاف ﻛﺎرﺑﺮدی، ﻣﻌﻤﻮﻻ ﻣﺪل 56 (Allen et al., 1998) - FAO ﺗـﺮﺟﻴﺢ داده ﻣﻲ ﺷﻮد ﭼﺮا ﻛﻪ ﺗﻨﻬﺎ ﻧﻴﺎزﻣﻨﺪ ﻫﺎ داده ی آب و ﻫﻮاﻳﻲ ـ زﻳﺴﺘﻲ و ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎی اﺳﺘﺎﻧﺪارد ﻫﻮاﺷﻨﺎﺳـﻲ ﺑـﻮده و ﻧﺘـﺎﻳﺞ ﻗﺎﺑـﻞ ﻗﺒﻮﻟﻲ از ﺗﺨﻤﻴﻦ ﻫﺎی AET در ﻣﻘﺎﻳﺴﻪ ﺑﺎ ﻫﺎ ﺪلﻣ و ﻫﺎ داده ی ﻓﻴﺰﻳﻜﻲ ﺑﺎ ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎی ﺑﻴﺶ ﺗﺮ در اﺧﺘﻴﺎر ﻗﺮار دﻫﺪ ﻣﻲ . ﺷﺒﺎﻫﺖ ﺑﻴﻦ اﻟﮕﻮی ﺗﻐﻴﻴﺮات ﻓﺼﻠﻲ از ﺷﺎﺧﺺ اﺧﺘﻼف ﻧﺮﻣﺎل ﺳﺒﺰﻳﻨﻪ (NDVI) وcb K )ﺿﺮﻳﺐ ﮔﻴﺎه ﭘﺎﻳﻪ ، ( ﺑﻴﺎﻧﮕﺮ وﺟـﻮد ﭘﺘﺎﻧﺴﻴﻠ ﻲ ﺟﻬﺖ ﻣﺪل ﺳﺎزیcb K روی از NDVI ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . راﺑﻄﻪ ﺣﺎﺻﻞ ﺑﻴﻦcb K وNDVI و ﺑﻴﻦcf ) ﺳﻬﻢ ﺧـﺎک ﭘﻮﺷـﻴﺪه ﺷﺪه ﺗﻮﺳﻂ ﮔﻴﺎه و ( NDVI ﺑﻪ راﺣﺘﻲ ﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﺪ ﺑﻪ ﻣﺪل ﺿﺮﻳﺐ ﮔﻴﺎﻫﻲ دوﮔﺎﻧﻪ 56 - FAO ﻣﺮﺗﺒﻂ ﮔﺮدد و ﺑﻨـﺎﺑﺮاﻳﻦ وﺳـﻴﻠﻪ ای ﺟﻬﺖ ﻛﺎرﺑﺮدی ﻛﺮدن ﻣﺸﺎﻫﺪات ﺳﻨﺠﺶ از دور د ر ﺑﺮﻧﺎﻣﻪ رﻳﺰی آﺑﻴﺎری ﻓ ﺮاﻫﻢ آورد . زﻣﺎﻧﻲ ﻛﻪ ﺗﺒﺨﻴﺮ از ﺳـﻄﺢ ﺧـﺎک ﻗﺎﺑـﻞ ﺻﺮف ﻧﻈﺮ ﻛﺮدن ﺑﺎﺷﻨﺪ از ﻗﺎﺑﻠﻴﺖ اﻋﺘﻤﺎد ﺑﻴﺶ ﺗﺮ ی ﺑﺮﺧﻮردار ﺑﻮده، ﻟﺬا راﺑﻄﻪ ﺑﻴﻦ cb K - NDVI ﻛﻪ در ﻣﺪل ﺿـﺮﻳﺐ ﮔﻴـﺎﻫﻲ دوﮔﺎﻧﻪ ﺑﺮﺧﻮردار ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ از اﻋﺘﻤﺎد ﺑﻴﺶ ﺗﺮ ی ﺑﺮﺧﻮردار ﺧﻮاﻫﺪ ﺑﻮد . ﻧﺸـﺎن داده ﺷـﺪه اﺳـﺖ ﻛـﻪ ﻃﻴـﻒ اﻧﻌﻜـﺎس ﺣﺎﺻـﻞ از ﺳﻨﺠﺶ از دور ﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﺪ ﻳﻚ ﺗﺨﻤﻴﻦ ﻏﻴﺮﻣﺴـﺘﻘﻴﻢ از ﺿـﺮﻳﺐ ﮔﻴـﺎﻫﻲ Kc در اﺧﺘﻴـﺎر ﻗـﺮار دﻫـﺪ (Er- Raki et.al. 2007) . ﺗﺨﻤﻴﻦ Kc از آن ﺟﻬﺖ از اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻫﺎی ﻃﻴﻔﻲ ﻗﺎﺑﻞ اﻧﺠﺎم اﺳﺖ ﻛﻪ اﻳﻦ ﺷﺎﺧﺺ و ﺷـﺎﺧﺺ ﻫـﺎی ﺳـﺒﺰﻳﻨﻪ ای ﻫـﺮ دو ﺑـﻪ ﺷﺎﺧﺺ ﺳﻄﺢ ﺑﺮگ و ﻣﻴﺰان ﭘﻮﺷﺶ زﻣﻴﻦ ﺣﺴﺎس ﺑﺎ ﻣﻲ .ﺷﻨﺪ دﻳﺪﮔﺎه دوﮔﺎﻧﻪ 56 - FAO ﺑﻪ ﻃﻮر ﮔﺴﺘﺮده ﺟﻬﺖ ﺗﻌﻴﻴﻦ ﺗﺒﺨﻴﺮ ﺗﻌﺮق ﻣﺤﺼﻮﻻت و ﺑﺮﻧﺎﻣﻪ رﻳﺰی آﺑﻴﺎری در ﭘﺎﻳﻪ ﻣﻌﻴﺎرﻫﺎی واﻗﻌﻲ ﺑﻪ ﻛﺎر ﺑﺮده ﻣﻲ .ﺷﻮد )4 - 2( c cb e o ET K K ET = − × ﻛﻪ در آنKe ﺑﻴﺎﻧﮕﺮ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﺗﺒﺨﻴﺮ ﺧﺎک،cb K ﺿﺮﻳﺐ ﭘﺎﻳـﻪ ﮔﻴـﺎﻫﻲ ) ﺗﻌـﺮق ﮔﻴـﺎﻫﻲ ( ﻛـﻪ ﺑﻴـﺎﻧﮕﺮ راﺑﻄـﻪ c ET وo ET در ﺑﻬﺘﺮﻳﻦ ﺷﺮاﻳﻂ آﺑﻲ ﺑﺪون وﺟﻮد ﺗﻨﺶ آﺑﻲ و ﺗﺒﺨﻴﺮ از ﺧﺎک ﻣﻲ ﺑﺎﺷـﺪ . ﺑـﺮای ﺗﺨﻤـﻴﻦ ﻫـﺎی واﻗﻌـﻲ از ﺗﺒﺨﻴـﺮ ﺗﻌـﺮق واﻗﻌـﻲ ﻣﺤﺼﻮل (AET) ، cb K ﺑﻪ وﺳﻴﻠﻪ ﺿﺮﻳﺐ ﺗﻨﺶ آﺑﻲ ﺣﺎﺻﻞ ﻣﻲ ﮔﺮدد . )4 - 3( cb s e o AET K K K Et = • + 72 22 / 04 / 93 دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب ﻛﻪ در آنs K در ﺷﺮاﻳﻄﻲ ﻛﻪ آب ﺧﺎک ﻋﺎﻣﻞ ﻣﺤﺪود ﻛﻨﻨﺪه ﺑﻮده و ﻳﺎ زﻣﺎﻧﻲ ﻛـﻪ ﻛﻤﺒـﻮد آب وﺟـﻮد ﻧـﺪارد ﺑـﻪ ﺗﺮﺗﻴـﺐ ﻛﻮﭼﻚ ﺗﺮ و ﻣﺴﺎوی ﺑﺎ ﻳﻚ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . در ﻧﺘﻴﺠﻪ ﺳﻪ ﭘﺎراﻣﺘﺮs K ، e K وcb K ﺑﺮای ﺗﻌﻴﻴﻦAET ﻻزم ﺧﻮاﻫﻨﺪ ﺑﻮد . ﻣﻌﻤﻮﻻ ﺿﺮﻳﺐ ﺧﺎک،e K ﺑﻌﺪ از وﻗﺎﻳﻊ ﺑﺎرش و ﻳﺎ آﺑﻴﺎری ﺑﻪ ﻳﻚ ﻣﻘﺪار ﺣﺪاﻛﺜﺮ ﻣﻲ رﺳﺪ و زﻣﺎﻧﻲ ﺑﻪ ﺻـﻔﺮ ﻣـﻲ رﺳـﺪ ﻛـﻪ ﺳﻄﺢ ﺧﺎک ﺧﺸﻚ ﺑﺎﺷﺪ . در ﻧﺘﻴﺠﻪ ﺗﺒﺨﻴﺮی ﻧﻴﺰ ﺻﻮرت ﻧ ﻤﻲ ﮔﻴﺮد . ارزﻳﺎﺑﻲe K ﻧﻴﺎزﻣﻨﺪ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن آب روزاﻧﻪ ﺑﺮای ﻻﻳـﻪ ﺗﺒﺨﻴﺮی ﺧﺎک ﺑﻪ ﻋﻤﻖ ﻣﻮﺛﺮ ze ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﺑﺮای ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ، ﻣﻘﺎدﻳﺮ ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎ ﻲ ﻳ ﭼﻮن رﻃﻮﺑـﺖ ﺧـﺎک در ﻇﺮﻓﻴـﺖ ﻣﺰرﻋـﻪ و در ﻧﻘﻄﻪ ﭘﮋﻣﺮدﮔﻲ، ﭘﺘﺎﻧﺴﻴﻞ ﺗﺒﺨﻴﺮ آب REW و ﻋﻤﻖe z ﻣﻲ ﺑﺎﻳﺴﺖ ﻗﺒﻼ ارزﻳﺎﺑﻲ ﺷﺪه ﺑﺎﺷﺪ . ﻣﺸﺎﺑﻪe K، ﺗﺨﻤﻴﻦs K ﻧﻴﺰ ﻧﻴﺎزﻣﻨﺪ ﻳﻚ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن روزاﻧﻪ ﺑﺮای ﻧﺎﺣﻴﻪ رﻳﺸﻪrz ﻣﻲ ﺑﺎﺷـﺪ . ﻣﺤﺘـﻮی ﻣﺘﻮﺳـﻂ آب در ﻧﺎﺣﻴﻪ رﻳﺸﻪ ﺑﻪ ﺻﻮرت اﻓﺖ ﻧﺎﺣﻴﻪ رﻳﺸﻪr D ﻗﺎﺑﻞ ﺑﻴﺎن ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . در ﺣﺪ ﻇﺮﻓﻴﺖ ﻣﺰرﻋﻪ، ﻣﻘﺪار اﻓـﺖ آب ﻧﺎﺣﻴـﻪ رﻳﺸـﻪ ﺻـﻔﺮ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ r D 0 = و ﺑﻨﺎﺑﺮاﻳﻦs K 1 = )ﺑﺪون ﺗﻨﺶ ( ﺧﻮاﻫﺪ ﺑﻮد . ﺗﻨﺶ آﺑﻲ زﻣﺎﻧﻲ اﺗﻔﺎق ﻣﻲ اﻓﺘـﺪ ﻛـﻪ r D ﺑـﻪ ﺳـﻤﺖREW ، ﻳﻌﻨﻲ ﻋﻤﻖ آب ﻗﺎﺑﻞ د ﺳﺘﺮس در ﻧﺎﺣﻴﻪ رﻳﺸﻪ ) آب ﺳﻬﻞ اﻟﻮﺻـﻮل ، ( ﺣﺮﻛـﺖ ﻣـﻲ ﻛﻨـﺪ . زﻣـﺎﻧﻲ ﻛـﻪ r D REW > ﺑﺎﺷـﺪKs ازﻣﻌﺎدﻟﻪ آﻟﻦ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻣﻲ :ﺷﻮد )4 - 4( ﻛﻪ در آنTAW ﻋﺒﺎرت از آب ﺧﺎک در دﺳﺘﺮس در ﻧﺎﺣﻴﻪ رﻳﺸﻪ (mm) وρ ﺑﺨﺸﻲ ازTAW ﻛـﻪ ﮔﻴـﺎه ﻣـﻲ ﺗﻮاﻧـ ﺪ از ﻧﺎﺣﻴﻪ رﻳﺸﻪ ﺑﺪون ﺷﺮاﻳﻂ ﺗﻨﺶ درﻳﺎﻓﺖ ﻧﻤﺎﻳﺪ . زﻣﺎﻧﻲ ﻛﻪ r D RAW ≤ آﻧﮕﺎهs K 1 = وTAW از ﻋﻤﻖ روزاﻧﻪ رﻳﺸـﻪ ﮔﻴـﺎه (zr) وwp fc , θ θ ﺑﺮای ﺧﺎک در ﻋﻤﻖ رﻳﺸﻪ ﻃﺒﻖ ﻣﻌﺎدﻟﻪ fc wp r TAW 1000 z = θ −θ ﻗﺎﺑﻞ ﻣﺤﺎﺳـﺒﻪ اﺳـﺖ . RAW را ﺗﻮان ﻣﻲ ﺑﻪ ﺻﻮرت RAW TAW = ρ ﺗﺨﻤﻴﻦ زد . زﻣﺎﻧﻲ ﻛﻪ ETc از ﻣﻘﺪارmm.day-1 5 ﺗﻐﻴﻴـﺮ ﻣـﻲ ﻛﻨـﺪ ρ ﻣـﻲ ﺗﻮاﻧـ ﺪ ﺑـﺎ اﺳﺘﻔﺎده از ﺗﻘﺮﻳﺐ زﻳﺮ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﮔﺮدد : )4 - 5( c 0.55 0.04 5 ET ρ = + − ﻣﻌﻤﻮﻻ ﺑﺮای اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﺷﺎرش ﮔﺮﻣﺎی ﻧﻬﺎن و ﺷﺎرش ﮔﺮﻣﺎی ﻣﺤﺴـﻮس از ﺳﻴﺴـﺘﻢ ﻫـﺎ ی ﻛﻮارﻳـﺎﻧﺲ ﭼﺮﺧﺸـﻲ (EC) اﺳﺘﻔﺎده ﻣﻲ ﺷﻮد . اﻳﻦ ﺳﻴﺴﺘﻢ ﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﺪ ﻣﺮﻛـﺐ از وﺳـﺎﻳﻞ در دﺳـﺘﺮس ﻣﻌﻤـﻮل ﺷـﺎﻣﻞ آﻧﻴﻤـﻮﺗﺮ ﺳـﻮﻧﻴﻚ ﺳـﻪ ﺑﻌـﺪی ، ﻛـﻪ اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻛﻨﻨﺪه ﻏﻠﻈﺖ ﺑﺨﺎرآب و دی اﻛﺴﻴﺪ ﻛﺮﺑﻦ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ، ﺑﺎﺷﺪ . ﺑﻪ ﻛﻤﻚ ﺳﻨﺠﻨﺪه ﻫﺎی TDR ﻣﺤﺘﻮی آب ﺧﺎک ﻗﺎﺑـﻞ اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی اﺳﺖ . ﻣﻴﺰان اﻧﻌﻜﺎس ﺗﺎج ﮔﻴﺎﻫﻲ را ﺗﻮان ﻣﻲ ﺑﻪ ﻛﻤﻚ رادﻳﻮﻣﺘﺮﻫﺎی دﺳﺘﻲ، ﻛﻪ ﻗﺎﺑﻠﻴﺖ ﺛﺒﺖ ﻫﺸﺖ ﺑﺎﻧﺪ ﻃﻴﻔﻲ ﻣﺨﺘﻠﻒ را دارﻧﺪ، اﻧـﺪازه ﮔﻴـﺮی ﻧﻤـﻮد . ﺑـﺮ اﻳـﻦ اﺳـﺎس، ﻣﻌﻤـﻮﻻ ﻣﻘـﺎدﻳﺮ اﻧﻌﻜـﺎس را ﺑـﻪ ﻗﺮﻣـﺰ red ( ,0.63 0.69 m) ρ − μ و ﻗﺮﻣـﺰ ﻧﺰدﻳـﻚ pir ( 0.76 0.9 m) ρ − μ دﺳﺘﻪ ﺑﻨﺪی ﻣﻲ ﻧﻤﺎﻳﻨﺪ و از آن ﺟﻬﺖ ﺗﻬﻴ ﻪ NDVI ) PIR red PIR red NDVI ρ −ρ = ρ + ρ (اﺳﺘﻔﺎده ﻣﻲ ﻧﻤﺎﻳﻨﺪ . ﺟﻬﺖ ﺗﻌﻴﻴﻦcf )ﺳﻬﻢ ﺧﺎک ﭘﻮﺷﻴﺪه ﺷﺪه ﺗﻮﺳﻂ ﭘﻮﺷﺶ ﮔﻴﺎﻫﻲ ﺗﻮان ﻣﻲ ( ﺑﻪ ﻛﻤﻚ دﺳﺘﮕﺎه ﻫﺎی ﻣﺠﻬـﺰ ﺑـﻪ ﻟﻨـﺰ ﭼﺸـﻢ ﻣﺎﻫﻲ ﺑﺎ زاوﻳﻪ ﻣﺸﺨﺺ )138D (ﻧﺴﺒﺖ ﺑﻪ زﻣﻴﻦ از ﺗﺎج ﮔﻴﺎﻫﻲ ﻋﻜﺲ ﺑـﺮدار ی ﻧﻤـﻮد . اﻳـﻦ ﺗﻜﻨﻴـﻚ ﺑـﻪ ﻃـﻮر ﮔﺴـﺘﺮده در ای ﺟﻨﮕﻞ ﻫﺎ ﺟﻬﺖ ﺑﻪ دﺳﺖ آوردن اﻃﻼﻋﺎﺗﻲ در ﺧﺼﻮص ﻣﻜﺎن، ﭼﮕﺎﻟﻲ و ﺗﻮزﻳﻊ ﻣﻜﺎن ﻫﺎی ﺧﺎﻟﻲ از ﭘﻮﺷﺶ ﮔﻴﺎﻫﻲ ﺑﻪ ﻛﺎر ﺑﺮده ﻓﺼﻞ ﭼﻬﺎرم - ارزﻳﺎﺑﻲ ﺟﺎﻳﮕﺎه ﺳﻨﺠﺶ از و دور ﻛﺎرﺑﺮد ﻣﺪل ﻫﺎی راﻳﺎﻧﻪ در ای ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب 22 / 04 / 93 73 ﻣﻲ ﺷﻮد . ﻣﺸﺨﺺ ﺷﺪه اﺳﺖ ﻛﻪ ﺟﻬﺖ ﺟﺪاﺳﺎزی ﺧﺎک از ﭘﻮﺷﺶ ﺳﺒﺰ ﻣﻲ ﺗﻮان از ﻋﻜﺎﺳﻲ ) ﺑﺎ زاوﻳﻪ از ﺗـﺮ ﻛﻢ7D ﻧ ﺴـﺒﺖ ﺑـﻪ ﻗﺎﺋﻢ ( از ﻗﺴﻤﺖ ﺑﺎﻻی ﺗﺎج ﮔﻴﺎﻫﻲ و اﺳﺘﻔﺎده از آﺳﺘﺎﻧﻪ ﻫﺎی رﻧﮕﻲ اﺳﺘﻔﺎده ﻧﻤﻮد . ﻣﻘﺪار آﺳﺘﺎﻧﻪ ﺛﺎﺑﺖ ﺑﻮده و روی ﻳﻚ ﺷـﺎﺧﺺ ﺳﺒﺰ ﻛﻪ ﺑﻪ ﻋﻨﻮان ﻧﺴﺒﺘ ﻲ از اﺧﺘﻼف ﺑﺎﻧﺪﻫﺎی ﻗﺮﻣﺰ و ﺳﺒﺰ ﺑﻪ ﻣﺠﻤﻮع ﻫﺎ آن ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻣﻲ ﮔﺮدد . اﻳﻦ ﻋﻤﻞ اﺟـﺎزه ﻣـﻲ دﻫـﺪ ﺗـﺎ ﻋﻜﺲ ﻫﺎی ﺻﻔﺮ و ﻳﻚ از ﭘﻮﺷﺶ ﮔﻴﺎﻫﻲ ﺧﺎ / ک ﺗﻬﻴﻪ ﮔﺮدد . ﺳﻬﻢ ﺳﻄﺢ ﭘﻮﺷﻴﺪه ﺷﺪه ﺑﺎ ﺳـﺒﺰﻳﻨﻪ ﺑـﻪ ﻋﻨـﻮان د ر ﺻـﺪ ﭘﻮﺷـﺶ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﻋﻤﺪﺗﺎ ﻣﺪل ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺗﺒﺨﻴﺮ-ﺗﻌﺮق ﺑﺮ ﻣﺒﻨﺎی ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎی اﺻﻠﻲ ﻫﻮاﺷﻨﺎﺳﻲ ﺑﻨﺎ ﻧﻬﺎده ﺷﺪه . اﻧﺪ ﺑﻪ ﻋﻨـﻮان ﻣﺜـﺎل دﻣـﺎی ﻫﻮا، رﻃﻮﺑﺖ ﻫﻮا، ﺳﺮﻋﺖ ﺑﺎد و ﺗﺸﻌﺸﻊ ﺧﻮرﺷﻴﺪی ﺑﺮای ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ0 ET ﻧﻴ ﺎز ﻫﺴﺘﻨﺪ . ﺗﺒﺨﻴﺮ ﺗﻌﺮق ﻣﺒﻨﺎ و ﻳـﺎ 0 ET ﻣﻌﻤـﻮﻻ ﺑـﺮ ﻃﺒﻖ ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﭘﻨﻤﻦ ـ ﻣﺎﻧﺘﻴﺚ ﻓﺎﺋﻮ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻣﻲ ﺷﻮد . ﺑﺮای ﻣﺤﺎﺳﺒﺎت ﺑﺮ اﺳﺎس ﮔﺎم ﻫﺎی روزاﻧﻪ ﻣﻌﺎدﻟﻪ ذﻳﻞ اراﺋﻪ ﺷﺪه اﺳﺖ : )4 - 6( n 2 s a o 2 900 0.408 R G U e e T 273 ET 1 0.34U ⎛ ⎞ Δ − + γ − ⎜ ⎟ + ⎝ ⎠ = Δ + γ + ﻛﻪ در آن0 ET ﺑﺮ ﺣﺴﺐ1 (mmday ) − ، n R ؛ ﺗﺸﻌﺸﻊ ﺧﺎﻟﺺ در ﺳـﻄﺢ ﻣﺰرﻋـﻪ2 (MJ / m day) ، G ، داﻧﺴـﻴﺘﻪ ﺷـﺎرش ﮔﺮﻣﺎی ﺧﺎک 2 (MJ / m day) ، T دﻣﺎی ﻫﻮا در ارﺗﻔﺎع2 ﻣﺘﺮی (C) D ، 2 U ﺳﺮﻋﺖ ﺑﺎد در ارﺗﻔـ ﺎع 2 ﻣﺘـﺮی (m/s) ، es ﻓﺸـﺎر ﺑﺨﺎر اﺷﺒﺎع (kPa) ، ea ﻓﺸﺎر ﺑﺨﺎر واﻗﻌـﻲ (kPa) ، Δ زاوﻳـﻪ ﻣﻨﺤﻨـﻲ ﻓﺸـﺎر ﺑﺨـﺎرo 1 (kPa. C ) − وγ ﺛﺎﺑـﺖ ﺳـﺎﻳﻜﺮوﻣﺘﺮﻳﻚ o 1 (kPa. C ) − ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . در ﻛﺎرﺑﺮد و ﺑﺎ ﮔﺎم ﻫﺎی 24 ﺳﺎﻋﺘﻪG ﺑﺮاﺑﺮ ﺑـﺎ ﺻـﻔﺮ2 MJ / m day ﻓـﺮض ﻣـﻲ ﺷـﻮد و . es ﺑـﻪ ﺷـﻜﻞ s max min e 0.5 e T e T ⎡ ⎤ = + ⎣ ⎦ D D ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺷﺪه ﺑﻪ ﻃﻮری ﻛﻪ eD ﺗﺎﺑﻊ ﺑﺨﺎر اﺷﺒﺎع وmin max T , T ﺑﻪ ﺗﺮﺗﻴﺐ ﺑﻴﺸـﻴﻨﻪ و ﻛﻤﻴﻨﻪ دﻣﺎی روزاﻧﻪ ﻫﺴﺘﻨﺪ . ﻣﻌﺎدﻟ ﻪ ﭘﻨﻤﻦ ـ ﻣﺎﻧﺘﻴﺚ ﻓﺎﺋﻮ ﺗﺒﺨﻴﺮ - ﺗﻌﺮق را از روی ﺳﻄﺢ ﭼﻤﻦ ﻓﺮﺿﻲ ﻛـﻪ12 /0 ﻣﺘـﺮ ارﺗﻔـﺎع داﺷﺘﻪ و دارای ﻣﻘﺎوﻣﺖ ﺳﻄﺤﻲ1 sm− 70 و ﺿﺮﻳﺐ ﺑﺎزﺗﺎﺑﺶ23 /0 ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ ، ﺗﺨﻤـﻴﻦ ﻣـﻲ زﻧـﺪ . ﺟﻬـﺖ ﺗﻌﻴـﻴﻦ روزاﻧـﻪ e K ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎی ﺧﺎک ، ﺷﺎﻣﻞ رﻃﻮﺑﺖ ﺧﺎک در ﺣﺪ ﻇﺮﻓ ﻴﺖ ﻣﺰرﻋﻪ و ﻧﻘﻄﻪ ﭘﮋﻣﺮدﮔﻲ آب ﺳﻬﻞ اﻟﻮﺻﻮل ﺟﻬـﺖ ﺗﺒﺨﻴـﺮ (REW) و ﻋﻤﻖ Ze، ﻣﻮرد ﻧﻴﺎز ﻣﻲ ﺑﺎﺷﻨﺪ . راﺑﻄﻪ ﺑﻴﻦcb K وNDVI ﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﺪ ﺗﺤﺖ ﺷﺮاﻳﻂ اﻟﻒ ) ( ﻻﻳﻪ ﺳﻄﺤﻲ ﺧﺎک و ( ب) آب ﺧﺎک در ﻧﺎﺣﻴﻪ رﻳﺸﻪ ﺟﻬﺖ ﺗﻌـﺮق ﻛﺎﻣﻞ ﮔﻴﺎﻫﻲ ﻛﺎﻓﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﺑﺎ اﻳﻦ ﻣﻔﻬﻮم، ﻳﻚ ﺗﺎﺑﻊ ﻧﻤﺎﻳﻲ ﺑﻴﻦ NDVI و ﺷﺎﺧﺺ ﺳﻄﺢ ﺑـﺮگ (LAI) ﺗﻮﺳـﻂDuchemin et al. (2002) اراﺋﻪ ﺷﺪه اﺳﺖ . )4 - 7( max max min NDVI NDVI NDVI NDVI = − − ﻛﻪ در آنmax NDVI وmin NDVI ﺑﻪ ﺗﺮﺗﻴﺐ ﺑﻴﺎﻧﮕﺮ ﺑﻴﺸﻴﻨﻪ و ﻛﻤﻴﻨﻪ ﻣﻘﺪارNDVI ﻣﺮﺑﻮط ﺑﻪ زﻣﻴﻦ ﺑ ﺎ ﭘﻮﺷﺶ ﺳﺒﺰﻳﻨﻪ ﻛﺎﻣﻞ و زﻣﻴﻦ ﻟﺨﺖ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﻨﺪ . ﺑﻪ ﻫﻤﻴﻦ ﺗﺮﺗﻴﺐ ﻳﻚ راﺑﻄﻪ ﻧﻤﺎﻳﻲ دﻳﮕﺮ ﺑﻴﻦcb K وLAI ﺗﻮﺳﻂ ﻧﺎﻣﺒﺮدﮔﺎن اراﺋﻪ ﺷﺪه اﺳﺖ : )4 - 8( cb K 1.07 1 exp 0.8LAI = − − ﺟﻬﺖ ﺣﺬفLAI ﺗﻮان ﻣﻲ رواﺑﻂ )4 - 7 ( و )4 - 8 ( را ﺑﺎ ﻳﻜﺪﻳﮕﺮ ﺑﻪ ﺷﻜﻞ زﻳﺮ ﺗﺮﻛﻴﺐ ﻧﻤﻮده راﺑﻄﻪ ﺑـﻴﻦNDVI وcb K را ﺑﻪ دﺳﺖ آورد . 74 22 / 04 / 93 دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب )4 - 9( 0.8/0.54 max cb max min NDVI NDVI K 1.07 1 NDVI NDVI ⎡ ⎤ ⎛ ⎞ − ⎢ ⎥ = −⎜ ⎟ − ⎢ ⎥ ⎝ ⎠ ⎣ ⎦ cf ﺗﻮان ﻣﻲ را از ﻋﻜﺲ ﻫﺎی ﻧﻴﻢ ﻛﺮه ای ﺗﻮﺳﻂ ﻳﻚ ﺗﺎﺑﻊ ﺧﻄﻲ از NDVI ﻛﻪ ﺑﻪ ﺷﻜﻞ زﻳﺮ اراﺋﻪ ﻣﻲ ﺷﻮد ، ﺑﻪ دﺳﺖ آورد : )4 - 10 ( c min f 1.18 NDVI NDVI = − ET در ﻳﻚ ﺳﻄﺢ وﺳﻴﻊ ﺑﻪ ﻋﻮاﻣﻠﻲ ﭼﻮن ﺗﺮاﻛﻢ ﭘﻮﺷﺶ ﮔﻴﺎﻫﻲ، ﺗﻐﻴﻴﺮات ﻣﻜﺎﻧﻲ اﻗﻠﻴﻢ، ﺗﻴﭗ ﺧﺎک و ﻋﻤﻖ آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ﺑﺴﺘﮕﻲ دارد . ﺑﺮای ﺗﻌﻴﻴﻦ آن ﺻﺮﻓﺎ ﺑﺮداﺷﺖ ﻫﺎی ﻧﻘﻄﻪ ای ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎی ﻣﻮﺛﺮ در ﻣﻌﺎدﻻت ﻣﺮﺑﻮﻃﻪ، ﺑـﺮآورد ﺻـﺤﻴﺤﻲ از ET در اﺧﺘﺎر ﻗﺮار ﻧﻤﻲ دﻫﻨﺪ . در ﻧﺘﻴﺠﻪ ﺑﺮای ﺑﺎﻻ ﺑﺮدن دﻗﺖ ﻧﻴﺎزﻣﻨﺪ ﻧﻤﻮﻧﻪ ﮔﻴﺮی ﻫﺎی ﻓﺮاوان ﻣﻲ ﺑﺎﺷﻨﺪ ﻛﻪ ﺧﻮد ﻣﺴﺘﻠﺰم ﻫﺰﻳﻨﻪ ﻫـﺎی اﺿﺎﻓﻲ ﺧﻮاﻫﺪ ﺑﻮد در . اﻳﻦ ﻣﻮاﻗﻊ ﻳﻚ ﭘﺎﺳﺦ ﻣﻨﺎﺳﺐ ﻣﺴﺎﻟﻪ ﻛﻪ ﺗﻮﺟﻴﻪ اﻗﺘﺼﺎدی ﻧﻴـﺰ دارد ﻋﺒـﺎرت از ﺗﺨﻤـﻴﻦ ET ﺑـﻪ ﻛﻤـﻚ ﻓﻦ آوری RS ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . RS ﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﺪ ﻫﺎ داده ی ﻣﻨﻄﻘﻪ ای ﻣﺎﻫﻮاره ای را ﺑﺎ اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻫﺎی ﻣﻜﺎﻧﻲ ﻧﺎﺷﻲ از اﻳﺴﺘﮕﺎه ﻫﺎ ی زﻣﻴﻨـﻲ ﺗﺮﻛﻴﺐ ﻛﺮده ET ﻣﻨﻄﻘ ﻪ ای را ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻛﻨﺪ . ﺗﺨﻤﻴﻦ ET ﺑﻪ ﻛﻤﻚRS ،اﻣﺮوزه در ﺑﺴـﻴﺎری از ﻛﺸـﻮرﻫﺎ ﻣﺎﻧﻨـﺪ ﻣﺼـﺮ، ﻫﻨـﺪ ﭼﻴﻦ، و ﻫﻠﻨﺪ و اﻳﺎﻻت ﻣﺘﺤﺪه ﺻﻮرت ﻣﻲ ﭘﺬﻳﺮد . داﻧﺸﮕﺎه اﻳﺎﻟﺘﻲ ﻧﻴﻮﻣﻜﺰﻳﻜـﻮ ﻳـﻚ ﻣـﺪل ﺗﺨﻤـﻴﻦ ET ﻣﻨﻄﻘـﻪ ای (REEM) ﺗﻮﺳﻌﻪ داده اﺳﺖ ﻛﻪ ﻫﺎ داده ی ﻣﺎﻫﻮاره ای را در ﻳﻚ زﻣﺎن ﻣﺸﺨﺺ ﺑﺎ ﻫﺎ داده ی اﻗﻠﻴﻤﻲ و اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻫﺎی ET ﻣﻜﺎﻧﻲ ﺗﺮﻛﻴﺐ ﻧﻤﻮده ﻣﻘﺎدﻳﺮ ET ﺑﺮای ﺳﻄﺢ ﭘﻮﺷﺶ ﻫﺎ ی ﻣﺨﺘﻠﻒ ﮔﻴﺎﻫﻲ ﺑﺪون ﺗﻮﺟﻪ ﺑﻪ ﮔﻮﻧﻪ ﮔﻴﺎه، ﺗﺮاﻛﻢ، رﻃﻮﺑﺖ ﺧﺎک و ﺳﺎﻳﺮ ﻓﺎﻛﺘﻮرﻫﺎی رﺷﺪ را ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻣﻲ .ﻛﻨﺪ دﻣﺎی ﺗﺎج ﮔﻴﺎﻫﻲ ﻳﻚ ﺷﺎﺧﺺ ﻣﻮﺛﺮ از ﺗﻨﺶ آﺑﻲ ﮔﻴﺎﻫﻲ ﺑﻮده ﻛﻪ ﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﺪ ﺑـﻪ ﻃـﻮر ﻣﻨﺎﺳـﺒﻲ در ﺗﻮﺳـﻌﻪ ﻳـﻚ ﺳﻴﺴـﺘﻢ ﻣﺪ ﻳﺮﻳﺘﻲ ﻣﻮﺛﺮ آﺑﻴﺎری ﺑﻪ ﻛﺎر ﮔﺮﻓﺘﻪ ﺷﻮد . اﺳﺘﻔﺎده از ﺳﻨﺠﺶ از دور ﺑﺮای ﺑﺮای ﺗﻌﻴﻴﻦ دﻣﺎی ﺗـﺎج ﮔﻴـﺎﻫﻲ در ﭘـﺎﻳﺶ ﺗـﻨﺶ ﮔﻴﺎﻫﻲ ﺑﺎ اﺳﺘﻔﺎده IRTC ﻛﻪ ﺑﺮ روی ﺳﻴﺴﺘﻢ ﻫﺎ ی آﺑﻴﺎری ﻋﻘﺮﺑﻪ ای ﺳﻮار ﻣﻲ ﺷﻮد، ﻣﻨﺎﺳﺐ اﺳﺖ . ﭘﺮواز ﺑـﺎ وﺳـﺎﻳﻞ ﻣﺠﻬـﺰ ﺑـﻪ ﻣﺎدون ﻗﺮﻣﺰ و ﺑﺎﻟﻮن ﻫﺎی ﻣﻬﺎر ﺷﺪه ﻣﺘﻨﺎﺳﺐ ﺑﺎ IRTS ﻧﻴ ﺰ ﺑﺎ ﺛﺒﺖ ﺗﻐﻴﺮات دﻣﺎی ﺑﺮگ ﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﻨﺪ در ﺗﻌﻴـﻴﻦ ﺗـﻨﺶ آﺑـﻲ ﮔﻴـﺎه ﻣﻮرد اﺳﺘﻔﺎده ﻗﺮار ﮔﻴﺮﻧﺪ )Falkenberg et al., 2007 .( ﮔﻮﻧﻪ ﻫﺎی ﻣﺨﺘﻠﻒ از ﻃﻴﻒ ﻫﺎی IR ﻛﻪ ﺑﻪ ﻋﻨﻮان اﺑﺰار ﺳﻨﺠﺶ از دور ﻣﻮرد اﺳﺘﻔﺎده ﻗﺮار ﻣﻲ ﮔﻴﺮﻧﺪ ﻋﺒﺎرت از IR ﻧﺰدﻳﻚ وIR ﮔﺮﻣﺎﻳﻲ ﻫﺴﺘﻨﺪ . IR ﻧﺰدﻳﻚ ﺑﻴﺎﻧﮕﺮ اﻧﻌﻜﺎس ﻧﻮ ر ﺑﻪ ﺷﻜﻞ ﻃـﻮل ﻣـﻮج اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﺷﺪه و ﺑﺮای ﺗﻌﻴﻴﻦ آب ﮔﻴﺎه و ﺗﻨﺶ ﻧﺎﺷﻲ از ﺑﻴﻤﺎری اﺳﺘﻔﺎده ﻣﻲ ﺷﻮد . در ﺣـﺎل ﺣﺎﺿـﺮ ﺷـﺮﻛﺖ ﻫـﺎی ﻣﺨﺘﻠﻔـ ﻲ ﺗﻮﻟﻴﺪات ﺗﺠﺎری ﺑﺮ ﻣﺒﻨﺎی ﻋﻜﺴﺒﺮداری IR در ﻣﻌﺮض ﻓﺮوش دارﻧﺪ (Falkenberg et al., 2007) . دﻣﺎی ﺗﺎج ﮔﻴﺎﻫﻲ ﺑﻪ ﻋﻨﻮان ﻳﻚ ﺷﺎﺧﺺ ﺣﺴﺎس از وﺿﻌﻴﺖ آﺑﻲ ﮔﻴﺎه ﻛﻪ ﻣﻨﺠﺮ ﺑﻪ ﺗﻮﺳﻌﻪ ﺗﻨﺶ ﻣﺮﺗﺒﻂ ﺑﺎ ﺷﺎﺧﺺ ﻣﺮﺑﻮط ﺑﻪ ﺗﺸﺨﻴﺺ ﺗﺎج ﻫـﺎی ﮔﻴـﺎﻫﻲ ﻣﺨﺘﻠﻒ و دﻣﺎی ﻫﻮای اﻃﺮاف ﻣﻲ ﺷﻮد ﻣﻲ ، ﺑﺎﺷﺪ . ﻋﺪم ﺗﻮاﻧﺎﻳﻲ IRTS در ﺗﺸـﺨﻴﺺ ﺑـﻴﻦ ﺗـﻨﺶ ﻫـﺎی زﻳﺴـﺘﻲ و ﻏﻴﺮزﻳﺴـﺘﻲ ﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﺪ ﺑﻪ ارﺗﻔﺎع ﻧﺼﺐ IRTS ﻧﺴﺒﺖ داده ﺷﻮد . IRTS ﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﺪ ﺗﺎ ﺣﺪ ﻣﻤﻜﻦ ﺟﻬﺖ اﻓﺰاﻳﺶ ﺳﻄﺢ زﻳﺮ ﭘﻮﺷـﺶ ﺑـﺎﻻ ﺑـﺮده ﺷﻮد اﻣﺎ اﻳﻦ وﺿﻌﻴﺖ ﺑﺎﻋﺚ ﻛﺎﻫﺶ ﻗﺪرت ﺗﻔﻜﻴﻚ و اﻓﺰاﻳﺶ ﺗﻌﺪاد ﮔﻴﺎﻫﺎﻧﻲ ﻣﻲ ﺷﻮد ﻛﻪ در ﻳﻚ ﭘﻴﻜﺴﻞ ﻗﺮار ﻣﻲ ﮔﻴﺮﻧـﺪ . اﮔـﺮ IRTS ﭘﺎﻳﻴﻦ آورده ﺷﻮد ﻗﺪرت ﺗﻔﻜﻴﻚ ﻋﻜﺲ ﻫﺎ ﺑﺎﻻ رﻓﺘﻪ و ﺑﻪ ﻛﻤﻚ ﻣﺸﺎﻫﺪات زﻣﻴﻨﻲ اﻣﻜﺎن ﺗﺸﺨﻴﺺ ﺑﻴﻦ اﻧـﻮاع ﻣﺨﺘﻠـﻒ ﺗﻨﺶ ﻓﺮاﻫﻢ ﻣﻲ ﮔﺮدد ﻫﺮ ﭼﻨﺪ ﻛﻪ ﺳﻄﺢ زﻳﺮ ﭘﻮﺷﺶ ﻫﺮ دور ﺑﻴﻦ ﻛﺎﻫﺶ ﭘﻴﺪا ﺧﻮاﻫﺪ ﻧﻤﻮد (Falkenberg et al., 2007) . ﻓﺼﻞ ﭼﻬﺎرم - ارزﻳﺎﺑﻲ ﺟﺎﻳﮕﺎه ﺳﻨﺠﺶ از و دور ﻛﺎرﺑﺮد ﻣﺪل ﻫﺎی راﻳﺎﻧﻪ در ای ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب 22 / 04 / 93 75 اﻓﺰاﻳﺶ ﻗﺪرت ﺗﻔﻜﻴﻚIRTS ، اﻧﺪازه ﻫﺮ ﭘﻴﻜﺴﻞ و ﺗﻮاﻧﺎﻳﻲ ﺗﺸﺨﻴﺺ ﺑـﻴﻦ ﺗـﻨﺶ ﻫـﺎی زﻳﺴـﺘﻲ و ﻏﻴﺮزﻳﺴـﺘﻲ در ارﺗﻔﺎﻋـﺎت ﻣﺨﺘﻠﻒ را اﻓﺰاﻳﺶ ﻣﻲ دﻫﺪ . اﺳﺘﻔﺎده از ﻣﺨﺘﺼﺎت GPS ﺑﺮایIRTS ﺑﻪ ﭘﻴﻜﺴﻞ ﻫﺎ اﺟﺎزه ﻣﻲ دﻫﺪ ﺗﺎ ﺿـﻤﻦ ﻣﺴـﻄﺢ ﺑـﻮدن ﻧﻘـﺎط ﺑﺘﻮا ﻧﻨﺪ ﺑﺮ روی ﻋﻜﺲ ﻫﺎی IR و رﻗﻮﻣﻲ ﺣﺎﺻﻞ از ﻧﺮم اﻓﺰارﻫﺎی GIS ﻗﺮار ﮔﺮﻓﺘﻪ ﺗﻨﺶ ﻫﺎی آﺑـﻲ و ﺗـﻨﺶ ﻫـﺎی ﺣﺎﺻـﻞ از ﻓﺴـﺎد رﻳﺸﻪ در ﺳﻄﺢ ﻣﺨﺘﻠﻒ را ﻧﺴﺒﺖ ﺑﻪ زﻣﺎن ﺗﺸﺨﻴﺺ دﻫﻨـﺪ . دورﺑـﻴﻦ ﻫـﺎی ﮔﺮﻣـﺎﻳﻲ IR در ﺗﻌﻴـﻴﻦ ﺗـﻨﺶ ﻫـﺎی ﻏﻴﺮزﻳﺴـﺘﻲ در ﻣﺤﺼﻮﻻت ﺑﻪ وﺳﻴﻠﻪ ﭘﺎﻳﺶ دﻣﺎی ﺗﺎج ﮔﻴﺎﻫﻲ ﺑﺴﻴﺎر ﻣﻮﺛﺮ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﻨﺪ ﺗ . ﺎﺑﺖ ﺷﺪه اﺳﺖ ﻛﻪ اﻓﺰاﻳﺶ ﻣﻘﺪار آب ﺑﺎﻋﺚ ﻛـﺎﻫﺶ دﻣـﺎی ﺗﺎج ﮔﻴﺎﻫﻲ در رژﻳﻢ ﻫﺎی ﻣﺨﺘﻠﻒ آﺑﻴﺎری ﻣﻲ ﮔﺮدد )Wanjura and Upchurch, 1997 .( ﻧﺸﺎن داده ﺷﺪه اﺳـﺖ ﻛـﻪ ﺑﻴﻤـﺎری در ﻣﺰارع ﺟﻮ ﻗﺎﺑﻠﻴﺖ ﺗﺸﺨﻴﺺ ﺑﺎ ﺗﺤﻠﻴﻞ ﻋﻜﺲ ﻫﺎی ﺣﺎﺻﻞ از ﺳﻨﺠﺶ از دور را دارد . ﻋﻜﺲ ﻫﺎی رﻧﮕﻲ ﻣﺎدون ﻗﺮﻣﺰ ﺗﻮاﻧـﺎﻳﻲ ﻧﺸـﺎن د ادن ﺑﻴﻤﺎری ﺣﺎﺻﻞ از ﻓﺴﺎد رﻳﺸﻪ را در ﻣﺰارع ﻛﻪ اﻳﻦ ﻣﻮﺿﻮع ﺑﻪ ﺗﺸﺨﻴﺺ اﻓﺖ ﻫﺎی ﺣﺎﺻﻞ از ﺑﻴﻤﺎری ﻛﻤﻚ ﻣﻲ .ﻛﻨﺪ 4 - 5 - ﺳﻨﺠﺶ از دور و ﻓﺮﺳﺎﻳﺶ ﺧﺎک ﺷﺮاﻳﻂ ﺳﻄﺤﻲ ﺧﺎک ﻳﻜﻲ از ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎی ﻛﻨﺘﺮل ﻛﻨﻨﺪه ﻣﻬﻢ در ﺗﺪوﻳﻦ ﺑﻴﻼن آب ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . اﻳﻦ وﺿﻌﻴﺖ، ﻋﻠﻲ اﻟﺨﺼـﻮص در ﻣﻘﻴﺎس ﻫﺎی ﺑﺰرگ، از اﻫﻤﻴﺖ ﻓﺮاواﻧﻲ ﺑﺮﺧﻮردار اﺳﺖ ﭼﺮا ﻛﻪ ﺷﺮاﻳﻂ ﻓﺮﺳﺎﻳﺸﻲ ﺧﺎک ﻣﻲ ﺗﻮاﻧﺪ در ﺗﺼﻤﻴﻢ ﮔﻴﺮی در ﻣـﻮرد ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎ و ﺑﺮآورد آن ﻫﺎ ﻣﻮﺛﺮ ﺑﺎﺷﺪ . ﻓﺮﺳﺎﻳﺶ ﺧﺎک زﻣﺎﻧﻲ اﺗﻔﺎق ﻣﻲ اﻓﺘﺪ ﻛﻪ ذرات ﺧـﺎک از ﻫـﻢ ﭘﺎﺷـﻴﺪه و ﻣﻜـﺎن ﻃﺒﻴﻌـﻲ ﻫﺎ آن ﻋﻤﺪﺗﺎ ﺗﻮﺳﻂ آّب، ﺑﺎد، ﻳﺦ و ﻳﺎ ﺑﻪ واﺳﻄﻪ وزﻧﺸﺎن ﺗﻐﻴﻴﺮ ﻣﻲ ﻛﻨﻨﺪ . اﻣﻜﺎن اﺳـﺘﻔﺎده ا ز ﺗﺼـﺎوﻳﺮ ﻣـﺎﻫﻮاره ای در ﺷﻨﺎﺳـﺎﻳﻲ ﻫﺎ ﺷﻜﻞ ی ﻣﺨﺘﻠﻒ ﻓﺮﺳﺎﻳﺶ ﻳﻜﻲ از ﻣﻘﻮﻟﻪ ﻫﺎﻳﻲ اﺳﺖ ﻛﻪ ﺑﻪ ﭼﻨﺪﻳﻦ ﻋﺎﻣﻞ ﺟﺪاﮔﺎﻧـﻪ ﺑﺴـﺘﮕﻲ دارد . ﺑﺮﺧـﻲ از اﻳـﻦ ﻋﻮاﻣـﻞ را ﺗﻮان ﻣﻲ ﺷﺎﻣﻞ اﻟﻒ ) ( ﻣﻘﻴﺎس، ( ب) ﻧﻮع ﺗﺼﻮﻳﺮ، ( ج) ﻛﻴﻔﻴﺖ ﺗﺼـﻮﻳﺮ، ( د) ﭘﻮﺷـﺶ ﺳـﻄﺤﻲ زﻣـﻴﻦ، ( ه) ﻋﺎﻣـﻞ اﻧﺴـﺎﻧﻲ و ( و) اﻣﻜﺎﻧﺎت ﻧﺮم اﻓﺰاری ﻣﻮﺟﻮد داﻧﺴﺖ . ﺑﺮای ﺷﻨﺎﺧﺖ اﺷﻜﺎل ﻓﺮﺳﺎﻳﺸﻲ، اﺑﺘﺪا ﻻزم اﺳﺖ ﻋﻮاﻣﻞ ﻋﻤﺪه ﭘﺪﻳﺪ آورﻧﺪه ﻓﺮﺳﺎﻳﺶ ﺧـﺎک ، ﻳﻌﻨـﻲ آب و ﺑـﺎد، را ﺗﻌﻴـﻴﻦ ﻧﻤﻮد . اوﻟﻴﻦ ﺗﻘﺴﻴﻢ ﺑﻨﺪی ﻓﺮﺳﺎﻳﺶ آﺑﻲ ﺑﺮ ﻣﺒﻨﺎی آﺑﺪوی ) ﺟﺮﻳﺎن آب ( اﺳﺖ و ﺑﻪ ﻫﺎ ﮔﺮوه ﻳﻲ ﭼﻮن ) اﻟـﻒ ( ﻓﺮﺳـﺎﻳﺶ ﺧﻨـﺪﻗ ، ﻲ ( ب) ﻓﺮﺳﺎﻳﺶ ﺷﻴﺎری، ( ج) ﻓﺮﺳﺎﻳﺶ ورﻗﻪ ای، ( د) ﻓﺮﺳ ﺎﻳﺶ ﻛﻨﺎر رودﺧﺎﻧﻪ ای، ( ه) ﻓﺮﺳﺎﻳﺶ ﺳﻄﺤﻲ، ( و) ﻓﺮﺳﺎﻳﺶ ﭘﺎﺷـﻤﺎﻧﻲ، ( ز) ﻓﺮﺳﺎﻳﺶ ﻛﺎرﺳﺘﻲ، ( ح) ﻓﺮﺳﺎﻳﺶ ﺗﻮﻧﻠﻲ و ( ط) آﺑﺸﻮﻳﻲ ﻣﻮاد ﻣﻐﺬی ﺧﺎک ﺗﻘﺴﻴﻢ ﻣﻲ .ﺷﻮد ﺗﺸﺨﻴﺺ ﺷﺮاﻳﻂ ﻓﺮﺳﺎﻳﺸﻲ ﺧﺎک ﺑﻪ ﻛﻤﻚ ﺳﻨﺠﺶ از دور، ﻋﻤﺪﺗﺎ ﺑﺮ ﭘﺎﻳﻪ ﻣﺸﺎﻫﺪات ﺗﻚ - واﻗﻌﻪ ای ﻳﺎ ﭘـﺎﻳﺶ ﻣﺴـﺘﻤﺮ ﻳﻚ ﻣﻨﻄﻘﻪ ﺻﻮرت ﻣﻲ ﭘﺬﻳﺮد . ﻣﺤﻘﻖ ﺑﺎ ﺗﻮﺟﻪ ﺑﻪ ﺗﺠﺎرب ﮔﺬﺷﺘﻪ از اﻧﻮاع ﻓﺮﺳﺎﻳﺶ ﻣﻲ ﺗﻮاﻧﺪ ﺑﺎ ﻣﺸﺎﻫﺪه ﺗﺼﺎوﻳﺮ ﻣﻨﺎﺳﺐ، ﻧﻮع و اﻟﮕﻮی ﻓﺮﺳﺎﻳﺶ، ﻋﻮاﻣﻞ اﻳﺠﺎد ﻓﺮﺳﺎﻳﺶ، ﺷﺮاﻳﻂ ﻓﺮﺳﺎﻳﺶ و ﻧﻴﺰ اﻧﺪرﻛﻨﺶ آب ﺑﺎ ﺧﺎک را در ﭼﻨﻴﻦ ﻣﺤﻴﻂ ﻫـﺎﻳﻲ ﻣـﻮرد ارزﻳﺎﺑﻲ ﻗﺮار دﻫﺪ . 76 22 / 04 / 93 دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب 4 - 6 - ﺳﻴﺴﺘﻢ ﻫﺎ ی اﻃﻼﻋﺎت ﺟﻐﺮاﻓﻴﺎﻳﻲ و ﺗﻠﻔﻴﻖ آن ﺑﺎ ﺳﻨﺠﺶ از دور از زﻣﺎن اوﻟﻴﻦ ﺗﻤﺪن ﻫﺎ، ﺑﺮای ﻧﻤﺎﻳﺶ اﻃﻼﻋﺎت ﻣﺮﺑﻮط ﺑﻪ ﺳﻄﺢ زﻣـﻴﻦ از ﻧﻘﺸـﻪ اﺳـﺘﻔﺎده ﻣـﻲ ﺷـﺪه اﺳـﺖ . ﺑـﺎ ﮔﺴـﺘﺮش اﻃﻼﻋﺎت و ﻧﻴﺎز ﺑﻪ ﻣﻄﺎﻟﻌﺎت ﺑﻴﺶ ﺗﺮ در زﻣﻴﻨﻪ ﻣﻨﺎﺑﻊ ﻃﺒﻴﻌﻲ، ﻧﻘﺸﻪ ﻫـﺎی ﻣﻮﺿـﻮﻋﻲ )Thematic Maps ( ﻧﻴـﺰ ﺑـﺮای ﻧﻤـﺎﻳﺶ اﻃﻼﻋﺎﺗﻲ از ﻗﺒﻴﻞ زﻣﻴﻦ ﺷﻨﺎﺳﻲ ، ژﺋﻮﻣﻮرﻓﻮﻟﻮژی، ﺧﺎک و ﭘﻮﺷﺶ ﮔﻴﺎﻫﻲ ﻣﻮرد اﺳﺘﻔﺎده ﻗﺮار ﻣﻲ ﮔﻴﺮﻧﺪ . اﺳﺘﻔﺎده ﻋﻤﻠﻲ از ﺳﻴﺴﺘﻢ GIS و ﻛﺎرﺑﺮدی ﺷﺪن آن در زﻣﻴﻨﻪ ﻫﺎی ﺟﻐﺮاﻓﻴـﺎ در دﻫـﻪ ﻫـﺎی 1950 ، 1960 و اواﻳـﻞ دﻫـﻪ 1970 ﺗﺤﻘﻖ ﻳﺎﻓﺖ . ﻛﺎرﺑﺮد ﺳﻴﺴﺘﻢ ﻫﺎ ی اﻃﻼﻋﺎت ﺟﻐﺮاﻓﻴﺎﻳﻲ در ﻣﻨﺎﺑﻊ آب ﺑﺴﻴﺎر ﮔﺴﺘﺮده ﻣـﻲ ﺑﺎﺷـﺪ . ﻣﻨـﺎﺑﻊ آب ﺳـﻄﺤﻲ و زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ دارای ﻧﻘﺸﻪ ﻫﺎی ﭘﺎﻳﻪ ای اﺳ ﺖ ﻛﻪ در ﻃﻮل زﻣﺎن ﺗﻐﻴﻴﺮ ﻣﻲ ﻧﻤﺎﻳﺪ . ﺑﺮرﺳﻲ اﻳﻦ ﺗﻐﻴﻴﺮات در ﻣﺤـﻴﻂ GIS ﺑـﺎ ﻗـﺪرت ﺗﺤﻠﻴﻠﻲ ﺑﺎﻻﻳﻲ ﻛﻪ در اﺧﺘﻴﺎر ﻣﻲ ﮔﺬارد، ﺑﺴﻴﺎر دﻗﻴﻖ ﺗﺮ و ﺳﺮﻳﻊ ﺗﺮ ﻧﺴﺒﺖ ﺑﻪ روش ﻫﺎی ﺳﻨﺘﻲ اﻧﺠﺎم ﻣﻲ ﭘﺬﻳﺮد . از ﻃـﺮف دﻳﮕـﺮ ﺗﻬﻴﻪ ﻣﺠﺪد اﻳﻦ ﻧﻘﺸﻪ ﻫﺎ ﻋﻤﻼ اﻣﻜﺎن ﭘﺬﻳﺮ ﻧﺒﻮده و ﺟﻬﺖ اﺳﺘﺨﺮاج ﻧﻘﺸﻪ ﻫﺎ از روی آﻣ ﺎر اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﺷﺪه ، ﻳـﺎ ﻣﺴـﺘﻠﺰم ﺻـﺮف ﻫﺰﻳﻨﻪ ﻫﺎی ﻣﺠﺪد ﺑﺴﻴﺎر زﻳﺎد اﺳﺖ . ﻧﮕﻬﺪاری از ﻫﺎ آن ﻧﻴﺎز ﺑﻪ ﻣﺤﻞ ﺧﺎص داﺷﺘﻪ و ﻓﻀﺎی ﻧﺴﺒﺘﺎ زﻳﺎدی را اﺷﻐﺎل ﻣﻲ ﻧﻤﺎﻳﺪ . در ﺻﻮرت ﺗﻬﻴﻪ اﻳﻦ ﻧﻘﺸﻪ ﺑﻪﻫﺎ ﺻﻮرت دﻳﺠﻴﺘﺎل، ﻧﮕﻬﺪاری، ﺑﺎﻳﮕﺎﻧﻲ و ﻛﭙﻲ ﺑﺮداری از ﻫﺎ آن ﺑﺴﻴﺎر آﺳﺎن ﺷﺪه و اﻣﻜﺎن اﺳـﺘﻔﺎده از آن در ﻳﻚ ﺳﻴﺴﺘﻢ GIS و ﺑﻬﺮ ه ﮔﻴﺮی از اﻣﻜﺎﻧﺎت ﺗﺤﻠﻴﻠﻲ اﻳﻦ ﺳﻴﺴﺘﻢ ﻫﺎ ﻓﺮاﻫﻢ ﻣﻲ ﮔﺮدد ﺑﻪ . ﻋـﻼوه ﺗﻠﻔﻴـﻖ اﻳـﻦ اﻃﻼﻋـﺎت ﺑـﺎ ﻧﻘﺸﻪ ﻫﺎی ﭘﺎﻳﻪ ﺑﺎﻋﺚ در اﺧﺘﻴﺎر داﺷﺘﻦ اﺑﺰاری ﺑﺮای ﺗﻮﻟﻴﺪ ﻧﻘﺸﻪ ﻫﺎی ﺟﺎﻣﻊ ﺗﺮ و ﺟﺪﻳﺪﺗﺮ ﻣﻲ ﮔﺮدد . در ﻫﺎ ﺳﺎل ی اﺧﻴﺮ اﺳـﺘﻔﺎده از ﻫﺎ ﻣﺪل ی ارﺗﻔﺎﻋﻲ رﻗﻮﻣﻲ (Digital Elevation Model) ﺑﺮای ﺑﻪ دﺳﺖ آوردن اﻃﻼﻋـﺎت ﻓﻴﺰﻳـﻮﮔﺮاﻓﻲ ﺣﻮﺿـﻪ ﻫـﺎ ی آﺑﺮﻳـﺰ ﻛﺎرﺑﺮد ﺑﺴﻴﺎر وﺳﻴﻌﻲ ﭘﻴﺪا ﻧﻤﻮده اﺳﺖ . اﻳﻦ ﻧﺤﻮه اﺳﺘﻔﺎده ﺳﺒﺐ اﻓﺰاﻳﺶ ﺳﺮﻋﺖ و دﻗﺖ در ﺑﻪ دﺳﺖ آوردن اﻃﻼﻋـﺎت ﻣـﺬﻛﻮر ﻧﻴﺰ ﮔﺮدﻳﺪه اﺳﺖ . در ﻧﺘﻴﺠﻪ ﻣﻲ ﺗﻮان ﻧﻘﺸﻪ ﻫﺎی ﺑﺴﻴﺎر ارزﺷﻤﻨﺪی ﻫﻤﭽﻮن ﻃﺒﻘﺎت ارﺗﻔـﺎﻋﻲ، ﺷـﻴﺐ، ﻃ ﺒﻘـﺎت ﺷـﻴﺐ، ﺟﻬـﺖ ﺷﻴﺐ، وﺿﻌﻴﺖ ﺷﺒﻜﻪ ﻫﺎی آﺑﺮاﻫﻪ ای و ﺳﺎﻳﺮ ﻣﻮارد ﻣﺸﺎﺑﻪ را ﺑﻪ دﺳﺖ آورد ﻛﻪ در ﺻـﻮرت ﻋـﺪم وﺟـﻮد ﺳﻴﺴـﺘﻢ GIS ﺑﺴـﻴﺎر ﺳﺨﺖ و زﻣﺎن ﺑﺮ ﻣﻲ ﻧﻤﻮد . اﺳﺘﻔﺎده از ﻋﻜﺲ ﻫﺎی ﻣﺎﻫﻮاره ای و ﻫﻮاﻳﻲ در ﻣﺤﻴﻂ GIS ﻳﻜﻲ از اﺑﺘﺪاﻳﻲ ﺗﺮﻳﻦ اﻣﻜﺎﻧﺎت ﺑﺮای ﺗﻬﻴﻪ ﻧﻘﺸﻪ ﻫﺎی ﭘﺎﻳﻪ و ﺗﻌﻴﻴﻦ ﻣﻮﻗﻌﻴﺖ ﻣﻲ ﻫﺎ ﺑﺎﺷﺪ . ﻗﺪرت ﺗﺤﻠﻴﻞ و ﻣﺤﺎﺳﺒﺎﺗﻲ ﻓﻮق اﻟﻌﺎده ﻧﺮم اﻓﺰارﻫـﺎی GIS اﻳـﻦ اﻣﻜـﺎن را ﻓـﺮاﻫﻢ ﻣﻲ ﻛﻨﺪ ﺗﺎ ﺑﺘﻮان ﺑﺎ ﭘﺮدازش ﻋﻜﺲ ﻫﺎی ﻣﺎﻫﻮاره ای ﺑﻪ اﻃﻼﻋﺎت ﻣﺮﺑﻮط ﺑﻪ ﻋﻮارض و ﻓﺮآﻳﻨﺪﻫﺎی ﻣﺨﺘﻠﻒ زﻣﻴﻨﻲ دﺳـﺖ ﻳﺎﻓـﺖ ﻛﻪ ﻋﻤﻼ ﺑﺪون اﺳﺘﻔﺎده از آن ﻫﺎ ﻣﻤﻜﻦ ﻧﻤﻲ ﺑﺎﺷﺪ . 4 - 7 - ﻛﺎرﺑﺮدﻫﺎیRS وGIS ﮔﺴﺘﺮش ﺗﻜﻨ ﻮﻟﻮژی ﺳﻨﺠﺶ از دور و ﺗﻠﻔﻴﻖ آن ﺑﺎ GIS و ﺑﻬﺮه ﮔﻴﺮی ﺗﻮام اﻳﻦ دو اﺑﺰار در ﻣﻨـﺎﺑﻊ آب ﺗﺤـﻮل ﻋﻈﻴﻤـﻲ در ﺷﻨﺎﺧﺖ و ﺗﺤﻠﻴﻞ دﻗﻴﻖ ﺗﺮ ﭘﺪﻳﺪ آورده اﺳﺖ . ﺷﻨﺎﺧﺖ ﻣﺤﺪوده ﻫﺎی ﺑﺮف ﮔﻴﺮ ، اﺳﺘﺨﺮاج ﻧﻘﺸﻪ ﻛﺎرﺑﺮی اراﺿﻲ و ﺑﺴﻴﺎری ﻣـﻮارد دﻳﮕﺮ و ﺗﻠﻔﻴﻖ آن ﺑﺎ اﻃﻼﻋﺎت ﻣﻮﺟﻮد و ﺑ ﻪ ﻛﺎرﮔﻴﺮی روش ﻫﺎ ی ﺗﺤﻠﻴﻞ GIS ﻧﺘﺎﻳﺞ ﺑﺴﻴﺎر دﻗﻴـﻖ ﺗـﺮ و روﺷـﻦ ﺗـﺮ را در اﺧﺘﻴـﺎر ﻣﻲ ﮔﺬارد ﺑﻪ . ﻃﻮر ﻛﻠﻲ ﻧﻘﺶ ﺳﻨﺠﺶ از دور )RS ( و ﺳﻴﺴﺘﻢ ﻫﺎ ی اﻃﻼﻋـﺎت ﺟﻐﺮاﻓﻴـﺎﻳﻲ )GIS ( در ﻓﺮاﻳﻨـﺪ ﺗﺼـﻤﻴﻢ ﮔﻴـﺮی و ﺑﺮﻧﺎﻣﻪ رﻳﺰی ﺗﻮان ﻣﻲ را در ﺷﻜﻞ )4 - 2 (ﺧﻼﺻﻪ ﻧﻤﻮد . ﻓﺼﻞ ﭼﻬﺎرم - ارزﻳﺎﺑﻲ ﺟﺎﻳﮕﺎه ﺳﻨﺠﺶ از و دور ﻛﺎرﺑﺮد ﻣﺪل ﻫﺎی راﻳﺎﻧﻪ در ای ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب 22 / 04 / 93 77 ﺷﻜﻞ4 - 2 - ﻧﻘﺶRS وGIS در ﻓﺮاﻳﻨ ﺪ ﺗﺼﻤﻴﻢ ﮔﻴﺮی و ﺑﺮﻧﺎﻣﻪ رﻳﺰی ﺳﺎزﻣﺎﻧﺪﻫﻲ اﻃﻼﻋﺎت ، اﺳﺘﺨﺮاج اﻃﻼﻋﺎت ، ﻛﻨﺘﺮل ﻛﻴﻔﻴﺖ اﻃﻼﻋـﺎت ) ﺑﺮرﺳـﻲ ﺻـﺤﺖ و دﻗـﺖ ، (ﻫـﺎ آن ﺑـﻪ ﻫﻨﮕـﺎم ﺳـﺎزی اﻃﻼﻋﺎت ، ﺑﺎزﻳﺎﺑﻲ و ﻃﺒﻘﻪ ﺑﻨﺪی اﻃﻼﻋﺎت و ﺗﺠﺰﻳﻪ و ﺗﺤﻠﻴﻞ اﻃﻼﻋـﺎت ﺷـﺎﻣﻞ : روﻧـﺪﻳﺎﺑﻲ ﺗﻐﻴﻴـﺮات ، اﺳـﺘﺨﺮاج اﻟﮕـﻮ و ﻣـﺪل ، اﺳﺘﺨﺮاج ﻻﻳﻪ ﻫﺎی ﺟﺪﻳﺪ ) ﻧﻈﻴﺮ درون ﻳﺎﺑﻲ و ﻣﺴﻴﺮﻳﺎﺑﻲ و ﻏﻴﺮه ، ( ﺗﺠﺰﻳﻪ و ﺗﺤﻠﻴﻞ و ﻣﺪل ﺳﺎزی ) ﺗﻠﻔﻴﻖ ﻫﺎ ﻻﻳﻪ ی اﻃﻼﻋـﺎﺗﻲ و ( ﺷﺒﻴﻪ ﺳﺎزی ﻧﺘﺎﻳﺞ ﺳﻨﺎرﻳﻮﻫﺎی ﻣﺨﺘﻠﻒ از ﺟﻤﻠﻪ ﻛﺎرﺑﺮدﻫﺎی ﻛﻠﻲ RS/GIS در ﻣﻄﺎﻟﻌﺎت ﻣﻨﺎﺑﻊ آب ﺑﻪ ﺷﻤﺎر ﻣـﻲ آﻳـﺪ از . دﻳﮕـﺮ ﻛﺎرﺑﺮدﻫﺎی RS/GIS در ﻣﺪﻳﺮﻳﺖ ﻣﻨﺎﺑﻊ آب ﺗﻮان ﻣﻲ ﺑﻪ ﻣﻮاردی ﭼﻮن : اراﺋﻪ ﻳﻚ دﻳﺪ ﻛﻠﻲ از ﻣﻨﻄﻘﻪ ) ﺷﻨﺎﺧﺖ ﺑﻬﺘﺮ ﺑﺎﻻدﺳـﺖ و ﭘﺎﻳﻴﻦ دﺳﺖ ، ( ﺗﻌﻴﻴﻦ ﻣﺮز و ﻣﺤﺪوده ﻛﻮه و دﺷﺖ و ﻧﺎﻫﻤﻮاری ﻫﺎی ﻋﺮﺻﻪ ، اﺳﺘﺨﺮاج واﺣﺪﻫﺎ ی ﺷﻜﻞ زﻣﻴﻦ ، زﻣـﻴﻦ ﺷﻨﺎﺳـﻲ، ژﺋﻮﻣ ﻮ رﻓﻮﻟﻮژی ) ﺗﻌﻴﻴﻦ ﻣﺤﺪوده ﻣﺨﺮوط اﻓﻜﻨﻪ ﻫﺎ و دﺷﺖ ، (ﻫﺎ ﺧﺎک ﺷﻨﺎﺳﻲ ، ﻛﺎرﺑﺮی اراﺿﻲ و ﺗﺪﻗﻴﻖ ﻣﺮز واﺣـﺪﻫﺎ و ﺗﻔﻜﻴـﻚ واﺣﺪﻫﺎ ی ﻛﻮاﺗﺮ ، ﻧﺮ ﻣﻄﺎﻟﻌﺎت ﭘﻮﺷﺶ ﮔﻴﺎﻫﻲ و ﺗﻴﭗ ﺑﻨـﺪی ﺟﻨﮕـﻞ و ﻣﺮﺗـﻊ ، اﺳـﺘﺨﺮاج، ﺑﺮرﺳـﻲ و ﺗـﺪﻗﻴﻖ ﺷـﺒﻜﻪ آﺑﺮاﻫـﻪ ای ، اﺳﺘﺨﺮاج و ﺗﺪﻗﻴﻖ ﻻﻳﻪ ﺷﺒﻜﻪ راه ﻫﺎی ارﺗﺒﺎﻃﻲ ، ﺗﻌﻴﻴﻦ ﻣﺤﺪوده ﻣﻨﺎﻃﻖ ﻣﺴﻜﻮﻧﻲ و ﺻـﻨﻌﺘﻲ ، اراﺋـﻪ دﻳـﺪ ﺳـﻪ ﺑﻌـﺪی ﺟﻬـﺖ اﻧﺘﺨﺎب ﻣﺤﻞ ﻋﺮﺻﻪ ) ﭘﺮواز ﻣﺠﺎزی ، ( ﺷﻨﺎﺳﺎﻳﻲ ﻣﻨﺎﺑﻊ ﻗﺮﺿﻪ ﺑﺮای ﻛﺎرﻫﺎی ﻋﻤﺮاﻧﻲ ، ﺗﻬﻴﻪ ﻣـﺪل رﻗـﻮﻣﻲ ارﺗﻔـﺎﻋﻲ )DEM ( ﺑـﺎ اﺳﺘﻔﺎده از ﺧﻄﻮط ﻣﻨﺤﻨﻲ ﻣﻴﺰان و ﻧﻘﺎط ارﺗﻔﺎﻋﻲ ، ﺗﻬﻴﻪ ﻧﻘﺸﻪ ﺷﻴﺐ ﺑﺎ اﺳﺘﻔﺎده از DEM ،درون ﻳﺎﺑﻲ ﺑـﻪ روش ﻫـﺎ ی ﻣﺨﺘﻠـﻒ )TIN, GRID (ﺟﻬﺖ ﺗﻬﻴﻪ ﻻﻳﻪ ﻫﺎی ﻣﺨﺘﻠﻒ ﻛﻴﻔﻴﺖ )EC, CL, TDS ( ،ﻛﻤﻴﺖ ﻣﻨﺎﺑﻊ آب ، ﺗﻌﻴﻴﻦ ﺿﺨﺎﻣﺖ آﺑﺮﻓﺖ ، اﺳﺘﺨﺮاج ﺳﻄﺢ آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ و ﺗﺠﺰ ﻳﻪ و ﺗﺤﻠﻴﻞ ) ﺗﻠﻔﻴﻖ ( ﻻﻳﻪ ﻫﺎ ﺑﺮ اﺳﺎس ﻫﺎ ﻣﺪل ی ﻣﺨﺘﻠﻒ اﺷﺎره ﻛﺮد ﺑﻪ . ﻋﻨﻮان ﻣﺜﺎل در ﻣﻜـﺎن ﻳـﺎﺑﻲ ﻋﺮﺻﻪ ﻫﺎی ﻣﺴﺘﻌﺪ ﭘﺨﺶ ﺳﻴﻼب ، ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎی ﻣﺘﻌﺪدی ﻣﻮﺛﺮ اﻧﺪ ﻛﻪ اﻛﺜﺮ ﻫﺎ آن دارای ﭘﺮاﻛﻨـﺪﮔﻲ ﻣﻜـﺎﻧﻲ ﺑـﻮده و در ﻣﺤـﻴﻂ GIS ﺑﻪ ﺳﺎدﮔﻲ ﻗﺎﺑﻞ ﺗﺠﺰﻳﻪ و ﺗﺤﻠﻴﻞ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﻨﺪ . ﻻﻳﻪ ﻛﺎرﺑﺮی ﻓﻌﻠﻲ اراﺿﻲ و ﭘﻮﺷﺶ ﮔﻴﺎﻫﻲ، اﻋﻢ از ﺟﻨﮕﻞ و ﻣﺮﺗﻊ، از ﻻﻳﻪ ﻫﺎی اﻃﻼﻋﺎﺗﻲ ﺑﺴﻴﺎر ﻣﻬﻢ در ﻣﻄﺎﻟﻌﺎت و ﺗﺪوﻳﻦ ﭘﺘﺎﻧﺴﻴﻞ آﺑﻲ ﻫﺮ ﻣﻨﻄﻘﻪ و ﺑﻴﻼن آب ﺑﻪ ﻋﻨﻮان ورودی ﺑﻪ ﻫﺎ ﻣﺪل ی ﺗﺤﻠﻴﻠﻲ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﻨﺪ . اﻣﺮوزه اﺳﺘﻔﺎده از ﻓﻦ آوری ﻫﺎی ﻧـﻮﻳﻦ ﺳﻨﺠﺶ از دور و ﭘـﺮدازش و ﺗﺤﻠﻴـﻞ رﻗـﻮﻣﻲ ﺗﺼـﺎوﻳﺮ ﻣـﺎﻫﻮاره ای (Digital Image Processing) و ﻫﻤﭽﻨـﻴﻦ اﺳـﺘﻔﺎده از ﺷﻨﺎﺧﺖ ) ﻣﻄﺎﻟﻌﻪ( ﺟﻤﻊ آوری اﻃﻼﻋﺎت ﺳﺎزﻣﺎﻧﺪﻫﻲ و ﺗﺠﺰﻳﻪ و ﺗﺤﻠﻴﻞ اﻃﻼﻋﺎت اﺟﺮا ﻣﺪﻳﺮان و ﺗﺼﻤﻴﻢ ﮔﻴﺮان RS/GIS ﺑﺮﻧﺎﻣﻪ رﻳﺰی و ﻃﺮاﺣﻲ ﻃﺒﻴ ﻌﺖ ﻣﺸﻜﻞ ﻧﻴﺎز ) ( 78 22 / 04 / 93 دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب اﺑﺰارﻫﺎی ﺳﻴﺴﺘﻢ اﻃﻼﻋﺎت ﺟﻐﺮاﻓﻴﺎﻳﻲ در اﻳﻦ زﻣﻴﻨﻪ ﻛﺎرﺑﺮدﻫﺎی ﻓﺮاواﻧﻲ ﻳﺎﻓﺘـﻪ اﺳـﺖ . ﭘـﺮدازش رﻗـﻮﻣﻲ ﺗﺼـ ﺎ وﻳﺮ ﻣـﺎﻫﻮاره ای ﺷﺎﻣﻞ اﺳﺘﻔﺎده ﺻﺤﻴﺢ و ﺗﻌﺒﻴﺮ و ﺗﻔﺴﻴﺮ ﺗﺼﺎوﻳﺮ رﻗﻮﻣﻲ ﻣﺎﻫﻮاره ای ﺑﻪ ﻛﻤﻚ ﻧﺮم اﻓﺰار ﻣﺨﺼﻮص ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﺗﺠﺮﺑﻴـﺎت ﻣﻮﺟـﻮد و ﺑﺮرﺳﻲ ﻫ ﺎی ﺑ ﻪ ﻋﻤﻞ آﻣﺪه ﻧﺸﺎن دﻫﺪ ﻣﻲ ﻛﻪ ﺗﻌﻴﻴﻦ ﻛﺎرﺑﺮی ﻓﻌﻠﻲ اراﺿﻲ و ﻫﻤﭽﻨـﻴﻦ ﺗﻌﻴـﻴﻦ ﺳـﻄﺢ، ﺗﻴـﭗ ﺑﻨـﺪی و ﺗـﺮاﻛﻢ ﺟﻨﮕﻞ ﺑﺎ ﻫﺎ روش ﻫﺎ ی ﭘﻴﻤﺎﻳﺸﻲ و ﺻﺤﺮاﻳﻲ ﺻﺮف ﺑﻪ ) ﺧﺼﻮص در ﻣﻨﺎﻃﻘﻲ ﻣﺎﻧﻨﺪ ﺷﻤﺎل ﻛﺸﻮر ﻛﻪ دارای ﺟﻨﮕﻞ ﻫﺎ ی اﻧﺒﻮه و ﻳﺎ ﺻﻌﺐ اﻟﻌﺒﻮر ﺑﻮده و ﺑﺎزدﻳﺪﻫﺎی ﺻﺤﺮاﻳﻲ ﺑﺴﻴﺎر ﻣﺸﻜﻞ اﺳﺖ ﻳﺎ و ( ﺗﻔﺴﻴﺮ ﭼﺸﻤﻲ ﻋﻜﺲ ﻫﺎی ﻫﻮاﻳﻲ و ﺗﺼـﺎوﻳﺮ ﻣـﺎﻫﻮاره ای ﺑـﻪ ﺗﻨ ﻬﺎﻳﻲ ﻛﺎﻓﻲ ﻧﺒﻮده و ﺑﻌﻀﺎ دارای اﺷﻜﺎﻻت و اﺷﺘﺒﺎﻫﺎت ﻓﺮاواﻧﻲ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﺑﺎ ﺗﻮﺟﻪ ﺑـﻪ ﭘﻴﺸـﺮﻓﺖ ﻫـﺎی روز اﻓـﺰون ﺑﺸـﺮی در زﻣﻴﻨﻪ ﻓﻦ آوری ﻫﺎی ﭘﺮدازش رﻗﻮﻣﻲ ﺗﺼﺎوﻳﺮ ﻣﺎﻫﻮاره ای ﻛﻪ ﺑﻪ ﻣﻨﻈﻮر ﺳﻬﻮﻟﺖ ﺗﺸـﺨﻴﺺ و ﺗﻔﻜﻴـﻚ ﻋـﻮارض ﺳـﻄﺢ زﻣـﻴﻦ و درﻧﺘﻴﺠﻪ ﻛﺎﻫﺶ ﺣﺠﻢ ﻋﻤﻠﻴﺎت ﻣﻴﺪاﻧﻲ و از ﻃﺮف دﻳﮕﺮ اﻓﺰاﻳﺶ دﻗﺖ و ﺻﺤﺖ ﻧﻘﺸﻪ ﻫﺎی ﻣﻮﺿﻮﻋﻲ اﺳﺘﺨﺮاج ﺷﺪه ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ ، اﺳﺘﻔﺎده از اﻳﻦ اﺑﺰار ﻫﺎ اﻣﺮی ﻻزم و ﺿﺮوری اﺳﺖ . از ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎی ﻣﻬﻢ در ﻣﻄﺎﻟﻌﺎت ﻣﻨﺎﺑﻊ ﺑﻪ و آب ﺧﺼﻮص ﻣﻄﺎﻟﻌﺎت ﻫﻮاﺷﻨﺎﺳﻲ و ﻫﻴﺪروﻟﻮژی ، ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻣﻴﺎﻧﮕﻴﻦ ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎﻳﻲ ﻧﻈﻴﺮ ﺑﺎرش، دﻣﺎ ، ﺗﺒﺨﻴﺮ و ﻓﻴﺰﻳﻮﮔﺮاﻓﻲ ﺣﻮﺿﻪ ﻫﺎی آﺑﺮﻳﺰ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﺑﺪﻳﻦ ﻣﻨﻈﻮر ﭘﺲ از ﺷﻨﺎﺳﺎﻳﻲ اﻳﺴﺘﮕﺎه یﻫﺎ ﻫﻮاﺷﻨﺎﺳﻲ ، آﻣﺎر و اﻃﻼﻋﺎت ﻫﺎ آن ﺟﻤﻊ آوری و ﺳﭙﺲ ﻛﻨﺘﺮل ﺷﺪه و ﺳﭙﺲ ﺑﺮای ﻳﻚ دوره ﻣﺸﺨﺺ آﻣﺎری ﺗﻄﻮﻳﻞ ﻣﻲ ﮔﺮدد اﮔﺮ . ﻫﺪف ﺗﻌﻴﻴﻦ ﻣﻴﺎﻧﮕﻴﻦ ﺑﺎرﻧﺪﮔﻲ ﻳﻚ ﻣﺤﺪوده ﻣﻌﻴﻦ در دﺷﺖ ﺑﺎﺷﺪ، ﺗﻮان ﻣﻲ ﻣﻨﺤﻨﻲ ﻫﻢ یﺎﻫ ﺑﺎران ﺑﻪ ﻛﻤﻚ ﻣﻴﺎﻧﮕﻴﻦ ﺑﻠﻨـﺪ ﻣـﺪت ﺑﺎرﻧـﺪﮔﻲ اﻳﺴﺘﮕﺎه را ﻫﺎ رﺳﻢ ﻧﻤﻮده ﭘﺲ و از اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﺳﻄﻮح ﻫﻢ ﺑﺎرش در ﻣﺤﺪوده دﺷﺖ ﻣﻮرد ﻧﻈـﺮ، ﻣﻴـﺎﻧﮕﻴﻦ ﭘـﺎراﻣﺘﺮ ﻣـﻮرد ﻧﻈـﺮ ) ﺑﺎرﻧﺪﮔﻲ در را ( ﻣﺤﺪوده ﻣﻮرد ﻧﻈﺮ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻛﺮد . ﺑﻪ ﺷﺮﻃﻲ ﺗﻮان ﻣﻲ از اﻳﻦ روش اﺳﺘﻔﺎده ﻧﻤﻮد ﻛﻪ اوﻻ اﺧﺘﻼف ارﺗﻔﺎع زﻳﺎدی در اراﺿﻲ ﻣﺤﺪوده ﻣﻮرد ﻧﻈﺮ وﺟﻮد ﻧﺪاﺷﺘﻪ و ﺛﺎﻧﻴﺎ اﻳﺴﺘﮕﺎه از ﻛﻪ ﻳﻲﻫﺎ ﺑﺎرﻧﺪﮔﻲ ﻫـﺎ آن ﺑـﺮای ﺗﻌﻴـﻴﻦ ﻣﻨﺤﻨـﻲ ﻫـﺎی ﻫـﻢ ﺑـﺎران اﺳﺘﻔﺎده ﺑﻪ ﻋﻤﻞ آﻳﺪ ﻣﻲ دارای اﺧﺘﻼف ارﺗﻔﺎع زﻳﺎدی ﺑﺎ ﻣﺤﺪوده ﻣﻮرد ﺑﺮرﺳﻲ ﻧﺪاﺷﺘﻪ ﺑﺎﺷـﻨﺪ . ﭼـﻮن ﻣﻘـﺪار ﺑﺎرﻧـﺪﮔﻲ و ﻛﻠﻴـﻪ ﻋﻮاﻣﻞ ﻫﻮاﺷﻨﺎﺳﻲ ﻋﻼوه ﺑﺮ اﻳﻨﻜﻪ ﻓ ﺑﺎ ﺎﺻﻠﻪ ﻣﻜﺎﻧﻲ ﺗﻐﻴﻴﺮ ﻣﻲ ﻛﻨﻨﺪ، ﺗﺎﺑﻌﻲ از ارﺗﻔﺎع ﻧﻴﺰ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﻨﺪ ﻟﺬا ، ﺑـﺮای ﻣﺤﺎﺳـﺒﻪ ﻣﻴـﺎﻧﮕﻴﻦ ﺑﺎرﻧﺪﮔﻲ در ﻳﻚ ﺣﻮﺿﻪ آﺑﺮﻳﺰ ﻛﻮﻫﺴﺘﺎﻧﻲ ﺑﺎﻳﺪ اﺑﺘﺪا ﮔﺮادﻳﺎن ﺑﺎرﻧﺪﮔﻲ ﻣﻨﻄﻘﻪ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺷﺪه ﻪ ﺑ و ﻛﻤﻚ آن ﻣﻴﺎﻧﮕﻴﻦ ﺑﺎرﻧﺪﮔﻲ در ﻧﻘﺎط زﻳﺎدی از ﺣﻮﺿﻪ آﺑﺮﻳﺰ ﺑﺎ ﻛﻪ ﺗﻮﺟﻪ ﺑﻪ ﺷﺮاﻳﻂ ﺗﻮﭘﻮﮔﺮاﻓﻲ اﻧﺘﺨﺎب را ﻧﺪﺷﻮ ﻣﻲ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻛـﺮد . ﺳـﭙﺲ ﺑـﻪ ﻛﻤـﻚ ﻣﻴـﺎﻧﮕﻴﻦ ﺑﺎرﻧﺪﮔﻲ اﻳﻦ ﻧﻘﺎط ﻛﻤﻜﻲ و ﻣﺤﻞ اﻳﺴﺘﮕﺎه یﻫﺎ ﻫﻮاﺷﻨﺎﺳﻲ ، ﻣﻨﺤﻨﻲ ﻫﻢ ﺑﺎران ﺣﻮﺿﻪ آﺑﺮﻳﺰ را رﺳﻢ ﻧﻤـﻮده و ﺳـﻄﻮح ﻫـﻢ ﺑـﺎران ﻣﻨﻄﻘﻪ را ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ و آﻧﮕﺎه ﻣﻴﺎﻧﮕﻴﻦ ﺑﺎرﻧﺪﮔﻲ ﺣﻮﺿﻪ آﺑﺮﻳﺰ ﺑﺮآورد ﺷﻮد . ﻣﻨﺤﻨﻲ ﻫﻢ یﻫﺎ ﺑﺎران رﺳﻢ ﺷﺪه در اﻳـﻦ ﺣﻮﺿـﻪ آﺑﺮﻳـﺰ ﻛﻮﻫﺴﺘﺎ ﻧﻲ وﻗﺘﻲ ﺪﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﺻﺤﻴﺢ رﺳﻢ ﺷﻮد ﻧﻘﺎط از ﻛﻪ ﻛﻤﻜﻲ زﻳﺎدی در ارﺗﻔﺎﻋﺎت ﻣﺨﺘﻠﻒ ﺣﻮﺿﻪ ﺑـﺎ ﺗﻮﺟـﻪ ﺑـﻪ ﺗﻮﭘـﻮﮔﺮاﻓﻲ ﺣﻮﺿﻪ آﺑﺮﻳﺰ اﺳﺘﻔﺎده ﺷﺪه ﺑﺎﺷﺪ . ﺑﻨﺎﺑﺮاﻳﻦ ﺑﺎ اﻓﺰاﻳﺶ ﺗﻌﺪاد ﻧﻘﺎط ﻛﻤﻜ ﻲ دﻗﺖ ﻣﻨﺤﻨﻲ یﻫﺎ رﺳﻢ ﺷﺪه ﺑﻴﺶ ﺗﺮ ﺷﺪه وﻟﻲ ﻣﻮﺟﺐ اﻓﺰاﻳﺶ ﺑﻴﺶ ﺣﺪ از زﻣﺎن ﻣﺤﺎﺳﺒﺎت ﻧﻴﺰ ﻣﻲ ﮔﺮدد . ﻋﻼوه ﺑﺮ ا ﻳﻦ ﺧﻄﺎﻫﺎی اﻧﺴﺎﻧﻲ ﻧﻴﺰ ﻣﻲ ﺗﻮاﻧـ ﺪ ﻣﻮﺟـﺐ ﻛـﺎﻫﺶ دﻗـﺖ ﻧﺘـﺎﻳﺞ ﻣﺤﺎﺳﺒﺎت ﻣﻲ ﮔﺮدد . درﺻﻮرﺗﻲ اﻳﻦ ﻛﻪ ﻣﺤﺎﺳﺒﺎت در ﻣﺤﻴﻂ GIS ﻋﻼوه ﺑﺮ اﻳﻨﻜﻪ ﻣﺤﺎﺳﺒﺎت ﺑﺴﻴﺎر ﺳﺮﻳﻊ ﺗـﺮ اﻧﺠـﺎم ﻣـﻲ ﮔﻴـﺮد ، ﺗﻘﺮﻳﺒﺎ ﻓﺎﻗﺪ ﺧﻄﺎﻫﺎی اﻧﺴﺎﻧﻲ ﺑﻮده در و ﺻﻮرت ﻧﻴﺎز ﺑﻪ ﺗﺠﺪﻳﺪ ﻧﻈﺮ در ﻣﻘﺎدﻳﺮ ﺑﺎرﻧﺪﮔﻲ اﻳﺴﺘﮕﺎه ﻳﺎ ﻫﺎ ﮔﺮادﻳﺎن ﺑـﺎ رش ﻣـﻲ ﺗـﻮان ﻣﺤﺎﺳﺒﺎت را ﻣﺠﺪدا ﺑﺎ ﺻﺮف وﻗﺖ ﻛﻤﻲ ﺗﻜﺮار ﻧﻤﻮد . ﻓﺼﻞ ﭼﻬﺎرم - ارزﻳﺎﺑﻲ ﺟﺎﻳﮕﺎه ﺳﻨﺠﺶ از و دور ﻛﺎرﺑﺮد ﻣﺪل ﻫﺎی راﻳﺎﻧﻪ در ای ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب 22 / 04 / 93 79 از دﻳﮕﺮ ﻛﺎرﺑﺮدﻫﺎی اوﻟﻴﻪ ﻣﺮﺗﺒﻂ ﺑﺎ ﺳﻨﺠﺶ از دور ﺗﻌﻴﻴﻦ ﻣﻮﻗﻌﻴﺖ ﻣﻜـﺎﻧﻲ ﻧﻘـﺎط، در روی زﻣـﻴﻦ و در ﻓﻀـﺎ، ﺑـﻪ ﻛﻤـﻚ ﻣﺎﻫﻮاره ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . آﻏﺎز ﺗﺤﻘﻴﻘﺎت ﺑﺮای ﺗﻌﻴﻴﻦ ﻣﻮﻗﻌﻴﺖ ﻧﻘﺎط ﺑﺮ ﻣﺒﻨﺎ ی ﻓﻀﺎ از ﺳﺎل 1960 ﺻﻮرت ﭘﺬﻳﺮﻓﺖ و در ﺳـﺎل1974 ﻟﺰوم ﺑ ﻪ ﻛﺎرﮔﻴﺮی اﻳﻦ دﻳﺪﮔﺎه در ﻣﻘﺎﺻﺪ ﻧﻈﺎﻣﻲ ﺣﺲ ﮔﺮدﻳﺪ . در ﺳﺎل 1983 اوﻟﻴﻦ ﻣﺎﻫﻮارهGPS ﺑﻪ ﻓﻀﺎ ﭘﺮﺗـﺎب ﺷـﺪ و ﺗـﺎ ﺳﺎل 1995 اﻳﻦ ﺳﻴﺴﺘﻢ ﺑﺎ ﭘﺮﺗﺎب 24 ﻣﺎﻫﻮاره دﻳﮕﺮ ﺗﻜﻤﻴﻞ ﮔﺮدﻳﺪ . ﺑﺮﺧـﻲ از ﻣﺰاﻳـﺎی ﺑـﻪ ﻛـﺎر ﮔﻴـﺮی GPS ﺷـﺎﻣﻞ ) اﻟـﻒ ( ﻧﻘﺸﻪ ﺑﺮداری در اﻧﻮاع ﺷﺮاﻳﻂ آب و ﻫﻮاﻳﻲ ( ب) ، ﻧﻘﺸﻪ ﺑﺮد اری در ﺗﻤـﺎم ﻃـﻮل ﺷـﺒﺎﻧﻪ روز ( ج) ، ﺗﻮاﻧـﺎﻳﻲ دﻳـﺪ ﻫـﻢ زﻣـﺎن ﭼﻨـﺪ ﻣﺎﻫﻮاره ( د) ، اﻣﻜﺎن ﺣﺬف ﺧﻄﺎﻫﺎی ﻣﻮﺛﺮ ( ه) ، دﻗﺖ ﻧﺴﺒﻲ ﻣﻨﺎﺳﺐ ﺑﺮای ﻧﻘﺸﻪ ﺑﺮداری ( و) ، ﺗﻌﻴﻴﻦ ﻣﻮﻗﻌﻴـﺖ ﻧﻘﻄـﻪ ای ﻋـﻮارض ﺳﻄﺢ زﻣﻴﻦ ( ز) ، ﺟﻬﺖ ﻳﺎﺑﻲ ( ح) ، ﺗﻌﻴﻴﻦ ارﺗﻔﺎع ( ط) و ﺗﻌﻴﻴﻦ ﻣﺴﺎﺣﺖ ﻣﺰارع ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . 4 - 8 - اﺳﺘﻔﺎده از ﻣﺪل ﻫﺎی راﻳﺎ ﻧﻪ ای در ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب ﺑﻪ ﺳﺨﺘﻲ ﻣﻲ ﺗﻮان ﻳﻚ ﻣﺪل راﻳﺎﻧﻪ ای را ﺗﻌﺮﻳﻒ ﻛﺮد ﻛﻪ ﺑﺘﻮاﻧﺪ ﺑـﻴﻼن ﻣﻨـﺎﺑﻊ آب را ﺑـﻪ ﻃـﻮر ﻛﺎﻣـﻞ ﺗﺤﻠﻴـﻞ ﻛﻨـﺪ . اﻳـﻦ دﺷﻮاری در ﻣﺎﻫﻴﺖ ﺑﺴﻴﺎر ﮔﺴﺘﺮده » ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب « ﻧﻬﻔﺘﻪ اﺳﺖ . ﺑﻪ ﻃﻮر ﻛﻠـﻲ، ﺑـﻴﻼن ﻣﻨـﺎﺑﻊ آب در ﭼـﺎرﭼﻮب ﻣﻜـﺎﻧﻲ و زﻣﺎﻧﻲ ﺑﺴﻴﺎر ﻣﺘﻔﺎوﺗﻲ ﻣﻲ ﺗﻮاﻧﺪ ﺗﺤﻠﻴﻞ ﺷﻮد . ﭼﺎرﭼﻮب ﻣﻜﺎﻧﻲ در ﻣﺤﺪوده ای در ﮔﺴﺘﺮه ﻳﻚ ﻛﺮت ﻛﻮﭼﻚ ﺗـﺎ ﺳـﻄﺢ ﺟﻬـﺎﻧﻲ ﺗﻐﻴﻴﺮ ﻣﻲ ﻛﻨﺪ . ار ﻃﺮف دﻳﮕﺮ ﭼﺎرﭼﻮب زﻣﺎﻧﻲ ﻣﺤﺪوده وﺳﻴﻌﻲ ﺑﻴﻦ ﻛﺴﺮی از روز ﺗﺎ ﭼﻨﺪﻳﻦ دﻫﻪ را ﻣﻤﻜـﻦ اﺳـﺖ ﺑـﻪ ﺧـﻮد اﺧﺘﺼﺎص دﻫﺪ . ﺑﺎ اﻳﻦ وﺟﻮد ﻣﺪل ﻫﺎی راﻳﺎﻧﻪ ای ﻣﺘﻌﺪدی ﺗﻬﻴﻪ ﺷﺪه اﻧﺪ ﺗﺎ ﺑﺘﻮاﻧﻨـﺪ » ﺑﺨﺸـﻲ « از ﻓﺮ آﻳﻨـﺪﻫﺎﻳﻲ ﭼـﻮن ﺑـﺎرش - رواﻧﺎب ، ﺗﺒﺨﻴﺮ از ﺧﺎک، ﺣﺮﻛﺖ در ﺧﺎک و ﺣﺮﻛﺖ آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ را ﺗﺤﻠﻴﻞ ﻛﻨﻨﺪ . اﺣﺘﻤﺎﻻ اوﻟﻴﻦ و ﺳﺎده ﺗﺮﻳﻦ ﻣﺪل ﻣﺮﺑﻮط ﺑﻪ ﺗﻮرﻧﺖ - واﻳﺖ در ﺳﺎل1940 ﻣﻲ ﺑﺎﺷـﺪ . اﻳـﻦ ﻣـﺪل ﺑـﺮ اﺳـﺎس دوره زﻣـﺎﻧﻲ ﻣﺎﻫﻴﺎﻧﻪ ﺗﺪوﻳﻦ ﺷﺪه اﺳﺖ و ﺑﻪ ﻧﺤﻮی اﺳﺖ ﻛﻪ ﺷﻤﺎﻳﻲ ﺧـﺎص از ﻫﻴـﺪروﻟﻮژی ﺳﻴﺴـﺘﻢ را ﺑـﻪ ﻋﻠـﺖ ﺗﺤﻠﻴـﻞ ﺑﻠﻨـﺪ ﻣـﺪت از داده ﻫﺎی ورودی و ﺧﺮوﺟﻲ ﻣﻲ ﺗﻮاﻧﺪ اراﺋﻪ دﻫﺪ . ﻣﺪل ﺑﻠﻴﻨﻲ- ﻛﺮﻳﺪل ﺑﺮای ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن آب ﺳﻄﺤﻲ ﺑﺮ اﺳﺎس ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑـﻴﻼن ﺗـﺪوﻳﻦ ﺷـﺪه اﺳـﺖ . ﻣﺼـﺮف آب ﺗﻮﺳـﻂ ﮔﻴﺎﻫﺎن، ﺗﺒﺨﻴﺮ، ﺑﺎرش و ﻧﻔﻮذ از ﻋﻨﺎﺻﺮ اﺻﻠﻲ ورودی ﺑﻪ ﻣﺪل ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﻗﺴﻤﺖ ﻣﻬﻢ در اﻳﻦ ﻣﺪل، ﻣﺼﺮف آب ﺗ ﻮﺳﻂ ﮔﻴﺎﻫﺎن اﺳﺖ ﻛﻪ ﻗﺒﻼ ﺗﻮﺳﻂ ﻧﺎﻣﺒﺮدﮔﺎن اراﺋﻪ ﺷﺪه ﺑﻮد . اﻳﻦ ﻣﺪل در ﻣﺤﻴﻂ EXCELL ﻧﻮﺷﺘﻪ ﺷﺪه اﺳﺖ و ﻗﺎﺑﻞ ﺑﺎزﺧﻮاﻧﻲ از ﻃﺮﻳـﻖ اﻳﻨﺘﺮﻧﺖ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﻣﺪل RiverWare ﺑﺮای ﻣﺪل ﺳﺎزی ﺣﻮﺿﻪ آﺑﺮﻳﺰ ﻛﺎرﺑﺮد دارد و ﺑﺎ ﻫﻤﻜﺎری اداره ﻋﻤـﺮان و آﺑـﺎداﻧﻲ و ﻣﻬﻨﺪﺳـﻴﻦ ارﺗـﺶ آﻣﺮﻳﻜﺎ و ﻣﺮﻛﺰ آب و ﻣﺤﻴﻂ ز ﻳﺴﺖ داﻧﺸﮕﺎه ﻛﻠﺮادو ﺗﻮﺳﻌﻪ ﻳﺎﻓﺘﻪ اﺳﺖ . اﻳﻦ ﻣﺪل، ﻣﺪل ﻣﺪﻳﺮﻳﺖ ﻣﺨﺎزن ﻣﻲ ﺑﺎﺷـﺪ ﻛـﻪ ﺑـﺮای ﺑﺮﻧﺎﻣﻪ رﻳﺰی اﺟﺮاﻳﻲ ﻣﺨﺎزن و ﻋﻤﻠﻜﺮد ﻣﺨﺎزن در دوره ﻫﺎی ﻛﻮﺗﺎه ﻣﺪت و ﻣﺘﻮﺳﻂ ﻃﺮاﺣﻲ ﺷﺪه اﺳﺖ . ﻣﺪل RiverWare ﻳﻚ ﻣﺪل ﻫﻴﺪروﻟﻮژﻳﻜﻲ و ﻫﻴﺪروﻟﻴﻜﻲ اﺳﺖ ﻛﻪ ﻣﻲ ﺗﻮاﻧﺪ ﺑﺮای ﺷﺒﻴﻪ ﺳﺎزی ﭼﻨﺪ ﻣﻨﻈﻮره و ﺑﻬﻴﻨ ﻪ ﺳﺎزی از رودﺧﺎﻧﻪ و ﻣﺨﺎزن ﺳﺪﻫﺎ ) از ﻗﺒﻴﻞ ذﺧﻴﺮه ﺳﺎزی، ﺗﻮرﺑﻴﻦ ﻫﺎی آﺑﻲ، ﻋﻤﻠﻜﺮد ﻣﺨﺎزن، ﺑﺎزه رودﺧﺎﻧﻪ، ﻛﺎﻧﺎل ﻫﺎ و ﻣﺼﺎرف آب ( ﻣﻮرد اﺳﺘﻔﺎده ﻗﺮار ﮔﻴﺮد . ﻣﺪل Hec-Resim از ﺳﺮی ﻧﺮم اﻓﺰار ﻫﺎی ﮔﺮوه ﻣﻬﻨﺪﺳﻲ ارﺗﺶ آﻣﺮﻳﻜﺎ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . اﻳﻦ ﻣﺪل ﻧﻴﺰ ﻋﻤﻠﻜﺮد ﻣﺨـﺎزن و ﺣﻮﺿـﻪ آﺑﺮﻳﺰ را ﺗﺤﻠﻴﻞ و ﺷﺒﻴﻪ ﺳﺎزی .