سازمان مدیریت و برنامه‌ریزی کشور

⚠ این متن با نرم‌افزار از روی تصویر خوانده شده و ممکن است خطا داشته باشد؛ برای استناد، اصلِ سند را ببینید. جمهوری اسلامی ابران سازمان مدیریت و برنامه‌ریزی کشور فهیه دستورالعمل روش‌های محاسبه حداکتر بلرش محتمل (۲۸1۳) و منحنی‌های عمق» سعلح» تداوم بارش ((۱۱۸7) معاونت فنی و توسعه امور زیربنایی وزارت نیرو امور نظام فنی و اجرایی کشور دفتر استانداردهای فنی. مهندسی. اجتماعی و 3۳2 نج نماد ۱ ۱۳۹۴ -------- صفحهٔ بعد -------- خواننده گرامی: امور نظام فنی و اجرایی سازمان مدیریت و برنامه‌ریزی کشور با استفاده از نظر کارشناسان برجسته مبادرت به تهیه این ضابطه نموده و آن را برای استفاده به جامعه مهندسی کشور عرضه نموده است. با وجود تلاش فراوان, این اثر مصون از این‌رو از شما خواننده گرامی صمیمانه تفاضا دارد در صورت مشاهده هرگونه ایراد و اشکال فنی مرانب را به ۳- ایراد مورد نظر را به صورت خلاصه بیان دارید. ۳- در صورت امکان منن اصلاح شده را برای جایگزینی ارسال نمایید. ۴- نشانی خود را برای نماس احتمالی ذکر فرمایید. کارشناسان این آمور نظرهای دریافتی را به دقت مطالعه نموده و اقدام مقتضی را معمول خواهند داشت. پیشاپیش از همکاری و دقت نظر جنابعالی قدردانی می‌شود. :۷۷0۱ اگم 11131 -------- صفحهٔ بعد -------- بسمه تعالی معیار طراحی ساخت سارزه‌هایی که دارای پتانسیل خطر بالایی هستند نظیر سدها شامل بررسی بزرگ‌ترین سیلی است که آن سازه ممکن است در طول عمر خود در معرض آن قرار بگیرد. تخمین بزرگ‌ترین سیل مستلزم تخمین حداکثر بارش محتمل (17۹/۳) می‌باشد. استفاده از حداکتر بارش محتمل برای طراحی سازه‌های آبی با ریسک با خسارت بالا قدرت صدساله دارد. در انجام چنین کاری شناسایی حد بالای مقدار بارش برای دوره زمانی و منطقه جغرافیایی معین دارای اهمیت است. که با در دسترس نبودن داده‌های بده قابل اعتماد و درازمدت در طراحی سد با مخازن آبی وابستگی بیش‌تری به داده‌های بارش و برآورد میزان دقیق‌تر حداکثر بارش محتمل را ایجاد نموده است. با توجه به اهمیت مبحث فوق, آمور آب وزارت نیرو در قالب طرح تهیه ضوابط و معیارهای فنی صنعت آب کشور. تهیه ضابطه «تهیه دستورالعمل روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل و منحنی‌های عمق. سطح. تداوم بارش ((۸1(])» را با هماهنگی آمور نظام فنی و اجرایی سازمان مدیریت و برنامه‌ریزی کشور در دستور کار قرار داد و پس از تهیه. آن را برای تایید و ابلاغ به عوامل ذینفع نظام فنی و اجرایی کشور به این