ﻛﻨﺪ ﻣﻲ 80 22 / 04 / 93 دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب ﻣﺪلModsim ﻣﺪل ﺷﺒﻴﻪ ﺳﺎزی ﻋﻤﻠﻜﺮد ﻣﺨﺎزن و رودﺧﺎﻧﻪ ﻫﺎ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ ﻛﻪ در داﻧﺸﮕﺎه اﻳﺎﻟﺘﻲ ﻛﻠﺮادو ﺗﻬﻴـﻪ ﺷـﺪه اﺳـﺖ . اﻳﻦ ﻣﺪل ﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﺪ ﺑﺮای ﻫﺎ دوره ی زﻣﺎﻧﻲ روزاﻧﻪ، ﻣﺎﻫﻴﺎﻧﻪ و ﻫﻔﺘﮕﻲ ﺑﻪ ﻛﺎر رود . ﺷﺒﻴﻪ ﺳﺎزی ﺟﺮﻳﺎن رودﺧﺎﻧﻪ در اﻳـﻦ ﻣـﺪل ﺑـﺎ اﺳﺘﻔﺎده از ﺿﺮﻳﺐ ﺗﺎﺧﻴﺮ و ﻫ ﻤﭽﻨﻴﻦ ﺷﺒﻴﻪ ﺳﺎزی ﻛﺎراﻳﻲ ﻣﺨﺰن ﺷﺎﻣﻞ ﺑﺮرﺳﻲ ذﺧﺎﻳﺮ ، ﺗﻮرﺑﻴﻦ ﻫﺎی ﻣﻮﻟﺪ ﺑﺮق، ﺗﺒﺨﻴـﺮ، ﻧﻔـﻮذ و آب ﺧﺎرج ﺷﺪه از ﻣﺨﺰن ﺳﺪ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . Modsim در درون ﺧﻮد از ﻣﻌﺎدﻻت آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ اﺳﺘﻔﺎده ﻣﻲ ﻛﻨـﺪ ﻛـﻪ ﺑـﻪ ﺧـﻮﺑﻲ ﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﺪ در آﺑﺨﻮان ﻫﺎی ﻧﺎﻣﺤﺪود اﺛﺮات ﻣﺘﻘﺎﺑﻞ ﺑﺎ ﺟﺮﻳﺎن رودﺧﺎﻧﻪ داﺷﺘﻪ ﺑﺎﺷﺪ اﻳ . ﻧﺮمﻦ اﻓﺰار ﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﺪ ﺑﺎ اﻃﻼﻋـﺎت ﺑـﻪ دﺳـﺖ آﻣﺪه از ﻧﺮم اﻓﺰار Modflow و ﺳﻴﺴﺘﻢ آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲUSGS در ارﺗﺒﺎط ﺑﺎﺷﺪ . ﻣﺪل SWBM ﻣﺪﻟﻲ در ﻣﺤﻴﻂGIS اﺳﺖ ﻛﻪ دﺳﺘﺮﺳﻲ ﺑﻪ آب و اﺳﺘﻔﺎده از آن را در ﺗﺤﺖ ﺷﺮاﻳﻂ ﮔﻮﻧﺎﮔﻮن در ﺣﻮﺿـﻪ آﺑﺮﻳﺰ ﻧﺸﺎن دﻫﺪ ﻣﻲ . در اﻳﻦ ﻣﺪل ﺑﻴﻼن آب در ﻫﺮ واﺣﺪ از ارا ﺿـﻲ، ﺑـﻴﻼن ﺟﺮﻳـﺎن آب در رودﺧﺎﻧـﻪ، ذﺧﻴـﺮه آب در ﺳـﺪ و ﻣﺨﺎزن ﻛﻮﭼﻚ، ﻣﻘﺪار اﺳﺘﺨﺮاج آب از ﻣﺨﺎزن و رودﺧﺎﻧﻪ ﻫﺎ ﺑﺮای ﻣﺼﺎرف ﺷﻬﺮی، ﻛﺸﺎورزی و ﺻﻨﻌﺘﻲ ﺷﺒﻴﻪ ﺳﺎزی ﻣﻲ ﺷـﻮد . ﻣﺪل SWBM اﺑﺰاری ﺑﺮای ارزﻳﺎﺑﻲ دﺳﺘﺮﺳﻲ ﺑﻪ آب و ﻣﺼﺎرف ﻣﺨﺘﻠﻒ آب در ﻣﻘﻴﺎس ﺣﻮﺿﻪ آﺑﺮﻳﺰ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﻣﺪل SWAT از ﻣﺪل ﻫﺎ ی ﺑﺴﻂ ﻓﻴﺰﻳﻜﻲ و ﻫﻴﺪروﻟﻮژﻳﻜﻲ ﺣﻮﺿﻪ آﺑﺮﻳﺰ ﺑﺮ ﭘﺎﻳﻪ GIS اﺳﺖ . اﻳﻦ ﻣﺪل اﻣﺮوزه ﻛﺎرﺑﺮد و ﺗﻮﺳـﻌﻪ زﻳﺎدی ﻳﺎﻓﺘﻪ اﺳﺖ . ﻣﺪل SWAT ﻫﻢ ﺳﻴﻜﻞ ﻫﻴﺪروﻟﻮژی و ﻫﻢ ﺳﻴﻜﻞ رﺷﺪ ﮔﻴﺎه ﺗﺎ ﻣﺮﺣﻠﻪ ﺑﺮداﺷﺖ در دوره ﻫﺎی زﻣﺎﻧﻲ روزاﻧﻪ را ﺷﺒﻴﻪ ﺳﺎزی ﻣﻲ ﻛﻨﺪ . اﻳﻦ ﻣﺪل ﻫﻤﭽﻨﻴﻦ ﺑﺮای ﺷﺒﻴﻪ ﺳﺎزی ﺗﻮﻟﻴﺪ رﺳﻮب و اﻧﺘ ﻘﺎل آن ﺑﻪ ﺣﻮﺿﻪ آﺑﺮﻳﺰ ﻛﺎرﺑﺮد دارد . ﺑﺴﺘﻪ ﻧﺮم اﻓﺰار ی ﻣـﺪل Mike در ﻣﺤـﻴﻂGIS رﻓﺘـﺎر ﺳـﻴﻜﻞ ﻫﻴـﺪروﻟﻮژی آب در زﻣـﻴﻦ را ﺑﻴـﺎن ﻣـﻲ ﻛﻨـﺪ . ﻫﻤﭽﻨـﻴﻦ درﺻﻮرﺗﻲ ﻛﻪ اﻃﻼﻋﺎت ﺣﻮﺿﻪ آﺑﺮﻳﺰ از ﻗﺒﻴﻞ ﺑﺎرش، ﺗﺒﺨﻴﺮ ﭘﺘﺎﻧﺴﻴﻞ، ﭼﮕﻮﻧﮕﻲ ﻃﺒﻘﺎت زﻣﻴﻦ ﺑﺎ ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎی ﻣﺪل ﺗﺮﻛﻴﺐ ﺷﻮد، ﻣﻘﺪار رواﻧﺎب ﻧﻴﺰ ﻗﺎﺑﻞ ﻣﺤ ﺎﺳﺒﻪ اﺳﺖ . اﻳﻦ ﻣﺪل ﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﺪ اﺛﺮات ﻣﺘﻘﺎﺑﻞ ﺑﻴﻦ ﺗﻘﺎﺿﺎ و ﻣﻨـﺎﺑﻊ آب ) ﺳـﻄﺤﻲ و زﻳﺮزﻣﻴﻨـﻲ ( را در ﻳﻚ ﺣﻮﺿﻪ آﺑﺮﻳﺰ ﻧﺸﺎن دﻫﺪ . ﻣﺤﺎﺳﺒﺎﺗﻲ ﻣﺮﺑﻮط ﺑﻪ ﭘﻴﺶ ﺑﻴﻨﻲ ﺳﻴﻞ ﺗﻮﺳﻂ اﻳﻦ ﻣﺪل ﻗﺎﺑﻞ اﻧﺠﺎم اﺳﺖ . ﺷـﺒﻴﻪ ﺳـﺎزی ﺣﺮﻛـﺖ ﺟﺮﻳﺎن آب ﻫﺎی ﺳﻄﺤﻲ و زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ، اﺛﺮات ﻣﺘﻘﺎﺑﻞ ﺑﻴﻦ آب ﻫﺎی ﺳﻄﺤﻲ و زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ، ﺗ ﺤﻠﻴﻞ ﻛﻴﻔﻴﺖ آب ﺑـﻪ ﺻـﻮرت ﺗـﻚ - ﻧﻘﻄﻪ ای و ﮔﺴﺘﺮده و ﻗﺎﺑﻠﻴﺖ اﻧ ﻌﻄﺎف ﺑﺮای ﻣﻘﻴﺎس ﻫﺎ ی زﻣﺎﻧﻲ از دﻳﮕﺮ وﻳﮋﮔﻲ ﻫﺎی اﻳﻦ ﻣﺪل ﺑﻪ ﺷﻤﺎر ﻣﻲ . آﻳﺪ ﻣﺪل Ribasim ، ﻣﺪل ﺷﺒﻴﻪ ﺳﺎزی ﺣﻮﺿﻪ آﺑﺮﻳﺰ، ﻳﻚ ﻣـﺪل ﻋﻤـﻮﻣﻲ ﺑـﺮای ﺗﺤﻠﻴـﻞ ﺣﻮﺿـﻪ آﺑﺮﻳـﺰ ﺗﺤـﺖ ﻣﻮﻗﻌﻴـﺖ ﻫـﺎی ﻫﻴﺪروﻟﻮژﻳﻜﻲ ﻣﺨﺘﻠﻒ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . اﻳﻦ ﻣﺪل ورودی ﻫﺎی ﻫ ﻴﺪروﻟﻮژﻳﻜﻲ در ﻣﻮﻗﻌﻴﺖ ﻫﺎی ﻣﺨﺘﻠﻔﻲ ﻛﻪ آب در ﺣﻮﺿﻪ آﺑﺮﻳﺰ ﺗﺤـﺖ اﺳﺘﻔﺎده ﻫﺎی ﻣﺨﺘﻠﻔﻲ ﻗﺮار ﻣﻲ ﮔﻴﺮد را ﺑﻪ ﻳﻜﺪﻳﮕﺮ ارﺗﺒﺎط دﻫﺪ ﻣﻲ . ﻣﺪل Ribasim ﺑﺮای ﻫﺮ ﺗﺤﻠﻴﻠﻲ ﻛﻪ ﻧﻴﺎز ﺑـﻪ ﺷـﺒﻴﻪ ﺳـﺎزی ﺑﻴﻼن آب در ﺣﻮﺿﻪ آﺑﺮﻳﺰ دارد ﻃﺮاﺣﻲ ﺷﺪه اﺳﺖ . ﻧﺘﺎﻳﺞ ﺣﺎﺻﻠﻪ از ﺑﻴﻼن آب ﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﺪ اﻃﻼﻋﺎت ﻛﻠﻲ از ﻣ ﻘـﺪار آب در ﻧﻘـﺎط ﻣﺨﺘﻠﻒ ﺣﻮﺿﻪ آﺑﺮﻳﺰ و ﻫﻤﭽﻨﻴﻦ اﺟﺰای ﺟﺮﻳﺎن آب را در ﻫﺮ ﻣﻮﻗﻌﻴﺖ و در ﻫﺮ زﻣﺎﻧﻲ ﻣﺸﺨﺺ ﻧﻤﺎﻳﺪ . اﻳﻦ ﻧﺮم اﻓﺰار ﺑﻴﺶ از ﺗـﺮ 20 ﺳﺎل اﺳﺖ ﻛﻪ ﺑﺮای ﭘﺮوژه ﻫﺎی ﻣﺨﺘﻠﻒ در ﻛﺸﻮرﻫﺎی زﻳﺎدی ﻛﺎرﺑﺮد دارد . ﻣﺪل SWAP ﻧﺴﺨﻪ ﺗﻮﺳﻌﻪ ﻳﺎﻓﺘﻪ ﻣﺪ ل SWATRE اﺳﺖ . اﻳﻦ ﻣﺪل ﺑﺎ ﮔﺮﻓﺘﻦ اﻃﻼﻋﺎت و رودی ﭼـﻮن ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫـﺎی آب و ﻫﻮاﻳﻲ و اﻗﻠﻴﻤﻲ روزاﻧﻪ، ﻓﺎﻛﺘﻮرﻫﺎی ﮔﻴﺎﻫﻲ و ﺧﺎک و ﻫﻤﭽﻨﻴﻦ اﻃﻼﻋﺎﺗﻲ در ﻣﻮرد ﻋﻤﻖ آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ و وﺿﻌﻴﺖ زﻫﻜﺸـﻲ و اﻣﻼح آب و ﺧﺎک، ﺑﻴﻼن آب و اﻣﻼح در ﺧﺎک را ﺑﺮای زﻣﺎن ﻫﺎی ﻣﻮرد ﻧﻈﺮ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻣﻲ ﻛﻨﺪ . ﺑﻪ ﻃﻮر ﻣﺸﺨﺺ، ﺗﺒﺨﻴﺮ- ﺗﻌﺮق ﻓﺼﻞ ﭼﻬﺎرم - ارزﻳﺎﺑﻲ ﺟﺎﻳﮕﺎه ﺳﻨﺠﺶ از و دور ﻛﺎرﺑﺮد ﻣﺪل ﻫﺎی راﻳﺎﻧﻪ در ای ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب 22 / 04 / 93 81 واﻗﻌﻲ و ﺗﻐﺬﻳﻪ آب زﻳﺮزﻣ ﻴﻨﻲ ﺗﻮﺳﻂ اﻳﻦ ﻣﺪل ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻣﻲ ﺷﻮد . اﻳﻦ ﻣﺪل ﻧﻪ ﺗﻨﻬﺎ در ﻣﻘﻴﺎس ﻧﻘﻄﻪ ای اﺟﺮا ﻣﻲ ﺷﻮد ﺑﻠﻜـﻪ در ﻣﻘﻴﺎس ﻣﻨﻄﻘﻪ ای ﻧﻴﺰ ﻛﺎرﺑﺮد دارد . ﻣﺪل WEAP ﻳﻚ اﺑﺰار ﭘﺸﺘﻴﺒﺎن از ﺗﺼﻤﻴﻢ دارای ﻗﺎﺑﻠﻴﺖ ﺳﻨﺎرﻳﻮﻧﻮﻳﺴﻲ اﺳﺖ ﻛﻪ اﻣﻜﺎن ﺗﺠﺰﻳﻪ و ﺗﺤﻠﻴﻞ ﻛﺎﻣﻠﻲ از ﻣﻨـﺎﺑﻊ و ﻣﺼﺎرف آب را در ﺣﺎل و آﻳﻨﺪه ﻓﺮاﻫﻢ ﻣﻲ ﺳﺎزد . ﭘﺎﻳﻪ اﻳﻦ ﻣﺪل ﺑﺮ اﺳﺎس ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن آب اﺳﺖ . ﻣﻘﻴﺎس ﻣﻜﺎﻧﻲ در ﻣـﺪل WEAP ﻗﺎﺑﻞ اﻧﻌﻄﺎف ﺑﻮده و از ﻳﻚ ﻣﻨﻄﻘﻪ ﻛﻮﭼﻚ ﺗﺎ ﻳﻚ ﻣﻨﻄﻘﻪ وﺳﻴﻊ را ﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﺪ درﺑﺮ ﮔﻴـﺮد . ﺳـﺮی زﻣـﺎﻧﻲ ﻣﺎﻫﻴﺎﻧـﻪ ﺗـﺎ ﺳﺎﻻﻧﻪ ﻧﻴﺰ از ﻧﻘﻄﻪ ﻧﻈﺮ ﻣﻘﻴﺎس زﻣﺎﻧﻲ در اﻳﻦ ﻣﺪل ﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﺪ ﻟﺤﺎظ ﺷﻮد . رواﺑﻂ ﺑﺎرش- رواﻧﺎب ، ﺟ ﺮﻳﺎن آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ، ﺗﻘﺎﺑـﻞ ﺑﻴﻦ ﺟﺮﻳﺎن ﺳﻄﺤﻲ و زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ، ﻋﻤﻠﻜﺮد ﻣﺨﺎزن و ﻛﻴﻔﻴﺖ آب و اﻧﺘﻘﺎل آب از ﺟﻤﻠﻪ ﻣﻮاردی اﺳﺖ ﻛﻪ در اﻳﻦ ﻣﺪل ﺗﺤﻠﻴـﻞ ﻣﻲ ﺷﻮد . ﺳﺎﺧﺘﺎر اﺳﺘﺮاﺗﮋی ﻫﺎی ﻣﺪﻳﺮﻳﺘﻲ در ﻣﺪل WEAP ﺑﺎ اﺳﺘﻔﺎده از ﺳـﻨﺎرﻳﻮﻫﺎﻳﻲ ﻛـﻪ در ﻣﺤـﻴﻂ آن ﻧﻮﺷـﺘﻪ ﻣـﻲ ﺷـﻮد وﺿﻌﻴﺖ آﻳﻨﺪه آب را ﻧﺸﺎن دﻫﺪ ﻣﻲ ﻛﻪ در آن ﻣـﻲ ﺗـﻮان ﺗـﺎﺛﻴﺮ آب و ﻫـﻮا، ﻣـﺪﻳﺮﻳﺖ ﻛـﺎرﺑﺮی اراﺿـﻲ، ﺗﻘﺎﺿـﺎ، ﺗﻨﻈﻴﻤـﺎت و ﺑﺮﻧﺎﻣﻪ رﻳﺰی ﻫﺎ را ﻣﺸﺨﺺ ﻛﺮد . 5 ﻓﺼﻞ5 آﻣﺎر و اﻃﻼﻋﺎت ﻓﺼﻞ ﭘﻨﺠﻢ - آﻣﺎر و اﻃﻼﻋﺎت 22 / 04 / 93 85 ﻓﺼﻞ ﭘﻨﺠﻢ- آﻣﺎر و اﻃﻼﻋﺎت ارزﻳﺎﺑﻲ ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن ﺑﺪون وﺟﻮد آﻣﺎر و اﻃﻼﻋﺎت از ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎ ذی ی ﻣﺪﺧﻞ اﻣﻜﺎن ﻧﺎﭘﺬﻳﺮ اﺳﺖ . ﺑﺎ ﺗﻮﺟ ﻪ ﺑﻪ ﺷـﻌﺎع ﻣﻜـﺎﻧﻲ و زﻣﺎﻧﻲ ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن، ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎ ی ﺑﻴﻼن ﺗﻐﻴﻴﺮ ﻣﻲ ﻛﻨﺪ و ﻟﺬا ﺑﺮای ﻫﺮ ﻣﻮرد ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ آﻣﺎر و اﻃﻼﻋـﺎت ﻣﺘﻔـﺎوﺗﻲ ﻣـﻮرد ﻧﻴـﺎز ﺑﺎﺷﺪ . ﺑﺎ اﻳﻦ ﺣﺎل ﺑﻪ ﻃﻮر ﻛﻠﻲ اﻳﻦ آﻣﺎر و اﻃﻼﻋﺎت در راﺑﻄﻪ ﺑﺎ » ﻣﻨﺎﺑﻊ » و « ﻣﺼﺎرف « ﻗﺎﺑﻞ ﺗﻌﺮﻳﻒ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﻨﺪ . ﻋﻠﻲ رﻏﻢ ﭼﻨـﻴﻦ دﺳﺘﻪ ﺑﻨﺪی، ﮔﺮوﻫﻲ از آﻣﺎر و اﻃﻼﻋﺎت ﻧﻴﺰ وﺟﻮد ﺧﻮاﻫﺪ داﺷﺖ ﻛﻪ ﻧ ﺗﻮان ﻤﻲ ﻫﺎ آن را ﺑﻪ ﻃﻮر ﻣﺴـﺘﻘﻴﻢ ﺑـﻪ ﻫـﻴﭻ ﻛـﺪام از دو دﺳﺘﻪ ﻣﻨﺎﺑﻊ و ﻣﺼﺎرف ﻣﺮﺗﺒﻂ ﻧﻤﻮد . اﻳﻦ آﻣﺎر و اﻃﻼﻋﺎت ﺑﺮای ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎ ﻳﻲ از ﺑﻴﻼن ﻣﻮرد ﻧﻴﺎز ﺧﻮاﻫﺪ ﺑﻮد . ﺑﻪ ﻋﻨـﻮان ﻣﺜﺎل ﭘﺎراﻣﺘﺮ رﻃﻮﺑﺖ ﻧﺴﺒﻲ ﺑﺮای ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻧﻴﺎز آﺑﻲ ﮔﻴﺎﻫﺎن د ر ﺑﺨﺶ ﻣﺼﺎرف ﻣﻮرد ﻧﻴﺎز اﺳﺖ . از ﻃﺮف دﻳﮕﺮ ﻫﻤـﻴﻦ ﭘـﺎراﻣﺘﺮ در ﺗﻮﻟﻴﺪ ﺑﺎران در در ﺑﺨﺶ ﻣﻨﺎﺑﻊ ﻧﻴﺰ ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ اﻳﻔﺎی ﻧﻘﺶ ﻧﻤﺎﻳﺪ . ﺑﺎ ﺗﻮﺟﻪ ﺑﻪ ﻣﻄﺎﻟﺐ ﻓﻮق، آﻣﺎر و اﻃﻼﻋﺎت ﻣﻲ ﺗﻮاﻧـﺪ ﺑـﻪ دو دﺳﺘﻪ ﺗﻘﺴﻴﻢ ﺷﻮد . دﺳﺘﻪ اول از آﻣﺎر و اﻃﻼﻋﺎت، ﻣﺴﺘﻘﻴﻤﺎ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎی ﺑﻴﻼن را ﺗﺸﻜﻴﻞ ﻣﻲ دﻫﻨﺪ ) ﻣـﺜﻼ ﺗﺒﺨﻴـﺮ از ﺳـﻄﺢ درﻳﺎﭼﻪ در ﻳﻚ ﺑﺎزه زﻣﺎﻧﻲ ﻣﻌﻴﻦ ( ؛ درﺣﺎﻟﻲ ﻛﻪ دﺳﺘﻪ دوم از آﻣﺎر و اﻃﻼﻋﺎت زﻣﺎﻧﻲ ﻛﺎرﺑﺮد ﺧﻮاﻫﻨﺪ داﺷﺖ ﻛﻪ ﻣﻘﺪار ﻣﻮﻟﻔﻪ ای از ﺑﻴﻼن در دﺳﺖ ﻧﺒﺎﺷﺪ و از ﭼﻨﻴﻦ آﻣﺎر و اﻃﻼﻋﺎﺗﻲ ﺑﺮای ﺑﺮآورد اﻳﻦ ﻣﻮﻟﻔﻪ اﺳﺘﻔﺎده ﺷﻮد . ﻣﺜﻼ از ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎی ﻓﻴﺰﻳﻜﻲ ﺧﺎک و رﻃﻮﺑﺖ ﺧﺎک ﻣﻲ ﺗﻮان ﺑﺮآوردی از ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻧﻔﻮذ ﻋﻤﻘﻲ در ﺑﻴﻼن آب در ﻣﺰرﻋﻪ اﻧﺠﺎم داد . 5 - 1 - ﻣﻨﺎﺑﻊ در ﺗﺤﻠﻴﻞ ﺑﻴﻼن، ﻣﻨﺎﺑﻊ ﺑﻪ آن دﺳﺘﻪ ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎﻳﻲ اﻃﻼق ﻣﻲ ﺷﻮد ﻛﻪ ﻣﻴﺰان ﺣﺠﻢ آﺑﻲ را ﺑﻪ ﺻﻮرت ﺑـﺎﻟﻘﻮه ﺑـﺮای ﻣﺼـﺮف ﺷﺪن در اﺧﺘﻴﺎر ﻗﺮار دﻫﺪ ﻣﻲ . ﺟﻬﺖ ﺗﻔﻜﻴﻚ ﺑﻬﺘﺮ، ﻣﻨﺎﺑﻊ را ﺗﻮان ﻣﻲ ﺑﻪ ﺳﻪ ﻣﻮﻟﻔﻪ اﻟﻒ ) ( ﺑﺎﻻی ﺳﻄ ﺢ زﻣﻴﻦ، ( ب) روی ﺳـﻄﺢ زﻣﻴﻦ و ( ج) زﻳﺮ ﺳﻄﺢ زﻣﻴﻦ ﺗﻔﻜﻴﻚ ﻛﺮد . 5 - 1 - 1 - ﻣﻨﺎﺑﻊ ﺑﺎﻻی ﺳﻄﺢ زﻣﻴﻦ ﺗﻨﻬﺎ ﭘﺎراﻣﺘﺮی ﻛﻪ ﺑﻪ ﻋﻨﻮان ﻣﻨﺒﻊ در ﺑﺎﻻی ﺳﻄﺢ زﻣﻴﻦ وﺟﻮد دارد ، اﻧﻮاع ﻣﺘﻔﺎوﺗﻲ از رﻳﺰش ﻫﺎی ﺟﻮی ﻳﺎ ﺑﺎرﻧـﺪﮔﻲ ﺳـﺖ . اﻳﻦ اﻧﻮاع ﭘﺲ از ﻃﻲ ﻣﺮاﺣﻠﻲ در ﭼﺮﺧﻪ آب ﺷﻨﺎﺳﻲ، ﻗﺎﺑﻠﻴﺖ اﺳﺘﻔﺎده در ﺑﺨﺶ ﻣﺼـﺎرف را ﺧﻮاﻫﻨـﺪ داﺷـﺖ . اﻧـﻮاع ﻣﺘﻔـﺎوت رﻳﺰش ﻫﺎی ﺟﻮی ﺷﺎﻣﻞ ﺑﺎران، ﺑﺮف، و دﻳﮕﺮ ﻓﺮاﻳﻨﺪﻫﺎﻳﻲ اﺳﺖ ﻛﻪ آب ﺑﻪ ﺳﻄﺢ زﻣﻴﻦ رﻳﺰش ﻣﻲ ﻛﻨﺪ ﻣﺎﻧﻨـﺪ ﺗﮕـﺮگ و ﺑـﻮران (Chow, 1988) . آﻣﺎر و اﻃﻼﻋﺎت ﻣﻨﺎﺳﺐ ﺑﺎ اﻳﻦ ﻣﻨﺎﺑﻊ ﺷﺎﻣﻞ ﻣﻘﺪار و ﺗﻨﺎوب ر د ﻫﺎ آن اﻳﺴﺘﮕﺎه ﻫﺎ ی اﻧـﺪازه ﮔﻴـﺮی ﻣـﻲ ﺑﺎﺷـﺪ . ﺗﻨﺎوب آﻣﺎر و اﻃﻼﻋﺎت ﻣﻮرد ﻧﻴﺎز ﺗﺎﺑﻌﻲ از ﭼﺎرﭼﻮب ﻣﻜﺎﻧﻲ و زﻣﺎﻧﻲ ﺑﻴﻼن اﺳﺖ . ﻣﺜﻼ ﺑـﺮای ﺑـﻴﻼن آب در ﺳـﻄﺢ ﻣﻠـﻲ و در ﻣﻘﻴﺎس ﭼﻨﺪﻳﻦ ﺳﺎﻟﻪ، ﻣﺠﻤﻮع ﺑﺎرﻧﺪﮔﻲ ﺳﺎﻻﻧﻪ ﻛﺎﻓﻲ ﺧﻮاﻫﺪ ﺑﻮد . درﺣﺎﻟﻲ ﻛﻪ در ﺑﻴﻼن آب ﺑﻴﻦ دو واﻗﻌﻪ آﺑﻴﺎری در ﻣﺰرﻋﻪ، ﺑﻪ ﻣﻘﺪار ﺑﺎران در ﻣﻘﻴﺎس روزاﻧﻪ ﻣﻮرد ﻧﻴﺎز اﺳﺖ . 5 - 1 - 2 - ﻣﻨﺎﺑﻊ روی ﺳﻄﺢ زﻣ ﻴﻦ در ﻳﻚ ﺗﻘﺴﻴﻢ ﺑﻨﺪی ﻛﻠﻲ، ﻣﻨﺎﺑﻊ آﺑﻲ روی ﺳﻄﺢ زﻣﻴﻦ ﺑﻪ دو ﻧﻮع ﺟﺎری و راﻛﺪ ﻗﺎﺑﻞ ﺗﻔﻜﻴﻚ ﻫﺴﺘﻨﺪ . رودﺧﺎﻧﻪ، ﻣﺴﻴﻞ ، ﻫﺎ اﻧﻬﺎر و ﻛﺎﻧﺎل ﻫﺎی آﺑﻴﺎری و زﻫﻜﺸﻲ اﻧﻮاﻋﻲ از ﻣﻨﺎﺑﻊ آب ﻫﺎی ﺟﺎری ﺑﺮ روی ﺳﻄﺢ زﻣـﻴﻦ ﺑـﻪ ﺷـﻤﺎر ﻣـﻲ آﻳﻨـﺪ . درﺣـﺎﻟﻲ ﻛـﻪ 86 22 / 04 / 93 دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب درﻳﺎﭼﻪ ﻫﺎ، ﺗﺎﻻب ﻫﺎ، ﺧﻮرﻫﺎ، ﻣﺼﺐ ﻫﺎ ، ﻣﺨﺎزن ﺳﺪﻫﺎ ، ﻳﺨﭽﺎل ﻫﺎی ﻃﺒﻴﻌﻲ و ﺳﻄﻮح ﺑﺮف ﮔﻴﺮ ﻃﺒﻴﻌﻲ ﻣﻨﺎﺑﻊ ﺑﺎﻟﻘﻮه ای از آب ﻫﺎی راﻛﺪ ﺑﻪ ﻫﺮ دو ﺻﻮرت ﻣﺎﻳﻊ و ﺟﺎﻣﺪ ﺑﺮ روی ﺳﻄﺢ زﻣﻴﻦ را ﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﻨﺪ ﺗﺸﻜﻴﻞ دﻫﻨﺪ . ﻣﻨﺎﺑﻊ روی ﺳﻄﺢ زﻣﻴﻦ ﺧﻮد ﺑﻪ دو ﻧـﻮع اﻟﻒ ) ( ﺗﻮﻟﻴﺪ ﺷﺪه در ﻣﺤﻞ و ( ب) اﻧﺘﻘﺎل ﻳﺎﻓﺘﻪ از ﺑﻴﺮون ﭼﺎرﭼﻮب ﻣﻜﺎﻧﻲ ﺑﻴﻼن ﺗﻘﺴﻴﻢ ﻣﻲ .ﺷﻮد در ﻧﺘﻴﺠﻪ آﻣﺎر و اﻃﻼﻋﺎت ﻣﺘﻨﺎﺳﺐ ﺑﺎ ﻣﻨﺎﺑﻊ آب ﻫﺎی ﺟﺎری ﺷﺎﻣﻞ ﺑﺪه ﺟﺮﻳﺎن در اﻧﻬﺎر و رودﺧﺎﻧﻪ ﻫ ﺎ در ﻣﻘﻴﺎس ﻫﺎ ی زﻣﺎﻧﻲ ﻣﺨﺘﻠﻒ ) ﻟﺤﻈﻪ ای، ﺳﺎﻋﺘﻲ، روزاﻧﻪ، ﻣﺎﻫﺎﻧﻪ، ﻓﺼﻠﻲ، ﺳﺎﻻﻧﻪ اﺳﺖ ( . از ﻃﺮف دﻳﮕﺮ ﺗﻨﻬﺎ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﺑﻴﻼن ﺑﺮای ﻣﻨﺎﺑﻊ روی ﺳﻄﺢ زﻣﻴﻦ ﺑﻪ ﺻﻮرت ﻣﺎﻳﻊ، ﺣﺠﻢ آب در ﺑﺎزه زﻣﺎﻧﻲ ﺑﻴﻼن ) ﺷﻌﺎع زﻣﺎﻧﻲ ﻣﻲ ( ﺑﺎﺷﺪ . ﺑﻨﺎﺑﺮاﻳﻦ ﻣﻘﺪار ﺣﺠـﻢ آب در ﭼﻨـﻴﻦ ﺻـﻮرﺗﻲ ) ﻣـﺜﻼ درﻳﺎﭼﻪ، ﺗﺎﻻب، ﻣﺨﺰن ﺳﺪ ( ﺑﻪ ﻋﻨﻮان آﻣﺎر و اﻃﻼﻋﺎت ﻣﻮرد ﻧﻴﺎز اﺳﺖ . در ﺷﺮاﻳﻄﻲ ﻛﻪ ﻧﺘﻮان اﻳﻦ ﭘﺎراﻣﺘﺮ را ﺑﻪ ﻃﻮر ﻣﺴـﺘﻘﻴﻢ در اﺧﺘﻴﺎر داﺷﺖ، ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎی دﻳﮕﺮی از ﻗﺒﻴﻞ اﺷﻞ ) ﺗﺮاز آب ( ، ﭼﮕﻮﻧﮕﻲ ﺷﻜﻞ ﻣﺨﺰن ) ﻣﺜﻼ ﺑﺎ ﻧﻘﺸﻪ ﺑﺮداری ( و راﺑﻄـﻪ اﺷـﻞ - ﺣﺠﻢ ﺑﻪ ﻋﻨﻮان آﻣﺎر و اﻃﻼﻋﺎت ﺑﺎﻳﺴﺘﻲ ﻟﺤﺎظ ﺷﻮﻧﺪ . ﭼﻨﻴﻦ ﻧﮕﺮﺷﻲ ﺑﺮای ﻣﻨﺎﺑﻊ روی ﺳﻄﺢ زﻣﻴﻦ ﺑﻪ ﺷﻜﻞ ﺟﺎﻣﺪ ﻧﻴـﺰ وﺟـﻮد دارد . ﺣﺠﻢ ﺗﻮده ﻳﺨﭽﺎﻟﻲ و ﻳﺎ ﺣﺠﻢ ﺗﻮده ﺑﺮﻓﻲ در ﻣﺤﺪوده ﻣﻜـﺎﻧﻲ ﺑـﻴﻼن و در ﻃـﻮل ﺑـﺎزه زﻣـﺎﻧﻲ آن ﺑـﻪ ﻋﻨـﻮان ﻳﻜـﻲ از ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎی ﺑﻴﻼن ﻣﺤﺴﻮب ﻣﻲ . ﻮدﺷ در ﻏﻴﺮ اﻳﻦ ﺻﻮرت، آﻣﺎر و اﻃﻼﻋﺎﺗﻲ ﺷﺎﻣﻞ ارﺗﻔﺎع ﺗﻮده ﺟﺎﻣﺪ در ﻳﻚ ﻧﻘﻄﻪ ﺷﺎﺧﺺ ) و ﻳﺎ اﺷﻞ ﻧﺴﺒﺖ ﺑﻪ ﻳﻚ ﺳﻄﺢ ﻣﺒﺘﺎی ﺗﻌﺮﻳﻒ ﺷﺪه ( ، راﺑﻄﻪ اﻳﻦ ارﺗﻔﺎع ) و ﻳﺎ اﺷﻞ ( ﺑﺎ ﺣﺠﻢ ﺗﻮده ﺟﺎﻣﺪ، راﺑﻄﻪ ﺣﺠﻤﻲ ﺗﻮده ﺟﺎﻣﺪ ﺑﺎ آب ﻣﻌﺎدل آن ﺑﺎﻳﺴﺘﻲ ﮔﺮدآوری، ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ و ﻳﺎ ﺑﺮآورد ﺷﻮﻧﺪ . اﻳﻦ ﻛﻪ آﺑﻲ ﻛﻪ ﺗ ﻮﺳﻂ ﻳﻚ ﻣﺼﺮف ﻛﻨﻨﺪه درﻳﺎﻓﺖ ﻣﻲ ﺷـﻮد ﻣﻤﻜـﻦ اﺳـﺖ ﺑـﻪ ﻃـﻮر ﻛﺎﻣـﻞ ﻣﺼـﺮف ﻧﺸـﻮد در ﺗﺠﺰﻳـﻪ و ﺗﺤﻠﻴﻞ ﻫﺎی ﺑﻴﻼن ﺣﺎﺋﺰاﻫﻤﻴﺖ اﺳﺖ . در ﭼﻨﻴﻦ ﺷﺮاﻳﻄﻲ آب ﺑﺎزﻳﺎﻓﺘﻲ در ﺑﺨﺶ ﻫﺎی ﺷﺮب و ﺑﻬﺪاﺷﺖ، ﺻﻨﻌﺖ و ﻛﺸﺎورزی ﺑﻪ ﻋﻨﻮان ﻳﻚ » ﻣﻨﺒﻊ « ﻗﺎﺑﻞ ارزﻳﺎﺑﻲ اﺳﺖ . ﻛﻠﻴﻪ آﻣﺎر و اﻃﻼﻋﺎت ﻣﺮﺗﺒﻂ ﺑﺎ ﭼﻨﻴﻦ ﻣﻔﻬﻮﻣﻲ ﻣﻲ ﺑﺎﻳ ﺴﺖ ﺑﻪ ﺻـﻮرت ﻛﻤـﻲ ﻳ درآ .ﻨـﺪ ﺗﻌﺪاد اﻓﺮاد ﺳﺎﻛﻦ در ﻣﺤﺪوده ﻣﻜﺎﻧﻲ ﺑﻴﻼن، اﻟﮕﻮی ﻣﺼﺮف و راﻧﺪﻣﺎن ﺗﻮﻟﻴﺪ ﭘﺲ آب ﻳﻚ دﺳﺘﻪ از آﻣﺎر و اﻃﻼﻋﺎت را ﺗﺸﻜﻴﻞ دﻫﺪ ﻣﻲ . ﺷﻨﺎﺧﺖ ﺻﻨﺎﻳﻊ از ﻗﺒﻴﻞ ﺗﻌﺪاد، ﻧﻮع آن ﻫﺎ، ﻧﻮع دﺳﺘﮕﺎه ﻫﺎ، ﻓﻦ آوری ﺑﻪ ﻛـﺎر رﻓﺘـﻪ، ﺳـﺎﺑﻘﻪ ﺗﻌﻤﻴـﺮات دﺳـﺘﮕﺎه ﻫـﺎ و ﻛﻤﻴﺖ و ﻛﻴﻔﻴﺖ ﭘﺲ آب ﻫﺎی ﺧﺮوﺟﻲ ﻧﻴﺰ در ﻗﺎﻟﺐ آﻣﺎر و اﻃﻼﻋﺎت ارزﻳﺎﺑﻲ ﻣﻲ ﺷﻮﻧﺪ . در ﺑﺨﺶ ﻛﺸﺎورزی ﺑﻪ آﻣﺎر و اﻃﻼﻋﺎت ﺑﻴﺶ ﺗﺮی ﻣﻮرد ﻧﻴﺎز اﺳﺖ . اﻟﮕﻮ و ﺗﺮاﻛﻢ ﻛﺎﺷﺖ، ﺷﻴﻮه آﺑﻴﺎری ) ﺷﺎﻣﻞ ﻧﻮع ﺳﻴﺴﺘﻢ، ﻣﻘﺪار، دور ( ، ﻛﻴﻔﻴﺖ ﺧﺎک و آب ) از ﻧﻘﻄﻪ ﻧﻈﺮ ﺑﺮآوردﻫﺎی آﺑﺸﻮﻳﻲ ( ، ﺧﺼﻮﺻﻴﺎت ﭘﺴﺘﻲ و ﺑﻠﻨﺪی زﻣﻴﻦ و ﺣﻖ ﻫ آﺑﻪ ﺎی زارﻋﻴﻦ از ﺟﻤﻠﻪ آﻣﺎر و اﻃﻼﻋﺎت ﻣـﺮﺗﺒﻂ ﺑـﺎ اﻳـﻦ ﺑﺨﺶ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﺣﺴﺐ ﺷﺮاﻳﻂ، ﺗﻤﺎﻣﻲ ﻣﻨﺎﺑﻊ روی ﺳﻄﺢ زﻣﻴﻦ در ﻣﺤﺪوده ﭼﺎرﭼﻮب ﻣﻜﺎﻧﻲ ﺑﻴﻼن ﺗﻮﻟﻴﺪ ﻧﻤﻲ ﺷﻮﻧﺪ . ﺑﻨﺎﺑﺮاﻳﻦ ﻟﺰوم ارزﻳﺎﺑﻲ آن دﺳﺘﻪ از ﻣﻨﺎﺑﻊ روی ﺳﻄﺢ زﻣﻴﻦ ﻛﻪ ﺗﻮﺳﻂ ﻣﺮزﻫﺎی ﺷﻌﺎع ﻣﻜﺎﻧﻲ ﺑﻴﻼن اﻧﺘﻘﺎل ﻣﻲ ﻳﺎﺑﻨﺪ اﺣﺴﺎس ﻣﻲ ﺷﻮد ﭼﻨ . ﻴﻦ ﻣﻨـﺎﺑﻌﻲ ﺑﻪ دو دﺳﺘﻪ ﻣﺎﻳﻊ و ﺟﺎﻣﺪ ﺗﻘﺴﻴﻢ ﻣﻲ ﺷﻮﻧﺪ . ﺑﺮای آن دﺳﺘﻪ از ﻣﻨﺎﺑﻊ ﻛﻪ ﺑﻪ ﺻﻮرت ﻣﺎﻳﻊ ﺑﻪ ﺷﻌﺎع ﻣﻜﺎﻧﻲ ﺑﻴﻼن وارد ﻣﻲ ﺷـﻮﻧﺪ، از آﻣﺎر و اﻃﻼﻋﺎﺗﻲ ﻛﻪ در ﻫﻤﻴﻦ ﺑﺨﺶ ﺑﺮای اﻧﻬﺎر و رودﺧﺎﻧﻪ ﻫﺎ ﺑﺤﺚ ﺷﺪ اﺳﺘﻔﺎده ﻣﻲ ﺷﻮد . ﺑﺮای اﻧﻮاع ﺟﺎﻣﺪ ﭼﻨﻴﻦ ﻣﻨـﺎﺑﻌﻲ، ﻋﻼوه ﺑﺮ آن ﭼﻪ ﻛﻪ در اﻳﻦ ﺑ ﺨﺶ در ﻣﻮرد ﭼﻨﻴﻦ ﻣﻨﺎﺑﻌﻲ ﺻﺤﺒﺖ ﺷﺪ، ﺑﻪ ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎﻳﻲ ﭼﻮن ﺳﺮﻋﺖ ﺣﺮﻛﺖ اﻳـﻦ ﻣﻨـﺎﺑﻊ ﻧﻴـﺰ ﻣﻮرد ﻧﻴﺎز اﺳﺖ . ﻓﺼﻞ ﭘﻨﺠﻢ - آﻣﺎر و اﻃﻼﻋﺎت 22 / 04 / 93 87 5 - 1 - 3 - ﻣﻨﺎﺑﻊ زﻳﺮ ﺳﻄﺤﻲ ﺣﺴﺐ ﻛﺎرﺑﺮد ﻣﺘﻔﺎوت ﺑﻴﻼن، اﻳﻦ ﻣﻨﺎﺑﻊ ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ راﻛﺪ و ﻳﺎ ﺟﺎری ﺑﺎﺷﻨﺪ . ﭼﺸﻤﻪ ﻫﺎ و ﻗﻨﻮات اﻧـﻮاﻋﻲ از ﻣﻨـﺎﺑﻊ زﻳﺮﺳـﻄﺢ زﻣﻴﻦ ﺑﻪ ﺷﻜﻞ ﺟﺎری را ﺗﺸﻜﻴﻞ ﻣﻲ دﻫﻨﺪ . ﺣﺮﻛﺖ ﻃﺒﻴﻌﻲ آب در زﻳﺮ ﺳﻄﺢ زﻣﻴﻦ ﻧﻴﺰ ﻧﻮﻋﻲ ﺣﺮﻛﺖ ﻃﺒﻴﻌﻲ ﺟـﺎﻧﺒﻲ را ﺗﺸـﻜﻴﻞ دﻫﺪ ﻣﻲ . اﻣﺮوزه ﺣﻔﺮ ﭼﺎه ﻫﺎ ـ اﻋﻢ از ﻛﻢ ﻋﻤﻖ، ﻧﻴﻤﻪ ﻋﻤﻴﻖ و ﻋﻤﻴﻖ ـ از روش ﻫﺎی ﻣﺘـﺪاول اﺳـﺘﺨﺮاج آب ﻫـﺎی زﻳﺮﺳـﻄﺢ زﻣـﻴﻦ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﺷﻨﺎﺳﺎﻳﻲ ﻛﻠﻲ ﺷﺮاﻳﻂ آب و ﻫﻮاﻳﻲ ﻧﺎﺣﻴﻪ ﻣﻮرد ﻣﻄﺎﻟﻌﻪ، ﺗﻌﻴﻴﻦ آﻣﺎر ﻣﻨـﺎﺑﻊ و ﻣﺼـﺎرف روی ﺳـﻄﺢ زﻣـﻴﻦ ) ﺑﺎرﻧـﺪﮔﻲ، ﭘﺮاﻛﻨﺪﮔﻲ و ﺗﻮزﻳﻊ زﻣﺎﻧﻲ آن ﻫﺎ، رواﻧﺎب ﻫﺎی ﺳﻄﺤﻲ، ﺗﺒﺨﻴﺮ، ﺗﻠﻔﺎت اﻧﺘﻘﺎﻟﻲ ﺟﺮﻳﺎن، ﻧﻔﻮذ در ﺳﻄﺢ زﻣﻴﻦ، ﻧﺸﺖ از ﻣﺨﺎزن و ...( و ﻧﻴﺰ ﭘﻮﺷﺶ ﮔﻴﺎﻫﻲ، ﺷﻜﻞ ﭼﻴﻦ ﺧﻮردﮔﻲ ﻫﺎ، ﺟﻬﺖ ﺷﻴﺐ ﻫﺎ، و ﺷﺮاﻳﻂ ﺳﻄﺤﻲ زﻣـﻴﻦ از ﻧﻈـﺮ ﻣﻴـﺰان ﻧﮕﻬﺪاﺷـﺖ آب، و ﺑـﺎﻻﺧﺮه اﻗﻠﻴﻢ ﻣﻨﻄﻘﻪ ﺟﻬﺖ ﺷﻨﺎﺳﺎﻳﻲ و ﻗﻀﺎوت ﻫﺎی اوﻟﻴﻪ از ﺟﻤﻠﻪ ﻣﻠﺰوﻣﺎت ﻫﻤﺮاه ﺑﺎ آﻣﺎر ﻣﻨﺎﺑﻊ زﻳﺮﺳﻄﺤﻲ ﻣﺤﺴﻮب ﻣﻲ ﺷﻮﻧﺪ . اﻃﻼﻋﺎت ﻣﺮﺑﻮط ﺑﻪ زﻣﻴﻦ ﺷﻨﺎﺳﻲ ﻣﻨﻄﻘﻪ ﻣﻮرد ﻣﻄﺎﻟﻌﻪ، ﻧﻮع ﺳﻨﮓ ﻫﺎ، ﻣﻴﺰان درز و ﺷـﻜﺎف، ﺗﺨﻠﺨـﻞ ﺧـﺎک، داﻧـﻪ ﺑﻨـﺪی، ﻗﺎﺑﻠﻴﺖ ﻧﻔﻮذ، آب دﻫﻲ وﻳﮋه، ﺿﺮﻳﺐ اﻧﺘﻘﺎل، وﺳﻌﺖ ﺳﻔﺮه آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ، ﺷﻜﻞ ﺳﻔﺮه، ﻇﺮﻓﻴﺖ ذﺧﻴﺮه، ﺳﻨﮓ ﻫﺎی ﻣﻮﺟـﻮد در ﻣﻨﻄﻘﻪ، وﻳﮋﮔﻲ ﻫﺎی ﺳﻨﮓ ﻛﻒ از ﻧﻘﻄﻪ ﻧﻈﺮ ﺟﻨﺲ، ﺷﻜﺴﺘﮕﻲ ﻫﺎ و ﺿﺨﺎﻣﺖ، ﻋﻤﻖ ﺳﻔﺮه آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ، ﻧـﻮع ﺳـﻔﺮه ) ﺗﺤـﺖ ﻓﺸﺎر، آزاد و ﻳﺎ ﻧﺸﺘﻲ ﺑﻮدن ( ، اﻃﻼﻋﺎت ﻣﺮﺑﻮط ﺑﻪ ﻣﻴﺰان ﺑﺮداﺷﺖ آب ازﻣﻨﺎﺑﻊ آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ﺷﺎﻣﻞ ﭼﺎه ﻫﺎ، ﻗﻨﻮات و ﭼﺸﻤﻪ ﻫـﺎ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . در ﺧﺼﻮص ﭼﺎه ﻫﺎ اﻃﻼﻋﺎت ﻣـﻮرد ﻧﻴـﺎز را ﻣـﻲ ﺗـﻮان ﺑـﻪ ﺻـﻮرت ﺑـﺪه ﭼـﺎه، ﻣـﺪت زﻣـﺎن ﻛـﺎرﻛﺮد، ﺗـﺎرﻳﺦ ﺣﻔـﺮ، ﻛﻒ ﺷﻜﻨﻲ ﻫﺎی اﻧﺠﺎم ﺷﺪه، ﺟﺎﺑﻪ ﺟﺎﻳﻲ ﻫﺎ، روﻧﺪ ﺗﻐﻴﻴﺮ آﺑﺪﻫﻲ، ﺗﺠﻬﻴﺰات ﻣﻜﺎﻧﻴﻜﻲ و اﻟﻜﺘﺮوﻧﻴﻜﻲ ﻃﺒﻘﻪ ﺑﻨﺪی ﻛﺮد . در ﺳﻔﺮه ﻫﺎی آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ﻛﻢ ﻋﻤﻖ، ﻋﻠﻲ اﻟﺨﺼﻮص ﻣﻨﺎﻃﻘﻲ ﻛﻪ ﻓﺎﻗﺪ ﺑﺮﺟﺴﺘﮕﻲ ﻫـﺎی روزﻣﻴﻨـﻲ ﻗﺎﺑـﻞ ﺗﻮﺟـﻪ ﻫﺴـﺘﻨﺪ، ﺳﻔﺮه آب ﺷﻴﺮﻳﻦ ﻋﻤﺪﺗﺎ ﺗﺎ ﻋﻤﻖ ﺑﺴﻴﺎر ﻛﻤﻲ در زﻣﻴﻦ ﭘﺎﻳﻴﻦ رﻓﺘﻪ و ﺟﺎی ﺧﻮد را ﺑﺎ آب ﺷﻮر ﻛﻪ در ﺳﻮاﺣﻞ ﻣﻨﺸـﺎء درﻳـﺎﻳﻲ دارد، ﻋﻮض ﻣﻲ ﻛﻨﺪ . در ﭼﻨﻴﻦ ﻣﻨﺎﻃﻘﻲ ﭘﻮﺷﺶ ﮔﻴﺎﻫﻲ ﻣﻲ ﺗﻮاﻧﺪ ﺳﻬﻢ ﻋﻤﺪه ای در ﺧﺮوج آب از ﺳﻄﺢ ﺳﻔﺮه ﺑﻪ ﺻﻮرت ﺗﻌﺮق داﺷﺘﻪ ﺑﺎﺷﺪ . ﻧﻜﺘﻪ ﻗﺎﺑﻞ ﺗﻮﺟﻪ دﻳﮕﺮ در ﺧﺼﻮص ﺗﺒﺨﻴﺮ از ﺳﻄ ﺢ آزاد ﺳﻔﺮه ﻣﺮﺑﻮط ﺑﻪ دوره ﻫـﺎی زﻣـﺎﻧﻲ اﺳـﺖ ﻛـﻪ ﺑﺨـﺎر آب ﻣﻮﺟﻮد در ﺧﺎک ﺑﻪ واﺳﻄﻪ ﺗﻐﻴﻴﺮ ﻓﺼﻮل و ﺑﺮودت ﺧﺎک ﺑﺎﻋﺚ اﻳﺠﺎد ﮔﺮادﻳﺎن رﻃﻮﺑﺘﻲ ﮔﺮدﻳﺪه ﺑﺨﺎر از ﺳﻄﺢ ﺳﻔﺮه ﺑﻪ ﺳـﻄﺢ زﻣﻴﻦ ﺟﺮﻳﺎن ﻳﺎﻓﺘﻪ در ﻧﺰدﻳﻜﻲ ﺳﻄﺢ ﺑﻪ ﻣﺎﻳﻊ ﺗﺒﺪﻳﻞ ﻣﻲ ﺷﻮد . ﭘﺪﻳﺪه ﺑﻬﺎر ﻛﺎذب در ﺑﺴﻴﺎری از ﻣﻨﺎﻃﻖ ﻣﻌﺘﺪل ﻣﺮﺑﻮط ﺑﻪ اﻳـﻦ ﻓﺮاﻳﻨﺪ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ ﻛﻪ در اواﻳﻞ ﭘﺎﻳﻴﺰ اﻫﻤﻴﺖ ﻣﻲ ﻳﺎﺑﺪ . ﺑﺮای ﻣﻄﺎﻟﻌﻪ ﻣﺨﺰن آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ﺑﺎﻳﺪ ﺷﺒﻜﻪ ای از ﭼﺎه ﻫـﺎی ﭘﻴﺰوﻣﺘـﺮی در اﺧﺘﻴﺎر ﺑﺎﺷﻨﺪ . ﻧﺤﻮه ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺟﺮﻳﺎن آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ از ﻳﻚ ﻣﻘﻄﻊ و ﺳﺎﻳﺮ ﻣﺸﺨﺼﺎت در ﻓﺼﻞ ﺷﺸﻢ آورده ﺷﺪه اﺳﺖ . ﺑﺮای ﺷﻨﺎﺳﺎﻳﻲ ﻣﻨﺎﺑﻊ آب ﻛﺎرﺳﺖ ﺑﻪ ﻃﻮر وﻳﮋه ﻻزم اﺳﺖ ﻛﻪ ﻣﺸﺨﺼﺎت رﺳﻮﺑﺎت آﺑﺨﻮان و ﺳﻨﮓ ﻛﻒ، ﺗﺮﻛﻴﺐ ﺷﻴﻤﻴﺎﻳﻲ آب ﭼﺎه ﻫﺎی ﺗﺤﺖ ﺑﻬﺮه ﺑﺮداری، آﺑﺪﻫﻲ و ﻧﺤﻮه ﺗﻐﻴﻴﺮات آن، ﺗﻐﻴﻴﺮات اﺣﺘﻤﺎﻟﻲ ﺑﻪ وﺟﻮد آﻣﺪه در ﺳﻄﺢ زﻣﻴﻦ، ﺳﻴﺴﺘﻢ ﻫـﺎی درز و ﺷﻜﺎف در ﺑﻴﺮون زدﮔﻲ ﻫﺎی ﭘﻴﺮاﻣﻮن دﺷﺖ ) اﻣﻴﺮی، 1384 ( ، ﺗﻌﻴﻴﻦ وﺿﻌﻴﺖ ﭘﻲ ﺳﻨﮓ ﻣﻨﻄﻘﻪ از ﻧﻘﻄﻪ ﻧﻈﺮ ﺗﻜﺘـﻮﻧ ﻴﻜﻲ و ﺗﻌﻴﻴﻦ ﻓﺎﻛﺘﻮرﻫﺎی ﻣﻮﺛﺮ در ﺗﺸﻜﻴﻞ ﻳﻚ دﺷﺖ ﻛﺎرﺳﺘﻲ ﺗﻌﻴﻴﻦ ﮔﺮدد ) ﺳﻌﺎدﺗﻲ، 1384 .( ﻣﺠﻤﻮﻋﻪ اﻃﻼﻋﺎت ﻓﻮق ﻣـﻲ ﺗﻮاﻧـﺪ ﺑﻪ ﺷﻜﻞ ﻧﻘﺸﻪ ﻫﺎی زﻣﻴﻦ ﺷﻨﺎﺳﻲ ﻫﻤﺮاه ﺑﺎ ﻣﻘﺎﻃﻊ و ﺑﺎ ﺗﺎﻛﻴﺪ ﺑﺮ راﺑﻄﻪ ﺳﺎزﻧﺪﻫﺎی آﻫﻜﻲ و آﺑﺮﻓﺖ، ﻧﻘﺸـﻪ ﻫـﺎی ژﺋﻮﻣﻮرﻓﻮﻟـﻮژی ﺳﺎزﻧﺪ ﻫﺎی آﻫﻜﻲ و ﺳﺎﻳﺮ ﺑﺮرﺳﻲ ﻫﺎی ﻻزم ﻧﻤﻮد ﭘﻴ ﺪا ﻛﻨﺪ ) رﺋﻴﺴﻲ اردﻛﺎﻧﻲ، 1384 .( 88 22 / 04 / 93 دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب 5 - 2 - ﻣﺼﺎرف ﻣﺼﺮف آب از ﻣﻨﺎﺑﻊ آﺑﻲ ﻣﻮﺟﻮد در ﭼﺎرﭼﻮب ﻣﻜﺎﻧﻲ ﺑﻴﻼن و در ﻃﻮل ﺑﺎزه زﻣﺎﻧﻲ ﻛﻪ ﺑـﻴﻼن ﺑـﺮای آن ﺗﻌﺮﻳـﻒ ﻣـﻲ ﺷـﻮد ) ﺷﻌﺎع زﻣﺎﻧﻲ ﺑﻴﻼن ( ، ﺷﺎﻣﻞ ﺧﺮوج آب ﺑﻪ ﻫﺮ ﺣﺎﻟﺖ ﺟﺎﻣﺪ، ﻣﺎﻳﻊ و ﮔﺎز ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﻣﺸﺎﺑﻪ ﺗﻘﺴﻴﻢ ﺑﻨﺪی ﻛﻪ ﺑﺮای ﻣﻨـﺎﺑﻊ ﺻـﻮرت ﭘﺬﻳﺮﻓﺖ ، ﻣﺼﺎرف ﻧﻴﺰ در ﺳﻪ ﺑﺨﺶ اﻟﻒ ) ( ﺑﺎﻻی ﺳﻄﺢ زﻣﻴﻦ، ( ب) روی ﺳﻄﺢ زﻣﻴﻦ و )ج( زﻳﺮ ﺳﻄﺢ زﻣﻴﻦ ﻣﻲ ﺗﻮاﻧـ ﺪ ﺻـﻮرت ﭘﺬﻳﺮد . ﺑﺎ اﻳﻦ وﺟﻮد، در ﻳﻚ ﺗﻘﺴﻴﻢ ﺑﻨﺪی دﻳﮕﺮ، ﻣﺼﺎرف را ﺗﻮان ﻣﻲ ﺑﻪ دو ﺑﺨﺶ ﻛﻨﺘﺮل ﺷﺪه و ﻛﻨﺘﺮل ﻧﺸﺪه ﺗﻔﻜﻴﻚ ﻛﺮد . در ﺟﺎ اﻳﻦ دﺧﺎﻟﺖ ﻫﺎی ﺑﺸﺮ در اﻳﻦ ﺗﻘﺴﻴﻢ ﺑﻨﺪی ﺑﺴﻴﺎر ﻣﻬﻢ اﺳﺖ . ﻣﺼﺎرف آب ﺑﺮای ﺑﺸﺮ در ﺳﻪ ﻣﻘﻮﻟﻪ ﺷﺮب، ﺻﻨﻌﺖ و ﻛﺸﺎورزی ﻳﻚ ﻧﻮع ﻣﺼﺮف ﻛﻨﺘﺮل ﺷﺪه اﺳﺖ . درﺣﺎﻟﻲ ﻛﻪ ﺗﺒﺨﻴﺮ از ﺳﻄﻮح آزاد آب ﻳﻜﻲ از اﻧﻮاع ﻣﺼﺮف ﻛﻨﺘﺮل ﻧ ﺸﺪه ﺑﻪ ﺷﻤﺎر ﻣﻲ . آﻳﺪ 5 - 2 - 1 - ﻣﺼﺎرف در ﺑﺎﻻی ﺳﻄﺢ زﻣﻴﻦ ﺑﻪ ﻃﻮر ﻛﻠﻲ ﻣﺼﺮف آب ﺑﻪ ﺻﻮرت ﺣﺮﻛﺖ آب از ﺳﻄﺢ زﻣﻴﻦ ﺑﻪ ﻃﺮف ﺑﺎﻻ در اﻳﻦ ﺑﺨﺶ ﻗﺮار ﻣﻲ ﮔﻴﺮد . ﭼﻨﻴ ﻦ ﺣﺮﻛﺖ ﻫـﺎﻳﻲ ﺷﺎﻣﻞ ﺗﺒﺨﻴﺮ از ﺳﻄﺢ آزاد آب، ﺗﺒﺨﻴﺮ از ﺳﻄﺢ ﺧﺎک، ﺗﺒﺨﻴﺮ از ﺳﻄﺢ ﭘﻮﺷﺶ ﮔﻴﺎﻫﻲ، ﺗﻌﺮق و ﻫﻤﭽﻨﻴﻦ ﺗﺒﺨﻴﺮ - ﺗﻌﺮق از ﺳﻄﻮح ﭘﻮﺷﺶ ﮔﻴﺎﻫﻲ و ﺑﺎﻻﺧﺮه ﺗﺼﻌﻴﺪ از ﺳﻄﻮح ﺑﺮﻓﻲ و ﻳﺨﭽﺎﻟﻲ ﻣﻲ ﺑﺎﺷـﺪ . ﻫﺮﻛـﺪام از اﻳـﻦ ﻓﺮآﻳﻨـﺪﻫﺎ، ﻣﻮﻟﻔـﻪ ﻣﺴـﺘﻘﻴﻤﻲ از ﺑـﻴﻼن ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ و ﻟﺬا ﺑﻪ آن واژه ی آﻣﺎر و اﻃ ﻼﻋﺎت اﻃﻼق ﻣﻲ ﺷﻮد . در ﺻـﻮرت ﻋـﺪم اﻣﻜـﺎن اﻧـﺪازه ﮔﻴـﺮی اﻳـﻦ ﻣﻮﻟﻔـﻪ ﻫـﺎ، روش ﻫـﺎی ﻏﻴﺮﻣﺴﺘﻘﻴﻢ ﺑﺮآورد ﻗﺎﺑﻞ ﺗﻌﺮﻳﻒ ﺧﻮاﻫﺪ ﺑﻮد . در اﻳﻦ ﺻﻮرت آﻣﺎر و اﻃﻼﻋﺎت ﻣﺘﻔﺎوت دﻳﮕﺮی ﻣﻮرد ﻧﻴﺎز ﺧﻮاﻫﺪ ﺑﻮد . ﺗﺤﻠﻴﻞ ﻓﺮآﻳﻨﺪ ﺗﺒﺨﻴﺮ از ﺳﻄﺢ آزاد آب ﺑﻪ آﻣﺎر و اﻃﻼﻋﺎﺗﻲ ﭼﻮن ﻣﻴﺰان ﺗﺒﺨﻴﺮ از ﺗﺸﺖ ﺗﺒﺨﻴﺮ، ﻣ ﺴـﺎﺣﺖ، ﻋﻤـﻖ و درﺟـﻪ ﺣﺮارت آب و ﻫﻤﭽﻨﻴﻦ ﻏﻠﻈﺖ اﻣﻼح ﻣﺤﻠﻮل آن ﻧﻴﺎز دارد . ﻋﻼوه ﺑﺮ اﻳﻦ، وﻳﮋﮔﻲ ﻫﺎﻳﻲ از ﻫﻮا ﺷﺎﻣﻞ درﺟـﻪ ﺣـﺮارت، رﻃﻮﺑـﺖ ﻧﺴﺒﻲ، ﺳﺮﻋﺖ ﺑﺎد در ارﺗﻔﺎﻋﺎت 2 و10 ﻣﺘﺮی، ﺗﺎﺑﺶ ﺧﻮرﺷﻴﺪ، ﻓﺸـﺎر ﺑﺨـﺎر آب ﻧﻴـﺰ دﺳـﺘﻪ دﻳﮕـﺮی از آﻣـﺎر و اﻃﻼﻋـﺎت را ﺗﺸﻜﻴﻞ ﻣﻲ دﻫﺪ . اﻳﻦ وﻳﮋﮔﻲ ﻫﺎ ﺗﺒﺨﻴﺮﭘ ﺬﻳﺮی ﻫﻮا ) اﺗﻤﺴﻔﺮ ( را ﻛﻨﺘﺮل ﻣﻲ ﻛﻨﻨﺪ . ﻓﺮآﻳﻨﺪ ﺗﻴﺨﻴﺮ از ﺳﻄﺢ ﺧﺎک ﺑﺎ ﺗﺒﺨﻴﺮ از ﺳﻄﺢ آزاد آب ﺗﻔﺎوت دارد . اﻳﻦ ﺗﻔﺎوت از اﻳﻦ ﻧﺎﺷﻲ ﻣﻲ ﺷﻮد ﻛـﻪ ﺗﺒﺨﻴﺮﭘـﺬﻳﺮی ﻫﻮا ﻛﻨﺘﺮل ﻛﻨﻨﺪه ﺗﺒﺨﻴﺮ از ﺳﻄﺢ آزاد آب اﺳﺖ در ﺣﺎﻟﻲ ﻛﻪ ﻏﺎﻟﺒﺎ اﻳﻦ ﻣﻴﺰان آب ﺧﺎک اﺳﺖ ﻛﻪ ﻛﻨﺘﺮل ﻛﻨﻨﺪه ﺷﺪت ﺗﺒﺨﻴﺮ از ﺳﻄﺢ ﺧﺎک ﺑﻪ ﺷﻤﺎر ﻣﻲ آﻳﺪ . ) ﻣﻮارد اﺳﺘﺜﻨﺎ ﺷﺎﻣﻞ ﺧﺎک ﻫﺎی اﺷﺒﺎع و وﺟﻮد ﺳﻄﺢ اﻳﺴﺘﺎﺑﻲ ﻛﻢ ﻋﻤﻖ در ﺧﺎک اﺳـﺖ ﻛـﻪ ﺑﺎﻋﺚ ﻣﻲ ﺷﻮد ﺗﺒﺨﻴﺮ از ﺳﻄﺢ ﺧﺎک ﻛﻤﺎﻛﺎن ﺑﻪ ﺻﻮرت ﭘﺘﺎﻧﺴﻴﻞ و ﺑﺎﻟﻘﻮه ﺻﻮرت ﭘﺬﻳﺮد .( ﺑﻨﺎﺑﺮاﻳﻦ ﻋﻼوه ﺑـﺮ آﻣـﺎر و اﻃﻼﻋـﺎت ﻣﺮﺑﻮط ﺑﻪ ﺗﺒﺨﻴﺮ از ﺳﻄﺢ آزاد ﺑﻪ ) ﺟﺰ وﻳﮋﮔﻲ ﻫﺎی ﺳﻄﺢ، ﻋﻤﻖ و درﺟـﻪ ﺣـﺮ ارت آب ( ، وﻳﮋﮔـﻲ ﻫـﺎﻳﻲ از ﺧـﺎک ﻧﻴـﺰ ﺑﺎﻳﺴـﺘﻲ ﻣﺸﺨﺺ ﺷﻮد . اﻳﻦ وﻳﮋﮔﻲ ﻫﺎ ﺷﺎﻣﻞ ﺑﺎﻓﺖ ﺧﺎک، درﺻﺪ ﻣﻮاد ﺷﻦ، ﻻی و رس، ﭼﮕﺎﻟﻲ ﻇﺎﻫﺮی و ﺣﻘﻴﻘﻲ ﺧﺎک، درﺻـﺪ ﻣـﻮاد آﻟﻲ، ﺧﺼﻮﺻﻴﺎت ﺷﻴﻤﻴﺎﻳﻲ ﺧﺎک )PH ، ﺷﻮری ﻋﺼﺎره اﺷﺒﺎع، ﻧﺴـﺒﺖ ﺟـﺬب ﺳـﺪﻳﻢ ( ، ﻣﻨﺤﻨـﻲ ﻣﺸﺨﺼـﻪ رﻃـﻮﺑﺘﻲ، ﺿـﺮﻳﺐ آﺑﮕﺬری اﺷﺒﺎع و ﺗﺎﺑﻊ ﺿﺮﻳﺐ آﺑﮕﺬری ﺧﺎک ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎی ﻣﺘﻌﺪدی ﺑﺮای ﺑﺮآورد ﺗﺒﺨﻴﺮ از ﺳﻄﺢ ﭘﻮﺷﺶ ﮔﻴﺎﻫﻲ ﻣﻮرد ﻧﻴﺎز اﺳﺖ . ﻋﻼوه ﺑﺮ آﻣـﺎر و اﻃﻼﻋـﺎت ﻣﺮﺑـﻮط ﺑـﻪ ﺗﺒﺨﻴﺮ از ﺳﻄﺢ آزاد آب، ﻧﻮع ﭘﻮﺷﺶ ﮔﻴﺎﻫﻲ ﺑﺴﻴﺎر ﺣﺎﺋﺰاﻫﻤﻴﺖ اﺳﺖ . در ﻧﺘﻴﺠﻪ ﻋﻮاﻣﻠﻲ از ﻗﺒﻴﻞ ﺳﻄﺢ ﺑﺮگ ﻫﺎ، ﻧﻤﺎﻳﻪ ﺳـﻄﺢ ﺑﺮگ، ﺗﺮاﻛﻢ ﮔﻴﺎﻫﻲ، ﺳﻦ ﮔﻴﺎﻫﺎن ) ﺑﺮای درﺧ ﺘﺎن ( ﺑﻪ ﻋﻨﻮان آﻣﺎر و اﻃﻼﻋﺎت ﺑﺎﻳﺴﺘﻲ اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی و ﺗﻌﻴﻴﻦ ﺷﻮﻧﺪ . ﻓﺼﻞ ﭘﻨﺠﻢ - آﻣﺎر و اﻃﻼﻋﺎت 22 / 04 / 93 89 ﺑﺮای ﺑﺮآورد ﺗﻌﺮق ﮔﻴﺎﻫﺎن، ﻋﻮاﻣﻠﻲ ﭼﻮن وﻳﮋﮔﻲ ﻫﺎی روزﻧﻪ ﺑﺮگ ﻫﺎ ﻣﻮرد ﻧﻴﺎز ﺧﻮاﻫﺪ ﺑﻮد . ﺑﺎ اﻳﻦ وﺟﻮد ﺑﻪ ﺟﺰ در ﻣﻮارد ﻣﻌﺪودی از ﺗﺠﺰﻳﻪ و ﺗﺤﻠﻴﻞ ﻫﺎی دﻗﻴﻖ زراﻋﻲ، ﻏﺎﻟﺒﺎ ﻧﻴﺎزی ﺑﻪ ﺗﻔﻜﻴﻚ ﺳﻪ ﻓﺮآﻳﻨـﺪ ﺗﺒﺨﻴـﺮ از ﺳﻄﺢ ﺧﺎک ، ﺗﺒﺨﻴﺮ از ﭘﻮﺷﺶ ﮔﻴﺎﻫﻲ و ﺗﻌﺮق از ﭘﻮﺷﺶ ﮔﻴﺎﻫﻲ ﻧﻤﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﺗﻠﻔﻴﻖ اﻳﻦ ﺳـﻪ ﻓﺮآﻳﻨـﺪ، ﺗﺒﺨﻴـﺮ - ﺗﻌـﺮق ﮔﻴـﺎﻫﻲ ﻧﺎﻣﻴﺪه ﻣﻲ ﺷﻮد . آﻣﺎر و اﻃﻼﻋﺎت ﻣﻮرد ﻧﻴﺎز ﺑﺮای ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺗﺒﺨﻴﺮ- ﺗﻌﺮق ﭘﺘﺎﻧﺴﻴﻞ ﺷﺎﻣﻞ ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎی اﻗﻠﻴﻤﻲ ) ﻣﺸﺎﺑﻪ آﻧﭽﻪ ﺑﺮای ﺗﺒﺨﻴﺮ از ﺳﻄﺢ آب آزاد ﮔﻔﺘﻪ ﺷﺪ ( و ﺧﺼﻮﺻﻴﺎت ﮔﻴﺎﻫﺎن ﻣﻮرد ﻧﻈﺮ ) ﺗـﺎرﻳﺦ ﻛﺎﺷـﺖ، ﻃـﻮل دوره ﻫـﺎی رﺷـﺪی - ﺟﻮاﻧـﻪ زﻧـﻲ، ﺳﺒﺰﻳﻨﻪ ای، ﺗﻮﻟﻴﺪ ﻣﺤﺼﻮل، ﺑﺮداﺷﺖ- ﺿﺮاﻳﺐ ﮔﻴﺎﻫﻲKc (اﺳﺖ . از ﻃﺮف دﻳﮕﺮ ﺑﺮآورد ﺗﺒﺨﻴﺮ- ﺗﻌﺮق واﻗﻌﻲ ﮔﻴﺎﻫـﺎن ﺗﻨﻬـﺎ از ﻃﺮﻳﻖ اﺳﺘﻔﺎده از ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن در ﻣﺤﻔﻈﻪ ﻫﺎی ﻛﻨﺘﺮل ﺷﺪه ای ﺑﻪ ﻧﺎم ﻻﻳﺴﻴﻤﺘﺮ ﻣﻴﺴﺮ اﺳﺖ . آﻣﺎر و اﻃﻼﻋﺎت ﻣﻮرد ﻧﻴﺎز ﺑـﺮای اﻳﻦ ﻣﻮرد، ﺗﺮازوی دﻗﻴﻖ ﺑﺮای ﺗﻮزﻳﻦ ﻻﻳﺴﻴﻤﺘﺮﻫﺎی وزﻧﻲ، ﺑـﺮآورد رﻃﻮﺑـﺖ ﺧـﺎک در ﺑـﺎزه ﻫـﺎی زﻣـﺎﻧﻲ ﻣﺨﺘﻠـﻒ در اﻋﻤـﺎق ﻻﻳﺴﻴﻤﺘﺮ و اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی زه آب ﺧﺮوﺟﻲ اﺳﺖ . ) در واﻗﻊ در اﻳﻦ ﺣﺎﻟﺖ ﻛﻨﺘﺮل ﺷﺪه، ﺗﺒﺨﻴﺮ-ﺗﻌﺮق ﻳﻜﻲ از ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎی ﺑﻴﻼن آب اﺳﺖ ﻛﻪ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻣﻲ ﺷﻮد .( ﺗﺤﻠﻴﻞ ﻓﺮآﻳﻨﺪ ﺗﺒﺨﻴ ﺮ و ﺗﺼﻌﻴﺪ از ﺳﻄﻮح ﺟﺎﻣﺪ ﻳﺨﭽﺎل ﻫﺎ و ﺳﻄﻮح ﺑﺮﻓﻲ ﺑﻪ آﻣﺎر و اﻃﻼﻋﺎﺗﻲ از ﭼﮕﺎﻟﻲ ﺑﺮف، آب ﻣﻌﺎدل ﺑـﺮف، ﺧﺼﻮﺻﻴﺎت اﻗﻠﻴﻤﻲ ) ﻣﺸﺎﺑﻪ آن ﭼﻪ ﺑﺮای ﺗﺒﺨﻴﺮ از ﺳﻄﺢ آب آزاد ﻣﻮرد ﻧﻴﺎز اﺳﺖ ( و ﻧﻴﺰ ﻛﻴﻔﻴﺖ ﺷﻴﻤﻴﺎﻳﻲ اﻳﻦ ﺗﻮده ﻫﺎ ﻧﻴﺎز دارد . 5 - 2 - 2 - ﻣﺼﺎرف در روی ﺳﻄﺢ زﻣﻴﻦ اﻧﻮاع ﻛﻨﺘﺮل ﺷﺪه ﻣﺼﺎرف آب در روی ﺳﻄﺢ زﻣﻴﻦ ﺷﺎﻣﻞ اﺳﺘﻔﺎده آب در ﺑﺨﺶ ﻫﺎی ﻣﺼﺮف ﺷﺮب، ﺑﻬﺪاﺷـﺖ، ﺻـﻨﻌﺖ و ﻛﺸﺎورزی ) اﻋﻢ از ﺟﻨﮕﻞ، ﻣﺤﻴﻂ زﻳﺴﺖ و ﻣﺮاﺗﻊ ﻣﻲ ( ﺑﺎﺷﺪ . ﺑﺎ اﻳﻦ وﺟﻮد ﻧﻮع ﻛﻨﺘﺮل ﺷﺪه دﻳﮕﺮی از ﻣﺼﺮف ﺑ ﻪ ﺻﻮرت اﻧﺘﻘـﺎل ﺑﻴﻦ ﺣﻮﺿﻪ ای ﺑﻪ ﺣﻮﺿﻪ ﻫﺎ ی دﻳﮕﺮ ﻧﻴﺰ ﻗﺎﺑﻞ ﺗﻌﺮﻳﻒ اﺳﺖ . ﺣﺮﻛﺖ ﻫﺎی آب در ﺳﻄﺢ زﻣـﻴﻦ و در ﻧﻬﺎﻳـﺖ ﺧـﺎرج ﺷـﺪن آن از ﭼﺎرﭼﻮب ﻣﻜﺎﻧﻲ ﺑﻴﻼن از ﻃﺮق ﻛﻨﺘﺮل ﻧﺸﺪه ی ﻣﺼﺮف آب در روی ﺳﻄﺢ زﻣﻴ ﻦ ﺑﻪ ﺷﻤﺎر ﻣﻲ . آﻳﺪ آﻣﺎر اﻃﻼﻋﺎﺗﻲ ﻛﻪ ﺑﻪ ﻧﺤﻮی ﺑﻪ ﻣﺼﺮف در روی ﺳﻄﺢ زﻣﻴﻦ ﻣﺮﺑﻮط ﺷﻮﻧﺪ، ﺗﺎﺑﻌﻲ از ﻧﻮع ﻣﺼﺮف ﻣﻲ ﺑﺎﺷﻨﺪ . ﺑﺮرﺳﻲ ﻣﺼﺮف ﺑﻪ ﺻﻮرت ﺷﺮب ﺑﻪ آﻣﺎر و اﻃﻼﻋﺎﺗﻲ ﺷﺎﻣﻞ ﺗﻌﺪاد اﻓﺮاد ﺟﻤﻌﻴﺖ در ﭼﺎرﭼﻮب ﻣﻜﺎ ﻧﻲ ﺑﻴﻼن، اﻟﮕﻮی ﻣﺼﺮف ﻣﺘﻮﺳﻂ ﻫﺎ آن در واﺣﺪ زﻣﺎن ) ﺣﺴﺐ ﺷﻌﺎع زﻣﺎﻧﻲ ﺑﻴﻼن و ( ﻛﻴﻔﻴﺖ آب ﻧﻴﺎز دارد . ﺑﺮرﺳﻲ ﺎﻣﺼ رف ﺑﻬﺪاﺷﺘﻲ و ﺧﺎﻧﮕﻲ ﺑﻪ آﻣﺎر و اﻃﻼﻋﺎﺗﻲ ﺷﺎﻣﻞ ﺗﻌﺪاد اﻓﺮاد ﺟﻤﻌﻴﺖ در ﭼﺎرﭼﻮب ﻣﻜﺎﻧﻲ ﺑﻴﻼن، اﻟﮕﻮی ﻣﺼﺮف در واﺣﺪ زﻣﺎن و ﻛﻴﻔﻴﺖ آب ﻧﻴﺎز دارد . ﺑﺮای ﺑﺮرﺳﻲ ﻣﺼﺮف در ﺑﺨﺶ ﺻﻨﻌ ﺖ ﺑﺎﻳﺴﺘﻲ آﻣﺎر و اﻃﻼﻋﺎﺗﻲ ﺷﺎﻣﻞ ﺗﻌﺪاد ﺻﻨﺎﻳﻊ ﻣﺘﻔﺎوت در ﭼﺎرﭼﻮب ﻣﻜﺎﻧﻲ ﺑﻴﻼن، ﻣﻴﺰان آب ﻣﺼﺮﻓﻲ در ﻫﺮ ﺻﻨﻌﺖ ﻣﺨﺘﻠﻒ، ﻛﻴﻔﻴﺖ آب ورودی و ﺧﺮوﺟﻲ و آب ﻣﺎزاد ﺧﺮوﺟﻲ از ﺻﻨﻌﺖ را ﺟﻤﻊ آوری ﻧﻤﻮد . ﻋﻤﻮﻣﺎ ﺑﺨﺶ ﻛﺸﺎورزی ﻣﺼﺮف ﻛﻨﻨﺪه ﻋﻤﺪه آب ﺑﻪ ﺷﻤﺎر ﻣﻲ آﻳﺪ . ﺑﻨﺎﺑﺮاﻳﻦ ﺑﺮآوردی از آب ﻣﺼﺮﻓﻲ در اﻳﻦ ﺑﺨﺶ اﻫﻤﻴـﺖ وﻳﮋه ای دارد . آﻣﺎر و اﻃﻼﻋﺎت ﻣﺮﺑﻮط ﺑﻪ ﻣﺼﺎرف در روی ﺳﻄﺢ زﻣﻴﻦ در ﺑﺨﺶ ﻛﺸـﺎورزی ﺷـﺎﻣﻞ ﺷﻨﺎﺳـﺎﻳﻲ اﻧـﻮاع ﻣﺨﺘﻠـﻒ ﻣﺤﺼﻮﻻت زراﻋﻲ / ﺑﺎﻏﻲ / ﺟﻨﮕﻠﻲ / ﻣﺮﺗﻌ ﻲ و ﺳﻄﺢ زﻳﺮ ﻛﺸﺖ ﻫﺎ آن در ﭼﺎرﭼﻮب ﻣﻜﺎﻧﻲ ﺑـﻴﻼن، ﻣﻴـﺰان آب ورودی ﺑـﻪ اراﺿـﻲ ﻛﺸﺎورزی ﻣﺘﻨﺎﺳﺐ ﺑﺎ ﻣﺤﺪوده زﻣﺎﻧﻲ ﺑﻴﻼن . ﺷﺪﺑﺎ ﻣﻲ اﮔﺮ ﻣﻴﺰان آب ورودی اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻧﺸﺪه ﺑﺎﺷﺪ، آﻣﺎر و اﻃﻼﻋﺎت دﻳﮕﺮی 90 22 / 04 / 93 دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب از ﻗﺒﻴﻞ ﻧﻮع ﺳﻴﺴﺘﻢ آﺑﻴﺎری، راﻧﺪﻣﺎن آﺑﻴﺎری ) ﺷﺎﻣﻞ راﻧﺪﻣﺎن ﻫﺎی اﻧﺘﻘﺎل و ﻛﺎرﺑﺮد ( ﺑﻪ ﻫﻤﺮاه ﺧﺼﻮﺻـﻴﺎت ﺧـﺎک ) ﺷـﺒﻴﻪ ﺑـﻪ آن ﭼﻪ در ﺑﺨﺶ ﺗﺒﺨﻴﺮ از ﺧﺎک اﺷﺎره ﺷﺪ ( ﺑﺎﻳﺴﺘﻲ ﻣﻌﻠﻮم ﺑﺎﺷﺪ . آﻧﭽﻪ آب از ﭼﺎرﭼﻮب ﻣﻜﺎﻧﻲ ﺑﻴﻼ ن ﺧﺎرج ﻣﻲ ﺷﻮد ) ﺑﻪ ﻫﺮ دو ﺷﻜﻞ ﻛﻨﺘﺮل ﺷﺪه و ﻛﻨﺘﺮل ﻧﺸﺪه ( ﻧﻴﺰ ﺟﺰﻳﻲ از ﻣﺼﺎرف در روی ﺳﻄﺢ زﻣﻴﻦ ﺗﻠﻘﻲ ﻣﻲ ﺷﻮد . ﭼﻨﻴﻦ ﺟﺮﻳﺎﻧﺎﺗﻲ اﮔﺮ در ﻛﺎﻧﺎل ﻫﺎ و ﻳﺎ رودﺧﺎﻧﻪ ﻫﺎ ﺻﻮرت ﭘﺬﻳﺮد، ﺑـﺪه رودﺧﺎﻧـﻪ ﻳـﺎ ﻛﺎﻧـﺎل ﺑـﻪ ﻋﻨﻮان آﻣﺎر و اﻃﻼﻋﺎت ﺧﻮاﻫﺪ ﺑﻮد . 5 - 2 - 3 - ﻣﺼﺎرف در زﻳﺮ ﺳﻄﺢ زﻣﻴﻦ اﻳﻦ ﻧﻮع از ﻣﺼﺮف ﺑﻪ ﺻﻮ رت » ﺧﺮوج ﻫﺮﮔﻮﻧﻪ آب از ﭼﺎرﭼﻮب ﻣﻜﺎﻧﻲ ﺑﻴﻼن ﻛﻪ در زﻳﺮﺳﻄﺢ زﻣﻴﻦ اﺗﻔﺎق ﻣﻲ اﻓﺘﺪ « ﺗﻌﺮﻳﻒ ﻣﻲ ﺷﻮد . ﭼﻨﻴﻦ ﻣﺼﺎرﻓﻲ ﺧ ﻮد ﺑﻪ دو ﺑﺨﺶ ﻛﻨﺘﺮل ﺷﺪه و ﻛﻨﺘﺮل ﻧﺸﺪه ﺗﻘﺴﻴﻢ ﻣـﻲ ﺷـﻮد . اﺧﺘﺼـﺎص دادن ﻣﻴـﺰان آب ﺑـﺮای آﺑﺸﻮﻳﻲ ﺧﺎک از ﺟﻤﻠﻪ ﻣﺼﺎرف ﻛﻨﺘﺮل ﺷﺪه اﺳﺖ . درﺣﺎﻟﻲ ﻛﻪ ﻧﻔﻮذ ﻋﻤﻘﻲ، ﺣﺮﻛـﺖ ﻫـﺎی اﻓﻘـﻲ زﻳﺮز ﻣﻴﻨـﻲ آب ﺑـﻪ ﺧـﺎرج از ﭼﺎرﭼﻮب ﻣﻜﺎﻧﻲ ﺑﻴﻼن از اﻧﻮاع ﻣﺼﺎرف ﻛﻨﺘﺮل ﻧﺸﺪه ﺑﻪ ﺷﻤﺎر ﻣﻲ آﻳﺪ . ﺑﺎ اﻳﻦ وﺟﻮد از ﺟﻨﺒﻪ دﻳﮕﺮ اﻳﻦ ﻣﺼﺎرف را ﺑـﻪ دو ﻧـﻮع اﻟﻒ ) ( ﺣﺮﻛﺖ از ﻣﺮز ﭘﺎﻳﻴﻨﻲ ﭼﺎرﭼﻮب ﻣﻜﺎﻧﻲ ﺑﻴﻼن ) ﻣﺜﻼ ﻋﻤﻖ رﻳﺸﻪ ( ب) و ( ﺣﺮﻛﺖ ﺟﺎﻧﺒﻲ در زﻳﺮ ﺳﻄﺢ زﻣـﻴﻦ ﺑـﻪ ﺳـﻤﺖ ﺧﺎرج از ﭼﺎرﭼﻮب ﻣﻜﺎﻧﻲ ﺑﻴﻼن ) ﻣﺜﻼ ﺑﻪ آﺑﺨﻮان ﻫﺎی ﻣﺠﺎور ( ﻃﺒﻘﻪ ﺑﻨﺪی ﻛﺮد . آﻣﺎر و اﻃﻼﻋﺎﺗﻲ ﻛﻪ ﺑﺮای ﺗﻌﻴﻴﻦ ﻛﻤﻲ ﻣﺼﺮف در زﻳﺮ ﺳﻄﺢ زﻣﻴﻦ ﻣـﻮرد ﻧﻴـﺎز اﺳـﺖ ﺷـﺎﻣﻞ ﻧﻔـﻮذ ﻋﻤﻘـﻲ، ﺧﺼﻮﺻـﻴﺎت ﻓﻴﺰﻳﻜﻲ ﺧﺎک ﺷﺎﻣﻞ ﺿﺮﻳﺐ آﺑﮕﺬری اﺷﺒﺎع و ﻏﻴﺮاﺷﺒﺎع ﺧﺎک، ﺗﺨﻠﺨﻞ ﺧﺎک، ﻣﻴﺰان آب آﺑ ﺸﻮﻳﻲ، ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﻫﻤﭽﻨﻴﻦ آﻣـﺎر و اﻃﻼﻋﺎﺗﻲ از ﺷﻜﻞ و اﻧﺪ ازه ﻣﺨﺰن زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ) ﻣﺸﺎﺑﻪ آﻧﭽﻪ ﺑﺮای ﻣﻨﺎﺑﻊ زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ﺑﺤﺚ ﺷﺪ ( ، ﺿﺮﻳﺐ ذﺧﻴﺮه و ﺿـﺮﻳﺐ اﻧﺘﻘـﺎل ﻻﻳﻪ ﻫﺎی آﺑﺪار ﺑﺎﻳﺴﺘﻲ اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی و ﻳﺎ ﺑﺮآورد ﺷﻮد . 5 - 3 - ﭼﮕﻮﻧﮕﻲ ﺗﻬﻴﻪ آﻣﺎر و اﻃﻼﻋﺎت آﻣﺎر و اﻃﻼﻋﺎت ﻣﻮرد ﻧﻴﺎز در ﺑﺨﺶ ﻫﺎی ﻗﺒﻠﻲ اﻳﻦ ﻓﺼﻞ ﻃﺒﻘﻪ ﺑﻨﺪی ﺷﺪ . اﻳﻦ آﻣﺎر و اﻃﻼﻋﺎت در ﺷـﺶ رده ﻛﻠـ )ﻲ اﻟـﻒ ( رﻳﺰش ﻫﺎی ﺟﻮی، ( ب) روان آب ﺳﻄﺤﻲ، ( ج) ﺗﺒﺨﻴﺮ، ﺗﻌﺮق، ﺗﺒﺨﻴـﺮ - ،ﺗﻌـﺮق، ﺗﺼـﻌﻴﺪ ( د) ﺗﻐﻴﻴـﺮات ذﺧﻴـﺮه آب، ( ه) ﻧﻔـﻮذ ﻋﻤﻘﻲ و ﺟﺮﻳﺎن ﻫﺎی زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ و ( و) ﻣﺼﺎرف ﺗﻘﺴﻴﻢ ﺑﻨﺪی ﻣﻲ .ﺷﻮد در ﺟﻤﻬﻮری اﺳﻼﻣﻲ اﻳﺮان دو ارﮔﺎن وزارت ﻧﻴﺮو و ﺳﺎزﻣﺎن ﻫﻮاﺷﻨﺎﺳﻲ ﻣﺴﻮول اﻧﺪازه ﮔﻴـﺮی و ﺛﺒـﺖ رﻳـﺰش ﻫـ ﺎی ﺟـﻮی ﻫﺴﺘﻨﺪ . اﻳﻦ اﻃﻼﻋﺎت در ﺳﺎﻟﻨﺎﻣﻪ ﻫﺎﻳﻲ ﺑﻪ ﭼﺎپ ﻣﻲ رﺳﺪ . ﺳـﺎزﻣﺎن ﻫﻮاﺷﻨﺎﺳـﻲ در راﺳـﺘﺎی ﻫﻤـﺎﻫﻨﮕﻲ ﺑـﺎ ﺳـﺎزﻣﺎن ﺟﻬـﺎﻧﻲ ﻫﻮاﺷﻨﺎﺳﻲ (WMO)، از ﺗﻘﻮﻳﻢ ﻣﻴﻼدی اﺳﺘﻔﺎده ﻣﻲ ﻛﻨﺪ و اﻃﻼﻋﺎت رﻳﺰش ﻫﺎی ﺟـﻮی را در ﻣﻘﻴـﺎس ﻫـﺎی زﻣـﺎﻧﻲ ﻣﺎﻫﺎﻧـﻪ و ﺳﺎﻻﻧﻪ ﺑﻪ ﭼﺎپ ﻣﻲ رﺳﺎﻧﺪ . اﻳﻦ اﻃﻼﻋﺎت در ﺳﺎﻳﺖ اﻳﻦ ﺳﺎزﻣﺎن ﺑﻪ آدرس ﻗﺎﺑﻞ ﺑﺎزﺧﻮاﻧﻲ اﺳـﺖ . دﺳﺘﺮﺳـﻲ ﺑﻪ آﻣﺎر و اﻃﻼﻋﺎت رﻳﺰش ﻫﺎی ﺟﻮی در ﻣﻘﻴﺎس ﻛﻮﭼﻚ ﺗﺮ از ﻳﻚ ﻣﺎه ﺗﻨﻬﺎ ﺑﺎ اراﺋﻪ درﺧﻮاﺳﺖ ﻛـﺎرﺑﺮ ﺑـﻪ ﺳـﺎزﻣﺎن ﻫﻮاﺷﻨﺎﺳـﻲ ﻣﻴﺴﺮ اﺳﺖ . آﻣﺎر و اﻃﻼﻋﺎت رﻳﺰش ﻫﺎی ﺟﻮی روزاﻧﻪ ) ﻣﻨﺤﺼﺮا ﺑﺎران ( ﺗﻮﺳﻂ وزارت ﻧﻴـﺮو ﺳـﺎﻻﻧﻪ در ﻛﺘﺎﺑﭽـﻪ ﻫـﺎ ﻳﻲ ﭼـﺎپ و ﻣﻨﺘﺸﺮ ﻣﻲ ﺷﻮد . وزارت ﻧﻴﺮو ﺗﻌﺪادی اﻳﺴﺘﮕﺎه ﻫﺎی ﺑﺮف ﺳﻨﺠﻲ را ﻧﻴﺰ ﺳﺮﭘﺮﺳﺘﻲ ﻣﻲ ﻛﻨﺪ . اﻳﻦ آﻣﺎر و اﻃﻼﻋـﺎت ﻫـﻢ در ﻣﺮﻛـﺰ ﻓﺼﻞ ﭘﻨﺠﻢ - آﻣﺎر و اﻃﻼﻋﺎت 22 / 04 / 93 91 اﺳﺘﺎن ﻣﺮﺑﻮﻃﻪ و ﻫﻢ در ﺳﺎزﻣﺎن ﻣﺪﻳﺮﻳﺖ ﻣﻨﺎﺑﻊ آب در ﺗﻬﺮان ﻧﮕﻬﺪاری ﻣﻲ ﺷـﻮد . ﺑﻌﻀـﺎ وزارت ﻧﻴـﺮو و ﺳـﺎزﻣﺎن ﻫﻮاﺷﻨﺎﺳـﻲ ﻧﻘﺸﻪ ﻫﺎی ﻫﻢ ﻣﻘﺪار ﺑﺎرﻧﺪﮔﻲ را ﺑﺮای ﻳﻚ د وره زﻣﺎﻧﻲ ﭼﻨﺪ ﺳﺎﻟﻪ ﺗﺮﺳﻴﻢ و ﮔﺰارش ﻣﻲ ﻛﻨﻨﺪ . آﻣﺎر و اﻃﻼﻋﺎت روان آب رودﺧﺎﻧﻪ ﻫﺎ ﺗﻨﻬﺎ ﺗﻮﺳﻂ ادارات آب ﻫﺎی ﺳﻄﺤﻲ وزارت ﻧﻴﺮو ﺗﻬﻴﻪ و ﺳﺎﻻﻧﻪ در ﻛﺘﺎﺑﭽﻪ ﻫﺎﻳﻲ ﭼﺎپ و ﻣﻨﺘﺸﺮ ﻣﻲ ﺷﻮد . اﻳﻦ اﻃﻼﻋﺎت ﺑﻪ ﺻﻮرت ﺑﺪه ﻫﺎی روزاﻧﻪ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . در ﻣﻮاﻗﻊ ﺳﻴﻼﺑﻲ، ﻗﺮاﺋﺖ ﻫﺎی اﺷﻞ دو ﺳﺎﻋﺘﻪ ﻧﻴﺰ ﺻـﻮر ت ﻣﻲ ﮔﻴﺮد ﻛﻪ ﺗﻨﻬﺎ در ﻣﺤﻞ ادارات آب ﻫﺎی ﺳﻄﺤﻲ ﻧﮕﻬﺪاری ﻣﻲ ﺷﻮد . ﺳﺎﻳﺮ اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻫﺎی ﻣﺮﺑﻮط ﺑﻪ رواﻧﺎب در ﻣﺴـﻴﺮﻫﺎی ﻛﻮﭼﻚ ﺗﺮی از رودﺧﺎﻧﻪ ) ﻣﺜﻼ ﻛﺎﻧﺎل ﻫﺎ، اﻧﻬﺎر ( ﻋﻤﻮﻣﺎ اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻧﻤﻲ ﺷﻮﻧﺪ . ﻫﺮ دو ارﮔﺎن وزارت ﻧﻴﺮو و ﺳﺎزﻣﺎن ﻫﻮاﺷﻨﺎﺳﻲ دارای ﺗﻌﺪادی ﺗﺸﺖ ﺗﺒﺨﻴﺮ ﻫﺴﺘﻨﺪ ﻛﻪ آﻣﺎر آن ﻫﺎ در ﻛﺘﺎﺑﭽﻪ ﻫﺎﻳﻲ ﻣﻨﺘﺸﺮ ﻣﻲ ﺷﻮد . ﺑﺮ اﻳﻦ اﺳﺎس ﻫﺮ ﭼﻨﺪ ﺳﺎل ﻳﻚ ﺑﺎر ﺑﻌﻀﺎ وزارت ﻧﻴﺮو و ﺳﺎزﻣﺎن ﻫﻮاﺷﻨﺎﺳﻲ ﻧﻘﺸﻪ ﻫﺎی ﻫﻢ ﻣﻘـﺪار ﻣﺘﻮﺳـﻂ ﺗﺒﺨﻴـﺮ را ﺗﺮﺳﻴﻢ و ﮔﺰارش ﻣﻲ ﻛﻨﻨﺪ . وﻟﻲ ﻫﻤﻴﺸﻪ اﻳﻦ آﻣﺎر و اﻃﻼﻋﺎت ﺑﺮای ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن آب ﻛﺎﻓﻲ ﻧﺨﻮاﻫـﺪ ﺑـﻮد . آﻣـﺎر و اﻃﻼﻋـﺎت اﻗﻠﻴﻤﻲ ﻣﺘﻌﺪدی ﺑﺮای ﺑﺮآورد ﺗﺒﺨﻴﺮ ) از ﺳﻄﻮح آب، ﺧﺎک، ﮔﻴﺎه ( ، ﺗﻌﺮق، ﺗﺒﺨﻴـﺮ - ﺗﻌـﺮق و ﺗﺼـﻌﻴﺪ از ﺳـﻄﻮح ﻣﻨﺠﻤـﺪ ﻻزم اﺳﺖ . اﻳﻦ ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎ ﻛﻪ ﻣﻲ ﺗﻮاﻧﻨﺪ ﺷﺎﻣﻞ : درﺟﻪ ﺣﺮارت، رﻃﻮﺑﺖ ﻧﺴﺒﻲ، ﺑـﺎد، ﺳـﺎﻋﺎت آﻓﺘـﺎﺑﻲ، ﺗﺸﻌﺸـﻊ و ﺳـﺎﻳﺮ ﻣـﻮارد ﻻزم ﺑﺎﺷﻨﺪ، ﻋﻤﺪﺗﺎ در اﻳﺴﺘﮕﺎه ﻫﺎی ﺳﻴﻨﻮﭘﺘﻴﻚ و ﻛﻠﻴﻤﺎﺗﻮﻟﻮژی و ﺗﻮﺳﻂ ﺳﺎزﻣﺎن ﻫﻮ اﺷﻨﺎﺳﻲ اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻣـﻲ ﺷـﻮﻧﺪ وﻟـﻲ ﺗﻨﻬـﺎ در ﻣﻘﻴﺎس ﻣﺎﻫﺎﻧﻪ ﮔﺰارش ﻣﻲ ﺷﻮﻧﺪ . در ﻣﻮارد ﻣﻌﺪودی، اﻳﺴﺘﮕﺎه ﻫﺎی ﺗﺤﻘﻴﻘﺎﺗﻲ واﺑﺴﺘﻪ ﺑﻪ وزارت ﻛﺸـﺎورزی و داﻧﺸـﮕﺎه ﻫـﺎ ﻧﻴـﺰ ﭼﻨﻴﻦ آﻣﺎر و اﻃﻼﻋﺎﺗﻲ را اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی و ﺛﺒﺖ ﻣﻲ ﻛﻨﻨﺪ . اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی دوره ای ﺗﺮاز آب در ﭼﺎه ﻫﺎ و ﭘﻴﺰوﻣﺘﺮﻫﺎی ﻣﺸﺎﻫﺪاﺗﻲ و ﻫﻤﭽﻨﻴﻦ ﭼﺎه ﻫﺎی ﺑﻬﺮه ﺑـﺮداری، ﺗﻮﺳـﻂ وزارت ﻧﻴـﺮو ﺻﻮرت ﻣﻲ ﮔﻴﺮد . ﻋﻼوه ﺑﺮ اﻳﻦ، وزارت ﻧﻴﺮو اﻃﻼﻋـﺎت ﺑـﺮف ﺳـﻨﺠﻲ را ﻧﻴـﺰ ﺟﻬـﺖ ﻣﺤﺎﺳـﺒﻪ ﺗﻐﻴﻴـﺮ ذﺧﻴـﺮه در ﺣﻮﺿـﻪ ﻫـﺎی ﻛﻮﻫﺴﺘﺎﻧﻲ و ﺑﺮف ﮔﻴﺮ اﻧﺠﺎم ﻣﻲ دﻫﺪ . اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﺳﻄﺢ آب در ﻣﺨﺎزن ﺳﺪﻫﺎ ﺗﻮﺳﻂ وزارت ﻧﻴﺮو اﻧﺠﺎم ﻣـﻲ ﺷـﻮد . ﻣﻘـﺪار ﺑـﺎر رﺳﻮﺑﻲ ﻛﻪ ﺑﻪ ﻣﺨﺰن ﻳﻚ ﺳﺪ وارد ﻣﻲ ﺷﻮد در ﺗﻌﻴﻴﻦ ﺣﺠﻢ ذﺧﻴﺮه آن ﺣﺎﺋﺰاﻫﻤﻴﺖ اﺳﺖ . رﺳﻮب ﺳﻨﺠﻲ ﻧﻴﺰ از وﻇﺎﻳﻒ وزارت ﻧﻴﺮو ﺑﻪ ﺷﻤﺎر ﻣﻲ آﻳﺪ . از ﻃﺮف دﻳﮕﺮ ﺳﺎزﻣﺎن ﺣﻔﺎﻇﺖ از ﻣﺤﻴﻂ زﻳﺴﺖ ﻣﺴﻮول اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﺳﻄﺢ آب در ﺗﺎﻻب ﻫﺎ و ﻣﺮداب ﻫﺎ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﮔﺮﭼﻪ ﺳﺎزﻣﺎن ﻫﻮاﺷﻨﺎﺳﻲ، ﻣﺮاﻛﺰ ﺗﺤﻘﻴﻘﺎﺗﻲ وزارت ﻛ ﺸﺎورزی و داﻧﺸﮕﺎه ﻫﺎ ﺑﻪ ﻃـﻮر ﻣـﻮردی و ﻳـﺎ دوره ای رﻃﻮﺑـﺖ ﺧﺎک را در ﻣﻜﺎن ﻫﺎی ﻣﺸﺨﺼﻲ اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻣﻲ ﻛﻨﻨﺪ، وﻟﻲ از اﻳﻦ اﻃﻼﻋﺎت ﺗﻨﻬﺎ در اﻳﻦ ﻣﻨﺎﻃﻖ و در ﻫﻤﺎن دوره ﻫﺎی زﻣـﺎﻧﻲ ﻣﻲ ﺗﻮان اﺳﺘﻔﺎده ﻛﺮد . ﻫﻴﭻ ﮔﻮﻧﻪ آﻣﺎر اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﺷﺪه ای از ﻧﻔﻮذ ﻋﻤﻘﻲ و ﺟﺮﻳﺎﻧﺎت آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ وﺟﻮد ﻧﺪ ارد . ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎی ﻣﺮﺗﺒﻂ ﺑـﺎ ﺟﺮﻳﺎﻧـﺎت آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ﺷﺎﻣﻞ ﺗﺮاز آب در ﭼﺎه ﻫﺎی ﭘﻴﺰوﻣﺘﺮی و ﻣﺸﺎﻫﺪاﺗﻲ و ﺑﻬﺮه ﺑﺮداری ﻛﻪ زﻳﺮ ﻧﻈـﺮ وزارت ﻧﻴـﺮو اﺳـﺖ ﻣـﻲ ﺑﺎﺷـﺪ . ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎی ﻣﺮﺗﺒﻂ ﺑﺎ ﻧﻔﻮذ ﻋﻤﻘﻲ ﻏﺎﻟﺒﺎ ﺗﻮﺳﻂ ارﮔﺎن ﻣﺸﺨﺼﻲ اﻧﺪازه ﮔﻴـﺮی ﻧﻤـﻲ ﺷـﻮد . ﺑﻨـﺎﺑﺮاﻳﻦ ﺿـﺮوری ﺧﻮاﻫـﺪ ﺑـﻮد ﻛـﻪ ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎی ﻣﻮﺛﺮ در آن ﺑﻪ ﻧﺤﻮ ﻣﻘﺘﻀﻲ ﺑﺮآورد ﮔﺮدد . اﻳﻦ ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎ ﻣﻤﻜﻦ اﺳـﺖ ﺷـﺎﻣﻞ اﻧـﻮاع ﻛـﺎرﺑﺮی اراﺿـﻲ، ﻟﻴﺘﻮﻟـﻮژی ﺳﻨﮓ ﻫﺎ، وﻳﮋﮔﻲ ﻫﺎی ﺧﺎک ﻫﺎی اراﺿﻲ، رﻳﺨﺖ ﺷﻨﺎﺳﻲ ﺑﺎﺷﺪ . اﻳـﻦ ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫـﺎ ﺑـﻪ ﺗﺮﺗﻴـﺐ ﻋﻤـﺪﺗﺎ ﺗﻮﺳـﻂ ﺟﻬـﺎد ﻛﺸـﺎورزی و ﺷﻬﺮداری ﻫﺎ، ﺳﺎزﻣﺎن زﻣﻴﻦ ﺷﻨﺎﺳﻲ، ﺟﻬﺎد ﻛﺸﺎورزی، و وزارت ﻧﻴﺮو در ﻗﺎﻟﺐ ﻧﻘ ﺸﻪ ﻫﺎ و ﮔﺰارﺷﺎت ﻓﻨﻲ اراﺋﻪ ﻣﻲ ﮔﺮدﻧﺪ . ﻋـﻼوه ﺑﺮ ﻣﻮارد ﻓﻮق اﻟﺬﻛﺮ، وﻳﮋﮔﻲ ﻫﺎﻳﻲ ﭼﻮن ﺿﺮاﻳﺐ ﻫﻴﺪرودﻳﻨﺎﻣﻴﻜﻲ آﺑﺨﻮان، ﻣﺸﺨﺼـﺎت ژﺋـﻮﻓﻴﺰﻳﻜﻲ، ﻧـﻮع ﺳـﻔﺮه آب زﻳﺮزﻣﻴﻨـﻲ 92 22 / 04 / 93 دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب )آزاد، ﺗﺤﺖ ﻓﺸﺎر، ﻧﺸﺘﻲ ( و ﺿﺮﻳﺐ ذﺧﻴﺮه ﻧﻴﺰ ﺑﻌﻀﺎ ﻣﻮرد ﻧﻴﺎز ﺧﻮاﻫﺪ ﺑﻮد . اﻳﻦ ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎ ﺑﻪ ﻃﻮر ﻣﺘﺪاول ﻣﻲ ﺑﺎﻳﺴـﺖ ﺗﻮﺳـﻂ وزار ت ﻧﻴﺮو اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی، ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ و ﻳﺎ ﺑﺮآورد ﮔﺮدد . آﻣﺎر و اﻃﻼﻋﺎت ﻣﺮﺑﻮط ﺑﻪ ﻣﺼﺎرف ﺑﻪ ارﮔﺎن ﻫﺎی ﻣﺘﻌﺪدی ﻣﺮﺑﻮط ﻣﻲ ﺷﻮد . ﺷﺮﻛﺖ ﻫﺎی آب و ﻓﺎﺿﻼب ﺷﻬﺮی و روﺳـﺘﺎﻳﻲ ﺑﻪ ﺗﺮﺗﻴﺐ ﻣﺼﺮف آب ﺷﻬﺮی و روﺳﺘﺎﻳﻲ ) اﻋﻢ از ﺷﺮب و ﺑﻬﺪاﺷﺖ ( را ﮔﺰارش ﻣﻲ ﻛﻨﻨﺪ . ﮔﺰارش ﻣﻘـﺪار آب ﻣﺼـﺮﻓﻲ ﺗﻮﺳـﻂ ﺻﻨﺎﻳﻊ ﻣﺨﺘﻠﻒ ﺑ ﺎ وزارت ﺻﻨﺎﻳﻊ و وزارت ﺟﻬﺎد ﻛﺸﺎورزی اﺳﺖ . وزارت ﻧﻴﺮو ﻣﺴﻮول رﻋﺎﻳﺖ ﺣـﻖ آﺑـﻪ ﻫـﺎی روﺳـﺘﺎﻳﻴﺎن ﺑـﺮای ﻣﺼﺎرف ﻛﺸﺎورزی ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . در ﺑﺮآورد ﻣﺼﺎرف ﻛﺸﺎورزی، آﻣﺎر و اﻃﻼﻋﺎت ﻣﺮﺑﻮط ﺑﻪ ﺳﻄﺢ زﻳﺮ ﻛﺸﺖ، اﻟﮕﻮی ﻛﺸﺖ، اﻟﮕـﻮی ﭘﺨﺶ ﻣﺰارع و ﻣﻮارد ﻣﺸﺎﺑﻪ ﻻزم اﺳﺖ ﻛﻪ ﻋﻤﺪﺗﺎ ﺗﻮﺳﻂ وزارت ﺟﻬﺎد ﻛﺸﺎورزی ﺟﻤﻊ آوری و ﮔﺰارش ﻣﻲ .ﺷﻮد 5 - 4 - ﭘﻴﺶ ﺑﻴﻨﻲ داده ﻫﺎی ﻫﻴﺪروﻟﻮژﻳﻜﻲ در ﻣﻨﺎﻃﻖ ﻓﺎﻗﺪ آﻣﺎر در ﺑﺴﻴﺎری از ﻣﻨﺎﻃﻖ ﺟﻬﺎن ﺣﻮﺿﻪ ﻫﺎ ی آﺑﺮﻳﺰ ﺑﺪون آﻣـﺎر و ﻳـﺎ ﺑـﺎ آﻣـﺎر ﻧﺎﻛـﺎﻓﻲ وﺟـﻮد داﺷـﺘﻪ و ﻳـﺎ در ﺑﺮﺧـﻲ ﻣﻨـﺎﻃﻖ ﺷﺒﻜﻪ ﻫﺎی اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﺑﻪ ﻣﺮور دﭼﺎر ﻧﻘﺺ ﺷﺪه . اﻧﺪ اﻳﻦ ﻣﻮﺿﻮع زﻣﺎﻧﻲ ﻛﻪ اﺛﺮات ﺗﻐﻴﻴﺮات ﺑﻪ وﺟـﻮد آﻣـﺪه ﺗﻮﺳـﻂ اﻧﺴـﺎن ﺑـﺮ ﺳﻄﺢ زﻣﻴﻦ و اﻗﻠﻴﻢ در ﻣﻘﻴﺎس ﻫﺎی ﻣﺤﻠﻲ، ﻣﻨﻄﻘﻪ ای و ﻳﺎ ﺟﻬـﺎﻧﻲ ﻣـﺪ ﻧﻈـﺮ ﻗـﺮار ﻣـﻲ ﮔﻴـﺮد ﭘﻴﭽﻴـﺪه ﺗـﺮ ﻣـﻲ ﺷـﻮد . ﻳﻘﻴﻨـﺎ ﭘﻴﺶ ﺑﻴﻨﻲ ﻫﺎ ﺗﺤﺖ ﭼﻨﻴﻦ ﺷﺮاﻳﻄﻲ ﺑﻪ ﺷﺪت ﺑﺎ ﻧﺎﻣﻌﻴﻨﻲ ﻣﻮاﺟﻪ ﻫﺴﺘﻨﺪ . در اﻳﻦ ﺻﻮرت ﻳﻚ ﺳﻴﺴﺘﻢ ﭘﻴﺶ ﺑﻴﻨﻲ ﻫﻴﺪروﻟﻮژﻳﻜﻲ ﺑﺎﻳﺪ دارای ﺳﻪ ﻣﻮﻟﻔﻪ اﺳﺎﺳﻲ ﺑﺎﺷﺪ . اﻳﻦ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎ ﺷﺎﻣﻞ اﻟﻒ ) ( ﻣﺪﻟﻲ ﻛﻪ ﺑﺘﻮاﻧﺪ ﻓﺮآﻳﻨﺪﻫﺎی ﻛﻠﻴﺪی ﻣﻮرد ﻧﻈﺮ را ﺗﻮﺻﻴﻒ ﻛﻨـﺪ، ( ب) ﻣﺠﻤﻮﻋﻪ ای از ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎ ﻛﻪ ﺑﻴﺎﻧﮕﺮ ﺧﻮاص دورﻧﻤﺎ و ﺳﻄﺤﻲ ﺑﺎﺷﻨﺪ ﻛﻪ ﻣﻲ ﺗﻮاﻧﻨﺪ ﻓﺮآﻳﻨﺪﻫﺎی ﺑﺤﺮاﻧﻲ را در اﺧﺘﻴـﺎر ﻗـﺮار دﻫﻨﺪ و ( ج) ورودی ﻫﺎی ﻫﻮاﺷﻨﺎﺳﻲ ﻣﻮرد ﻧﻈﺮ ) در ﺻﻮرت ﻧﻴﺎز ( ﻛﻪ ﺑﺘﻮاﻧﻨﺪ ﻋ ﻜﺲ اﻟﻌﻤﻞ ﺣﻮﺿﻪ آﺑﺮﻳﺰ را ﻣﺸﺨﺺ ﻧﻤﺎﻳﻨﺪ . ﻋﻤﺪﺗﺎ ﻳﻚ ﺣﻮﺿﻪ آﺑﺮﻳﺰ ﻓﺎﻗﺪ آﻣﺎر ﻋﺒﺎرت اﺳﺖ از ﺣﻮﺿﻪ ای ﺑﺎ داده ﻫﺎی ﺛﺒﺖ ﺷـﺪه ﻧﺎﻛـﺎﻓﻲ ) ﺑـﻪ ﻫـﺮ دو ﺷـﻜﻞ ﻛﻤﻴـﺖ و ﻛﻴﻔﻴﺖ داده ﻫـﺎ ( از ﻣﺸـﺎﻫﺪات ﻫﻴـﺪروﻟﻮژﻳﻜﻲ ﺑـﺮای ﻣﺤﺎﺳـﺒﻪ ﻣﺘﻐﻴﺮﻫـﺎی ﻫﻴـﺪروﻟﻮژﻳﻜﻲ ﻣـﻮرد ﻧﻈـﺮ ) ﻛﻤـﻲ و ﻛﻴﻔـﻲ ( در ﻣﻘﻴﺎس ﻫﺎی زﻣﺎﻧﻲ و ﻣﻜﺎﻧﻲ و ﻋﺪم ﺗﻮاﻧﺎﻳﻲ در ﭘﺬﻳﺮش ﻧﺘﺎﻳﺞ از ﻧﻈﺮ دﻗﺖ در ﻣﺴﺎﻳﻞ ﻛﺎرﺑﺮدی . دﻳﺪﮔﺎه ﻫﺎﻳﻲ ﻛﻪ در ﺣﺎل ﺣﺎﺿﺮ ﺑﺮای ﭘﻴﺶ ﺑﻴﻨﻲ ﻋﻜﺲ اﻟﻌﻤﻞ ﺣﻮﺿﻪ ﻫﺎی آﺑﺮﻳﺰ ﻣﺪﻧﻈﺮ ﻗﺮار ﻣﻲ ﮔﻴﺮﻧـﺪ ﺷـﺎﻣﻞ ﺑـﺮون ﻳـﺎﺑﻲ اﻃﻼﻋﺎت از ﻳﻚ ﺣﻮﺿـﻪ آﺑﺮﻳـﺰ دارای آﻣـﺎر ﺑـﻪ ﺣﻮﺿـﻪ آﺑﺮﻳـﺰ ﻓﺎﻗـﺪ آﻣـﺎر، اﺳـﺘﻔﺎده از ﺳـﻨﺠﺶ از دور، ﻛـﺎرﺑﺮد ﻣـﺪل ﻫـﺎ ی ﻫﻴﺪروﻟﻮژﻳﻜﻲ ﻓﺮآﻳﻨﺪ- ﻣﺤﻮر در ﺟﺎﻳﻲ ﻛﻪ ورودی ﻫﺎی اﻗﻠﻴﻤﻲ اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﺷﺪه و ﻳﺎ ﻗﺎﺑﻞ دﺳﺘﺮس ﻫﺴﺘﻨﺪ و ﻫﻤﭽﻨﻴﻦ ﻛﺎرﺑﺮد ﺗﻮام ﻣﺪل ﻫﺎی ﻫﻴﺪروﻟﻮژﻳﻜﻲ-ﻫﻮاﺷﻨﺎﺳﻲ ﺑﺪون ﻧﻴﺎز ﺑﻪ داده ﻫﺎی وﻳﮋه ﺑﺎرش ﻣﻲ ﺑﺎﺷﻨﺪ . ﻋﻤﺪﺗﺎ ﺗﺌﻮری ﻫﺎی ﻓﻮق اﻟﺬﻛﺮ ﺑﺮﻣﺒﻨـﺎی داده ﻫﺎی اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﺷﺪه در ﺣﻮﺿﻪ ﻫﺎی دارای آﻣﺎر، داده ﻫﺎی ﺣﺎﺻﻞ از ﻧﺘﺎﻳﺞ آزﻣﺎﻳﺸﮕﺎﻫﻲ و درک ﻓﺮآﻳﻨﺪ و ﻧﻬﺎﻳﺘﺎ اﺳﺘﻔﺎده از ﺗﺌﻮری ﻫﺎی ﭘﺎﻳﻪ اﺳﺘﻮار ﻫﺴﺘﻨﺪ . ﺑﺎ ﺗﻮﺟﻪ ﺑﻪ ﮔﺴﺘﺮدﮔﻲ روش ﻫﺎی ﭘﻴﺶ ﺑﻴﻨﻲ ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎی ﻫﻴﺪروﻟﻮژﻳﻜﻲ در ﺷﺮاﻳﻂ ﻣﺨﺘﻠﻒ، ﻣﺤﻘـﻖ ﻣـﻲ ﺗﻮاﻧـﺪ ﺑـﻪ ﻣﺮاﺟـﻊ ﻣﺮﺗﺒﻂ ﺑﺎ ﻣﻮﺿﻮع ﺑﺮ ﻣﺒﻨﺎی ﺷﺮاﻳﻂ ﻣﻘﺘﻀﻲ ﻣﺮاﺟﻌﻪ ﻧﻤﺎﻳﺪ . 6 ﻓﺼﻞ6 ﺗﺒﻴﻴﻦ ﻧﺤﻮه ﺑﺮآورد ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎی ﺑﻴﻼن ﻓﺼﻞ ﺷﺸﻢ - ﺗﺒﻴﻴﻦ ﻧﺤﻮه ﺑﺮآورد ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎی ﺑﻴﻼن 22 / 04 / 93 95 ﻓﺼﻞ ﺷﺸﻢ - ﺗﺒﻴﻴﻦ ﻧﺤﻮه ﺑﺮآورد ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎی ﺑﻴﻼن 6 - 1 - رﻳﺰش ﺟﻮی رﻳﺰش ﺟﻮی ﻏﺎﻟﺒﺎ ﺗﻨﻬﺎ ﻣﻨﺒﻊ رﻃﻮﺑﺖ وارد ﺷﺪه ﺑﻪ ﺳﻄﺢ زﻣﻴﻦ اﺳﺖ و ﺑﻨﺎﺑﺮاﻳﻦ اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی و ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ رﻳـﺰش ﺟـﻮی ﺑـﻪ ﻣﻘﺪار زﻳﺎدی ﻣﻨﺠﺮ ﺑﻪ اﻋﺘﻤﺎد ﭘﺬﻳﺮی ﺗﻤﺎﻣﻲ ﻣﻮﻟ ﻫﺎ ﻔﻪ ی ﺑﻴﻼن آب ﻣﻲ ﺷﻮد . ﺑﺪون درﻧﻈﺮ ﮔﺮﻓﺘﻦ روش ﻫﺎی ﺳﻨﺠﺶ از دور، اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی رﻳﺰش ﻫﺎی ﺟﻮی در ﻳﻚ ﻧﻘﻄﻪ ) اﻳﺴﺘﮕﺎه ( ﺻﻮرت ﻣﻲ ﭘـﺬﻳﺮد . ﺑـﺎ وﺟﻮد ﭼﻨﻴﻦ اﻃﻼﻋﺎت ﻧﻘﻄﻪ ای، ﻣﻘﺪار ﻣﺘﻮﺳﻂ رﻳﺰش ﺟﻮی در ﺷﻌﺎع ﻣﻜﺎﻧﻲ ﺑﻴﻼن - ﻣﺜﻼ در ﻳﻚ ﺣﻮﺿـﻪ رودﺧﺎﻧـﻪ ای - ، ﺗﻮﺳـﻂ اﻳﺴﺘﮕﺎه ﻫﺎی ﺳﻨﺠﺶ رﻳﺰش ﺟﻮی ﻛﻪ داﺧﻞ ﻧﺎﺣﻴﻪ ﺗﺤﺖ ﻣﻄﺎﻟﻌﻪ ﻧﺼﺐ ﺷﺪه اﻧﺪ ﺗﻌﻴﻴﻦ ﻣﻲ ﺷﻮد . درﺻﻮرﺗﻲ ﻛﻪ ﺗﻌﺪاد اﻳﺴـﺘﮕﺎه ﻫـﺎ ﻧﺎﻛﺎﻓﻲ ﺑﺎﺷﺪ، آﻣﺎر اﻳﺴﺘﮕﺎه ﻫﺎی ﺳﻨﺠﺶ رﻳﺰش ﺟﻮی ﻛﻪ در ﻧﺎﺣﻴﻪ ﻣﺠﺎور ﻧﺼﺐ ﺷﺪه اﻧﺪ ﻧﻴﺰ ﻣﻤﻜـﻦ اﺳـﺖ ﻣـﻮرد اﺳـﺘﻔﺎده ﻗـﺮار ﮔﻴﺮد ﺗﺎ ﺑﺮآورد دﻗﻴﻖ ﺗﺮی از ﻣﻴﺎﻧﮕﻴﻦ رﻳﺰش ﺟﻮی ﺻﻮرت ﭘﺬﻳﺮد . ﻫﺮ ﭼـﻪ دوره ی زﻣـﺎ ﻧﻲ ﻣﺤﺎﺳـﺒﻪ ﺑـﻴﻼن آب ﻛﻮﺗـﺎه ﺗـﺮ ﺑﺎﺷـﺪ ﺷﺒﻜﻪ ی اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی رﻳﺰش ﺟﻮی ﺑﺎﻳﺴﺘﻲ ﻣﺘﺮاﻛﻢ ﺗﺮ ﺑﺎﺷﺪ . اﻳﺴﺘﮕﺎه ﻫـﺎی ﺳـﻨﺠﺶ رﻳـﺰش ﺟـﻮی ﺑـﺮای ﻣﺤﺎﺳـﺒﺎت ﺑـﻴﻼن آب ﺑﺎﻳﺴﺘﻲ اﻧﺘﻈﺎرات ﻣﺘﺪاول ﺑﺮای ﭼﻨﻴﻦ اﻳﺴﺘﮕﺎه ﻫﺎﻳﻲ در ﻳﻚ ﺷﺒﻜﻪ اﻗﻠﻴﻢ ﺷﻨﺎﺳﻲ و ﻫﻴﺪروﻛﻠﻴﻤﺎﺗﻮﻟﻮژی را ﺑﺮآورده ﺳﺎزد . ﺑﺮای ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻣﻴﺎﻧﮕﻴﻦ ﻫﺎﻳﻲ از ﺑﻴﻼن ﻫﺎی آﺑﻲ، ﺳﺮی ﻫﺎی ﻃﻮﻻﻧﻲ ﻣﺪﺗﻲ از ﻣﺸﺎﻫﺪات رﻳـﺰش ﺟـﻮی ) در ﺣـﺪود 25 - 50 ﺳﺎل ( ﻣﻮرد ﻧﻴﺎز اﺳﺖ . ﺑﺮای ﺑﺮآورد ﻫﺎ داده ی ﻣﻔﻘﻮد ﺑﺮﻗﺮاری رواﺑﻂ ﮔﺮاﻓﻴﻜﻲ اﻃﻼﻋﺎت ﻣﺸﺎﻫﺪاﺗﻲ در اﻳﺴﺘﮕﺎه ﻫﺎ ی ﻣﺠـﺎور ﺑـﺎ اﺳﺘﻔﺎده از روش ﻫﻤﺒﺴﺘﮕ ﻲ ﺗﻮﺻﻴﻪ ﻣﻲ .ﺷﻮد در ﻫﻨﮕﺎم ﺗﻌﻴﻴﻦ رﻳﺰش ﺟﻮی ﺑﺮای ﻳ ﻚ ﻧﺎﺣﻴﻪ ﻳﺎ ﻳﻚ ﻣﺠﻤﻮﻋﻪ آﺑﻲ، دو ﻧﻮع ﻣﺴﺎﻟﻪ ﺑﻪ وﺟﻮد ﻣﻲ آﻳﺪ . اﻳـﻦ ﻣﺴـﺎﻳﻞ ﺷـﺎﻣﻞ اﻟﻒ ) ( ﺗﻌﻴﻴﻦ رﻳﺰش ﺟﻮی در ﻳﻚ ﻧﻘﻄﻪ و ( ب) ﺗﻌﻴﻴﻦ ﻣﺘﻮﺳﻂ ارﺗﻔﺎع رﻳﺰش ﺟﻮی ﺑﺮای ﻧﺎﺣﻴﻪ ﺗﺤﺖ ﻣﻄﺎﻟﻌـﻪ ﺑـﺎ اﺳـﺘﻔﺎده از ﻣﺸﺎﻫﺪات ﻧﻘﻄﻪ ای ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . 6 - 1 - 1 - اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی رﻳﺰش ﻫﺎی ﺟﻮی در ﻳﻚ ﻧﻘﻄﻪ و ﺗﺼﺤﻴﺢ ﻣﻘﺎدﻳﺮ اﻧﺪازه ﮔ ﻴﺮی ﺷﺪه رﻳﺰش ﻫﺎی ﺟﻮی ) ﻋﻤﺪﺗﺎ ﺑﺎران ( ﺗﻮﺳﻂ ﺳﻪ ﻧﻮع اﻳﺴﺘﮕﺎه اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻣﻲ ﺷﻮﻧﺪ . اﻳـﻦ ﺳـﻪ اﻳﺴـﺘﮕﺎه ﺷـﺎﻣﻞ اﻳﺴـﺘﮕﺎه ﻫـﺎ ی ﺑﺎران ﺳﻨﺞ ﺛﺒﺎت، روزاﻧﻪ و ذﺧﻴﺮه ای ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ ﻛﻪ اﻳﻦ . اﻳﺴﺘﮕﺎه ﻫﺎ ی راﻳﺞ ﺳﻨﺠﺶ رﻳﺰش ﻫـﺎی ﺟـﻮی در ﺷـﺒﻜﻪ اﻳﺴـﺘﮕﺎه ﻫـﺎ ی ﻫﻮاﺷﻨﺎﺳﻲ ﺗﻤﺎﻣﻲ ﻣﻘﺪار رﻳﺰش ﺟﻮی ، ﻋﻤﺪﺗﺎ ﺑﻪ دﻟ ﻴﻞ ﺗﺎﺛﻴﺮ ﺑﺎد، را درﻳﺎﻓﺖ ﻧﻤﻲ ﻛﻨﻨﺪ ﻛﺎﻣﻼ ﺷﻨﺎﺧﺘﻪ ﺷﺪه اﺳﺖ . ﻣﻘﺪار ﺧﻄـﺎ ﺷﺪﻳﺪا ﺑﻪ ﺳﺮﻋﺖ ﺑﺎد، ﻣﺤﻞ ﻧﺼﺐ اﻳﺴﺘﮕﺎه، ﻧﻮع رﻳﺰش ﺟﻮی و درﺟﻪ ﺣـﺮارت ﺑﺴـﺘﮕﻲ دارد . اﻳـﻦ ﻓﻘـﺪان درﻳﺎﻓـﺖ ﺑـﻪ ، وﻳـﮋه ﻫﻨﮕﺎﻣﻲ ﻛﻪ رﻳﺰش ﺟﻮی ﺑﻪ ﺷﻜﻞ ﺑﺮف ﻧﺎزل ﻣﻲ ﺷﻮد زﻳﺎد اﺳﺖ و در ﺑﺎدﻫﺎی ﺷﺪﻳﺪ ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ ﺑﻪ 100 %ﻧﻴﺰ ﺑﺮ .ﺳﺪ ﻋﻼوه ﺑﺮ ﺑﺎرش ﻣﺎﻳﻊ، اﻏﻠﺐ ﻻزم اﺳﺖ ﻛﻪ ﻣﻴﺰان ﺑﺎرش ﺟﺎﻣﺪ ﻧﻴﺰ ﺗﻌﻴﻴﻦ ﺷﻮد . اﻳﻦ ﻛﺎر ﻋﻤﻮﻣﺎ ﺷﺎﻣﻞ ﻣﺤﺎﺳـﺒﻪ آب ﻣﻌـﺎدل ﺑﺮف و ذوب آن ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﻣﻴﺰان ذﺧﻴﺮه آﺑﻲ ﺑﺮف ﺑﻪ وﺳﻴﻠﻪ راﺑﻄﻪ زﻳﺮ ﺗﻌﻴﻴﻦ ﻣﻲ :ﺷﻮد )6 - 1( Sx d Ss = × ﻛﻪ در آنSx ،ارﺗﻔﺎع ذﺧﻴﺮه آﺑﻲ ﺑﺮفSs ارﺗﻔ ﺎع ﭘﻮﺷﺶ ﺑﺮف و d ﭼﮕﺎﻟﻲ ﺑﺮف ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﺑﺮای ﭼﮕﺎﻟﻲ ﺑﺮف ﺑﺮﺣﺴﺐ ﻧـﻮع ﺑﺮف ﻣﻘﺎدﻳﺮ ﻣﺨﺘﻠﻔﻲ اراﺋﻪ ﺷﺪه اﺳﺖ ﻛﻪ ﻣﻲ ﺗﻮان در ﻛﺘﺎب ﻫﺎی ﻣﺮﺟﻊ ﻣﻼﺣﻈﻪ ﻧﻤﻮد . روش ﻓﻮق ﻧﻴﺎز ﺑـﻪ اﻧـﺪازه ﮔﻴـﺮی ﻫـﺎی ﻣﺨﺘﻠﻒ ﻧﻘﻄﻪ ای دارد و ﺳﭙﺲ اﻳﻦ ﺑﺮداﺷﺖ ﻫﺎی ﻧﻘﻄﻪ ای ﺑﺎﻳﺴﺘﻲ ﺗﻮﺳﻌﻪ داده ﺷﻮﻧﺪ در ﻧﺘﻴﺠﻪ اﻳﻦ روش ﻛﻢ ﺗﺮ ﻣﻮرد اﺳﺘﻔﺎده 96 22 / 04 / 93 دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب ﻗﺮار ﻣﻲ ﮔﻴﺮد . ﻋﻤﺪﺗﺎ ﺑﺮای اﻳﻦ ﻣﻨﻈﻮر از روش درﺟﻪ-روز اﺳﺘﻔﺎده ﻣﻲ ﺷﻮد . ﻣﺰﻳﺖ اﻳﻦ روش آن اﺳﺖ ﻛـﻪ ﻋﻤﻮﻣـﺎ داده ﻫـﺎی ﻫﻮاﺷﻨﺎﺳﻲ ﻗﺎﺑﻞ دﺳﺘﺮس را ﺑﻪ ﻛﺎر ﻣﻲ ﮔﻴﺮد . اﺳﺎس اﻳﻦ روش ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺳﺎده زﻳﺮ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ : )6 - 2( S K D = × ﻛﻪ در آنS ارﺗﻔﺎع آب ﻣﻌﺎد ل ﺑﺮف در ﻳﻚ روز، K ﺿﺮﻳﺒﻲ ﻛﻪ ﺗﺎﺛﻴﺮ ﺷﺮاﻳﻂ ﻃﺒﻴﻌﻲ و اﻗﻠﻴﻤﻲ ﺣﻮﺿﻪ آﺑﺮﻳـﺰ را در ﻣـﻮرد ذوب ﺑﺮف ﻧﺸﺎن دﻫﺪ ﻣﻲ و D دﻣﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺷﺪه ﻣﺜﺒﺖ روزاﻧﻪ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﻣﻘﺪاری از رﻳﺰش ﺟﻮی ﻛﻪ ﺗﻮﺳﻂ دﺳﺘﮕﺎه ﺳﻨﺠﺶ درﻳﺎﻓﺖ ﻣﻲ ﺷﻮد در ﻃﻮل دوره زﻣﺎﻧﻲ ﺑﻴﻦ آﻏﺎز رﻳﺰش ﺟﻮی و زﻣـﺎن اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﺗﺒﺨﻴﺮ ﻣﻲ ﺷﻮد . ﻫﻤﭽﻨﻴﻦ ﺑﺎ ﺧﻴﺲ ﺷ ﺪن ﻣﺨﺰن دﺳﺘﮕﺎه در ﻫﺮ رﻳﺰش ﺟﺪﻳﺪ ﺑﻪ ، وﻳﮋه در ﺑﺎران ﻫﺎی ﻣﻼﻳﻢ، ﺗﺒﺨﻴﺮ اﻓﺰاﻳﺶ ﻣﻲ ﻳﺎﺑﺪ . در ﺻﻮرت ﻓﺮاواﻧﻲ زﻳﺎد ﭼﻨﻴﻦ ﺑﺎرش ﻫﺎﻳﻲ، ﺗﻠﻔﺎت ﻗﺎﺑﻞ ﻣﻼﺣﻈﻪ ﺧﻮاﻫﺪ ﺑﻮد . ﺑﻨﺎﺑﺮاﻳﻦ در ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑـﻴﻼن آب، ﺑﺎﻳﺪ ﻣﻘﺪار ﻣﺘﻮﺳﻂ رﻳﺰش ﺟﻮی ﺑﺮای ﺣﻮﺿﻪ ﻫﺎ ﻳﺎ ﻣﺠﻤﻮﻋﻪ ﻫﺎی آﺑـﻲ ﺑـﺮ ﭘﺎﻳـﻪ اﻃﻼﻋـﺎت ﺗﺼـﺤﻴﺢ ﺷـﺪه و ﺗﺼـﺤﻴﺢ ﻛـﺮدن ﺎﺧﻄ ﻫﺎی ﺳﻴﺴﺘﻤﺎﺗﻴﻚ اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻫﺎ ارزﻳﺎﺑﻲ ﺷﻮد . ﺑﻪ ﻃﻮر ﻛﻠﻲ ﻣﻴﺰان ﺗﺼﺤﻴﺤﺎت ﺑﺮای ﺗﺎﺛﻴﺮ ﺑﺎد ﺑـﻪ ﻣﻘـﺪار ﻣﺘﻮﺳـﻂ 15 % - 10 %، ﺑﺮای ﺑﺎران60 % - 40 % و ﺑﺮای ﺑﺮف ارزﻳﺎﺑﻲ ﻣﻲ ﺷﻮد . ﺑﺎ اﻳﻦ وﺟﻮد ﺗﻠﻔﺎت ﻧﺎﺷﻲ از ﺧﻴﺲ ﺷﺪن ﻣﺨﺰن دﺳﺘﮕﺎه در ﺣﺪود 2/0 ﻣﻴﻠﻲ ﻣﺘﺮ در ﻫﺮ اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﺑﺮای ﺑﺎران و 1/0 ،ﻣﻴﻠﻲ ﻣﺘﺮ ﺑﺮای ﺑﺮف اﺳﺖ درﺣﺎﻟﻲ ﻛﻪ ﺗﻠﻔـﺎت ﻧﺎﺷـﻲ از ﺗﺒﺨﻴـﺮ ﺑـﻪ ﻃـﻮر ﻣﺘﻮﺳﻂ در ﺣﺪود 6 % ﻣﺠﻤﻮع رﻳﺰش ﺟﻮی در ﺧﻼل ﺗﺎﺑﺴﺘﺎن ) ﺑﺴﺘﻪ ﺑﻪ اﻳﺴﺘ ﮕﺎه و درﺟﻪ ﺣﺮارت ﻫﻮا ﻣﻲ ( ﺑﺎﺷﺪ . ﺗﺼﺤﻴﺤﺎت ﻣﺮﺑﻮط ﺑﻪ ﻛﺎﻫﺶ ﺑﺎران اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﺷﺪه ﻧﺴﺒﺖ ﺑﻪ ﻣﻘﺎدﻳﺮ واﻗﻌﻲ ﺑﺎ ﻣﻘﺎﻳﺴﻪ آﻣﺎر اﻳﺴـﺘﮕﺎه ﻫـﺎ ی اﺳـﺘﺎﻧﺪارد و اﻳﺴﺘﮕﺎه ﻫﺎ ی زﻣﻴﻨ ﻲ ﻛﻪ در ﻣﻨﺎﻃﻖ ﺎﻇﺖﻔﺣ ﺷﺪه در ﻣﻘﺎﺑﻞ ﺑﺎد ﻣﻲ ﺑﺎﺷﻨﺪ ﺑﻪ ﻧﺤﻮی ﻃﺮاﺣﻲ ﺷﺪه اﻧﺪ ﻛﻪ ﺣﺪاﻗﻞ ﺧﻄ ﺎ ﺑﻪ دﻟﻴـﻞ ﭘﺎﺷﻴﺪن آب ﺑﻪ داﺧﻞ و ﻳﺎ ﺧﺎرج از ﻣﺨﺰن اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی را داﺷﺘﻪ ﺑﺎﺷﻨﺪ . ﺗﺼﺤﻴﺤﺎت از ﻧﻈﺮ ﻧﺰول ﺑﺮف ﻧﻴﺰ ﺑ ﺮ اﺳﺎس اﻧﺪازه ﺮیﮔﻴ ﻫﺎی ﻣﻮازی ﺑ ﺎ ﺑﺎران ﻫﺎ ﺳﻨﺞ ﻛﻪ در ﻓﻀﺎی آزاد و ﻓﻀـﺎی ﻣﺤﺎﻓﻈـﺖ ﺷﺪه ﺑﻪ ) ﻃﻮر ﻣﺜﺎل در ﻳﻚ ﺟﻨﮕﻞ اﻧﺒﻮه ﻳﺎ ﺟﻨﮕﻞ ﻛﻢ ﭘﺸﺖ ( ، ﻳﺎ ﺑﺎ ﻣﻘﺎﻳﺴﻪ ا رﻗﺎم و آﻣﺎر ﺛﺒﺖ ﺷـﺪه ی ﺑـﺎران ﺳـﻨﺠﻲ و اﻓـﺰاﻳﺶ ذﺧﺎﻳﺮ ﺑﺮﻓﻲ، ﺑﺎ اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی دﻗﻴﻖ و ﺑﺮرﺳﻲ ﻫﺎی ﺑﺮف در ﻓﻮاﺻﻞ زﻣﺎﻧﻲ ﻏﻴﺮ ﻧﺰول ﺑﺮف، اﻧﺠﺎم ﻣﻲ ﮔﻴﺮد . 6 - 1 - 2 - ﻣﺘﻮﺳﻂ رﻳﺰش ﺟﻮی ﺑﺮ روی ﻳﻚ ﻧﺎﺣﻴﻪ اﮔﺮ اﻳﺴﺘﮕﺎه ﻫﺎ ی اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﺑﺎران در ﭼﺎرﭼﻮب ﻣﻜﺎﻧﻲ ﺑﻴﻼن ﺑﻪ ﻃﻮر ﻳﻜﻨﻮاﺧﺖ ﺗﻮزﻳـﻊ ﺷـﺪه ﺑﺎﺷـﻨﺪ و ﺗﻐﻴﻴـﺮات رﻳـﺰش ﺟﻮی در ﺳﻄﺢ ﻧﻴﺰ اﻧﺪک ﺑﺎﺷﺪ، ﻏﺎﻟﺒﺎ ﺗﻮان ﻣﻲ ﻣﻘﺪار ﻣﺘﻮﺳﻂ رﻳﺰش ﺟﻮی در ﺳﻄﺢ ﻣﻮرد ﻧﻈﺮ را ﺑﻪ ﺻﻮرت ﻣﻴـﺎﻧﮕﻴﻦ ﻋـﺪدی اﻃﻼﻋﺎت از ﺗﻤﺎﻣﻲ اﻳﺴ ﻫﺎ ﺘﮕﺎه ی ﻣﻮﺟﻮد ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻧﻤﻮد . زﻣﺎﻧﻲ ﻛﻪ ﺷﺒﻜﻪ اﻳﺴﺘﮕﺎه ﻫﺎ ﺑﻪ ﻃﻮر ﻏﻴﺮﻳﻜﺴﺎن در ﺳﻄﺢ ﺗﻮزﻳـﻊ ﺷـﺪه ﺑﺎﺷﻨﺪ، رﻳﺰش ﺟﻮی ﻧﺎﺣﻴﻪ ای از روی آﻣﺎر ﻫﺎی اﻳﺴﺘﮕﺎه ﻫﺎ ی ﻫﻮاﺷﻨﺎﺳـﻲ ﺑـﻪ ﺻـﻮرت ﻳـﻚ ﻣﻘـﺪار ﻣﺘﻮﺳـﻂ وزن دار ﻣﺤﺎﺳـﺒﻪ ﻣﻲ .ﺷﻮد ﻏﺎﻟﺒﺎ اﻳﻦ وزن از روی ﻣﺴﺎﺣﺖ ﺗﺤﺖ ﺗﺎﺛﻴﺮ ﻫﺮ اﻳﺴﺘﮕﺎه ) ﻣﺜﻼ ﺷﺒﻜﻪ ﺑﻨﺪ ی ﺗﻴﺴﻦ ( ﺗﻌﻴﻴﻦ ﻣﻲ .ﺷﻮد ﺑﺮای ﺗﻠﻔﻴﻖ ﺑﺎ ﺳﺎﻳﺮ ﺑﺮﻧﺎﻣﻪ ﻫﺎی راﻳﺎﻧﻪ ای ، ﻣﻨﺎﺳﺐ ﺗﺮ ﺧﻮاﻫﺪ ﺑﻮد ﻛﻪ در اﺑﺘﺪا ﻣﻘﺎدﻳﺮ رﻳﺰش ﺟﻮی در ﻳﻚ اﻟﮕﻮی ﺷﺒﻜﻪ ﺑﻨﺪی ﺑﺎ ﻣﻴﺎن ﻳﺎﺑﻲ از روی اﻃﻼﻋﺎت اﻳﺴﺘﮕﺎﻫﻲ ﺗﻌﻴﻴﻦ ﺷﻮد و ﺳﭙﺲ ﺑﺎ ﻣﻴﺎﻧﮕﻴﻦ ﮔﻴﺮی از رﻳﺰش ﻫﺎی ﺟـﻮی در رﺋـﻮس اﻳـﻦ ﺷـﺒﻜﻪ، ﻣﻴﺎﻧﮕﻴﻦ رﻳﺰش ﺟﻮی ﻧﺎﺣﻴ ﻪ ای ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺷـﻮد . ﻏﺎﻟﺒـﺎ روش ﻣﻌﻜـﻮس ﻣﺮﺑـﻊ ﻓﺎﺻـﻠﻪ ﺑـﺮای اﻳـﻦ ﻣﻨﻈـﻮر اﺳـﺘﻔﺎده ﻣـﻲ ﺷـﻮد . ﻓﺼﻞ ﺷﺸﻢ - ﺗﺒﻴﻴﻦ ﻧﺤﻮه ﺑﺮآورد ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎی ﺑﻴﻼن 22 / 04 / 93 97 »ﻛﺮﻳﺠﻴﻨﮓ « روش دﻳﮕﺮی ﺑﺮای ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ رﻳﺰش ﺟﻮی در رﺋﻮس ﻳـﻚ ﺷـﺒﻜﻪ ﻣـﻨﻈﻢ / ﻧـﺎﻣﻨﻈﻢ ﻣـﻲ ﺑﺎﺷـﺪ . ﺑـﺮای اﻳـﻦ روش ﺧﺼﻮﺻﻴﺎت ﻫﻤﺒﺴﺘﮕﻲ رﻳﺰش ﺟﻮی ﺑﺮای ﻣﺸﺨﺺ ﻛﺮدن وزن ﻫﺎی ﻣﺮﺑﻮط ﺑﻪ اﻳﺴﺘﮕﺎه ﻫﺎی ﻣﺠﺎور ﺑﺎﻳﺴﺘﻲ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻣ ﻲ ﺷﻮﻧﺪ . ﺑﺮای ﺗﻮﺿﻴﺤﺎت ﺑﻴﺶ ﺗﺮ روش ﻛﺮﻳﺠﻴﻨﮓ، ﺑﻪ ﻛﺘﺎب ﻫﺎی زﻣﻴﻦ آﻣﺎر ﻣﺮاﺟﻌﻪ ﺷﻮد . ﺑﺎ زﻳﺎد ﺷﺪن دوره زﻣﺎﻧﻲ، ﻧﺘـﺎﻳﺞ ﺑـﻪ دﺳـﺖ آﻣﺪه از روش ﻫﺎی ﻣﺨﺘﻠﻒ ﻫﻤﮕﺮا ﻣﻲ ﺷﻮﻧﺪ درﺣﺎﻟﻲ ﻛﻪ ﺑﺎ ﻛﻢ ﺷﺪن دوره زﻣﺎﻧﻲ، اﺧـﺘﻼف اﻳـﻦ ﻧﺘـﺎﻳﺞ از روش ﻫـﺎی ﻣﺨﺘﻠـﻒ اﻓﺰاﻳﺶ ﻣﻲ ﻳﺎﺑﺪ . ﻧﻘﺸﻪ ﻫﺎی ﻫﻢ ﻣﻘﺪار ، روش دﻳﮕ ﺮ ﺑﺮای ﺗﻌﻴﻴﻦ رﻳﺰش ﺟﻮی ﺑﺮ روی ﻳﻚ ﻧﺎﺣﻴﻪ ﻣﺸـﺨﺺ، ﺗﺮﺳـﻴﻢ ﻧﻘﺸـﻪ ﻫـﺎی ﻫـﻢ ﻣﻘـﺪار ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﻣﻘﺪار ﺗﺼﺤﻴﺢ ﺷﺪه رﻳﺰش ﺟﻮی در ﻫﺮ اﻳﺴﺘﮕﺎه ﺑﺮ روی ﻧﻘﺸﻪ ﮔﺬ ا ﺷﺘﻪ ﻣﻲ ﺷـﻮد . در ﻧـﻮاﺣﻲ ﻛﻮﻫﺴـﺘﺎﻧﻲ ، ﺧﻄـﻮط ﻫﻢ ﻣﻘﺪار رﻳﺰش ﺟﻮی ﺑﺎ در ﻧﻈﺮ ﮔﺮﻓﺘﻦ ﭘﺴﺘﻲ و ﺑﻠﻨﺪی و ﻫﺎ ﮔﺮادﻳﺎن ﻫﺎ ﺗﺮﺳﻴﻢ ﻣﻲ ﺷﻮﻧﺪ . ﻓﻮاﺻـﻞ ﺑـﻴﻦ ﺧﻄـﻮط ﻫـﻢ ﻣﻘـﺪار ﻧﺒﺎﻳﺴﺘﻲ ﺗﺮ ﻛﻢ از ﻣﺘﻮﺳﻂ ﺧﻄﺎی ﻣﻴﺎن ﻳﺎﺑ ﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﺑﺎ اﻓﺰاﻳﺶ اﻧﺤﺮاف اﺳﺘﺎﻧﺪارد ﺑﺎ ﻣﻘﺪار رﻳﺰش ﺟﻮی در ﻧـﻮاﺣﻲ ﻛـﻪ ﭘﺴـﺘﻲ و ﺑﻠﻨﺪی ﻗﺎﺑﻞ ﻣﻼﺣﻈﻪ ای دارﻧﺪ، ﻓﺎﺻﻠﻪ ﺧﻄﻮط ﻫﻢ ﻣﻘﺪار ﺑ ﺎ ارﺗﻔﺎع ﺑﻪ ﺻﻮرت ﻳﻚ ﻧﺮخ ﻫﻨﺪﺳﻲ اﻓﺰاﻳﺶ ﻣﻲ ﻳﺎﺑﺪ . ﺳﺎزﻣﺎن ﺟﻬﺎﻧﻲ ﻫﻮاﺷﻨﺎﺳﻲ (WMO, 1970b) ﺗﻮﺻﻴ ﻪ ﻛﺮده اﺳﺖ ﻛﻪ ﻧﻘﺸﻪ ﻫﺎی ﻣﺘﻮﺳﻂ رﻳﺰش ﺟﻮی ﺳـﺎﻻﻧﻪ در ﻣﻘﻴـﺎس 5000000:1 ﺧﻄﻮط ﻫﻢ ﻣﻘﺪار100 ؛200؛ 800 ؛1000؛ 1600 ؛2000؛ 3200؛ 4000 ﻣﻴﻠﻲ ﻣﺘﺮ داﺷﺘﻪ ﺑﺎﺷﻨﺪ . 6 - 1 - 3 - ﺷﺮاﻳﻂ ه وﻳﮋ اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻫﺎی رﻳﺰش ﺟﻮی ﺑﺮ روی ﺳﻄﻮح آﺑﻲ و ﻧﻮاﺣﻲ ﺟﻨﮕﻠﻲ وﺳﻴﻊ از وﻳﮋﮔﻲ ﺧ ﻲ ﺻﺎ ﺑﺮﺧﻮردار ﺑﻮده، ﺑﺎ اﻧﺪازه ﮔ ﻴﺮی در ﺳﻄﻮح دﻳﮕﺮ ﻣﺘﻔﺎوت اﺳﺖ . رﻗﻴﻖ ﺷﺪن ﺟﺮﻳﺎﻧﺎت ﻫﻮای ﺻﻌﻮد ﻛﻨﻨﺪه ﺑﺎﻻی ﺳﻄﺢ آب ﺑﺮ روی ﺳﻄﺢ درﻳﺎﭼﻪ ﻫﺎ و ﻣﺨﺎزن، ﻣﻨﺠـﺮ ﺑـﻪ ﺗﺸـﻜﻴﻞ رﻳـﺰش ﺟﻮی ﻫﻢ رﻓﺘﻲ در ﻣﻘﻴﺎس ﻣﺤﻠﻲ ﻣﻲ ﺷﻮد . در ﻧﺘﻴﺠﻪ ﻣﻴﺰان رﻳﺰش ﺟﻮی ﻧﺎزل ﺷﺪه ﺑﺮ روی ﺳﻄﺢ آب ﺗﺮ ﻛﻢ از اراﺿـ ﻲ و ﻧـﻮار ﺳﺎﺣﻠﻲ اﺳﺖ . ﺑﺮای ﻣﺜﺎل در ﺟﺰاﻳﺮ ﻣﺴﻄﺢ در ﻣﺠﻤﻮﻋﻪ ﻫﺎی آﺑﻲ ﺑﺰرگ ، رﻳﺰش ﺟﻮی ﺳﺎﻻﻧﻪ ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ 15 % - 25 %از ﺗﺮ ﻛﻢ اﺣﻞﻮﺳ ﺑﺎﺷﺪ . ﻟﺬا ﺑﺮای ﺑﺮآورد رﻳﺰش ﺟﻮی ﺑﺮروی ﺳﻄﺢ درﻳﺎﭼﻪ و ﻣﺨﺎزن ﺿﺮوری اﺳﺖ ﻛﻪ اﻳﻦ ﺗﻔﺎوت در ﻧﻈﺮ ﮔﺮﻓﺘﻪ ﺷﻮد . ﺑﺮای در ﻧﻈﺮ ﮔﺮﻓﺘﻦ ﻛﺎﻫﺶ رﻳﺰش ﺟﻮی ﺑﺮ روی ﻳﻚ درﻳﺎﭼﻪ ﻳﺎ ﻣﺨﺰن، ﺗﺠﻬﻴـﺰات اﻧـﺪازه ﮔﻴـ ﺮی ﺑﺎﻳﺴـﺘﻲ ﻧـﻪ ﺗﻨﻬـﺎ در دور ﭘﻴﺮاﻣﻮن درﻳﺎﭼﻪ، ﺑﻠﻜﻪ در ﻓﻮاﺻﻠﻲ از ﺳﺎﺣﻞ درﻳﺎﭼﻪ ﻫﺎ ﻧﻴﺰ ﻧﺼﺐ ﺷﺪﻧﺪ . ﺑﺮای ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ رﻳﺰش ﺟﻮی ﺑﺮ روی ﻳﻚ ﻧﺎﺣﻴﻪ ﺟﻨﮕﻠﻲ وﺳﻴﻊ ، وﺳﺎﻳﻞ ﺳﻨﺠﺶ رﻳﺰش ﺟﻮی در ﺑﺨﺶ ﻫـﺎی ﻓﺎﻗـﺪ درﺧـﺖ ﻧﺼﺐ ﻣﻲ ﺷﻮﻧﺪ . در ﻧﻮاﺣﻲ ﻓﺎﻗﺪ درﺧﺖ ﺑﻪ دﻟﻴﻞ ﺗﺎﺛﻴﺮ ات آﺋﺮودﻳﻨﺎﻣﻴﻜﻲ، در ﺑﻌﻀﻲ اوﻗﺎ ت ﺷﺮاﻳﻂ در زﻳـﺮ ﻣﻜـﺎﻧﻲ ﻛـﻪ رﻳـﺰش ﺟﻮی ﺑﻪ ) وﻳﮋه ﺑﺮف ( ﻧﺎزل ﻣﻲ ﺷﻮد ﺗﻐﻴﻴﺮ ﻣﻲ ﻛﻨ ﺪ و ﻣﻘﺪار آن در ﻣﻘﺎﻳﺴﻪ ﺑﺎ رﻳﺰش ﺑﺮ روی ﻧﻮاﺣﻲ ﺟﻨﮕﻠـﻲ اﻓـﺰاﻳﺶ ﻣـﻲ . ﺪﻳﺎﺑـ ﺑﻨﺎﺑﺮاﻳﻦ وﺳﺎﻳﻞ ﺳﻨﺠﺶ رﻳﺰش ﺟﻮی ﺑﺎﻳﺴﺘﻲ در ﻣﺮﻛﺰ ﺑﺨﺶ ﻓﺎﻗﺪ درﺧﺖ در ﺟﻨﮕﻞ و در ﺟﺎﻳﻲ ﻛﻪ ارﺗﻔﺎع ﺑﺎﻻی ﺧﻂ اﻓﻘـﻲ از ﻗﻴﻒ دﺳﺘﮕﺎه ﺗﺎ ﺑﺎﻻی ﻧﺰدﻳﻚ ﺗﺮ ﻳﻦ درﺧﺘﺎن 50 - 30 ﺑﺮای ﺟﻨﮕﻞ ﻫﺎ ی ﻣﺨﺮوﻃﻴﺎن و 80 - 78 ﺑﺮای ﺟﻨﮕﻞ ﻫﺎ ی ﺧـﺰان داران ﺑﺎﺷﺪ ﻧﺼﺐ ﺷﻮﻧﺪ . ﺑﺮای ﺗﻌﻴﻴﻦ ﻣﺠﻤﻮع رﻳﺰش ﺟﻮی ﻣﺎﻫﺎﻧﻪ ﺟﺎﻣﺪ در زﻳﺮ ﺗﺎج ﮔﻴﺎﻫﻲ ﺟﻨﮕﻞ، ﺑﻪ ﻋﻼوه ﻣﺸﺎﻫﺪات رﻳﺰش ﺟﻮی اﻃﻼﻋﺎت ﺑﺮرﺳﻲ ﺑﺮف ﻧﻴﺰ ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ ﻣﻮرد اﺳﺘﻔ ﺎده ﻗﺮار ﮔﻴﺮد . 98 22 / 04 / 93 دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب در ﺣﺎل ﺣﺎﺿﺮ ﺑﺮﻧﺎﻣﻪ اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﺟﻬﺎﻧﻲ ﺑﺎرش (GPM) ﻛﻪ ﺗﻮﺳﻂ ﺳﺎزﻣﺎن ﻫﺎی ﻓﻀﺎﻳﻲ آﻣﺮﻳﻜﺎ و ژاﭘﻦ در ﺣـﺎل ﻃﺮاﺣـﻲ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ، ﻣﻲ ﺗﻮاﻧﺪ ﺑﺎرش را ﺗﻘﺮﻳﺒﺎ در ﻣﻘﻴﺎس ﺟﻬﺎﻧﻲ و ﺑﺎ اﺳﺘﻔﺎده از داده ﻫﺎی راداری و رادﻳﻮﻣﺘﺮی اﻧﺪازه ﮔﻴـﺮی ﻧﻤﺎﻳـﺪ . اﻳـﻦ ﭘــــﺮوژه ﻗــــﺎدر ﺧﻮاﻫــــﺪ ﺑــــﻮد ﻧــــﺮخ ﺑــــﺎرش را از 01 /0 ﺗــــﺎ4 اﻳــــﻨﭻ در ﺳــــﺎﻋﺖ اﻧــــﺪازه ﮔﻴــــﺮی ﻧﻤﺎﻳــــﺪ ) .( 6 - 2 - رواﻧﺎب ﺳﻄﺤﻲ ﺑﻪ ﻃﻮر ﻛﻠﻲ آب ﻫﺎی ﺳﻄﺤﻲ ﻛﻪ ﺑﻪ ﭼﺎرﭼﻮب ﻣﻜﺎﻧﻲ ﺑﻴﻼن وارد ﻣﻲ ﺷﻮﻧﺪ ، ﺑﻪ ﺳﻪ ﺷﻜﻞ اﻟﻒ ) ( رودﺧﺎﻧﻪ ﻫـﺎ و آﺑﺮاﻫـﻪ ﻫـﺎ ی ﻃﺒﻴﻌﻲ، ( ب) ﻛﺎﻧﺎل ﻫﺎی دﺳﺖ ﺳﺎﺧﺘﻪ ﺑﺸﺮ و ( ج) ﻟﻮﻟﻪ ﻫﺎی دﺳﺖ ﺳﺎﺧﺘﻪ ﺑﺸﺮ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﻨﺪ . ﺑﺪه ﻣﺘﻮﺳﻂ رواﻧﺎب ﻧﺮﻣﺎل وﻳﮋﮔﻲ ﭘﺎﻳﻪ ﻋﻤﺪه ای از ﻣﻨﺎﺑﻊ آب رودﺧﺎﻧﻪ ای ﺑﻪ ﺷﻤﺎر ﻣﻲ آﻳﺪ . دﻗﺖ ﺗﻌﻴﻴﻦ رواﻧﺎب ﺑﻪ ﻋﻮاﻣﻞ ﻣﺘﻌﺪدی ﭼﻮن دﻗﺖ اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی و ﻣﺤﺎﺳـﺒﻪ ﺟﺮﻳﺎن ، ﺗﻐﻴﻴﺮﭘﺬﻳﺮی ﺟﺮﻳﺎن، ﻣﺪت دوره زﻣﺎﻧﻲ ﻣﺸﺎﻫﺪات، و ﻫﻤﭽﻨﻴﻦ ﺗـﺮاﻛﻢ ﺷـﺒﻜﻪ اﻧـﺪازه ﮔﻴـﺮی ﺑﺴـﺘﮕﻲ دارد (WMO, 1970a) . 6 - 2 - 1 - رواﻧﺎب ﻧﺮﻣ ﺎل و اﻧﺘﺨﺎب دوره زﻣﺎﻧﻲ ﺑﻴﻼن آب دوره زﻣﺎﻧﻲ ﺑﻴﻼن و ﭼﺎرﭼﻮب ﻣﻜﺎﻧﻲ آن ﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﺪ در ﭼﮕﻮﻧﮕﻲ ﺗﻌﻴﻴﻦ رواﻧﺎب ﺳﻄﺤﻲ ﻧﻘﺶ ﻣﻮﺛﺮی اﻳﻔﺎ ﻧﻤﺎﻳﺪ . ﺑﺎ ﻛﻮﭼـﻚ ﺷﺪن دوره زﻣﺎﻧﻲ ﺑﻴﻼن، ﺑﺮآورد رواﻧﺎب ﺳﻄﺤﻲ ﻧﻴﺰ در دوره زﻣﺎﻧﻲ ﻛﻮﺗﺎه ﺗﺮ ی ﺻﻮرت ﻣﻲ ﭘﺬﻳﺮد . درﺻﻮرﺗﻲ ﺑـ ﻛـﻪ ﺮای ﻣﻘﺎﺻـﺪ ﻛﻼن، ﻣﺜﻼ در ﺳﻄﺢ ﻣﻠﻲ و ﻳﺎ ﺣﻮﺿﻪ آﺑﺮﻳﺰ، ﻏﺎﻟﺒﺎ ﺑﻪ ﻣﻴﺎﻧﮕﻴﻦ ﻫﺎی ﭼﻨﺪ ﺳﺎﻟﻪ ) ﻣﺜﻼ 15 ﺳﺎﻟﻪ ( ﻧﻴﺎزﻣﻨﺪ ﺧﻮاﻫﺪ ﺑﻮد . در ﻳﻜﻲ از روش ﻫﺎ ی ﺑﺮآورد ﭼﻨﻴﻦ ﻣﻴﺎﻧﮕﻴﻦ ﻫﺎﻳﻲ، ﻣﻲ ﺑﺎﻳﺴﺖ رواﻧﺎب ﻫﺎی ﺳﻄﺤﻲ در ﻣﻘﻴﺎس ﻫﺎ ی زﻣﺎﻧﻲ ﻛﻮﺗﺎه ﺗـﺮ ﻗـﺒﻼ ﺑـﻪ دﺳـﺖ آﻣـﺪه ﺑﺎﺷﻨﺪ . اﻟﻒ- ﻫﺎ دوره ی زﻣﺎﻧﻲ ﻛﻮ ﺗﺎه ﻣﺪت . ﺑﺮاﺳﺎس ﺑﺨﺶ )5 - 3 (اﻳﻦ دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ، اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی و ﮔﺰارش رواﻧﺎب ﻫﺎی ﺳـﻄﺤﻲ و ﺳﻴﻼب ﻫﺎ از رودﺧﺎﻧﻪ ﻫﺎ در ﻣﺤﻞ اﻳﺴﺘﮕﺎه ﻫﺎی آب ﺳﻨﺠ ﻲ در اﻳﺮان ﺑﺎ ادارات آب ﻫﺎی ﺳﻄﺤﻲ وزارت ﻧﻴـﺮو اﺳـﺖ . ﺑـﺎ اﻳﻦ ﺣﺎل ﻛﺎﻣﻼ ﻣﺤﺘﻤﻞ اﺳﺖ ﻛﻪ در ﻣﺤﻞ ورودی ﺑﻪ ﭼﺎرﭼﻮب ﻣﻜﺎﻧﻲ ﺑﻴﻼن، اﻳﺴـﺘﮕﺎه آب ﺠﺳـﻨ ﻲ وﺟـﻮد ﻧﺪاﺷـﺘﻪ ﺑﺎﺷﺪ و ﻳﺎ ﻃﻮل دوره آﻣﺎر ﺑﺮداری ﻛﻮﺗﺎه ﺑﺎﺷﺪ . ﺑﻨﺎﺑﺮاﻳﻦ ﺣﺴﺐ آﻣﺎر و اﻃﻼﻋﺎت در دﺳﺘﺮس، روش ﻫﺎ ی ﺑﺮآورد رواﻧﺎب ﺳﻄﺤﻲ، ﺑﻪ ﻋﻨﻮان ﻳﻜﻲ از ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎ ی ﺑﻴﻼن، ﻧﻴﺰ ﻣﺘﻔﺎوت ﺧﻮاﻫﺪ ﺑﻮد . در ﺻﻮرت ﻋﺪم وﺟﻮد و ﻳﺎ ﻛﻤﺒﻮد آﻣﺎر اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﺷﺪه، ﻛﺎرﺑﺮ ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ ﻳﻜﻲ از دو ﺷﻴ اﻟﻒ )ﻮه ( اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻣﺴـﺘﻘﻴﻢ ( ب) و ﺑﺮآورد از روی ﺳﺎﻳﺮ ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎ را اﻧﺘﺨﺎب ﻛﻨﺪ . اﻳﻦ اﻧﺘﺨﺎب ﺑﻪ در دﺳﺘﺮس ﺑﻮدن وﺳﺎﻳﻞ ﻣﻮرد ﻧﻴﺎز، دﻗﺖ ﻣﻮرد ﻣﻄﺎﻟﻌـﻪ و ﻫﺰﻳﻨﻪ ﻗﺎﺑﻞ ﺗﺨﺼﻴﺺ ﺑﺴﺘﮕﻲ دارد . روش ﻫﺎ ی اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﺑﺪه ﺟﺮﻳﺎن در ﻳﻚ رودﺧﺎﻧﻪ / آﺑﺮاﻫﻪ / ﻛﺎﻧﺎل / ﻟﻮﻟﻪ ﺑﻪ ﺧﻮﺑﻲ در ﻛﺘﺐ ﻫﻴﺪروﻟﻮژی و ﻫﻴﺪروﻟﻴﻚ آورده ﺷﺪه اﺳﺖ . روش ﻫﺎ ی ﺣﺠﻤﻲ ) اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﺣﺠﻢ آب ﻋﺒﻮری از ﻳﻚ ﻣﻘﻄـﻊ در ﻳـﻚ ﻣـﺪت زﻣﺎن ﻣﻌﻠﻮم ( ﺑﺮای رودﺧﺎﻧﻪ ﻫﺎ، آﺑﺮاﻫﻪ ﻫﺎ ، ﻛﺎﻧﺎل ﻫﺎ و ﻟﻮﻟﻪ ﻫﺎی ﻛﻮﭼﻚ ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ ﻗﺎﺑﻞ ﺗﻮﺻﻴﻪ ﺑﺎﺷﺪ از . روش ﻫﺎ ی اوﻟﺘﺮاﺳـﻮﻧﺪ ﺑﺮای ﺑﺮآورد ﺑﺪه ﺟﺮﻳﺎن در ﻫﺮ ﻧﻮع از آﺑﺮاﻫﻪ ﺳﻄﺤﻲ ﺗﻮان ﻣﻲ ا ﺳﺘﻔﺎده ﻛﺮد . روش ﮔﻮﻧﻴﺎ ﺑﺮای ﺑـﺮآورد ﺑـﺪه در اﻧـﻮاع ﻟﻮﻟـﻪ ﻫـﺎ ﻓﺼﻞ ﺷﺸﻢ - ﺗﺒﻴﻴﻦ ﻧﺤﻮه ﺑﺮآورد ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎی ﺑﻴﻼن 22 / 04 / 93 99 ﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﺪ ﻣﻮرد اﺳﺘﻔﺎده ﻗﺮار ﮔﻴﺮد . ﺑﺮآورد ﻏﻴﺮﻣﺴﺘﻘﻴﻢ ﺑﺪه ﺟﺮﻳﺎن ﺗﻮﺳﻂ اﺻﻞ ﭘﻴﻮﺳﺘﮕﻲ )Q=AV ﻛﻪ در آن : Q ﺑﺪه ﺟﺮﻳـﺎن، V ﺳﺮﻋﺖ آب وA ﺳﻄﺢ ﻣﻘﻄﻊ ﻋﻤﻮد ﺑﺮ ﺑﺮدار ﺳﺮﻋﺖ ( در ﻫﺮ ﻧﻮع از آﺑﺮاﻫﻪ ای از ﻗﺪﻳﻢ ﻣﻮرد اﺳﺘﻔﺎده اﺳﺖ . روش ﻫﺎ ی ﺗﻌﻴﻴﻦ ﺳﺮﻋﺖ ﺣﺴﺐ اﻧﺪازه و ﭼﮕﻮﻧﮕﻲ آﺑﺮاﻫﻪ ﺗﻐﻴﻴﺮ ﻣﻲ ﻛﻨﺪ . ﻏﺎﻟﺒﺎ ﻋﺮض ﻣﻘﻄﻊ رودﺧﺎﻧﻪ ﺑﻪ ﻧﻮارﻫﺎﻳﻲ ﺗﻘﺴﻴﻢ ﻣﻲ ﺷﻮد . در ﻫﺮ ﻧﻮار در اﺑﺘﺪا ﺳﺮﻋﺖ ﺟﺮﻳﺎن ﺗﻮﺳﻂ روش ﻫﺎ ﻳﻲ ﭼﻮن ﻣﻮﻟﻴﻨﻪ، ﺟﺴﻢ ﺳﻨﮕﻴﻦ ﺷﻨﺎور در ﻻﻳﻪ ﻫـﺎﻳﻲ از ﻋﻤـﻖ رودﺧﺎﻧـﻪ ﺗﻌﻴـﻴﻦ ﮔﺸـﺘﻪ و ﺳﭙﺲ ﻣﻴﺎﻧﮕﻴﻦ وزﻧﻲ ﺳﺮﻋﺖ ﺟﺮﻳﺎن در ﻫﺮ ﻧﻮ ار و از روی آن ﺑﺪه ﺟﺮﻳﺎن در آن ﻧﻮار ﺑﺎ اﺳﺘﻔﺎده از اﺻـﻞ ﭘﻴﻮﺳـﺘﮕﻲ ﻣﺤﺎﺳـﺒﻪ ﻣﻲ ﺷﻮد . ﺑﺪه ﻛﻞ رودﺧﺎﻧﻪ ﺑﺎ ﺟﻤﻊ ﺑﺪه ﻫﺎی ﺟﺮﻳﺎن در ﻧﻮارﻫﺎی ﻣﺨﺘﻠﻒ ﻗﺎﺑﻞ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺧﻮاﻫﺪ ﺑﻮد . ﺑـﺎ اﻳـﻦ وﺟـﻮد روش ﻫـﺎ ی دﻳﮕﺮی ﭼﻮن اوﻟﺘﺮاﺳﻮﻧﻴﻚ و اﺳﺘﻔﺎده از ردﻳﺎب ﻫﺎی ﺷﻴﻤﻴﺎﻳﻲ ﻫﻢ ﺑﺮای اﻳﻦ ﻣﻨﻈﻮر ﻛﺎرﺑﺮد دارد ) ﺟﺪول 6 - 1 .( ﺟﺪول6 - 1 - روش ﻫﺎی اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﺑﺪه ﺟﺮﻳﺎن (Mosley and McKercher, 1993) . روش ﺗﻮﺻﻴﻒ ﻛﺎرﺑﺮد وﻳﮋﮔﻲ ﻫﺎ رﻗﻴﻖ ﺳﺎزی از ﭼﮕﻮﻧﮕﻲ رﻗﻴﻖ ﺳﺎزی ﻳﻚ ردﻳﺎب ﺑﺎ ﻏﻠﻈﺖ زﻳﺎد ﺑﺮای ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﺪه ﺟﺮﻳﺎن اﺳﺘﻔﺎده ﻣﻲ ﻛﻨﺪ . ردﻳﺎب ﻫﺎ ﺷﺎﻣﻞ ﻧﻤﻚ و اﻧﻮاع رﻧﮓ ﻣﻲﻫﺎ ﺑﺎﺷﺪ . رودﺧﺎﻧﻪ ﻫﺎی ﺷﻴﺐ دار ﻛﻮﻫﺴﺘﺎﻧﻲ ﻛﻪ اﺧﺘﻼط ﺑﻪ ﺳﺮﻋﺖ ﺻﻮرت ﻣﻲ ﭘﺬﻳﺮد . در ﺑﺮﺧﻲ از ﮔﻮﻧﻪ ﺗﻮان ﻣﻲﻫﺎ از اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﺑﺪه ﺟﺮﻳﺎن در ﻳﻚ اﺷﻞ ﻣﻌﻴﻦ را ﺑﻪ ﺻﻮرت ﺧﻮدﻛﺎر اﻧﺠﺎم داد از . روش ﻫﺎ ی ﺳﺮﻋﺖ ﻣﺴﺘﻘﻞ اﺳﺖ، ﺑﻨﺎﺑﺮاﻳﻦ ﻳﻚ ﻛﻨﺘﺮل ﻣﻔﻴﺪ ﺑﺮای ﺧﻂ ﻫﺎی ﺳﻴﺴﺘﻤﺎﺗﻴﻚ ﺗﻠﻘﻲ ﻣﻲ ﺷﻮد روش ﻗﺎﻳﻖ در ﺣﺎﻟﺖ ﺣﺮﻛﺖ ﻋﻤﻖ ﺗﻮ ﺳﻂ اﻛﻮی ﺻﻮﺗﻲ ﺻﻮرت ﻣﻲ ﭘﺬﻳﺮد. ﺳﺮﻋﺖ در ﻧﺰدﻳﻚ ﺳﻄﺢ ﺑﻪ ﺻﻮرت ﻣﻮﻟﻔﻪ ﺑﺎﻻ دﺳﺘﻲ از ﺑﺮدار ﺳﺮﻋﺖ ﻣﺸﺎﻫﺪه ﺷﺪه زﻣﺎﻧﻲ ﻛﻪ ﻗﺎﻳﻖ ﺑﻴﻦ ﻧﻘﺎط ﻣﺸﺨﺺ ﺷﺪه ای در ﺣﺎل ﺣﺮﻛﺖ اﺳﺖ ﻧﺘﻴﺠﻪ ﮔﻴﺮی ﻣﻲ .ﺷﻮد ﺑﺮای رودﺧﺎﻧﻪ ﻫﺎی ﺑﺰرگ ﻣﻨﺎﺳﺐ اﺳﺖ ﻛﻪ ﻋﺮض آن از 150 ،ﻣﺘﺮ ﻋﻤﻖ آن از 2 ﻣﺘﺮ و ﺳﺮﻋﺖ ﺟﺮﻳﺎن از m s 5/0 ﺑﻴﺶ اﺳﺖ ﺗﺮ . ﺑﺮای اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی در ﺧﻼل ﺳﻴﻜﻞ ﻫﺎی ﺟﺰر و ﻣﺪ ﻣﻨﺎﺳﺐ اﺳﺖ . ﺑﻪ ﻗﺎﻳﻖ ﻣﻮﺗﻮری، ﺗﺠﻬﻴﺰات اﻛﻮی ﺻﻮﺗﻲ و ﭘﺮواﻧﻪ ﺑﺮای اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی زاوﻳﻪ ﺟﺮﻳﺎن ﻧﻴﺎز دارد . ﻣﺎﻓﻮق ﺻﻮت ﺑﻌﺪ از ﻛﺴﺮ زﻣﺎن ﻋﺒﻮر ﭘﺎﻟﺲ ﻫﺎی اوﻟﺘﺮاﺳﻮﻧﻴﻚ در ﺑﺎﻻ دﺳﺖ و ﭘﺎﻳﻴﻦ دﺳﺖ ﺑﻴﻦ د و ﻣﻮﻟﺪ، ﺗﻮان ﻣﻲ ﺳﺮﻋﺖ را ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻛﺮد . ﺧﺮوﺟﻲ از درﻳﺎﭼﻪ، ﻛﺎﻧﺎل ﻫﺎی ﺟﺰر و ﻣﺪی، و ﺳﺎﻳﺮ ﺷﺮاﻳﻄﻲ ﻛﻪ ﻣﻨﺤﻨﻲ ﺳﻨﺠﻪ ﻗﺎﺑﻞ ﺗﻮﺻﻴﻒ ﻧﺒﺎﺷﺪ . ﺑﺮای ﻛﺎﻧﺎل ﻫﺎی ﻋﺮﻳﺾ، ﻛﻢ ﻋﻤﻖ ﻳﺎ ﺑﺎ ﻋﻠﻒ ﻫﺮز زﻳﺎد ﻣﻨﺎﺳﺐ ﻧﻴﺴﺖ . اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﭘﻴﻮﺳﺘﻪ ﺑﻪ ﺑﺎر رﺳﻮﺑﻲ ﻧﻴﺎز ﻧﺪارد . ﻧﺼﺐ آن ﮔﺮان ﻗﻴﻤﺖ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . اﻟﻜﺘﺮو ﻣﻐﻨﺎﻃﻴﺲ ﻳﻚ ﻣﻴﺪان اﻟﻜﺘﺮوﻣﻐﻨﺎﻃﻴﺲ داﺧﻞ آب و در زﻳﺮ رودﺧﺎﻧﻪ ﺗﻮﺳﻂ ﻳﻚ ﺳﻴﻢ ﭘﻴﭻ ﺗﻮﻟﻴﺪ ﻣﻲ ﺷﻮد ﺑﺎ . اﻳﻦ ﻛﺎر ﻳﻚ اﺧﺘﻼف وﻟﺘﺎژ ﺑﻴﻦ اﻟﻜﺘﺮودﻫﺎ در دو ﻃﺮف رودﺧﺎﻧﻪ ﺑﻪ وﺟﻮد ﻣﻲ آورد ﻛﻪ ﺑﺎ ﺳﺮﻋﺖ ﺟﺮﻳﺎن ﻣﺘﻨﺎﺳﺐ اﺳﺖ . ﻛﺎﻧﺎل ﻫﺎﻳﻲ ﺗﺎ ﻋﺮض 30 ﻣﺘﺮ در رود ﺧﺎﻧﻪ ﻫﺎی دارای ﻋﻠﻒ ﻫﺎی ﻫﺮز ﻳﺎ رودﺧ ﺎﻧﻪ ﻫﺎﻳﻲ دارای ﻻی زﻳﺎد ﻳﺎ ﻛﻒ ﻣﺘﺤﺮک ﻣﻨﺎﺳﺐ اﺳﺖ . ﺗﺠﻬﻴﺰات ﮔﺮان ﻗﻴﻤﺖ دارد . ﻣﻨﺒﻊ ﺗﺎﻣﻴﻦ اﻧﺮژی و ﺳﻴﻢ ﭘﻴﭻ ﻫﺎ ﺑﺎﻳﺴﺘﻲ در ﭘﻮﺷﺶ ﻫﺎ ی ﻏﻴﺮ ﻗﺎﺑﻞ ﻧﻔﻮذ ﻗﺮار داده ﺷﻮﻧﺪ و در داﺧﻞ رودﺧﺎﻧﻪ ﻛﺎر ﮔﺬاﺷﺘﻪ ﺷﻮﻧﺪ . ﺣﺠﻤﻲ ﺑﺪه از روی زﻣﺎن ﻻزم ﺑﺮای ﭘﺮ ﻛﺮدن ﻇﺮﻓﻲ ﺑﺎ ﺣﺠﻢ ﻣﻌﻠﻮم ﺗﻌﻴﻴﻦ ﻣﻲ .ﺷﻮد ﻛﻨﺘﺮل واﺳﻨﺠﻲ ﺳﺮرﻳﺰﻫﺎ و ﻓﻠﻮم ﻫﺎ ﺑﻪ ﺣﺪاﻗﻞ ﻧﻴﻢ ﻣﺘﺮ ارﺗﻔﺎع آزاد از ﻟﺒﻪ ﺳﺮرﻳﺰ ﻳﺎ ﻛﻒ ﻓﻠﻮم ﻧﻴﺎز دارد . در ﺟﺮﻳﺎن ﻫﺎ ی ﻛﻢ، ﺑﺮای ﻣﺜﺎل از ﺗﺮ ﻛﻢ L S 10 ﺑﻪ ﻛﺎر ﻣﻲ . رود ﺣﺒﺎب ﻫﺎی ﻫﻮا در ﺳﻄﺢ آب از روی ﻧﻴﻤﺮخ ﺳﻄﺤﻲ ﺣﺒﺎب ﻫﺎﻳﻲ ﻛﻪ از ﻳﻚ ﺷﻠﻨﮓ ﻫﻮا ﻛﺎر ﮔﺬاﺷﺘﻪ ﺷﺪه در ﻋﺮض رودﺧﺎﻧﻪ ﺑﻪ ﺳﻄﺢ آب ﻣﻲ آﻳﻨﺪ، ﺗﻮان ﻣﻲ ﻧﻴﻤﺮخ ﺳﺮﻋﺖ را اﺳﺘﻨﺘﺎج ﻛﺮد . رودﺧﺎﻧﻪ ﻫﺎ ﻳﺎ ﻛﺎﻧﺎل ﻫﺎﻳﻲ ﺑﺎ ﺟﺮﻳﺎن آﻫﺴﺘﻪ ﺳﻄﺢ آب ﺑﺎﻳﺴﺘﻲ ﻧﺴﺒﺘﺎ ﺑﺪون ﺗﻼﻃﻢ ﺑﺎﺷﺪ ﺗﺎ ﺑﺘﻮان ﻧﻴﻤﺮخ ﺣﺒﺎب ﻫﺎ را ﻣﺸﺎﻫﺪه ﻛﺮد . 100 22 / 04 / 93 دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب اداﻣﻪ ﺟﺪول6 - 1 - روش ﻫﺎی اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﺑﺪه ﺟﺮﻳﺎن (Mosley and McKercher, 1993) . روش ﺗﻮﺻﻴﻒ ﻛﺎرﺑﺮد وﻳﮋﮔﻲ ﻫﺎ ﻣﻴﻠﻪ ﺑﺎر ﺳﺮﻋﺖ ارﺗﻔﺎع ﻳﻚ ﻣﻮج ﺑﺎ ﺑﺎر ﺳﺮﻋﺖ ﻣﺴﺎوی در ﻧﻈﺮ ﮔﺮﻓﺘﻪ ﻣﻲ .ﺷﻮد رودﺧﺎﻧﻪ ﻫﺎ و ﻛﺎﻧﺎل ﻫﺎی آﺑﻴﺎری ﻛﻮﭼﻚ ﻛﻪ اﻣﻜﺎن وارد ﺷﺪن ﺑﻪ آن ﻫﺎ ﻣﻴﺴﺮ ﺑﺎﺷﺪ . ﻣﺤﺪوده ﺳﺮﻋﺖ 5/0 ﺗﺎ5/2 ﻣﺘﺮ در ﺛﺎﻧﻴﻪ . روش ﺳﺎده و ﻧﻴﺰ ﻏﻴﺮدﻗﻴﻖ اﺳﺖ . اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻏ ﻴﺮﻣﺴﺘﻘﻴﻢ ﺑﺪه اوج در ﻣﺤﻞ ﻫﺎی ﺟﻤﻊ ﺷﺪﮔﻲ ﺟﺮﻳﺎن ﺑﺎ اﺳﺘﻔﺎده از ﻣﻘﺎدﻳﺮ اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﺷﺪه اﻓﺖ ﺑﺎر در ﻣﺤﻞ ﻫﺎی ﺗﻨﮓ ﺷﺪﮔﻲ، ﻣﻌﺎدﻟﻪ اﻧﺮژی را ﺑﺮای ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺳﺮﻋﺖ ﺣﻞ .ﻛﻨﺪ ﻣﻲ ﺑﺮای ﺑﺮآورد ﺑﺪه اوج در ﻣﻜﺎن ﻫﺎﻳﻲ ﻛﻪ وﺟﻮد ﭘﺎﻳﻪ ﻫﺎی ﭘﻞ ﺑﺎﻋﺚ ﺗﻨﮓ ﺷﺪﮔﻲ ﺟﺮﻳﺎن ﺷﻮد . ﺗﻨﻬﺎ ﺑﺪه اوج ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ . دﺷﻮ ﻣﻲ ﺗﺮاز اوج ﺗﻮﺳﻂ ﺷﺎﺧﺺ ﻫﺎﻳﻲ ﻛﻪ ﺑﺮ روی ﺗﺎج ﻧﺼﺐ ﺷﺪه اﻧﺪ ﺑﻪ دﺳﺖ ﻣﻲ . آﻳﺪ اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻏﻴﺮﻣﺴﺘﻘﻴﻢ ﺑﺪه اوج در ﻛﺎﻟﻮرت ﻫﺎ از ﻣﻘﺎدﻳﺮ اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﺷﺪه ﺗﺮاز آب و اﺑﻌﺎد ﻫﻨﺪﺳﻲ ﻛﺎﻟﻮرت اﺳﺘﻔﺎده ﻣﻲ ﻛﻨﺪ و ﺑﺎ ﺣﻞ ﻣﻌﺎدﻟﻪ اﻧﺮژی ﺳﺮﻋﺖ را ﺑﻪ دﺳﺖ ﻣﻲ آورد . در ﻛﺎﻟﻮرت ﻫﺎ ﺑﻪ ﻛﺎر ﻣﻲ رود . ﻨﻬﺎﺗ ﺑﺪه اوج ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻣﻲ ﺷﻮد . ﺗﺮاز اوج ﺗﻮﺳﻂ ﺷﺎﺧﺺ ﻫﺎﻳﻲ ﻛﻪ ﺑﺮ روی ﺗﺎج ﻧﺼﺐ ﺷﺪه اﻧﺪ ﺑﻪ دﺳﺖ ﻣﻲ . آﻳﺪ اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻏﻴﺮﻣﺴﺘﻘﻴﻢ ﺑﺪه ﺟﺮﻳﺎن در ﺳﺪﻫﺎ، ﺗﺎج ﻫﺎ و ﺧﺎک رﻳﺰﻫﺎ ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﺪه ﺟﺮﻳﺎن در ﺳﺮرﻳﺰ ﻫﺎ را ﺑﻪ ﻛﺎر .ﺑﺮد ﻣﻲ ﺑﺮای ﺑﺮآورد ﺟﺮﻳﺎن ﺑﺮ روی ﺗﺎج ﺳﺪ ﺧﺎﻛﺮﻳﺰﻫﺎ اﺳﺘﻔﺎده ﻣﻲ .ﺷﻮد درﺻﻮرﺗﻲ ﻛﻪ اﻣﻜﺎن اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻣﺴﺘﻘﻴﻢ وﺟﻮد ﻧﺪاﺷﺘﻪ ﺑﺎﺷﺪ، اﺳﺘﻔﺎده از روش ﻫﺎ ی ﻏﻴﺮﻣﺴﺘﻘﻴﻢ اﺟﺘﻨﺎب ﻧﺎﭘﺬﻳﺮ ﻣـﻲ ﺑﺎﺷـﺪ . اﻳﻦ روش ﻫﺎ ﺑﻪ دو دﺳﺘﻪ ﻛﻠﻲ اﻟﻒ ) ( اﺳﺘﻔﺎده از ﺧﺼﻮﺻﻴﺎت ﺣﻮﺿﻪ آﺑﺮﻳﺰ ﺑﻪ ﺗﻨﻬﺎﻳﻲ ) ﻣﻨﻄﻘﻲ، ﻣﻚ- ،ﻣﺚSCS وNGIUH ( و ( ب) روش ﻫﺎ ی ﻣﻨﻄﻘﻪ ای ﺗﻘﺴﻴﻢ ﻣﻲ ﺷﻮد . اﻳﻦ دﺳﺘﻮرا ﻟﻌﻤﻞ ﺑﻪ ﭼﻨﻴﻦ روش ﻫﺎ ﻳﻲ ﻧﻤﻲ ﭘﺮدازد . دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ » ﺑﺮآورد رواﻧﺎب در ﻃﺮح ﻫﺎی آﺑﻴﺎری و زﻫﻜﺸﻲ « در ﺣﺎل ﺗﺪوﻳﻦ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ ﺗﻮان ﻣﻲ و از آن ﺑﺮای اﻳﻦ ﻣﻨﻈﻮر اﺳﺘﻔﺎده ﻛﺮد . ب- ﻫﺎ دوره ی زﻣﺎﻧﻲ ﺑﻠﻨﺪ ﻣﺪت . درﺗﻬﻴﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب در ﺳﻄﺢ ﻣﻠﻲ و ﻳﺎ ﺣﻮﺿﻪ ﻫﺎ ی آﺑﺮﻳﺰ وﺳﻴﻊ، ﻏﺎﻟﺒﺎ ﻧﻴﺎز ﺑﻪ ﺗﺪو ﻳﻦ ﺑﻴﻼن در ﻫﺎ دوره ی زﻣﺎﻧﻲ ﭼﻨﺪ ﺳﺎﻟﻪ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . در اﻳﻦ ﺻﻮرت ﭼﻨﺎﻧﭽـﻪ اﻃﻼﻋـﺎت رواﻧـﺎب در ﻫـﺎ دوره ی ﻳـﻚ ﺳـﺎﻟﻪ ﻣﻮﺟﻮد ﺑﺎﺷﺪ، اﻳﻦ اﻃﻼﻋﺎت ﻣﻲ ﺑﺎﻳﺴﺖ ﺗﺠﻤﻴﻊ ﺷﻮﻧﺪ . رواﻧﺎب ﻧﺮﻣﺎل، ﻛﻪ ﺑﻪ ﺻﻮرت ﻣﻴﺎﻧﮕﻴﻦ ﻋﺪدی ﺳﺮی ﻫﺎی زﻣﺎﻧﻲ از ﻣﻘﺎدﻳﺮ ﻣﺸﺎﻫﺪه ﺷﺪه ﻣﺤﺎﺳـﺒﻪ ﻣـﻲ ﺷـﻮد ، ﻳـﻚ ﻣﻔﻬـﻮم آﻣﺎری اﺳﺖ ﺑﻨ . ﺎﺑﺮاﻳﻦ ﺗﻐﻴﻴﺮات رواﻧﺎب ﺑﺎ زﻣﺎن را ﺗﻮان ﻣﻲ ﺑﺎ ﺗﻮزﻳﻊ ﻫﺎی آﻣﺎری ﺑـﺮازش داده و ﻣﻤﻜـﻦ اﺳـﺖ ﺑﺘـﻮان آن را ﺑـﻪ ﺗﻮﺳﻂ روش ﻫﺎ ی ﺗﺌﻮری اﺣﺘﻤﺎﻻت ﻣﻮرد ﺑﺮرﺳﻲ ﻗﺮار داد ﺑﺮا . ﺳﺎس ﻣﻔﺎﻫﻴﻢ آﻣﺎری، رواﻧﺎب ﻧﺮﻣﺎل، ﺿﺮﻳﺐ ﺗﻐﻴﻴـﺮات و ﺿـ ﺮﻳﺐ ﭼﻮﻟﮕﻲ ، ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎی ﻣﻨﺤﻨﻲ ﺗﻮزﻳﻊ رواﻧﺎب ﺳﺎﻻﻧﻪ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ ﺑﺮ . ای ﺑﺮرﺳﻲ ﻫﺎی آﻣﺎری، ﺳـﺮی زﻣـﺎﻧﻲ ﺑﺎﻳﺴـﺘﻲ ﻫﻤﮕـﻦ ﺑﺎﺷـﺪ . ﻫﻤﮕﻦ ﺑﻮدن ﺑﻪ اﻳﻦ ﻣﻌﻨﻲ اﺳﺖ ﻛﻪ ﻋﻮاﻣﻞ ﻓﻴﺰﻳﻮﮔﺮاﻓﻴﻜﻲ ﻛﻪ رواﻧﺎب را ﻛﻨﺘﺮل ﻣﻲ ﻛﻨﻨﺪ و ﻫﻤﭽﻨﻴﻦ ﺳـﺎزه ﻫـﺎی ﻛﻨﺘﺮﻟـﻲ ﺑـﺮ روی رودﺧﺎﻧﻪ ﻫﺎ و ﻣﺪﻳﺮﻳﺖ آن ﻫﺎ ﻧﺒﺎﻳﺴﺘﻲ در ﺧﻼل دوره زﻣﺎﻧﻲ ﻣﻮرد ﻣﻄﺎﻟﻌﻪ ﺗﻐﻴﻴﺮ ﻛﻨﻨﺪ . رواﻧﺎب ﺳﺎﻻﻧﻪ ﻣﺘﻮﺳﻂ ﻳـﺎ ﻧ ﺮﻣـﺎل ﺑﺎﻳﺴﺘﻲ ﺑﺮای ﻳﻚ دوره زﻣﺎﻧﻲ ﻣﺸﺎﻫﺪاﺗﻲ ﻃﻮﻻﻧﻲ ﻛﻪ در ﺑﺮﮔﻴﺮﻧﺪه ﭼﻨﺪﻳﻦ ﺳﻴﻜﻞ ﺗﺮ و ﺧﺸﻚ از ﺟﺮﻳـﺎن رودﺧﺎﻧـﻪ ای اﺳـﺖ، ﺗﻌﻴﻴﻦ ﺷﻮد . ﻫﺮﭼﻪ ﺗﻌﺪاد ﺳﻴﻜﻞ ﻫﺎی ﻛﺎﻣﻞ از ﺟﺮﻳﺎن رودﺧﺎﻧﻪ ای ﺑﻴﺶ ﺗﺮ ﺑﺎﺷﺪ، ﺧﻄﺎی ﺑﺮآورد رواﻧﺎب ﻧﺮﻣﺎل ﻫﻢ ﺗﺮ ﻛﻢ ﺧﻮاﻫﺪ ﺑﻮد . رواﻧﺎب ﻧﺮﻣﺎل ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ ﺗﻮﺳﻂ ﻣﻴﺎﻧﮕﻴﻦ ﮔﻴﺮی ﻋﺪدی از رواﻧﺎب ﺳﺎﻻﻧﻪ در ﭼﻨﻴﻦ دوره زﻣﺎﻧﻲ ﻣﺸﺎﻫﺪاﺗﻲ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺷﻮد . ﺳﺎﻳﺮ وﻳﮋﮔﻲ ﻫﺎی ﺑﻠﻨﺪ ﻣﺪت ﺳﺮی ﻫﺎی زﻣﺎﻧﻲ ) ﻣﺜﻼ روﻧﺪ، ﺟﻬﺶ و ﺷﻜﺴﺖ ( در اﻳﻦ ﺟﺎ ﻧﻴﺎﻣﺪه اﺳﺖ . ﺗﻮﺿـﻴﺤﺎت ﺑـﻴﺶ ﺗـﺮ در اﻳﻦ زﻣﻴﻨﻪ در ﻣﻨﺎﺑﻊ ﻣﺨﺘﻠﻒ ) ﻣﺜﻼ Salas, 1993 (آﻣﺪه اﺳﺖ . ﻓﺼﻞ ﺷﺸﻢ - ﺗﺒﻴﻴﻦ ﻧﺤﻮه ﺑﺮآورد ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎی ﺑﻴﻼن 22 / 04 / 93 101 در ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ رواﻧﺎب ﻧﺮﻣﺎل ﺳﻪ ﺣﺎﻟﺖ ﻣ ﻤﻜﻦ اﺳﺖ رخ دﻫﺪ : ) اﻟﻒ ( اﻃﻼﻋﺎت ﻣﺸـﺎﻫﺪاﺗﻲ ﻛـﺎﻓﻲ ﻣﻮﺟـﻮد اﺳـﺖ ( ب) ، ﺗﻨﻬـﺎ اﻃﻼﻋﺎت ﻣﺸﺎﻫﺪاﺗﻲ ﻛﻮﺗﺎه ﻣﺪت ﻣﻮﺟﻮد اﺳﺖ، و ( ج) ﻫﻴﭻ اﻃﻼﻋﺎت ﻣﺸﺎﻫﺪاﺗﻲ وﺟﻮد ﻧﺪارد . 6 - 2 - 2 - ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ رواﻧﺎب ﻧﺮﻣﺎل ﺑﺎ اﺳﺘﻔﺎده از اﻃﻼﻋﺎت ﻣﺸﺎﻫﺪاﺗﻲ ﻛﺎﻓﻲ ﻣﻮﻗﻌﻲ ﻛﻪ اﻃﻼﻋﺎت آب ﺳﻨﺠ ﻲ ﺑﺮای ﻳﻚ دوره زﻣﺎﻧﻲ ﻧﺴﺒﺘﺎ ﻃﻮﻻﻧﻲ ﻣﺪ ت از ﻳﻚ آﺑﺮاﻫﻪ / رودﺧﺎﻧﻪ ﻣﻮﺟـﻮد ﺑﺎﺷـﺪ، رواﻧـﺎب ﻧﺮﻣﺎل ﺑﻪ ﺻﻮرت ﻣﻴﺎﻧﮕﻴﻦ ﻋﺪدی ﺗﻤﺎﻣﻲ ﺳﺮی ﻣﺸﺎﻫﺪاﺗﻲ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻣﻲ ﺷﻮد . ﺑﺮای اﻧﺠﺎم اﻳﻦ ﻛﺎر ﻻزم اﺳﺖ ﻛﻪ ﻳﻚ ﺳـﺮی ﻳـﺎ دو ﻳﺎ ﺳﻪ دوره از ﺟﺮﻳﺎن رودﺧﺎﻧﻪ ای وﺟﻮد داﺷﺘﻪ ﺑﺎﺷﺪ . در ﺟﺎﻳﻲ ﻛﻪ ﺳﺮی ﻣﺸﺎﻫﺪاﺗﻲ ﺣـﺪاﻗﻞ 60 - 50 ﺳـﺎل ﺑﺎﺷـﺪ، ﻣﻘـﺪار ﻣﻴﺎﻧﮕﻴﻦ ﻣ ﻤﻜﻦ اﺳﺖ از روی ﺗﻤﺎﻣﻲ ﺳﺮی ﺑﺪون در ﻧﻈﺮ ﮔﺮﻓﺘﻦ ﺗﻐﻴﻴﺮات دوره ای ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺷﻮد . 6 - 2 - 3 - ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ رواﻧﺎب ﻧﺮﻣﺎل ﺑﺎ اﺳﺘﻔﺎده از اﻃﻼﻋﺎت ﻣﺸﺎﻫﺪاﺗﻲ ﻧﺎﻛﺎﻓﻲ در ﻣﻮﻗﻊ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ رواﻧﺎب ﻧﺮﻣﺎل از روی ﻳﻚ ﺳﺮی ﻣﺸﺎﻫﺪاﺗﻲ ﻛﻮﺗﺎه ﻣﺪت )10 ﺳﺎل ﻳﺎ (ﺗﺮ ﻛﻢ ، ﻻزم اﺳﺖ ﻛﻪ ﺳﺮی ﺑﺴـﻂ داده ﺷﻮد . ﺑﺮای اﻳﻦ ﻣﻨﻈﻮر ﺗﻮان ﻣﻲ از ﺳﺮی ﻫﺎی ﻃﻮﻻﻧﻲ ﻣﺪت رواﻧﺎب از رودﺧﺎﻧﻪ ﻫﺎی ﻣﺠﺎور ﻛﻪ دارای اﻳﺴﺘﮕﺎه آب ﺳـﻨﺠ ﻲ ﺑﻮده و درﺷﺮاﻳﻂ ﻫﻴﺪروﻟﻮژﻳﻜﻲ ﻣﺸﺎﺑﻬﻲ واﻗﻊ ﺷﺪه اﻧﺪ اﺳﺘﻔﺎده ﻛﺮد . ﺑﺎ ﺑﺮرﺳﻲ اﻳﻦ اﻳﺴﺘﮕﺎه ﻫﺎ ﻏﺎﻟﺒـﺎ ﻳـﻚ اﻳﺴـﺘﮕﺎه ﻛـﻪ دارای آﻣﺎر ﻛﺎﻣﻞ ﺗﺮ و ﻗﺎﺑﻞ اﻋﺘﻤﺎدﺗﺮ ﺑﺎﺷﺪ ﺑﻪ ﻋﻨﻮان اﻳﺴﺘﮕﺎه ﻣﺒﻨﺎ اﻧﺘﺨﺎب ﻣﻲ ﺷﻮد . ﺑﺮای ﺑﺴﻂ آﻣﺎر ﻛﻮﺗـﺎه ﻣـﺪت در اﻳﺴـﺘﮕﺎه ﻣـﻮرد ﻣﻄﺎﻟﻌﻪ ﺑﺎﻳﺴﺘﻲ رواﺑﻂ ﻫﻤﺒﺴﺘﮕﻲ ﻗﺎﺑﻞ ﻗﺒﻮﻟﻲ ﺑﻴﻦ اﻳﻦ اﻳﺴﺘﮕﺎه و اﻳﺴﺘﮕﺎه ﻣﺒﻨﺎ در ﻃﻮل دوره ﻣﺸﺘﺮک آﻣـﺎری ﺑﺮﻗـﺮار ﺑﺎﺷـﺪ . ﺑﺴﻂ ﻳﻚ ﺳﺮی ﻛﻮﺗﺎه ﻣﺪت ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ ﺗﻮﺳﻂ روش ﻫﺎ ی ﺗﺮﺳﻴﻤﻲ وﺗﺤﻠﻴﻠﻲ ﺻﻮرت ﭘـﺬﻳﺮد . اﮔـﺮ ﺗﻌـﺪاد ﻧﻘـﺎط ﻣﺸـﺎﻫﺪاﺗﻲ از ﺗﺮ ﻛﻢ10 - 8 ﻧﺒﺎﺷﺪ، ﺿﺮﻳﺐ ﺗﻌﻴﻴﻦ8/0 - 7/0 ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ ﻗﺎﺑﻞ ﻗﺒﻮل در ﻧﻈﺮ ﮔﺮﻓﺘﻪ ﺷﻮﻧﺪ . ﺑﻪ ﻋﻨﻮان ﻳﻚ ﻣﻌﻴﺎر ﺳﺮاﻧﮕﺸﺘﻲ، اﻧﺤﺮاف ﻗﺎﺑﻞ ﻗﺒﻮل ﻧﻘﺎط از ﻣﻨﺤﻨﻲ ﺳﻨﺠﻪ در ﺣﺪود 15 % - 10 % ﻣﻘﺪار رواﻧﺎب ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺷـﺪه درﻧﻈـﺮ ﮔﺮﻓﺘـﻪ ﻣـﻲ ﺷـﻮد . اﮔـﺮ ﻫﺎ ﺳﺎل ی ﺧﺸﻚ و ﺗﺮ ﺟﺪاﮔﺎﻧﻪ ﺗﺤﻠﻴﻞ ﺷﻮد، ﻧﺘﺎﻳﺞ ﻗﺎﺑﻞ اﻋﺘﻤﺎدﺗﺮی ﺑﻪ دﺳﺖ ﺧﻮاﻫﺪ آﻣﺪ . در ﺻﻮرت وﺟﻮد ﻳﻚ راﺑﻄﻪ ﺧﻄـﻲ، رواﻧﺎب ﻧﺮﻣﺎل در اﻳﺴﺘﮕﺎه ﺑﺎ ﺳﺮی ﻛﻮﺗﺎه ﻣﺪت ﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﺪ ﺑﺪون ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻣﻘﺎدﻳﺮ رواﻧﺎب ﺑﺮای ﺗﻚ ﺗﻚ ﺳـﺎل ﻫـﺎ ، از روی رواﻧـﺎب ﻧﺮﻣﺎل در اﻳﺴﺘﮕﺎه ﺑﺎ ﺳﺮی ﻃﻮﻻﻧﻲ ﻣﺪت ﺗﻌﻴﻴﻦ ﺷﻮد . از ﻃﺮف دﻳﮕﺮ زﻣﺎﻧﻲ ﻛﻪ راﺑﻄﻪ ﺑﻴﻦ دو اﻳﺴﺘﮕﺎه ﺑﻪ ﺷﻜﻞ ﻣﻨﺤﻨﻲ ﺑ ﺎﺷﺪ، ﺑﺎﻳﺴﺘﻲ ﻣﻘﺎدﻳﺮ رواﻧﺎب در اﻳﺴﺘﮕﺎه ﻛﻮﺗﺎه ﻣﺪت ﺑﺮای ﺗﻤﺎﻣﻲ ﻫﺎ ﺳﺎل ی ﻓﺎﻗﺪ آﻣﺎر ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺷﻮد . ﻣﻴﺎﻧﮕﻴﻦ ﺳﺮی ﻞ ﻴﻜﻤﺗ ﺷﺪه در اﻳﺴﺘﮕﺎه ﻛﻮﺗﺎه ﻣﺪت ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ و ﺑﻪ ﻋﻨﻮان رواﻧﺎب ﻧﺮﻣﺎل ﻣﺤﺴﻮب ﻣﻲ ﺷﻮد . ﻣـﻮﻗﻌﻲ ﻛـﻪ در ﺑـﻴﻦ ﺳـﺮی ﻣﺸـﺎﻫﺪاﺗﻲ ﻧﻮاﻗﺼـﻲ ﻣﻮﺟﻮد ﺑﺎﺷﺪ و ﻳﺎ ﭘﺮاﻛﻨﺪﮔﻲ ﺷﺪﻳﺪی ﺑﻴﻦ ﻧﻘﺎط وﺟ ﻮد داﺷﺘﻪ ﺑﺎﺷﺪ، اﻣﻜﺎن دارد ﻛﻪ از روش ﻫﺎ ی دﻳﮕﺮی ﻛﻪ در اداﻣﻪ ﻣﻲ آﻳـﺪ اﺳﺘﻔﺎده ﺷﻮد . ﺗﺒﺪﻳﻞ ﺳﺮی ﺟﺮﻳﺎن ﺑﻪ ﻳﻚ ﺳﺮی زﻣﺎﻧﻲ ﻃﻮﻻﻧﻲ ﻣﺪت ﺑﻪ اﻳﻦ ﻓﺮض ﺑﺴﺘﮕﻲ دارد ﻛﻪ ﻣﻨﺤﻨﻲ ﻫﺎﻳﻲ ﻛﻪ ﺟﺮﻳﺎﻧﺎت رواﻧﺎب در دو اﻳﺴﺘﮕﺎه را ﺑﻪ ﻫﻢ ﻣﺮﺗﺒﻂ ﻣﻲ ﻛﻨﻨﺪ از ﻣﺒﺪا ﻣﺨﺘﺼﺎت ﻋﺒﻮر ﻣﻲ ﻛﻨﺪ و ﻧﺴﺒﺖ ﺟﺮﻳﺎﻧﺎت د ر دو رودﺧﺎﻧﻪ ﺑﺮای ﻫﺎ دوره ی زﻣﺎﻧﻲ ﻣﺨﺘﻠﻒ ﻧﻴﺰ ﺛﺎﺑﺖ اﺳﺖ . در اﻳﻦ ﺣﺎﻟﺖ، رواﻧﺎب ﻧﺮﻣﺎل در ﻧﻘﻄﻪ ای ﺑﺎ ﺳﺮی ﻣﺸﺎﻫﺪاﺗﻲ ﻛﻮﺗﺎه ﻣﺪت ﻋﺒﺎرت اﺳﺖ از : )6 - 3( obs an obs an Q Q Q Q = 102 22 / 04 / 93 دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب ﻛﻪ در آنQ وan Q ﺑﻴﺎﻧﮕﺮ رواﻧﺎب ﻧﺮﻣﺎل ﺑﻪ ﺗﺮﺗﻴﺐ در اﻳﺴﺘﮕﺎه ﻣﻮرد ﻧﻈﺮ و در اﻳﺴـﺘﮕﺎه ﻣﺒﻨـﺎ، و obs Q وan obs Q ﺑﻴـﺎﻧﮕﺮ ﻣﻘﺎدﻳﺮ ﻣﻴﺎﻧﮕﻴﻦ رواﻧﺎب ﺑﺮای ﻫﺎ دوره ی زﻣﺎﻧﻲ ﻣﺸﺎﻫﺪاﺗﻲ ﻛﻮﺗﺎه ﻣﺪت ﻫﻢ زﻣﺎن در اﻳﻦ دو اﻳﺴﺘﮕﺎه ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﻣﺤﺎﺳـﺒﻪ رواﻧـﺎب ﻧﺮﻣﺎل از ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﻓﻮق ﺗﻨﻬﺎ ﻣﻮﻗﻌﻲ اﻣﻜﺎن ﭘﺬﻳﺮ ﺧﻮ اﻫﺪ ﺑﻮد ﻛﻪ دو رودﺧﺎﻧﻪ در ﺷﺮاﻳﻂ ﻓﻴﺰﻳﻮﮔﺮاﻓﻴﻜﻲ ﻳﻜﻨﻮاﺧﺘﻲ ﺑﻮده، ﺣﻮﺿﻪ ﻫـﺎ ﻣﺴﺎﺣﺖ ﻫﺎ ی ﺗﻘﺮﻳﺒ ﺎ ﻳﻜﺴﺎﻧ ﻲ داﺷﺘﻪ ﺑﺎﺷﻨﺪ و ﺧﺼﻮﺻﻴﺎت ﻧﺴﺒﺘ ﺎ ﻣﺸﺎﺑﻬ ﻲ ﻧﻴﺰ ﺑﺮای ﺟﺮﻳـﺎن ﭘﺎﻳـﻪ وﺿـﺮﻳﺐ ﺗﻐﻴﻴـﺮات در آن ﻫـﺎ وﺟﻮد داﺷﺘﻪ ﺑﺎﺷﺪ . زﻣﺎﻧﻲ ﻛﻪ ﺿﺮاﻳﺐ ﺗﻐﻴﻴﺮات رواﻧﺎب ﺳﺎﻻﻧﻪ ﺑﺮای دو رودﺧﺎﻧﻪ ﺗﻔﺎوت ﻫﺎی ﻗﺎﺑـﻞ ﻣﻼ ﺣﻈـﻪ ای داﺷـﺘﻪ ﺑﺎﺷـﺪ، ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ ﺧﻄﺎﻫﺎی ﺑﺰرﮔﻲ ﻧﺎﺷﻲ ﺷﻮد . اﮔﺮ ﺑﻪ دﺳﺖ آوردن رواﻧﺎب ﺑﺮای ﻫﺎ دوره ی ﻓﺎﻗﺪ آﻣﺎر اﻳﺴﺘﮕﺎه ﻛﻮﺗﺎه ﻣﺪت ﻏﻴﺮﻣﻤﻜﻦ ﺑﺎﺷـﺪ، ﻣﻤﻜـﻦ اﺳـﺖ ﺗﻮﺳـﻂ اﻳﺠـﺎد ارﺗﺒﺎط ﺑﻴﻦ رواﻧﺎب ﺑﺎ ﺑﺮﺧﻲ از ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎی ﻫﻮاﺷﻨﺎﺳﻲ، ﻋﻤﺪﺗ ﺎ رﻳﺰش ﺟﻮی، ﺑﺘﻮان ﺳﺮی آﻣﺎری ﻓﻮق را ﺑﺴﻂ داد . اﺳـﺘﻔﺎ ده از اﻃﻼﻋﺎت رﻳﺰش ﺟﻮی ﺑﺮای ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ رواﻧﺎب ﻣﻄﻠﻮب اﺳﺖ زﻳﺮا در ﺑﺴﻴﺎری از ﻛﺸـﻮرﻫﺎ ﺗﻌـﺪاد اﻳﺴـﺘﮕﺎه ﻫـﺎ ی رﻳـﺰش ﺟـﻮی ﺑﻴﺶ ﺗﺮ از ﺗﻌﺪاد اﻳﺴﺘﮕﺎه ﻫﺎ ی آب ﺳﻨﺠﻲ اﺳﺖ . ﻋﻼوه ﺑﺮ آن، آﻣﺎر رﻳﺰش ﻫﺎی ﺟﻮی ﺑﺮای ﻫﺎ دوره ی زﻣﺎﻧﻲ ﻃﻮﻻﻧﻲ ﻣﺪت ﺗـﺮی ﻣﻮﺟﻮد اﺳﺖ . ﺑﺎ اﻳﻦ ﺣﺎل دﻗﺖ اﻳﻦ روش زﻳﺎد ﻧﻴﺴﺖ و ﺑﻨﺎﺑﺮاﻳﻦ ﺑﺎﻳﺴﺘﻲ ﺑﺎ اﺣﺘﻴﺎط زﻳﺎد ﺑﻪ ﻛﺎر رود . 6 - 2 - 4 - ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ رواﻧﺎب ﻧﺮﻣﺎل ﺑﺪون اﻃﻼﻋﺎت ﻣﺸﺎﻫﺪاﺗﻲ ﻋﻤﺪﺗﺎ روش ﻛﻼﺳﻴﻚ ﺣﻞ ﻣﺴﺎﻳﻞ ﻫﻴﺪروﻟﻮژﻳﻜﻲ ﺷﺎﻣﻞ ﺗﺨﻤﻴﻦ رواﻧﺎب ﺣﺎﺻﻞ از ﻳﻚ ﺷﺒﻜﻪ زﻫﻜﺸﻲ و روﻧـﺪﻳﺎﺑﻲ آن ﺗـﺎ ﻛﺎﻧﺎل اﺻﻠﻲ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . اﺳﺘﻔﺎده از روش اﻟﻒ ) :یﻫﺎ ( ﻧﻘﺸﻪ ای از ﺧﻄﻮط ﻫـﻢ ﻣﻘـﺪار روا ﻧـﺎب ( ب) ، روش ﺷـﺒﺎﻫﺖ ﻣﻌ ( ج) ، ﺎدﻟـﻪ ﺑﻴﻼن آب وﮔﺮﻣﺎ ( د) و از روی ﺧﺼﻮﺻﻴﺎت ﻓﻴﺰﻳﻜﻲ ﻳﻚ ارزﻳﺎﺑﻲ ﺗﻘﺮﻳﺒﻲ از رواﻧﺎب ﻧﺮﻣﺎل را ﺑﻪ دﺳﺖ ﻣﻲ دﻫﺪ اﻟﻒ- ﻧﻘﺸﻪ ﻫﺎی ﻫﻢ ﻣﻘﺪار رواﻧﺎب : ﺑﺮای ﻣﺸﺨﺺ ﻛﺮدن ﭼﮕﻮﻧﮕﻲ ﺗﻮزﻳﻊ رواﻧﺎب ﺑﺮ روی ﻳﻚ ﻧﺎﺣﻴـﻪ و ﻫﻤﭽﻨـﻴﻦ ﻣﺤﺎﺳـﺒﻪ رواﻧﺎب ﺑﺮای ﺗﻌﺪاد زﻳﺎدی از ﺣﻮﺿﻪ ﻫﺎ ﻳﻲ ﻛﻪ آﻣـﺎر ﻫﻴـﺪروﻣﺘﺮﻳﻚ آن ﻫـﺎ ﺑـﺎ ﺧﻼءﻫـﺎﻳﻲ ﻣﻮاﺟـﻪ اﺳـﺖ، اﺳـﺘﻔﺎده از ﻧﻘﺸﻪ ﻫﺎی ﻫﻢ ﻣﻘﺪار ﻣﺘﻮﺳﻂ ﺟﺮﻳﺎن ﺳﺎﻻﻧﻪ ﻧﺮﻣﺎل ﻣﻔﻴﺪ ﺧﻮاﻫﺪ ﺑﻮد . ﺑﺮای ﺗﻬﻴﻪ ﻧﻘﺸﻪ رواﻧﺎب ﻧﺮﻣﺎل ﻣﺘﻮﺳﻂ ﺳـﺎﻻﻧﻪ، ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻣﻘﺪﻣﺎﺗﻲ رواﻧﺎب ﻧﺮﻣﺎل ﺑﺮای ﺣﻮﺿﻪ ﻫﺎ ی رودﺧﺎﻧﻪ ای ﻣ ﺠﺰا ﺑﺮ اﺳﺎس اﻧـﺪازه ﮔﻴـﺮی ﻫـﺎی ﻣﺴـﺘﻘﻴﻢ ﺻـﻮ رت ﻣﻲ ﭘﺬﻳﺮد . ﺑﺮﺧﻼف ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎ ی ﻫﻮاﺷﻨﺎﺳﻲ ) رﻳﺰش ﺟﻮی، درﺟﻪ ﺣﺮارت و ﻏﻴﺮه ، ( اﻃﻼﻋﺎت ﺑﻪ دﺳﺖ آﻣﺪه، ﺑـﻪ ﻣﺮﻛـﺰ ﺛﻘﻞ ﺣﻮﺿﻪ و ﻧﻪ ﺑﻪ ﻣﺤﻞ اﻳﺴﺘﮕﺎه اﻧـﺪازه ﮔﻴـﺮی ارﺗﺒـﺎط دارﻧـﺪ . ﺑـﺮای ﺗﺮﺳـﻴﻢ ﺧﻄـﻮط ﻫـﻢ ﻣﻘـﺪار، اﻳﺴـﺘﮕﺎه ﻫـﺎ ی ﻫﻴﺪروﻣﺘﺮﻳﻚ ﺑﺮ روی ﻧﻘﺸﻪ ای ﺑﺎ ﻣﻘﻴﺎس ﻣﻨﺎﺳﺐ ﻧﻘﻄﻪ ﻳﺎﺑﻲ ﻣﻲ ﺷﻮﻧﺪ ﺧﻂ . ﻣـﺮز ﺣﻮﺿـﻪ ﺗﺮﺳـﻴﻢ و ﻣﻘـﺎدﻳﺮ رواﻧـﺎب ﻧﺮﻣﺎل در وﺳﻂ ﻫﺮ ﺣﻮﺿﻪ ﻗﺮار داده ﻣﻲ ﺷﻮد . ﺑﺮ ﭘﺎﻳﻪ ﻣﻘﺎدﻳﺮ ﻧﻘﻄﻪ ﻳﺎﺑﻲ ﺷﺪه و ﺑﺎ در ﻧﻈﺮ ﮔﺮﻓﺘﻦ ﭘﺴـﺘﻲ و ﺑﻠﻨـﺪی و ﺳﺎﻳﺮ ﻋﻮاﻣﻞ ﻓﻴﺰﻳﻮﮔﺮاﻓﻴﻜﻲ، ﺧﻄﻮط ﻣﺘﺼﻞ ﻛﻨﻨﺪه ﻧﻘﺎط ﺑﺎ ﻣﻘﺎدﻳﺮ ﻣﺸﺎﺑﻪ رواﻧﺎب ﻧﺮﻣﺎل ﺗﺮﺳﻴﻢ ﻣﻲ ﺷﻮﻧﺪ . در ﻧـﻮاﺣﻲ ﻛﻮﻫﺴﺘﺎﻧﻲ ﻧﺮخ ﺗﻐﻴﻴﺮ رواﻧ ﺎب ﻣﻜﺎﻧﻲ ﻗﺎﺑﻞ ﻣﻼﺣﻈﻪ ﺑﻮده و اﻟﮕﻮی ﺧﻄﻮط ﻫﻢ ﻣﻘﺪار ﭘﻴﭽﻴﺪه اﺳﺖ . ﺑﺮای ﺗﻬﻴﻪ ﻧﻘﺸﻪ ﻫﺎی رواﻧﺎب ، آن دﺳﺘﻪ اﻃﻼﻋﺎت از رودﺧﺎﻧﻪ ﻫﺎی ﺑﺎ اﻧﺪازه ﻣﺘﻮﺳﻂ ﻛﻪ وﻳﮋﮔﻲ ﻫﺎی رواﻧﺎب آن ﻫـﺎ ﺷـﺎﺧﺺ ﻣﻨﺎﺳﺒﻲ از ﻧﺎﺣﻴﻪ ﻓﻴﺰﻳﻮﮔﺮاﻓﻴﻜﻲ آن رودﺧﺎﻧﻪ ﻫﺎ ﺑﺎﺷﺪ، ﺑﻪ ﻛﺎر ﻣﻲ رود از . اﻃﻼﻋﺎت ﻣﺮﺑﻮط ﺑﻪ رودﺧﺎﻧ ﻪ ﻫﺎی ﻛﻮﭼﻚ ﻛﻪ رواﻧـﺎب آن ﻫﺎ ﻋﻤﺪﺗﺎ ﺗﻮﺳﻂ ﻋﻮاﻣﻞ ﻣﺤﻠﻲ ﺗﻌﻴﻴﻦ ﻣﻲ ﺷﻮﻧﺪ و ﻳﺎ اﻃﻼﻋﺎت ﻣﺮﺑﻮط ﺑﻪ رودﺧﺎﻧﻪ ﻫﺎی ﺑﺰرگ ﻛﻪ ﺟﺮﻳﺎن آن ﻫﺎ ﻣﻤﻜﻦ اﺳـﺖ ﻓﺼﻞ ﺷﺸﻢ - ﺗﺒﻴﻴﻦ ﻧﺤﻮه ﺑﺮآورد ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎی ﺑﻴﻼن 22 / 04 / 93 103 ﻣﺮﺑﻮط ﺑﻪ ﭼﻨﺪ ﻧﺎﺣﻴﻪ ﻓﻴﺰﻳﻮﮔﺮاﻓﻴﻜﻲ ﻣﺘﻔﺎوت ﺑﺎﺷﺪ، ﻧﺒﺎﻳﺴﺘﻲ اﺳﺘﻔﺎده ﺷﻮد . زﻳﺮا اﻳﻦ اﻃﻼﻋﺎت ورودی ﻧﺎﻫﻤﮕﻦ ﻣﻨﺠﺮ ﺑﻪ ﻋـﺪم اﻃﻤﻴﻨﺎن ﺑﺮای ﻣﻴﺎﻧﮕﻴﻦ رواﻧﺎب ﺑﺮآورد ﺷﺪه ﻣﻜﺎن ﻣﻮرد ﻧﻈﺮ ﻣﻲ ﮔﺮدد . ﺑﺮای ﺗﻬﻴﻪ ﻛﺮدن ﻧﻘﺸﻪ ﻫﺎی ﺧﻄﻮط ﻫﻢ ﻣﻘـﺪار رواﻧـﺎب ﺑﺮای ﻧﻮاﺣﻲ ﺟﻠﮕﻪ ای، اﺳﺘﻔﺎده از اﻃﻼﻋﺎت ﻣﺮﺑﻮط ﺑﻪ رودﺧﺎﻧﻪ ﻫﺎﻳﻲ ﺑﺎ ﻣﺴﺎﺣﺖ ﺣﻮﺿﻪ 5000 - 500 ﻛﻴﻠﻮ ﻣﺘﺮ ﻣﺮﺑﻌﻲ ﻛﻪ رژﻳﻢ ﺟﺮﻳﺎن در آن ﻫﺎ ﺗﻮﺳﻂ ﺑﺸﺮ دﺳﺖ ﻧﺨﻮرده ﺑﺎﺷﺪ، ﺗﻮﺻﻴﻪ ﻣﻲ ﺷﻮد . ﻣﺤﺪوده ﻣﺴﺎﺣﺘﻲ ﻛﻮﭼﻚ از ﺗﺮ 1000 - 500 ﻛﻴﻠﻮﻣﺘﺮ ﻣﺮﺑﻊ ﺑﺮای ﺣﻮﺿﻪ ﻫﺎ ی آﺑﺮﻳﺰ ﻛﻮﻫﺴﺘﺎﻧﻲ ﭘﻴﺸﻨﻬﺎد ﻣـﻲ ﺷـﻮد . ﺑـﺮای ﻣﻨـﺎﻃﻘﻲ ﻛـﻪ آﺑﺨـﻮان ﻫـﺎی آب زﻳﺮزﻣﻴﻨـﻲ ﻛـﻢ ﻋﻤـﻖ دارﻧـﺪ ، ﻣﺤﺪوده ﻫﺎی ﭘﺎﻳﻴﻦ اﻳﻦ ﺣﻮﺿﻪ ﻫﺎ ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ ﻛﺎﻫﺶ ﻳﺎﺑﺪ ) ﺑﺮای ﻣﺜﺎل در ﺟﻠﮕﻪ ﻫﺎ ﺗﺎ 300 ﻛﻴﻠﻮ ﻣﺘﺮ ﻣﺮﺑﻊ و در ﻛﻮﻫﺴـﺘﺎن ﻫـﺎ ﺗﺎ 100 ﻮﻛﻴﻠ ﻣﺘﺮ ﻣﺮﺑﻊ (. اﺳﺘﻔﺎده از اﻃﻼﻋﺎت آﺑﺮاﻫﻪ ﻫﺎ ی ﻏﻴﺮداﺋﻤﻲ ﻣﻄﻠﻮب ﻧﻴﺴﺖ، زﻳﺮا ﻏﺎﻟﺒﺎ ﺑﻪ دﻟﻴـﻞ زﻫﻜﺸـﻲ ﻧﺎﻛـﺎﻓﻲ آب زﻳﺮزﻣﻴﻨ ﻲ، رواﻧﺎب آن ﻫﺎ ﻛﻢ ﺑﺮآورد ﻣﻲ ﺷﻮد . ﺑﺮای ﺗﺎﻳﻴﺪ اﻳﻨﻜﻪ آﻳﺎ ﺧﻄﻮط ﻫﻢ ﻣﻘﺪار رواﻧﺎب ﺻﺤﻴﺢ ﺗﺮﺳﻴﻢ ﺷﺪه اﻧﺪ، ﺗﻮان ﻣﻲ از ﻣﺴﺎﺣﺖ ﺳﻨﺠﻲ ) ﭘﻼﻧﻲ ﻣﺘﺮی ( ﻣﺴﺎﺣﺖ ﻫﺎ ی ﺑﻴﻦ ﺧﻄﻮط ﻫﻢ ﻣﻘﺪار وﺗﻌﻴﻴﻦ رواﻧﺎب در ﺗﻤﺎﻣﻲ ﺣﻮﺿﻪ ﻫﺎ ی دارای آﻣـﺎر اﺳـﺘﻔﺎده ﻛﺮد . در ﺻﻮرت وﺟﻮد ﺗﻨﺎﻗﺾ، ﻣﻮﻗﻌﻴﺖ ﺧﻄﻮط ﻫﻢ ﻣﻘﺪار را ﺑﺎﻳﺪ ﺗﺼﻴﺢ .ﻛﺮد ﻣﻘﻴﺎس ﻣﻨﺎﺳﺐ ﺑﺮای ﻳﻚ ﻧﻘﺸﻪ رواﻧﺎب ﺑﻪ ﺗﻌﺪاد ﻧﻘﺎط ﻣﺸﺎﻫﺪاﺗﻲ ﺑﺎ رواﻧﺎب ﻧﺮﻣﺎل ﻣﻌﻠﻮم، ﻫﻤﻮار ﺑﻮدن ﺗﻮزﻳـﻊ ﻣﻜـﺎﻧﻲ آن، رواﺑﻂ رواﻧﺎب ﺑﺎ ﻧﻘﺎط ﻣﺠﺎور، و ﺑﺎﻻﺧﺮه ﺗﺎﺛﻴﺮ ﭘﺴﺘﻲ و ﺑﻠﻨﺪی، زﻣﻴﻦ ﺷﻨﺎﺳﻲ، و ﺳﺎﻳﺮ ﻋﻮاﻣﻞ ﺑﺮ روی رواﻧﺎب ﺑﺴﺘﮕﻲ دارد . ﺑﺮای ﻣﺸﺨﺺ ﻛﺮدن ﺗﺮاﻛﻢ اﻳﺴﺘﮕﺎﻫﻲ ﺑﺮای ﻳﻚ ﻧﺎﺣﻴﻪ، ﻣﺴﺎﺣﺖ آن را ﺑﺮ ﺗﻌﺪاد اﻳﺴﺘﮕﺎه ﻫﺎ ی اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﺗﻘﺴﻴﻢ ﻣﻲ ﻛﻨﻨﺪ ﺑﻪ . ﻃـﻮر اﻳﺪه آل، ﻣﻘﻴﺎس ﻧﻘﺸﻪ ﺑﺎﻳﺴﺘﻲ ﻃﻮری اﻧﺘﺨﺎب ﺷﻮد ﻛﻪ ﻣﺘﻮﺳﻂ ﻓﺎﺻﻠﻪ ﺑـﻴﻦ اﻳﺴـﺘﮕﺎه ﻫـﺎ ی اﻧـﺪازه ﮔﻴـﺮی ﺑـﺮ روی ﻧﻘﺸـﻪ 10 ﻣﻴﻠﻲ ﻣﺘﺮ ﺑﺎﺷﺪ . در اﻳﻦ ﺻﻮرت اﻃﻼﻋﺎت ﻛﺎﻓﻲ ﺑﺮای ﻣﻴﺎن ﻳﺎﺑﻲ ﺧﻄﻮط ﻫﻢ ﻣﻘﺪار ﺑﺎ ﻓﺎﺻﻠﻪ 5 ﻣﻴﻠﻲ ﻣﺘﺮ ﻓﺮاﻫﻢ ﻣﻲ ﺷﻮد . ﺑﻨـﺎﺑﺮاﻳﻦ اﮔﺮ در ﻣﻨﻄﻘﻪ ای 1 اﻳﺴﺘﮕﺎه در1000 ﻛﻴﻠﻮ ﻣﺘﺮ ﻣﺮﺑﻊ ﺑﺎﺷﺪ ﺑﻪ ﻃﻮری ﻛﻪ ﻣﺘﻮﺳﻂ ﻓﺎﺻﻠﻪ ﺑﻴﻦ اﻳﺴﺘﮕﺎه ﻫـﺎ 10 ﻛﻴﻠـﻮﻣﺘﺮ ﮔـﺮد د، ﻣﻘﻴﺎس ﻧﻘﺸﻪ ﺑﺎﻳﺴﺘﻲ 1000000 : 1 اﻧﺘﺨﺎب ﺷﻮد . ﻣﻘﻴﺎس ﻫﺎی ﻣﻨﺎﺳﺐ ﺑﺮای ﺗـﺮاﻛﻢ اﻳﺴـﺘﮕﺎﻫﻲ ﻣﺨﺘﻠـﻒ در ﺟـﺪول )6 - 2 ( ﻧﺸﺎن داده ﺷﺪه اﺳﺖ . در ﻧﻮاﺣﻲ ﻛﻮﻫﺴﺘﺎﻧﻲ ﻣﻘﻴﺎس ﻧﻘﺸﻪ ﺑﺮ اﺳﺎس ﻧﺮخ ﺗﻐﻴﻴﺮ رواﻧﺎب ﺑﺎ ارﺗﻔﺎع اﻧﺘﺨـﺎب ﻣـﻲ ﺷـﻮد . ﺑـﻪ اﻳـﻦ ﻃﺮﻳﻖ ﻛﻪ ﺣﺪاﻗﻞ ﻓﺎﺻﻠﻪ ﺑﻴﻦ ﺧﻄﻮط ﻫﻢ ﻣﻘﺪار رواﻧﺎب از ﺮﺗ ﻛﻢ 2 ﻣﻴﻠﻲ ﻣﺘﺮ ﻧﺒﺎﺷﺪ . در ﺟﺎﻳﻲ ﻛﻪ ﺧﻄﻮط ﻫﻢ ﻣﻘﺪار ﺑﻪ ﻳﻜـﺪﻳﮕﺮ ﻧﺰدﻳﻚ اﻧﺪ، ﺧﻄﻮط ﻫﻢ ﻣﻘﺪار ﺣﺪاﻛﺜﺮ و ﺣﺪاﻗﻞ ﺗﺮﺳﻴﻢ ﻣﻲ ﺷﻮد و ﭼﻨﺪ ﺧﻂ ﺑﻴﻨﺎﺑﻴﻨﻲ ﺣﺬف ﻣـﻲ ﮔﺮدﻧـﺪ . ﻧﻘﺸـﻪ ﻫـﺎی ﻣﻘـﺎدﻳﺮ ﺳﺎﻻﻧﻪ ﻣﺘﻮﺳﻂ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎ ی ﺑﻴﻼن آب ) رﻳﺰش ﺟﻮی، رواﻧﺎب ، ﺗﺒﺨﻴﺮ ﺑﺎ ( ﻳﺴﺘﻲ ﺑﺎ ﻳﻜﺪﻳﮕﺮ ﻫﻤﺎﻫﻨﮓ ﺑﺎﺷﻨﺪ . ﺟﺪول 6 - 2 - ﻣﻘﻴﺎس ﻫﺎی ﺗﻮﺻﻴﻪ ﺷﺪه ﺑﺮای ﺗﻬﻴﻪ ﻧﻘﺸﻪ ﻫﺎی رواﻧﺎب ﻣﺘﻨﺎﻇﺮ ﺑﺎ ﺗﺮاﻛﻢ ﺷﺒﻜﻪ اﻳﺴﺘﮕﺎه ﻫﺎی آب ﺳﻨﺠﻲ (Sokolov and Chapman, 1974) Map scale Gaugin intensity (km2/station) 000 000 1 1: 100 000 500 1 1: 500 000 500 2 1: 000 1 000 000 5 1: 000 5 000 000 10 1: 000 10 ﺑﺮای ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻣﻴﺎﻧﮕﻴﻦ ﻃﻮﻻﻧﻲ ﻣﺪت ﺑﺪه ﺑﺮای ﻳﻚ ﺣﻮﺿﻪ رودﺧﺎﻧﻪ ای ﻓﺎﻗﺪ اﻳﺴﺘﮕﺎه اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﺗﻮﺳﻂ ﻧﻘﺸﻪ ﻫـﺎی رواﻧـﺎب ، ﻧﻮاﺣﻲ ﻣﺠﺰا از ﺣﻮﺿﻪ ﻛﻪ ﺑﻴﻦ ﺧﻄﻮط ﻫﻢ ﻣﻘﺪار رواﻧﺎب واﻗﻊ ﺷﺪه اﻧﺪ ﺑﺎ اﺳﺘﻔﺎده از ﻳﻚ ﻣﺴﺎﺣﺖ ﺳﻨﺞ ) ﭘﻼﻧـﻲ ﻣﺘـﺮ ( اﻧـﺪازه ﮔﻴـﺮی 104 22 / 04 / 93 دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب ﻣﻲ ﺷﻮد . ﻣﻘﺪار ﻫﺮ ﻣﺴﺎﺣﺖ در ﻣﻴﺎﻧﮕﻴﻦ ارﺗﻔﺎع رواﻧﺎب ﺑﻴﻦ ﺧﻄﻮط ﻫﻢ ﻣﻘﺪار ﺿﺮب ﻣﻲ ﺷﻮد . ﺟﻤﻊ ﺣﺎﺻﻞ ﺿﺮب ﻫﺎﻳﻲ ﻛﻪ ﺑﻪ اﻳـﻦ ﺻﻮرت ﺑﻪ دﺳﺖ ﻣﻲ آﻳﺪ ﺗﻘﺴﻴﻢ ﺑﺮ ﻣﺴﺎﺣﺖ ﺣﻮﺿﻪ، ﻣﻴﺎﻧﮕﻴﻦ وزﻧﻲ رواﻧﺎب ﺣﻮﺿﻪ را ﻧﺘﻴﺠﻪ ﻣﻲ دﻫﺪ . ﻣﻴﺎﻧﮕﻴﻦ ﺧﻄﺎی ﺗﻌﻴﻴﻦ رواﻧﺎب ﻧﺮﻣﺎل ﺳﺎﻻﻧﻪ از روی ﻳﻚ ﻧﻘﺸﻪ ﺑـﺮای ﻳـﻚ ﺣﻮﺿـﻪ ﺑـﺎ اﻧـﺪازه ﻣﺘﻮﺳـﻂ )50000 - 5000 ﻛﻴﻠﻮﻣﺘﺮ ﻣﺮﺑﻊ ( در ﺣﺪود 10 % ﺗﺎ25 % ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ (Sokolov and Chapman, 1974) .ﺑﺮای رودﺧﺎﻧﻪ ﻫﺎی ﺑﺰرگ، اﻳﻦ ﺧﻄـﺎ در ﺣﺪ10 % - 8 % ﺧﻮاﻫﺪ ﺑﻮد . در اﺳﺘﻔﺎده از ﻧﻘﺸﻪ ﻫﺎی ﺧﻄﻮط ﻫﻢ ﻣﻘﺪار ﺑﺮای ﻣﺤﺎﺳـﺒﻪ رواﻧـﺎب ﺣﻮﺿـﻪ، ﺑﺎﻳﺴـﺘﻲ ﺧـﺎﻃﺮ ﻧﺸـﺎن ﺳﺎﺧﺖ ﻛﻪ اﻳﻦ ﻧﻘﺸﻪ ﻫﺎ ﻋﻤﺪﺗ ﺎ ﺑﺮ اﺳﺎس ﻣﻴﺎن ﻳﺎﺑﻲ ﺑﻴﻦ اﻃﻼﻋﺎت رواﻧ در ﺎب اﻳﺴﺘﮕﺎه ﻫﺎ ی ﻣﻮﺟﻮد ﺑﻪ دﺳﺖ آﻣﺪه اﻧـﺪ و ﺑﻨـﺎﺑﺮاﻳﻦ ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ در ﺑﺮﺧﻲ از ﻧﻮاﺣﻲ ﺑﻪ ﻃﻮر ﻗﺎﺑﻞ ﻣﻼﺣﻈﻪ ای ﺑﺎ ﺧﻄﺎ ﺗﻮام ﺑﺎﺷﻨﺪ . ﺑﺎ اﻳﻦ وﺟﻮد ﻧ ﺗﻮان ﻤﻲ دﻗﺖ اﻳﻦ روش را ﻧﺎدﻳـﺪه ﮔﺮﻓﺖ . ﺑﺮرﺳﻲ ﻧﻘﺸﻪ ﺣﻮﺿﻪ ﺑﺎ ﺟﺰﻳﻴ ﺎت ﺑﻴﺶ ﺗﺮ ﻫﻤﻮاره ﺗﻮﺻﻴﻪ ﻣﻲ ﺷﻮد ، در ﻏﻴﺮ اﻳﻦ ﺻـﻮرت ﺧﻄﺎﻫـﺎی ﻧﺎﺷـﻲ از ﻧﻘﺸـﻪ ﻫـﺎی ﻛﻠﻲ ﺗﺮ ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ ﺑﻪ ﺑﺮآورد ﻫﺎ و ﻃﺮاﺣﻲ ﻫﺎی آﺗﻲ ﻣﻨﺘﻘﻞ ﺷﻮد . ﺑﺮای رودﺧﺎﻧﻪ ﻫﺎی ﻛﻮﭼﻚ ﻧﻮاﺣﻲ ﺧﺸﻚ ﺑﺎ ﺟﺮﻳـﺎن رواﻧـﺎب دﻳﺮرس ، رواﻧﺎب ﻧﺮﻣﺎﻟﻲ ﻛﻪ از ﭼﻨﻴﻦ ﻧﻘﺸﻪ ﻫﺎﻳﻲ ﺑﻪ دﺳﺖ ﻣﻲ آﻳﺪ ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ ﺑﻪ ﻣﻘﺪار زﻳﺎدی ﺑﺎ ﻣﻘﺎدﻳﺮ واﻗﻌﻲ ﺗﻔـﺎوت ) ﺧـﻮاه اﻓﺰاﻳﺶ و ﺧﻮاه ﻛﺎﻫﺶ ( داﺷﺘﻪ ﺑﺎﺷﺪ . ﻟﺬا در ﺑﺮآورد رواﻧﺎب ﻧﺮﻣﺎل ﺑﺮای ﺣﻮﺿﻪ ﻫﺎ ی ﻛﻮﭼﻚ از اﻳﻦ رواﺑﻂ از ﺿـﺮاﻳﺐ ﺗﺼـﺤﻴﺢ ﻧﺎﺣﻴﻪ ای اﺳﺘﻔﺎده ﻣﻲ .ﺷﻮد ﺑﺮای رودﺧﺎﻧﻪ ﻫﺎی ﻧﻮاﺣﻲ ﻛﻮﻫﺴﺘﺎﻧﻲ، رواﺑﻂ ﺑﻴﺶ ﺗﺮ ی ﻣﻮرد ﻧﻴﺎز اﺳﺖ . در اﻳﻦ رواﺑﻂ ارﺗﺒﺎ ط ﺑـﻴﻦ رواﻧﺎب ﻧﺮﻣﺎل وارﺗﻔﺎع ﺣﻮﺿﻪ و ﺟﻬﺖ ﺷﻴﺐ ﺑﺮﻗﺮار ﻣﻲ ﺷﻮد . اﻳﻦ ﺗﺼـﺤﻴﺤﺎت ﻋﻤـﺪﺗﺎ ﻋﻮاﻣـﻞ ﻣﺤ ﻠـﻲ ﺧـﺮد اﻗﻠﻴﻤـﻲ را ﻟﺤـﺎظ ﻣﻲ ﻛﻨﻨﺪ . ﺑﺮای ﻧﻮاﺣﻲ در ﻧﻘﺸﻪ ﻛﻪ ﺑﻪ ﻃﻮر ﻛﻠﻲ ﻓﺎﻗﺪ اﻳﺴﺘﮕﺎه ﻫﺎ آب ی ﺳﻨﺠ ﻲ اﻧﺪ، اﻣﻜﺎن دارد ﻛـﻪ ﺑـﻪ ﻋﻨـﻮان ﻳـﻚ ﺗﻘﺮﻳـﺐ از ﻣﻘﺎدﻳﺮ رواﻧﺎب ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺷﺪه ﺗﻮﺳﻂ روش ﺑﻴﻼن آب وﮔﺮﻣﺎ اﺳﺘﻔﺎده ﻧﻤﻮد . ب - روش ﻣﺸﺎﺑﻬﺖ : ﭼﻨﺎﻧﭽﻪ ﻧﻘﺸﻪ ﻫﺎی ﻣﻮﺟﻮد ﺧﻄﻮط ﻫﻢ ﻣﻘﺪار رواﻧﺎب ﻧﺎﻛ ﺎﻓﻲ ﺑﺎﺷـﻨﺪ، ﻣـﻲ ﺗـﻮان از روش ﻣﺸـﺎﺑﻬﺖ ﺑـﺮای ﺗﻌﻴﻴﻦ رواﻧﺎب ﻧﺮﻣﺎل ﺑﺮای ﻳﻚ ﺣﻮﺿﻪ ﻓﺎﻗﺪ اﻳﺴﺘﮕﺎه اﺳﺘﻔﺎده ﻛﺮد . اﻳﻦ روش ﺑـﺮای ﻳـﻚ ارزﻳـﺎﺑﻲ ﻣﻘـﺪﻣﺎﺗﻲ از رواﻧـﺎب ﻧﺮﻣﺎل ﺳﺎﻻﻧﻪ در ﻧﻮاﺣﻲ ﻛﻪ ﺗﻨﻬﺎ ﺗﻌﺪاد ﻣﻌﺪودی از ﺧﻄﻮط ﻫـﻢ ﻣﻘـﺪار رواﻧـﺎب دارﻧـﺪ ﻛـﻪ از اﻃﻼﻋـﺎت ﺗﻌـﺪاد ﻧﺎﻛـﺎﻓﻲ اﻳﺴﺘﮕﺎه ﻫﺎی ﻣﺒﻨﺎ ﺗ ﻬﻴﻪ ﺷﺪه اﻧﺪ ﺑﻪ ﻛﺎر ﻣﻲ رود . در ﻣﻮﻗﻊ اﻧﺘﺨﺎب ﺣﻮﺿﻪ ﻫﺎی ﻣﺸﺎﺑﻪ ﺑﺎﻳﺴﺘﻲ ﺗﻮﺟـﻪ وﻳـﮋه ای ﺑـﻪ ﺷـﺒﺎﻫﺖ ﺣﻮﺿﻪ ﻫﺎی ﺗﺤﺖ ﻣﻘﺎﻳﺴﻪ در راﺑﻄﻪ ﺑﺎ وﻳﮋﮔﻲ ﻫﺎی ﻓﻴﺰﻳﻮﮔﺮاﻓﻴﻜﻲ ) ﭘﺴﺘﻲ و ﺑﻠﻨﺪی، زﻣﻴﻦ ﺷﻨﺎﺳﻲ، اﻗﻠﻴﻢ، ﺧﺎک، ﭘﻮﺷﺶ ﮔﻴﺎﻫﻲ ( ، وﻳﮋﮔﻲ ﻫﺎی ﻫﻴﺪروﮔﺮاﻓﻴﻜﻲ ) ﻣﺴﺎﺣﺖ درﻳﺎﭼﻪ، ﺗﺮاﻛﻢ ﺷﺒﻜﻪ رودﺧﺎﻧﻪ ای و ﻏﻴﺮه ( ، وﻳﮋﮔﻲ ﻫـﺎی ﻣﻮرﻓـﻮﻣﺘﺮﻳﻜﻲ ) ﻣﺴﺎﺣﺖ ﺣﻮﺿﻪ، ﺷﻴﺐ ﻫﺎ و ﻏﻴﺮه ( ، و ﺳﺎﻳﺮ ﻣﺸﺨﺼﺎت ﺻﻮرت ﭘﺬﻳﺮد . اﮔﺮ ﺷﺒﺎﻫﺖ ﻛﺎﻓﻲ ﺑﻴﻦ ﺣﻮﺿﻪ ﻫﺎی ﺗﺤﺖ ﻣﻘﺎﻳﺴﻪ در راﺑﻄﻪ ﺑﺎ وﻳﮋﮔﻲ ﻫﺎی ﺑﺎﻻ وﺟﻮد داﺷﺘﻪ ﺑﺎﺷﺪ، ﺑﺎ اﻳﻦ ﻛﺎر ﻣﻲ ﺗﻮان ﭘﺎﻳﻪ ای را ﺑﺮای اﻧﺘﻘﺎل ﻣﻘﺎدﻳﺮ رواﻧﺎب از ﻳﻚ اﻳﺴﺘﮕﺎه ﻣﺒﻨﺎ ﺑﻪ ﺣﻮﺿﻪ ﻓﺎﻗﺪ اﻳﺴﺘﮕﺎه ﺗﺪوﻳﻦ ﻛﺮد . اﮔﺮ رواﻧﺎب ﻧﺮﻣﺎل و رﻳﺰش ﺟﻮی ﻧﺮﻣﺎل در ﻣﻜﺎﻧﻲ ﺑﺎ ﺳﺮی ﻣﺸـﺎﻫﺪات ﻛﻮﺗـﺎه ﻣﺪت ﺑﻪ ﺗﺮﺗﻴﺐQ وP و ﻣﻘﺎدﻳﺮ ﻣﺮﺑﻮط ﺑﻪ اﻳﺴﺘﮕﺎه ﻣﺒﻨﺎan Q وan P ﺑﺎﺷﺪ، آن وﻗﺖ : )6 - 4( an an P Q Q P = ⋅ ﺑﺎ اﻳﻦ روش ﻳﻚ ﻣﻘﺪار ﺗﻘﺮﻳﺒﻲ از رواﻧﺎب ﻧﺮﻣﺎل را ﺑﺮای رودﺧﺎﻧﻪ ﻫﺎﻳﻲ ﻛﻪ اﻳﺴﺘﮕﺎه ﻫﺎی ﻣﻨﺎﺳﺒﻲ ﻧﺪارﻧﺪ ﻣﻲ ﺗﻮان ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻧﻤﻮد . ﻓﺼﻞ ﺷﺸﻢ - ﺗﺒﻴﻴﻦ ﻧﺤﻮه ﺑﺮآورد ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎی ﺑﻴﻼن 22 / 04 / 93 105 ج- ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن آب و ﮔﺮﻣﺎ در : ﻧﻮاﺣﻲ ﻛﻪ از ﻧﻈﺮ اﻳﺴﺘﮕﺎه ﻫﺎی اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻓﻘﻴﺮاﻧـﺪ، ﻳـﻚ ارزﻳـﺎﺑﻲ ﺗﻘﺮﻳﺒـﻲ از رواﻧـﺎب ﻧﺮﻣﺎل ﺑﺮا ی رودﺧﺎﻧﻪ ﻫﺎی ﻣﺘﻮﺳﻂ و ﺑﺰرگ را ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ ﺑﺘﻮان ﺑﺎ اﺳﺘﻔﺎده از ﻣﻌﺎدﻟﻪ زﻳﺮ اﻧﺠﺎم داد . اﻳﻦ ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﺮای ﺑﻴﻼن آب ﻳﻚ ﺣﻮﺿﻪ ﺑﺮای ﻳﻚ دوره زﻣﺎﻧﻲ ﻃﻮﻻﻧﻲ ﻣﺪت ﻣﻨﺎﺳﺐ اﺳﺖ . در اﻳﻦ ﺻﻮرت، ﺗﻔﺎوت ﺑﻴﻦ رﻳﺰش ﺟﻮی و ﺗﺒﺨﻴﺮ ﻣﺘﻮﺳﻂ را رواﻧﺎب ﻧﺮﻣﺎل در ﻧﻄﺮ ﻣﻲ ﮔﻴﺮﻧﺪ . )6 - 5( P E Q 0 − − = ﺑﺮای ﻛﺎرﺑﺮد اﻳﻦ ﻣﻌﺎدﻟﻪ، رﻳﺰش ﺟﻮی ﻧﺮﻣﺎل ﺳﺎﻻﻧﻪ ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ از ﻳﻚ ﻧﻘﺸﻪ ﻫﻢ ﺑﺎرش ﻣﺘﻮﺳﻂ اﺧﺬ ﺷﻮد . ﺗﺒﺨﻴﺮ ﻧﺮﻣـﺎل ﺳﺎﻻﻧﻪ را ﺗﻮان ﻣﻲ از ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن ﮔﺮﻣﺎ و ﻳﺎ ﺗﻮﺳﻂ ﻓﺮﻣﻮل ﻫﺎی ﺗﺠﺮﺑﻲ ﺑﻪ دﺳﺖ آورد ﺑﺨﺶ )6 - 3 را ﺑﺒﻴﻨﻴﺪ (. ﺑﺮای ﺣﻮﺿﻪ ﻫﺎ ی ﻛﻮﭼﻚ اﻳﻦ روش ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ ﻣﻨﺠﺮ ﺑﻪ ﻧﺘﺎ ﻳﺞ ﻧﺎﺻﺤﻴﺤﻲ ﺷﻮد و ﺑﻨﺎﺑﺮ دﻻﻳﻠﻲ ﻛﻪ ﻗﺒﻼ ﻋﻨﻮان ﺷﺪ ، ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻳﻚ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻋﻤـﺪه از ﺳﻴﻜﻞ ﻫﻴﺪروﻟﻮژﻳﻜﻲ ﺑﻪ ﺻﻮرت ﻳﻚ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﺑﺎﻗﻲ ﻣﺎﻧﺪه در ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن آب ﻣﻄﻠﻮب ﻧﺨﻮاﻫﺪ ﺑﻮد . د - از روی ﺧﺼﻮﺻﻴﺎت ﻓﻴﺰﻳﻜﻲ : ﺗﺨﻤﻴﻦ ﻫﺎی ﻏﻴﺮﻣﺴﺘﻘﻴﻢ را ﻣﻲ ﺗﻮان ﺑﺎ اﺳﺘﻔﺎده از روﺷ ﻲ ﻛﻪ ﺑـﺮای ﺗﻐﻴﻴـﺮات ﻣﻘﻴـﺎس در ﻣﺸﺨﺼﺎت ﻫﻴﺪروﻟﻮژﻳﻜﻲ رودﺧﺎﻧﻪ ﻫﺎ درﻧﻈﺮ ﮔﺮﻓﺘﻪ ﻣﻲ ﺷﻮد ﺑﻪ دﺳﺖ آورد . ﺑﺪه ﺟﺮﻳﺎن ﻟﺤﻈﻪ ای و ﺑﺪه ﻣﺘﻮﺳـﻂ ﺳـﺎﻻﻧﻪ درﻫﺎی آﺑﺮﻳﺰ رودﺧﺎﻧﻪ ﻫﺎی واﻗﻊ در ﻳﻚ ﻧﺎﺣﻴﻪ ﺑﻪ ﻃﻮر ﻣﻨﺎﺳﺒﻲ ﺑﻪ رﺗﺒﻪ N ﻛﻪ ﺑﺮ ﻃﺒﻖ روش ﺷﺎﻳﺪﻳﮕﺮ )Shaidegger’s Method (ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻣﻲ ﺷﻮد ﻣﺮﺑﻮط ﻣﻲ ﮔﺮدد . روش ﻦ اﻳ در N log2P 1 = + وP ﻋﺒﺎرت از ﺗﻌﺪاد ﺳﺮﺷﺎﺧﻪ ﻫﺎی دارای رﺗﺒﻪ 1 در آﺑﺮﻳﺰ رودﺧﺎﻧﻪ اﺻﻠﻲ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . P ﺑﻪ ﺻﻮرت ﻃﺒﻴﻌﻲ ﺑﻪ ﻋﻨﻮان ﺗﻌﺪاد رودﺧﺎﻧﻪ ﻫﺎ در ﻳﻚ آﺑﺮﻳﺰ ﺑﺎ ﻃﻮل ﻛـﻢ ﺗـﺮ از 10 ﻛﻴﻠﻮﻣﺘﺮ ﺗﻌﺮﻳﻒ ﻣﻲ ﺷﻮﻧﺪ . راﺑﻄﻪQ f (N) = را ﻣﻲ ﺗﻮان ﺑﻪ ﺷﻜﻞ ﻣﻌﺎدﻟﻪ زﻳﺮ ﺗﻌﺮﻳﻒ ﻧﻤﻮد : )6 - 6( bN 2 Q ae = ﻛﻪ در آنa وb ﻋﺒﺎرت از ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎی واﺑﺴﺘﻪ ﺑﻪ ﺳﻄﺢ ، ﻣﺘﻮﺳﻂ ﺑﺪه و زﻣﺎن ﺟﺮﻳﺎن ﺑـﻮده و ﺑـﺮای ﻫـﺎی آﺑﺮﻳـﺰ ﻣﺨﺘﻠـﻒ ﻣﺘﻔﺎوت اﺳﺖ . اﺧﺘﻼف ﺑﻴﻦ ﻣﻘﺎدﻳﺮ ﺑﺪه واﻗﻌﻲ و ﻣﻘﺎدﻳ ﺮ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺷﺪه ﺗﻮﺳﻂ ﻣﻌﺎدﻟﻪ )4 - 27 (ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ ﺑﺮای رودﺧﺎﻧﻪ ﻫﺎی ﻛﻮﭼﻚ و ﻧﻬ ﺮﻫﺎ ﺗﺤﺖ ﺗﺎﺛﻴﺮ ﺷﺮاﻳﻂ ﻣﺤﻠﻲ ﻣﻌﻨﻲ دار ﺑﺎﺷﺪ . اﻳﻦ اﺧﺘﻼف ﺑﺮای رودﺧﺎﻧﻪ ﻫﺎی ﺑﺎ اﻧﺪازه ﻣﺘﻮﺳﻂ، ﻣﻌﻤﻮﻻ ﺑﻴﺶ از ﺗﺮ 30 درﺻﺪ ﻧﻴﺴﺖ . ﺑﻪ ﻛﻤﻚ ﺗﺤﻠﻴﻞ ﻫﺎی ﻣﺮﺳﻮم و ﻛﺎرﻫﺎی اﻧﺠﺎم ﺷﺪه در رودﺧﺎﻧﻪ ﻫﺎی روﺳﻴﻪ ﺗﻮان ﻣﻲ درﻳﺎﻓﺖ ﻛﻪ در ﺑﺴﻴﺎری از ﻫﺎ ی آﺑﺮﻳﺰ ﺑﺎ اﻓﺰاﻳﺶ رﺗﺒﻪ رودﺧﺎﻧﻪ در واﺣﺪ ﺳﻄﺢ آﺑﺮﻳﺰ ، ﻣﺘﻮﺳﻂ آورد ﺳﺎﻻﻧﻪ و ﺑﺪه ﻟﺤﻈﻪ ای ﺗﻘﺮﻳﺒﺎ ﺑﻪ ﻣﻴﺰان 2 ﺑﺮاﺑﺮ اﻓﺰاﻳﺶ ﻣـﻲ ﻳﺎﺑـﺪ . ﻣﻘﺪار b ﺑﺮای ﻫﺮ آﺑﺮﻳﺰ ﻋﻤﻮﻣﺎ ﺑﻪ ﺻﻮرتb ln 2 0.69 = = درﻧﻈﺮ ﮔﺮﻓﺘﻪ ﻣﻲ ﺷﻮد . ﻓﺎﻛﺘﻮر a واﺑﺴﺘﻪ ﺑﻪ ﺑﺪه ﺟﺮﻳﺎن ﻨﻲﻳﻌk Q و رﺗﺒﻪk N در اﻳﺴﺘﮕﺎه ﻫﺎ ی ﭘﺎﻳﻴﻦ ﺗﺮ رودﺧﺎﻧﻪ ﺑﻪ ﺷﻜﻞ0.69N x k a Q .e− = ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . 6 - 2 - 5 - ﺑﺮآورد رواﻧﺎب از روی ﺑﺮف ذوب ﺷﺪه ﭼﮕﻮﻧﮕﻲ ورود اﻃﻼﻋﺎت ﺳﻄﺢ ﭘﻮﺷﺶ ﺑﺮف در ﻫﺎی آﺑﺮﻳﺰ دارای رژﻳﻢ ﺑﺮف آﺑـﻲ ﻳﻜـﻲ از ﻣﺴـﺎﻳﻞ ﭘـﻴﺶ روی ﻣـﺪل ﻫـﺎ ی ﺗﻮﺻﻴﻒ ﺑﻴﻼن ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﻣﻌﻤﻮﻻ از روش ﺷﺎﺧﺺ دﻣﺎ ﺟﻬﺖ ﻣﺪل ﺳﺎزی ﻓﺮآﻳﻨﺪﻫﺎی ﺗﺠﻤﻊ و ذوب ﺑﺮف اﺳـﺘﻔﺎده ﻣـﻲ ﺷـﻮد و ﺑﻴﻼن آب ﺑﺎ اﺳﺘ ﻔ ﺎده از ﻣﻔﻬﻮم ﻣﺨﺎزن ذﺧﻴﺮه ای ﺷﺒﻴﻪ ﺳﺎزی ﻣﻲ ﮔﺮدد )Clark et al., 2006 (. 106 22 / 04 / 93 دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب ﻛﻮﻫﺴﺘﺎن ﺑﻪﻫﺎ دﻟﻴﻞ وﺟﻮد ﻳﺨﭽﺎل ﻫﺎ و ﺑﺮف ﻧﻘﺶ ﻋﻤﺪه ای ﺑﻪ ﻋﻨﻮان ذﺧﺎﻳﺮ آب ﺑﺮای اراﺿﻲ ﭘﺎﻳﺎب اﻳﻔﺎ ﻣـﻲ ﻛﻨﻨـﺪ آن . ﻫـﺎ ﺑﻪ وﻳﮋه آب را ﺑﺮای ﻓﻌﺎﻟﻴﺖ اﻧﺴﺎن ﻫﺎ در ﻓﺼﻮل ﺧﺸﻚ، ﺧﻮاه ﺑﻪ ﻃﻮر ﻣﺴﺘﻘﻴﻢ در رودﺧﺎﻧﻪ ﻫﺎ و ﺧﻮاه ﻏﻴﺮﻣﺴﺘﻘﻴﻢ از ﻃﺮﻳﻖ ﻧﻔﻮذ و ﺗﻐﺬﻳﻪ آﺑﺨﻮان ﻫﺎ، ﺗﺎﻣﻴﻦ ﻣﻲ ﻛﻨﻨﺪ . زﻣﺎن ذوب ﺑﺮف و ﭘﻮﻳﺎ ﺑﻮدن آن ﺑﺮروی ﻣﻮاردی ﭼـﻮن ﻓﺮﺳـﺎﻳﺶ ﺧـﺎک (Pikul et al., 1992) و آﻟﻮدﮔﻲ ﻧﻴﺘﺮاﺗﻪ در آب ﻫﺎ (Williams and Melack, 1991) ﺗﺎﺛﻴﺮ ﮔﺬار اﺳـﺖ . ﻣﻴـﺰان رواﻧـﺎب ﻧﺎﺷـﻲ از ذوب ﺑـﺮف ﺷﺪﻳﺪا ﺑﻪ ﻳﺦ ﺑﺴﺘﻪ ﺑﻮدن ﺧﺎک ﺳﻄﺤﻲ ﺑﺴﺘﮕﻲ دارد )Bayard et al. 2005 (. در اﻳﻦ ﺷﺮاﻳﻂ ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن آب ﺑﻪ ﺻﻮرت زﻳﺮ ﻧﻮﺷﺘﻪ ﻣﻲ :ﺷﻮد )6 - 7( in w soil out q d Z q = θ Δ + ﻛﻪ در آن : )6 - 8( in prec subl q q d SWE q = − − )6 - 9( out surf subsurf perc q q q q = + + در رواﺑﻂ ﻓﻮقw θ ،ﻣﻴﺰان آب ﺧﺎک ﺑﻪ ﺷﻜﻞ ﻣﺎﻳﻊsoil Z Δ ،ﺿﺨﺎﻣﺖ ﺧﺎکprec q ،ﻣﻘﺪار رﻳﺰش ﺟﻮیSWE آب ﻣﻌـﺎدل ﺑﺮف،subl q ،ﺗﺼﻌﻴﺪ از ﺗﻮده ﺑﺮفsurf q رواﻧﺎب ﺳﻄﺤﻲ،subsurf q ﺟﺮﻳﺎن زﻳﺮﺳﻄﺤﻲ وperc q ﻧﻔﻮذ ﻋﻤﻘﻲ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﺗﻌﻴﻴﻦ آب ﻣﻌﺎدل ﺑﺮف (SWE, snow water equivalent) و ﺳﻄﺢ ﭘﻮﺷﺶ ﺑﺮف )SCA, snow cover area ( ﺑﺎ اﺳﺘﻔﺎده از ﭘﺎراﻣﺘﺮ یﺳﺎز ﻣﺸﺨﺼﺎت ﺣﻮﺿﻪ آﺑﺮﻳﺰ ﻗﺎﺑﻞ اﻧﺠﺎ ﻣﻲ م ﺑﺎﺷﺪ . ﺑﺮ اﻳﻦ اﺳﺎس از ﺗﻐﻴﻴﺮﭘﺬﻳﺮی ﭘﻮﺷﺶ ﺑﺮف در ﻳﻚ ﺳﻠﻮل ﺷـﺒﻜﻪ یﺑﻨﺪ ﺷﺪه ﻛﻪ ﺗﻮﺳﻂ ﻳﻚ ﺗﺎﺑﻊ ﺗﻮزﻳﻊ اﺣﺘﻤﺎل - ﻋﻤﺪﺗﺎ ﻟﻮ گ ﻧﺮﻣﺎل دو ﭘﺎراﻣﺘﺮی- اﺳﺘﻔﺎده ﻣﻲ .ﺷﻮد ﺑﺎ ﻓﺮض ﻳﻜﺴﺎن ﺑﻮدن ذوب ، ﻣﻘﺎدﻳﺮ SCA وSWE ﺗﻮان ﻣﻲ را ﺑﻪ ﻛﻤﻚ اﻧﺘﮕﺮال ﮔﻴﺮی از ﺗﺎﺑﻊ ﺗﻮزﻳﻊ اﺣﺘﻤـﺎل آب ﻣﻌـﺎدل ﺑﺮف وa D ﺗﺨﻤﻴﻦ . زد ﻟﺬا ﺧﻮاﻫﻴﻢ داﺷﺖ : )6 - 10 ( m D SCA f (w)dw ∞ = ∫ )6 - 11 ( m m D SWE (w D )f (w)dw ∞ = − ∫ ﻛﻪ در آنm D ﻋﻤﻖ ﻣﻌﺎدل ﺑﺮف ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . در ﺳﻄﺢ ﻳﻚ ﺣﻮﺿﻪ آﺑﺮﻳﺰ و ﺑﺮ اﺳﺎس ﻳﻚ دﻳﺪﮔﺎه ﻓﻴﺰﻳﻜﻲ از ، اﻳـﻦ ﻣﻌـﺎدﻻت ﺟﻬﺖ ﺗﻌﻴﻴﻦ ﻣﺤ و ﺎﺳﺒﻪ ﻣﺠﻤﻮع وزﻧﻲ ﻣﻘﺎدﻳﺮ SWE ﺑ ﻪ ﻛﺎر ﻣﻲ روﻧﺪ . ﺑﻨﺎﺑﺮ اﻳﻦ SCA ﺷﻜﻞ ﺳﺎده ﺷـﺪه ﻣﺠﻤـﻮع ﺳـﻄﻮح ﺑـﺎ SWE در روی زﻣﻴﻦ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﺑﻪ ﻃﻮر ﻣﻔﻬﻮﻣﻲ، اﺑﺘﺪا ﺑﺨﺶ ﻫﺎی ﻛﻢ ﻋﻤﻖ ﻫﺮ ﺳﻠﻮل ﺷﺒﻜﻪ ذوب ﺧﻮاﻫﻨﺪ ﺷـﺪ و ﺳـﻄﺢ ﭘﻮﺷـﺶ ﺑـﺮف را در ﻫـﺮ ﺳـﻠﻮل ﻛﺎﻫﺶ ﺧﻮاﻫﻨﺪ داد . از آﻧﺠﺎ ﻛﻪ ﺗﻐﻴﻴﺮﭘﺬﻳﺮی زﻳﺮ ﺷﺒﻜﻪ در ﻫﺎ SWE ﺑﺮ ﻣﺒﻨﺎی ﺗﺠﻤﻊ ﻛﻞ ﺗﻌﺮﻳﻒ ﻣﻲ ﺷﻮد ، ﺣﺘﻲ اﮔﺮ ذوب ﻛـﻞ از ﻣﺠﻤﻮع ﺗﺠﻤﻊ ﻧﻴﺰ ﺑﻴﺶ ﺗﺮ ﺑﺎﺷﺪ ، ﺑﺮف ﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﺪ در ﻳﻚ ﺳﻠﻮل ﺷﺒﻜﻪ ﺑﻨﺪی ﺑﺎﻗﻲ ﺑﻤﺎﻧﺪ . ﺑﺮف ﺗﺠﻤﻊ ﻳﺎﻓﺘﻪ ﻛﻞ Da ﺑﻪ ﻋﻨﻮان ﻣﺠﻤﻮع ﺑﺎرش روزاﻧﻪ ﺑﺮف ﺗﻌﺮﻳﻒ ﻣﻲ ﮔﺮدد . در اﻳﻦ ﺻﻮرت اﮔﺮ دﻣﺎ ﻛﻢ ﺗﺮ از ﻳـﻚ ﻣﻘـﺪار آﺳﺘﺎﻧﻪ ﺑﺎﺷﺪ، ﻣﺠﻤﻮع ﺑﺎرش ﺑﻪ ﻋﻨﻮان ﺑﺮف درﻧﻈﺮ ﮔﺮﻓﺘﻪ ﻣﻲ ﺷﻮد . ﺑﻪ ﻋﺒﺎرت دﻳﮕﺮ ﺑﺎرش ﺑﻪ ﺻﻮرت ﺑﺎران ﺧﻮاﻫﺪ ﺑﻮد اﮔﺮ : ﻓﺼﻞ ﺷﺸﻢ - ﺗﺒﻴﻴﻦ ﻧﺤﻮه ﺑﺮآورد ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎی ﺑﻴﻼن 22 / 04 / 93 107 )6 - 12 ( bais d snow s d snow P ,t t P 0 ,t t ∗ ⎧ < ⎪ = ⎨ ≥ ⎪⎩ )6 - 13 ( snow d r bias snow d 0 ,t t P P ,t t ∗ < ⎧⎪ = ⎨ ≥ ⎪⎩ ﻛﻪ در ﻫﺎ آنP ﻋﺒﺎرت از ﺑﺎرش1 (mmd ) − وsP وrP ﺑﻪ ﺗﺮﺗﻴﺐ ﺑﺎرش ﺑﻪ ﺷﻜﻞ ﺑﺮف و ﺑـﺎران1 (mmd ) − ﻣـﻲ ﺑﺎﺷـﺪ .bais P ﻳﻚ ﭘﺎراﻣﺘﺮ ﺑﻲ ﺑﻌﺪ و ﺑﻴﺎﻧﮕﺮ ﭼﻮﻟﮕﻲ ﺑﺎرش اﺳﺖ ، td ﻣﺘﻮﺳﻂ دﻣﺎی روزاﻧﻪo( C) وsnow t دﻣﺎی آﺳﺘﺎﻧﻪ اﺳﺖ ﻛﻪ ﺑﻴﺎﻧﮕﺮ ﺣﺎﻟـﺖ ﺑﺎرشo( C) ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﺑﺎرﺷ ﻲ ﻛﻪ ﺑﺮروی ﺗﻮده ﺑﺮف ﻣﻲ ﺑﺎرد ﺑﺪون ﻫﻴﭻ ﮔﻮﻧﻪ ﺗﺎﺧﻴﺮ ی ﻧﻔﻮذ ﻨﻛ ﻣﻲ ﺪ و ﺑﻼﻓﺎﺻﻠﻪ ﺟﻬﺖ ارزﻳﺎﺑﻲ در ﻣﺪل ﺑﻴﻼن آب ﻗﺎﺑﻞ دﺳﺘﺮس اﺳﺖ . ذوب ﺑﺮف1 (mmd ) − s M ﻣﻲ ﺗﻮاﻧﺪ ﺗﻮﺳﻂ روش ﺷﺎﺧﺺ دﻣﺎ ﺗﺨﻤﻴﻦ زده ﺷﺪه و ﺗﻮﺳﻂ راﺑﻄﻪ راﻧﮕﻮ و ﻣﺎرﺗﻴﻨﺰ1 ﺗﺸﺮﻳﺢ ﮔﺮد . د )6 - 14 ( d melt melt d s melt d t t ddpar ,t t M 0 ,t t ∗ ⎧ − > ⎪ = ⎨ ≤ ⎪⎩ ﻛﻪ در آنt ﻣﺘﻮﺳﻂ دﻣﺎی روزاﻧﻪo( C) ، ddpar (mmOC-1d-1) و o( C) tmelt ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫـﺎی ﻣـﺪل ﻣـﻲ ﺑﺎﺷـﻨﺪ ﻣﻘـﺪار tmelt ﻋﻤﻮﻣﺎ ﺻﻔﺮ درﺟﻪ اﺳﺖ . ddpar ﭘﺎراﻣ ﺘﺮی اﺳﺖ ﻛﻪ در ﻃﻲ ﻓ ﺼ ﻞ ذوب ﺟﻬﺖ ارزﻳﺎﺑﻲ ﺗﻐﻴﻴﺮات ﻓﺼـﻠ ﻲ ﺗﺸﻌﺸـﻊ ﺧﻮرﺷـﻴﺪی، دﻣﺎی ﺑﺮف و ﻣﺎﻧﻨﺪ آن اﻓﺰاﻳﺶ ﻣﻲ ﻳﺎﺑﺪ . ddpar ﺑﺮ اﺳﺎس دﻣﺎی ﻣﺘﻮﺳﻂ30 روز ﮔﺬﺷﺘﻪ ﺗﺨﻤﻴﻦ زد ه ﻣﻲ .ﺷﻮد )6 - 15 ( tpowr 30 base base 30 base base 30 K t t ,t t ddpar Kt ,t t ⎧ − > ⎪ = ⎨ ≤ ⎪⎩ ﻛﻪ در آنt30 وtbase ﺑﺮﺣﺴﺐC D ﺑﻮده وtpowr ﻳﻚ ﭘﺎراﻣﺘﺮ ﺑﻲ ﺑﻌﺪ اﺳﺖ . ﺛﺎﺑﺖ2 1 K 1(mm C d ) − − = D را ﻣـﻲ ﺗـﻮان ﺑـﻪ ﻃـﻮر ﺛﺎﺑﺖ در راﺑﻄﻪ )6 - 15 (درﻧﻈﺮ ﮔﺮﻓﺖ . از آﻧﺠﺎ ﻛﻪ ﭘﺎراﻣﺘﺮ درﺟﻪ روز ﻣﻜﺮرا ﺑﺮای ﻣﻘﺎدﻳﺮ و زﻣﺎن ﻫﺎی ﻣﺨﺘﻠﻒ در ﻓﺼﻞ ذوب ﻇﺎﻫﺮ ﻣﻲ ﮔﺮدد، ﻣﻌﺎدﻟﻪ )6 - 14 (ﺑﺮای ﺧﺎﺻﻴﺖ ﻓﺼﻠﻲ ﺑﻮدن در ﻓﺮآﻳﻨﺪ ذوب ﺑﺪون اﻓﺰودن ﻫ ﺮ ﭘﺎراﻣﺘﺮ اﺿﺎﻓﻲ ﺑﻪ ﻛﺎر ﺑﺮده ﻣﻲ .ﺷﻮد ﻋﻤﻖ روزاﻧﻪ ذوب ﺑﺮف،1 d M (mmd ) − ﺗﻮان ﻣﻲ را ﺑﻪ ﻛﻤﻚ اﻧﺘﮕﺮال ﮔﻴﺮی روی ﻗﺴﻤﺖ ﻣﺜﺒﺖ ﺗﺎﺑﻊ ﺗﻮزﻳﻊ اﺣﺘﻤـﺎل ﻋﻤـﻖ ﺑﺮف ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻧﻤﻮد . )6 - 16 ( d s m dm M min(M ,w D )f w dw ∞ = − ∫ ﻛﻪ ﻣﻴﺰان ذوب را در ﺳﻄﻮح ﺑﺮف ﻛﻢ ﻋﻤﻖ و ﭘﻮﺷﺶ ﺑﺪون ﺑﺮف ﻛﻢ در ﻧﻈﺮ ﻣﻲ ﮔﻴﺮد . ﭘﺎراﻣﺘﺮﺳﺎزی ﺑﺮف ﺑﺮﺣﺴﺐ زﻳﺮ ﺷﺒﻜﻪ ﻫﺎ ﺑﺎﻳﺪ درﻧﻈﺮ ﮔﻴﺮﻧﺪه اﻳﻦ واﻗﻌﻴﺖ ﺑﺎﺷﺪ ﻛﻪ رﻳﺰش دوﺑـﺎره ﺑـﺮف ﺑﺎﻋـﺚ ﻗﻄـﻊ ذوب ﻣﻲ ﮔﺮدد . در اﻳﻦ ﻣﻮاﻗﻊ ﺑﺮف ﺗﺎزه ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ ﺑﺮروی ﻛﻞ ﻳﻚ ﺳﻠﻮل ﺑﺒﺎرد ) ﻳﻌﻨﻲ 100 درﺻﺪ ﺳﻄﺢ ﺳﻠﻮل (. ﻋﻤـﻞ ذوب ﺗـﺎ ﻣﺎداﻣﻲ ﻛﻪ رﻳﺰش ﺑﺮف اداﻣﻪ دارد آﻏﺎز ﻧﻤﻲ .ﺷﻮد ﺑﺎ ردﻳﺎﺑﻲ ﺗﻮده ﺑﺮف ﺟﺪﻳﺪ و ﺗﺎ ﻛﺎﻫﺶ ﺳﻄﺢ ﭘﻮﺷﺶ ﺑﺮف از 100 درﺻﺪ ﺑﻪ ﻳﻚ درﺻﺪ ) ﻃﺒﻖ ﺗﻌﺮﻳﻒ ، ( ﺗﻮده ﺟﺪﻳﺪ ﺑﺮف ذوب ﻣﻲ ﺷﻮد . در اﻳﻦ ﻣﺪل ﺗﻮده ﺟﺪﻳﺪ از ﻛﻞ ﻣﻴﺰان ذوب )m D ( ﺣﺬف ﺷﺪه ﺗﺎ 1- Rango and Martinez 108 22 / 04 / 93 دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب ﺑﺎﻗﻲ ﻣﺎﻧﺪه ذوب ﺑﻪ ﺻﻔﺮ ﺑﺮﺳﺪ ، ﺳﭙﺲ ﺗﻮده ﺟﺪﻳﺪ ﺑﻪ ﻛﻞ ﺑﺮف ﺗﺠﻤﻊ ﻳﺎﻓﺘﻪ )Da ( اﻓﺰوده ﻣﻲ ﺷﻮد . اﻳﻦ روش اﺟﺎزه دﻫﺪ ﻣﻲ ﻛﻪ ﺳﻄﺢ ﭘﻮﺷﺶ ﺑﺮف در روی ﻫﺮ ﺳﻠﻮل ﻃﻲ ﻳﻫﺎ دوره ﻲ ﻛﻪ ﺑﺮف ﺑﻪ ﺻﻮرت ﻣﺘﻨﺎوب ﺑﺎرد ﻣﻲ ﺗﻮﺳﻌﻪ ﻳﺎﺑﺪ . در اﻳﻦ روش ﺑﻪ ﻧـﺪرت ﺗﻮده ﺟﺪﻳﺪ ﺑﺮف ﺗﻤﺎﻣﻲ ﺳﻠﻮل را ﻣﻲ ﭘﻮﺷﺎﻧﺪ ﺑﻪ . ﻃﻮری ﻛﻪ در ﺑﺴﻴﺎری ﻣﻮارد ﺧﻼف ﺷﺮاﻳﻂ واﻗﻌـﻲ ﻣـﻲ ﺑﺎﺷـﺪ ، ﻫﺮﭼﻨـﺪ اﻳـﻦ روش درﺑﺮﮔﻴﺮﻧﺪ ه رواﺑﻂ آﻣﺎری ﺑﻴﻦ ﺗﻮده ﺗﺠﻤﻊ ﻳﺎﻓﺘﻪ ﻛﻞ و ذوب ﻛﻞ ﺑﻮده و ﺑﺮای SWE وSCA ﺑﺎ اﻫﻤﻴﺖ ﺧﻮاﻫﺪ ﺑﻮد . ﺑﺎرش و ذوب در ﻣﺪل ﺑﺮف ﺑﻪ ﻋﻨﻮان ورودی ﺑﻪ ﻣﺪل دوﻻﻳﻪ ﺑﻴﻼن آب درﻧﻈﺮ ﮔﺮﻓﺘﻪ ﻣﻲ ﺷﻮﻧﺪ . ﻳﻚ ﺑﺨﺶ از ﺑﺎران ذوب و ﺑﺮف ﺑﻪ ﻋﻨﻮان رواﻧﺎب ﻣﺴﺘﻘﻴﻢ درﻧﻈﺮ ﮔﺮﻓﺘﻪ ﻣﻲ :ﺷﻮد )6 - 17 ( d r d Q frdir P M ∗ = + )6 - 18 ( I r d d W P M Q = + − ﻛﻪ در آنPr ﻣﻘﺪار ﺑﺎرش و frdir ﻳﻚ ﭘﺎراﻣﺘﺮ ﺑﺪون ﺑﻌﺪ و ﺑﻴﺎﻧﮕﺮ ﺳـﻬﻢ ﺑـﺎران ذوب و ﺑـﺮف در رواﻧـﺎب ﻣﺴـﺘﻘﻴﻢ و I W ورودی آب ﺑﺎﻗﻲ ﻣﺎﻧﺪه ﺑﺮای ﻻﻳﻪ ﺑﺎﻻﻳﻲ ﻣﺪل ﺑﻴﻼن آب1 (mmd ) − ﺎﺷﺪﺑ ﻣﻲ . ﺑﻴﻼن آب ﻻﻳﻪ ﺑﺎﻻﻳﻲ در ﻣﺪل دوﻻﻳﻪ ﺑﻴﻼن ﺑﻪ ﺷﻜﻞ زﻳﺮ ﺗﻌﺮﻳﻒ ﻣﻲ .ﺷﻮد )6 - 19 ( u i dW W D E dt = − − ﻛﻪ در آنu W ﻣﺤﺘﻮی آب ﻻﻳﻪ ﺑﺎﻻﻳﻲ )mm ( ، D زﻫﻜﺸﻲ از ﻻﻳﻪ ﺑﺎﻻﻳﻲ ﺑـﻪ ﻻﻳـﻪ زﻳـﺮﻳﻦ 1 (mmd ) − ) راﺑﻄـﻪ زﻳـﺮ و ( E ﺗﺒﺨﻴﺮ1 (mmd ) − ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . )6 - 20 ( u u u W smcap ,smcap W D 0 ,smcap W − > ⎧ = ⎨ ≤ ⎩ ﻛﻪ در آنsmcap ﭘﺎراﻣﺘﺮ ﻣﺪل ﺑﻮده و ﺑﻴﺎﻧﮕﺮ ﺣﺪاﻛﺜﺮ ﻇﺮﻓﻴﺖ رﻃﻮﺑﺘﻲ ﺧﺎک )mm ( ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . در ﻧﺘﻴﺠـ ﻪ زﻫﻜﺸـﻲ ﺗﻨﻬـﺎ زﻣﺎﻧﻲ اﺗﻔﺎق ﻣﻲ اﻓﺘﺪ ﻛﻪu smcap W ≥ ﺑﺎﺷﺪ . E ﺗﻮان ﻣﻲ را ﺑﻪ ﺷﻜﻞ زﻳﺮ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻧﻤﻮد : )6 - 21 ( u smcap E PET. W = در اﻳﻦ ﻣﻌﺎدﻟﻪPET ﺗﺒﺨﻴﺮ - ﺗﻌﺮق ﭘﺘﺎﻧﺴﻴﻞ1 (mmd ) − ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ ﻛﻪ ﻣﻲ ﺗﻮان ﺑﻪ ﻛﻤﻚ ﻳﻚ ﻓﺮﻣﻮل ﺗﺠﺮﺑﻲ آن را ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻧﻤﻮد . )6 - 22 ( v PET etpar L (sat) = × ×ρ ﻛﻪ در آنL ﻋﺒﺎرت از ﻃﻮل روﺷﻨﺎﻳﻲ روز ﺑﺮ ) ﺣﺴﺐ ﺳﺎﻋﺖ و ( v(sat) ρ ) ﺣﺴﺐgm-3 ( رﻃﻮﺑﺖ ﻣﻄﻠﻖ اﺷﺒﺎع ﺑﻮده ﻛـﻪ ﺑﺮاﺳﺎس ﻣﺘﻮﺳﻂ دﻣﺎی روزاﻧﻪ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻣﻲ ﺷﻮد . etpar ﻳﻚ ﭘﺎراﻣﺘﺮ واﺳﻨﺠﻲ ﻣﺪل ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﺑـﻴﻼن آب ﻻﻳـﻪ زﻳـﺮﻳﻦ ﻧﻴـﺰ ﺑـﻪ ﺷﻜﻞ زﻳﺮ ﺗﻌﺮﻳﻒ ﻣﻲ .ﺷﻮد )6 - 23 ( b b dW D Q dt = − )6 - 24 ( b b Q frtgw W = × ﻓﺼﻞ ﺷﺸﻢ - ﺗﺒﻴﻴﻦ ﻧﺤﻮه ﺑﺮآورد ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎی ﺑﻴﻼن 22 / 04 / 93 109 ﻛﻪ در آن ﻫﺎb W ﻋﺒﺎرت از ذﺧﻴﺮه در ﻻﻳﻪ زﻳﺮﻳﻦ )mm (، b Q ﺟﺮﻳﺎن ﭘﺎﻳﻪ1 (mmd ) − وfrtgw ﭘﺎراﻣﺘﺮ ﻣﺪل ﺑﻮده و ﺑﻴﺎﻧﮕﺮ ﺳﻬﻢ ذﺧﻴﺮه آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ﻛﻪ ﺑﻪ ﺻﻮرت ﺟﺮﻳﺎن ﭘﺎﻳﻪ در ﻳﻚ روز زﻫﻜﺸﻲ ﻣﻲ ﻣﻲ ﺷﻮد ﺑﺎﺷﺪ . رواﻧﺎب روزاﻧـﻪ ﻣﺠﻤـﻮع رواﻧـﺎب ﻣﺴﺘﻘﻴﻢ و ﺟﺮﻳﺎن ﭘﺎﻳﻪ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ : )6 - 25 ( d b Q Q Q = + 6 - 2 - 6 - ﺟﺪاﺳﺎزی آﺑﻨﻤﻮد رواﻧﺎب ﺑﻪ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎ ﻳﻜﻲ از روش ﻫﺎی ﺗﺪوﻳﻦ ﺑﻴﻼن آب ﺳﻄﺤﻲ و ﺑﻴﻼن آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ، ﺑﻪ ﺻﻮرت ﻣﺠﺰا، اﺳـﺘﻔﺎده از آﺑﻨﻤـﻮد رواﻧـﺎب ﻣـﻲ ﺑﺎﺷـﺪ . روش ﻫﺎی ﺗﻘﺮﻳﺒﻲ ﻣﺨﺘﻠﻔﻲ در اﻳﻦ ﺧﺼﻮص وﺟﻮد داﺷﺘﻪ ﻛﻪ ﺑﻪ ﻣﺪل ﻣﻔﻬﻮﻣﻲ ﺗﻘﺎﺑﻞ ﺑﻴﻦ آب ﺳـﻄﺤﻲ و آب زﻳﺮزﻣﻴﻨـﻲ ﺑﺴـﺘﮕﻲ دارﻧﺪ و ﻫﺮ روش از اﻟﮕﻮی ﻣﺘﻔﺎوﺗﻲ ﺑﺮای ﺟﺪاﺳﺎزی ﺟﺮﻳﺎن ﺳﻄﺤﻲ و زﻳﺮﺳﻄﺤﻲ اﺳﺘﻔﺎده ﻣﻲ ﻛﻨﺪ . ﭼﺎو (Chow, 1988) ﺳﻪ روش ﺧﻂ ﻣﺴﺘﻘﻴﻢ، روش ﺑﺪه ﭘﺎﻳﻪ ﺛﺎﺑﺖ و روش ﺷﻴﺐ ﻣﺘﻐﻴﺮ را ﺑﺪﻳﻦ ﻣﻨﻈﻮر ﭘﻴﺸﻨﻬﺎد ﻧﻤﻮده اﺳـﺖ . وﻗﺘـﻲ ﭼﻨـﻴﻦ ﺟﺪاﺳـﺎزی ﺻـﻮرت ﭘﺬﻳﺮﻓﺖ، رواﻧﺎب زﻳﺮﺳﻄﺤﻲ ﺗﻮﺳﻂ ﻣﺴﺎﺣﺖ ﺳﻨﺠﻲ ) ﭘﻼﻧﻲ ﻣﺘﺮی ( زﻳﺮ ﻧﻤﻮدار ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻣﻲ ﺷﻮد . ﺑﺮای رودﺧﺎﻧﻪ ﻲ ﻳﻫﺎ ﻛﻪ در دﺷﺖ ﺟﺎری ﻫﺴﺘﻨﺪ، ﺟﺪاﺳﺎزی ﺟﺮﻳﺎن زﻳﺮﺳﻄﺤﻲ و ﺟﺮﻳﺎن ﺳﻴﻼﺑﻲ ﺑﺮای ﻳﻚ واﻗﻌﻪ ﺳـﻴﻼب ﺑﻬﺎری ﺑﺴﻴﺎر دﺷﻮار اﺳﺖ . ﺗﺸﺨﻴﺺ دادن ﺑﺪه ﭘﺎﻳﻪ ﭘﺎﻳﺪار در ﺧﻼل دوره ﻛﻢ آﺑﻲ در زﻣﺎﻧﻲ ﻛـﻪ رودﺧﺎﻧـﻪ ﻋﻤـﺪﺗﺎ ﺗﻮﺳـﻂ آب زﻳﺮزﻣﻴﻨ ﻲ ﺗﻐﺬﻳﻪ ﻣﻲ ﺷﻮد ﺗﺮ ﺳﺎده ﻳﻦ اﻟﮕﻮ اﺳﺖ . در اﻳﻦ ﺷﺮاﻳﻂ، ﺑﺎ ﺗﺮﺳﻴﻢ ﻳﻚ ﺧﻂ اﻓﻘﻲ ﻳﻚ ﻳﺎ و ﻣﻨﺤﻨﻲ ﻫﻤـﻮار ﻛـﻪ ﭼﻨـﻴﻦ ﺑﺪه ﻫﺎﻳﻲ را ﺑﺎ ﻳﻚ ﺷﻴﺐ ﻛﻢ ﺑﻪ ﺷﺎﺧﻪ ﻧﺰوﻟﻲ آﺑﻨﻤﻮد ﻣﺘﺼﻞ ﻛﻨﺪ ﻣﻲ ، ﻋﻤﻞ ﺟﺪاﺳﺎزی ﺻﻮرت ﻣﻲ ﭘﺬﻳﺮد . ﺷﻜﻞ6 - 1 - ﺟﺪاﺳﺎزی آﺑﻨﻤﻮد رودﺧﺎﻧﻪ ا وﻧﮋا در اﻳﺴﺘﮕﺎه ﻣﺎﻛﺎرﻳﻴﻮ . )1 :( ،ﺑﺪه آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ )2 :( ،ﺑﺪه ذوب ﺑﺮف )3 :( ﺑﺪه ﻧﺎﺷﻲ از ﺑﺎرﻧﺪﮔﻲ (Sokolov and Chapman, 1974) . در ﻣﺪل ﻣﺘﻔﺎوت دﻳﮕﺮی، ﺟﺮﻳﺎن زﻳﺮﺳﻄﺤﻲ از آﻏﺎز ﺷﺎﺧﻪ ﺻﻌﻮدی آﺑﻨﻤﻮد ﺳﺮﻳﻌﺎ ﻛﺎﻫﺶ ﻣﻲ ﻳﺎﺑﺪ و در زﻣﺎن رﺳﻴﺪن ﺑـﻪ اوج ﺳﻴﻼب ﻗﻄﻊ ﻣﻲ ﮔﺮدد ) ﺷﻜﻞ 6 - 1 .(ﻛﺎﻫﺶ ﺟﺮﻳﺎن زﻳﺮﺳﻄﺤﻲ در اﻳﻦ ﻣﺪل ﺗﻮﺳﻂ اﻓﺰاﻳﺶ ﻓﺸﺎر ﻫﻴﺪرواﺳـﺘﺎﺗﻴﻜﻲ ﻣـﻮج 110 22 / 04 / 93 دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب ﺳﻴﻼب ﺑﺮروی ﺟﺮﻳﺎن آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ﺻﻮرت ﻣﻲ ﮔﻴﺮد . اﻳﻦ ﻛﺎﻫﺶ ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ ﻣﻨﺠﺮ ﺑﻪ ﺗﺨﻠﻴﻪ آب رودﺧﺎﻧـﻪ ﺑـﻪ دره ﻳـﺎ آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ﺷﻮد . اﻳﻦ اﻣﺮ دﻟﻴﻞ ﻣﻨﺎﺳﺒﻲ ﺑﺮای ﻛﺎﻫﺶ ﺟﺮﻳﺎن زﻳﺮﺳﻄﺤﻲ ﺗﺎ ﻗﺒﻞ از ﻧﻘﻄﻪ آﺑﻨﻤﻮد ﺑﻪ ﺷﻤﺎر ﻣﻲ . آﻳﺪ در ﺑﻌﻀـﻲ از ﺣﺎﻻت، ﺟﺮﻳﺎن زﻳﺮﺳﻄﺤﻲ ﺑﻪ دو ﻧﻮع اﻟﻒ ) ( آﺑﺮﻓﺘﻲ ﻣﺤﺒﻮس و ( ب) زﻳﺮزﻣﻴﻨ ﻲ ﻋﻤﻴﻖ ﺗﻘﺴﻴﻢ ﻣﻲ ﺷـﻮد . وﻳﮋﮔـﻲ ﺟﺮﻳـﺎن دوم ) زﻳﺮزﻣﻴﻨ ﻲ ﻋﻤﻴﻖ ( ﻛﻪ ﺑﺎ ﻳﻚ ﺧﻂ اﻓﻘﻲ در ﺷﻜﻞ )6 - 2 ( ﻧﺸﺎن داده ﺷﺪه، ﭘﺎﻳﺪاری ﺑﻴﺶ ﺗﺮ آن اﺳﺖ . ﺷﻜﻞ )6 - 3 ( ﺟﺪاﺳﺎزی رواﻧﺎب ﺑﺮای ﻳﻚ رودﺧﺎﻧﻪ ﻛﻮﻫﺴﺘﺎﻧﻲ ﻛﻪ ﺗﻮﺳﻂ ذ وب ﺑﺮف ﻳﺎ ﻳﺨﭽﺎل ﺗﻐﺬﻳـﻪ ﻣـﻲ ﺷـﻮد را ﻧﺸـﺎن دﻫﺪ ﻣﻲ . ﺟﺪاﺳﺎزی رواﻧﺎب ﺑﺮای رودﺧﺎﻧﻪ ﻫﺎی ﻛﻮﻫﺴﺘﺎﻧﻲ از ﺟﺪاﺳﺎزی رواﻧﺎب ﺑﺮای رودﺧﺎﻧﻪ ﻫﺎی دﺷﺖ دﺷﻮارﺗﺮ اﺳﺖ . ﺷﻜﻞ6 - 2 - ﺟﺪاﺳﺎزی آﺑﻨﻤﻮد رودﺧﺎﻧﻪ وﻟﮕﺎ در اﻳﺴﺘﮕﺎه ﻛﺎﻣﻴﺸﻴﻦ (Sokolov and Chapman, 1974) . ﺷﻜﻞ6 - 3 - ﺟﺪاﺳﺎزی آﺑﻨﻤﻮد رودﺧ ﺮِک در اﻳﺴﺘﮕﺎه ﻛﺎزﺑﮕﻲﺎﻧﻪ ﺗ . )1 :( ،ﺟﺮﻳﺎن آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ )2 :( ،ﺑﺪه ﻧﺎﺷﻲ از ذوب ﺑﺮف )3 :( ﺑﺪه ﻧﺎﺷﻲ از ﺑﺎرﻧﺪﮔﻲ، )4 :(ﺑﺪه ﻧﺎﺷﻲ از ﻳﺨﭽﺎل ﻫﺎ و ذوب ﺑﺮف از ﻛﻮﻫﺴﺘﺎن ﻫﺎی ﻣﺮﺗﻔﻊ . ﻓﺼﻞ ﺷﺸﻢ - ﺗﺒﻴﻴﻦ ﻧﺤﻮه ﺑﺮآورد ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎی ﺑﻴﻼن 22 / 04 / 93 111 در ﻧﻮاﺣﻲ ﺧﺸﻚ، ﺳﻔﺮه آب ﻋﻤﻮﻣﺎ ﭘﺎﻳﻴﻦ ﺗﺮ از ﺗﺮاز ﻛﻒ رودﺧﺎﻧﻪ اﺳﺖ و ﺑﻨﺎﺑﺮاﻳﻦ ﺟﺮﻳﺎن رودﺧﺎﻧﻪ ﺑﺎﻋﺚ ﺗﻐﺬ ﻳﻪ آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ﻣﻲ ﺷﻮد . ﺟﺮﻳﺎن ورودی ﺑﻪ آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ در ﭘﺎﻳﺎب ﻃﻮل ﻣﻌﻠﻮﻣﻲ از رودﺧﺎﻧﻪ ﻣﻲ ﺗﻮاﻧﺪ از روی اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﺗﻠﻔﺎت اﻧﺘﻘﺎل، - ﺗﻔﺎوت ﺑﻴﻦ ﺟﺮﻳﺎن ورودی رودﺧﺎﻧﻪ و ﺟﺮﻳﺎن ﺧﺮوﺟﻲ ﺑﺮای اﻳﻦ ﺑﺨﺶ از رودﺧﺎﻧﻪ - ، ﺗﻌﻴﻴﻦ ﺷـﻮد . در ﺻـﻮرت ﻟـﺰوم ﺗﺼـﺤﻴﺤﺎﺗﻲ ﺑـﺮای ﻟﺤﺎظ ﻛﺮدن ﺗﺎﺛﻴﺮ ﺟﺮﻳﺎن ﻫ ﺎی ورودی از ﺷﺎﺧﻪ ﻫﺎی ﻓﺮﻋﻲ و ﻫﻤﭽﻨﻴﻦ ﺗﺒﺨﻴﺮ از ﺳﻄﺢ رودﺧﺎﻧﻪ و ﻧﻴﺰ ﭘﻮﺷﺶ ﮔﻴﺎﻫﻲ اﻃـﺮاف آن، اﻧﺠﺎم ﻣﻲ ﺷﻮد . اﻳﻦ ﻛﺎر در ﺣﻘﻴﻘﺖ ﻛﺎرﺑﺮد دﻳﮕﺮی از ﻧﮕﺮش ﺑﻴﻼن آب ﻣﻲ ﺑﺎﺷـﺪ وﻟـﻲ ﺧﻄﺎﻫـﺎی اﻧـﺪازه ﮔﻴـﺮی و ﺑـﺮآورد در آن ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ ﺑﻪ ﻃﻮر ﻏﻴﺮﻗﺎﺑﻞ ﻗﺒﻮﻟﻲ زﻳﺎد ﺑﺎﺷﺪ . درﺻﻮرﺗﻲ ﻛﻪ ﻃﻮل ﺑﺎزه رود ﺧﺎﻧﻪ ﺑﻪ اﻧﺪازه ﻛﺎﻓﻲ ﻃﻮﻻﻧﻲ اﻧﺘﺨﺎب ﺷﻮد ﺑـﻪ ﻃـﻮری ﻛﻪ در آن ﺗﻠﻔﺎت اﻧﺘﻘﺎل ﺑﺨﺶ ﺑﺰرﮔﻲ از ﺟﺮﻳﺎن ورودی را ﺷﺎﻣﻞ ﺷﺪه ﺑﺎﺷﺪ، ﻣﻲ ﺗﻮان ﺧﻄﺎ را ﻛﻢ ﻧﻤﻮد . 6 - 3 - ﺗﺒﺨﻴﺮ، ﺗﺒﺨﻴﺮ- ﺗﻌﺮق، ﺗﺼﻌﻴﺪ در ﺑﺮرﺳﻲ ﻫﺎی ﺑﻴﻼن، ﺗﺒﺨﻴﺮ ﻣﻲ ﺗﻮاﻧﺪ از ﺳﻄﻮح ﻣﺨﺘﻠﻔﻲ ﭼﻮن اﻟﻒ ) ( ﺳﻄﻮح آﺑﻲ ) درﻳﺎﭼﻪ ، ﻫـﺎ ﻣﺨـﺎزن ﻳـﺎ ﺗـﺎﻻب ( ﻫـﺎ ، از ﺧﺎک ﺑﺪون ﭘﻮﺷﺶ ) ﻣﺜﻼ ﺣﻮﺿﻪ ﻫﺎی آﺑﺮﻳﺰ ( ج) ، ( ﺳﻄﻮح ﭘﻮﺷﻴﺪه از ﮔﻴﺎه ( د) و ﺳﻄﻮح ﭘﻮﺷﻴﺪه از ﺑﺮف و ﻳﺦ ﺻـﻮرت ﭘـﺬﻳﺮد . ﺗﺨﻴﺮ ﺑﻪ ﻃﻮر ﻛﻠﻲ ﺗﻮﺳﻂ روش ﻫﺎ ی ﻣﺘﻔﺎوﺗﻲ ﭼﻮن اﻟﻒ ) ( ﺗﺒﺨﻴﺮﺳـﻨﺞ ) ﻫـﺎ ﺗﺸـﺖ ﺗﺒﺨﻴـﺮ ( ب) ، ( روش ﺑـﻴﻼن آب، ( ج) روش ﺑﻴﻼن ﮔﺮﻣﺎ، ( د) روش آﺋﺮودﻳﻨﺎﻣﻴﻚ و ( ه) ﻓﺮﻣﻮل ﻫﺎی ﺗﺠﺮﺑﻲ ﻗﺎﺑﻞ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺧﻮاﻫﺪ ﺑـﻮد . اﻧﺘﺨـﺎب روش ﻣﻨﺎﺳـﺐ ﺑـﻪ اﻣﻜـﺎن ﺗﻌﻴﻴﻦ و اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎی ﻣﻮﺛﺮ در آن ﺑﺴﺘﮕﻲ دارد . 