سازمان ارسال نمود که پس از بررسی. براساس ماده ۲۳ قانون برنامه و بودجه. آیین‌نامه استانداردهای اجرایی طرح‌های عمرانی مصوب هیاأت محترم وزیران و طبق نظام فنی و اجرایی کشور (مصوب شماره ۴۲۳۳۹ /ت ۳۳۴۹۷ ه- مورخ ۱۳۸۵/۴/۲۰ هیات محترم وزیران) تصویب و بدین وسیله معاونت فنی و توسعه آمور زیربنایی از تلاش و جدیت رییس آمور نظام فنی و اجرایی کشور جناب آقای مهندس غلامحسین حمزه مصطفوی و کارشناسان محترم آمور نظام فنی و اجرایی و نماینده مجری محترم طرح تهیه ضوابط و معیارهای فنی صنعت آب کشور وزارت نیرو جناب آقای مهندس تقی عبادی و متخصصان همکار در امر تهیه و نهایی نمودن این ضابطهء تشکر و قدردانی می‌نماید و از ایزد منان توفیق روزافزون همه این بزرگواران را آرزومند امید است متخصصان و کارشناسان با ابراز نظرات خود درخصوص این ضابطه ما را در اصلاحات بعدی یاری فرمایند. معاون فنی و توسعه آمور زیربنایی پابیز ۱۳۹۴ -------- صفحهٔ بعد -------- تهیه و کنترل «تهیه دستورالعمل روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳۸1۳) و منحنی‌های عمق. سطح. تداوم بارش ((]0۸)» [ضابطه شماره ا مجری: پژوهشکده هواشناسی مولف اصلی: ابراهیم فتاحی پژوهشکده هواشناسی دکترای هواشناسی اعضای گروه تمیه کننده: عبدالرسول تلوری کارشناس آزاد دکترای منابع آب بهرام تقفیان دانشگاه آزاد اسلامی واحد علوم 9 تحقیقات دکترای منابع آب تهران ابراهیم فتاحی پژوهشکده هواشناسی دکترای هواشناسی هوشنگ قائمی پژوهشکده هواشناسی دکترای هواشناسی کیوان نوحی پژوهشکده هواشناسی فوق لیسانس هواشناسی عباسقلی جهانی شرکت مهندسین مشاور بهان‌سد فوق‌لیسانس مهندسی هیدرولوژزی مریم رحیمی فراهانی طرح تهیه ضوابط و معیارهای فنی صنعت آب فوق‌لیسانس مهندسی عمران - آب کشور - وزارت نیرو اعضای گروه تایید کننده (کمیته تخصصی مدیریت منابع آب طرح تمهیه ضوابط و معیارهای فنی صنعت آب کشور): بهرام تقفیان دانشگاه آزاد اسلامی واحد علوم 9 تحقیقات دکترای منابع آب تهران فضلعلی جعفریان کارشناس آزاد لیسانس زمین‌شناسی عباسقلی جهانی شرکت مهندسین مشاور بهان‌سد فوق‌لیسانس مهندسی هیدرولوژی رضا راعی عزاً بادی شرکت مدیریت منابع آب ایران فوق‌لیسانس آب‌های ریررمینی فاطمه قبادی حمره خانی طرح تهیه ضوابط و معیارهای فنی صنعت آب فوق‌لیسانس مهندسی عمران- سازه‌های کشور - وزارت نیرو هیدرولیکی اعضای گروه هدایت و راهبری سازمان مدیریت و برنامه‌ریزی کشور: علیرضا توتونچی معاون آمور نظام فنی و اجرایی فرزانه آقا رمضانعلی رییس گروه آمور نظام فنی و