6 - 3 - 1 - ﺗﺒﺨﻴﺮ از ﺳﻄﻮح آﺑﻲ 6 - 3 - 1 - 1 - ﺗﺸﺖ ﺗﺒﺨﻴﺮ ﺗﺒﺨﻴﺮ )L Ε ( از درﻳﺎﭼﻪ ﻫﺎ و ﻣﺨﺎزن ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ از روی اﻃﻼﻋﺎت ﺑﻪ دﺳﺖ آﻣﺪه از ﺗﺒﺨﻴﺮﺳﻨﺞ )ﻫﺎ ﺗﺸﺖ ﺗﺒ (ﺨﻴﺮ و ﺗﻮﺳـﻂ راﺑﻄﻪ زﻳﺮ ﺑﺮآورد ﺷﻮد : )6 - 26 ( L Ρ Ε = Κ ⋅Ε ﻛﻪ در آنΡ Ε ﺗﺒﺨﻴﺮ از ﺗﺸﺖ ﻳﺎ ﺗﺎﻧﻚ ﺗﺒﺨﻴﺮ وΚ ﻳﻚ ﺿﺮﻳﺐ ﺗﺠﺮﺑﻲ اﺳﺖ . اﻧﺪازه ﮔﻴـﺮی آب ﺗﺒﺨﻴـﺮ ﺷـﺪه از ﺗﺸـﺖ، از روی آب ﻻزم ﺑﺮای رﺳﺎﻧﻴﺪن ﺳﻄﺢ آب ﺑﻪ ﺗﺮاز دو ره زﻣﺎﻧﻲ ﭘﻴﺶ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻣﻲ ﺷﻮد . اﮔﺮ ﺑـﻴﻦ دو اﻧـﺪازه ﮔﻴـﺮی ﺑـﺎران ﺑﺎرﻳـﺪه ﺑﺎﺷﺪ، ﺑﺎﻳﺴﺘﻲ ﺗﺎﺛﻴﺮ آن در ﻧﻈﺮ ﮔﺮﻓﺘﻪ ﺷﻮد . ﻣﻌﻤﻮل اﺳﺖ ﻛﻪ ﺿﺮاﻳﺐ ﺗﺒﺨﻴﺮﺳﻨﺞ ﺑﺮ ﭘﺎﻳﻪ ﺳﺎﻻﻧﻪ ﻣﺤﺎﺳـﺒﻪ ﻣـﻲ ﺷـﻮد وﻟـﻲ در ﺑﺴﻴﺎری از آزﻣﺎﻳﺸﺎت ﻣﻘﺎﻳﺴﻪ ای ﺿﺮاﻳﺐ ﻣﺎﻫﺎﻧﻪ ﻧﻴﺰ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻣﻲ .ﺷﻮد ﺗﺒﺨﻴﺮ ﺳﻨﺞ ﻫـﺎی ﻣـﻮرد اﺳـﺘﻔﺎده در ﺑـﺮآورد ﺗﺒﺨﻴـﺮ از ﺳﻄﻮح آﺑﻲ ﺑﺎﻳﺴﺘﻲ ﻳﺎ ﺑﻪ ﻃﻮر ﻛﺎﻣﻞ درون و ﻳﺎ ﺧﺎرج از ﺳﻄﺢ آﺑﻲ ﺗﺤﺖ ﻣﻄﺎﻟﻌﻪ ﻗﺮار داﺷﺘﻪ ﺑﺎﺷﻨﺪ . در ﻧﺘﻴﺠﻪ ﺿـﺮاﻳﺐ ﻣـﻮرد اﺳﺘﻔﺎده ﻧﻴﺰ ﺑﺎﻳﺴﺘﻲ ﻣﻄﺎﺑﻖ ﺑﺎ آن اﻧﺘﺨﺎب ﺷﻮد . ﺗﺸﺖ ﺗﺒﺨﻴﺮ ﻛﻼس اﻟﻒ آﻣﺮﻳﻜﺎﻳﻲ ﻣﺘﺪاول ﺗﺮﻳﻦ ﺗﺸﺖ ﺗﺒﺨﻴـﺮ در اﻳـﺮان اﺳـﺖ . ﻫـﺮ دو ﻣﻮﺳﺴـﻪ وزارت ﻧﻴـﺮو و ﺳـﺎزﻣﺎن ﻫﻮاﺷﻨﺎﺳﻲ از اﻳﻦ وﺳﻴﻠﻪ ﺑﻪ ﻃﻮر ﮔﺴﺘﺮده ای اﺳﺘﻔﺎده ﻣﻲ ﻧﻤﺎﻳﻨﺪ . اﻳﻦ روش ﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﺪ ﻳﻚ ﺗﻘﺮﻳﺐ ﻣﻔﻴﺪ اوﻟﻴﻪ از ﺗﺒﺨﻴـﺮ ﺳـﺎﻻﻧﻪ 112 22 / 04 / 93 دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب درﻳﺎﭼﻪ ﺗﻠﻘﻲ ﺷﻮد و ﻗﺎﺑﻞ ﻛﺎرﺑﺮد در ﺗﺨﻤﻴﻦ ﺗﺒﺨﻴﺮ از ﻣﺨﺎزن ﭘﻴﺸﻨﻬﺎدی ﺑﺎﺷﺪ . ﻣﻘﺪار ﺿﺮﻳﺐ اﻳﻦ ﺗﺸﺖ ﺑـﻪ ﻋﻮاﻣـﻞ اﻗﻠﻴﻤـﻲ، ﻓﺼﻠﻲ، دﺳﺘﮕﺎﻫﻲ و ﻣﺸﺎﻫﺪاﺗﻲ ﺑﺴﺘﮕﻲ دارد . ﺑﺎ اﻳﻦ وﺟﻮد اﻃﻼﻋﺎت ﺗﻔﺼﻴﻠﻲ از اﻳﻦ ﺿﺮﻳﺐ در دﺳﺘﺮس ﻧﻤﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﻣﻘﺪار اﻳـﻦ ﺿﺮﻳﺐ در ﻣﻘﻴﺎس ﺳﺎﻻﻧﻪ 7/0 اﺳﺖ . ﺗﻐﻴﻴﺮات ﻓﺼﻠﻲ در ﺿﺮﻳﺐ ﺗﺸﺖ ﺗﺒﺨﻴﺮ ﻋﻤﻮﻣﺎ ﺑﻪ اﻧﺪازه ای ز ﻳﺎد اﺳﺖ ﻛﻪ ﻧﺘـﻮان از ﻳـﻚ ﻣﻘﺪار ﺛﺎﺑﺖ اﺳﺘﻔﺎده ﺷﻮد . ﻣﺤﺪود ه ﺿﺮاﻳﺐ ﻣﺎﻫﺎﻧﻪ ﺑﻪ اﻗﻠﻴﻢ و ﻋﻤﻖ درﻳﺎﭼﻪ ﺑﺴﺘﮕﻲ دارد و ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ در ﺣﺎﻟﺖ ﻫﺎی ﺣـﺪی از 7/0 ﻧﻴﺰ ﺑﻴﺶ ﺗﺮ ﺑﺎﺷـﺪ )Australian Water Resources Council, 1970 ( . ﺑﻨـﺎﺑﺮاﻳﻦ اﺳـﺘﻔﺎده از ﻣﻌﺎدﻟـﻪ )6 - 27 ( ﺑـﺮای ﺑﺮآورد ﺗﺒﺨﻴﺮ ﻣﺎﻫﺎﻧﻪ در ﻏﻴﺎب داﻧﺴﺘﻪ ﻫﺎﻳﻲ از ﺗﻐﻴﻴﻴﺮ ﻓﺼﻠﻲ ﻣﻨﺎﺳﺐ K ﺑﺮای ﻧﺎﺣﻴﻪ اﻗﻠﻴﻤﻲ و ﻧﻮع ﺗﺒﺨﻴﺮﺳﻨﺞ ﻣـﻮرد اﺳـﺘﻔﺎده ﻋﺎﻗﻼﻧﻪ ﻧ .ﺷﺪﺑﺎ ﻤﻲ ﺑﻪ ﻋﻨﻮان ﻳﻚ راﻫﻨﻤﺎ، از ﻣﻘﺎدﻳﺮ اراﺋﻪ ﺷﺪه در ﺟﺪول )6 - 3 ( در ﻣﻘﻴﺎس ﻣﺎﻫﺎﻧـﻪ ﻣـﻲ ﺗـﻮان اﺳـﺘﻔﺎده ﻧﻤـﻮد ) اﻃﻼﻋﺎت ﺑﻴﺶ ﺗﺮ در Gray , 1970 ﻣﻮﺟﻮد اﺳﺖ (. ﺟﺪول 6 - 3 - ﻣﻘﺎدﻳﺮ ﻣﺎﻫﺎﻧﻪ ﺿﺮﻳﺐ ﺗﺸﺖ ﺗﺒﺨﻴﺮ ﻛﻼس اﻟﻒ ﻣﺎه ﻣﻬﺮ آﺑﺎن آذر دی ﺑﻬﻤﻦ اﺳﻔﻨﺪ ﻓﺮوردﻳﻦ اردﻳﺒﻬﺸﺖ ﺧﺮداد ﺗﻴﺮ ﻣﺮداد ﺷﻬﺮﻳﻮر ﺿﺮﻳﺐ 69 /0 63 /0 58 /0 62 /0 72 /0 77 /0 77 /0 78 /0 77 /0 76 /0 75 /0 73 /0 ﺧﻄﺎﻫﺎی ﻣﺸﺎﻫﺪاﺗﻲ و ﺳﺎﻳﺮ ﻛﺎﺳﺘﻲ ﻫﺎی دﻳﮕﺮ ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ ﺧﻄﺎﻳﻲ ﺑﻪ ﻣﻴﺰان10 /0 ± در ﻛﺎرﺑﺮد اﻳﻦ ﻣﻘﺎدﻳﺮ ﺗﺤﻤﻴﻞ ﻛﺘﻨﺪ . ﻣﻘﺪار ﺿﺮﻳﺐ ﺗﺸﺖ در ﻣﻘﻴﺎس ﻧﺎﺣﻴﻪ ای واﺑﺴﺘﻪ ﺑﻪ اﻗﻠﻴﻢ ﻧﻴﺰ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ، ﺑﻪ ﻃﻮری ﻛﻪ ﻣﻘـﺪار آن در ﻧـﻮ اﺣﻲ ﺧﺸـﻚ از ﺗـﺮ ﻛـﻢ ﻣﻘﺪار اراﺋﻪ ﺷﺪه در ﻣﻨﺎﻃﻖ ﻣﺮﻃﻮب ﺑﻴﺶ ﻣﻲ ﺗﺮ ﺑﺎﺷﺪ . در اﻧﺘﺨﺎب ﻳﻚ ﻣﻘﺪار ﻣﻨﺎﺳﺐ ﺑﺮای ﻛﺎرﺑﺮد ﻫﺎی ﻋﻤﻠﻲ، رﻋﺎﻳﺖ اﺣﺘﻴـﺎط ﺗﻮﺻﻴﻪ ﻣﻲ و ﺷﻮد ﺑﻨﺎﺑﺮاﻳﻦ ﻣﻨﺎﺳﺐ اﺳﺖ ﻛﻪ از اﻃﻼﻋﺎت ﻣﺤﻠﻲ ﻳﺎ ﻗﺎﺑﻞ ﻣﻘﺎﻳﺴﻪ اﺳﺘﻔﺎده ﺷﻮد . ﻣﺸﺨﺺ ﺷﺪه اﺳﺖ ﻛﻪ درﺟﻪ ﺣﺮارت ﺳﻄﺢ آب درﻳﺎﭼﻪ و ﺗﺸﺖ ﺗﺒﺨﻴـ ﺮ ﻣﺘﻔـﺎوت ﻣـﻲ ﺑﺎﺷـﺪ . در ﻧﺘﻴﺠـﻪ، ﻓﺮﻣـﻮل زﻳـﺮ را ﻣﻲ ﺗﻮان ﺑﺮای ﺑﺮآورد دﻗﻴﻖ ﺗﺮی از ﺗﺒﺨﻴﺮ ﺳﻄﻮح آﺑﻲ ﺑﻪ ﻛﻤﻚ اﻃﻼﻋﺎت ﺗﺸﺖ ﺗﺒﺨﻴﺮ ﺑﻪ ﻛﺎر ﺑﺮد : )6 - 27 ( * L L * P e e e e Ζ Ρ Ζ − ′ Ε = Κ Ε − ﻛﻪ در آن′ Κ ﺿﺮﻳﺒﻲ اﺳﺖ ﻛﻪ ﻋﻤﺪﺗﺎ ﺑﻪ ﻧﻮع ﺗﺒﺨﻴﺮﺳﻨﺞ ) و اﻧﺪﻛﻲ ﺑﻪ ﻣﺴﺎﺣﺖ درﻳﺎﭼﻪ ﺑ ( ﺴﺘﮕﻲ دارد، * L e و * P e ﺑﻪ ﺗﺮﺗﻴﺐ ﻓﺸﺎر ﺑﺨﺎر اﺷﺒﺎع ﻣﺘﻨﺎﻇﺮ ﺑﺎ ﺣﺪاﻛﺜﺮ درﺟﻪ ﺣﺮارت آب ﺑﻼﻓﺎﺻﻠﻪ زﻳﺮ ﺳﻄﺢ درﻳﺎﭼﻪ و در ﺗﺸﺖ ﺗﺒﺨﻴﺮ وeΖ ﻣﺘﻮﺳﻂ ﻓﺸﺎر ﺑﺨﺎر در ارﺗﻔﺎع z اﺳﺖ . ﺑﺮای ﺗﺸﺖ ﺗﺒﺨﻴﺮ ﻛـﻼس اﻟـﻒ آﻣﺮﻳﻜـﺎﻳﻲ و ارﺗﻔـﺎع اﻧـﺪازه ﮔﻴـﺮی z 4m = ، ﻣﻘـﺪار1.5 ′ Κ = ﻣـﻲ ﺑﺎﺷـﺪ (Webb, 1966) .ﻣﻘﺎدﻳﺮ ﺗﺒﺨﻴﺮ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺷﺪه روزاﻧﻪ ﺟﻤﻊ ﺑﺴﺘﻪ ﻣﻲ ﺷﻮﻧﺪ ﺗﺎ ﺗﺒﺨﻴﺮ ﻣﺎﻫﺎﻧﻪ ﺑﻪ دﺳﺖ آﻳﺪ . ﺗﺸﺖ ﻫﺎی ﺗﺒﺨﻴﺮ ﺷﻨﺎور وﺳﻴﻠﻪ ﻣﻨﺎﺳﺒﻲ ﺑﺮای اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻣﺴﺘﻘﻴﻢ ﺗﻠﻔﺎت ﺗﺒﺨﻴﺮی از ﻣﺠﻤﻮﻋ ﻪ ﻫﺎی آﺑﻲ ﺑﻪ ﺷﻤﺎر ﻣﻲ آﻳـﺪ . اﻳﻦ ﺗﺸﺖ ﻫﺎی ﺷﻨﺎور در ﻣﻌﺮض ﺷﺮاﻳﻂ ﻳﻜﺴﺎﻧﻲ از رژﻳﻢ ﻫﺎ ی ﺑﺎد و دﻣﺎ ﻗﺮار دارﻧﺪ و ﺑﻨﺎﺑﺮاﻳﻦ ﻧﻴﺎزی ﺑﻪ اﻋﻤـﺎل ﺿـﺮﻳﺐ ﺗﺸـﺖ ﻧﺪارﻧﺪ (Winter‚1981) . ﺑﺎ اﻳﻦ وﺟﻮد، ﻣﻼﺣﻈﺎت ﻣﺘﻌﺪدی در اﺳﺘﻔﺎده از اﻳﻦ ﺗﺸﺖ ﻫﺎ، ﻣﺜﻞ اﻣﻜﺎن ﺳﻮراخ ﺷﺪن ﻛـﻒ ﺗﺸـﺖ، ﺗﺪاﺧﻞ ﺑﺎ ﻣﻮج ﻫﺎی ﺳﻄﺢ درﻳﺎﭼﻪ، ﻣﻲ ﺑﺎﻳﺴﺖ ﻣﺪﻧﻈﺮ ﻗﺮار ﮔﻴﺮد . ﻓﺼﻞ ﺷﺸﻢ - ﺗﺒﻴﻴﻦ ﻧﺤﻮه ﺑﺮآورد ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎی ﺑﻴﻼن 22 / 04 / 93 113 6 - 3 - 1 - 2 - روش ﺑﻴﻼن آب ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﺮای ﺗﻌﻴﻴﻦ ﺗﺒﺨﻴﺮ از درﻳﺎﭼﻪ ﻫﺎ و ﻣﺨﺎزن ﺑﺎ اﺳﺘﻔﺎده از روش ﺑﻴﻼن آب ﺑﻪ ﺻﻮرت زﻳﺮ اﺳﺖ : )6 - 28 ( L L L S u S Q Q Ε = Ρ −Δ + Δ + Δ ﻛﻪ در آنL Ε ﺗﺒﺨﻴﺮ از ﺳﻄﺢ درﻳﺎﭼﻪ ﻳﺎ ﻣﺨﺰن،L Ρ ،رﻳﺰش ﺟﻮی ﺑﺮ روی ﺳﻄﺢ ﻣﺠﻤﻮﻋﻪ آﺑﻲL S Δ ﺗﻐﻴﻴﺮ ذﺧﻴﺮه آب در ﻣﺠﻤﻮﻋــﻪ آﺑــﻲ، I O s S S Q Q Q Δ = − ﺗﻔــﺎوت ﺑــﻴﻦ ﺟﺮﻳــﺎن ورودی و ﺟﺮﻳــﺎن ﺧﺮوﺟــﻲ ﺳــﻄﺤﻲ از ﻣﺠﻤﻮﻋــﻪ آﺑــﻲ و I O u u u Q Q Q Δ = − ﺗﻔﺎوت ﺑﻴﻦ ﺟﺮ ﻳ ﺎن ورودی و ﺟﺮﻳﺎن ﺧﺮوﺟﻲ زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . روش ﻫﺎی ﺑﺮآورد رﻳﺰش ﺟﻮی در ﺑﺨﺶ )6 - 1(، روش ﻫﺎی ﺑﺮآورد ﺗﻐﻴﻴﺮ ذﺧﻴﺮه آب در ﺑﺨﺶ )6 - 4(، روش ﻫﺎی ﺑﺮآورد ﺟﺮﻳﺎن ﻫﺎی ﺳﻄﺤﻲ در ﺑﺨﺶ )6 - 2 ( و روش ﻫﺎی ﺑﺮآورد ﺟﺮﻳﺎن ﻫﺎی زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ در ﺑﺨﺶ )6 - 5 (اﻳﻦ دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ آﻣﺪه اﺳﺖ . ﺑﺎ اﻳﻦ وﺟﻮد ﻛـﺎرﺑﺮد روش ﺑـﻴﻼن آب ﺑﺮای ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺗﺒﺨﻴﺮ از ﻣﺠﻤﻮ ﻋﻪ ﻫﺎی آﺑﻲ ﻣﺤﺪود اﺳﺖ، زﻳﺮا در اﻏﻠﺐ ﺣﺎﻻت ﺟﺮﻳﺎن از ﻃﺮﻳﻖ ﻛﻒ درﻳﺎﭼﻪ ﻧﻤﻲ ﺗﻮاﻧﺪ ﺑﺎ دﻗﺖ ﺑﺎﻻﻳﻲ اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی و ﻳﺎ ﺑﺮآورد ﺷﻮد . وﻟﻲ اﮔﺮ ﺑﺮرﺳﻲ ﻫﺎی زﻣﻴﻦ ﺷﻨﺎﺳﻲ و ﻫﻴﺪروژﺋﻮﻟﻮژی ﺑﻴﺎﻧﮕﺮ اﻳﻦ ﺑﺎﺷﺪ ﻛﻪ اﻳـﻦ ﻣﻮﻟﻔـﻪ در ﻣﻘﺎﻳﺴﻪ ﺑﺎ ﺳﺎﻳﺮ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎی ﺑﻴﻼن آب ﻧﺎﭼﻴﺰ اﺳﺖ، از ﻣﻌﺎدﻟﻪ )6 - 28 ( ﺣﺬف ﺷﻮد . ﺑﺮای دوره ﻫﺎی زﻣﺎﻧﻲ ﻃﻮﻻﻧﻲ ﻣﺪت، ﺗﻐﻴﻴـﺮ در ذﺧﻴﺮه آب ﻧﻴﺰ ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ در ﻣﻘﺎﻳﺴﻪ ﺑﺎ ﺳﺎﻳﺮ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎ ﻧﺎﭼﻴﺰ ﺑﺎﺷﺪ و ﺑﻨﺎﺑﺮاﻳﻦ ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻪ ﺻﻮرت زﻳﺮ ﺳﺎده ﻣﻲ :ﺷﻮد )6 - 29 ( L S Q Ε = Ρ −Δ از اﻳﻦ ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺗﻮان ﻣﻲ ﺑﺮای ﺗﻌﻴﻴﻦ ﻣﻘﺎدﻳﺮ ﺗﺒﺨﻴﺮ ﺳﺎﻻﻧﻪ ﺑﺮای درﻳﺎﭼﻪ ﻛﻪ ﻳﻲﻫﺎ در ﭘﺎﻳﺎن ﻫﺮ ﺳﺎل ﺗﻘﺮﻳﺒﺎ ﺑﻪ ﺗﺮاز آﻏﺎز ﺳﺎل ﺑﺎز ﻣﻲ ﮔﺮدﻧﺪ و ﺟﺮﻳﺎﻧﺎت آب ﻧﺎﭼﻴﺰی از ﻃﺮﻳـﻖ ﻛـﻒ آن ﻫـﺎ ﺻـﻮرت ﻣـﻲ ﭘـﺬﻳﺮد اﺳـﺘﻔﺎده ﻛـﺮد . ﻣﺘﻮﺳـﻂ ﺗﺒﺨﻴـﺮ ﺳـﺎﻻﻧﻪ از ﻣﻴﺎﻧﮕﻴﻦ ﮔﻴﺮی ﺮ ﻳدﺎﻣﻘ ﺗﺒﺨﻴﺮ در ﺳﺎل ﻫﺎی ﻣﺨﺘﻠﻒ ﺑﻪ دﺳﺖ ﻣﻲ . آﻳﺪ 6 - 3 - 1 - 3 - روش ﺑﻴﻼن ﮔﺮﻣﺎ اﮔﺮ اﻃﻼﻋﺎت ﻻزم ﺑﺮای ﺗﻌﻴﻴﻦ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎ ی ﺑﻴﻼن ﮔﺮﻣﺎ ﻣﻮﺟﻮد ﺑﺎﺷﺪ ، ﻣﻲ ﺗﻮان از اﻳﻦ روش (WMO, 1966) ﺑﺮای ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺗﺒﺨﻴﺮ از ﺳﻄﺢ آبL (E ) اﺳﺘﻔﺎده ﻧﻤﻮد . ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن ﮔﺮﻣﺎ ﺑﺮای 1 ﻣﺘﺮ ﻣﺮﺑﻊ ﺳﻄﺢ درﻳﺎﭼﻪ از راﺑﻄﻪ زﻳﺮ ﺑﻪ دﺳﺖ ﻣﻲ : آﻳﺪ )6 - 27 ( L n a b S u E w 1000 R H H J J J H J L Ρ Ε = + + −Δ + Δ + Δ + − ρ ﻛﻪ در آنw ρ وL ،ﭼﮕﺎﻟﻲ و ﮔﺮﻣﺎی ﻧﻬﺎن ﺗﺒﺨﻴﺮ آب n R ﺗﺎﺑﺶ ﺧﺎﻟﺺ ورودی ) راﺑﻄﻪ 6 - 28 (، a H وb H ﮔﺮﻣﺎی آﺷـﻜﺎر ورودی در ﺳﻄﺢ و ﻛﻒ درﻳﺎﭼﻪ،J Δ اﻓﺰاﻳﺶ در ﻣﻴﺰان ﮔﺮﻣـﺎ در درﻳﺎﭼـﻪ در ﺧـﻼل دوره زﻣـﺎﻧﻲ ﺑـﻴﻼن، I O S S S J J J Δ = − وI O u u u J J J Δ = − ﺗﻔــﺎوت ﺑــﻴﻦ ﮔﺮﻣــﺎی ورودی و ﺧﺮوﺟــﻲ ﻧﺎﺷــﻲ از ﺟﺮﻳــﺎن ورودی و ﺟﺮﻳــﺎن ﺧﺮوﺟــﻲ ﺳــﻄﺤﻲ و زﻳﺮزﻣﻴﻨ ﻲ،HΡ ﮔﺮﻣﺎی آﺷﻜﺎر ورودی ﺑﻪ دﻟﻴﻞ ﺗﻔﺎوت ﺑﻴﻦ درﺟﻪ ﺣﺮارت رﻳﺰش ﺟ ﻮی و درﺟﻪ ﺣﺮارت درﻳﺎﭼﻪ، وE J ﻣﻴـﺰان ﮔﺮﻣﺎ ی ﻻﻳﻪ آب ﺗﺒﺨﻴﺮ ﺷﺪه از درﻳﺎﭼﻪ در درﺟﻪ ﺣﺮارت ﻣﻌﻴﻦ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ ) . ﺗﻤﺎﻣﻲ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎی ﻣﺮﺑﻮط ﺑـﻪ واﺣـﺪ ﺳـﻄﺢ 2 (1m ) ﻣﻲ ﺑﺎﺷﻨﺪ .6 - 28 ( n g b R R 1 r R = − − 114 22 / 04 / 93 دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب ﻦ اﻳ در راﺑﻄﻪg R ﺗﺎﺑﺶ ورودی ﻧﺎﺧﺎﻟﺺ ) ﻣﺠﻤﻮع ﺗﺎﺑﺶ ﺧﻮرﺷﻴﺪی ﻣﺴﺘﻘﻴﻢ و ﭘﺨﺸﻴﺪه ، (r ﺑﺎزﺗـﺎﺑﺶ ﺳـﻄﺢ آب، وb R ﺗﺎﺑﺶ ﻣﻮج ﺑﻠﻨﺪ ﺑﺎزﮔﺸﺘﻲ ﻣﻮﺛﺮ از ﺳﻄﺢ آب ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﻣﻌﺎدﻟﻪ )6 - 27 (ﺑﻪ اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻫﺎی ﻣﺘﻌﺪد دﻗﻴﻘﻲ ﺑﺮای اﺟﺰا ی ﻣﺨﺘﻠﻒ آن ﻧﻴﺎز دارد . ﻟﺬا در ﺣﺎل ﺣﺎﺿﺮ اﻳﻦ ﻣﻌ ﺎدﻟﻪ ﺑﺮای ﺑﺮرﺳﻲ ﻫﺎی ﺗﺤﻘﻴﻘﺎﺗﻲ ﺗﺎ اﺳﺘﻔﺎده ﻫﺎی ﻋﻤﻮﻣﻲ ﻣﻨﺎﺳﺐ ﺗﺮ اﺳﺖ . ﻛﺎرﺑﺮد دﻳﮕﺮ روش ﺑﻴﻼن ﮔﺮﻣﺎ ﻛﻪ از ﻧﺴﺒﺖ ﺑﺎون اﺳﺘﻔﺎده ﻣﻲ ﺷﻮد ﺗﻮان ﻣﻲ . ﺑﻪ ﺷﻜﻞ زﻳﺮ ﺑﻴﺎن ﻧﻤﻮد : )6 - 29 ( n S u L 0 I w R J J J 1000 L 1 C L −Δ + Δ + Δ Ε = ⋅ ρ + β + θ −θ ﻛﻪ در آنC ،ﮔﺮﻣﺎی وﻳﮋه آب0 θ ﻣﻴﺎﻧﮕﻴﻦ درﺟﻪ ﺣﺮار ت آب ﺗﺒﺨﻴﺮ ﺷﻮﻧﺪه،Iθ ﻣﻴﺎﻧﮕﻴﻦ درﺟﻪ ﺣـﺮارت آب ورودی ﻛـﻪ ﺟﺎﻳﮕﺰﻳﻦ آب ﺗﺒﺨﻴﺮ ﺷﺪه ﻣﻲ ﺷﻮد ، وβ ﻧﺴﺒﺖ ﺑﺎون اﺳﺖ و ﻣﻄﺎﺑﻖ زﻳﺮ ﺗﻌﺮﻳﻒ ﻣﻲ :ﺷﻮد )6 - 30 ( a P PC L e Δθ β = ⋅ ε Δ ﻛﻪ در آنP ،ﻓﺸﺎر اﺗﻤﺴﻔﺮP C ،ﮔﺮﻣﺎی وﻳﮋه ﻫﻮا در ﻓﺸﺎر ﺛﺎﺑﺖ0.622 ε = ﻧﺴـﺒﺖ وزن ﻫـﺎی ﻣـﻮﻟﻲ آب و ﻫـﻮا، و a Δθ وe Δ ﺗﻔﺎوت ﻫﺎی درﺟﻪ ﺣﺮارت ﻫﻮا و ﻓﺸﺎر ﺑﺨﺎر اﺳﺖ ﻛﻪ ﺑ ﺮ روی ﻫﻤﺎن ﺑﺎزه ارﺗﻔﺎﻋﻲ اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﺷﺪه اﺳﺖ . ﺑﺮای ارزﻳﺎﺑﻲJ Δ ، درﺟﻪ ﺣﺮارت در ﻧﻴﻤﺮخ ﻋﻤﻖ درﻳﺎﭼﻪ )ﻣ ﻌﻤﻮﻣﺎ ﺗـﺎ دﻗـﺖ 0.1 C D ( ﺑﺎﻳﺴـﺘﻲ اﻧـﺪازه ﮔﻴـﺮی ﺷـﻮد . ﺑـﺮای درﻳﺎﭼﻪ ﻫﺎی ﻣﺘﻮﺳﻂ و ﺑﺰرگ، دوره زﻣﺎﻧﻲ ﺑﻴﻦ اﻳﻦ ﻋﻤﻖ ﻳﺎﺑﻲ ﺑﻪ ﻃـﻮر ﻣﺘـﺪاول ﺑﺎﻳﺴـﺘﻲ ﺣـﺪاﻗﻞ 3 - 2 ﻫﻔﺘـﻪ ﺑﺎﺷـﺪ وﻟـﻲ در درﻳﺎﭼﻪ ﻫﺎی ﻛﻮﭼﻚ اﺗﺨﺎذ دوره زﻣﺎﻧﻲ ﻛﻮﺗ ﺑﺮای یﺗﺮ ﺎه ﺑﻴﻼن ﻧﻴﺰ اﻣﻜﺎن ﭘﺬﻳﺮ اﺳﺖ . درﺻﻮرﺗﻲ ﻛﻪ رﻃﻮﺑﺖ ﺧﺎک ﻣﺤﺪود ﻧﺒﺎﺷـﺪ ﺿﻤﻦ ﺻﺮف ﻧﻈﺮ ﻛﺮدن از ﺷﺎر ﮔﺮﻣﺎﻳﻲ ﺧﺎک در ﻣﻘﺎﻳﺴﻪ ﺑﺎ Rn ﻣﻲ ﺗﻮان از راﺑﻄﻪ زﻳﺮ اﺳﺘﻔﺎده ﻛﺮد : )6 - 31 ( n L R G E 1 − = + β ﻛﻪ در آنG ﺷﺎر ﮔﺮﻣﺎﻳﻲ ﺧﺎک وβ ﻧﺴﺒﺖ ﺑﺎون ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﺗﻐﻴﻴﺮ ﻧﺴﺒﺖ ﺑﺎون در ﺧﻼل دوره زﻣﺎﻧﻲ ﺑﻴﻼن ﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﺪ ﺧﻄ ﺎ ﻫﺎﻳﻲ را درL E ﺑﻪ وﺟﻮد آورد وﻟﻲ اﮔﺮ ﺗﻐﻴﻴﺮ در ات ﺳﺮﻋﺖ ﺑﺎد در اﻳﻦ دوره، وﻟﻮ ﺑﻪ ﺻﻮرت ﺗﻘﺮﻳﺒﻲ، اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﺷﻮد، ﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﺪ ﻣﻮﺟﺐ ﺣﺬف ﺧﻄﺎﻫﺎ ﺷﻮد . 6 - 3 - 1 - 4 - روش آﺋﺮودﻳﻨﺎﻣﻴﻚ اﺳﺘﻔﺎده از روش آﺋﺮود ﻳﻨﺎﻣﻴﻚ، ﻛﻪ ﺑﻪ روش ﭘﺨﺸﻴﺪﮔﻲ ﮔﺮداﺑﻲ ﻧﻴﺰ ﻣﻌﺮوف اﺳﺖ، ﺗﻨﻬﺎ ﺑﺮای ﺷﺮاﻳﻄﻲ ﻣﻨﺎﺳﺐ اﺳـﺖ ﻛـﻪ ﺗﺠﻬﻴﺰات ﻻزم ﺑﺘﻮاﻧﻨﺪ ﺑﻪ درﺳﺘﻲ ﻧﮕﻬﺪاری ﺷﻮﻧﺪ و ﭘﺮﺳﻨﻞ ﺑﺎﺗﺠﺮﺑﻪ ای اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻫﺎ را اﻧﺠـﺎم دﻫﻨـﺪ . اﻳـﻦ روش ﺑـﻪ رواﺑـﻂ آﺋﺮودﻳﻨﺎﻣﻴﻜﻲ ﻛﻪ ﺷﺎرش ﻫﺎی ﻋﻤﻮدی را ﺑﻪ ﻣﺘﻮﺳﻂ ﮔﺮادﻳﺎن ﻋ ﻤﻮ دی رﺑﻂ دﻫﺪ ﻣﻲ و ﻧﻴﺰ ﺑـﻪ ﻓﺮﺿـﻴﺎﺗﻲ ﻛـﻪ ﻣﺎﻫﻴـﺖ ﻧﻴﻤـﺮخ ﺳﺮﻋﺖ ﺑﺎد ﺑﺎﻻی ﺳﻄﺢ درﻳﺎﭼﻪ را در ﻧﻈﺮ ﻣﻲ ﮔﻴﺮد ﺑﺴﺘﮕﻲ دارد (WMO, 1966) . در اﻳﻦ روش ﺗﺒﺨﻴﺮ در ﻳـﻚ دوره زﻣـﺎﻧﻲ ﻛﻮﺗﺎه ﻣﺪت، را ﻣﻲ ﺗﻮان از راﺑﻄﻪ زﻳﺮ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻧﻤﻮد : )6 - 32 ( 2 a 2 1 4 3 L 2 1 4 3 1000k h h u u E Ln z / z Ln z / z − ρ − ⋅ − = ⋅ ﻓﺼﻞ ﺷﺸﻢ - ﺗﺒﻴﻴﻦ ﻧﺤﻮه ﺑﺮآورد ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎی ﺑﻴﻼن 22 / 04 / 93 115 ﻛﻪ در آنL E ﺷﺪت ﺗﺒ ﺨﻴﺮ ﺣﺴﺐ mm/sec ، 1 h و2 h رﻃﻮﺑﺖ وﻳﮋه ﻫﻮا در ارﺗﻔﺎﻋـﺎت 1z و2 z ،ﺑـﺎﻻی ﺳـﻄﺢ ﺗﺒﺨﻴـﺮ3 u و4 u ﺳﺮﻋﺖ ﻫﺎی ﺑﺎد در ارﺗﻔﺎﻋﺎت 3 z و4 z، k 0.43 = ﺛﺎﺑﺖ ون ﻛﺎرﻣﻦ، وa ρ ﭼﮕﺎﻟﻲ ﻫﻮا اﺳﺖ . ﻣﻌﺎدﻟﻪ )6 - 32 ( ﺑﺮای ﻳﻚ ﺳﻄﺢ ﻣﺴﻄﺢ ﻫﻤﮕﻦ ﺑﺪون اﻧﺘﻘﺎل اﻓﻘﻲ رﻃﻮﺑﺖ ) ادوﻛﺴﻴﻮن ( در ﺷﺮاﻳﻂ ﺗﻌﺎدل، ﻳﻌﻨﻲ ﺑﺘـﻮان از ﺗﺎﺛﻴﺮ ات ﻻﻳﻪ ای ﺑﻮدن درﺟ ﻪ ﺣﺮارت در ﻻﻳﻪ ﻫﺎی ﭘﺎﻳﻴﻨ ﻲ اﺗﻤﺴﻔﺮ ﺻﺮف ﻧﻈﺮ ﺷﻮد ﺑﻪ ، ﻛﺎر ﻣﻲ رود . ﺗﺎﺛﻴﺮ ات ﻻﻳﻪ ای ﺑﻮدن درﺟـﻪ ﺣﺮارت در ﺳﺮﻋﺖ ﻫﺎی ﻛ ﻢ ﺑﺎد از ﺗﺮ ﻛﻢ )3 ﻣﺘﺮ ﺑﺮ ﺛﺎﻧﻴﻪ ( و زﻣﺎﻧﻲ ﻛﻪ ﺗﻔﺎوت زﻳﺎدی ﺑﻴﺶ ) از ﺗﺮ 5 C D ( ﺑﻴﻦ درﺟﻪ ﺣﺮارت ﺳﻄﺢ آب و درﺟﻪ ﺣﺮارت ﻫﻮا در ارﺗﻔﺎع 2 ﻣﺘﺮی وﺟﻮد دارد از اﻫﻤﻴﺖ زﻳﺎدی ﺑﺮﺧﻮردار اﺳﺖ . اﮔﺮ ﺗﻔﺎوت ﺑﻴﻦ درﺟﻪ ﺣﺮارت آب و ﻫﻮا ازﺗﺮ ﻛﻢ3 4 C − D ،ﺑﺎﺷﺪ ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ از ﺗﺎﺛﻴﺮ ات ﻻﻳﻪ ای ﺑﻮدن درﺟﻪ ﺣﺮارت در ﻫﺮ ﺳﺮﻋﺘﻲ از ﺑﺎد ﺻﺮف ﻧﻈﺮ ﻣﻲ .ﺷﻮد 6 - 3 - 1 - 5 - ﻓﺮﻣﻮل ﻫﺎی ﺗﺠﺮﺑﻲ ﻓﺮﻣﻮل ﻫﺎی ﺗﺠﺮﺑﻲ ﻣﺘﻌﺪدی ﺑﺮای ﺗﺒﺨﻴﺮ وﺟﻮد دارد ﻛ ﻣﻲﻪ ﺗﻮان آن ﻫﺎ را ﺑﻪ دو ﮔﺮوه زﻳﺮ ﺗﻘﺴﻴﻢ ﻧﻤ :ﻮد اﻟﻒ- ﻓﺮﻣﻮل ﻫﺎﻳﻲ ﺑﺮ ﭘﺎﻳﻪ واﺑﺴﺘﮕﻲ ﺗﺒﺨﻴﺮ از ﺳﻄﺢ آب ﺑﻪ ﺳﺮﻋﺖ ﺑـﺎد و ﺑـﻪ ﺗﻔـﺎوت ﻓﺸـﺎر ﺑﺨـﺎر در ﺳـﻄﺢ ﺗﺒﺨﻴـﺮ و در ارﺗﻔﺎﻋﻲ ﺑﺎﻻی آن ) روش اﻧﺘﻘﺎل ﺟﺮم ﻳﺎ روش آﺋﺮودﻳﻨﺎﻣﻴﻚ ﻛﻠﻲ ( ب- ﻓﺮﻣﻮل ﻫﺎﻳﻲ ﺑﺎ اﺳﺘﻔﺎده از اﻃﻼﻋﺎت اﻗﻠﻴﻢ ﺷﻨﺎﺳﻲ، و ﻏﺎﻟ ﺒﺎ ﺑﺮ اﺳﺎس ﺣﻞ ﺗﻘﺮﻳﺒﻲ ﻫﻢ زﻣﺎن ﻣﻌﺎدﻻت ﺑﻴﻼن آب و ﮔﺮﻣﺎ ) روش ﭘﻴﭽﻴﺪه ﻳﺎ ﺗﺮﻛﻴﺒﻲ (. ﻣﻔﻴﺪﺗﺮﻳﻦ ﻓﺮﻣﻮل ﻫﺎ از ﮔﺮوه اول ﻓﺮﻣﻮل ﻫﺎی ﺗﺠﺮﺑﻲ دو ﺟﻤﻠﻪ ای، ﻳﻚ ﺟﻤﻠﻪ ای و ﻓﺮﻣﻮل ﻫﺎی ﻏﻴﺮﺧﻄﻲ : اﻧﺪ )6 - 33 ( * L s z E a bu e e = + − )6 - 34 ( * L s z E cu e e = − )6 - 35 ( b * L s z E a e e = − ﻛﻪ در آن ﻫﺎ u ،ﺳﺮﻋﺖ ﺑﺎد * se ،ﻓﺸﺎر ﺑﺨﺎر اﺷﺒﺎع در ﺳﻄﺢ آبze ﻓﺸﺎر ﺑﺨﺎر در ارﺗﻔﺎعz ، وa، bو c ﺿـﺮاﻳﺐ ﺗﺠﺮﺑـﻲ اﻧـﺪ ﻛﻪ ﺑﻪ اﺑﻌﺎد و ﮔﺴﺘﺮدﮔﻲ ﺳﻄﺢ ﺗﺒﺨﻴﺮ و ﻫﻤﭽﻨﻴﻦ ﺑﻪ ﻧﺎﺣﻴﻪ اﻗﻠﻴﻤﻲ ﺑﺴﺘﮕ ﻲ دار ﻧﺪ. ﺿـﺮاﻳﺐ a وb در ﻣﻌﺎدﻟـﻪ )6 - 33 ( ﺑـﺮای ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺗﺒﺨﻴﺮ روزاﻧﻪ از ﺳﻄﺢ آب ﺗﺸﺖ ﺗﺒﺨﻴﺮ ﻛﻼس اﻟﻒ آﻣﺮﻳﻜﺎﻳﻲ ﻛﻪ ﺳﺮﻋﺖ ﺑﺎد و ﻓﺸﺎر ﺑﺨﺎر در 150 ﻣﻴﻠﻲ ﻣﺘﺮ ی ﺑﺎﻻی ﺳﻄﺢ آب اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﺷﺪه اﺳﺖ ﺑﻪ ﺗﺮﺗﻴﺐ 32 /0 و161 /0 ﺧﻮاﻫﺪ ﺑﻮد (Kohler and Nornenson, 1959) . ﻣﻌﺎدﻟـﻪ )6 - 34 ( در ﺷﺮ اﻳﻄﻲ ﻛﻪ ﺳﺮﻋﺖ ﺑﺎد و ﻓﺸﺎر ﺑﺨﺎر آب ﻫﺮ دو در 2 ﻣﺘﺮی ﺑﺎﻻی ﺳﻄﺢ آب اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻣـﻲ ﺷـﻮﻧﺪ ﺑـﻪ ﻛـﺎر رﻓﺘـﻪ اﺳـﺖ (Harbeck, 1962) . در آن ﺻﻮرت ﻣﺘﻮﺳﻂ ﻣﻘﺪارc ) ﺑﺮای ﺗﺒﺨﻴﺮ روزاﻧـﻪ ( 131 /0 اﺳـﺖ . وﻟـﻲ ﻫﻤـﺎن ﻃـﻮر ﻛـﻪ در ﻣﺮاﺟـﻊ ﺗﻮﺻﻴﻒ ﺷﺪه اﺳﺖ، ﺗﺎ ﺣﺪی ﻧﻴﺰ ﺑﻪ ﻣﺴﺎﺣﺖ درﻳﺎﭼﻪ ﺑﺴﺘﮕﻲ دارد . ﻣﻌﺎدﻟﻪ )6 - 35 (ﺑﺮای ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺗﺒﺨﻴـﺮ روزاﻧـﻪ در روﻣـﺎﻧﻲ ﺑﻪ ﻛﺎر رﻓﺘﻪ اﺳﺖ ﻛﻪ در آنb 0.85 = ﺑـﻮده وa ﺑـﻴﻦ42 /0 و82 /0 ﻣﺘﻐﻴﻴـﺮ اﺳـﺖ ) ﮔـﺰارش ﺷـﺪه ﺗﻮﺳـﻂ Sokolov and Chapman, 1974 .( 116 22 / 04 / 93 دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب ﻓﺮﻣﻮل ﻫﺎی ﮔﺮوه دوم ﺟﺎی ﺑﻪ اﻃﻼﻋﺎت ﻫﻮاﺷﻨﺎﺳﻲ از اﻃﻼﻋﺎت اﻗﻠﻴﻢ ﺷﻨﺎﺳﻲ اﺳﺘﻔﺎده ﻣﻲ ﻛﻨﻨﺪ . از اﻳﻦ ﻓﺮﻣﻮل ﻫـﺎ ﺑـﻪ اﻳـﻦ دﻟﻴﻞ ﻛﻪ ﺧﻄﺎ ﻫﺎی ﺑﻪ وﺟﻮد آﻣﺪه ﻧﺎﺷﻲ از ﺗﻐﻴﻴﺮاﺗﻲ در ذﺧﻴﺮه ﮔﺮﻣﺎ در ﭼﻨﻴﻦ درﻳﺎﭼﻪ ﻫﺎﻳﻲ ﺑﺮای ﻫﺎ دوره ی زﻣﺎﻧﻲ ﻛﻮﺗﺎه ﻗﺎﺑـﻞ ﻣﻼﺣﻈﻪ اﺳﺖ، ﻋﻤﻮﻣﺎ ﺗﻨﻬﺎ ﺑﺮای ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺗﺒﺨﻴﺮ ﺳﺎﻻﻧﻪ درﻳﺎﭼﻪ یﻫﺎ ﺑﺎ ﻋﻤﻖ ﻣﺘﻮﺳﻂ ﻳﺎ زﻳﺎد ﺑﻪ ﻛﺎر ﻣﻲ رود . وﻟﻲ اﺳﺘﻔﺎده آن ﻫﺎ ﺑﺮای دوره ﻫﺎی زﻣﺎﻧﻲ ﻣﺎﻫﺎﻧﻪ ﺑﺮای درﻳﺎﭼﻪ ﻫﺎی ﻛﻢ ﻋﻤﻖ ﻧﻴﺰ ﻣﻴﺴﺮ اﺳﺖ . ﺑﺮای اﻣﻜﺎن ﻛﺎرﺑﺮد ﻓﺮﻣﻮل ﻫﺎی ﺗﺮﻛﻴﺒﻲ ر د دوره ﻫﺎی زﻣﺎﻧﻲ ﻣﺎﻫﺎﻧﻪ در درﻳﺎﭼﻪ ﻫﺎی ﻋﻤﻴﻖ ﺗﺮ، اﻋﻤﺎل ﺗﺼﺤﻴﺤﺎت ﻣﻨﺎﺳﺐ )Kohler and Parmele, 1967 (ﻻزم اﺳﺖ . ﻓﺮﻣﻮل ﻫﺎی ﺗﺮﻛﻴﺒﻲ ﺑﺮ ﭘﺎﻳﻪ ﺗﺮﻛﻴﺒـﻲ از ﺑـﻴﻼن اﻧـﺮژی و ﻣﻌـﺎدﻻت اﻧﺘﻘـ ﺎل آﺋﺮودﻳﻨـﺎﻣﻴﻜﻲ اﺳـﺘﻮار اﺳـﺖ )Slatyer and McIlroy, 1961 ( و ﻓﺮض ﻣﻲ ﺷﻮد ﻛﻪ اﻃﻼﻋﺎت ﻣﻮرد ﻧﻴﺎزی ﭼﻮن ﻓﺸﺎر ﺑﺨﺎر و درﺟﻪ ﺣﺮارت در ﺳﻄﺢ ﺗﺒﺨﻴﺮ، در دﺳـﺘﺮس ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﺷﻨﺎﺧﺘﻪ ﺷﺪه ﺗﺮﻳﻦ ﺷﻜﻞ اﻳﻦ ﻓﺮﻣﻮل ﻫﺎ، ﻓﺮﻣﻮل Penman (1956) اﺳﺖ ﻛﻪ از آن ﺑﻪ ﺷﻜﻞ زﻳﺮ ﺑﺮای ﺑـﺮآورد ﺗﺒﺨﻴـﺮ درﻳﺎﭼﻪ ﻮانﺗ ﻣﻲ اﺳﺘﻔﺎده ﻧﻤﻮد : )6 - 36 ( * n L s z w 1000R E cu e e L Γ γ = ⋅ ⋅ ⋅ − Γ + γ ρ Γ + γ ﻛﻪ در آنΓ ،ﺷﻴﺐ ﻣﻨﺤﻨﻲ ﻓﺸﺎر ﺑﺨﺎر اﺷﺒﺎع در ﻣﻘﺎﺑﻞ درﺟﻪ ﺣﺮارتγ ،ﺛﺎﺑﺖ ﺳﺎﻳﻜﺮوﻣﺘﺮﻳﻚn R ﺗﺎﺑﺶ ﺧﺎﻟﺺ رﺳﻴﺪه ﺑﻪ ﺳﻄﺢ درﻳﺎﭼﻪ،w ρ وL ،ﭼﮕﺎﻟﻲ و ﮔﺮﻣﺎی ﻧﻬﺎن ﺗﺒﺨﻴﺮ آبc ﻫﻤﺎن ﺛﺎﺑﺘﻲ اﺳﺖ ﻛﻪ در ﻣﻌﺎدﻟﻪ )6 - 34 ( آﻣﺪه ﺑﻮد ) ﺗﺼـﺤﻴﺢ ﺷﺪه ﺑﺮای ﻃﻮل دوره زﻣﺎﻧﻲ ارزﻳﺎﺑﻲ ، (u ﺳﺮﻋﺖ ﺑﺎد در ارﺗﻔﺎع ﻣﺸﺎﻫﺪه ای اﺳﺘﻔﺎده ﺷﺪه ﺑﺮای ارزﻳﺎﺑﻲ c ، * se ﻓﺸﺎر ﺑﺨﺎر اﺷﺒﺎع در درﺟﻪ ﺣﺮارت ﻫﻮا در ارﺗﻔﺎع z ، وze ﻓﺸﺎر ﺑﺨﺎر ﻫﻮا در ارﺗﻔﺎعz ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﺗﺎﺑﺶ ﺧﺎﻟﺺ n (R ) ﺑﺎﻳﺴﺘﻲ ی اﺑﺮ ﺳﻄﺢ آب درﻳﺎﭼﻪ ﺗﻌﻴﻴﻦ ﺷﻮد ﻛﻪ ﺑﻪ ﻃﻮرﻛﻠﻲ ﻣﻘﺪار آن از ﺗﺎﺑﺶ ﺧﺎﻟﺺ اﻧـﺪازه ﮔﻴـﺮی ﺷﺪه ﺑﺮ روی ﺳﻄﺢ زﻣﻴﻦ ﻣﺘﻔﺎوت اﺳﺖ . روش ﻫﺎ ی ﻣﻨﺎﺳ ﺒﻲ ﺑﺮای ﺗﺼﺤﻴﺢ ﺗﺎﺑﺶ ﻣﻮج ﻛﻮﺗﺎه ﻣﺴـﺘﻘﻴﻢ و ﭘﺨﺸـﻴﺪه ورودی در ﻣﻨﺎﺑﻊ ﻣﻮﺟﻮد اﺳﺖ (Kohler and Parmele, 1967) . اﮔﺮ اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻣﺴﺘﻘﻴﻢ ﺑﺮ روی ﻣﺠﻤﻮﻋﻪ آﺑﻲ ﻣﻮﺟﻮد ﻧﺒﺎﺷﺪ، ﺑﺎﻳﺴﺘﻲ اﻃﻼﻋﺎت اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﺷﺪه اﻳﺴﺘﮕﺎه ﻫﺎ ی ﻫﻮاﺷﻨﺎﺳﻲ زﻣﻴﻨ ﻲ ﻣﻮرد اﺳﺘﻔﺎده ﻗﺮار ﮔﻴﺮد . ﺗﺼﺤﻴﺢ اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻫﺎی زﻣﻴﻨﻲ Z u ′′ ، Z e ′′ ، Z′θ ﺑـﻪ ﻣﻘـﺎدﻳﺮ ﻣﺘﻨـﺎﻇﺮZ u ، Z e ، Z θ ﺑـﺮای ﻣﺠﻤﻮﻋﻪ آﺑﻲ ﺗﻮﺳﻂ رواﺑﻂ زﻳﺮ ﺻﻮرت ﻣﻲ ﭘﺬﻳﺮد : )6 - 37 ( z 1 2 3 z u k k k u ′′ = )6 - 38 ( * z z 4 s z e e k 0.8e e ′ ′ = + + )6 - 39 ( z z 4 z k ′ ′ θ = θ + θ + θ ﻛﻪ در آن ﻫﺎ z u ′′ ﻣﺘﻮﺳﻂ ﺳﺮﻋﺖ ﺑﺎد در ارﺗﻔﺎع اﺳﺘﺎﻧﺪاردz′ ) ﺗﻘﺮﻳﺒﺎ10 ، و (ﻣﺘﺮ1 k، 2 k، 3 k، 4 k ﺿﺮاﻳﺒﻲ ﻫﺴﺘﻨﺪ ﻛﻪ ﺑـﻪ ﭼﮕﻮﻧﮕﻲ ﺗﻐﻴﻴﺮ ﺟﺮﻳﺎن ﻫﻮا ﺑﺮ روی ﺣﺪ ﻓﺎﺻﻞ زﻣﻴﻦ ـ آب ﺑﺴﺘﮕﻲ دارد .1 k ﺑﻪ ﻣﻮﻗﻌﻴـﺖ و درﺟـﻪ ﺣﻔﺎﻇـﺖ ﺑـﺎد در اﻳﺴـﺘﮕﺎه ﻫﻮاﺷﻨﺎﺳﻲ،2 k ﺑﻪ وﻳﮋﮔﻲ ﭘﺴﺘﻲ و ﺑﻠﻨﺪی اﻃﺮ اف اﻳﺴﺘﮕﺎه ،3 k ﺑﻪ ﻣﺘﻮﺳﻂ ﻃﻮل ﻣﺴﻴﺮ ﺑﺎد ﺑﺎﻻی ﺳﻄﺢ آب و درﺟـﻪ ﺣﻔﺎﻇـﺖ ﻣﺨﺰن در ﻣﻘﺎﺑﻞ ﺑﺎد، و4 k ﺑﻪ ﻣﺘﻮﺳﻂ ﻃﻮل ﻣﺴﻴﺮ ﺑﺎد ﺑﺎﻻی ﺳﻄﺢ آب و ارﺗﺒﺎط ﺑﻴﻦ درﺟﻪ ﺣﺮارت ﻫﻮا ﺑﺴﺘﮕﻲ دارد . ﻣﻘـﺎدﻳﺮ ﻋﺪدی ﺿﺮاﻳﺐ ﺑﺮ ﺣﺴﺐ وﻳﮋﮔﻲ ﻫﺎی ﻓﻴﺰﻳﻮﮔﺮاﻓﻴﻜﻲ ﺗﻐﻴﻴﺮ ﻣﻲ ﻛﻨﺪ . ﺑﺮای ﻣﺜﺎل ﺑﺮای اﻳﺴﺘﮕﺎه ﻫﺎ ی واﻗﻊ در ﻧﺎﺣﻴـﻪ ﺟﻨﮕﻠـﻲ، 1 k ﻓﺼﻞ ﺷﺸﻢ - ﺗﺒﻴﻴﻦ ﻧﺤﻮه ﺑﺮآورد ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎی ﺑﻴﻼن 22 / 04 / 93 117 ﻣﺤﺪوده ای ﺑﻴﻦ 3/1 در ﻧﻮاﺣﻲ ﻋﻠﻔﻲ ﺗﺎ 4/2 در ﺟﻨﮕﻞ دارد، و ﺑﺮای اﻳﺴﺘﮕﺎه ﻫﺎ ﻳﻲ در ﻧﻮاﺣﻲ ﺑﺎز از 0/1 در اﺳﺘﭗ ﺗـﺎ5/1 در ﺷﻬﺮﻫﺎ و ﻧﻮاﺣﻲ ﭘﺮﺟﻤﻌﻴﺖ دارد . ﺿﺮﻳﺐ2 k ﻣﺤﺪوده ای ﺑﻴﻦ 75 /0 زﻣﺎﻧﻲ ﻛﻪ اﻳﺴﺘﮕﺎه در ﺑﺎﻻی داﻣﻨﻪ ﺗﺎ 3/1 در ﻛﻒ دره ﻳـﺎ ﮔﻮدی ﺑﺎﺷﺪ دارد . ﺑﺮای ﻣﺨﺰﻧﻲ ﺑﺎ ﺳﻮاﺣﻞ ﭘﻮﺷﻴﺪه از ﺟﻨﮕﻞ در ارﺗﻔﺎع 20 ﻣﺘﺮ، ﺿﺮﻳﺐ3 k ﺑﺮﻃﺒﻖ ﻣﺴﺎﺣﺖ ﻣﺨﺰن ﺑﻴﻦ25 /0 زﻣﺎﻧﻲ ﻛﻪ ﻣﺘﻮﺳﻂ ﻃﻮل ﻣﺴﻴﺮ ﺑﺎد ﺑﺮ روی ﻣﺨﺰن100 ﻣﺘﺮ اﺳﺖ ﺗﺎ00 /1 زﻣـﺎﻧﻲ ﻛـﻪ ﺑـﻴﺶ از ﺗـﺮ 5 ﻛﻴﻠـﻮﻣﺘﺮ اﺳـﺖ ﺗﻐﻴﻴـﺮ ﻛﻨﺪ ﻣﻲ . ﺿﺮﻳﺐ4 k ﺗﺤﺖ ﺷﺮاﻳﻂ ﺗﻔﺎوت ﻫﺎی ﻛﻢ ﺑﻴﻦ درﺟﻪ ﺣﺮارت ﻫﺎی آب و ﻫﻮا ، ﻣﺤﺪوده ای ﺑﻴﻦ 02 /0 ﺑﺮای ﻣﺘﻮﺳﻂ ﻃﻮل ﻣﺴﻴﺮ ﺑﺎد 100 ﻣﺘﺮ ﺗﺎ34 /0 ﺑﺮای ﻣﺘﻮﺳﻂ ﻃﻮل ﻣﺴﻴﺮ ﺑﺎد20 ﻛﻴﻠﻮﻣﺘﺮ دارد . در ﻏﻴﺎب اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻫﺎ ﻳﻲ از درﺟﻪ ﺣﺮارت ﺳﻄﺢ آب، ﺗﺒﺨﻴﺮ از ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺳﺎده ﺷﺪه ﺑﻴﻼن ﮔﺮﻣﺎ ﺑﻪ ﺷﺮح زﻳﺮ ﺑﺮآورد ﻣﻲ :ﺷﻮد )6 - 40 ( n a B w 1000 R H H L Ε = + + ρ در اﻳﻦ روش در اﺑﺘﺪا ﻣﺠﻤﻮﻋﻪ آﺑﻲ ﺑﻪ ﺻﻮرت ﻓﺮﺿﻲ ﺑﺎ ﻋﻤﻖ ﺑﺴﻴﺎرﻛﻢ ﻛـﻪ در آن درﺟـﻪ ﺣـﺮارت ﺳـﻄﺢ آب ﺑـﺎ درﺟـﻪ ﺣﺮارت ﻫﻮا ﻳﻜﺴﺎن در ﻧﻈﺮ ﮔﺮﻓﺘﻪ ﺷﺪه ﺑﻮد ﺑﻪ رﻓﺖ ﺎرﻛ . ﺳﭙﺲ ﺗﺼﺤﻴﺤﺎت ﺗﺠﺮﺑﻲ ﺑﺮای ﻟﺤﺎظ ﻛـﺮدن ﻋﻤـﻖ آب و ﻫﻤﭽﻨـﻴﻦ ﺑﺮای درﻧﻈﺮ ﮔﺮﻓﺘﻦ ﺗﻔﺎوت ﺑﻴﻦ درﺟﻪ ﺣﺮارت ﻫﻮا و آب ﺑﻪ آن اﺿﺎﻓﻪ ﺷﺪ )Gidrometeoizdat, 1969 - ﮔﺰارش ﺷـﺪه ﺗﻮﺳـﻂ Sokolov and Chapman, 1974 ( .ﺑﺎ داﺷﺘﻦθ، ﻣﻲ ﺗﻮان ﻣﻘﺪار * se را ﺑﻪ دﺳﺖ .د ور آ 6 - 3 - 1 - 6 - ﺗﺎﺛﻴﺮ ﮔﻴﺎﻫﺎن آﺑﺰی ﺗﻌﺮق از ﻃﺮﻳﻖ ﺑﺮگ ﻫﺎی ﺷﻨﺎور در آب ﺑﺮگ و ﻫﺎﻳﻲ ﻛﻪ ﺑﻪ ﺻﻮرت ﻋﻤﻮدی رﺷﺪ ﻣﻲ ﻛﻨﻨﺪ، ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ ﺗﺎﺛﻴﺮ ﻋﻤﺪه ای ﺑـﺮ روی ﺗﺒﺨﻴﺮ از ﻳﻚ درﻳﺎﭼﻪ ﻳﺎ ﻣﺨﺰن داﺷﺘﻪ ﺑﺎﺷﺪ . ﺑﺮآورد ﻛﻤﻲ و دﻗﻴﻖ از ﭼﻨﻴﻦ ﺗﺎﺛﻴﺮاﺗﻲ دﺷﻮار اﺳﺖ و اﻃﻼﻋـﺎت ﺑـﻪ دﺳـﺖ آﻣﺪه از آزﻣ ﺎﻳﺸﺎﺗ ﻲ ﻛﻪ ﺗﺤﺖ ﺷﺮاﻳﻂ ﻣﺼﻨﻮﻋﻲ اﻧﺠﺎم ﻣﻲ ﺷﻮﻧﺪ ﺷﺎﺧﺺ ﻫـﺎی ﻗﺎﺑـﻞ اﻋﺘﻤـﺎدی از وﺿـﻌﻴﺖ ﻫـﺎی ﻃﺒﻴﻌـﻲ ﻗـﺮار ﻧﻤﻲ دﻫﻨﺪ . اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻫﺎی ﻣﺴﺘﻘﻴﻢ ﺗﻌﺮق ﮔﻴﺎﻫﺎن آﺑﺰی در ﺷﺮاﻳﻂ ﻃﺒﻴﻌﻲ ، ﻣﺜﻼ اﻳﺰوﻟﻪ ﻛﺮدن ﻛﻞ ﮔﻴﺎه و ﻳـﺎ ﺑﺨﺸـﻲ از آن ، ﻧﻴﺰ ﺑﻌﻴﺪ اﺳﺖ ﻛﻪ دﻗﻴﻖ ﺑﺎﺷﺪ . زﻳﺮا اﻳﻦ ﺟﺪاﺳﺎزی اﺣﺘﻤﺎﻻ ﺑﺮ روی ﻧﺮ خ ﺗﻌﺮق آن ﺗﺎﺛﻴﺮ ﺧﻮاﻫﺪ ﮔﺬاﺷﺖ . ﻛﻞ ﺗﺒﺨﻴﺮ از ﺳﻄﺢ آب ﻛﻪ ﺑﻪ ﻃﻮر ﺟﺰﻳﻲ ﻳﺎ ﻛﻠﻲ ﺑﺎ ﮔﻴﺎﻫﺎن آﺑﺰی ﭘﻮﺷﻴﺪه ﺑﺎﺷﺪ، ﻣﻲ ﺗﻮاﻧﺪ ﺑﺎ اﺳﺘﻔﺎده ﻣﺴﺘﻘﻴﻢ روش ﺑﻴﻼن آب ) ﺑﺨﺶ 6 - 3 - 1 - 2 ( ﻳﺎ روش آﺋﺮودﻳﻨﺎﻣﻴﻚ )6 - 3 - 1 - 4 (ﺗﻌﻴﻴﻦ ﺷﻮد . روش ﻫﺎ ی ﺑﻴﻼن اﻧﺮژی ) ﺑﺨﺶ 6 - 3 - 1 - 3( ، ﻧﺴﺒﺖ ﺑﺎون ) ﺑﺨﺶ 6 - 3 - 1 - 3 (و ﺗ ﺮﻛﻴﺒﻲ ) ﺑﺨﺶ 6 - 3 - 1 - 5 ( ﻧﻴﺰ ﻣﺸﺮوط ﺑﺮ اﻳﻨﻜﻪ ﺗﺎﺛﻴﺮ ات اﺣﺘﻤﺎﻟﻲ ﮔﻴﺎﻫﺎن ﺑﺮ روی ﺧﺮد اﻗﻠﻴﻢ ﻧﺰدﻳﻚ ﺳﻄﺢ آب ﺑﺎ دﻗﺖ درﻧﻈﺮ ﮔﺮﻓﺘﻪ ﺷﺪه ﺑﺎﺷﺪ، ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ ﺑﺮای اﻳﻦ ﻣﻨﻈﻮر ﺑﻪ ﻛﺎر ﮔﺮﻓﺘﻪ ﺷﻮﻧﺪ ﺑﺮای ﻣﻘﺎﺻﺪ ﻋﻤﻠﻲ ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ ﺿﺮﻳﺐ ﺗﺼﺤﻴﺤ ﻲp1 (k ) را ﺑﻪ ﺻﻮرت ﻧﺴﺒﺖ ﺗﺒﺨﻴﺮ و ﺗﻌﺮق از ﻳـﻚ درﻳﺎﭼـﻪ ﻳـﺎ ﻣﺨـﺰن ﭘﻮﺷﻴﺪه ا ز ﮔﻴﺎه ﺑﻪ ﺗﺒﺨﻴﺮ از ﻫﻤﺎن درﻳﺎﭼﻪ ﻳﺎ ﻣﺨﺰن ﺑﺪون وﺟﻮد ﮔﻴﺎه و ﺑﺎ ﺣﻔـﻆ ﺷـﺮاﻳﻂ اﻗﻠﻴﻤـﻲ ﺗﻌﺮﻳـﻒ ﻛـﺮد . در ﻧـﻮاﺣﻲ ﻣﺮﻃﻮب،p1 k ﻋﻤﻮﻣﺎ ﺑﺰرگ از ﺗﺮ 1 اﺳﺖ . ﻣﻘﺎدﻳﺮ اﻳﻦ ﺿـﺮﻳﺐ ﺑـﺮای ﮔﻴﺎﻫـﺎن ﺷـﻨﺎور ﻣﺘـﺪاول از 45 /0 ﺗـﺎ6/6 ﻣﺘﻐﻴـﺮ اﺳـﺖ 118 22 / 04 / 93 دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب (Sokolov and Chapman, 1974) .ﺑﻪ ﻧﻈﺮ ﻣﻲ رﺳﺪ ﻣﻘﺎدﻳﺮp1 k ﺑﺎ اﻓﺰاﻳﺶ درﺟﻪ ﺣﺮارت، ﻛﺎﻫﺶ رﻃﻮﺑﺖ، و اﻓﺰاﻳﺶ اﻧﺪازه و ﺳﺨﺘﻲ ﮔﻴﺎﻫﺎن آﺑﺰی اﻓﺰاﻳﺶ ﻳﺎﺑﺪ . اﻃﻼﻋﺎت آزﻣﺎﻳﺸﻲ ﺑﺮای ﮔﻴﺎﻫﺎﻧﻲ ﻣﺜﻞ ﻧﻲ ﻛﻪ رﺷﺪ ﻋﻤﻮدی ﻗﺎﺑﻞ ﺗﻮﺟﻬﻲ دارﻧﺪ و ﻧ ﺗﻮان ﻤﻲ آن ﻫﺎ را ﻣﺴـﺘﻘﻴﻤﺎ ﺑـﻪ ﻣﻘـﺎدﻳﺮ ﺗﺒ ﺨﻴﺮ آب ﻫﺎی آزاد ﻣﺮﺑﻮط ﻛﺮد، در اﻳﺎﻻت ﻣﺘﺤﺪه ﺑﻪ وﺳﻴﻠﻪ Burian (1971) وHaslam (1970) ﮔﺰارش ﺷﺪه اﺳﺖ . ﻣﻘﺎدﻳﺮ ی ازp1 k ﻛﻪ ﻣﺴﺘﻘﻞ از ﻧﻮع ﭘﻮﺷﺶ ﮔﻴﺎﻫﻲ ﺑﺎﺷﺪ، ﺗﻨﻬﺎ ﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﺪ ﺑﺮای ﻣﻘﺎدﻳﺮ ﻣﺘﻮﺳـﻂ ﻓﺼـﻠﻲ ﺑـﺮای درﻳﺎﭼـﻪ ﻫـﺎ و ﻣﺨﺎزن ﻛﻮﭼﻚ ﺗﺎ ﻣﺘﻮﺳﻂ ﺑﻪ ﻛﺎر رود . ﺿﺮا ﻳﺐ ﺗﺼﺤﻴﺢ در اﻳﻦ ﺷﺮاﻳﻂ ﺑﻪ ﻣﺴﺎﺣﺖ ﻣﺠﻤﻮﻋﻪ آب ﭘﻮﺷﻴﺪه ﺷﺪه ﺑﺎ ﮔﻴﺎﻫـﺎن ﻧـﻲ ﻛﻪ رﺷﺪ ﻋﻤﻮدی دارﻧﺪ ﻣﺮﺑﻮط ﺷﺪه اﺳﺖ . ﺑﺮای ﻧﻮاﺣﻲ ﺟﻨﮕﻠﻲ و ﺟﻨﮕﻠﻲ- اﺳﺘﭙﻲ ، ﻣﻘﺎدﻳﺮp1 k 14 /1 ، 22 /1 و3/1 ﺑﻪ ﺗﺮﺗﻴـﺐ ﺑﺮای 50 ، 75 و100 % ﭘﻮﺷﺶ ﺑﻪ دﺳﺖ آﻣﺪه اﺳﺖ . ﺑﺮای ﻧﻮاﺣﻲ اﺳﺘﭗ و ﻧﻴﻤـﻪ ﺑﻴ ﺎﺑـﺎﻧﻲ، ﻣﻘـﺎدﻳﺮ ﻣﺘﻨـﺎﻇﺮ 24 /1 ، 37 /1 و5/1 اﺳﺖ )Gidrometeoizdat, 1969 - ﮔﺰارش ﺷﺪه ﺗﻮﺳﻂSokolov and Chapman, 1974 .( در ﻧﻘﻄﻪ ﻣﻘﺎﺑﻞ ﺑﺮای ﻧﻮاﺣﻲ ﺧﺸﻚ ﺑﺎ رﻃﻮﺑﺖ ﻫﺎی ﻛـﻢ، p1 k ﻣﻤﻜـﻦ اﺳـﺖ از ﺗـﺮ ﻛـﻢ 1 ﺑﺎﺷـﺪ )Linacre et al. (1970) ، Rijks (1969) ( . ﻧﺎﻣﺒﺮدﮔﺎن ﺗﺮﻛ ﻴﺒﻲ از ﻋﻮاﻣﻞ، از ﻗﺒﻴﻞ ﭼﮕﻮﻧﮕﻲ ﺳﺎﻳﻪ اﻧﺪازی ﺳـﻄﺢ آب ﺗﻮﺳـﻂ ﮔﻴﺎﻫـﺎن آﺑـﺰی ، ﺑـﺎز ﺗـﺎﺑﺶ ﺑﻴﺶ ﺗﺮ وﻣﻘﺎوﻣﺖ داﺧﻠﻲ ﺑﻴﺶ ﺗﺮ در ﻣﻘﺎﺑﻞ ﺣﺮﻛﺖ آب در ﺧﻼل ﻫﺎ دوره ﻛﻢ ی آﺑﻲ ﻣﻲ ﺗﻮاﻧﺪ دﻟﻴﻞ اﻳﻦ ﭘﺪﻳﺪه ﺑﺎﺷﺪ . Drexler et al. (2004) روش ﻫﺎ ی ﻣﺘﺪاول ﺑﺮرﺳﻲ ﺗﺒﺨﻴﺮ- ﺗﻌﺮق ﺗﺎﻻب ﻫﺎ را ﻣﺮور ﻛﺮده اﻧﺪ و ﺑﻪ اﻳﻦ ﻧﺘﻴﺠﻪ رﺳﻴﺪه اﻧﺪ ﻛـﻪ ﻋﻤﻠﻲ ﺗﺮﻳﻦ روش ﺑﺮای اﻳﻦ ﻣﻨﻈﻮر اﺳﺘﻔﺎده از راﺑﻄﻪ o c E K ⋅ ) ﻛﻪEo ﺗﺒﺨﻴﺮ- ﺗﻌﺮق ﮔﻴﺎه ﻣﺮﺟﻊ وKc ﺿﺮﻳﺐ ﮔﻴﺎﻫﻲ اﺳﺖ ( ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﺑﺎ اﻳﻦ وﺟﻮد اﺷﻜﺎل ﻋﻤﺪه اﻳﻦ روش در ﻋﺪم دﺳﺘﺮﺳﻲ ﺑﻪ ﺿﺮاﻳﺐ ﮔﻴﺎﻫﻲ ﺑﺮای ﮔﻮﻧﻪ ﻫﺎی ﻣﺨﺘﻠـﻒ ﭘﻮﺷـﺶ ﮔﻴـﺎﻫﻲ ﺗﺎﻻب اﺳﺖ . ﻣﻘﺎدﻳﺮی از اﻳﻦ ﺿﺮاﻳﺐ ﺗﻮﺳﻂ ﻧﺎﻣﺒﺮدﮔﺎن ﺑﺮای اﻧﻮاﻋﻲ از ﮔﻴﺎﻫﺎن آﺑﺰی ﺟﻤﻊ آوری و اراﺋﻪ ﺷﺪه اﺳﺖ . در ﻧﺘﻴﺠﻪ ﻣﺸﺨﺺ ﻣﻲ ﺷﻮد ﻛﻪ درﺑﺎره ﺗﺎﺛﻴﺮ ﮔﻴﺎﻫﺎن آﺑﺰی ﺑﺮ روی ﺗﺒﺨﻴﺮ از ﺳﻄﻮح آﺑﻲ ﺑﺎﻳﺴﺘﻲ رﻋﺎﻳﺖ اﺣﺘﻴـﺎط را اﻧﺠـﺎم . داد در ﺷﺮاﻳﻄﻲ ﻛﻪ ﺗﺎﺛﻴﺮ ﮔﻴﺎﻫﺎن آﺑﺰی ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ ﺑﺮ روی ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻣﻬﻤﻲ از ﺑﻴﻼن آب ﺗﺤﺖ ﺑﺮرﺳﻲ ﻣﻮﺛﺮ ﺑﺎﺷﺪ، ﻳﻚ ﺑﺮﻧﺎﻣـﻪ وﻳﮋه اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﺑﺎﻳﺴﺘﻲ ﺗﺪوﻳﻦ ﺷﻮد . 6 - 3 - 2 - ﺗﺒﺨﻴﺮ از اراﺿﻲ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺗﺒﺨﻴﺮ از اراﺿﻲ ﭘﻴﭽﻴﺪه اﺳﺖ . ﻳﻚ ﺑﻌﺪ از اﻳﻦ ﭘﻴﭽﻴﺪﮔﻲ ﺑﻪ ﻣﻴﺰان رﻃﻮﺑﺖ ﺧﺎک ﻣﺮﺑﻮط ﻣﻲ ﺷﻮد . اﮔـﺮ رﻃﻮﺑـﺖ ﺧﺎک در ﻃﻮل دوره زﻣﺎﻧﻲ ﻣﺸﺨﺺ ﺷﺪه ای ﺑﺮای اﻧﺠﺎم ﻋﻤﻞ ﺗﺒﺨﻴﺮ ﻣﺤﺪ ود ﻛﻨﻨﺪه ﻧﺒﺎﺷﺪ، ﺷـﺪت ﺗﺒﺨﻴـﺮ از اراﺿـﻲ ﻫﻤـﺎن ﺗﺒﺨﻴﺮ ﺑﺎﻟﻘﻮه ) ﭘﺘﺎﻧﺴﻴﻞ ( ﺧﻮاﻫﺪ ﺑﻮد . در ﻏﻴﺮ اﻳﻦ ﺻﻮرت ﺗﺒﺨﻴﺮ واﻗﻌـﻲ ﻋﻠﻴـﺮﻏﻢ ﺗﺒﺨﻴﺮﭘـﺬﻳﺮی اﺗﻤﺴـﻔﺮ، از ﺗﺒﺨﻴـﺮ ﭘﺘﺎﻧﺴـﻴﻞ ﻛﻮﭼﻚ ﺗﺮ ﺧﻮاﻫﺪ ﺑﻮد . ﺑﻌﺪ دوم ﭘﻴﭽﻴﺪﮔﻲ ﺗﺒﺨﻴﺮ از اراﺿﻲ ﺑﻪ درﺟﻪ ﻏﻴﺮﻳﻜﻨﻮاﺧﺘﻲ ﺳﻄﺢ ﻣﺮﺑﻮط ﻣﻲ ﺷﻮد . اﻳﻦ ﺳـﻄﺢ ﻣﻤﻜـﻦ اﺳﺖ ﺧﺎک ﺑﺪ ون ﭘﻮﺷﺶ ﻟﺨﺖ ) ( ، ﭘﻮﺷﺶ ﮔﻴﺎﻫﻲ ) ﺑﺎ ﺗﺮاﻛﻢ ﻫﺎی ﻣﺘﻔﺎوت ( و ﻳﺎ ﺗﺮﻛﻴﺒﻲ از ﺧﺎک ﻟﺨﺖ و ﭘﻮﺷﺶ ﮔﻴﺎﻫﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﺑﻨﺎﺑﺮاﻳﻦ ﺗﺮﻛﻴﺒﺎت ﻣﺨﺘﻠﻔﻲ از اﻳﻦ دو ﺑﻌﺪ از ﭘﻴﭽﻴﺪﮔﻲ، روش ﻫﺎی ﻣﺘﻔﺎوﺗﻲ ﺑﺮای ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ، ﺑـﺮآورد و اﻧـﺪازه ﮔﻴـﺮی ﺗﺒﺨﻴـﺮ را اﻳﺠﺎب ﻣﻲ .ﻛﻨﺪ ﻓﺼﻞ ﺷﺸﻢ - ﺗﺒﻴﻴﻦ ﻧﺤﻮه ﺑﺮآورد ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎی ﺑﻴﻼن 22 / 04 / 93 119 در ﻫﻨﮕﺎم ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻣﺘﻮﺳﻂ ﺗﺒﺨﻴﺮ ﻃﻮﻻﻧﻲ ﻣﺪت از ﻫﺎ ﺷﺖ د ی وﺳﻴﻊ ﺣﻮﺿﻪ ﻫﺎ ﺮ ی آﺑ ﻳﺰ، دﻗﻴﻖ ﺗﺮ ﻳﻦ ﻧﺘـﺎﻳﺞ از روش ﺑـﻴﻼن آب ﺑﻪ دﺳﺖ آﻳﺪ ﻣﻲ . ﺑﺮای ﻧﻮاﺣﻲ ﻛﻮﻫﺴﺘﺎﻧﻲ ﻫﻴﭻ روش ﻗﺎﺑﻞ اﻃﻤﻴﻨﺎﻧﻲ ﺑﺮای اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﺗﺒﺨﻴﺮ وﺟﻮد ﻧﺪارد و ﻧﮕﺮش ﻣﺘﺪاول ﺷﺎﻣﻞ ﺑﺮآورد ﺗﻐﻴﻴﺮ ﺗﺒﺨﻴﺮ ﺑﺎ ارﺗﻔﺎع و ﺟﻬﺖ ﺷﻴﺐ ﺑﺎ اﺳﺘﻔﺎده از اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻫﺎ و روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﺎﺗ ﻲ اﺳﺖ . 6 - 3 - 2 - 1 - اﺳﺘﻔﺎده از ﻻﻳﺴﻴﻤﺘﺮ ﻫﺎ ﺗﺒﺨﻴﺮ ﻣﺎﻫﺎﻧﻪ از ﺧﺎک در ﻫﺮ ﻣﺎه ﻣ ﺸﺨﺺ ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ ﺑﺎ ﻛﻤﻚ اﻧﻮاع ﻣﺨﺘﻠﻒ ﺗﺒﺨﻴﺮ ﺳﻨﺞ ﻫﺎ و ﻻﻳﺴﻴﻤﺘﺮ ﻫﺎﻳﻲ ﭼﻮن وزﻧـﻲ و ﻫﻴﺪروﻟﻴﻜﻲ را ﺑﻪ دﺳﺖ آورد . ﺗﺒﺨﻴﺮ ﺑﻪ ﻣﻘﺪار زﻳﺎدی ﺑﻪ ﭘﻮﺷﺶ ﮔﻴﺎﻫﻲ، ﭘﻮﺷﺶ ﺧﺎک و ﺳﺎﻳﺮ ﺷﺮاﻳﻂ وﺿﻌﻴﺖ ﻫﺎی ﻇـﺎﻫﺮی ﺧﺎک ﺑﺴﺘﮕﻲ دارد . در ﻧﺘﻴﺠﻪ اﻳﻦ ﺗﺠﻬﻴﺰات ﺑﺎﻳﺴﺘﻲ در ﻧﻘﺎط ﻣﺨﺘﻠﻒ ﺣﻮﺿﻪ ﻛـﻪ اﻧـﻮاﻋ ﻲ از ﭘﻮﺷـﺶ ﻫـﺎی ﮔﻴـﺎﻫﻲ ﻣﺨﺘﻠـﻒ ) ﻣﺰرﻋﻪ، ﺟﻨﮕﻞ و ﻏﻴﺮه ( را دارا ﺑﺎﺷﺪ ﻧﺼﺐ ﺷﻮد . ﺗﺒﺨﻴﺮ ﻣﺘﻮﺳﻂ از ﺣﻮﺿﻪ از روی ﻣﺴﺎﺣﺖ ﭘﻮﺷـﻴﺪه ﺷـﺪه از اﻧـﻮاع ﻣﺨﺘﻠـﻒ ﭘﻮﺷﺶ ﻫﺎی ﮔﻴﺎﻫﻲ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻣﻲ .ﺷﻮد 6 - 3 - 2 - 2 - روش ﺑﻴﻼن آب روش ﺑﻴﻼن ، آب ﺗﺒﺨﻴﺮ را ﺑﻪ ﺻﻮرت ﻳﻚ ﺟﻤ ﻠﻪ ﺑﺎﻗﻲ ﻣﺎﻧﺪه از ﻣﻌﺎدﻟـﻪ ﺑـﻴﻼن آب در ﻧﻈـﺮ ﻣـﻲ ﮔﻴـﺮد و ﺑﻨـﺎﺑﺮاﻳﻦ ﺧﻄـﺎی ﻧﺎﻣﻌﻠﻮﻣ ﻲ را دارا ﺧﻮاﻫﺪ ﺑﻮد . روش ﺑﻴﻼن آب ﻏﺎﻟﺒﺎ ﺑﺮای ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻣﺘﻮﺳﻂ ﺗﺒﺨﻴﺮ از ﺣﻮﺿﻪ ﻫﺎ ی آﺑﺮﻳـﺰ وﺳـﻴﻊ از ﻣﻌﺎدﻟـﻪ زﻳـﺮ اﺳﺘﻔﺎده ﻣﻲ :ﺪﻛﻨ )6 - 41 ( S E P Q = − از راﺑﻄﻪ ﻓﻮق در ﺷﺮاﻳﻄﻲ ﻣﻲ ﺗﻮان اﺳ ﺘﻔﺎده ﻛﺮد ﻛﻪ اوﻻ ﻣﻴﺰان ﺗﻐﻴﻴﺮات ذﺧﻴﺮه ﺣﻮﺿﻪ آﺑﺮﻳـﺰ ﻧـﺎﭼﻴﺰ ﺑﺎﺷـﺪ، ﺛﺎﻧﻴـﺎ ﻣﻨـﺎﺑﻊ ﻋﻤﺪه آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ﻛﻪ از ﺑﺎرش ﺗﻐﺬﻳﻪ ﻣﻲ ﺷﻮﻧﺪ وﺟﻮد ﻧﺪاﺷﺘﻪ ﺑﺎﺷﺪ و ﺛﺎﻟﺜﺎ ﺗﻨﻬﺎ ﻣﺼـﺮف ﻛﻨﻨـﺪه ﺑـﻪ ﻋﻨـﻮان آب زﻳﺮزﻣﻴﻨـﻲ ﺟﺮﻳﺎن ﭘﺎﻳﻪ ﺑﻮده ﻛﻪ ﺑﻪ ﻫﻤﺮاه رواﻧﺎب ﻗﺎﺑﻞ اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﺑﺎﺷﺪ (Szilagyi, 2001) . ﺗﻌﻴـﻴ ﻦ ﺗﺒﺨﻴـﺮ ﺑـﺮای ﻳـﻚ ﻣـﺎه ﻣﺸـﺨﺺ، ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن آب ﺑﺮای ﻻﻳﻪ ﺑﺎﻻﻳﻲ ﻧﺎﺣﻴﻪ ﻫﻮاﻳﻲ ﺑﺮاﺑﺮ ﺧﻮاﻫﺪ ﺑﻮد ﺑﺎ : )6 - 42 ( S uc up E P Q M Q Q = − −Δ + − ﻛﻪ در آنM Δ اﻓﺰاﻳﺶ در ذﺧﻴﺮه آب ﺧﺎک در دوره زﻣﺎﻧﻲ ﺑﻴﻼن آب، uc Q ﺟﺮﻳـﺎن اﺿـﺎﻓﻪ ﺷـﺪه آب ﺑـﻪ داﺧـﻞ ﻧﺎﺣﻴـﻪ ﺗﻬﻮﻳﻪ ای از ﺳﻔﺮه آب ﺑﻪ ﻃﺮﻳﻖ ﻣﻮﺋﻴﻨﻪ ای وup Q ﺟﺮﻳﺎن رو ﺑﻪ ﭘﺎﻳﻴﻦ آب از ﻧﺎﺣﻴﻪ ﺗﻬﻮﻳﻪ ای ﺑﻪ ﺳـﻔﺮه آب زﻳﺮزﻣﻴﻨـﻲ ﻣـﻲ ﺑﺎﺷـﺪ . روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺟﻤﻠﻪ زﻫﻜﺸﻲ ﺧﺎﻟﺺ up uc Q Q − (Rose and Stern, 1965) اﻧﺪازه ﮔﻴـﺮی ﻫـﺎی دﺷـﻮاری را درﺑـﺮ دارد و ﺑﺮای اﺳﺘﻔﺎده ﻣﺘﺪاول در ﻣﻘﻴﺎس ﻳﻚ ﺣﻮﺿﻪ رودﺧﺎﻧﻪ ای ﻣﻨﺎﺳﺐ ﻧﻴﺴﺖ . ﺑﺎ اﻳﻦ وﺟﻮد، در ﻧﻮاﺣﻲ ﺑـﺎ ﺑﺎرﻧـﺪﮔﻲ اﻧـﺪک ﻣـﻲ ﺗـﻮان ﭘﺬﻳﺮﻓﺖ ﻛﻪ ﻧﻔﻮذ از ﺑﺎرﻧﺪﮔﻲ ﺑﻪ ﺳﻔﺮه آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ﻧﻤﻲ رﺳﺪ و ﺑﺎ ﻓﺮض اﻳﻨﻜﻪ ﺳﻔﺮه آب ﺑﻪ اﻧﺪازه ﻛﺎﻓﻲ ﻋﻤﻴﻖ اﺳﺖ ﺑﻴﺶ ) ﺗـﺮ از 5 - 4 ﻣﺘﺮ ﻣﻲ ( ﺗﻮان ﮔﻔﺖ ﻛﻪ ﺟﺮﻳﺎن ﻫﺎی رو ﺑﻪ ﺑﺎﻻ ﻧﻴﺰ ﻧﺎﭼﻴﺰ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﻨﺪ . در ﭼﻨﻴﻦ ﺷﺮاﻳﻄﻲ، ﻣﻌﺎدﻟﻪ )6 - 42 (ﺗﺒﺪﻳﻞ ﻣﻲ ﺷﻮد ﺑﻪ : )6 - 43 ( S E P Q M = − −Δ روش ﻫﺎی ﺑﺮ آورد ﺗﻐﻴﻴﺮات در رﻃﻮﺑﺖ ﺧﺎک M Δ در ﺑﺨﺶ )6 - 4 - 2(ﺗﻮﺻﻴﻒ ﺷﺪه اﺳﺖ . 120 22 / 04 / 93 دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب ﺑﺎ ﺗﻮﺟﻪ ﺑﻪ ﻓﺮﺿﻴﺎت ﻏﺎﻟﺐ ﺑﺮ ﻣﻌﺎدﻻت ﻓﻮق، را ﺑﻄﻪ زﻳﺮ در ﻛﺎرﻫﺎی ﻋﻤﻠﻲ ﺗﻮﺻﻴﻪ ﻣﻲ ﺷﻮد ) اﻳﻦ راﺑﻄـﻪ ﺑـﺮ اﺳـﺎس ﻓﺮﺿـﻴﻪ ﻧﺴﺒﺖ ﻫﺎی ﻣﻜﻤﻞ- ﭘﻴﺸﻨﻬﺎد ﺷﺪه ﺗﻮﺳﻂ ﺑﻮﺷﻪ- اﺳﺘﻮار ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ (: )6 - 44 ( w p E 2E E = − ﻛﻪ در آن ﻣﻲ ﺗﻮان Ep را ﺑﻪ ﻛﻤﻚ داده ﻫﺎی ﺗﺸﺖ ﺗﺒﺨﻴﺮ ﻳﺎ ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺗﺮﻛﻴﺒﻲ ﭘﻨﻤﻦ ﺑـﻪ دﺳـﺖ آورد .w E ﻋﺒـﺎرت اﺳـﺖ از ﺗﺒﺨﻴﺮ از ﺳﻄﻮح ﺧﺎک- ﮔﻴﺎه و از ﻛﻞ ﻣﻨﻄﻘﻪ اﺷﺒﺎع ﻣﺸﺮوط ﺑﺮ اﻳﻦ ﻛﻪ آب ﻣﻮﺟﻮد ﺑﺮای ﺗﻴﺨﻴﺮ ﺑﺎ ﻣﺤﺪودﻳﺖ ﻣﻮاﺟـﻪ ﻧﺒﺎﺷـﺪ . ﻟﺬا ﻣﻘﺪار آن اﺳﺎﺳﺎ ﺗﻮﺳﻂ اﻧﺮژی در دﺳﺘﺮس در ﻳﻚ ﻣﻜﺎن ﻣﺸﺨﺺ ﻣﺤﺪود ﻣﻲ ﺷﻮد (Szilagyi, 2001) .در ﻧﺘﻴﺠﻪ : )6 - 44 ( w n L.E R δ = α δ + γ ﻛﻪ در آن α ،ﻳﻚ ﻣﻘﺪار ﺛﺎﺑﺖδ ﺷﻴﺐ ﻣﻨﺤﻨﻲ ﻓﺸﺎر ﺑﺨﺎر اﺷﺒﺎع - ،دﻣﺎγ ﺛﺎﺑـﺖ رﻃﻮﺑـﺖ ﺳـﻨﺠﻲ و L ﮔﺮﻣـﺎی ﻧﻬـﺎن ﺗﺒﺨﻴﺮ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . 6 - 3 - 2 - 3 - روش ﺑﻴﻼن ﮔﺮﻣﺎ ﺑﺎ ﺷﺮوع از ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺳﺎده ﺷﺪه ﺑﻴﻼن ﮔﺮﻣﺎ )6 - 40 (، و ﻓﺮض وﺟﻮد ﻫﻤﺎن ﺿ ﺮﻳﺐ اﻧﺘﻘﺎل ﭼﺮﺧﻪ ای ﺑﺮای ﺑﺨﺎر آب و ﮔﺮﻣـﺎی آﺷﻜﺎر، ﺗﺒﺨﻴﺮ ﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﺪ ﺑﻪ ﺻﻮرت زﻳﺮ ﺑﻴﺎن :ﺷﻮد )6 - 45 ( n SO w 1000 R H E L 1 − = ρ + β ﻛﻪ در آنn R ،ﺗﺎﺑﺶ ﺧﺎﻟﺺSO H ﺷﺎرش ﮔﺮﻣﺎ ﺑﻪ داﺧﻞ ﺧﺎک،w ρ وL ﭼﮕﺎﻟﻲ و ﮔﺮﻣﺎی ﻧﻬﺎن ﺗﺒﺨﻴﺮ آب وβ ﻧﺴـﺒﺖ ﺑﺎون، ﺗﻌﺮﻳﻒ ﺷﺪه در ﻣﻌﺎدﻟﻪ )6 - 30 ( ،) ﺑﺨﺶ6 - 3 - 1 - 3 ( ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . اﻳﻦ روش ﺑـﺮای اﺳـﺘﻔﺎده در اﻳﺴـﺘﮕﺎه ﻫـﺎی ﺗﺤﻘﻴﻘـﺎﺗﻲ ﻣﻨﺎﺳﺐ اﺳﺖ و اﺳﺘﻔﺎده از آن ﺑﺮای ﻛﺎرﻫﺎی ﻋﻤﻠﻲ ﺗﻮﺻﻴﻪ ﻧﻤﻲ ﺷﻮد ﭼﺮا ﻛﻪ ﺑﻪ وﺳﺎﻳﻞ ﺑﺴﻴﺎر دﻗﻴﻘﻲ ﻧﻴﺎزﻣﻨﺪ اﺳﺖ . از آﻧﺠﺎﻳﻲ ﻛﻪ ﻣﻌﺎدﻟﻪ )6 - 45 ( ﺷﻴﺐ اﻓﻘﻲ ﺗﺒﺎدل ﮔﺮﻣﺎی ﻣﺘﻼﻃﻢ ) ادوﻛﺴﻴﻮن ( را درﻧﻈﺮ ﻧﻤﻲ ﮔﻴﺮد، اﺳﺘﻔﺎده آن ﻣﺤﺪود ﺑﻪ اراﺿﻲ ﻣﺴﻄﺢ وﺳﻴﻊ ﺑﺎ ﭘﻮﺷﺶ ﮔﻴﺎﻫﻲ ﻳﻜﻨﻮاﺧﺖ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . اﺳﺘﻔﺎده از ﻧﺴﺒﺖ ﺑﺎون ﺗـﺎﺛﻴﺮ ﻻﻳـﻪ ای ﺑـﻮدن درﺟـﻪ ﺣـﺮارت را در ﻧﻈـﺮ ﻧ ﻤـﻲ ﮔﻴـﺮد . ﺑـﺮای ﺣـﺪاﻗﻞ ﻛـﺮد ن اﻳـﻦ ﺗـﺎﺛﻴﺮ ، ﺷﻴﺐ ﻫﺎی Δθ وe Δ ﺑﺎﻳﺴﺘﻲ ﺗﺎ ﺣﺪ اﻣﻜﺎن ﻧﺰدﻳﻚ ﺑﻪ زﻣﻴﻦ اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﺷﻮد . ﺗﺤﺖ ﺷﺮاﻳﻂ ﺗﺎﺑﺶ زﻳﺎد، ارﺗﻔﺎع از 1/0 ﺗـﺎ2/0 ﻣﺘﺮ و ﺗﺤﺖ ﺷﺮاﻳﻂ ﻃﺒﻴﻌﻲ ﺗﺎ1 ﻣﺘﺮ ﺗﻮﺻﻴﻪ ﻣﻲ ﺷﻮد . ﻣﻌﺎدﻟﻪ )6 - 45 ( ﺑﺮای اﺳﺘﻔﺎده در ﻧﻮاﺣﻲ ﺧﺸﻚ ﻣﻨﺎﺳ ﺐ ﻧﻴﺴﺖ . 6 - 3 - 2 - 4 - روش آﺋﺮودﻳﻨﺎﻣﻴﻚ ﺑﺮای ﺗﻌﻴﻴﻦ ﺗﺒﺨﻴﺮ- ﺗﻌﺮق ﺑﻪ وﺳﻴﻠﻪ روش آﺋﺮودﻳﻨﺎﻣﻴﻚ، ﻣﻌﺎدﻟﻪ )6 - 32 ( ﻛﻪ ﺑﺮای ﺗﺒﺨﻴﺮ از ﺳﻄﺢ آب اراﺋﻪ ﺷـﺪه اﺳـﺖ، ﺗﻮﺻﻴﻪ ﻣﻲ ﺷﻮد . در اﻳﻦ ﺻﻮرت ﻻزم اﺳﺖ ﻛﻪ ﺗﺎﺛﻴﺮ ادوﻛﺴﻴﻮن و ﻻﻳﻪ ای ﺑﻮدن درﺟﻪ ﺣﺮارت در ﻧﻈﺮ ﮔﺮﻓﺘﻪ ﺷﻮد . ﺑـﺮای اﻳـﻦ ﻣﻨﻈﻮر، اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻫﺎی ﻴﺐﺷ ﻫﺎی ﻓﺸﺎر ﺑﺨﺎر وﺳﺮﻋﺖ ﺑﺎد ﺑﺮ روی زﻣﻴﻦ ﺻﺎف ﺑﺎ ﭘﻮﺷﺶ ﮔﻴﺎﻫﻲ ﻫﻤﮕﻦ ﺻـﻮرت ﻣـﻲ ﭘـﺬﻳﺮد . ﻓﺼﻞ ﺷﺸﻢ - ﺗﺒﻴﻴﻦ ﻧﺤﻮه ﺑﺮآورد ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎی ﺑﻴﻼن 22 / 04 / 93 121 Brogmus (1952) ) ﮔﺰارش ﺷﺪه ﺗﻮﺳﻂSokolov and Chapman, 1974 (روش ﻫﺎ ﻳﻲ را ﺑـﺮای ﺗﻌﻴـﻴﻦ ﺗﺼـﺤﻴﺤﺎت ﺑـﺮای درﻧﻈﺮ ﮔﺮﻓﺘﻦ ﻻﻳﻪ ای ﺑﻮدن درﺟﻪ ﺣﺮارت ﭘﻴﺸﻨﻬﺎد ﻛﺮده اﺳﺖ . ﺑﻪ دﻟﻴﻞ ﻧﻴﺎز ﺑﻪ وﺟﻮد ﻧﻮاﺣﻲ ﺑﺰرگ ﻣﺴﻄﺢ ﺑﺎ ﭘﻮﺷﺶ ﮔﻴﺎﻫﻲ ﻳﻜﻨﻮاﺧﺖ ) و ذﺧﻴﺮه آب ﺧﺎک و ( ﻫﻤﭽﻨﻴﻦ دﺷـﻮار ی ﻫـﺎﻳﻲ در ﻧﮕﻬﺪاری ﺻﺤﻴﺢ ﺗﺠﻬﻴﺰات اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻫﺎی دﻗﻴﻖ ﺑﺮای ﻫﺎ دوره ی زﻣﺎﻧﻲ ﻃﻮﻻﻧﻲ، ﺑﻌﻴﺪ اﺳﺖ ﻛﻪ اﻳﻦ روش ﻫـﺎ ﺑﺘﻮاﻧﻨـﺪ ﺑـﻪ ﺻﻮرت ﺣﺮﻓﻪ ای ﻣﻮرد اﺳﺘﻔﺎده ﻗﺮار ﮔﻴﺮﻧﺪ . 