اجرایی سیّد وحیدالدین رضوانی ‏ کارشناس آبیاری و زهکشی, امور نظام فنی و اجرایی -------- صفحهٔ بعد -------- عنوان مقدمه فصل اول - کلیات ۱-۱- تاریخچه محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳۸/۳) ۲-۱- مطالعات حداکثر بارش محتمل در ایران ۳-۱- کاربردهای ۳۸/۳ فصل دوم - مقدمات تهیه داده‌های مورد نیاز ۱-۲- بررسی حداقل اطلاعات لازم (طول دوره آماری) ۲-۲- شناسایی و جمع‌آوری داده‌های اولیه ۳-۲- کنترل کیفی داده‌ها ۱-۳-۲- تهیه نقشه توپوگرافی از حوضه و پیرامون آن ۲-۳-۲- موقعیت ایستگاه‌های هواشناسی و داده‌های اقلیمی ۳-۳-۲ موقعیت ایستگاه‌های هیدرومتری و داده‌های بده ۴-۲- داده‌ها و نقشه‌های سایت‌های هواشناسی معتبر ۱-۴-۲- داده‌های هیدرولوژیکی توفان‌ها و سیل‌های تاریخی ۵-۲- گزارش‌های مطالعات قبلی ۶-۲۳- بررسی و تکمیل داده‌های مورد نیاز ۱-۶-۲ بررسی گزارش‌های حداکثر بارش محتمل (۳۸1]۲) در منطقه ۷-۲- کنترل کیفیت داده‌های روزانه و ساعتی بارش ۱-۷-۲- کنترل داده‌های بارش ۲-۷-۲ کنترل داده‌های برف ۳-۷-۲ کنترل داده‌های دما ۸-۲- نحوه انتخاب وقایع بارش - سیلاب ۱-۸-۲- انتخاب توفان‌های شدید و فراگیر و سیلاب‌های متناظر ۲-۸-۲ تعیین فصول وقوع توفان‌های شدید و فراگیر ۳-۸-۲- بررسی توزیع مکانی توفان‌های شدید و فراگیر فصل سوم - ترسیم منحنی‌های ژرفا - سطح - نداوم بارش ۱ ۱۳ ۱۳ ۱۴ ۱۶ ۱۷ ۱۸ ۳۱ ۳۱ ۳۱ ۲۳۲ ۲۳۲ ۲۳۳ ۲۳۳ ۳۳ ۲۳۳ ۲۳۳ ۳۴ ۳۵ -------- صفحهٔ بعد -------- عنوان ۱-۳- کلیات ۳-۳- بررسی تغییرات مکانی بارش ۳-۳ تهیه و ارزیابی الگوهای مکانی بارش ۱-۳-۳- انواع درون‌یاب‌ها ۳-۳-۳ معرفی چند روش درون‌یابی ۳-۳-۳ نحوه ارزیابی و انتخاب روش مناسب درون‌یابی ۴-۳-۳ معرفی معیارهای اعتبارسنجی روش‌های مختلف ۳-۳- چگونگی استخراج توزیع مکانی براساس روش انتخابی ۵-۳- ترسیم منحنی‌های هم‌بارش و استخراج منحنی‌های (]۸(] ۱-۵-۳- ترسیم منحنی‌های هم‌بارش توفان‌ها ۳-۵-۳ استخراج منحنی‌های ]1۸ و تعیین منحنی پوش ۶-۳- منحنی‌های کاهش سطح ۷-۳- جداسازی منحنی‌های هم‌باران توفان‌ها از مناطق برفی ۱-۷-۳- بررسی تراز ریزش برف ۲-۷-۳- بررسی روزهای یخبندان و برفی ۳-۷-۳- بررسی ارتفاع برف ۳-۷-۳ بررسی ذوب برف ۸-۳- کاربرد منحنی‌های 1۸1 در برآورد حداکثر بارش محتمل فصل چهارم - برآورد (ب ب م) همدیدی به روش همگرایی ۱-۴- انتخاب توفان شدید و فراگیر و تعداد توفان‌های لازم ۳-۴ نحوه انتخاب ایستگاه‌های هواشناسی به عنوان معرف جهت توفان ۳-۴ بررسی جهت ورود توده‌های هوای غالب در منطقه ۴-۴- بررسی اثر موقعیت