6 - 3 - 2 - 5 - روش ﻫﺎ ی ﺗﺠﺮﺑﻲ ﺑﺮﺧﻼف روش ﻫﺎ ی ﺑﻴﻼن، روش ﻫﺎ ی ﺗ ﺠﺮﺑﻲ ﺑﺮای ﺗﻌﻴـﻴﻦ ﺗﺒﺨﻴـﺮ ﻧﻴـﺰ وﺟـﻮد دارد . اﻳـﻦ روش ﻫـﺎ ﺑـﺮ ﻣﺒﻨـﺎی اﻃﻼﻋـﺎت ﻣﻴﺎﻧﮕﻴﻦ ﮔﻴﺮی ﺷﺪه ﻫﻮاﺷﻨﺎﺳﻲ، از ﻗﺒﻴﻞ درﺟـﻪ ﺣـﺮارت ﻫـﻮا و رﻃﻮﺑـﺖ، ﺳـﺮﻋﺖ ﺑـﺎد، اﺑﺮﻧـﺎﻛﻲ، و ﺗـﺪاوم ﺗـﺎﺑﺶ ﺧﻮرﺷـﻴﺪ ﭘﺎﻳﻪ ﮔﺬاری ﺷﺪه . اﻧﺪ در ﺑﻌﻀﻲ از روش ﻫﺎ از اﻃﻼﻋﺎت ﺗﺸﺖ ﺗﺒﺨﻴﺮ ﻧﻴﺰ اﺳﺘﻔﺎده ﻣﻲ .ﺷﻮد اﻟﻒ- روش ﺗﺮﻛﻴ ﺒﻲ ﺗﻌﻤﻴﻢ ﻳﺎﻓﺘﻪ ﻓﺮﻣﻮل ﺗﺮﻛﻴﺒﻲ (Tanner and Fuchs, 1968) از روی ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن اﻧـﺮژی و ﻣﻌـﺎدﻻت اﻧﺘﻘـﺎل ﮔﺮﻣـﺎی آﺷـﻜﺎر و ﻧﻬـﺎن ﺑﻪ دﺳﺖ ﻣﻲ ﺪ وﻳآ ﻣﻲ ﺗﻮاﻧﺪ ﺑﻪ ﺻﻮرت زﻳﺮ ﺑﻴﺎن ﺷﻮد : )6 - 46 ( { } a p * * n SO z z s s w C 1000 E R H e e e e f u L ρ ⎡ ⎤ Γ = ⋅ − + − − − Τ⋅ ⎢ ⎥ ρ Γ + γ Γ ⎣ ⎦ ﻛﻪ در آنw ρ و L ﭼﮕﺎﻟﻲ و ﮔﺮﻣﺎی ﻧﻬﺎن ﺗﺒﺨﻴﺮ آب، Γ ،ﺷﻴﺐ ﻣﻨﺤﻨﻲ ﻓﺸﺎر ﺑﺨﺎر اﺷـﺒﺎع در ﻣﻘﺎﺑـﻞ درﺟـﻪ ﺣـﺮارتγ ،ﺛﺎﺑﺖ ﺳﺎﻳﻜﺮوﻣﺘﺮﻳﻚn R ،ﺗﺎﺑﺶ ﺧﺎﻟﺺSO H ﺷﺎرش ﮔﺮﻣﺎ ﺑﻪ داﺧﻞ ﺧﺎک،a ρ وp C ﭼﮕﺎﻟﻲ ﻫﻮا و ﮔﺮﻣﺎی وﻳﮋه آن در ﻓﺸـﺎر ﺛﺎﺑﺖ،se وze ﻓﺸﺎر ﺑﺨﺎر آب در ﺳﻄﺢ و در ارﺗﻔﺎعz، * se و * ze ﻓﺸﺎر ﺑﺨﺎر اﺷﺒﺎع ﻣﺘﻨـﺎﻇﺮ ﺑـﺎ درﺟـﻪ ﺣـﺮارت در ﺳـﻄﺢ و در ارﺗﻔﺎع z ، T دوره زﻣﺎﻧﻲ ﺑﻴﻼن، و f u ﺗﺎﺑﻊ ﺳﺮﻋﺖ ﺑﺎد ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﻣﻘﺪار Γ ﺑـﺮای ﻣﻴـﺎﻧﮕﻴﻦ درﺟـﻪ ﺣـﺮارت در ﺳـﻄﺢ و در ارﺗﻔﺎع z درﻧﻈﺮ ﮔﺮﻓﺘﻪ ﻣﻲ .ﺷﻮد ﻣﻘﺪار f u ﺑﺮای ﻳﻚ ﻧﻮع ﻣﺸﺨﺺ از ﭘﻮﺷﺶ ﮔﻴﺎﻫﻲ ﺳﻄﺤﻲ و ﻣﻨﻄﻘﻪ ای ﺑﺎ ﺷﺮاﻳﻂ اﻗﻠﻴﻤﻲ ﻣﺸـﺨﺺ ﻋﻤﻮﻣـﺎ ﺑـﻪ ﻃـﻮر ﺗﺠﺮﺑﻲ ﺗﻌﻴﻴﻦ ﻣﻲ ﺷﻮد . ﻣﺜﺎل ﻫﺎﻳﻲ از ﭼﻨﻴﻦ ﻣﻌﺎدﻻﺗﻲ در ﻣﺮاﺟﻊ داده ﺷﺪه اﺳﺖ . زﻣﺎﻧﻲ ﻛﻪ اﺑﻌـﺎد ﺳـﻄﺢ ﺗﺒﺨﻴـﺮ ﻛﻨﻨـﺪه ﺑـﻪ اﻧﺪازه ﻛﺎﻓﻲ ﺑﺰرگ ﺑﺎﺷﺪ، f u را ﻣﻲ ﺗﻮان از روی ﺗﺌﻮری ﭘﺮوﻓﻴﻞ ﺑﺎد ﺗﻌﻴﻴﻦ ﻧﻤﻮد : )6 - 47 ( { } 2 2 z r r f u k u Ln z d z / z − ⎡ ⎤ = ϕ + + + ⎣ ⎦ ﻛﻪ در آنk 0.43 = ﺛﺎﺑﺖ ون ﻛﺎرﻣﻦ،z u ﺳﺮﻋﺖ ﺑﺎد در ارﺗﻔﺎعz، ϕ ،ﭘﺎراﻣﺘﺮ ﭘﺮوﻓﻴﻞ دﻳﺎﺑﺎﺗﻴﻚd ﺟﺎﻳ ﺟﺎﺑﻪ ﻲ ﺳﻄﺢ ﺻـﻔﺮ، وrz ﻃﻮل زﺑﺮی ﻣﻲ ﺑﺎﺷﻨﺪ . ﻣﻘﺎدﻳﺮ d وrz ﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﻨﺪ از روی ﻣﺸﺎﻫﺪات ﺗﺠﺮﺑﻲ ﭘﺮوﻓﻴﻞ ﺑﺎد در ﻧﺰدﻳﻚ ﺳﻄﺢ ﻛﻪ دارای ﭘﻮﺷﺶ ﮔﻴﺎﻫﻲ اﺳﺖ ﺗﻌﻴﻴﻦ ﺷﻮد ﺑﺮ . ای ﭘﻮﺷﺶ ﮔﻴﺎﻫﻲ ﻓﺎرﻳﺎب، ﺗﻮان ﻣﻲ0 ϕ = درﻧﻈﺮ ﮔﺮﻓﺘﻦ )van Bavel, 1966 .( ،وﻗﺘﻲ ﻛﻪ ﺳﻄﺢ ﺗﺒﺨﻴﺮ ﻛﻨﻨﺪه ﺧﻴﺲ ﺑﺎﺷﺪ * s s e e = و ﺑﻨﺎﺑﺮاﻳﻦ ﺗﺒﺨ ﻴﺮ ﭘﺘﺎﻧﺴﻴﻞo E ﺑﺮاﺑﺮ ﺧﻮاﻫﺪ ﺑﻮد ﺑﺎ : 122 22 / 04 / 93 دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب )6 - 48 ( { } a p * * O n SO z z s s w C 1000 E R H e e e e f u L ρ ⎡ ⎤ Γ = ⋅ − + − − − Τ⋅ ⎢ ⎥ ρ Γ + γ Γ ⎣ ⎦ ﺗﺒﺨﻴﺮ ﭘﺘﺎﻧﺴﻴﻞ ﺗﺒﺨﻴﺮ از ﻫﺮ ﺳﻄﺤﻲ اﺳﺖ ﻛﻪ در آن ﺗﺎﻣﻴﻦ آب دارای ﻣﺤﺪودﻳﺖ ﻧﺒـﻮده و ﺗﺤـﺖ ﻣﺠﻤﻮﻋـﻪ ﻣﻌﻠـﻮﻣ ﻲ از ﺷﺮاﻳﻂ ﻫﻮاﺷﻨﺎﺳﻲ رخ دﻫﺪ . ﻣﻌﺎدﻻت )6 - 46 ( و )6 - 48 ( ﻣﻲ ﺗﻮاﻧﻨﺪ ﺑﻪ ﻃﺮﻳﻘﻲ ﻛﻪ ﻓﺸﺎر ﺑﺨﺎر se در ﺳﻄﺢ ﺗﺒﺨﻴﺮ ﺣﺬف ﺷﻮد ﺑﺎ ﻳﻜﺪﻳﮕﺮ ﺗﺮﻛﻴﺐ ﺷﻮﻧﺪ . در اﻳﻦ ﺻﻮرت ﺗﻨﻬﺎ اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی درﺟﻪ ﺣﺮارت در ﺳﻄﺢ ﻻزم اﺳﺖ و ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﻣﻨﺘﺞ ﻛﻪ ﺗﺒﺨﻴـﺮ را ﺑـﻪ ﺗﺒﺨﻴﺮ ﭘﺘﺎﻧﺴﻴﻞ ﻣﺮﺗﺒﻂ ﻣﻲ ﻛﻨﺪ ﺑﻪ ﺷﻜﻞ زﻳﺮ اراﺋﻪ ﺷﺪه اﺳﺖ : )6 - 49 ( a p * O s z w 1000 C E E e e f u L ρ Γ + γ = − − Τ⋅ γ Γρ ﺑﺮا ی اﻋﻤﺎل ﻓﺮﻣﻮل ﻫﺎی ﺗﺮﻛﻴﺒﻲ ﺑﻪ ﺳﻄﻮح دارای ﭘﻮﺷﺶ ﮔﻴﺎﻫﻲ، ﺗﺎﺑﺶ ﺧﺎﻟﺺn R ﻋﻤﻮﻣـﺎ ﺑـﻪ ﻃـﻮر ﻣﺴـﺘﻘﻴﻢ ﺑـﺎ ﺗـﺎﺑﺶ ﺧﺎﻟﺺ ﻫﺎ ﺳﻨﺞ اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻣﻲ ﺷﻮد . ﻫﻤﭽﻨﻴﻦ ﺷﺎرش ﮔﺮﻣﺎی ﺧﺎکSO H ﻳﺎ ﺑـﺎ اﺳـﺘﻔﺎده از ﺻـﻔﺤﺎت ﺷـﺎرش ﮔﺮﻣـﺎی ﺧـﺎک اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻣﻲ ﺷﻮد و ﻳﺎ ﺗﻮﺳﻂ ﭘﺮوﻓﻴﻞ درﺟﻪ ﺣﺮارت ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻣﻲ ﺷﻮد . ﺟﻬﺖ ﺑﺮآورد و ﭘﻴﺶ ﺑﻴﻨﻲ ﺗﺒﺨﻴﺮ- ﺗﻌـﺮق ﭘﺘﺎﻧﺴـﻴﻞ رواﺑﻂ ﻓﺮاواﻧﻲ ﺗﻮﺳﻌﻪ داده ﺷﺪه اﺳﺖ ﻛﻪ ﺣﺴﺐ ﺷﺮاﻳﻂ اﻗﻠﻴﻤﻲ ﻣﺤﻞ اﺳﺘﺨﺮاج راﺑﻄﻪ، ﻣﻲ ﺗﻮان از آن اﺳﺘﻔﺎده ﻛﺮد . ب- روش ﻫﺎ ی ﺗﺠﺮﺑﻲ در ﻣﻘﻴﺎس ﻣﺎﻫﺎﻧﻪ ﻫﻴﺪروﻟﻮژﻳﺴﺖ ﻫﺎ در ﻛﺎرﻫﺎی ﻋﻤﻠﻲ ﺧﻮد اﺳﺘﻔﺎده از ﻣﻌﺎدﻻت ﺳﺎده ای را ﺑﺮای ﺑﺮآورد ﺗﺒﺨﻴﺮ- ﺗﻌـﺮق واﻗﻌـﻲ ﺣﻮﺿـﻪ ﻫـﺎی آﺑﺮﻳﺰ در ﻣﻘﻴﺎس ﻣﺎﻫﺎﻧﻪ ﺗﺮﺟﻴﺢ ﻣﻲ دﻫﻨﺪ . اﻳﻦ رواﺑﻂ در ﺷﺮاﻳﻄﻲ ﻛﻪ آب و ﻫﻮا در ﺣﻮﺿﻪ ﺧﻴﻠﻲ ﺧﺸﻚ ﻧﺒﺎﺷـﺪ ﺑﻌﻀـﺎ ﻧﺘـﺎﻳﺞ ﻗﺎﺑﻞ ﻗﺒﻮﻟﻲ را اراﺋﻪ ﻣﻲ .ﻛﻨﺪ Thornthwaite and Holzman (1942) ) ﻧﻘﻞ ازSokolov and Chapman, 1974 ( ﻣﻌﺎدﻟﻪ زﻳﺮ را ﺑﺮای ﺗﺒﺨﻴﺮ ﭘﺘﺎﻧﺴﻴﻞ ﺣﺪاﻛﺜﺮ ﻣﺤﺘﻤﻞ ﻣﺎﻫﺎﻧﻪ ﺑﻪ دﺳﺖ آورد : )6 - 50 ( 10 16D a i Ο ⎛ ⎞ θ ′ Ε = ⎜ ⎟ ⎝ ⎠ ﻛﻪ در آنD′ ﻣﺠﻤﻮع ﻣﺎﻫﺎﻧﻪ ﻃﻮل روز، ﺑﻴـﺎن ﺷـﺪه ﺑـﻪ ﺻـﻮرت ﻧﺴـﺒﺘ از ﻲ360 ،ﺳـﺎﻋﺖ a 0.93 2.45 Lni = − ، θ ﻣﺘﻮﺳﻂ ﻣﺎﻫﺎﻧﻪ درﺟﻪ ﺣﺮارت ﻫﻮا، i ﺟﻤﻊ ﻣﻘﺎدﻳﺮ ﻣﺎﻫﺎﻧﻪ ﻧﻤﺎﻳﻪ ﻫﺎی درﺟﻪ ﺣﺮارت 1.514 i / 5 = θ ﺑﺮای ﺗﻤﺎﻣﻲ12 ﻣﺎه ﺳـﺎل ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﺑﺮای ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻣﺘﻮﺳﻂ ﺗﺒﺨﻴﺮ ﺳﺎﻻﻧﻪ از ﻧﻮاﺣﻲ ﺣﻮﺿﻪ، Turc (1955) ) ﮔﺰارش ﺷﺪه ﺗﻮﺳـﻂSokolov and Chapman, 1974 (ﻓﺮﻣﻮل زﻳﺮ را ﭘﻴﺸﻨﻬﺎد ﻛﺮد : )6 - 51 ( 1/n n O E P / 1 P / E ) ⎡ ⎤ = + ⎣ ⎦ ﻛﻪ در آنP رﻳﺰش ﺟﻮی ﺳﺎﻻﻧﻪ وO E ﻓﺮﺻﺖ ﺗﺒﺨﻴﺮ ) ﺣﺪاﻛﺜﺮ ﻣﺤﺘﻤﻞ ﺗﺒﺨﻴﺮ ﺗﺤﺖ ﺷﺮاﻳﻂ ﻣﺸﺨﺺ ﻫﻮاﺷﻨﺎﺳﻲ و رﻃﻮﺑﺖ ﻛﺎﻓﻲ ﺧﺎک ﻣﻲ ( ﺑﺎﺷﺪ . در اﻳﻦ راﺑﻄﻪ ﻓﺮض ﻣﻲ ﺷﻮد ﻛﻪ ﻣﻘﺪار ﭘﺎراﻣﺘﺮ n ﻣﺴـﺎوی2 اﺳـﺖ وO E ﺑـﻪ ﺻـﻮرت ﺗـﺎﺑﻌﻲ از ﻣﺘﻮﺳـﻂ ﻓﺼﻞ ﺷﺸﻢ - ﺗﺒﻴﻴﻦ ﻧﺤﻮه ﺑﺮآورد ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎی ﺑﻴﻼن 22 / 04 / 93 123 درﺟﻪ ﺣﺮارت ﻫﻮاθ ) ﻳﻌﻨﻲ 3 O E 300 25 0.05 = + θ + θ (ﺗﻌﻴﻴﻦ ﻣﻲ ﺷﻮد . ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﻣﺸﺎﺑﻬﻲ ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ ﺑﺮای ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺗﺒﺨﻴـﺮ از ﻧﻮاﺣﻲ ﻛﻮﭼﻚ و ﺑﺮای دوره ﻫﺎی زﻣﺎﻧﻲ ﻛﻮﺗﺎه ﻣﻮرد اﺳﺘﻔﺎده ﻗﺮار ﮔﻴﺮد . ﺑـﺮای اﻳـﻦ ﻣﻨﻈـﻮر P در ﻓﺮﻣـﻮل )6 - 51 ( ﺑﺎﻳﺴـﺘﻲ ﺑـﺎ P + ΔΜ ﺟﺎﻳﮕﺰﻳﻦ ﺷﻮد ﻛﻪ در آنΔΜ ﺗﻠﻔﺎت رﻃﻮﺑﺖ ﺧﺎک ﺑﻪ ﺷﻜﻞ ﺗﺒﺨﻴﺮ در ﺧﻼل دوره زﻣﺎﻧﻲ ﺑﻴﻼن ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ج- اﺳﺘﻔﺎده از ﻣﻔﻬﻮم ﺗﺒﺨﻴﺮ-ﺗﻌﺮق ﮔﻴﺎه ﻣﺮﺟﻊ ﻧﺮخ ﺗﺒﺨﻴﺮ از ﮔﻴﺎه ﻋﻠﻔﻲ اﻳﺪه آل ﺑﺎ ارﺗﻔﺎع ﺛﺎﺑﺖ m 12 /0 ، ﺿﺮﻳﺐ ﺑﺎزﺗﺎﺑﺶ23 /0 و ﻣﻘ ﺎوﻣـﺖ ﺳـﻄﺤﻲ s.m-1 69 ﺑـﻪ ﻧـﺎم ﺗﺒﺨﻴﺮ- ﺗﻌﺮق ﮔﻴﺎه ﻣﺮﺟﻊ ﻣﻌﺮوف اﺳﺖ . روش ﻫﺎی ﻣﺘﻨﻮﻋﻲ ﺑﺮ ﭘﺎﻳﻪ ﻫﺎی دﻣﺎﻳﻲ، ﺗﺎﺑﺸﻲ و ﺗﺮﻛﻴﺒﻲ ﺑﺮای اﻳﻦ ﻣﻨﻈﻮر وﺟﻮد دارد (Allen et al., 1998) .اﻳﻦ روش ﻫﺎ از درﺟﺎت ﻣﺨﺘﻠﻔـﻲ از ﭘﻴﭽﻴـﺪﮔﻲ ﺑﺮﺧﻮردارﻧـﺪ و ﻃﻴـﻒ وﺳـﻴﻌﻲ از ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫـﺎ را درﺑـﺮ ﻣﻲ ﮔﻴﺮﻧﺪ . ﺑﺎ اﻳﻦ وﺟ ﻮد روش ﻫﺎ ﻳﻲ ﻛﻪ ﺗﺒﺨﻴﺮ را از درﺟﻪ ﺣﺮارت ﻫﻮا ﺑﺮآورد ﻣﻲ ﻛﻨﻨﺪ ﺑﻪ دﻟﻴﻞ ﺗﺎﺧﻴﺮ ﻓﺼﻠﻲ ﺑﻴﻦ درﺟﻪ ﺣﺮارت و ﺗﺎﺑﺶ ﻛﻪ ) ﺗﺎﻣﻴﻦ ﻛﻨﻨﺪه اﻧﺮژی اﺳﺖ ( ﻗﺎﺑﻞ اﻋﺘﻤﺎد ﻧﻴﺴﺘﻨﺪ . ﭼﻨﻴﻦ ﻓﺮﻣﻮل ﻫﺎﻳﻲ ﺑﺎﻳﺴﺘﻲ ﺑﻴﻼن اﻧﺮژی را ﻳﺎ ﺑﻪ ﻃﻮرﺿﻤﻨﻲ و ﻳﺎ ﺑﻪ ﻃﻮر ﺻﺮﻳﺢ در ﻧﻈﺮ داﺷﺘﻪ ﺑﺎﺷﻨﺪ . وﻳﮋﮔﻲ ﻫﺎی ﮔﻴﺎه ﻣﺮﺟﻊ ﺑ ﺎ ﺳـﺎﻳﺮ ﮔﻴﺎﻫـﺎن، ﺷـﺎﻣﻞ ﮔﻴﺎﻫـﺎن زراﻋـﻲ، ﻋﻠﻮﻓـﻪ ای، ﺟﻨﮕﻠـﻲ، ﺑﻴﺎﺑﺎﻧﻲ، ﻣﺘﻔﺎوت اﺳﺖ . ﺑﻨﺎﺑﺮاﻳﻦ ﺿﺮﻳﺐ ﺗﺼﺤﻴﺤﻲ ﺑﻪ ﻧﺎم ﺿﺮﻳﺐ ﮔﻴﺎﻫﻲc (K ) ﺗﺒﺨﻴﺮ-ﺗﻌﺮق ﮔﻴﺎه ﻣﺮﺟﻊo (ET ) را ﺑﻪ ﺗﺒﺨﻴـﺮ- ﺗﻌﺮق ﭘﺘﺎﻧﺴﻴﻞ ﭼﻨﻴﻦ ﮔﻴﺎﻫﺎﻧﻲp (ET ) ﺗﺒﺪﻳ ﻞ ﻣﻲ :ﻛﻨﺪ )6 - 52 ( p c o ET K ET = ⋅ ﻣﻘﺎدﻳﺮ ﺿﺮﻳﺐ ﮔﻴﺎﻫﻲ ﺑﺮای ﮔﻴﺎﻫﺎن زراﻋﻲ و ﺑﺎﻏﻲ درAllen et al. (1998) و ﺑﺮای ﮔﻴﺎﻫـﺎن ﺗـﺎﻻﺑﻲ درDrexler et al. (2004) ﻣﻮﺟﻮد اﺳﺖ . ﺑﻪ ﻃﻮر ﻛﻠﻲ ﻣﻲ ﺗﻮان رﻃﻮﺑﺖ را ﺑﻪ رﻃﻮﺑﺖ ﺧﺎک و رﻃﻮﺑﺖ ﻫﻮا ﺗﻘﺴﻴﻢ ﻧﻤﻮد . ﮔﺮﭼﻪ رﻃﻮﺑﺖ ﻋﻤﺪﺗﺎ ﺑـﻪ ﻃـﻮر ﻣﺴـﺘﻘﻴﻢ در ﻣﻌﺎدﻻت ﺑﻴﻼن وارد ﻧﻤﻲ ﺷﻮد اﻣﺎ ﺗﻐﻴﻴﺮات آن ﻣﻲ ﺗﻮاﻧﺪ ﺑﻪ ﻃﻮر ﻣﻌﻨﻲ داری ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎی ﺑﻴﻼن را ﺗﺤﺖ ﺗﺎﺛﻴﺮ ﻗﺮار دﻫﺪ . د- ﻣﺤﺪودﻳﺖ ﻫﺎی رﻃﻮﺑﺖ ﺧﺎک اﻳﻦ ﻛﻪ ﺗﺒﺨﻴﺮ- ﺗﻌﺮق ﮔﻴﺎﻫﺎن در ﻛﻠﻴﻪ ﺷﺮاﻳﻂ ﺑﻪ ﺻﻮرت ﭘﺘﺎﻧﺴﻴﻞ اﻧﺠﺎم ﻣﻲ ﺷﻮد ﻫﻤﻴﺸـﻪ ﺻـﺎدق ﻧﻤـﻲ ﺑﺎﺷـﺪ . در ﺻـﻮرت ﻣﺤﺪود ﺑﻮدن رﻃﻮﺑﺖ ﺧﺎک، ﻳﻚ ﻋﺎﻣﻞ s K θ ، ﻛﻪ ﺗﺎﺑﻌﻲ از ﻣﻴﺰان رﻃﻮﺑﺖ ﺣﺠﻤﻲ ﺧﺎکθ اﺳﺖ، در راﺑﻄﻪ )6 - 52 ﺿـﺮب ﻣﻲ ﺷﻮد ﺗﺎ ﺗﺒﺨﻴﺮ-ﺗﻌﺮق واﻗﻌﻲ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺷﻮد : )6 - 53 ( 1 s c ET K K ETo mm day− = θ ⋅ ⋅ ﻣﻴﺰان آب ﺧﺎک ﻗﺎﺑﻞ دﺳﺘﺮس ﺑﺮای ﮔﻴﺎﻫﺎن ، ﺑﻪ ﻋﻤﻖ رﻳﺸﻪ ﺑﺴﺘ ﻫﺎ آن ﮕﻲ دارد . اﻳﻦ ﻋﻤﻖ اﻟﺒﺘـﻪ ﺑﺎرﺷـﺪ ﮔﻴﺎﻫـﺎن ﺗﻐﻴﻴـﺮ ﻣﻲ ﻛﻨﺪ و در ﮔﻴﺎﻫﺎن ﺳﺎﻻﻧﻪ ﺣﺎﺋ ﺰ اﻫﻤﻴﺖ اﺳﺖ . ﻣﻄﺎﻟﻌﺎﺗﻲ در ﻣﻮرد ﻧﺤﻮه ﺗﻐﻴﻴﺮ ) (f θ در واﻛـﻨﺶ ﺑـﻪ ﻛـﺎﻫﺶ آب در ﺧـﺎک ﺻﻮرت ﭘﺬﻳﺮﻓﺘﻪ اﺳﺖ . اﻳﻦ ﺗﺎﺑﻊ در ﻣﻘﻴﺎس ﻣﺎﻫﺎﻧﻪ ﻣﻄﺎﺑﻖ زﻳﺮ اﺳﺖ ) (Dyck, 1983 : )6 - 54 ( w f w f θ −θ θ = θ −θ 124 22 / 04 / 93 دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب اﻳﻦ ﺗﻮاﺑﻊ ﺗﺠﺮﺑﻲ واﺑﺴﺘﻪ ﺑﻪ ﺧﺎک ﺑﻮده و ﺟﺰﻳﻴ ﺎت آن ﻫﺎ ﻧﻴﺰ ﺑﺎﻫﻢ ﺗﻔﺎوت دارﻧﺪ . ﺧﺎﻛ ﻲ ﻛﻪ در اﺑﺘﺪا ﺗﻮﺳﻂ ﺑﺎران ﻳﺎ آﺑﻴـﺎری ﺑﺎراﻧﻲ اﺷﺒﺎع ﺷﺪه، رﻃﻮﺑﺖ آنs θ اﺳﺖ ﺑﺎ ﮔﺬﺷﺖ زﻣـﺎن زﻫﻜﺸـﻲ ﻣـﻲ ﺷـﻮد . زﻫﻜﺸـﻲ ﺗـﺎ زﻣـﺎﻧﻲ اداﻣـﻪ ﻣـﻲ ﻳﺎﺑـﺪ ﻛـﻪ آب ﺑﺎﻗﻲ ﻣﺎﻧﺪه ای ﻛﻪ ﺑﺮ روی ذرات ﺧﺎک ﺗﻮﺳﻂ ﻛﺸﺶ ﺳﻄﺤﻲ ﻧﮕﺎه داﺷﺘﻪ ﺷﺪه اﺳﺖ در ﺗﻌﺎدل ﺑﺎ ﻧﻴﺮوﻫﺎی ﺛﻘﻠﻲ ﻗﺮار ﻣﻲ ﮔﻴﺮد . اﻳﻦ وﺿﻌﻴﺖ رﻃﻮﺑﺘﻲ ﻇﺮﻓﻴﺖ ﻣﺰرﻋﻪ ای ﻧﺎم دارد و رﻃﻮﺑﺖ آن ﺑﺎfθ ﻧﺸﺎن داده ﻣﻲ .ﺷﻮد ﺧﺸﻚ ﺷﺪن ﺑـﺪون اﻳﻨﻜـﻪ رﻃﻮﺑـﺖ ﺧﺎک ﻣﺤﺪودﻳﺖ ﺟﺪی اﻳﻔﺎ ﻛﻨﺪ اداﻣﻪ ﻣﻲ ﻳﺎﺑﺪ ﺗ ﺎ اﻳﻨﻜﻪ رﻃﻮﺑﺖ ﺑﻪd θ ﺑﺮﺳﺪ در اﻳﻦ ﺣﺎﻟـﺖ ﻣﻴـﺰان رﻃﻮﺑـﺖ ﻧﻮﻋـﺎ50 ﺗـﺎ80 درﺻﺪfθ اﺳﺖ . ﺳﭙﺲ ﻫﺪاﻳﺖ ﻫﻴﺪروﻟﻴﻜﻲs K و ﻫﻤﭽﻨﻴﻦ ﻧﺮخ ﺗﻌﺮق ﺷﺮوع ﺑﻪ ﻛﺎﻫﺶ ﻣﻲ ﻛﻨﺪ ﺗﺎ اﻳﻨﻜﻪ » ﻧﻘﻄـﻪ ﭘﮋﻣﺮدﮔـﻲ « ﺑﺮﺳﺪ . رﻃﻮﺑﺖ ﺧﺎک در اﻳﻦ ﺣﺎﻟ ﺖw θ اﺳﺖ و ﻓﺮض ﻣﻲ ﻛﻪ ﺷﻮدs K ﺻﻔﺮ اﺳـﺖ . در ﻣـﺪل ﻛـﺮدن ﺗﺒﺨﻴـﺮ در رﻃﻮﺑـﺖ ﻫـﺎی ﻣﺨﺘﻠﻒ ﺧﺎک، ﻏﺎﻟﺒﺎ ﻣﻨﺎﺳﺐ اﺳﺖ ﻛﻪ » ﻣﻴﺰان آب ﺧﺎک « ﻣﺪﻧﻈﺮ ﺑﺎﺷﺪ وﻟﻲ ﮔﻴﺎﻫـﺎن ﺑـﻴﺶ ﺗـﺮ ﺑـﻪ ﭘﺘﺎﻧﺴـﻴﻞ آب ﺧـﺎک s Ψ ﺣﺴﺎﺳﻴﺖ ﻧﺸﺎن ﻣﻲ دﻫﻨﺪ ﺑ . ﻨﺎﺑﺮاﻳﻦ ﻣﻘﺪاری از ﺗﻐﻴﻴﺮات ﻣﺸﺎﻫﺪه ﺷﺪه در ﺷﻜﻞ ﺗﺎﺑﻊ ) (f θ ، ﻣﻤﻜـﻦ اﺳـﺖ ﺑـﻪ دﻟﻴـﻞ ﺗﻮاﺑـﻊ ﻣﺨﺘﻠﻒ ﻣﻨﺤﻨﻲ رﻃـﻮﺑﺘﻲ ) راﺑﻄـﻪ ﺑـﻴﻦ sθ وs Ψ ( ﺑـﺮای ﺧـﺎک ﻫـﺎ ی ﻣﺨﺘﻠـﻒ ﺑـﻪ وﺟـﻮد آﻳـﺪ . در ﺑﺮﺧـﻲ از ﻛـﺎرﺑﺮد ﻫـﺎی ﻫﻴﺪروﻟﻮژﻳﻜﻲ ، و ﺑﻪ وﻳﮋه در ﻣﻮرد ﻣﺪل ﻛﺮدن ﺑﻴﻼن آب ، ﺷﻜﻞ دﻗﻴﻖ f θ اﻫﻤﻴﺖ زﻳﺎدی ﻧﺪارد . 6 - 3 - 3 - ﺗ ﺒﺨﻴﺮ و ﺗﺼﻌﻴﺪ از ﺳﻄﻮح ﺑﺮﻓﻲ و ﻳﺨﻲ ﺗﺒﺨﻴﺮ از ﭘﻮﺷﺶ ﻫﺎی ﺑﺮﻓﻲ ﻳﺎ ﺗﻮﺳﻂ رواﺑﻂ ﺗﺠﺮﺑﻲ و ﻳﺎ ﺗﻮﺳﻂ ﺗﺒﺨﻴﺮﺳﻨﺞ ﻫﺎ ﺗﻌﻴﻴﻦ ﻣﻲ ﺷـﻮد . ﺗﺒﺨﻴـﺮ روزاﻧـﻪ از ﭘﻮﺷـﺶ ﺑﺮﻓﻲ ﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﺪ ﺗﻮﺳﻂ ﻓﺮﻣﻮل ﻫﺎی زﻳﺮ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺷﻮد (Konoplyantsev, 1970) : )6 - 55 ( * 10 sn 2 0.18 0.98u e e Ε = + ⋅ − )6 - 56 ( * 10 2 2 0.24 0.04u e e Ε = + ⋅ − ﻛﻪ در آن ﻫﺎ 10 u ، * sn e ، * 2e ، 2 e ﺑﻪ ﺗﺮﺗﻴﺐ ﻣﺘﻮﺳﻂ ﻣﻘﺎدﻳﺮ روزاﻧﻪ ﺳﺮ ﻋﺖ ﺑﺎد، ﻓﺸﺎر ﺑﺨﺎر اﺷﺒﺎع ﻣﺘﻨﺎﻇﺮ ﺑﺎ درﺟﻪ ﺣـﺮارت ﺳﻄﺢ ﺑﺮف و درﺟﻪ ﺣﺮارت ﻫﻮا، و ﻓﺸﺎر ﺑﺨﺎر ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . اﻋﺪاد 10 و2 در ﭘﺎﻳﻴﻦ ﻋﻼﺋﻢ ﺑﻴﺎﻧﮕﺮ ارﺗﻔﺎع ﺑﺎﻻی ﺳﻄﺢ ﺑﺮف ﺣﺴـﺐ ﻣﺘﺮ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ ﻛﻪ در آن اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻫﺎی ﻣﺘﻨﺎﻇﺮ اﻧﺠﺎم ﻣﻲ ﺷـﻮد . ﺗﺒﺨﻴـﺮ ﻣﺎﻫﺎﻧـﻪ از ﺑـﺮف از روی اﻳـﻦ ﻓﺮﻣـﻮل ﻫـﺎ ﺑـﺎ ﺧﻄـ ﺎی اﺳﺘﺎﻧﺪارد ﻧﺴﺒﻲ در ﺣﺪود 30 % ﺗﻌﻴﻴﻦ ﻣﻲ .ﺷﻮد ﺑﺮای ﺣﻮﺿﻪ ﻫﺎ ی رودﺧﺎﻧﻪ ای در ﻋﺮض ﻫﺎی ﻣﻴﺎﻧﻲ ﻛﻪ ﻛﺎﻣﻼ ﻳﺎ ﺗﺎ ﺣـﺪی ﻫـﺮ ﺳﺎﻟﻪ ﺗﻮﺳﻂ ﺑﺮف ﭘﻮﺷﻴﺪه ﻣﻲ ﺷﻮﻧﺪ ، ﺗﺒﺨﻴﺮ در ﺧﻼل ﻫﺎ دوره ی زﻣﺎﻧﻲ ﭘﻮﺷﺶ ﺑﺮف ﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﺪ ﺗﻮﺳﻂ ﺗﻮزﻳﻦ ﺗﺒﺨﻴﺮ ﺳﻨﺞ ﻫﺎﻳﻲ ﻛﻪ ﺑﺎ ﻃﺮاﺣﻲ وﻳﮋه ای ﺳﺎﺧﺘﻪ ﺷﺪه اﻧﺪ ﺻﻮرت ﭘﺬﻳﺮد (Toebes and Ouryvaev, 1970.) . 6 - 4 - ﺗﻐﻴﻴﺮات ذﺧﻴﺮه آب در ﻣﺤﺪوده ﻣﻜﺎﻧﻲ ﺑﻴﻼن ﺗﻐﻴﻴﺮات ذﺧﻴﺮه آب در ﻳﻚ ﺣﻮﺿﻪ رودﺧﺎﻧﻪ ای ﺑﺎﻳﺴﺘﻲ ﻫﻢ در ﻫﻨﮕﺎم ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن آب ﺑـﺮای ﻫـﺎ دوره ی زﻣـﺎﻧﻲ ﻛﻮﺗـﺎه ) ﺳﺎل، ﻓﺼﻞ، ﻣﺎه ﻳﺎ دوره ﻛﻮﺗﺎه ﺗﺮ ﻣﻨﻔﺮد ( و ﻫﻢ در ﻫﻨﮕﺎم ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻣﺘﻮﺳﻂ ﺳﺎﻻﻧﻪ و ﻣﺎﻫﺎﻧﻪ ﺑـﻴﻼ ن ﻫـﺎی آب در ﻧﻈـﺮ ﮔﺮﻓﺘـﻪ .ﺷﻮد ﺗﻤﺎﻣﻲ ﺟﻤﻼت ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن آب ﻛﻪ ﺑﻪ ﻧﻮﻋﻲ ﺑﻴﺎﻧﮕﺮ ﺗﻐﻴﻴﺮات ذﺧﻴﺮه آب ، اﻧﺪ ﺑﺎ اﺳﺘﻔﺎده از ﺗﻔـﺎوت ﺑـﻴﻦ ذﺧﻴـﺮه آب در ﻓﺼﻞ ﺷﺸﻢ - ﺗﺒﻴﻴﻦ ﻧﺤﻮه ﺑﺮآورد ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎی ﺑﻴﻼن 22 / 04 / 93 125 اﻧﺘﻬﺎ و در اﺑﺘﺪای دوره زﻣﺎﻧﻲ ﺑﻴﻼن ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ و ﺗﻌﻴﻴﻦ ﻣﻲ .ﺪﻧﺷﻮ ذﺧﻴﺮه آب در ﻣﺤﺪوده ﻣﻜﺎﻧﻲ و زﻣﺎﻧﻲ ﺑـﻴﻼن در ﺑﺮﮔﻴﺮﻧـﺪه ﺳﻪ ﻣﻮرد ﻛﻠﻲ ( ﻒ اﻟ) ذﺧﻴﺮه آب در ﺳﻄﺢ ﺣﻮﺿﻪ (Se) ،)( ب ذﺧﻴﺮه آب در ﺧﺎک و در ﻧﺎﺣﻴﻪ ﻏﻴﺮاﺷﺒﺎع (M) ، و ( ج) ذﺧﻴـﺮه آب ز ﻳ ﺮزﻣﻴﻨﻲ (G) ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﻣﻮارد ﺟﺰﻳﻲ ﺗﺮی ﭼﻮن ذﺧﻴﺮه آب در اﻧﺴﺎن و اﻧﺪام ﻫﺎی ﮔﻴﺎﻫﻲ در اﻳﻦ ﺟـﺎ آورده ﻧﺸـﺪه اﺳـﺖ . اﻳﻦ ﻣﻮارد در ﻣﻘﻮﻟﻪ ﺗﺒﺨﻴﺮ-ﺗﻌﺮق ﻛﻼﺳﻪ ﺑﻨﺪی ﻣﻲ ﺷﻮﻧﺪ . در اﻗﻠﻴﻢ ﻫﺎی ﻣﻌﺘﺪل و ﺳﺮد ﺑﺎ ﭘﻮﺷﺶ ﭘﺎﻳﺪار ﺑﺮﻓﻲ، ﺗﺠﻤﻊ ﻋﻤﺪه آب در زﻣﺴﺘﺎن رخ دﻫﺪ ﻣﻲ ، درﺣﺎﻟﻲ ﻛﻪ در اﻗﻠﻴﻢ ﻫﺎی ﮔﺮم و ﻣﺮﻃﻮب در ﺧﻼل ﻓﺼﻞ ﺑﺎراﻧﻲ اﺗﻔﺎق ﻣﻲ اﻓﺘﺪ . ﺗﻔﺎوت در ﺑﻴﻼن ﻫـﺎی آب اﻳﻦ دو در اﻳﻦ اﺳﺖ ﻛﻪ رﻳﺰش ﺟﻮی ﺟﺎﻣﺪ ﺗﺠﻤﻊ ﻳﺎﻓﺘﻪ ﺑﻪ ﺷﻜﻞ ﭘﻮﺷﺶ ﺑﺮﻓﻲ در ﻧﻮع اول روان آب را ﺗﻨﻬﺎ ﺑﻌـﺪ از ﻳـﻚ ﺗﺎﺧﻴﺮ ﻃﻮﻻﻧﻲ ﺗﺸﻜﻴﻞ دﻫﺪ ﻣﻲ ، درﺣﺎﻟﻲ ﻛﻪ در ﻧﻮع دوم رﻳﺰش ﺟﻮی ﻣﺎﻳﻊ ﺑﻼﻓﺎﺻﻠﻪ ﭘﺲ از رﻳـﺰش و ﻳـﺎ ﺑﻌـﺪ از ﻳـﻚ ﺗـﺎﺧﻴﺮ ﻛﻮﺗﺎه ﺑﻪ ﻓﺮآﻳﻨﺪ ﻫﻴﺪروﻟﻮژﻳﻜﻲ ﻣﻠﺤﻖ ﻣﻲ .ﺷﻮد 6 - 4 - 1 - ذﺧﻴﺮه آب ﺳﻄﺤﻲ ﺗﺠﻤﻊ و ذﺧﻴﺮه آب ﺑﺮ روی ﺳﻄﺢ ﺣﻮﺿﻪ ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ از ﺳﻪ ﻧﻮع ﻣﺘﻔﺎوت اﻟﻒ ) ( آب ﺑﺎران ﻛـﻪ در ﭼـﺎﻻب ﻫـﺎی ﻛﻮﭼـﻚ ﻧﮕﻬﺪاﺷﺘﻪ ﺷﺪه اﺳﺖ، ( ب) ذﺧﻴﺮه آب ﺑﻪ ﺷﻜﻞ ﺣﺎﻟﺖ ﺟﺎﻣﺪ ) ﭘﻮﺷﺶ ﺑﺮﻓﻲ، ﻳﺦ ﻣﻨﺠﻤﺪ ﺷﺪه، ﻳﺨﭽﺎل ( ج) و (ﻫـﺎ ذﺧﻴـﺮه آب در ﻣﺠﻤﻮﻋﻪ ﻫﺎی آﺑﻲ ) درﻳﺎﭼﻪ ﻫﺎ، ﻣﺨﺎزن، ﺗﺎﻻب ( د) و ( ﻫﺎ در ﺷﺒﻜﻪ ﻫﻴﺪروﮔﺮاﻓﻲ ) ﻛﺎﻧﺎل ﻫﺎی رودﺧﺎﻧﻪ ای ( ﺗﺸﻜﻴﻞ ﺷﻮد . 6 - 4 - 1 - 1 - ﻧﮕﻬﺪاﺷﺖ آب در ﭼﺎﻻب ﻫﺎی ﻛﻮﭼﻚ ﺗﺠﻤﻊ آب در ﭼﺎﻻب ﻫﺎی ﻛ ﻮﭼﻚ ) ﺑﻌﺪ از ﺑﺎران و رﮔﺒﺎر ( ﻋﻤﻮﻣﺎ ﻣﺪت زﻣﺎن ﻃﻮﻻﻧﻲ ﺑﻪ درازا ﻧﻤﻲ ﻛﺸﺪ، و ﺑﻨﺎﺑﺮ اﻳﻦ ﻣﻨﻈـﻮر ﻛﺮدن و اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی دﻗﻴﻖ آن دﺷﻮار اﺳﺖ . اﻳﻦ آب ﺳﺮﻳﻌﺎ ﺑﻪ وﺳﻴﻠﻪ ﺗﺒﺨﻴﺮ و ﺗﻮﺳﻂ ﻧﻔﻮذ ﺑـﺪاﺧﻞ ﺧـﺎک ﺗﻠـﻒ ﻣـﻲ ﺷـﻮد . در ﻧﺘﻴﺠﻪ اﻳﻦ ﻣﻮﻟﻔﻪ در ﺳﺎﻳﺮ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎی ﺑﻴﻼن دﻳﺪه ﻣﻲ .ﺷﻮد 6 - 4 - 1 - 2 - ذﺧﻴﺮه آب در ﺣﺎﻟ ﺖ ﺟﺎﻣﺪ ﺗﻐﻴﻴﺮات ذﺧﻴﺮه آب در ﭘﻮﺷﺶ ﺑﺮﻓﻲ ﺗﻮﺳﻂ ردﻳﺎﺑﻲ و ﺑﺮرﺳـﻲ ﻫـﺎی ﻣـﻨﻈﻢ ﺑـﺮف در ﻃـﻮل ﻣﺴـﻴﺮ ﻫـﺎی ﻣﺸﺨﺼـﻲ ﻛـﻪ ﺣﻮﺿﻪ ﻫﺎی رودﺧﺎﻧﻪ ای را ﺗﺎ ﺣﺪ اﻣﻜﺎن ﺑﻪ ﻃﻮر ﻳﻜﻨﻮاﺧﺖ ﭘﻮﺷﺶ دﻫﺪ ﻣﻲ و وﻳﮋﮔﻲ ﻫﺎی زﻣﻴﻨﻲ را ﻧﻴﺰ ﻣﺪﻧﻈﺮ ﻗﺮار ﻣـﻲ دﻫـﺪ، ارزﻳﺎﺑﻲ ﻣﻲ روش .ﺷﻮد ﻫﺎ ی اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی و ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ذﺧﻴﺮه ﺑﺮﻓ ﻲ در WMO (1970a) ﺗﻮﺻﻴﻒ ﺷﺪه . اﻧﺪ از ﻃﺮف دﻳﮕﺮ ذﺧﻴـﺮه آب ﺑﻪ ﺻﻮرت ﺟﺎﻣﺪ را ﻣﻲ ﺗﻮان ﺑﻪ دو ﺑﺨﺶ ذﺧﻴﺮه ﻳﺦ و ﺑﺮف در ﻳﺨﭽﺎل ﻫﺎ و ذﺧﻴـﺮه ﺑـﺮف ﺑـﺮ روی ﻣﺴـﺎﺣﺖ ﻏﻴﺮﻳﺨﭽـﺎﻟﻲ ﺗﻘﺴﻴﻢ ﻛﺮد . ﺗﻐﻴﻴﺮ در ذﺧﻴﺮه در ﻳﺨﭽﺎل ﻫﺎ را ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ ﺑ ﻪ وﺳﻴﻠﻪ روش ﻫﺎ ی ﻣﺨﺘﻠﻔﻲ ﭼﻮن ﻣﺤﺎ ﺳﺒﻪ ﻳﺨﭽﺎل ﻫـﺎی ﺳـﻄﺤﻲ ذوب ﺷﺪه ﺑﻪ وﺳﻴﻠﻪ روش ﺑﻴﻼن ﮔﺮﻣﺎ و ، ﻳﺎ ﺑﺎ ﺗﻘﺮﻳﺐ ﺑﻴﺶ ﺗﺮ ﺑﺮ اﺳﺎس اﻃﻼﻋﺎت درﺟﻪ ﺣﺮ ارت ﻫـﻮا ، ﺑـﺮآورد ﻧﻤـﻮد . از ﻃـﺮف دﻳﮕﺮ ذﺧﻴﺮه ﺑﺮف ﺑﺮ روی ﻣﺴﺎﺣﺖ ﻏﻴﺮﻳﺨﭽﺎﻟﻲ ﺣﻮﺿﻪ ﺗﻮﺳﻂ ﺑﺮرﺳﻲ ﻫﺎی ﺑﺮف ﺳﻨﺠﻲ ﻣﻲ ﺗﻮاﻧﺪ ﺑﺮآورد ﺷﻮد . ﺑﺮای اﻳﻦ ﻣﻨﻈﻮر داﺷﺘﻦ راﺑﻄﻪ واﺳﻨﺠﻲ ﺷﺪه ای ﺑﻴﻦ ارﺗﻔﺎع ﺑﺮف ﻧﺴﺒﺖ ﺑﻪ ﻳﻚ ﺳﻄ ﺢ ﻣﺒﻨﺎ و ﺣﺠﻢ ﺗﻮده ﺑﺮﻓﻲ ﺑﻪ اﻧﻀﻤﺎم ﭼﮕﺎﻟﻲ ﺑﺮف اﻧﺒﺎﺷـﺘﻪ ﺷﺪه ﻣﻔﻴﺪ ﺧﻮاﻫﺪ ﺑﻮد . ﺑﺮای ﻫﺮ دو ﺑﺨﺶ ﻳﺨﭽﺎﻟﻲ و ﻏﻴﺮ ﻳﺨﭽﺎﻟﻲ، اﺳﺘﻔﺎده از روش ﻫـﺎی ﺳـﻨﺠﺶ از دور ﮔﺰﻳﻨـﻪ ﺟـﺎﻳﮕﺰﻳﻦ دﻳﮕﺮی ﺑﻪ ﺷﻤﺎر ﻣﻲ . آﻳﺪ 126 22 / 04 / 93 دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب 6 - 4 - 2 - ذﺧﻴﺮه آب در ﻣﺠﻤﻮﻋﻪ ﻫﺎی آﺑﻲ ﻣﺠﻤﻮﻋﻪ ﻫﺎی آﺑﻲ را ﺗﻮان ﻣﻲ ﻣﺘﺸﻜﻞ از درﻳﺎﭼﻪ ﻫﺎ، ﻣﺨﺎزن، ﺗﺎ ﻻب ﻫﺎ و ﺑﺮﻛﻪ ﻫﺎ داﻧﺴﺖ . ﺗﺠﻤﻊ آب در اﻳﻦ ﻣﺠﻤﻮﻋﻪ ﻫـﺎ ﺑـﻪ ﻣﺴﺎﺣﺖ آن ﻫﺎ در ﺣﻮﺿﻪ و ﻫﻤﭽﻨﻴﻦ ﺑﻪ داﻣﻨﻪ ﻧﻮﺳﺎﻧﺎت ﺗﺮاز آب در دوره زﻣﺎﻧﻲ ﺑﻴﻼن ﺑﺴﺘﮕﻲ دارد . در ﺻﻮرﺗﻲ ذﺧﻴﺮه آب در ﻣﺠﻤﻮﻋﻪ ﻫﺎی آﺑﻲ در ﺑﺮرﺳﻲ ﻫﺎی ﺑﻴﻼن ﻟﺤﺎظ ﻣﻲ ﺷﻮد ﻛﻪ ﺣﺪاﻗﻞ 2 - 3 %از ﻣﺴﺎﺣﺖ آن ﻫﺎ در ﻣﺤﺪوده ﻣﻜـﺎﻧﻲ ﺑـﻴﻼ ن واﻗـﻊ ﺷﺪه ﺑﺎﺷﺪ . ﺗﺮ ﺳﺎده ﻳﻦ روش ﺑﺮای ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺗﻐﻴﻴﺮات ﺣﺠﻢ آب در درﻳﺎﭼﻪ ﻫﺎ و ﻣﺨﺎزن، اﺳﺘﻔﺎده از ﻣﻨﺤﻨﻲ ﻫﺎ و رواﺑﻄﻲ اﺳﺖ ﻛﻪ ﺣﺠﻢ آب در درﻳﺎﭼﻪ را ﺑﻪ ﻣﻴﺎﻧﮕﻴﻦ ﺗﺮاز آب ارﺗﺒﺎط ﻣﻲ دﻫﻨﺪ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﻧﻘﺸﻪ ﺑﺮداری زﻣﻴﻨﻲ ﻣﺨﺰن ﺳﺪ ﻗﺒـﻞ از اﺣـﺪاث آن اﻣﻜـﺎن ﺗﻬﻴﻪ رواﺑﻂ اﺷﻞ- ذﺧﻴﺮه را ﻓﺮا ﻫﻢ ﻣﻲ ﺳﺎزد . ﺑﺮای ﺗﻬﻴﻪ ﭼﻨﻴﻦ رواﺑﻄﻲ در زﻣﺎﻧﻲ ﻛﻪ ﻣﺨﺰن ﻳﺎ ﺗﺎﻻب ﭘﺮ از آب اﺳﺖ، اﺳـﺘﻔﺎده از روش ﻫﺎی ﻧﻘﺸﻪ ﺑﺮداری درﻳﺎﻳﻲ ﺗﻮﺻﻴﻪ ﻣﻲ ﺷﻮد . ﺑﺮای اﻃﻤﻴﻨﺎن ﻳﺎﻓﺘﻦ از ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻣﺘﻮﺳﻂ ﺗﺮاز آب ﺑﺮای درﻳﺎﭼﻪ ﻫﺎ و ﻣﺨﺎزن ﺑﺰرگ ﺑﺎ دﻗﺖ 10 ﻣﻴﻠﻲ ﻣﺘﺮی، ﺑﻪ دﺳﺖ آوردن اﻃﻼﻋﺎﺗﻲ درﺑﺎره ﺗﺮاز ﻫﺎﻳﻲ در ﺷﺒﻜﻪ ای از اﻳﺴﺘﮕﺎه ﻫﺎ ﻛﻪ وﻳﮋﮔﻲ ﻫﺎی ﻣﺠﻤﻮﻋـﻪ آﺑﻲ را ﻣﺪ ﻧﻈﺮ ﻗﺮار دﻫﺪ ﻣﻲ ﻻزم اﺳﺖ . ﺑﺮای ﻧﻴﻞ ﺑﻪ دﻗﺖ ﺑﻴﺶ ﺗﺮ، ﺣﺬف ﺗﺎﺛﻴﺮ ات اﻧﺤﺮاف ﻧﺎﺷﻲ از ﻧﻮﺳﺎﻧﺎت ﻧﺴـﺒﻲ اﺷـﻞ آب ﺗﻮﺻﻴﻪ ﻣﻲ ﺷﻮد . ﻣﻮج ﻧﺎﺷﻲ از ﺑﺎد در درﻳﺎﭼﻪ ﻫﺎ و ﻫﻤﭽﻨﻴﻦ ﺑﻲ ﺛﺒﺎﺗﻲ در درﻳﺎﭼـﻪ ﻧﺎﺷـﻲ از رژﻳـﻢ ﺑﻬـﺮه ﺑـﺮداری از ﺗﺠﻬ ﻴـﺰات آﺑﮕﻴﺮی ﻣﻨﺠﺮ ﺑﻪ ﻧﻮﺳﺎﻧﺎت ﻧﺴﺒﻲ در ﺗﺮازﻫﺎ در ﻣﺠﻤﻮﻋﻪ ﻫﺎی آﺑﻲ ﻣـﻲ ﺷـﻮد . ﺑـﺮای ﺧـﺎرج ﻛـﺮدن ﺗـﺎﺛﻴﺮ ﻣـﻮج ﻧﺎﺷـﻲ از ﺑـﺎد ، اﺷﻞ ﻫﺎﻳﻲ در درﻳﺎﭼﻪ ﻫﺎی ﺑﺰرگ ﻛﻢ ﻋﻤﻖ و ﻣﺨﺎزن ﻋﺮﻳﺾ ﻧﺰدﻳﻚ ﻣﺮﻛﺰ ﺛﻘﻞ ﻣﺠﻤﻮﻋﻪ آﺑﻲ ) ﺗﻌـﺎدل ( ، ﺟـﺎﻳﻲ ﻛـﻪ ﻧﻮﺳـﺎﻧﺎت ﻧﺴﺒﻲ ﺗﺮاز آب ﻛ ﻢ اﺳﺖ ، ﻧﺼﺐ ﻣﻲ .ﺷﻮد ﺑﺮای ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺗﻐﻴﻴ ﺮ ﺣﺠﻢ آبL S Δ در درﻳﺎﭼﻪ ﻳﺎ ﻣﺨﺰن ، از ﻣﺘﻮﺳﻂ ﺗـﺮاز آب ﺑـﺮای ﺗـﺎرﻳﺦ ﻣﻌـﻴﻦ اﺳـﺘﻔﺎده ﻣـﻲ ﺷـﻮد . ﻣﺘﻮﺳﻂ ﺗﺮاز آب درﻳﺎﭼﻪ ﻫﺎی ﻛﻢ ﻋﻤﻖ و ﻣﺨﺎزن ﻋﺮﻳﺾ ﻣﺴﺘﻘﻴﻤﺎ ﺗﻮﺳﻂ ﻗﺮاﺋﺖ ﻫﺎی اﺷﻞ ) ﻳﺎ اﺷﻞ ( ﻫﺎ ﻛﻪ ﺣﺘﻲ اﻻﻣﻜـﺎن ﺗﺤـﺖ ﺗﺎﺛﻴﺮ ﺑﺎد ﻗﺮار ﻧﺪاﺷﺘﻪ ﺑﺎﺷﻨﺪ، ﺑﻪ دﺳﺖ آﻳﺪ ﻣﻲ . ﻣﺘﻮﺳﻂ ﺗﺮاز آب ﻣﺨـﺎزن رودﺧﺎﻧـﻪ ای ﺑـﻪ ﻃـﻮر ﺟﺪاﮔﺎﻧـﻪ ﺑـﺮای ﺑـﺎزه ﻫـﺎﻳﻲ ﺑـﺎ ﺷﻴﺐ ﻫﺎی ﻣﺘﻔﺎوت از ﺳﻄﺢ آب ﺗﻌﻴﻴﻦ ﻣﻲ ﺷﻮد . ﺳﭙﺲ ﻣﺘﻮﺳﻂ ﺗـﺮاز آب درﻳﺎﭼـﻪ ﻫـﺎی ﻋﻤﻴـﻖ ﺑـﻪ ﺻـﻮرت ﻣﻴـﺎﻧﮕﻴﻦ وزﻧـﻲ ﻗﺮاﺋﺖ ﻫﺎی ﺗﻤﺎﻣﻲ اﺷﻞ ﻫﺎ ﺑﻪ دﺳﺖ ﻣﻲ . آﻳﺪ ﺣﺠﻢ آب در ﻣﺠﻤﻮﻋﻪ آﺑﻲ ﺑﺮای ﺗﺎرﻳﺦ ﻣﻌﻴﻦ از روی ﻗﺮاﺋﺖ ﺗﺮاز آب و اﺳﺘﻔﺎد ه از ﻣﻨﺤﻨﻲ ای ﻛﻪ ﺣﺠﻢ ﻫﺎ را ﺑﻪ ﺗﺮازﻫﺎی آب ﻣﺮﺗﺒﻂ ﻣﻲ ﻛﻨﺪ، ﺗﻌﻴﻴﻦ ﻣﻲ .ﺷﻮد ﺗﻐﻴﻴﺮ ﺣﺠﻢ آب ﺑﺮای دوره زﻣﺎﻧﻲ ﺑﻴﻼن ﺑﻪ ﺻﻮرت ﺗﻔﺎوت ﺑﻴﻦ ﺣﺠﻢ آب در آﻏﺎز و ﺧﺎﺗﻤﻪ دوره ﺑﻴﻼن ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻣﻲ ﺷﻮد . ﺑﺮای ﻣﺨﺎزﻧ ﻲ ﻛﻪ ﺷﻴﺐ ﻣﺸﺨﺼ ﻲ دارﻧـﺪ ، ﻣﻨﺤﻨـﻲ ﻫـﺎی ﻣﺠﺰای اﺷﻞ- ﺣﺠﻢ ﺑﺮای ﻫﺮ ﺑﺎزه اﺳﺘﻔﺎده ﻣﻲ .ﺷﻮد 6 - 4 - 2 - 1 - ذﺧﻴﺮه ﻛﺎﻧﺎﻟﻲ در ﻳﻚ ﺣﻮﺿﻪ رودﺧﺎﻧﻪ ای ﺗﺨﻤﻴﻦ ﻫﺎﻳﻲ از ﺗﻐﻴﻴﺮ ذﺧﻴﺮه ﻛﺎﻧﺎﻟﻲ در ﻳﻚ ﺣﻮﺿﻪ رودﺧﺎﻧﻪ ای ﺗﻨﻬﺎ ﺑﺮای ﻫﺎ دوره ی ﺻﻌﻮد و ﻧـﺰول ﺳـﻴﻼب و ﻫﻤﭽﻨـﻴﻦ ﺑﺮای ﻫﺎ ﻣﺎه ﻳﻲ ﻛﻪ ﺗﻔﺎوت ﻗﺎﺑﻞ ﻣﻼﺣﻈﻪ ﻫﺎ ﺑﺪه ی ﺟﺮﻳﺎن ﺑﻴﻦ اﺑﺘﺪا و اﻧﺘﻬﺎی ﻣﺎه وﺟﻮد داﺷﺘﻪ ﺑﺎﺷﺪ، ﺻﻮرت ﻣـﻲ ﭘـﺬﻳﺮد . ﺑـﺮای ﺑﺮآورد ذﺧﻴﺮ ه ﻛﺎﻧﺎﻟﻲ در ﺷﺒﻜﻪ ﻫﺎی زﻫﻜﺸﻲ، ﺗﻘﺴﻴﻢ ﻛﺮدن آن ﻫﺎ ﺑﻪ ﺑﺰرگ، ﻣﺘﻮﺳﻂ و ﻛﻮﭼﻚ ﻣﻨﺎﺳﺐ اﺳﺖ . ﺗﻤﺎﻣﻲ ﻗﻄﻌـﺎت ﻛﺎﻧﺎل رودﺧﺎﻧﻪ ای ﻛﻪ در ﺑﺎﻻدﺳﺖ ﺗﻮﺳﻂ اﺷـﻞ ﻫـﺎی واﻗـﻊ ﺷـﺪه در ﻓﻮاﺻـﻞ ﻣﺴـﺎوی )50 ، 100 ، 150 ﻛﻴﻠـﻮﻣﺘﺮ ( از دﻫﺎﻧـﻪ ﻓﺼﻞ ﺷﺸﻢ - ﺗﺒﻴﻴﻦ ﻧﺤﻮه ﺑﺮآورد ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎی ﺑﻴﻼن 22 / 04 / 93 127 رودﺧﺎﻧﻪ و در ﭘﺎﻳﻴﻦ دﺳﺖ ﺗﻮﺳﻂ اﺷﻞ ﺧﺮوﺟﻲ ﻣﺤﺼﻮر ﺷﺪه اﻧﺪ ، ﻳﻚ ﺷﺒﻜﻪ زﻫﻜﺸﻲ ﺑـﺰرگ ﻓـﺮض ﻣـﻲ ﺷـﻮد . ﺑﻘﻴـﻪ ﺷـﺒﻜﻪ زﻫﻜﺸﻲ ﻣﺘﻮﺳﻂ ﻳﺎ ﻛﻮﭼﻚ در ﻧﻈﺮ ﮔﺮﻓﺘﻪ ﻣﻲ ﺷﻮﻧﺪ در . ﺣﻮﺿﻪ ﻫﺎ ی زﻫﻜﺸﻲ ﺑﺎ ﻣﺴﺎﺣﺖ ﺑـﻴﻦ 15000 و100000 ﻛﻴﻠـﻮﻣﺘﺮ ﻣﺮﺑﻊ ﻛﻪ ﻳﻚ ﺷﺒﻜﻪ ﻣﺘﺮاﻛﻢ ﻣﺸﺎﻫﺪاﺗﻲ دارﻧﺪ، اﺷﻞ ﻫﺎ در ﻓﺎﺻﻠﻪ 100 ﻛﻴﻠﻮﻣﺘﺮی از دﻫﺎﻧﻪ اﻧﺘﺨﺎب ﻣﻲ ﺷﻮد . در ﺻﻮرت وﺟـﻮد ﺷﺒﻜﻪ ﻣﺸﺎﻫﺪاﺗﻲ ﻏﻴﺮ ﻣﺘﺮاﻛﻢ، ﻓ ﺎﺻﻠﻪ 150 ﻛﻴﻠﻮﻣﺘﺮ در ﻧﻈﺮ ﮔﺮﻓﺘﻪ ﻣﻲ ﺷﻮد . اﻳﻦ ﻓﺎﺻﻠﻪ ﺑﺮای ﺣﻮﺿﻪ ﻫﺎ ی ﻛﻮﭼﻚ ) ﻛﻮﭼـﻚ ﺗـﺮ از 15000 ﻛﻴﻠﻮﻣﺘﺮ ﻣﺮﺑﻊ ( و ﺑﺮای ﺣﻮﺿﻪ ﻫﺎ ی ﺑﺰرگ ﺑﻴﺶ ) از ﺗﺮ 100000 ﻛﻴﻠـﻮﻣﺘﺮ ﻣﺮﺑـﻊ ( ﺑـﻪ ﺗﺮﺗﻴـﺐ 50 و150 ﻛﻴﻠـﻮﻣﺘﺮ ﭘﻴﺸﻨﻬﺎد ﻣﻲ ﺷﻮد . ﺷﺒﻜﻪ زﻫﻜﺸﻲ ﺑﺰرگ ﻛﻪ ﺑﻪ اﻳﻦ ﺻﻮرت ﺗﻌﺮﻳﻒ ﺷﺪ، ﺑﻪ ﻧﻮﺑﻪ ﺧﻮد ﺑﻪ ﻣﻘﺎﻃﻊ رودﺧﺎﻧﻪ ای ﻛﻪ ﺟﺮﻳﺎن ورودی ﺟﺎﻧﺒﻲ ﻧﺪاﺷﺘﻪ ﺑﺎﺷﺪ و اﻧﺘﻬﺎی آن ﻫﺎ در دﻫﺎﻧﻪ ﺷﺎﺧﻪ ﻫﺎی ﺑﺰرگ رودﺧﺎﻧﻪ ای ﺑﺎﺷﺪ ﺗﻘﺴﻴﻢ ﻣﻲ ﺷﻮد . اﮔـﺮ ﭼﻨـﻴﻦ ﺗﻘﺴـﻴﻢ ﺑﻨـﺪی اﻣﻜﺎن ﭘﺬﻳﺮ ﻧﺒﺎﺷﺪ، ﻣﺮزﻫﺎی ﻣﻘﺎﻃﻊ ﺑﺎﻳﺴﺘﻲ در ﻣﺤﻞ اﻳﺴﺘﮕﺎه ﻫﺎ ی اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﺑﺎﺷﺪ . ﺑﺮای ﻳﻚ ﺗﺎرﻳﺦ ﻣﺸﺨﺺ، ذﺧﻴﺮه ﻛﺎﻧـﺎﻟﻲ ﺑﺮای ﻣﻘﻄﻊ j از ام روی ﻣﺘﻮﺳﻂ ﺑﺪهj (Q ) و از روی زﻣﺎن ﺗﺎﺧﻴﺮjτ ﺑﺮآورد ﻣﻲ .ﺷﻮد ﺑﺮای ﺑﺮآوردj Q در ﻳﻚ ﻣﻘﻄﻊ ﺑﺎ اﻃﻼﻋﺎت ﻫﻴﺪروﻣﺘﺮی ﻣﻮﺟﻮد، روش زﻳﺮ ﺑﻪ ﻛﺎر ﻣﻲ : رود اﻟﻒ- ﺑﺮآورد از روی ﺑﺪه رودﺧﺎﻧ ﻪj (Q )′ در ﻳﻚ اﻳﺴﺘﮕﺎه اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی واﻗﻊ ﺷﺪه در ﻣﻘﻄﻌﻲ ﻛﻪ ﺟﺮﻳﺎن ورودی ﺟـﺎﻧﺒﻲ ﺑـﻪ ﻛﻢ آن ﺑﺎﺷﺪ : )6 - 57 ( j j Q mQ′ = ﻛﻪ در آن ﺿﺮﻳﺐ m ﺑﻴﺎﻧﮕﺮ ﻧﺴﺒﺖ ﻣﺴﺎﺣﺖ زﻫﻜﺸﻲ ﺑﺎﻻدﺳﺖ وﺳﻂ ﻣﻘﻄﻊ ﺗﺎ ﻣﺴﺎﺣﺖ ﺣﻮﺿﻪ زﻫﻜﺸﻲ ﺑﺎﻻ دﺳﺖ اﻳﺴﺘﮕﺎه اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ب- اﮔﺮ ﺷﺎﺧﻪ ﻫﺎی ﺑﺰرﮔﻲ در ﻣﻘﻄﻊ ﻧﺒﺎﺷﺪ، ﻣﺘﻮﺳﻂ ﺑﺪه رودﺧﺎﻧﻪ ﺑـﻪ ﺻـﻮرت ﻣﻴـﺎﻧﮕﻴﻦ ﺣﺴـﺎﺑﻲ ﺑـﺪه ﻫـﺎی ﺟﺮﻳـﺎن در ﺑﺎﻻدﺳﺖ و ﭘﺎﻳﻴﻦ دﺳﺖ ﻣﻘﻄﻊ ﺑﻪ ) ﺗﺮﺗﻴﺐ jI QوjO Q ( ﺑﻪ ﺻﻮرت j jI jO Q 0.5 Q Q = + ﺗﻌﻴﻴﻦ ﻣﻲ ﺷـﻮد . در اﻳـﻦ ﺻﻮرت ﺣﺠﻢ ذﺧﻴﺮه Vj ﺑﺮای ﻣﻘﻄﻊ از راﺑﻄﻪ ز ﻳﺮ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻣﻲ :ﺷﻮد )6 - 58 ( j j j V Q = τ ﻛﻪ در آنjτ زﻣﺎن ﺗﺎﺧﻴﺮ ) ﻣﺘﻮﺳﻂ زﻣﺎن ﻋﺒﻮر ( ﺑﺮای ﻣﻘﻄﻊ ﺑﻴﻦ ﺧﻄﻮط اﻳﺴﺘﮕﺎه ﻫﺎ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . اﮔﺮ ﺷﺎﺧﻪ ﻧﺴﺒﺘﺎ ﺑﺰرﮔـ در ﻲ ﻃﻮل ﻣﻘﻄﻊ ﺑﻪ آن وارد ﺷﻮد ﻛﻪ در ﺣﺪود 50 % ﻛﻞ ﺟﺮﻳﺎن ورودی را ﺷﺎﻣﻞ ﺷﻮد ، ﻣﺘﻮﺳﻂ ﺑﺪه رودﺧﺎﻧﻪ در آن ﻣﻘﻄﻊ ﺑﺎ وزن دادن ﺑﻴﻦ ﺑﺪه ﻫﺎی ﺑﺎﻻدﺳﺖ و ﭘﺎﻳﻴﻦ دﺳﺖ ﻣﻘﻄﻊ ﺑﺮآورد ﻣﻲ :ﺷﻮد )6 - 59 ( j jI jO j V KQ 1 K Q ⎡ ⎤ = + − τ ⎣ ⎦ ﺿﺮﻳﺐ وزﻧﻲ K ﺑﻪ ﻓﺎﺻﻠﻪ از ﺧﻂ اﻳﺴﺘﮕﺎه ﻫﺎ در ﺑﺎﻻدﺳﺖ ﻣﻘﻄﻊ ﺗﺎ دﻫﺎﻧﻪ ﺷﺎﺧﻪ 1 A ، ﻣﺴـﺎﺣﺖ زﻫﻜﺸـﻲ ﺷـﺎﺧﻪ1 (a ) و ﻃﻮل و ﻣﺴﺎﺣﺖ ﻛﻞ ﻣﻘﻄﻊ ﺑﻪ ) ﺗﺮﺗﻴﺐ و Aa (ﺑﺴﺘﮕﻲ دارد : )6 - 60 ( 1 1 K 0.5 0.5 / a / a = − −A A ،در ﻣﺤﻞ اﺗﺼﺎل ﭼﻨﺪﻳﻦ رودﺧﺎﻧﻪ، ﺑﺮای ﻣﺜﺎل دو ﻛﻪ ﺗﺎی آن ﻫﺎ ﻣﺴﺎﺣﺖ ﻣﺸﺎﺑﻬﻲ دارﻧﺪ ) ﺷﻜﻞ 6 - 4( ، V ﺗﻮﺳﻂ راﺑﻄﻪ زﻳﺮ ﺑﺮآورد ﻣﻲ :ﺷﻮد 128 22 / 04 / 93 دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب )6 - 61 ( j 1 1 2 2 3 V b Q b Q Q = + + δ ﻛﻪ در آن1 Q ، 2 Q و3 Q ﺑﻪ ﺗﺮﺗﻴﺐ ﺑﺪه ﻫﺎی رودﺧﺎﻧﻪ در ﺧﻄﻮط اﻳﺴﺘﮕﺎه ﻫﺎی ﺑﺎﻻدﺳﺖ ﺷﺎﺧﻪ ﻫﺎ و در ﺧﻂ اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی در ﻣﺤﻞ ﺧﺮوﺟﻲ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ ، و ﺿﺮاﻳﺐ1 bو2 b وδ روی از ﻣﻌﺎدﻻت زﻳﺮ ﺑﺮآورد ﻣﻲ ﺷﻮﻧﺪ : )6 - 62 - اﻟﻒ ( 1 1 3 1 b j j = τ + τ −δ )6 - 62 - ب( 2 2 3 b j j = τ + τ −δ )6 - 62 - ج( 3 1 2 1 3 2 3 j a a 1 j j j j 2 2 a a τ ⎡ ⎤ δ = + τ + τ + τ + τ ⎢ ⎥ ⎣ ⎦ ﻛﻪ در آن ﻫﺎ 1jτ، 2jτ و3jτ ﻣﻘﺎدﻳﺮ زﻣﺎن ﻫﺎی ﺗﺎﺧﻴﺮ ﻣﺘﻨﺎﻇﺮ ﺑﺎ زﻳﺮ- ﺎﻣﻘ ﻃﻊ و1 a و2 a ﻣﺴﺎﺣﺖ ﻫﺎ ی زﻫﻜﺸﻲ زﻳﺮ- ﺎﻣﻘـ ﻃﻊ ﺑﺎﻻﻳﻲ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﺑﺮآوردﻫﺎی ﺗﻘﺮﻳﺒﻲ ﺑﺮای ذﺧﻴﺮه ﻛﺎﻧﺎﻟﻲ در ﻳﻚ ﺷﺒﻜﻪ زﻫﻜﺸﻲ ﻣﺘﻮﺳﻂ و ﻛﻮﭼـﻚ از راﺑﻄـﻪ زﻳـﺮ ﺑـﻪ دﺳـﺖ : آﻳﺪ ﻣﻲ ﺷﻜﻞ6 - 4 - ﻧﻤﺎﻳﺸﻲ از ﻣﻘﻄﻌﻲ از ﺑﻪ ﻫﻢ رﺳﻴﺪن رودﺧﺎﻧﻪ ﻫﺎ ﺑﺮای ﺗﻮﺿﻴﺢ ﭼﮕﻮﻧﮕﻲ ﺑﺮآورد ذﺧﺎﻳﺮ آﺑﺮاﻫﻪ ای ﺑﺎ اﺳﺘﻔﺎده از ﻣﻌﺎدﻻت )6 - 61 ( و )6 - 62 ( (Sokolov and Chapman, 1974) )6 - 63 ( 1 6 ch q V CA D 10 U = + × ﻛﻪ در آنq ﻣﺘﻮﺳﻂ ﺑﺪه در واﺣﺪ ﻣﺴﺎﺣﺖ ) ﺑﺮآورد ﺷ ﺪه ﺑﺮای رودﺧﺎﻧﻪ ﻫﺎی ﻣﻌﺮف ﻛﻮﭼﻚ ، و (U ﻣﺘﻮﺳﻂ ﺳﺮﻋﺖ ﺣﺴﺐ m/sec ،) ﺑﺮآورد ﺷﺪه ﺑﻪ ﺻﻮرت ﻣﺘﻮﺳﻂ ﺣﺴﺎﺑﻲ ﺳﺮﻋﺖ ﺳﻪ ﻳﺎ ﭼﻬﺎر رودﺧﺎﻧﻪ ﻣﺸـﺎﺑﻪ ﻛـﻪ ﻃـﻮل آن ﻫـﺎ 50 < ، 100 ﻳـﺎ150 ﻛﻴﻠﻮﻣﺘﺮ اﺳﺖ ، (A ،ﻣﺴﺎﺣﺖ ﻛﻞ ﺣﻮﺿﻪC وD ﻓﺎﻛﺘﻮرﻫﺎﻳﻲ اﻧﺪ ﻛﻪ ﺑﻪ ﻣﺸﺨﺼﺎت ﺣﻮﺿﻪ آﺑﺮﻳﺰ ﺑﺴـﺘﮕﻲ د ارﻧـﺪ ) ﺟـﺪول 6 - 4( ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﺑﺎ ﺗﻘﺮﻳﺐ ﺑﻴﺶ ﺗﺮ ، ﻣﺘﻮﺳﻂ ﺳﺮﻋﺖ رودﺧﺎﻧﻪU ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ ﺑﻪ ﺻﻮرت ﻣﺘﻮﺳﻂ ﺣﺴﺎﺑﻲ ﺳﺮﻋﺖ ﻫﺎی رودﺧﺎﻧـﻪ ای U′ ﺑﺮآورد ﺷﻮد ﻛﻪ ﺑﺮای رودﺧﺎﻧﻪ ﻫﺎی ﻣﺸﺎﺑﻪ ﻣﻄﺎﺑﻖ زﻳﺮ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻣﻲ :ﺷﻮد ﻓﺼﻞ ﺷﺸﻢ - ﺗﺒﻴﻴﻦ ﻧﺤﻮه ﺑﺮآورد ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎی ﺑﻴﻼن 22 / 04 / 93 129 )6 - 64 ( 0.25 0.38 max U 0.75 d Q i ′ = ﻛﻪ در آنi ،ﻣﺘﻮﺳﻂ ﺷﻴﺐ ﺳﻄﺢ آب در ﺧﻼل دوره ﺟﺮﻳﺎن ﻛﻢ ﺣﺴﺐ ﻣﺘﺮ در ﻫﺰار ﻣﺘـﺮmax Q ﻣﻴـﺎﻧﮕﻴﻦ ﺣـﺪاﻛﺜﺮ ﺑـﺪه ﺑﺮآورد ﺷﺪه از اﻃﻼﻋﺎت ﻣﺸﺎﻫﺪه ای و ) ﻳﺎ از ﻫﺎ داده ی رودﺧﺎﻧﻪ ﻫﺎی ﻣﺸﺎﺑﻪ، اﮔﺮ اﻃﻼﻋﺎت ﻣﺸﺎﻫﺪه ای وﺟﻮد ﻧﺪاﺷﺘﻪ ﺑﺎﺷﺪ و ( d ﭘﺎراﻣﺘﺮی اﺳﺖ ﻛﻪ از ﺟﺪول )6 - 5 (ﺑﻪ دﺳﺖ ﻣﻲ آﻳﺪ . ﺑﺮای ﻳﻚ زﻣﺎن ﻣﺸﺨﺺ ، ﻛﻞ ذﺧﻴﺮه ﻛﺎﻧﺎﻟﻲ ﺗﻮﺳﻂ ﺟﻤﻊ ﻣﻘﺎدﻳﺮ ذﺧﻴﺮه آب در ﺷﺒﻜﻪ زﻫﻜﺸﻲ ﺑﺰرگ، ﻣﺘﻮﺳﻂ و ﻛﻮﭼﻚ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻣﻲ ﺷﻮد ، ﻳﻌﻨﻲ : )6 - 65 ( ch j ch1 V V V = Σ + ﺗﻐﻴﻴﺮ در ذﺧﻴﺮه ﻛﺎﻧﺎﻟﻲch V Δ ﺗﻔﺎوت ﺑﻴﻦ ﻛﻞ ﺣﺠﻢ ذﺧﻴﺮه ﻛﺎﻧﺎﻟﻲ در ﺣﻮﺿﻪ در اﺑﺘـﺪا و در اﻧﺘﻬـﺎی دوره زﻣـﺎﻧﻲ ﺑـﻴﻼن ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﺳﭙﺲ ﺑﺮای اﺳﺘﻔﺎده در ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن آب ، ﺣﺠﻢ ذﺧﻴﺮهch V Δ ﺑﻪ ﻋﻤﻖ ﻣﻌﺎدلch S Δ ﺗﺒﺪﻳﻞ ﻣﻲ ) ﺷﻮد ﻣﻌﺎدﻟﻪ 2 - 2 .( روش ﻫﺎی ﻓﻮق ﺑﺮای ﺑﺮآورد ذﺧﻴﺮه ﻛﺎﻧﺎﻟﻲ ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ ﺑﺮای ﺣﻮﺿﻪ ﻫﺎﻳﻲ ﺑﺎ ﻣﺴﺎﺣﺖ ﻫﺎی ﺑﻴﺶ ﺗـﺮ از 5000 ـ3000 ﻛﻴﻠـﻮﻣﺘﺮ ﻣﺮﺑﻊ ﺗﻮﺻﻴﻪ ﺷﻮد . ﺑﺮای ﺣﻮﺿﻪ ﻫﺎی ﻛﻮﭼﻚ ﺗﺮ، ﻣﻘﺎدﻳﺮ ذﺧﻴﺮه ﻛﺎﻧﺎﻟﻲ ﻣﻬﻢ ﻧﻤﻲ ﺑﺎﺷﻨﺪ . ﺟﺪول 6 - 4 - ﻣﻘﺎدﻳﺮC وD ﺑﺮای ﺑﺮآورد ذﺧﻴﺮه ﻛﺎﻧﺎﻟﻲ در ﺷﺒﻜﻪ ﻫﺎی آﺑﺮاﻫﻪ ای ﻣﺘﻮﺳﻂ و ﻛﻮﭼﻚ ) راﺑﻄﻪ 6 - 63 ( (Sokolov and Chapman, 1974) Type of drainage network (distance to the mouth, km) Natural zone 150 - 0 100 - 0 50 - 0 D C D C D C 108 066 /0 3/ 40 040 /0 65 /6 017 /0 Tundra 107 068 /0 8/ 39 042 /0 49 /6 018 /0 Forest 110 061 /0 1/ 43 035 /0 53 /7 013 /0 Forest-steppe 110 058 /0 2/ 44 032 /0 88 /7 011 /0 Steppe 111 057 /0 1/ 45 031 /0 09 /8 011 /0 Semi-desert ﺟﺪول6 - 5 - ﻣﻘﺎدﻳﺮd در راﺑﻄﻪ )6 - 64 ( (Sokolov and Chapman, 1974) d Morphometric characteristics Ratio of mean width during the flood to the mean width during the low flow Flood plain 14 /0 - 12 /0 30 - 40 Very large 16 /0 - 15 /0 30 - 25 Large 22 /0 - 19 /0 10 - 15 Medium 30 /0 - 26 /0 2 - 5 Small 35 /0 - 32 /0 1/1 - 3/1 None 6 - 4 - 3 - ذﺧﻴﺮه رﻃﻮﺑﺖ ﺧﺎک ﻻزﻣﻪ ارزﻳﺎﺑﻲ ذﺧﻴﺮه رﻃﻮﺑ ﺖ ﺧﺎک و ﺗﻐﻴﻴﺮآن در ﻧﺎﺣﻴﻪ ﻏﻴﺮاﺷﺒﺎع، داﻧﺴﺘﻦ رﻃﻮﺑﺖ ﺧﺎک در ﺷﺮوع و ﺧـﺘﻢ دوره زﻣـﺎﻧﻲ ﺑﻴﻼن ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . روش ﻫﺎی ﻣﺨﺘﻠﻒ ﺗﻌﻴﻴﻦ رﻃﻮﺑﺖ ﺧﺎک ﺑﻪ دو دﺳﺘﻪ ﻛﻠﻲ ﻣﺴﺘﻘﻴﻤﻴﺎ ﺗﺨﺮﻳﺒﻲ ﺑﻪ واﺳـﻄﻪ ﺗﺨﺮﻳـﺐ ﺳـﺎﺧﺘﻤﺎن ﺧﺎک ) ﻧﻤﻮﻧﻪ ﺑﺮداری، ﺗﻮزﻳﻦ، ﺧﺸﻚ ﻛﺮدن، ﺗﻮزﻳﻦ ﻣﺠﺪد ( و ﻏﻴﺮﻣﺴﺘﻘﻴﻢ ) اﻳﺠﺎد ﻳﻚ راﺑﻄﻪ واﺳـﻨ ﺠﻲ ﺑـﻴﻦ رﻃﻮﺑـﺖ ﺧـﺎک و 130 22 / 04 / 93 دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب ﭘﺎراﻣﺘﺮی از ﺧﺎک ﻛﻪ ﺑﺎ رﻃﻮﺑﺖ ﻫﻤﺒﺴﺘﮕﻲ ﺑﺎﻻﻳﻲ داﺷﺘﻪ ﺑﺎﺷﺪ ﻣﻲ ( ﺑﺎﺷﺪ . روش ﻫﺎی ﻏﻴﺮ ﺗﺨﺮﻳﺒﻲ ﺷﺎﻣﻞ ﻧﻮﺗﺮون ﻣﺘﺮ، اﻧﻌﻜﺎس زﻣﺎﻧﻲ، ﭘﺮﺗﻮ ﮔﺎﻣﺎ و ﺳﻨﺠﺶ از راه دور اﺳﺖ . اﻧﺘﺨﺎب ﻫﺮ ﻛﺪام از اﻳﻦ روش ﻫـﺎ ﺑﺴـﺘﻪ ﺑـﻪ ﺗﺠﺮﺑـﻪ ﻛﺎرﺷـﻨﺎس و ﺗﺠﻬﻴـﺰات در دﺳﺘﺮس ﺗﻐﻴﻴﺮ ﻣﻲ ﻛﻨﺪ . ﺑﺮای ﺑ ﺮرﺳﻲ ﻫﺎی دﻗﻴﻖ ﺑﻴﻼن آب، ﭼﻨﺎﻧﭽﻪ ﺳﻔﺮه آب ﺑﻴﺶ از ﺗﺮ 4 ﻣﺘﺮ ﻋﻤﻖ دارد ، اﻧﺪازه ﮔﻴـﺮی ﻫـﺎی رﻃﻮﺑﺖ ﺧﺎک ﺑﺎﻳﺴﺘﻲ ﺗﻤﺎﻣﻲ ﻋﻤﻖ ﺧﺎک ﺗﺎ ﺳﻔﺮه آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ، و ﻳﺎ ﺗﺎ ﺑﻴﺶ ﺗﺮ ﻳﻦ ﻋﻤﻘﻲ ﻛﻪ ﺟﺒﻬـﻪ ﺧـﻴﺲ ﻛﻨﻨـﺪﮔﻲ ﻧﻔـﻮذ ﻛﻨﺪ ﻣﻲ را ، ﺷﺎﻣﻞ ﺑﺎﺷﺪ . اﻳﻦ ﻋﻤﻖ ﺑﻪ رژﻳﻢ اﻗﻠﻴﻤﻲ ﺑﺴﺘﮕﻲ دارد، وﻟﻲ ﻋﻤﻮﻣﺎ از ﺗﺮ ﻛﻢ4 ﻣﺘﺮ ﻧﺨﻮاﻫﺪ ﺑﻮد )Kachinski, 1970 - ﮔﺰارش ﺷﺪه ﺗﻮﺳﻂSokolov and Chapman, 1974 (. ،ﺑﺎ اﻳﻦ وﺟﻮد ﻣﻴﺰان رﻃﻮﺑﺖ ﺧﺎک ﺗﻨﻬـﺎ از روی اﻧـﺪازه ﮔﻴـﺮی ﻫـﺎی رﻃﻮﺑﺖ ﺧﺎک در ﻻﻳﻪ ﻳﻚ ﻣﺘﺮی ﺑﺎﻻﻳﻲ ﺧﺎک ارزﻳﺎﺑﻲ ﻣﻲ .ﺷﻮد ﻏﺎﻟﺒﺎ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻣﺘﻮﺳﻂ ﻣﻘـﺪار رﻃﻮﺑـﺖ ﺧـﺎک ﺑـﺎ ﻳـﻚ دﻗـﺖ ﻣﺸﺨﺺ ﺑﺮای ارزﻳﺎﺑﻲ ﺗﻐﻴﻴﺮ ات ﻛﻞ ﻣﻴﺰان آب، ﻳﺎ ﻣﻴﺰان آب در ﻻﻳﻪ ﻫﺎی ﻣﺨﺘﻠﻒ در ﻛﻞ ﺣﻮﺿﻪ و ﻳﺎ در ﺑﺨﺶ ﻫﺎی ﺟﺪاﮔﺎﻧـﻪ آن، ﻻزم اﺳﺖ . در ﻧﺘﻴﺠﻪ ﺗﻌﺪاد ﺑﻬﻴﻨﻪ ی اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻫﺎ ﺣﺎﺋﺰاﻫﻤﻴﺖ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ (Kovzel, 1972; McGuinness and Urban, 1964) .اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻫﺎی رﻃﻮﺑﺖ ﺧﺎک ﻏﺎﻟﺒﺎ ﺑﻪ ﺻﻮرت ﻣﺠﺰا در ﺧﻼل یﻫﺎ دوره زﻣﺎﻧﻲ ﻣﺸﺨﺼﻲ از ﺳﺎل ﺻﻮرت ﻣـﻲ ﭘـﺬﻳﺮد . در ﺷﺮاﻳﻄﻲ ﻛﻪ داﻧﺴﺘﻦ رﻃﻮﺑﺖ ﺧﺎک در زﻣﺎن ﻫﺎی ﻛﻮﺗﺎه ﻧﻴﺰ ﻣﻮرد ﻧﻴـﺎز ﺑﺎﺷـﺪ، اﺳـﺘﻔﺎده از وﺳـﺎﻳﻠﻲ ﭼـﻮن ﺛﺒـﺖ ﺧﻮدﻛـﺎر اﻃﻼﻋﺎت (data logger) ﻣﻨﺎﺳﺐ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . در ﻫﺮ دو ﺣﺎﻟﺖ، اﻃﻼﻋﺎت ﺑﻪ دﺳﺖ آﻣﺪه ﻣﻲ ﺗﻮاﻧﺪ ﺑﺎ روش ﻫﺎ ی اﺳـﺘﺎﻧﺪارد آﻣـﺎری ﺗﺤﻠﻴﻞ ﺷﻮﻧﺪ . ﺑﻴﻼن رﻃﻮﺑﺘﻲ ﺧﺎک را ﻣﻲ ﺗﻮان ﺑﻪ ﺷﻜﻞ زﻳﺮ ﻧﻮﺷﺖ : )6 - 66 ( P AE I R Sm = + + + Δ ﻛﻪ در آنP ،ﺑﺎرﻧﺪﮔﻲAE ،ﺗﺒﺨﻴﺮﺗﻌﺮقSm Δ ،ﺗﻐﻴﻴﺮات ذﺧﻴﺮه رﻃﻮﺑﺘﻲ ﺧﺎکI ﻧﻔﻮذ آب وR ﺟﺮﻳﺎن ﺳﻄﺤﻲ ﻣـﻲ ﺑﺎﺷـﺪ . روش ﺑﻴﻼن رﻃﻮﺑﺘﻲ ﺗﻮرﻧﺖ واﻳﺖ در اﻳﻦ ﺧﺼﻮص ﻛﺎرﺑﺮد ﻋﻤﻠﻴﺎﺗﻲ وﺳ ﻴﻌﻲ ﭘﻴﺪا ﻛﺮده اﺳﺖ . ﺗﺪوﻳﻦ ﺑﻴﻼن ﻣﺎﻫﺎﻧﻪ در رژﻳﻢ ﻫﺎی ﻫﻴﺪروﻟﻮژﻳﻜﻲ ﻣﺮﻃﻮب و ﻧﻴﻤﻪ ﻣﺮﻃﻮب در ﻃﻮل ﻣﺪت ﺳﺎل ﻣﺪ ﻧﻈﺮ ﻗﺮار ﻣﻲ ﮔﻴﺮد اﻣﺎ در رژﻳﻢ ﻫﺎی ﺧﺸﻚ و ﻧﻴﻤﻪ ﺧﺸﻚ ﺑﻪ ﻋﻠﺖ ﻛﻮﺗﺎه ﺑﻮدن دوره ﺑﺎرﻧﺪﮔﻲ ﻫﺎ، ﺗﻨﻬﺎ ﺑﺨﺸﻲ از ﺳﺎل اﻫﻤﻴﺖ ﺑﻴﺶ ﺗﺮی دارﻧﺪ . در ﻧﺘﻴﺠﻪ ﻣﺤﺎﺳﺒﺎت ﺑﻴﻼن آب ﻣﻌﻤﻮﻻ در ﻣﻘﻴﺎس ﻫـﺎی زﻣـﺎﻧﻲ ﻣﺎﻫﺎﻧـﻪ و ﻳـﺎ روزاﻧـﻪ ﺻـﻮرت ﻣـﻲ ﭘـﺬﻳﺮد . روش ﺑﺮﮔﺴـﺘﺮم و ﻓﻮرﺳـﻤﻦ (Bergstorm and Forsman) روﺷﻲ ﺑﺮای ﺗﺪوﻳﻦ ﺑﻴﻼن ﭼﻨﻴﻦ ﻧﻮاﺣﻲ اﺳﺖ . اﻳﻦ روش ﺑﺮاﺳﺎس اﻳﻦ ﻓﺮض اﺳﺘﻮار اﺳﺖ ﻛـﻪ ﻳﻚ راﺑﻄﻪ ﺧﻄﻲ ﻣﻲ ﺗﻮان ﺑﻴﻦ ﻧﺴﺒﺖ ﺗﺒﺨﻴﺮ- ﺗﻌﺮق واﻗﻌﻲ ﺑﻪ ﺗﺒﺨﻴﺮ- ﺗﻌﺮق ﭘﺘﺎﻧﺴﻴﻞ و رﻃﻮﺑﺖ ﺧﺎک ﺧﻄﻲ ﺑﺮﻗﺮار ﻧﻤﻮد . ﻳﻚ ﻣﺜﺎل ﻛﺎرﺑﺮدی در ﻫﻨﺮﻣﻨﺪ اﺑﺮاﻫﻴﻤﻲ اراﺋﻪ ﺷﺪه اﺳﺖ . دﻗﺖ ﺗﻌﻴﻴﻦ ذﺧﻴﺮه در آب روش ﺗﻮزﻳﻦ ، ﺑﻪ ﻃﻮر ﻣﺴﺘﻘﻴﻢ ﺑﻪ ﺗﻌﺪاد ﻧﻘﺎط اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﺑﺴﺘﮕﻲ دارد . ﻣﻴﺰان ﺧﻄﺎ در ﺗﻌﻴﻴﻦ ﻣﺘﻮﺳﻂ رﻃﻮﺑﺖ ﺧﺎک در ﻳﻚ ﻻﻳﻪ ﻳﻚ ﻣﺘﺮی ﺑﺎ اﺳﺘﻔﺎده از 10 - 8 ﻧﻤﻮﻧﻪ ، ﻋﻤﻮﻣﺎ از 15 - 10 % ﻣﻘﺪار ﻣﺘﻮ ﺳﻂ ﺑﻴﺶ ﺗﺮ ﻧﺨﻮاﻫـﺪ در .ﺷﺪ روش ﻧﻮﺗﺮون ﻣﺘﺮ ﻣﻴﺰان رﻃﻮﺑﺖ ﺧﺎک ﺑﺮای ﺣﺠﻤﻲ از ﺧﺎک ﺑﻪ دﺳﺖ ﻣﻲ آﻳﺪ ﻛﻪ ﺑﻪ ﻣﻘـﺪار رﻃﻮﺑـﺖ ﺧـﺎک ﺑﺴـﺘﮕﻲ دارد . در ﻧﺘﻴﺠﻪ ﺗﻌﻴﻴﻦ ﻣﻴﺰان آب ﺑﺮای ﻣﻨﻄﻘﻪ ﺗﺤﺖ ﻣﻄﺎﻟﻌﻪ ای ﻛﻪ ﻣﺴﺎﺣﺘﻲ ﺑﻴﻦ ﭼﻨﺪ ﺻـﺪ ﺗـﺎ ﭼﻨـﺪ ﻫـﺰار ﻣﺘـﺮ ﻣﺮﺑـﻊ دارد، ﻣﻲ ﺑﺎﻳﺴﺖ از ﭼﻨﺪﻳﻦ ﻟﻮﻟﻪ دﺳﺘﺮﺳﻲ اﺳﺘﻔﺎده ﻧ .ﻤﻮد ﻓﺼﻞ ﺷﺸﻢ - ﺗﺒﻴﻴﻦ ﻧﺤﻮه ﺑﺮآورد ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎی ﺑﻴﻼن 22 / 04 / 93 131 ﺗﻐﻴﻴﺮ رﻃﻮﺑﺖ در ﻻﻳﻪ ﺑﺎﻻﻳﻲ ﺧﺎک در ﻣﺤﺪوده زﻣﺎﻧﻲ ﺑﻴﻼن ﺑﺎﻳﺴﺘﻲ در ﻧﻘﺎط ﻣﺘﻌﺪدی واﻗﻊ در ﭼﺎرﭼﻮب ﻣﻜـﺎﻧﻲ ﺑـﻴﻼن اﻧﺠﺎم ﺷﻮد . ﻣﻴﺰان آب در ﻧﺎﺣﻴﻪ ﺗﻬﻮﻳﻪ ای ﺑﺮای ﻛﻞ ﻣﺤﺪوده ﺑﻪ ﺻﻮرت ﻣﻴﺎﻧﮕﻴﻦ وزﻧﻲ ﺣﺴـﺐ ﻣﻴﻠـﻲ ﻣﺘـﺮ ارﺗﻔـﺎع آب ﺗﻌﻴـﻴﻦ ﻣﻲ .ﺷﻮد اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی رﻃﻮﺑﺖ ﺧﺎک در ﻧﺎﺣﻴﻪ ﺗﻬﻮﻳﻪ ﻛﻪ ای ﺑﻴﻦ ﻻﻳﻪ ﻳﻚ ﻣﺘﺮی و ﺗﺮاز آب زﻳﺮ زﻣﻴﻨﻲ واﻗﻊ ﺷﺪه اﺳﺖ ﺑﻪ ﻧﺪرت اﻧﺠﺎم ﻣﻲ ﺷﻮد ، زﻳﺮا ﻋﻤﻮﻣﺎ ﻓﺮض ﻣﻲ ﺷﻮد ﻛﻪ رﻃﻮﺑﺖ ﺧﺎک در اﻳﻦ ﻧﺎﺣﻴﻪ ﺗﻐﻴﻴﺮ زﻳﺎدی ﻧﺪارد . ﺑﺎ اﻳﻦ وﺟﻮد، ﺑﻌﻀـﻲ از اوﻗـﺎت در ﻻﻳﻪ ﭘﺎﻳﻴﻨﻲ زﻣﻴﻦ ﺗﺠﻤﻊ ﻗﺎﺑﻞ ﻣﻼﺣﻈﻪ ای از آب ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ ﺻﻮرت ﭘﺬﻳﺮد . در اﻳﻦ ﺷﺮاﻳﻂ اﻧﺠﺎ م اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻫﺎ ﺿـﺮوری ﺧﻮاﻫﺪ ﺑﻮد . ﺑﺮای ﻫﺎ دوره ی زﻣﺎﻧﻲ ﻃﻮﻻﻧﻲ ﺗﺮ ی از ﺑﻴﻼن ، ﭼﻨﻴﻦ ﺗﺠﻤﻌﻲ ﻣﻤﻜﻦ اﺳـﺖ ﺑـﻪ ﺳـﺎﻳﺮ ﻣﻮﻟﻔـﻪ ﻫـﺎ ی ﺑـﻴﻼن آب ﻛـﻪ ﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﻨﺪ ﻣﺴﺘﻘﻼ اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﺷﻮﻧﺪ ﻧﻴﺰ اﻧﺘﻘﺎل ﻳﺎﺑﺪ . ﺑﺮای ﻫﺎ دوره ی زﻣﺎﻧﻲ ﻛﻮﺗﺎه ﺗﺮ ﺑﻴﻼن، روش ﻫﺎی ﻏﻴﺮﻣﺴﺘﻘﻴﻢ ) ﻣﺜﻼ ﻧﻮﺗﺮن (ﻣﺘﺮ رﺿﺎﻳﺖ ﺑﺨﺶ ﺗﺮﻳﻦ روش ﻧﻤﻮﻧﻪ ﮔﻴﺮی اﻋﻤﺎق اﺳﺖ . ﺑﺮای ارزﻳﺎﺑﻲ ﺑﻴﻼن در ﻣﺤﺪوده ﻫﺎی وﺳﻴﻊ، اﺳـﺘﻔﺎده از ﺳـﻨﺠﺶ از دور اﺣﺘﻤﺎﻻ ﮔﺰﻳﻨﻪ ﻣﻨﺎﺳﺐ ﺗﺮی ﺑﻪ ﺷﻤﺎر ﻣﻲ . آﻳﺪ اﻣﻜﺎن ﺑﺮآورد ﻏﻴﺮﻣﺴﺘﻘﻴﻢ رﻃﻮﺑﺖ ﺧﺎک ﺗﻨﻬﺎ از روی ﺑﺎرش ﭘﻴﺸﻴﻦ ﻧﻴﺰ وﺟﻮد دارد . در اﻳﻦ روش ﻣﻲ ﺗﻮان راﺑﻄﻪ زﻳﺮ را ﻧﻮﺷﺖ : )6 - 67 ( N t i t i i 1 API b P − = =∑ ﻛﻪ در آنt ،زﻣﺎنN ،ﺗﻌﺪاد روزﻫﺎی ﻗﺒﻞbi وPt-i ﺑﻪ ﺗﺮﺗﻴﺐ وزن و ﻋﻤﻖ ﺑﺎرش روزاﻧﻪ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﻨﺪ . ﺷﺎﺧﺺ API ﺑﺮ ﻣﺒﻨـﺎی داده ﻫﺎی روزاﻧﻪ ﺛﺒﺖ ﺷﺪه ﺑﺎرش ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﺑﺮای درﻧﻈﺮ ﮔﺮﻓﺘﻦ ﺗﻐﻴﻴﺮات ﺑﺎرش از ﺑﺴﻂ ﺳـﺮی زﻣـﺎﻧﻲ داده ﻫـﺎی ﻧـﻴﻢ ﺳـﺎﻋﺘﻪ ﺑﺎرش اﺳﺘﻔﺎده ﻣﻲ ﺷﻮد د . ر ﺣﺎﻟﺖ ﺧﺎص اﮔﺮ ﻓﺮض ﺷﻮد bi ﺗﺎﺑﻌﻲ از زﻣﺎن ﺑﺎﺷﺪ، ﻣﻲ ﺗﻮان ﺷﻜﻞ ﻫﺎی ذﻳﻞ را درﻧﻈﺮ ﮔﺮﻓﺖ : )6 - 68 - اﻟﻒ ( 48N 1 N i t t i i 0 b 1 API P − − = = ⇒ = ∑ )6 - 68 - ب( N 48i 1 ki N.k ki i t t j i 1 j 48(i 1) b e API P e − − − − = = − ⎛ ⎞ ⎜ ⎟ = ⇒ = ⎜ ⎟ ⎝ ⎠ ∑ ∑ )6 - 68 - ج( i i t t 1 t b k API k.API P − = ⇒ = + ﻛﻪ در آن ﻫﺎ k ﭘﺎراﻣﺘﺮ ﺗﺎﺧﻴﺮ ﺑﻮده و ﺑﺎ واﺳﻨﺠﻲ ﻗﺎﺑﻞ ﺑﺮآورد . ﺷﺪﺑﺎ ﻣﻲ ﻣﻌﺎدﻟﻪ )6 - 67 - ( ب ﺗﻨﻬﺎ ﺷﺎﻣﻞ ﻳﻚ ﭘﺎراﻣﺘﺮ ﺗﻌـﺪاد روز ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﺳﺎﻳﺮ رواﺑﻂ ﺷﺎﻣﻞ 2 ﭘﺎراﻣﺘﺮk وN ﻣﻲ ﺑﺎﺷﻨﺪ . در ﻣﻌﺎدﻟﻪ )6 - 68 - ( ج ﻣﻘﺪار اوﻟﻴﻪ API ﻧﻴﺰ ﻟﺤﺎظ ﺷـﺪه اﺳـﺖ . ﺑﺎﻳﺪ درﻧﻈﺮ داﺷﺖ ﻛﻪ N ﺑﻴﺎﻧﮕﺮ ﺣﺎﻓﻈﻪ ﺳﻴﺴﺘﻢ وk ﻣﺮﺑﻮط ﺑﻪ ﻣﻴﺰان ﻛﺎﻫﺶ رﻃﻮﺑﺖ ﺧﺎک در اﺛﺮ ﺗﺒﺨﻴﺮ-ﺗﻌﺮق در دوره ﻫـﺎی ﺑﺪون ﺑﺎرش اﺳﺖ . ﺑﺮ اﺳﺎس ﻣﺪل ﻣﻔﻬﻮﻣﻲ ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن، ﻣﺤﺘﻮای آب ﻻﻳﻪ ﺳﻄﺤﻲ ﺧﺎک ﺑﻪ ﻋﻤﻖ z را ﻣﻲ ﺗـﻮان ﺑـﻪ ﺻـﻮرت زﻳﺮ ﺑﻪ دﺳﺖ آورد : )6 - 69 ( dw P t S t e t b t dt = − − − ﻛﻪ در آنP ،ﺑﺎرشS رواﻧﺎب ، e ﺗﺒﺨﻴﺮ- ﺗﻌﺮق وb ﻣﺠﻤﻮع ﺟﺮﻳﺎن ورودی و ﻧﻔﻮذ ﻋﻤﻘﻲ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﻨﺪ . ﻣﻘﺪار آب ﻣﻮﺟـﻮد د ر ﻻﻳﻪ ﻣﻮرد ﻧﻈﺮ ﺧﺎک w(t) را ﻣﻲ ﺗﻮان ﺑﻪ ﺷﻜﻞ زﻳﺮ ﺑﻴﺎن ﻛﺮد : 132 22 / 04 / 93 دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب )6 - 70 ( m max w(t) S(t) P(t). w ⎛ ⎞ = ⎜ ⎟ ⎝ ⎠ )6 - 71 ( p max w(t) e(t) ET (t). w = )6 - 72 ( n s max w(t) b(t) K . w ⎛ ⎞ = ⎜ ⎟ ⎝ ⎠ ﻛﻪ در آن ﻫﺎ m ،ﭘﺎراﻣﺘﺮ ﻏﻴﺮﺧﻄﻲ ﻓﺮآﻳﻨﺪ ﻧﻔﻮذKs ،ﻫﺪاﻳﺖ ﻫﻴﺪروﻟﻴﻜﻲ اﺷﺒﺎعn ﭘﺎراﻣﺘﺮ ﺳﺎﺧﺘﻤﺎن ﺧﺎک وETp ﺗ ﺒﺨﻴـﺮ - ﺗﻌﺮق ﭘﺘﺎﻧﺴﻴﻞ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﻨﺪ . ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎی m وn ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎی ﻣﺤﻠﻲ ﻫﺴﺘﻨﺪ و ﺑﺎ آزﻣﺎﻳﺶ ﺗﻌﻴﻴﻦ ﻣﻲ ﺷﻮﻧﺪ . ﺑﺎ ﺗﻮﺟﻪ ﺑﻪ ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫـﺎی در دﺳﺘﺮس و ﻋﺪم ﻧﻴﺎز ﺑﻪ اﻃﻼﻋﺎت اﺿﺎﻓﻲ، رواﺑﻂ ﻓﻮق اﻟﺬﻛﺮ ﺗﻮﺻﻴﻪ ﻣﻲ ﺷﻮد (Brocca et al., 2004) . ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن در ﺣﺎﻟﺖ ﻧﺎﭼﻴﺰ ﺑﻮدن ﺗﺒﺨﻴﺮﺗﻌﺮق ﻃﻲ ﻣﺪت ﻳﻚ واﻗﻌﻪ ﺑﺎرش ﺑﻪ ﺷﻜﻞ زﻳﺮ ﺧﻼﺻﻪ ﻣﻲ :ﺷﻮد )6 - 73 ( P R Wp = + ﻛﻪ در آنP ،ﺑﺎرﻧﺪﮔﻲR ﺟﺮﻳﺎن ﺳﻄﺤﻲ وWp ﺗﻐﺬﻳﻪ ﻧﺎﺷﻲ از ﻧﻔﻮذ ﺑﺎرﻧﺪﮔﻲ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﺑﺮای ﺗﻌﻴﻴﻦ ﻣﻴـﺰان ﺗﻐﺬﻳـﻪ ﻃـﻲ ﻳﻚ واﻗﻌﻪ ﺑﺎرش ﺛﺒﺖ ﺷﺪه ﻣﻲ ﺗﻮان از ﺑﺮﻫﻢ ﻧﻬﻲ ﻣﻨﺤﻨﻲ ﺷﺪت ﺑﺎرﻧﺪﮔﻲ ﺑﺮ ﻣﻨﺤﻨﻲ ﻧﻔﻮذ اﺳﺘﻔﺎده ﻛﺮد . اﻳﻦ روش ﻣﻲ ﺗﻮاﻧﺪ ﺑـﺎ ﻣﻮﻓﻘﻴﺖ ﺑﺮای ﺗﺨﻤﻴﻦ ﻣﻴﺰان ﺗﻐﺬﻳﻪ از ﻣﺴﻴﻞ ﻫﺎ، ﻧﻬﺮﻫﺎ و ﻛﺎﻧﺎل ﻫﺎی ﻣﻮﻗﺖ ﻋﺒﻮر ﺳﻴﻼب ﺑﻪ ﻛﺎر ﺑـﺮده ﺷـﻮد ) ﺑـﺮای اﻃﻼﻋـﺎت ﺑﻴﺶ ﺗﺮ ﺑﻪ Chow, 1988 ﻣﺮاﺟﻌﻪ ﺷﻮد (. روش دﻳﮕﺮ ﺗﻌﻴﻴﻦ ﻣﻴﺰان ﺗﻐﺬﻳﻪ، اﺳﺘﻔﺎده از ﻣﻴﺰان ﺟﺮﻳﺎن ﭘﺎﻳﻪ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﭘﻴﭽﻴﺪﮔﻲ ﻫـﺎی ﻓﺮاواﻧـﻲ در ﺗﻔﺴـﻴﺮ ﻓﺮوﻧﺸـﻴﻨﻲ ﺟﺮﻳﺎن ﭘﺎﻳﻪ ﺗﺤﺖ ﺗﺎﺛﻴﺮ ﻣﻨﺎﺑﻊ آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ وﺟﻮد دارد . روش ﻣﻴﺒﻮم (Meyboom) ﺟﻬﺖ ﺗﻌﻴﻴﻦ ﺗﻐﺬﻳـﻪ آب زﻳﺮزﻣﻴﻨـﻲ ﺑـﺮ اﺳﺎس ﺗﺤﻠﻴﻞ ﺷﺎﺧﻪ ﻓﺮوﻧﺸﻴﻨﺶ ﻫﻴﺪروﮔﺮاف ﺳﻴﻼب ﺑﻨﺎ ﻧﻬﺎده ﺷﺪه اﺳﺖ ) ﺑﺮای ﺟﺰﻳﻴ ﺎت ﺑﻴﺶ ﺗﺮ ﺑﻪ ﻫﻨﺮﻣﻨﺪ اﺑﺮاﻫﻴﻤـﻲ و ﻳـﺎ ﻛﺘﺐ ﻣﺮﺟﻊ دﻳﮕﺮ رﺟﻮع ﺷﻮد (. 6 - 4 - 4 - ذﺧﻴﺮه آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ در ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑـﻴﻼن آب ﺣﻮﺿـﻪ ﻫـﺎ ی رودﺧﺎﻧـﻪ ای، ﺗﻐﻴﻴـﺮات ذﺧﻴـﺮه آب زﻳﺮزﻣﻴﻨـﻲ (G) Δ از روی اﻃﻼﻋـﺎت ﻣﺰرﻋـﻪ ای ﺟﻤﻊ آوری ﺷﺪه از ﻧﻘﺎط ﻣﺸﺎﻫﺪاﺗﻲ ﻫﺎ ﭼﺎه ) ﻳﺎ ﭘﻴﺰوﻣﺘﺮﻫﺎ ( و ﻣﻘﺎدﻳﺮ ﺿﺮﻳﺐν ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻣﻲ ﺷﻮد . اﮔﺮ ﺗـﺮاز آب زﻳـﺮ زﻣﻴﻨـﻲ در ﺣﺎل ا ﻓﺖ ﺑﺎﺷﺪ ،ν ﺑﻴﺎﻧﮕﺮ ﺿﺮﻳﺐ آﺑﺪﻫﻲ وﻳﮋهsz ν اﺳﺖ، و در ﺣﺎﻟﺖ ﺻﻌﻮد ﺗﺮاز آب زﻳـﺮ زﻣﻴﻨـﻲ ﺑﻴـﺎﻧﮕﺮ ﻛﻤﺒـﻮد اﺷـﺒﺎع uz ν زﻣﻴﻦ و ﺧﺎک ﺑﺎﻻی ﻧﺎﺣﻴﻪ ﻣﻮﺋﻴﻨﻪ ای ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺗﻐﻴﻴـﺮات ذﺧﻴـﺮه آب زﻳﺮزﻣﻴﻨـﻲ ﺑﺎﻳﺴـﺘﻲ ﺑـﻪ ﻃـﻮر ﺟﺪاﮔﺎﻧـﻪ ﺑـﺮای ﻫﺎ دوره ی زﻣﺎﻧﻲ ﻧﺰول ﻳﺎ ﺻﻌﻮد ﺗﺮاز ﻫﺎی آب زﻳﺮ زﻣﻴﻨﻲ اﻧﺠﺎم ﺷﻮد . ﻣﺸﺮوط ﺑﺮ اﻳﻨﻜﻪ ﻛﻤﺒﻮد اﺷﺒﺎع ﺑﺎ ﺿﺮﻳﺐ آﺑﺪﻫﻲ وﻳﮋه ﺑﺮاﺑﺮ ﺑﺎﺷﺪ ، ﺗﻐﻴﻴﺮات ذﺧﻴﺮه آب زﻳﺮ زﻣﻴﻨﻲ ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ ﺑﺮای ﻫﺮ دوره زﻣﺎﻧﻲ ﺑﺎ ﻳﻚ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺗﻘﺮﻳﺒﻲ ارزﻳﺎﺑﻲ ﺷﻮد . ﺗﻐﻴﻴﺮات ذﺧﻴﺮه آب زﻳﺮ زﻣﻴﻨﻲ ﺑﺮای ﻳﻚ ﻧ ﺎﺣﻴﻪ ﻫﻤﮕﻦ ﺗﻮﺳﻂ راﺑﻄﻪ زﻳﺮ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻣﻲ :ﺷﻮد )6 - 74 ( G h Δ = ν ⋅Δ ﻛﻪ در آنh Δ ﻣﻴﺎﻧﮕﻴﻦ ﺗﻐﻴﻴﺮ ﺗﺮاز آب زﻳﺮ زﻣﻴﻨﻲ ﺑﺮای ﻧﺎﺣﻴﻪ ﺗﺤﺖ ﻣﻄﺎﻟﻌﻪ اﺳﺖ . ﻓﺼﻞ ﺷﺸﻢ - ﺗﺒﻴﻴﻦ ﻧﺤﻮه ﺑﺮآورد ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎی ﺑﻴﻼن 22 / 04 / 93 133 از ﺗﻐﻴﻴﺮات ﺳﻄﺢ آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ﻣﻲ ﺗﻮاﻧﺪ ﺑﻪ ﻣﻨﻈﻮر ﺗﻌﻴﻴﻦ ﻣﻴﺰان ﺗﻐﺬﻳﻪ اﺳﺘﻔﺎده ﻛﺮد . ﺑﻪ ﻋﻨـﻮان ﻣﺜـﺎ ل در ﺷـﻜﻞ )6 - 5 ( ﻣﻴﺰان ﺗﻐﺬﻳﻪW در ﻓﺎﺻﻠﻪ زﻣﺎﻧﻲt1 وt2 ﺑﻪ ﺷﻜﻞ راﺑﻄﻪ )6 - 75 (ﺧﻮاﻫﺪ ﺑﻮد . )6 - 75 ( w S(hr1 hd1 h2 hd2) = + + + ﻛﻪ در آنr ﺑﻴﺎﻧﮕﺮ ﺑﺎﻻآﻣﺪﮔﻲ واﻗﻌﻲ وd ﺑﻴﺎﻧﮕﺮ ﺑﺎﻻآﻣﺪﮔﻲ ﻣﺎزاد در ﺣﺎﻟﺘﻲ ﻛﻪ ﺳﻔﺮه زﻫﻜﺸﻲ ﻧﺸـﺪه و ﺗـﺮاز از آن ﺳـﻄﺢ ﺑﺎﻻ ﻣﻲ آﻳﺪ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ ) ﻫﻨﺮﻣﻨﺪ اﺑﺮاﻫﻴﻤﻲ (. ﺗﻐﻴﻴﺮات ﺗﺮاز ﻫﺎی آب زﻳﺮ زﻣﻴﻨﻲ ﺑﺮای ﻳﻚ دوره ﻣﺸﺨﺺ ﺷﺪه در ﻳﻚ ﺣﻮﺿﻪ را از روی ﺗﻔﺎوت ﺑﻴﻦ ﻣﻴﺎﻧﮕﻴﻦ اﻳﻦ ﺗﺮاز ﻫـﺎ در آﻏﺎز و اﻧﺘﻬﺎی آن دوره ﺗﻌﻴﻴﻦ ﻣﻲ ﻛﻨﻨﺪ . ﺗﺮاز ﻫﺎی آب زﻳﺮ زﻣﻴﻨﻲ در ﭼﺎه ﻫﺎ اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻣﻲ ﺷﻮد ، در ﻧﺘﻴ ﺠﻪ ﺗـﺎﺛﻴﺮ ﭘﺴـﺘﻲ و ﺑﻠﻨﺪی و وﻳﮋﮔﻲ ﻫﺎی ﻻﻳﻪ ﻫﺎی زﻳﺮﻳﻦ ﺑﺎﻳﺴﺘﻲ درﻧﻈﺮ ﮔﺮﻓﺘﻪ ﺷﻮد . ﺑﺮای ﺣﻮﺿـﻪ ﻫـﺎ ﻳﻲ ﻛـﻪ از ﻧﻈـﺮ ﻫﻴـﺪرو ژﺋﻮ ﻟﻮژﻳﻜﻲ ﻫﻤﮕـﻦ ﻫﺴﺘﻨﺪ ، ﻣﺘﻮﺳﻂ ﺗﺮاز ﺑﻪ ﺻﻮرت ﻣﻴﺎﻧﮕﻴﻦ ﺣﺴﺎﺑﻲ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻣﻲ ﺷﻮد . درﺣﺎﻟﻲ ﻛﻪ ﺑﺮای ﺣﻮﺿﻪ ﻫﺎ ی ﻏﻴﺮﻫﻤﮕﻦ از ، ﻣﻴﺎﻧﮕﻴﻦ وزﻧﻲ اﺳﺘﻔﺎده ﻣﻲ ﺷﻮد . ذﺧﻴﺮه آب زﻳﺮ زﻣﻴﻨﻲ در ﭼﻨﻴﻦ ﺣﻮﺿﻪ ﻫﺎ ﻳﻲ ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ در ﺑﺮﺧﻲ از ﻗﺴﻤﺖ ﻫﺎ اﻓﺰاﻳﺶ و در ﺑﺮﺧـﻲ دﻳﮕـﺮ ﻛﺎﻫﺶ داﺷﺘﻪ ﺑﺎﺷﺪ . ﻋﺪم ﺗﻮﺟﻪ ﺑﻪ ﭼﻨﻴﻦ ﺗﻐﻴﻴﺮات ﻣﺤﻠﻲ ﻗﺎﺑﻞ ﻣﻼﺣﻈﻪ ای در رژﻳﻢ آب زﻳﺮ زﻣﻴﻨﻲ ، ﻣﻲ ﺗﻮاﻧﺪ ﺧﻄﺎﻫﺎی زﻳـﺎدی را در ﺑﻴﻼن ﺑﻪ ﺟﺎی ﮔﺬارد . ﺑﻪ ﻋﺒﺎرت دﻳﮕﺮ، ﺗﻐﻴﻴﺮات ذﺧﻴﺮه آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ﺑﺎﻳﺴﺘﻲ ﺑﺮای ﻫﺮ ﻗﺴﻤﺖ ﻣﺘﻔﺎوت از ﺣﻮﺿﻪ ﻛﻪ در آن ﺷﺮاﻳﻂ ﻫﻴﺪروﻟﻮژﻳﻜﻲ ﻫﻤﮕﻦ ﺑﺎﺷﻨﺪ ﺑﻪ ﻃﻮر ﺟﺪاﮔﺎﻧﻪ ارزﻳﺎﺑﻲ ﺷﻮد . ﺷﻜﻞ6 - 5 - ﻧﻮﺳﺎﻧﺎت ﺳﻄﺢ آب ﻛﻪ ﺑﻴﺎﻧﮕﺮ ﺗﻐﺬﻳﻪ و ﺗﺨﻠﻴﻪ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﻨﺪ )H ﺗﺮاز آب وt زﻣﺎن ( درﺻﻮرﺗﻲ ﻛﻪ ﺗﻌﺪاد اﻧﺪﻛﻲ ﭼﺎه ﺑﺮای ﺗﺎﻣﻴﻦ اﻃﻼﻋﺎت ﻣﻮﺟﻮد ﺑﺎﺷﺪ اﮔﺮ ﺣﻮﺿﻪ را ﺑﻪ ﻧﻮاﺣﻲ ﻣﺘﻔﺎوت ﺑﻪ ﻧ ﺤﻮی ﺗﻘﺴﻴﻢ ﻛـﺮد ﻛﻪ در ﻫﺮ ﻧﺎﺣﻴﻪ ﻧﻮﺳﺎﻧﺎت ﺗﺮاز آب زﻳﺮ زﻣﻴﻨﻲ ﻣﺸﺎﺑﻪ ﺑﺎﺷﺪ، در ﻣﻘﺎﻳﺴﻪ ﺑﺎ ﺣﺎﻟﺘﻲ ﻛﻪ ﺻﺮﻓﺎ از ﻣﻘﺎدﻳﺮ ﻣﺘﻮﺳﻂ وزﻧﻲ ﻧﻮﺳﺎن ﺗـﺮاز اﺳﺘﻔﺎده ﺷﻮد، ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ دﻗﻴﻖ ﺗﺮ ی از ﺑﻴﻼن ﺑﻪ دﺳﺖ ﺧﻮاﻫﺪ آﻣﺪ . ﺗﻐﻴﻴﺮات ﺳﻄﺢ آب در ﭼﺎه )ﻫﺎ ﻫﻴﺪروﮔﺮاف ﭼﺎه ( ﻣﺸﺎﺑﻪ ﻫﻴﺪروﮔﺮاف رودﺧﺎﻧﻪ اﺳﺖ . در اﻳﻦ ﻫﻴﺪروﮔﺮاف ﺷـﺎﺧﻪ ﺑﺎﻻروﻧـﺪه در ﻓﺼﻮل ﺑﺎرﻧﺪﮔﻲ و ﺷﺎﺧﻪ ﻛﺎﻫﻨﺪه ﻃﻲ ﻣﺪت ﺗﺨﻠﻴﻪ ﻇﺎﻫﺮ ﻣﻲ ﺷﻮﻧﺪ . ﻓﺮوﻧﺸﻴﻨﻲ ﺷﺎﺧﻪ دارای ﻳﻚ ﺑﺨﺶ اﺻﻠﻲ ﭘﺮﺷﻴﺐ ﺑـﻮده 134 22 / 04 / 93 دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب ﻛﻪ ﻧﻤﺎﻳﺶ دﻫﻨﺪه زﻫﻜﺸﻲ از ذﺧﻴﺮه ﺳﻔﺮه و ﺷﺮاﻳﻂ ﻓﺮوﻧﺸﻴﻨﻲ ﻧﺮﻣﺎل ﺑﻴﺎﻧﮕﺮ ﻛﻢ ﺑﻮدن ﺳﺮﻋﺖ زﻫﻜﺸـﻲ ﻣـﻲ ﺑﺎﺷـﺪ . ﻣﻌﺎدﻟـﻪ ﺑﻮزﻳﻨﺴﻚ ﻧﺤﻮه ﺧﺮوج آب از ذﺧﻴ ﺮه ﺳﻔﺮه را ﻧﺸﺎن ﻣﻲ دﻫﺪ . )6 - 76 ( at 0 Q Q e− = ﻛﻪ در آن0 Q ﺟﺮﻳﺎن ﭘﺎﻳﻪ در زﻣﺎن0t، Q ﺟﺮﻳـﺎن ﭘﺎﻳـﻪ در ﻫـﺮ ﻟﺤﻈـﻪt وa ﺛﺎﺑـﺖ ﻓﺮوﻧﺸـﻴﻨﻲ واﺑﺴـﺘﻪ ﺑـﻪ ﻣﺸﺨﺼـﺎت ژﺋﻮﻫﻴﺪروﻟﻮژﻳﻜﻲ ﺣﻮﺿﻪ آﺑﺮﻳﺰ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . اﻳﻦ ﻣﻌﺎدﻟﻪ را ﻣﻲ ﺗﻮان ﺑﻪ ﺷﻜﻞ زﻳﺮ ﻧﻮﺷﺖ : )6 - 77 ( at m 0 m (h h ) (h h )e− − = − ﻛــﻪ در آنh ﺳــﻄﺢ آب ﭼــﺎه در زﻣــﺎنt، 0 h ،ﺳــﻄﺢ آب در ﻟﺤﻈــﻪ ﺷــﺮوع ﻓﺮوﻧﺸــﻴﻨﻲm h ﺳــﻄﺢ آب ﺑــﺮای وﺿﻌﻴﺖdh / dt 0 = وa ﺛﺎﺑﺖ ﻓﺮوﻧﺸﻴﻨﻲ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﺷﻜﻞ ﺳﺎده ﺗﺮ ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﻓﻮق ﻋﺒﺎرت اﺳﺖ از : )6 - 78 ( at 0 h h e− = ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﻋﻤﻠﻲ ﺟﻬﺖ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻧﻮﺳﺎﻧﺎت ﻣﺘﻤﺎدی ﺑﺮای ﺣﺎﻟﺘﻲ ﻛﻪ ﻓﻘﻂ ﻣﻴﺰان ﺑﺎرﻧﺪﮔﻲ در دﺳﺘﺮس ﺑﺎﺷﺪ ﺑﻪ ﺷﻜﻞ زﻳﺮ اﺳﺖ : )6 - 79 ( i i min b a a b h (p p )(h h ) / (p p ) = − − − ﻛﻪ در آنih ﻣﻴﺰان ﺑﺎﻻآﻣﺪﮔﻲ ﺳﻄﺢ ﺳﻔﺮه ﻧﺎﺷﻲ از ﺑ ﺎرﻧﺪﮔﻲ ﺑﻪ ﻣﻴﺰانip در ﺳﺎلi، min p ﺣﺪاﻗﻞ ﺑﺎرﻧﺪﮔﻲ ﻻزم ﻛـﻪ ﺑـﺮ روی ﺳﻔﺮه اﺛﺮﮔﺬار ﺑﺎﺷﺪ،a h وb h ﺑﺎﻻآﻣﺪﮔﻲ ﺳﻄﺢ آب ﻣﺘﻨﺎﺳﺐ ﺑﺎ ﺑﺎرﻧﺪﮔﻲ ﺳﺎﻻﻧﻪa p وb p در دو ﻧﻘﻄﻪ اﻧﺘﺨـﺎﺑﻲ ﺑـﺮ روی ﻣﻨﺎﺳﺐ ﺗﺮﻳﻦ ﺧﻂ ﺑﺎﻻآﻣﺪﮔﻲ ﺳﻔﺮه ﺑﺎ ﻛﻤﻚ روش ﻓﻮق ﺑﺮای ﺳﺎل ﻫﺎﻳﻲ ﻛﻪ ﺑﺎرﻧـﺪﮔﻲ وﺟـﻮد داﺷـﺘﻪ ﺑﺎﺷـﻨﺪ اﺳـﺖ . ﻣﺘﻮﺳـﻂ ﺑﺎﻻآﻣﺪﮔﻲ ﺳﻄﺢ آب را ﻣﻲ ﺗﻮان از راﺑﻄﻪ زﻳﺮ ﺑﻪ دﺳﺖ آورد : )6 - 80 ( av av min b a a b h (p p )(h h ) / (p p ) = − − − ﻛﻪ در آنav h وav p ﺑﻪ ﺗﺮﺗﻴﺐ ﺑﺎﻻآﻣﺪﮔﻲ و ﺑﺎرﻧﺪﮔﻲ ﻣﺘﻮﺳﻂ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﻨﺪ . ﻣﺘﻮﺳﻂ ﺗﻐﺬﻳﻪ ﺳﺎﻻﻧﻪ را ﻣﻲ ﺗﻮان از راﺑﻄﻪ ذﻳـﻞ ﺑﻪ دﺳﺖ آورد : )6 - 81 ( av av W Sh = ﻛﻪ در آنS ﺿﺮﻳﺐ ذﺧﻴﺮه ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ) ﺟﻬﺖ اﻃﻼﻋﺎت ﺑﻴﺶ ﺗﺮ در ﻣﻮرد ﺗﻐﺬﻳﻪ از رودﺧﺎﻧﻪ ﻫﺎ و از ﻣﻘﺎﻃﻊ ﻣﺨﺘﻠﻒ ﺳـﻔﺮه، اﻧـﻮاع ﺳﻔﺮه ﻫﺎی آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ، ﺗﻐﺬﻳﻪ از ﻣﺰارع ﺑﻪ ﻛﺘﺐ ﻣﺮﺟﻊ ﻣﺮﺗﺒﻂ ﺑﺎ آب ﻫﺎی زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ و ﻳﺎ ﻫﻨﺮﻣﻨﺪ اﺑﺮاﻫﻴﻤﻲ رﺟﻮع ﮔﺮدد .( در اﻧﺘﺨﺎب ﺗﻌﺪاد ﺑﻬﻴﻨﻪ ﻧﻘﺎط اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﺑﺮای ارزﻳﺎﺑﻲ ﻧﻮﺳﺎﻧﺎت ﺗﺮاز آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ ﺑﺎﻳﺴﺘﻲ از روش ﻫﺎ ی آﻣـﺎری ﻣﻨﺎﺳـﺐ اﺳﺘﻔﺎده ﻧﻤﻮد . اﻳﻦ ﻛﺎر در ﻧﻮاﺣﻲ ﻛﻪ ﺗﻌﺪاد اﻧﺪک ﭼﺎه دارﻧﺪ ﻣﻴﺴﺮ ﻧﻴﺴﺖ . ﺑﺮای ارزﻳﺎﺑﻲ ﻧﻮﺳﺎﻧﺎت آب زﻳﺮ زﻣﻴﻨﻲ ﻧﺎﺷﻲ از ﻋﻮاﻣﻞ ﻫﻮاﺷﻨﺎﺳﻲ، ﺑﻴﻦ ﺗﺮاز ﻫﺎی آب در ﭼـﺎه ﻫـﺎی واﻗـﻊ ﺷـﺪه در ﻓﻮاﺻـﻞ ﻣﺘﻔﺎوت از ﻫﻢ دﻳﮕﺮ ﻫﻤﺒﺴﺘﮕﻲ ﺑﺮﻗﺮار ﻣﻲ ﺷﻮد ﺑﺎ . اﻳﻦ ﻛﺎر ﻣﻴﺰان درﺟﻪ ﻫﻢ زﻣﺎﻧ ﻲ ﺑﻴﻦ ﻧﻮﺳـﺎﻧﺎت ﺗـﺮاز در ﺣﻮﺿـﻪ ﻫـﺎی ﺗﺤـﺖ ﻣﻄﺎﻟﻌﻪ ﻛﻪ ﺗﻐﻴﻴﺮات ذﺧﻴﺮه آب زﻳﺮ زﻣﻴﻨﻲ آن ﻫﺎ ﻣﺪﻧﻈﺮ اﺳﺖ ﺗﻌﻴﻴﻦ ﻣﻲ ﺷﻮد و ﻣﺸﺨﺺ ﻣﻲ ﺷﻮد ﻛـﻪ اﻳـﻦ ﻧﻘـﺎط ﻣﺸـﺎﻫﺪاﺗﻲ ﻣﻨﻔﺮد ﺗﺎ ﭼﻪ ﺣﺪ ﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﻨﺪ ﻧﻤﺎﻳﻨﺪه ای ﺑﺮای ﺑﺨﺶ ﻫـﺎی ﻣﺘﻔـﺎوت ﺣﻮﺿـﻪ ﻫـﺎ ﺑﺎﺷـﻨﺪ . ﭼﻨـﻴﻦ ﺗﺤﻠﻴـﻞ ﻧﺎﺣﻴـﻪ ای از اﻃﻼﻋـﺎت ﻣﺸﺎﻫﺪاﺗﻲ ﻫﻴﺪروژﺋﻮﻟﻮژﻳﻜﻲ ، ارزﻳﺎﺑﻲ واﻗﻊ ﺑﻴﻨﺎﻧﻪ ای از ﺗﻐ ﻴﻴﺮات ﻋﻤﻮﻣﻲ ﺗﺮاز آب در ﻧﻘﺎط ﻣﺸﺎﻫﺪاﺗﻲ اﻧﺘﺨﺎﺑﻲ را اراﺋﻪ ﻣﻲ ﻛﻨﺪ . ﻓﺼﻞ ﺷﺸﻢ - ﺗﺒﻴﻴﻦ ﻧﺤﻮه ﺑﺮآورد ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎی ﺑﻴﻼن 22 / 04 / 93 135 اﻃﻼﻋﺎت ﺑﻴﺶ ﺗﺮ ی ﺑﺮ روی ﺷﺒﻜﻪ ﺗﻮﺳﻂ Mandel (1967) وJacobs (1972) اراﺋﻪ ﺷﺪه اﺳﺖ . اﺳﺘﻔﺎده از روش ﻫـﺎی زﻣـﻴﻦ آﻣﺎر ﮔﺰﻳﻨﻪ دﻳﮕﺮی ﺑﺮای ﻃﺮاﺣﻲ ﺑﻬﻴﻨﻪ ﺷﺒﻜﻪ ﻫﺎی اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻣﺤﺴﻮب ﻣﻲ ﺷﻮﻧﺪ ) ﻗﻬﺮﻣﺎن و ﻫﻤﻜﺎران، 1382 ؛Ghahraman and Sepaskhah, 2001 .( در ﺣﻮﺿـﻪ ﻫـﺎی ﻛﻮﭼـﻚ از ﺗـﺮ 100 ﻛﻴﻠـﻮ ﻣﺘـﺮ ﻣﺮﺑﻌـ ﻲ در ﻧﺎﺣﻴـﻪ ﺟﻨﮕﻠـﻲ ﺑـﺎ اﻗﻠـﻴﻢ ﻣﻌﺘـﺪل و ﺗﺤـﺖ ﺷـﺮاﻳﻂ ﻫﻤﮕـﻦ ﻫﻴﺪروژﺋﻮﻟﻮژﻳﻜﻲ ﻛﻪ ﻋﻤﻖ آب زﻳﺮ زﻣﻴﻨﻲ در آن ﺑﻴﺶ ﻫﺎ از ﺗﺮ 5 ﻣﺘﺮ ﻧﺒﺎﺷﺪ، اﮔـﺮ در ﺣـﺪود10 ﻧﻘﻄـﻪ ﻣﺸـﺎﻫﺪاﺗﻲ ﺑـﺮای ﻫـﺮ آﺑﺨﻮان وﺟﻮد داﺷﺘﻪ ﺑﺎﺷﺪ ذﺧﻴﺮه آب زﻳﺮ زﻣﻴﻨﻲ ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ ﺑﺎ 10 %دﻗﺖ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺷﻮد . ﭼﻨﺎﻧﭽﻪ ﻋﻤﻖ آب زﻳﺮ زﻣﻴﻨﻲ ﺑﺴﻴﺎر ﺑﻴﺶ از ﺗﺮ 5 ،ﻣﺘﺮ ﺑﺎﺷﺪ ﺗﻌﺪاد ﻫﺎ ﭼﺎه را ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ ﺗﺮ ﻛﻢ ﻧﻴﺰ اﻧﺘﺨﺎب ﻛﺮد . ﻛﻤﺒﻮد اﺷﺒﺎعuz ν ﺗﻔﺎوت ﺑﻴﻦ ﻛﻞ ﻇﺮﻓﻴﺖ رﻃﻮﺑﺖ ﺧﺎک و رﻃﻮﺑﺖ واﻗﻌﻲ ﻣﻮاد در ﻧﺎﺣﻴﻪ ﻧﻮﺳﺎﻧﺎت آب زﻳﺮزﻣ ﻴﻨﻲ اﺳـﺖ و از روی اﻃﻼﻋﺎت ﻣﺰرﻋﻪ ای ﺗﻌﻴﻴﻦ ﻣﻲ ﺷﻮد (Krestovski and Fedorev, 1970) . آﺑـﺪﻫﻲ وﻳـﮋهuz ν ﺑـﺮای ﻣـﻮاد ﺷـﻨﻲ و ﻟﻮﻣﻲ را ﻣﻲ ﺗﻮان ﺑﻪ ﺻﻮرت ﺗﻔﺎوت ﺑﻴﻦ ﻛﻞ ﻇﺮﻓﻴﺖ رﻃﻮﺑﺖ و ﺣﺪاﻗﻞ ﻇﺮﻓﻴﺖ رﻃﻮﺑﺖ زراﻋﻲ در ﻧﻈﺮ ﮔﺮﻓﺖ . ﺑﺮای ﺳﻨﮓ ﻫﺎ ی ﺷﻨﻲ ﺣﺪاﻛﺜﺮ ﻇﺮﻓﻴﺖ آب ﻏﺸ ﺎﻳﻲ ) ﻫﻴﮕﺮوﺳﻜﻮﭘﻴﻚ ( ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ ﺟﺎﻳﮕﺰﻳﻦ ﺣﺪاﻗﻞ ﻇﺮﻓﻴﺖ رﻃﻮﺑﺖ زراﻋﻲ ﺷﻮد . ﻣﻘﺎدﻳﺮ ﻓﻮق را از روی اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻣﻴﺰان رﻃﻮﺑﺖ ﻧﻤﻮﻧﻪ ﻫﺎی ﺧﺎک ﻛﻪ از ﺑﺎﻻی ﺗﺮاز آب زﻳﺮ زﻣﻴﻨﻲ ﮔﺮﻓﺘﻪ ﺷﺪه اﻧـﺪ ﺗﻌﻴـﻴﻦ ﻣـﻲ ﻛﻨﻨـﺪ . در ﻣﻮﻗﻊ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ آﺑﺪﻫﻲ وﻳﮋه،uz ν ، ﺑﺎﻳﺪ ﺑﻪ اﻳﻦ ﻧﻜﺘﻪ ﺗﻮ ﺟﻪ ﻛﺮد ﻛﻪ ﺣﺘﻲ ﺧﺎک ﻫـﺎی ﻛـﺎﻣﻼ اﺷـﺒﺎع ﻧﻴـﺰ ﻣﻤﻜـﻦ اﺳـﺖ ﺣـﺎوی ﻣﻘﺎدﻳﺮی از ﻫﻮای ﺣﺒﺲ ﺷﺪه ﺑﺎﺷﻨﺪ . ﺣﺠﻢ ﻫﻮای ﻣﺤﺒﻮس ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ ﺑﻪ 4 ﺗﺎ10 % )و ﺣﺘﻲ ﺑﻴﺶ (ﺗﺮ ﺗﺨﻠﺨﻞ ﺧﺎک ﺑﺎﺷﺪ . در ﺟﺎﻳﻲ ﻛﻪ ﺧﺎک در ﻧﺎﺣﻴﻪ ای ﻛﻪ آب زﻳﺮ زﻣﻴﻨﻲ ﻧﻮﺳﺎن ﻣﻲ ﻛﻨﺪ و ﻻﻳﻪ دار ﻳﺎ ﻣﻄﺒﻖ ﺑﺎﺷﺪ،ν ﺑﻪ ﺻﻮرت ﻣﻘـﺪار ﻣﻴـﺎﻧﮕﻴﻦ وزﻧﻲ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻣﻲ :ﺷﻮد )6 - 82 ( n i i i 1 1 v v d h = = Δ ∑ ﻛﻪ در آنνآﺑﺪﻫﻲ وﻳﮋه ﻻﻳﻪ ای از ﻣﻮاد ﺑﺎ ﺿﺨﺎﻣ ﺖid وh Δ ﺗﻐﻴﻴﺮ ﺗﺮاز آب ﻣﺘﻨﺎﻇﺮ ﺑﺎ ﺿﺨﺎﻣﺖ n i i 1 d =∑ ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . ﺑﺮای ﻳﻚ ﺣﻮﺿﻪ ﻳﺎ ﻳﻚ ﻧﺎﺣﻴﻪ وﺳﻴﻊ ﻛﻪ از ﻧﻈﺮ ﻫﻴﺪروژﺋﻮﻟﻮژﻳﻜﻲ ﻏﻴﺮﻫﻤﮕﻦ ﺑﺎﺷﺪ، ﻧﺎﺣﻴـﻪ ﺑـﻪ زﻳـﺮ - ﻧـﻮاﺣﻲ ﻧﺴـﺒﺘﺎ ﻫﻤﮕﻨـﻲ ﺗﻘﺴﻴﻢ ﺑﻨﺪی ﻣﻲ ﺷﻮد . ﺳﭙﺲ ﺑﺮای ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺗﻐﻴﻴﺮ در ذﺧﻴﺮه ﺑﺮای ﻛﻞ ﻧﺎﺣﻴﻪ، ﺗﻐﻴﻴﺮات ذﺧﻴﺮه زﻳﺮ - ﻧﻮاﺣﻲ ﺑﺎ ﻫﻢ ﺟﻤﻊ ﻣﻲ .ﺷﻮد در ﺑﻌﻀﻲ از ﺷﺮاﻳﻂ ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ ﺗﻐﻴﻴﺮ ذﺧﻴﺮه آب زﻳﺮ زﻣﻴﻨﻲ از روی راﺑﻄﻪ ﺑﻴﻦ ﺟﺮﻳﺎن ورودی آب زﻳﺮ زﻣﻴﻨﻲ ﺑﻪ رودﺧﺎﻧﻪ و ﻣﻴﺎﻧﮕﻴﻦ ﺗﺮاز آب زﻳﺮ زﻣﻴﻨﻲ در ﺣﻮﺿﻪ ﺗﻌﻴﻴﻦ ﺷﻮد . ﺑﺮای اﻳﻦ ﻣﻨﻈﻮر ﺗﺮاز ﻫﺎی آب زﻳﺮ زﻣﻴﻨﻲ و ﺑـﺪه در ﻣﺤـﻞ ﺧﺮوﺟـﻲ در ﺧﻼل ﻫﺎ دوره ی زﻣﺎﻧﻲ ﻛﻪ ﺟﺮﻳﺎن ﺣﺪاﻗﻞ در رودﺧﺎﻧﻪ ﭘﺎﻳﺪار ﺑﺎﺷﺪ، اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻣﻲ ﺷﻮﻧﺪ ﻣﻨ . ﺤﻨﻲ ﻫﺎﻳﻲ ﺑﺮای ارﺗﺒﺎط دادن ﺑﺪه در واﺣﺪ ﺳﻄﺢ ﺣﻮﺿﻪ آﺑﺮﻳﺰ در ﺧﺮوﺟﻲ،q، ﺑﻪ ﻣﺘﻮﺳﻂ ﺗﺮاز آب زﻳﺮ زﻣﻴﻨﻲ در ﺣﻮﺿﻪ،h ، ﺗﺮﺳﻴﻢ ﻣﻲ ﺷـﻮد اﮔﺮ . ﺑـﺪه از ﻧﺎﺣﻴـﻪ اﺷﺒﺎع ﺑﻪ درون ﻧﺎﺣﻴﻪ ﺗﻬﻮﻳﻪ ای زﻳﺎد ﻧﺒﺎﺷﺪ، ﻣﻘﺪار ﻣﺘﻮﺳﻂ ذﺧﻴﺮه آب زﻳﺮ زﻣﻴﻨﻲuz νد ر ﺑﺎﻻدﺳﺖ ﻧﻘﻄﻪ ﺧﺮوﺟﻲ ﻣﻤﻜﻦ اﺳﺖ ﺗﻮﺳﻂ ﻣﻌﺎدﻟﻪ زﻳﺮ ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺷﻮد : )6 - 83 ( SZ 1 v q / h = Δ Δ 136 22 / 04 / 93 دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب ﻣﻘﺪار ﻣﺘﻮﺳﻂ ذﺧﻴﺮه آب زﻳﺮ زﻣﻴﻨﻲuz ν، ﺑﺮای ﻻﻳﻪ ﻫﺎی ﻣﺨﺘﻠﻒ ﺳﻨﮕﻲ ﺑﻪ ﻃﻮر ﺟﺪاﮔﺎﻧـﻪ ارزﻳـﺎﺑﻲ ﻣـﻲ ﺷـﻮد . اﮔـﺮ ﻫـﻴﭻ اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﺻﺤﺮاﻳﻲ از uz νاﻣﻜﺎن ﭘﺬﻳﺮ ﻧﺒﺎﺷﺪ، اوﻟﻴﻦ ﺗﻘﺮﻳﺐ ﺗﻮاﻧ ﻣﻲ ﺪ از روی ﻣﻘﺎدﻳﺮ آﺑﺪﻫﻲ وﻳﮋه اراﺋﻪ ﺷﺪه در ﺟﺪول )6 - 6( ﺑﻪ دﺳﺖ . آﻳﺪ اﻃﻼﻋﺎت ﺑﺎ ﺟﺰﻳﻴ ﺎت ﺑﻴﺶ ﺗﺮی درﺑﺎره اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ذﺧﻴﺮه آب زﻳـﺮ زﻣﻴﻨـﻲ در ﺣﻮﺿـﻪ ﻫـﺎ ی رودﺧﺎﻧـﻪ ای ﺗﻮﺳـﻂ Toebes and Ouryvaev (1970) اراﺋﻪ ﺷﺪه اﺳﺖ . درﺻﻮرﺗﻲ ﻛﻪ ﻣﻨﺎﺑﻊ ﺗﻐﺬﻳﻪ و ﺗﺨﻠﻴﻪ ﺑﻪ ﻧﺤﻮ ﻣﻨﺎﺳﺒﻲ ﻣﻌﻠﻮم ﺑﺎﺷﻨﺪ ﻣﻲ ، ﺗﻮان ﺿﺮﻳﺐ ﺗﻐﺬﻳﻪ و آﺑﺪﻫﻲ وﻳﮋه در ﻳﻚ آﺑﺨـﻮان را ﺑﺎ اﺳﺘﻔﺎده از ﻣﻌﺎدﻟﻪ ﺑﻴﻼن آب ﺑﺮآورد ﻛﺮد . در اﻳﻦ ﺻﻮرت ﻃﺒﻖ اﺻﻞ ﻛﻠﻲ، ﺗﻐﺬﻳﻪ ﻣﻫﺎ ﻨﻬﺎی ﺗﺨﻠﻴﻪ ﻫـﺎ ﺑـﺎ ﺗﻐﻴﻴـﺮ در ﺗـﺮاز آب ﺑﺮاﺑﺮ ﺧﻮاﻫﺪ ﺑﻮد . در اﻳﻦ ﻧﮕﺮش ﻛﻠﻲ ﺑﻪ ﻃﻮر اﺻﻮﻟﻲ ﻣﺪل ﺑﻴﻼن آب ﺑﺎ ﻣﻌﺎدﻟﻪ زﻳﺮ ﻧﺸﺎن داده ﻣﻲ ﺷﻮدXu et al., 2005) (: )6 - 84 ( R D H S − = Δ μ ﻛﻪ در آنR ﺗﻐﺬﻳﻪ آب زﻳﺮزﻣﻴﻨ )ﻲ ﺷﺎﻣﻞ ﻧﺸﺖ از رودﺧﺎﻧﻪ ﻫﺎ، ﻣﺨﺎزن، درﻳﺎﭼﻪ ﻫﺎ و ﺳﺎﻳﺮ ﻣﺠﻤﻮﻋﻪ ﻫﺎی آﺑﻲ، ﺗﻐﺬﻳﻪ از ﻧﺸﺖ ﻛﺎﻧﺎل و ﻧﻔﻮذ در ﺳﻴﺴﺘﻢ ﻫﺎ ی آﺑﻴﺎری و ﻧﺸﺖ از آﺑﺨﻮان ﻫﺎی ﻋﻤﻴﻖ و ﻏ ، (ﻴﺮهD ﺗﺨﻠﻴـﻪ آب زﻳﺮزﻣﻴﻨـﻲ ) ﺷـﺎﻣﻞ ﺗﺒﺨﻴـﺮ از آب زﻳﺮزﻣﻴﻨ ﻲ، ﺗﺨﻠﻴﻪ آب زﻳﺮزﻣﻴﻨ ﻲ، ﭘﻤﭙﺎژ، ﺗﺨﻠﻴﻪ رودﺧﺎﻧﻪ ﻫﺎ و ﻏﻴﺮه (،H Δ ﺗﻐﻴﻴﺮ در ارﺗﻔﺎع ﺳﻔﺮه آب آﺑﺨﻮان ،μ آﺑـﺪﻫﻲ وﻳـﮋه ) ﻧﺴﺒﺖ ﺣﺠﻢ آﺑﻲ ﻛﻪ ﺗﻮده آﺑﺨﻮان اﺷﺒﺎع ﺗﺤﺖ زﻫﻜﺸﻲ ﺛﻘﻠﻲ در ﻣ ﻘﺎﻳﺴﻪ ﺑﺎ ﺣﺠﻢ اﻳﻦ ﺗﻮده ﺗﺨﻠﻴﻪ ﻣـﻲ ﻛﻨـﺪ و ( S ﻣﺴـﺎﺣﺖ آﺑﺨﻮان ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . از ﻣﻌﺎدﻟﻪ )6 - 85 (ﺑﺮای ﺑﺮآورد ﺿﺮﻳﺐ ﺗﻐﺬﻳﻪρ و آﺑﺪﻫﻲ وﻳﮋهμ ﺗﻮان ﻣﻲ اﺳ ﺘﻔﺎده ﻛﺮد : ﺟﺪول 6 - 6 - ﻣﺘﻮﺳﻂ ﻣﻘﺎدﻳﺮ آﺑﺪﻫﻲ وﻳﮋه ﺳﻨﮓ ﻫﺎ 15 /0 - 10 /0 Very fine sand and loamy sand 20 /0 - 15 /0 Fine sand and clayey sand 25 /0 - 2/0 Medium sand 35 /0 - 25 /0 Coarse and gravely sand 03 /0 - 02 /0 Sandstone with clay cement 10 /0 - 01 /0 Fracured limestone )6 - 85 ( c g c PA V H A ρ − = Δ μ ﻛﻪ در آنg V ﻣﺠﻤﻮع ﺣﺠ ﻢ ﺗﺨﻠﻴﻪ آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ در ﻳﻚ ﻧﺎﺣﻴﻪ در ﺧﻼل دوره زﻣﺎﻧﻲ، P ﻣﺠﻤﻮع رﻳﺰش ﺟﻮ ی در ﺧﻼل دوره زﻣﺎﻧﻲ،ρ درﺻﺪ رﻳﺰش ﺟﻮی ﻛﻪ ﺗﻐﺬﻳﻪ ﻣﻲ ،ﺷﻮدC A ﻣﺴﺎﺣﺖ ﻧﺎﺣﻴﻪ، وH Δ ﺗﻐﻴﻴـﺮ در ارﺗﻔـﺎع ﺳـﻔﺮه آب آﺑﺨـﻮان در ﺧﻼل دوره زﻣﺎﻧﻲ ) ﻣﻘﺪار ﻣﺜﺒﺖ ﺑﻴﺎﻧﮕﺮ اﻓﺖ ﺳﻔﺮه آب در ﺧﻼل دوره زﻣﺎﻧﻲ اﺳﺖ ( ﻣـﻲ ﺑﺎﺷـﺪ . ﺑـﺎ اﺳـﺘﻔﺎده از رواﺑـﻂ ﻓـﻮق و اﻃﻼﻋﺎت آﻣﺎری ﻛﻪ از ﻧﻮاﺣﻲ ﻣﺨﺘﻠﻒ و ﻃﻲ دوره ﻫﺎی زﻣﺎﻧﻲ ﺑﻪ دﺳﺖ ﺗﻮان ﻣﻲ آﻳﺪ ﻣﻲ ﺑﺎ اﺳﺘﻔﺎده از ﻳـﻚ رﮔﺮﺳـﻴﻮن ﺧﻄـﻲ ، ﺑﺮآوردی از ﺿﺮﻳﺐ ﺗﻐﺬﻳﻪ و آﺑﺪﻫﻲ وﻳﮋه در ﻳﻚ ﻧﺎﺣﻴﻪ ﻣﺸـﺨﺺ را ﺑـﻪ دﺳـﺖ آورد و ﻳـﺎ در ﺻـﻮرت وﺟـﻮد ﺿـﺮاﻳﺐ، ﺑﺮﺧـﻲ ﻣﻮﻟﻔﻪ ﻫﺎ ی ﺑﻴﻼن را ﺑﻪ ﻃﺮﻳﻖ ﻮﻌﻜﻣ س ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﻧﻤﻮد . ﻣﺪل ﺷﻨﺎﺧﺘﻪ ﺷﺪه ﺗﻮرﻧﺖ واﻳﺖ ـ ﻣﺎدر (Thornthwaite-Mather) ) Steenhuis and van der molen, 1986 ( ﺑﻴﻼن آب را در ﻣﻘﻴﺎس ﻣﺎﻫﺎﻧﻪ ارزﻳﺎﺑﻲ ﻣﻲ ﻛﻨﺪ . Peranginangin et al. (2004) اﻳﻦ ﻣ ﺪل را ﺑﺮای درﻧﻈﺮ ﮔـﺮﻓﺘﻦ ﻧـﻮاﺣﻲ ﻏﻴﺮاﺷـﺒﺎع و اﺷﺒﺎع ﺑﻪ ﺗﻔﻜﻴﻚ ﺗﺼﺤﻴﺢ ﻛﺮد ﻧﺪ و از آن ﺑﺮای ﺑﺮآورد ﺗﻐﺬﻳﻪ آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ و ﺟﺮﻳﺎن ﭘﺎﻳﻪ اﺳﺘﻔﺎده ﻧﻤﻮدﻧﺪ . ﻣﺪل ﺗﺼﺤﻴﺢ ﺷﺪه ﻓﺼﻞ ﺷﺸﻢ - ﺗﺒﻴﻴﻦ ﻧﺤﻮه ﺑﺮآورد ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎی ﺑﻴﻼن 22 / 04 / 93 137 T.M. ، ﺗﻐﺬﻳﻪ و ﺗﺨﻠﻴﻪ آب زﻳﺮزﻣﻴﻨ ﻲ ﻣﺎﻫﺎﻧﻪ را از ا ﻋﺎﻼﻃ ت اﻗﻠﻴﻤﻲ ﻣﺎﻫﺎﻧﻪ در ﻳﻚ ﺑﻌﺪ ﻣﺤﺎﺳـﺒﻪ ﻣـﻲ ﻛﻨـﺪ . ﺗﻐﻴﻴـﺮات ذﺧﻴـﺮه رﻃ ﻮﺑﺖ ﺧﺎک و آب زﻳﺮزﻣﻴﻨ ﻲ و ﺟﺮﻳﺎن ورودی ﺑﻪ درﻳﺎﭼﻪ ﻛﻪ در ﺗﺪوﻳﻦ ﺑﻴﻼن آب ﻣ ﻮرد ﻧﻴﺎزﻧﺪ، در اﺧﺘﻴﺎر ﻗﺮار ﻣﻲ دﻫﺪ . رﻃﻮﺑﺖ ﻣﺎﻫﺎﻧﻪ ﺧﺎک ﺑﺮ ﺣﺴﺐ اﻳﻨﻜﻪ رﻳﺰش ﺟﻮی (Pt) ﺑﻴﺶ ﺗﺮ و ﻳـﺎ ﺗـﺮ ﻛـﻢ از ﺗﺒﺨﻴـﺮ - ﺗﻌـﺮق ﭘﺘﺎﻧﺴـﻴﻞ (ETPt) ،ﺑﺎﺷـﺪ اﻓﺰاﻳﺶ ﻳﺎ ﻛﺎﻫﺶ ﻳﺎﺑﺪ ﻣﻲ . زﻣﺎﻧﻲ ﻛﻪPt ETPt < ﺑﺎﺷﺪ، آب ﻣﻮﺟﻮد در ﻧﺎﺣﻴﻪ رﻳﺸﻪ ﻧﺎﻛﺎﻓﻲ ﺑﻮده و ﻫﻴﭻ آﺑﻲ از ﻧﻴﻤﺮخ ﺧـﺎک ﺧﺎرج ﻧﺨﻮاﻫﺪ ﺷﺪ . ﺑﻨﺎﺑﺮاﻳﻦ : )6 - 86 ( t t 1 t t Ssm Ssm exp[ (ETP P ) / (Sfc Swp)] − = − − − − ﻛﻪ در آنt Ssm وt 1 Ssm − رﻃﻮﺑـﺖ ذﺧﻴـﺮه ﺷـﺪه ﻣﻮﺟـﻮد ﻧﺎﺣﻴـﻪ رﻳﺸـﻪ ﺑـ ﻪ ﺗﺮﺗﻴـﺐ در اﻧﺘﻬـﺎی ﻣـﺎه t و ﻣـﺎه ﻗﺒﻠـﻲ t 1 − وSfc Swp − ﻇﺮﻓﻴﺖ ﻣﻮﺛﺮ ﻧﮕﻬﺪاﺷﺖ آب در ﻧﺎﺣﻴﻪ رﻳﺸﻪ ) رﻃﻮﺑﺖ ﺧﺎک در ﻇﺮﻓﻴﺖ زراﻋﻲ، Sfc ، ﻣﻨﻬﺎی رﻃﻮﺑﺖ ﺧﺎک در ﻧﻘﻄﻪ ﭘﮋﻣﺮدﮔﻲ، Swp ( ﻣﻲ ﺑﺎﺷﺪ . زﻣﺎﻧﻲ ﻛﻪt t ETP P < ﺑﺎﺷﺪ، آب ذﺧﻴﺮه ﺷﺪه در ﻧﺎﺣﻴﻪ رﻳﺸﻪ ﻣﻄﺎﺑﻖ راﺑﻄﻪ ز ﻳﺮ اﻓﺰاﻳﺶ ﻣﻲ ﻳﺎﺑﺪ : )6 - 87 ( Ssmt min[(Ssm t 1 Pt ETPt),(Sfc Swp)] = −+ − − اﮔﺮt Ssm Sfc Swp > − ، آن ﮔﺎه ﻧﻔﻮذ ﻋﻤﻘﻲ ) ﺗﻐﺬﻳﻪ (،t R ، رخ دﻫﺪ ﻣﻲ ، ﻟﺬا : )6 - 88 ( t t R Ssm (Sfc Swp) = − − ﭼﮕﻮﻧﮕﻲ اﻧﺪازه ﮔﻴﺮی ﻫﺮ ﻳﻚ از ﭘﺎراﻣﺘﺮﻫﺎی ﻣﻮرد ﻧﻴﺎز ﻓﻮق اﻟﺬﻛﺮ ﻗﺒﻼ ﺑﻴﺎن ﺷﺪه اﺳﺖ . ﻣﻨﺎﺑﻊ و ﻣﺮاﺟﻊ 22 / 04 / 93 139 ﻣﻨﺎﺑﻊ و ﻣ ﺮاﺟﻊ ﻣﻨﺎﺑﻊ و ﻣﺮاﺟﻊ 1 - آزادﺑﺨﺖ، ﺑﻬﺮام . 1385 . ﺧﺼﻮﺻﻴﺎت زﺋﻮﻣﻮرﻓﻮﻟﻮژﻳﻜﻲ ﻛﻮه ارﺟﻴﺲ ﺑﺎ اﺳﺘﻔﺎده از ﺗﻜﻨﻮﻟﻮژیDTM وRST . ﺳﭙﻬﺮ57 . 16 ﺗﺎ18 . 2 - ﻓﻮﻣﻨﻲ ﻣﻘﺪم، ﻣﺤﻤﻮد . 1385 .ﻛﺎرﺑﺮد ﺳﻨﺠﺶ از دور در ﻣﺪﻳﺮﻳﺖ ﻣﻨﺎﺑﻊ ﻃﺒﻴﻌﻲ ﺗﺠﺪﻳﺪ ﺷﻮﻧﺪه . ﻓﻀﺎ . 15 . 63 – 74 . 3 - اﻣﻴﺮی، ﻣﻨﻮﭼﻬﺮ ، ﺑﻬﺮوز ﻳﻌﻘﻮﺑﻲ و ﺣﺴﻦ ﻣﻮﺳﻲ وﻧﺪ . 1384 .ﺗﺤﻠﻴﻠﻲ ﺑﺮ ﻓﺮوﭼﺎﻟﻪ ﻫﺎی دﺷﺖ ﻣﺮﻛﺰی ﻫﻤﺪان . ﻛﻨﻔﺮاﻧﺲ ﺑﺮرﺳﻲ ﺧﻄﺮات ﻓﺮوﭼﺎﻟﻪ در ﻣﻨﺎﻃﻖ ﻛﺎرﺳﺘﻲ . ﻫﻤﺪان . 14 - 23 . 4 - اوﻳﺴﻲ ﻣﻮﺧﺮ، ﻣﺤﺴﻦ و ﺣﺴﻴﻦ ﺷﺎه ﻧﻈﺮی اول . 1384 . ﻣﻄﺎﻟﻌﻪ ﺳـﺎﺧﺘﺎرﻫﺎی زﻳﺮﺳـﻄﺤﻲ ﺑـﺎ اﺳـﺘﻔﺎده از روش رادار (GPR) .ﻛﻨﻔﺮاﻧﺲ ﺑﺮرﺳﻲ ﺧﻄﺮات ﻓ ﺮوﭼﺎﻟﻪ در ﻣﻨﺎﻃﻖ ﻛﺎرﺳﺘﻲ . ﻫﻤﺪان . 174 - 177 . 5 - ﻋﺒﺪی، ﻋﻠﻲ . 1384 .ﻛﺎرﺑﺮد ﺗﺼﺎوﻳﺮ ﻣﺎﻫﻮاره ای در ﺗﻬﻴﻪ ﻧﻘﺸﻪ ﺷﻮری ﺧﺎک ﺑﺎ اﺳﺘﻔﺎده از روش ﻃﻴﻔﻲ . ﺳـﭙﻬﺮ 56 ، 9 - 15 . 6 - ﻋﻠﻴﺎری، ﻋﻠﻴﺮﺿﺎ . 1384 .ﺑﺮﮔﺮدان ﻳﻚ ﺑﻌﺪی داده ﻫﺎی ﺳﻮﻧﺪاژ اﻟﻜﺘﺮﻳﻜﻲ ﻗﺎﺋﻢ در ﺷﻨﺎﺳﺎﻳﻲ ﻧﺎﺑﻬﻨﺠﺎری ﻫﺎی ﺳﻪ ﺑﻌﺪی در دﺷﺖ ﻣﺮﻛﺰی ﻫﻤﺪان . ﻛﻨﻔﺮاﻧﺲ ﺑﺮرﺳﻲ ﺧﻄﺮات ﻓﺮوﭼﺎﻟﻪ در ﻣﻨﺎﻃﻖ ﻛﺎرﺳﺘﻲ . ﻫﻤﺪان .88 - 99 . 7 - رﺋﻴﺴﻲ اردﻛﺎﻧﻲ، ﻋﺰت اﻟﻪ . 1384 . ﭼﺎﻟﻪ ﻫﺎی ﻛﺎرﺳﺘﻲ ﺣﺎدﺛﻪ ﺳﺎز و ﭘﺘﺎﻧﺴﻴﻞ اﻳﺠـﺎد آن در اﻳـﺮان . ﻛﻨﻔـﺮاﻧﺲ ﺑﺮرﺳـﻲ ﺧﻄﺮات ﻓﺮوﭼﺎﻟﻪ در ﻣﻨﺎﻃﻖ ﻛﺎرﺳﺘﻲ . ﻫﻤﺪان . 131 - 142 . 8 - ﺳﻌﺎدﺗﻲ، ﻗﺎدر . 1384 .ارﺗﺒﺎط ﻓﺮوﭼﺎﻟﻪ ﻫﺎی دﺷﺖ ﻣ ﺮﻛﺰی ﻫﻤﺪان ﺑﺎ وﺿﻌﻴﺖ ﺗﻜﺘـﻮﻧﻴﻜﻲ ﻣﻨﻄﻘـﻪ . ﻛﻨﻔـﺮاﻧﺲ ﺑﺮرﺳـﻲ ﺧﻄﺮات ﻓﺮوﭼﺎﻟﻪ در ﻣﻨﺎﻃﻖ ﻛﺎرﺳﺘﻲ . ﻫﻤﺪان . 100 - 120 . 9 - ،ﻗﻨﺪﻫﺎری اﺣﻤﺪ1382 .ﭘﻴﺶ ﺑﻴﻨﻲ ﺟﺮﻳﺎن رودﺧﺎﻧﻪ ﺑﻪ ﻛﻤﻚ RS در ﻣﺤﻴﻂ ﻓـﺎزی . ﭘﺎﻳـﺎن ﻧﺎﻣـﻪ ﻛﺎرﺷﻨﺎﺳـﻲ ارﺷـﺪ . داﻧﺸﮕﺎه ﺻﻨﻌﺘﻲ ﺷﺮﻳﻒ . داﻧﺸﻜﺪه ﻋﻤﺮان . 10 - ﻗﻬﺮﻣﺎن،ﺑﻴﮋن، ﺳﻴﺪﻣﺤﻤﻮدﺣﺴﻴﻨﻲ و ﺣﻤ ﻴﺪرﺿﺎ ﻋﺴﮕﺮی، 1382 . ﻛﺎرﺑﺮد زﻣﻴﻦ آﻣـﺎر در ارزﻳـﺎﺑﻲ ﺷـﺒﻜﻪ ﻫـﺎی ﭘـﺎﻳﺶ ﻛﻴﻔﻲ آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ . ﻧﺸﺮﻳﻪ ﻋﻠﻤﻲ- ﭘﮋوﻫﺸﻲ اﻣﻴﺮﻛﺒﻴﺮ ) ﻣﻬﻨﺪﺳﻲ ﻋﻤﺮان و ﮔﺮاﻳﺶ ﻫـﺎی واﺑﺴـﺘﻪ ، (14 )ه- 55 :( 971 - 981 . 11 - ﻣﺤﺒﻲ ﺣﺴﻦ آﺑﺎدی، ﻳﺰدان و ﺳﻠﻤﺎن ﻓﺮﻫﺎد ﺗﻮﺳﻜﻲ . 1384 . درآﻣﺪی ﺑـﺮ ﻧﻘـﺶ ﻓﺮوﭼﺎﻟـﻪ ﻫـﺎ در آﻟـﻮدﮔﻲ ﻣﻨـﺎﺑﻊ آب ﻛﺎرﺳ ﺘﻲ ﺑﺎ ﻧﮕﺮﺷﻲ وﻳﮋه ﺑﺮ ﻓﺮوﭼﺎﻟﻪ ﻫﺎی ﻫﻤﺪان . ﻛﻨﻔﺮاﻧﺲ ﺑﺮرﺳﻲ ﺧﻄﺮات ﻓﺮوﭼﺎﻟـﻪ در ﻣﻨـﺎﻃﻖ ﻛﺎرﺳـﺘﻲ . ﻫﻤـﺪان . 55 - 62 . 12 - ﻣﺤﻤﺪی، ﻋﺒﺎﺳﻌﻠﻲ . 1385 .ﺑﺎزﻳﺎﺑﻲ ﺗﻐﻴﻴﺮات ﻛﺎرﺑﺮی ﺷﻬﺮ ﺗﻬﺮان ﺑﺎ ﻓﻦ آوری ﺳﻨﺠﺶ از دور . ﺳﭙﻬﺮ 85 . 30 - 33 . 13 - ،ﻣﻬﻨﺪﺳﻴﻦ ﻣﺸﺎور ﺳﺎزآب ﺷﺮق1387 .ﻣﻄﺎﻟﻌﺎت ﺑﻪ ﻫﻢ ﭘﻴﻮﺳﺘﻪ ﻣﻨﺎﺑﻊ آب ﺣﻮ ﺿﻪ ﻧﻴﺸﺎﺑﻮر، ﮔﺰارش ﻫـﺎی ﻫﻮاﺷﻨﺎﺳـﻲ، ﻫﻴﺪروﻟﻮژی و ﺧﺎک ﺷﻨﺎﺳﻲ . ﻣﺸﻬﺪ . 14 - وﻟﻲ زاده، رﺳﻮل، ﺑﻬﺮوز ﻳﻌﻘﻮﺑﻲ و ﺣﺴﻦ ﻣﺴﻮوﻧﺪ . 1384 .ﺗﺤﻠﻴﻠﻲ ﺑﺮ ﻓﺮوﭼﺎﻟﻪ ﻫﺎی دﺷﺖ ﻣﺮﻛﺮی ﻫﻤـﺪان . ﻛﻨﻔـﺮاﻧﺲ ﺑﺮرﺳﻲ ﺧﻄﺮات ﻓﺮوﭼﺎﻟﻪ در ﻣﻨﺎﻃﻖ ﻛﺎرﺳﺘﻲ . ﻫﻤﺪان . 14 - 22 . 140 22 / 04 / 93 دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب 15 - ﻫﻨﺮﻣﻨﺪ اﺑﺮاﻫﻴﻤﻲ، ﻋﻴﺴﻲ . ) ﻣﺘﺮﺟﻢ (. ﺗﻐﺬﻳﻪ، ﺗﺨﻠﻴﻪ و ﺑ ﻴﻼن آب زﻳﺮزﻣﻴﻨﻲ . ﻧﺸﺮﻳﻪ ﺷﻤﺎره 3 ﻛﺎوآب . 111 .ص 16- Abbaspour K.C. 2009. User Manual for SWAT-CUP2, SWAT Calibration and Uncertainty Analysis Programs. Swiss Federal Institute of Aquatic Science and Technology, Eawag, Duebendorf, Switzerland. 95 pp. 17- Allen, R.G., L.S. Pereira, D. Raes and M. Smith. 1998. Crop evapotranspiration. FAO Irrigation and Drainage Pasper No. 56. Food and Agricultural Organization of the United Nations, Rome, Italy, 300p. 18- Anderson J.R., E.E. Hardy, J.T. Roach and R.E. Witmer. 1999. A land use and land cover classification system for use with remote sensor data. Geological survey professional paper 964. 19- Arabi, M., R.S. Govindaraju, M.M. Hantush, and B.A. Engel. 2006. Role of watershed subdivision on modeling the effectiveness of best management practices with SWAT. J. Amer. Water Resour. Assoc. 42(2): 513-528. 20- Aksoy, H. and M. Bayazit. 2000. A model for daily flows of intermittent streams. Hydrological Processes 14, 1725-1744. 21- Baker, G., N. Petric, G. Parkin and J. Kogovsek. 2001. Surface and groundwater interaction of the Bela Stream and Vipava Springs in the Southwestern Slovenia. ACTA, Carsologica 30/2-12, 217- 238. 22- Bastiaanssen, W.G.M. and L. Chandrapala. 2003. Water balance variabllity across Sri Lanka for assessing agricultural and environmental water use. Agricultural Water Management 58, 171-192. 23- Bayard, D., M. Stahli, A. Parriaux and H. Fluhler. 2005. The influence of seasonally frozen soil on the snowmelt runoff at two Alpine sites in southern Switzerland. Journal of Hydrology 309, 66–84. 24- Berezovskaya, Sveta, D. Yang and L. Hinzman. 2005. Long-term annual water balance analysis of the Lena River. 2005. Global and Planetary Change 48, 84-95. 25- Bonan, G.B. 1995. Sensitivity of a GCM simulation to inclusion of inland water surfaces. J. Clim. 8, 2691-2704. 26- Bosch, J.M. and J.D. Helwett. 1982. A review of chachment to determine the effect of vegetation changes on water yield and evapotranspiration. Journal of Hydrology 55(1/4), 3-23. 27- Brandes, O.M. and E. Reynolds. 2004. Developing Water Sustainability Through Urban Water Demand Management: A Provincial Perspective. A presentation/workshop by the Urban Water Demand Management Team at The POLIS Project on Ecological Governance, University of Victoria. THE POLIS PROJECT ON ECOLOGICAL GOVERNANCE. University House 4, University of Victoria. 28- Bresler, E., D. Russo and R.D. Miller. 1978. Rapid estimate on unsaturated hydraulic conductivity function. Soil Sci. Soc. Am. J. 42(1):170-172. 29- Brocca, L., F., Melone and T. Moramarco. 2004. Empirical and conceptual approaches for soil moisture estimation in view of event-based rainfall-runoff modeling. Progress in Surface and Subsurface Water Studies at Plot and Small Basins Scale. 10th Conference of the UroMediterranian Network. Turin, Italy, pp1-7. 30- Brown, A.E., L. Zhang, T. A. McMahon, A.W. Western, R.A. Vertessy. 2005. A review of paired catchment studies for determining changes in water yield resulting from alterations in vegetation. Journal of Hydrology 310, 28–61. ﻣﻨﺎﺑﻊ و ﻣﺮاﺟﻊ 22 / 04 / 93 141 31- Bruschke, K., A. Pleßow and H. Heinrichs. 2002. Speciation of solutes in drainage and pore waters of two former lignite mines (Germany). Water, Air, & Soil Pollution: Focus 2(3), 27-36. 32- Burian, K. 1971. Primary production, carbon dioxide exchange and transpiration in phragmites communis Trin. on the Lake Neusiodler Sea, Austria. Hidrobiologia 12, 203-218. 33- Burson, K. 2003. The water balance relationship among Rodeo Tidal Lagoon, its watershed, and the ocean. Water Resources Center Archives Restoration of Rivers and Streams, University of California, Berkeley. 21p. 34- Cameira, M.R., R.M. Fernando, L. Ahuja and L. Pereira. 2005. Simulating the fate of water in field soil–crop environment. Journal of Hydrology 315, 1–24. 35- Campbell, G.S. and J.M. Norman. 1998. An Introduction to Environmental Biophysic. 2nd edn. Springer-Verlag: New York; 286 pp. 36- Chen, J.Y., C.Y. Tang, Y.J. Shen, Y. Sakura, A. Kondoh and J. Shimada. 2003. Use of water balance calculation and tritium to examine the dropdown of groundwater table in the piedmont of the North China Plain (NCP). Environmental Geology 44(5), 564-471. 37- Chikita, K.A., M. Nishi, R. Fukuyama and K. Hamahara. 2004. Hydrological and chemical budgets in a volcanic caldera lake: Lake Kussharo, Hokkaido, Japan. Journal of Hydrology 291, 91–114. 38- Chow, V. T., D.R. Maidment and L.W. Mays. 1988. Applied Hydrology. McGraw Hill Book Company, 572 p. 39- Clark, M.P., A.G. Slater, A.P. Barrett, L.E. Hey, G.J. McCabe, B. Rajagopalan and G.H. Leavesley. 2006. Assimilation of snow covered area information into hydrologic and land-surface models. Advances in Water Resources 29(8), 1209-1221. 40- Conan, C., G. de Marsily, F. Bouraoui and G. Bidoglio. 2003. A long-term hydrological modelling of the Upper Guadiana river basin (Spain). Physics and Chemistry of the Earth, Parts A/B/C, 28(4- 5), 193-200. 41- Connolly, R.D. 1998. Modelling effects of soil structure on the water balance of soil-crop systems: a review. Soil & Tillage Research 48, 1-19. 42- Cucchi, F., P. Farti and E. Marineti. 2000. Recent development in knowledge of the hydrology of the classical Karst. ACTA, Carsologica 29/1-4, 55-78. 43- Dingman, S.L. 2002. Second ed., Physical Hydrology, Prentice-Hall, Englewood Cliffs, NJ. P. 646. 44- Drexler, J.Z., R.L. Snyder, D. Spano and K.T. Paw U. 2004. A review of models and micrometeorological methods used to estimate wetland evapotranspiration. Hydrological Processes 18(11), 2071-2101. 45- Duchemin, B., B. Berthelot, G. Dedieu, M. Leroy and P. Maisongrande. 2002. Normalisation of directional effects in 10-day global syntheses derived from VEGETATION/SPOT:: II. Validation of an operational method on actual data sets. Remote Sensing of Environment 81(1), 101-113. 46- Duffy, C.J. and S. Al-Hassan. 1998. Groundwater circulation in closed desert basins: topographic scaling and climatic forcing. Water Resources Research 24(10), 1675-1688. 47- Dyck, S. 1983. Overview on the present status on the concepts of water balance models. IAHS Publication 148, Wallingford, pp 3-19. 48- Elathir, E.A.B. 1996. ElNino and the natural variability in the flow of the Nile River. Water Resources Research 32, 13-17. 142 22 / 04 / 93 دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب 49- Ellis, T., T. Hatton and I. Nuberg. 2005. An ecological optimality approach for predicting deep drainage from tree belts of alley farms in water-limited environments. Agricultural Water Management 75, 92–116. 50- Er-Raki, S., A. Chehbouni, N. Guemouria, B. Duchemin, J. Ezzahar and R. Hadria 2007. Combining FAO-56 model and ground-based remote sensing to estimate water consumptions of wheat crops in a semi-arid region. Agricultural Water Management 87(1), 41-54. 