کوهساری در مقادیر بارش ۱-۴-۴- اثرگذاری کوهساری ۲-۴-۴ اثرگذاری فراسنج‌های هواشناختی ۵-۳- میانگین سالانه و فصلی بارش ۳۷ ۳۷ ۳۸ ۳۱ ۳۴ ۳۵ ۳۷ ۳۷ ۳۷ ۳۸ ۴۵ ۴۶ ۴۶ ۴۷ ۴۹ ۵۱ ۳ ۵۵ ۵۷ ۵۷ ۵۸ ۵۸۹ ۵۹ -------- صفحهٔ بعد -------- عنوان ۶-۳- فراوانی بارش ۷-۴- بیشینه‌سازی رطوبت و باد ۱-۷-۴ برآورد رطوبت جو ۲-۷-۴- نقطه شبنم با تداوم ۱۲ ساعته ۳-۷-۴- نقطه شبنم معرف توفان با تداوم ۱۲ ساعته در تراز ۱۰۰۰ هکتوپاسکال ۴-۷-۴- نقطه شبنم بیشینه با تداوم ۱۲ ساعته در تراز ۱۰۰۰ هکتو پاسگال ۵-۷-۴- آب قابل بارش ۸-۳- بیشینه‌سازی رطوبت ۱-۸-۴- حد فصلی ۲-۸-۴- عمق آب قابل بارش ۳-۸-۴- به کار گیری نقطه شبنم با تداوم ۱۲ ساعته دوره‌های توفان ۳-۸-۳ بیشینه‌سازی توفان در محل توفان ۹-۳ بیشینه‌سازی تندی باد ۱-۹-۴ بادهای معرف درون شارش رطوبت در توفان ۲-۹-۴- نسبت بیشینه‌سازی باد ۱۰-۴- انتقال توفان ۱-۱۰-۴- گام‌های انتقال ۱۱-۴- تنظیم انتقال ۱-۱۱-۴- تنظیم رطوبت برای جابجایی ۲-۱۱-۴- تنظیم ارتفاع ۴-۱۱-۴۳ - نمونه‌ای از انتقال و بیشینه‌سازی توفان ۱۳-۴- بیشینه‌سازی متوالی و مکانی ۱-۱۲-۴- تعریف ۲-۱۲-۴۳ بیشینه‌سازی متوالی ۳-۱۲-۴۳ بیشینه‌سازی مکانی ۴-۱۲-۴- ترکیب بیشینه‌سازی مکانی و متوالی ۶۱ ۶۱ ۶۳ ۶۳ ۶۶ ۶۸ ۶۸ ۶۸ ۶۸ ۶۹ ۶۹ ۷۲ ۷۳ ۷۴ ۷۵ ۷۶ ۷۷ ۷۷ ۷۸ ۸۱ ۸۳ ۸۳ ۸۳ ۸۵ ۸۵ -------- صفحهٔ بعد -------- عنوان ۱۳-۴- پوش ۱-۱۳-۴- کلیات ۲-۱۳-۴-پوش فصل پنجم - برآورد بارش بیشینه محتمل به روش آماری ۱- ۵- استفاده از روش آماری برای برآورد حداکثر بارش محتمل ۲۵- گسترش روش ۱-۳-۵ مفاهیم بنیادی ۳-۲-۵ تنظیم ,1 و ,5 برای رویدادهای دیدبانی شده بیشینه ۳-۲-۵- -تنظیم ۳ و 5 برای اندازه نمونه ۵--۴- تنظیم فاصله زمانی دیدبانی معین ۵-۲-۵- منحنی‌های تعدیل سطح ۶-۲-۵- روابط عمق- دوره ۳-۵ کاربرد روش ۴-۵- برآوردهای کلی شده ۵-۵- ملاحظه‌های احتیاطی ۱- ۶- جمع‌آوری مطالعات قبلی ۳۱/۳ در منطقه ۳-۶- مراحل کلی محاسبه حداکثر بارش محتمل ۱-۲-۶- گام‌های اجرایی روش همدیدی برآورد حداکثر بارش محتمل ۲-۲-۶- گام‌های اصلی ۳-۶- نمونه عملیاتی برآورد حداکثر بارش محتمل ۱-۳۶- خلاصه گزارش نمونه برآورد حداکثر بارش محتمل ۲-۳-۶ موقعیت منطقه مورد مطالعه ۳-۳-۶- جمع‌آوری آمار و اطلاعات اقلیمی ۴-۳-۶ انتخاب توفان‌های شدید و فراگیر ۸۷ ۸۷ ۸۸ ۹۱ ۳ ۳ ۳ ۹۵ ۹۶ ۹۷ ۹۸ ۱۰۰ ۱۱ ۱۵ ۱۰۶ سطح و تداوم در حوضه ۱۹ ۱۱۱ ۱۱۲ ۱۱۲ ۱۱۳ ۱۱۴ ۱۱۴ ۱۱۴ ۱۱۵ ۱۱۷ -------- صفحهٔ بعد -------- فهرست مطالب عنوان ۵-۳-۶- نحوه انتخاب ایستگاه‌های هواشناسی به عنوان معرف جهت توفان ۶-۳-۶- تحلیل سینوپتیکی و تعیین مسیر حرکت توفان‌ها و شارش ورود رطوبت ۷-۳-۶- جمع‌آوری داده‌های ساعتی ۸-۳-۶ تعیین فصول وقوع توفان‌های شدید و فراگیر ۴-۶- کنترل داده‌های بارش روزانه برای استفاده در توزیع مکانی ۵-۶- بررسی روش‌های درون‌یابی برای رسم منحنی‌های هم‌بارش ۷-۶- محاسبه عمق متوسط بارش توفان‌ها ۸-۶- رسم منحنی‌های عمق-سطح-تداوم بارش (]0۸) و تعیین منحنی پوش ۱-۸-۶ - کلیات ۲-۸-۶ محاسبه مقدار بارش در سطوح استاندارد ۳-۸-۶- رسم منحنی عمق- سطح برای تداوم‌های مختلف ۹-۶- الگوی توزیع زمانی بارش ۱۰-۶- تعیین فاکتور بیشینه‌سازی رطوبت ۱-۱۰-۶- تحلیل فراوانی دمای نقطه شبنم ۲-۱۰-۶- نقطه شبنم بیشینه با تداوم ۱۲ ساعته در تراز ۱۰۰۰ هکتو پاسگال ۳-۱۰-۶- تبدیل حداکثر نقطه شبنم به سطح ۱۰۰۰ میلی باری ۳-۱۰۶ تاثیر عوامل توپوگرافی و ستیع‌های کوهستانی ۵-۱۰-۶- محاسبه آب قابل بارش ۱۱-۶- انتخاب ضرایب نهایی بیشینه‌سازی ۱۲-۶- عمق حداکثر بارش محتمل در حوضه دز و بختیاری ۱-۱۲-۶- عمق بارش ۳۸۸۲۳ برای تداوم‌های مختلف در حوضه دز ۳-۶ توزیع پهنه‌ای حداکثر بارش محتمل ۱-۱۳-۶- کلیات ۲-۱۳-۶- گرته توفان دیدبانی شده ۳-۱۳۶ نقشه‌های هم‌بارش ۳۸4۲ در حوضه بختیاری ۱۱۷ ۱۱۹ ۱۳۲ ۱۳۲ ۱۳۲ ۱۳۳ ۱۲۳۶ ۱۳۶ ۱۲۳۷ ۱۲۷ ۱۲۷ ۱۳۸ ۱۳۰ ۱۳۲ ۱۳۲ ۱۳۴۳ ۱۳۵ ۱۳۵ ۱۳۶ ۱۳۷ ۱۳۷ ۱۳۸ ۱۳۸ ۱۳۹ ۱۳۹ ۱۳۰ ۱۳۱ -------- صفحهٔ بعد -------- ۱۴-۶- تحلیل همدیدی توفان‌های منتخب ۱۳۱ ۱-۱۳۴-۶- تحلیل همدیدی توفان ۲۹ دی ماه لغایت ۵ بهمن ماه ۱۳۴۷ (۱۹ ژانویه لغایت ۲۵ ژانویه ۱۹۶۹) ۱۴۱ ۲-۱۴-۶- نتایج تحلیل سینوپتیکی توفان‌ها ۱۳۲ ۱۵-۶- برآورد حداکثر بارش محتمل به روش آماری ۱۵۰ ۱-۱۵-۶- کلیات ۱۵۰ ۳-۱۵-۶- داده‌های حداکتر بارش در ایستگاه‌های منتخب ۱۵۹۱ ۳-۱۵-۶- حداکثر بارش محتمل روش آماری در ایستگاه‌های منتخب ۱۵۹۱ ۱۶-۶- نقشه‌های حداکثر بارش محتمل به روش آماری در حوضه سد بختیاری ۱۵۴ ۱۷-۶- مقایسه اعداد ۳۸/۳ آماری و سینوپتیکی ۱۹۵۵ پیوست ۱- جدول‌های محاسبه آب قابل بارش ۱۹۷ پیوست ۲- تعاریف و واژه‌ها ۱۶۷ منابع و مراجع ۱۸۷ فهرست جدول‌ها جدول ۱-۲- مشخصات چند ایستگاه هواشناسی موجود در حوضه آبریز رودخانه دز و نواحی اطراف ۱۷ جدول ۲-۲- مشخصات چند ایستگاه هیدرومتری موجود در حوضه دز و نواحی اطراف ۱۸ جدول ۳-۲- مقادیر بده حداکثر لحظه‌ای مشاهده‌ای چند ایستگاه هیدرومتری در حوضه دز در دوره آماری ۱۹ جدول ۴-۲- داده‌های ایستگاه باران‌نگاری و هیدروگراف سیل متناظر در یک رویداد به‌طور نمونه ۳۰ جدول ۱-۳- محاسبات مربوط به مقادیر بارش در فواصل