51- Falkenberg, N.R. , G. Piccinni, J.T. Cothern, D.I. Leskovar. 2007. Remote sensing of biotic and abiotic stress for irrigation management of cotton. Agricultural water management. 87. 23-31 52- Faramarzi, M., K.C Abbaspour., R. Schulin., H. Yang. 2009. Modelling blue and green water resources availability in Iran. Hydrol. Process. 23, 486–501. 53- Farmer, G. 1988. Seasonal forecasting of the Kenya coast Short Rains, 1901-1948. Journal of Climatology 8, 489-497. 54- Fischer, G., H. van Velthuizen, F. Nachtergaele and S. Meadow. 2000. Global Agro-Ecological Zones, Appendix VII-Parameters for Biomass and Yield Calculations. Food and Agriculture Organization of the United Nations: Rome and International Institute for Applied Systems Analysis: Laxenburg, Austria. [Accessed on 11 April 2002 from URL 55- Fontaine, T.A., T.S. Cruickshank, J.G. Arnold and R.H. Hotchkiss. 2002. Development of a snowfall-snowmelt routine for mountainous terrain for the soil water assessment tool (SWAT), J. Hydrol. 262(1-4): 209-223. 56- Gertman, I. And A. Hecht. 2002. The Dead Sea hydrography from 1992 to 2000. Journal of Marine Systems 35, 169– 181. 57- Ghahraman, B., and A.R. Sepaskhah, 2001. Autographic raingage network design for Iran by Kriging. Iran. J. Sci. Tech., 25(B4):653-660. 58- Gibson, J.J., 2002. Short-term evaporation and water budget comparisons in shallow Arctic lakes using non-steady isotope mass balance. Journal of Hydrology 264, 242–261. 59- Gibson, J.J., T.W.D. Edwards and T.D. Prowsw. 1999. Pan-derived isotopic composition of atmospheric water vaour and its variability in northern Canada. Journal of Hydrology 217, 55-74. 60- Gibson, J.J., E.E. Prepas and P. McEachern. 2002. Quantitative comparison of the throughflow, resiodency, and catchment runoff using stable isotopes: modeling and results from a regional survey of Boreal lakes. Journal of Hydrology 262, 128-144. 61- Giri, C., S. Shrestha and M. Levy. 2001. Assessment and Monitoring of Land Use/Land Cover Change in Continental Southeast Asia. Prepared for presentation at the Open Meeting of the Global Environmental Change. Research Community, Rio de Janeiro, 6-8 October, 2001. 62- Gray, D.M. 1970. Handbook on the principles of hydrology, Ottawa, Canadian National Committee for the IHD. 63- Grunberger, O., J.-P. Montoroi and S. Nasri. 2004. Quantification of water exchange between a hill reservoir and groundwater using hydrological and isotopic modeling (El Gouazine, Tunisia). C. R. Geoscience 336, 1453–1462. 64- Hall, F.R. 1968. Base-flow recession: a review. Water Resources Research 4(5), 973-983. 65- Haslam, S.M. 1970. the performance of phragmites communis Trin. In relation to water supply. Ann. Bot. 34, 867-877. ﻣﻨﺎﺑﻊ و ﻣﺮاﺟﻊ 22 / 04 / 93 143 66- Harbeck, G.E. 1958. The lake Henfer water-loss investigation. IASH, Yoronto Trans. 3, 437-443. 67- Hay, R.K.M. and A.J. Walker. 1989 An Introduction to the Physiology of Crop Yield. Longman Scientific & Technical: Harlow; 292 pp. 68- Hayashi, M., G., van der Kamp and D. Rudolph. 1998. Water and solute transfer between a prairie wetland and adjacent uplands 1. Water balance. Journal oh Hydrology 207, 42-55. 69- Heuvelmans, G., B. Muys, and J. Feyen. 2004. Analysis of the spatial variation in the parameters of the SWAT model with application in Flanders, Northern Belgium. Hydrol. Earth Syst. Sci. 8(5): 931-939. 70- Holmes, R.M., J.W. McClelland and B.J. Peterson. 2003. Consideration of Permafrost Thaw as a Significant Contributor to Increasing Eurasian Arctic River Discharge. SEARCH, Seattle, USA. 71- Huthnance, J.M., H.M. Van Aken, M. White, E.D. Barton, B.L. Cann, E.F. Coelho, E.A. Fanjul, P. Miller and J. Vitorino. 2002. Ocean margin exchange—water f lux estimates. Journal of Marine Systems 32, 107– 137. 72- Inosako, K., F. Yuan and S. Miyamoto. 2006. Simple methods for estimating outflow salinity from inflow and reservoir storage. Agricultural Water Management 82(3), 411–420. 73- Istanbulluoglu, A., F. Konukcu and I. Kocaman. 2002. Modification of Turc method to determine the water yields of sub-basins in Thrace region of Turkey. 2002. Journal of Central European Agriculture, 3(1), 46-52. 74- Jacob, D. 2001. A note to the simulation of the annual and inter-annual variability of the water budget over the Baltic Sea drainage basin. Meteorology and Atmospheric Physics 77(1-4), 61-73. 75- Jacobs, M. 1972. Groundwater networks. In: Casebook on Hydrological Network Design Practice. Chapter I-6.1. WMO Publ. No. 234. Geneva, WMO. 76- Jin, Z. and James J. Simpson. 2001. Anisotropic Reflectance of Snow Observed from Space over the Arctic and Its Effect on Solar Energy Balance. Remote Sensing of Environment 75(1), 63-75. 77- Johnson, P.A. and P.D. Curtis. 1994. Water Balance of Blue Nile River Basin in Ethiopia. Journal of Irrigation and Drainage Engineering 120(3), 573-590. 78- Jost, G., G.B.M. Heuvelink and A. Papritz. 2005. Analysing the space–time distribution of soil water storage of a forest ecosystem using spatio-temporal kriging. Geoderma 128, 258– 273. 79- Kahan, D.S., Y. Xue and S.J. Allen. 2006. The impact of vegetation and soil parameters in simulations of surface energy and water balance in the semi-arid sahel: A case study using SEBEX and HAPEX-Sahel data. Journal of Hydrology 320(1-2), 238-259. Kebede, S., Y. Travi, T. Alemayehu and V. Marc. 2006. Water balance of Lake Tana and its sensitivity to fluctuations in rainfall, Blue Nile basin, Ethiopia Journal of Hydrology 316, 233–247. 80- Krause P, Boyle DP, B¨ase F. 2005. Comparison of different efficiency criteria for hydrological model assessment. Advanced Geosciences 5: 89–97. 81- Kendy, E., P. Gerard-Marchant, M.T. Walter, Y. Zhang, C. Liu and T.S. Steenhuis. 2003. A soil- water-balance approach to quantify groundwater recharge from irrigated cropland in the North China Plain. Hydrol. Pross. 17:2011-2031. 82- Khalili, D., A.A Kamgar Haghighi and B. Ghahraman, 2001. Soil water regime and water conservation efficiency in a non-irrigated semi-arid environment. Iran Agric. Res., 20:83-96. 144 22 / 04 / 93 دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب 83- Kimura, R., Y. Liu, N. Takayama, X. Zhang, M. Kamichika and N. Matsuoka. 2005. Heat and water balances of the bare soil surface and the potential distribution of vegetation in the Loess Plateau, China. Journal of Arid Environments. 63, 439-457. 84- Kohler, M.A. and T.J. Nornenson. 1959. Evaporation maps for the United States. Technical Paper No. 37. Washington D.C., Dept. of Commerce, U.S. Weather Bureau. 85- Kohler, M.A. and L.H. Parmele. 1967. Generalized estimates of free-water evaporation. Water Resour. Res. 3(4), 997-1005. 86- Konoplyantsev, A.A. 1970. The evaluation of the ground water balance of large territories. IAHS- UNESCO Publ. No. 92, pp. 71-77. 87- Kosheleva, N., E. Karabanov, A. Kositskiy, D. Williams and S. Armstrong. 2006. Estimation of runoff distribution within river systems: Application to the Lena Basin (Siberia). Journal of Geochemical Exploration, 88(1-3), 118-123. 88- Kovzel, A.G. 1972. The design of networks for the determination of soil moisture. In: Casebook on Hydrological Network Design Practice. Chapter I-4.1. WMO Publ. No. 234. Geneva, WMO. 89- Krause, S. and A. Bronstert. 2005. An advanced approach for catchment delineation and water balance modelling within wetlands and floodplains. Advances in Geosciences 5, 1–5. 90- Krestovski, O.I. and S.F. Fedorev. 1970. Study of water balance elements of forest and field watersheds. IASH-UNESCO Publ. No. 93, pp. 445-451. 91- LaBaugh, J.W., T.C. Winter, D.O. Rosenberry, P.F. Schuster. M.M. Reddy and G.R. Aiken. 1997. Hydrological and chemical estimates of the balance of a closed-basin lake in north central Minnesota. Water Resources Research 33, 2799-2812. 92- Lee, T.M., D.B. Adams, A.B. Tihansky and A. Swancar. 1991. Methods, instrumentations, and preliminary evaluation of data for the hydrologic budget assessment of Lake Lucerne, Florida. U.S. Geological Survey Water Resources Investigations Report 90-4111, Tallahassee, FL, 42 pp. 93- Legesse, D., C. CVallet-Coulomb and F. Gasse. 2004. Analysis of the hydrological response of a tropical terminal lake, Lake Abiyata (Main Ethiopian Rift Valley) to changes in climate and human activities. Hydrological Processes 18, 487-504. 94- Lenderink, G., B. van den Hurk, E. van Meigaard, E. van Ulden and H. Cuijpers. 2003. Simulation of present-day climate in RACMO2: first results and model developments. Technical rRport, KNMI, De Bilt, The Netherlands, pp. 24, 2003. 95- Levitt, D.G., M.J. Hartmann, K.C. Kisiel, C. W. Criswell, P.D. Farley and C. Christensen. 2005. Comparison of the Water Balance of an Asphalt Cover and an Evapotranspiration Cover at Technical Area 49 at the Los Alamos National Laboratory. Vadose Zone Journal 4,789–797. 96- Linacre, E.T., B.B. Hicks, G.R. Sainty and G. Grause. 1970. The evaporation from a swamp. Agric. Meteorol. 7, 375-386. 97- Linsley, R.K., M.A. Kohler and J.L.H. Paulhus. 1949. Applied Hydrology. New York, McGraw Hill, 689 p. 98- Liquete, C., P. Arnau, M. Canals and S. Colas. 2005. Mediterranean river systems of Andalusia, southern Spain, and associated deltas: A source to sink approach. Marine Geology 222-223, 471- 495. 99- Mandel, S. 1967. The design and instrumentation of hydro-grological observation networks. In: Proc. Quebec Symposium on design of Hydrological Networks. IASH Publ. No. 67, pp. 413-424. ﻣﻨﺎﺑﻊ و ﻣﺮاﺟﻊ 22 / 04 / 93 145 100- McGuinness, J.L. and J.B. Urban. 1964. Soil moisture sampling plan for watersheds. U.S. Dept. of Agriculture. Agric. Res. Service Publ. 41-87. 12p 101- Meana, M. and V. Hasfurther. 1993. A water management model for the Green River. Technical Report. Submitted to Wyoming Water Development Commission Cheyenne, Wyoming and Wyoming Water Resources Center University of Wyoming Laramie, Wyoming. 102- Mermoud, A., T.D. Tamini and H. Yacouba. 2005. Impacts of different irrigation schedules on the water balance components of an onion crop in a semi-arid zone. Agricultural Water Management 77, 282–295. 103- Meyboom, P. 1961. Estimating groundwater recharge from stream hydrographs. J. Geophys. Res. 66(4), 1203-1214. 104- Meyboom, P. 1967. Mass-transfer studies to determine the groundwater regime of permanent lakes in hummocky moraine of Western Canada. Journal of Hydrology 5, 117-142. 105- Mitchell, V.G., T.A. McMahon and R.G. Mein. 2003. Components of the total water balance of an urban catchment. Environmental Management 32(6), 735-746. 106- Mizgalewicz, P.J., D.R. Maidment (Co-Principal Investigator), W.S. White, M.K. Ridd (Co- Principal Investigator). 2003. Water Balance of the 1993 Midwest Flood. Technical Report No. 210, Texas Water Resources Institute The Texas A&M University System College Station, Texas 77843-2118, 90p. 107- Mohamed, Y.A., B.J.J.M. van den Hurk, H.H. Savenije and W.G.M. Bastiaanssen. 2005. Hydroclimatology of the Nile: results from a regional climate model. Hydrology and Earth Sciences 9, 263-278. 108- Moriasi, D.N., J.G. Arnold, M.W. Van Liew, R.L. Binger, R.D. Harmel, and T. Veith. 2007. Model evaluation guidelines for systematic quantification of accuracy in watershed simulations. Trans. ASABE 50(3): 885-900. 109- Moret, D., J.L. Arrue, M.V. Lopez and R. Gracia. 2006. Influence of fallowing practices on soil water and precipitation storage efficiency in semiarid Aragon (NE Spain). Agricultural Water Management 82(1-2), 161–176. 110- Mosley, M.P. and A.I. McKercher. 1993. Streanflow. In: D.R. Maidment (ed.), Handbook of Hydrology, McGraw Hill Book Company, 8.1-8.39. 111- Motz, L.H., G.D. Sousa and M.D. Annable. 2001. Water budget and vertical conductance for Lowry (Sand Hill) Lake in north-central Florida, USA. Journal of Hydrology 250, 134-148. 112- Neitsch, S.L., J.G. Arnold, J.R. Kiniry, J.R. Williams. 2005. Soil and water assessment tool, theoretical documentation Blackland Research Center, Texas Agricultural Experiment station and USDA Agricultural Research Service. Available online, 113- Nicholson, S.E. 1996. A review of climate dynamics and climate variability in eastern Africa, in: The limnology, climatology and paleoclimatology of the East African lakes, edited by: Johnson, T.C. and Odada, E., Gordon and Breach, Amesterdam, 25-56. 114- Nicholson, S.E. and T. J. Farrar. 1994. The influence of soil type on the relationships between NDVI, rainfall, and soil moisture in semiarid Botswana. I. NDVI response to rainfall Remote Sensing of Environment, 50(2), 107-120. 115- Nicholson, S.E. and X. Yin. 2001. Rainfall condition in Equatorial East Africa during the nineteenth centry as inferred from the record of lake Victoria. Climate Change 48, 387-398. 146 22 / 04 / 93 دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب 116- Nolin, A.W. and J. Dozier. 2000. A Hyperspectral Method for Remotely Sensing the Grain Size of Snow. Remote Sensing of Environment 74(2),207-216. 117- Novak, V. 1987. Estimation of soil-water extraction patterns by roots. Agric. Water Manage. 12(4):271-278. 118- Nyhan, J.W. 2005. A seven-year water balance study of an evapotranspiration landfill cover varying in slope for semiarid regions. Vadose Zone J. 4:466-480. 119- Omstedt, A. and L.B. Axell. 2003. Modeling the variations of salinity and temperature in the large Gulfs of the Baltic Sea. AContinental Shelf Research 23, 265–294. 120- Opijah, F.J., and J.R. Mukabana. 2004. On the influence of urbanization on the water budget in Nairobi city: A numerical study. GeoJournal 61(2), 121-129. 121- Overpeck, J., K. Hughen, D. Hardy, R. Bradley, R. Case, M. Douglas, B. Finney, K. Gaewski, G. Jacoby, A. Jennings, S. Lamoureux, A. Lasca, G. MacDonald, J. Moore, M. Retelle, S. Smith, A. Wolfe and G. Zielinski. 1997. Arctic environmental change of the last four centuries. Science 278, 1251–1256. 122- Penman, H.L. 1956. Evaporation: An introductory survey. Neth. J. Agric. Sci. 4(1), 9-29. 123- Peranginangin, N., R. Sakthivadivel, N.R. Scott, E. Kendy and T.S. Steenhuis. 2004. Water accounting for conjunctive groundwater/surface water management: case of the Singkarak– Ombilin River basin, Indonesia. Journal of Hydrology 292, 1–22. 124- Perry, C. J. 1996. The IIMI water balance framework: A model for project level analysis. Research Report 5. Colombo, Sri Lanka: International Irrigation Management Institute (IIMI). PO Box 2075, Colombo, Sri Lanka. 26p. Editor: Kingsley Kurukulasuriya; Consultant Editor: Stephen Breth; Artist: D.C. Karunaratne; Typesetter: Kithsiri Jayakody; Editorial/Production Manager: Nimal A. Fernando. 125- Pikuk Jr., J.L., J.F. Zuzel and D.E. Wilkins. 1992. Infiltration into frozen soils as affected by ripping. Transactions of the ASAE 35(1), 83-90. 126- Portoghese, I., Uricchie, V., Vurrom, V. 2005. A GIS tool for hydrological water balance evaluation on regional scale in semi–arid environments. Computers & Geosciences 31(1), 15-27. 127- Rana, G. and N. Katerji. 2000. Measurement and estimation of actual evapotranspiration in the field under Mediterranean climate: a review. European Journal of Agronomy 13, 125–153. 128- Ravengai, S., R. Owen and D. Love. 2004. Evaluation of seepage and acid generation potential from evaporation ponds, Iron Duke Pyrite Mine, Mazowe Valley, Zimbabwe. Physics and Chemistry of the Earth 29, 1129–1134. 129- Rawls, W.J., L.R. Ahuja, D. L. Brakensiek and Adel Shirmahammadi. 1993. Infiltration and soil water movement. In: D.R. Maidment (ed.), Handbook of Hydrology, McGraw Hill Book Company, 5.1-5.51. 130- Rawls, W.J. and D.L. Brakensiek. 1985. Prediction of soil water properties for hydrologic modeling. In: Watershed Management in the Eighties. American Society of Civil Engineers: Reston, VA:293-299. 131- Reeves, D.M. and W.W. Woessner. 2004. Hydrologic controls on the survival of Water Howellia (Howellia aquatilis) and implications of land management Journal of Hydrology 287, 1–18. 132- Reichardt, K., D.R. Nielsen and J.W. Biggar. 1972. Scaling of horizontal infiltration into homogenous soils.. Soil Sci. Soc. Am. P. 36(2):241-245. ﻣﻨﺎﺑﻊ و ﻣﺮاﺟﻊ 22 / 04 / 93 147 133- Renault, D., M. Hemakumara and D. J. Molden, 2001. Importance of Water Consumption by Perennial Vegetation in Irrigated Areas of the Humid Tropics: Evidence from Sri Lanka. Agricultural Water Management. 46,215-230. 134- Riha, S.J., D.G. Rossiter and P. Simoens. 1994. GAPS General-Purpose Atmosphere-Plant-Soil Simulation Version 3.0 User's Manual. Department of Soils, Crops and Atmospheric Sciences, Cornell University: Ithaca, NY. [Accessed on 1 September 2002 from URL 135- Rijks, D.A. 1969. Evaporation from a papyrus swamp. Q. J. R. Met. Soc. 95, 643-649. 136- Rodriguez-Rodriguez, M., J. Benavente, J.J. Cruz-San Julian and F. Moral Martos. 2006. Estimation of ground-water exchange with semi-arid playa lakes (Antequera region, southern Spain). Journal of Arid Environments 66(2), 272-289. 137- Rose, C.W. and W.R. Stern. 1965. The drainage component of the water balance equation. Aust. J. Soil Res. 3, 95-100. 138- Russo, D. and E. Bressler. 1980. Scaling soil hydraulic properties of a heterogeneous field soil.. Soil Sci. Soc. Am. J. 44(4):681-684. 139- Ruud, N., T. Harter and A. Naugle. 2004.Estimation of groundwater pumping as closure to the water balance of a semi-arid, irrigated agricultural basin. Journal of Hydrology 297, 51–73. 140- Sadras, V., J. Baldock, D. Roget and D. Rodriguez. 2003. Measuring and modelling yield and water budget components of wheat crops in coarse-textured soils with chemical constraints. Field Crops Research 84, 241–260. 141- Salas, J.D. 1993. Analysis and modeling of hydrologic time series. In: D.R. Maidment (ed.), Handbook of Hydrology, McGraw Hill Book Company, 19.1-19.72. 142- Sanchez-Cohen, I., V. L. Lopes, D. C. Slack and M. M. Fogel. 1997. Water balance model for small-scale water harvesting systems. Journal of Irrigation and Drainage Engineering 123(2), 123- 128. 143- Schuol J, Abbaspour KC, Yang H, Srinivasan R, Zehnder AJB. 2008. Modeling blue and green water availability in Africa. Water Resources Research 44: W07406, p. 18. 144- Sazonova, T.S., V.E. Romanovsky, J.E. Walsh, D.O. Sergueev. 2004. Permafrost dynamics in 20th and 21st centuries along the East-Siberian Transect. J. Geophys. Res. 109 (D1, D01108). 145- Schume, H., G. Jost and K. Katzensteiner. 2003. Spatio-temporal analysis of the soil water 146- content in a mixed Norway spruce (Picea abies (L.) Karst.)–European beech (Fagus sylvatica L.) stand. Geoderma 112, 273– 287. 147- Sheng-Gong, L., J. Asanuma, A. Kotani, G. Davaa and D. Oyunbaatar. 2007. Evapotranspiration from a Mongolian steppe under grazing and its environmental constraints. Journal of Hydrology, 333, 133-143. 148- Slatyer, R.O. and I.C. McIlroy. 1961. Practiacal Micrometeorology. Australia, CSIRO and Paris, UNESCO. 149- Sokolov, A.A. and T.G. Chapman (editors). 1974. Methods for water balance computations, An international guide for research and practice. A contribution to the International Hydrological Decade, The Unesco Press, Place de Fontenoy, 75700 Paris. 127 p. 150- Spence, C. and M.-k. Woo. 2003. Hydrology of subarctic Canadian shield: soil-filled valleys. Journal of Hydrology 279, 151–166 148 22 / 04 / 93 دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب 151- Steenhuis, T.S., C. Jackson, K.-J.S. Kung and W.H. Brutsaert. 1985. Measurement of groundwater recharge on eastern Long Island. J. Hydrol. 79(1-2):145-169. 152- Steenhuis, T.S., S. Pacenka and K.S. Porter. 1987. MOUSE: a management model for evaluating groundwater contamination from diffuse surface sources aided by computer graphics. Appl. Agric. Res. 2(4):277-289. 153- Steenhuis, T.S. and W.H. van der Molen. 1986. The Tornthwaite-Mather procedure as a simple engineering method to predict recharge. J. Hydrol. 84(4-3):221-2219. 154- Stockle, C.O. 1985. Simulation of the effects of water and nitrogen stress on growth and yield of spring wheat. PhD dissertation, Washington State University; Pullman, WA. 155- Sun, L., F.H.M. Semazzi, F. Giorgi and L.A. Ogallo. 1999a. Application of the NCAR Regional Climate model to Eastern Africa, Part I: Simulation of the short rains of 1998. Journal of Geophysical Research 104, 6529-6548. 156- Sun, L., F.H.M. Semazzi, F. Giorgi and L.A. Ogallo. 1999b. Application of the NCAR Regional Climate model to Eastern Africa, Part II: Simulation of interannual variability of short rains. Journal of Geophysical Research 104, 6549-6562. 157- Szilagyi, J. 2001. Modeled areal evaporation trends over the conterminous united states. Journal of Irrigation and Drainage Engineering, ASCE, 127(4), 196-200. 158- Tanner, C.B. and M. Fuchs. 1968. Evaporation from unsaturated surfaces: A generalized combination method. J. Geophys. Res. 73(4), 1299-1304. 159- Thornton, P.E., B.E. Law, H.L. Gholz, K.L. Kenneth, L. Clark, E. Falge, D.S. Ellsworth, A.H. Goldstein, R.K. Monson, D. Hollinger, M. Falk, J. Chen and J.P. Sparks. 2002. Modeling and measuring the effects of disturbance history and climate on carbon and water budgets in evergreen needleleaf forests. Agricultural and Forest Meteorology 113, 185-222. 160- Toebes, C. and V. Ouryvaev. 1970. Representative and experimental basins: An international guide for research and practice. Studies and Reports in Hydrology, 4. Paris, UNESCO, 348p. 161- Tripet, J.P., N. Doerfliger, F. Zwahlen and T. Delporte. 2000. Vulnerability mapping in karst areas and its uses in Switzerland. ACTA, Carsologica 29/1-12, 163-171. 162- Valet-Coulomb, C., D. Legesse, G. Gasse, Y. Travi and T. Chernet. 2001. Lake evaporation estimates in tropical Africa (Lake Ziway, Ethiopia). J. Hydrol. 245:1-17. 163- van Bavel, C.H.M. 1966. Potential evaporation: The combination concept and its expereimental verification. Wate Resour. Res. 2(3), 455-467. 164- Van Geel, P.J. and W.J. Parker. 2003. Estimating the water budget for a peat filter treating septic tank effluent in the field. Journal of Hydrology 271, 52–64. 165- Van Genuchten, M. Th. 1980. A closed-form equation for predicting the hydraulic conductivity of unsaturated soils. Soil Sci. Soc. Am. J. 44: 892-898. 166- Verhoef, A., J. Fernandez-Galvez, A. Diaz-Espejo, B.E. Main and M. El-Bishti. 2006. The diurnal course of soil moisture as measured by various dielectric sensors: Effects of soil temperature and the implications for evaporation estimates. Journal of Hydrology 321(1-4), 147–162. 167- Wallace, J.S. 2000. Increasing agricultural water use efficiency to meet future food production Agriculture, Ecosystems and Environment 82, 105–119. 168- Wang, X.-P. R. Berndtsson, X.-R. Li and E.-S. Kang. 2004. Water balance change for a re- vegetated xerophyte shrub area. Hydrological Sciences 49(2), 283-295. ﻣﻨﺎﺑﻊ و ﻣﺮاﺟﻊ 22 / 04 / 93 149 169- Wanjura, D.F. and Dan R. Upchurch. 1997. Accounting for humidity in canopy-temperature- controlled irrigation scheduling. Agricultural Water Management 34(3), 217-231. 170- Webb, E.K. 1966. A pan-lake evaporation relationship. J. Hydrol. 4, 1-11. 171- Wegchenkel, M. 2003. Long term evaluation of land use changes on catchment water balance area study form North-East Germany. Physics and Chemistry of the Earth. Parts A/B/C, 28(33-36). 172- Wentz, D.A., W.J. Rose and K.E. Webster. 1995. Long-term hydrologic and biogeochemical responces responses of a soft water seepage lake in north central Wisconsin. Water Resources Research 31, 199-212. 173- Wenzel, V. 2005. Integrated studies of urban water budget. Physics and Chemistry of the Earth 30, 398–407. 174- White, W.N. 1932. A method of estimating ground-water supplies based on discharge by plants and evaporation from soil; results of investigations in Escalante Valley, Utah, US Geological Survey Water Supply Paper W 0659-A, pp 105. 175- Whitehead, D. and C.L. Beadle. 2004. Physiological regulation of productivity and water use in Eucalyptus: a review. Forest Ecology and Management 193, 113–140. 176- Williams, M.W. and J.M. Melack. 1991. Solute chemistry of snowmelt and runoff in an Alpine basin, Sierra Nevada. Water Resources Research 27(7), 1575-1588. 177- Winter, T.C. 1981. Uncertainties in estimating the water balance of lakes. Water Resources Bulletin 17, 82-115. 178- WMO, 1966. Measurement and estimation of evaporation and evapotranspiration. Technical Note No. 8, Geneva, WMO. 179- WMO, 1970a. Guide to Hydrometeorological Practices. Publ. No. 168, TP 82, Geneva, WMO. 180- WMO, 1970b. Preperation of maps of precipitation and evaporation with special regard to water balances. Geneva, WMO. 181- Xu, Y., X. Mo, Y. Cai and X. Li. 2005. Analysis on groundwater table drawdown by land use and the quest for sustainable water use in the Hebei Plain in China. Agricultural Water Mnagement 75, 38-53. 182- Yang, D., D. Kane, L. Hinzman, X. Zhang, T. Zhang and H. Ye. 2002. Siberian Lena River hydrologic regime and recent change. J. Geophys. Res. 107 (D23), 4694– 4704. 183- Young, K.L., D. Yang, Å. Killingtveit, W.R. Bolton, R.E. Gieck and V.A. Shutov. 2005. A Review: Precipitation, Snowcover in Northern Circumpolar Basins as Related to Water Balance Studies. 15th International Northern Research Basins Symposium and Workshop Luleå to Kvikkjokk, Sweden, 29 Aug. – 2 Sept. 2005 184- Zagona, E.A., H.M. Goranflo, T.J. Fulp, R. Shane and T. Magee. 2001. RiverWare: a generalized tool for complex reservoir system modeling. Journal of the American Water Resources Association 37, 913-929. 185- Zammouri, M. and H. Feki. 2005. Managing releases from small upland reservoirs for downstream recharge in semi-arid basins (Northeast of Tunisia). Journal of Hydrology 314, 125–138. 186- Zhang, L., W.R. Dawes and T.J. Halton. 1996. Modelling hydrologic processes using a biophysically based model-application of WAVES to FIFE and HAPEX-MOBILITY. Journal of Hydrology 185, 147-169. 150 22 / 04 / 93 دﺳﺘﻮراﻟﻌﻤﻞ روش ﻫﺎی ﻣﺤﺎﺳﺒﻪ ﺑﻴﻼن ﻣﻨﺎﺑﻊ آب 187- Zhang, T., M. Serreze, D. Yang, D. Gilichinsky, Ye.H. Etringer, R.G. Barry and S.M. Chudinova. 2003. Permafrost degradation and hydrologic response in the Russian Arctic drainage basin. Geophys. Res. Abstr. 5. 188- Zhu, A., J. Zhang, B. Zhao, Z. Cheng and L. Li. 2005. Water balance and nitrate leaching losses under intensive crop production with Ochric Aquic Cambosols in North China Plain. Environment International 31, 904 – 912. 189-