خطوط هم بارش ها و تغییرات عمق نسبت به سطوح تجمعی برای توفان یک روزه ۱۳ دی ‎۶٩۹‏ در حوضه دز ۳ جدول ۲-۳- محاسبات مربوط به منحنی عمق- سطح- تداوم رویدادهای با تداوم ۲۴ ساعت در حوضه تهران ۴۳۲ جدول ۳-۳- همبستگی میانگین دمای روزانه با ارتفاع و تعیین تراز یخبندان و در منطقه مورد مطالعه ۳۷ جدول ۴-۳- تعداد روزهای پخبندان, برفی و بارانی در طول دوره آماری ایستگاه‌ها ۴۸ جدول ۵-۳- مقدار برف اندازه‌گیری شده و متوسط آن در دوره آماری ایستگاه‌های در حوضه تلوار ۴۳۴۹ -------- صفحهٔ بعد -------- فهرست جدول‌ها جدول ۶-۳- پارامترهای مورد نیاز محاسبه ذوب برف در منطقه ۵۱ جدول۱-۴- میانگین عمق حداکثر بارش در یک توفان نمونه ۳۸ جدول ۱-۵- محاسبه حداکثر بارش محتمل ۱۰۲ جدول ۱-۶- خلاصه نتایج مطالعات حداکثر بارش محتمل در منطقه ۱۱ جدول ۲-۶- ایستگاه‌های موجود در داخل و اطراف منطقه مطالعاتی ۱۱۶ جدول ۳-۶- ایستگاه‌های استفاده شده برای توفان اردیبهشت ۱۳۷۱-۱۳۷۲ ۱۱۸ جدول ۴-۶- توفان‌های شدید و فراگیر بر پایه میانگین بارش ایستگاه‌های موجود در منطقه ۱۱۹ جدول ۵-۶- روش‌های مورد استفاده برای توزیع مکانی توفان‌ها ۱۳۵ جدول ۶-۶- نمونه ای از محاسبات منحنی های عمق -سطح. تداوم برای توفان با تداوم دو روزه در توفان اردیبهشت ۱۳۷۱-۲۳ ۱۲۳۷ جدول ۷-۶- حداکثر دمای نقطه شبنم دوازده ساعته پایدار ایستگاه آبادان در دوره‌های ده روزه (۱۹۵۱-۱۹۹۸) ۰ ۱۳۳ جدول ۸-۶- دمای نقطه شبنم دوازده ساعته پایدار ده روزه در ماه های مختلف و مقادیر آن برای دوره برگشت های مختلف در ایستگاه آبادان (سلسیوس) ۱۳۴ جدول ۹-۶- فاکتور بیشینه‌سازی رطوبت و باد برای توفان آبان ۱۳۷۳ ۱۳۸ جدول ۱۰-۶- عمق حداکثر بارش محتمل در سطح حوضه سد بختیاری برای تداوم‌ها و توفان‌های منتخب ۱۳۹ جدول ۱۱-۶- سال‌های آماری داده‌های بارش روزانه با بیش از ۲۷ سال در ایستگاه‌های سازمان هواشناسی ۱۹۲ جدول ۱۲-۶- میانگین, انحراف معیارء ضرایب اصلاحی و مقادیر اصلاح شده ۳۸۸۳ در ایستگاه های منتخب سازمان هواشناسی کشور ۱۵۳ جدول ۱۳-۶- مقادیر اصلاح شده ۳۸۸۳ آماری در ایستگاه‌های منتخب ۱۵۴ جدول ۱۴-۶- مقادیر حداکثر بارش محتمل آماری (میلی‌متر) در سطح زیر حوضه‌ها و حوضه سد بختیاری ۱۹۵ جدول ۱۵-۶ مقایسه مقادیر حداکثر بارش محتمل (میلی متر) در حوضه سد بختیاری به دو روش سینوپتیکی و آماری ۱۹۵ جدول ۱۶-۶- مقایسه مقادیر حداکثر بارش محتمل آماری (میلی متر) با حداکثر بارش محتمل سینوپتیکی با در نظر گرفتن اثر باد در حوضه سد بختیاری به حوضه بختیاری دو روش سینوپتیکی و آماری ۱۵۵ جدول پ.۱-۱- آب قابل بارش بر حسب میلی‌متر بین تراز ۱۰۰۰ هکتوپاسکال و فشار موردنظر بر حسب هکتوپاسکال در جو شبه بی‌درروی اشباع به صورت تابعی از دمای نقطه شبنم در تراز ۱۰۰۰ هکتوپاسکال بر حسب درجه سلسیوس ۱۵۹ -------- صفحهٔ بعد -------- فهرست جدول‌ها بالای آن سطح در جو شبه بی درروی اشباع به صورت تابعی از دمای نقطه شبنم در تراز ۱۰۰۰ هکتوپاسکال بر حسب درجه سیلسیوس ۱۳۲ جدول پ.۳-۱- آب قابل بارش بر حسب میلی متر در ستونی از هوا در بالای ارتفاعی مشخص بر حسب متر به صورت تابعی از دمای تراز ۱۰۰۰ هکتوپاسکال بر حسب درجه سلسیوس (تجدیدنظر شده در مه ۱۹۸۱) ۱۶۴ جدول پ.۴-۱- نسبت اختلاط در امتداد خط شبه بی در رو برای نقطه شبنم معین در تراز ۱۰۰۰ هکتوپاسکال و ارتفاع بر حسب متر در بالای تراز ۱۰۰۰ هکتوپاسکال ۱۳۶ شکل ۱-۲- نمودار میله‌ای دوره ثبت گزارش‌ها ۱۳ شکل ۲-۲- نقشه توپوگرافی حوضه آبریز رودخانه بختیاری ۱۶ شکل ۳-۲- نقشه موقعیت ایستگاه‌های هواشناسی موجود در حوضه آبریز رودخانه دز و نواحی اطراف ۷ شکل ۱-۳- چند ضلعی‌های تیسن برای ایستگاه‌های داخل یک حوضه ۳ شکل ۲-۳- یک نیم تغیرنما و پارامترهای آن ۳۳ شکل ۳-۳- نقشه هم‌باران ۲۴ ساعته در حوضه دز (رویداد ۱۳ دی ۶۹) ۳۸ شکل ۳-۳- نحوه محاسبه میانگین بارش بین دو خط هم‌باران متوالی ۳۹ شکل ۵-۳- منحنی عمق - سطح برای بارش با تداوم ۲۴ ساعته در حوزه دز ۳۱ شکل ۶-۳- منحنی‌های عمق - سطح برای رویدادهای ۳۰ اسفند ۰۵۰ ۱۷ آذر ۵۷ و ۶ فروردین ۶۳ در حوضه تهران ۴۳ شکل ۷-۳- منحنی‌های عمق - سطح - تداوم حداکثر بارش در حوضه استان تهران ۳۳ شکل ۸-۳- منحنی‌های عمق - سطح برای رویدادهای ۳۰ اسفند ۵۰ ۱۷ آذر ۵۷ و ۶ فروردین ۶۳ در حوضه تهران(در کاغذ نیمه لگاریتمی) ۳۴ شکل ۹-۳- منحنی‌های عمق - سطح - تداوم حداکثر بارش در حوضه استان تهران (در کاغذ نیمه لگاریتمی) ۳۵ شکل ۱۰-۳- منحنی ضریب کاهش بارش ۴۶ شکل ۱-۳- نمودار فرآیند شبه بی دررو برای تبدیل دمای نقطه شبنم به ۱۰۰۰ هکتوپاسکال در ارتفاع صفر از میانگین سطح دریا ۳۲ -------- صفحهٔ بعد -------- واقع شده است یک داده با خطا و پرت بوده و بنابراین حدذدف می‌شود) ۶۳۷ شکل ۵-۴- نقطه شبنم بیشینه با تداوم ۱۲ ساعته در ۱۰۰۰ هکتوپاسکال در ماه اوت ۶۷ شکل ۶-۴- نمایش طرحواره مفهوم تنظیم رطوبت جایگزین برای مانع تاثیرگذار بر شارش هوا ۷۲ شکل ۶-۴- نمونه‌ای از انتقال توفان (خطوط ممتد خط چین نشان‌دهنده نقطه‌های شبنم بیشینه با تداوم ۱۲ ساعته در ۰ هکتوپاسکال برحسب درجه سلسیوس در همان زمانی که توفان رخ داده است.) ۷۹ شکل ۷-۴- نقشه هم‌باران برحسب سانتی‌متر در دو بارش ۶ ساعته شدید و ناگهانی در دو روز متوالی ۸۶ شکل ۸-۴- نقشه هم‌پاران (سانتی‌متر) که از ترکیب گرته توفان‌های ۶ ساعته دو روز متوالی که در شکل (۷-۴) نشان داده شکل ۱-۵- ,رگا تابعی از دوره زمانی بارش و میانگین سری‌های سالانه ۹۳ شکل ۲-۵- تنظیم میانگین سری‌های سالانه برای بارش بیشینه دیدبانی شده ۹۵ شکل ۳-۵- تنظیم انحراف معیار سری‌های سالانه برای حداکتر بارش دیدبانی شده ۹۶ شکل ۴-۵- تنظیم میانگین و انحراف‌معیار سری‌های سالانه برای طول دوره گزارش ۹۷ شکل ۵-۵- تنظیم مقادیر بارش با فاصله زمانی معین برای تعداد واحدهای دیدبانی در فاصله زمانی ۹۸ شکل ۶-۵- نمونه (الف) گرته خطوط هم‌باران متمرکز شده روی حوضه‌ای که منحنی عمق - پهنه از نوع توفان تمرکز شکل ۷-۵- منحنی‌های عمق - پهنه یا پهنه- کاهش در یک حوضه فرضی مورد مطالعه ۱۰۰ شکل ۸-۵- منحنی عمق- دوره بیشینه ۱۱ -------- صفحهٔ بعد -------- عنوان شکل ۱-۶- مرز حوضه‌های اصلی کشور و موقعیت حوضه سد بختیاری در ایران شکل ۲-۶- موقعیت کلیه ایستگاه‌های موجود در محدوده مطالعاتی شکل ۳-۶- جهت عمومی ورود توده‌های هوایی به ایران (علیجانی» ۱۳۷۰) شکل ۳-۶- در صد توزیع توفان‌ها در فصول مختلف شکل ۵-۶- سطوح هم‌بارش با تداوم یک روزه برای توفان ششم فروردین شکل ۶-۶- منحنی‌های سطح - عمق بارش برای تداوم یک روزه شکل ۷-۶- منحنی‌های سطح < عمق بارش برای تداوم دو روزه شکل ۸-۶- منحنی‌های (۸1(] منطقه مورد مطالعه شکل ۹-۶- منحنی‌های بی‌بعد توزیع زمانی بارش توفان‌ها در ایستگاه کشور شکل ۱۰-۶- الگوی تیب طراحی توزیع زمانی بارش در ایستگاه کشور شکل ۱۱-۶- موقعیت ستیغ‌ها در مسیر اصلی ورود سامانه‌های جوی حوضه شکل ۱۳-۶- نقشه توزیع مکانی ]۳۸۸ یک روزه حوضه بختیاری در حوضه سد بختیاری تعویض شکل ۱۳-۶- نقشه سطح زمین ۱۹ ژانویه ۱۹۶۹ (۲۹ دی ماه ۱۳۴۷) شکل ۱۴-۶- نقشه سطح زمین ۲۰ ژانویه ۱۹۶۹ شکل ۱۵-۶- نقشه سطح زمین ۲۱ ژانویه ۱۹۶۹ شکل ۱۶-۶- نقشه سطح زمین ۲۲ ژانویه ۱۹۶۹ شکل ۱۷-۶- نقشه سطح زمین ۲۳ ژانویه ۱۹۶۹ شکل ۱۸-۶- نقشه سطح زمین ۲۴ ژانویه ۱۹۶۹ شکل ۱۹-۶- نقشه سطح زمین ۲۵ ژانویه ۱۹۶۹ شکل ۲۰-۶- نقشه تراز ۵۰۰ پاسکال ۱۹ ژانویه ۱۹۶۹ (۲۹ دی ماه ۱۳۴۷) شکل ۲۱-۶- نقشه تراز ۵۰۰ پاسکال ۲۰ ژانویه ۱۹۶۹ شکل ۲۲-۶- نقشه تراز ۵۰۰ پاسکال ۲۱ ژانویه ۱۹۶۹ شکل ۲۳-۶- نقشه تراز ۵۰۰ پاسکال ۲۲ ژانویه ۱۹۶۹ شکل ۲۴-۶- نقشه تراز ۵۰۰ پاسکال ۲۳ ژانویه ۱۹۶۹ شکل ۲۵-۶- نقشه تراز ۵۰۰ پاسکال ۲۴ ژانویه ۱۹۶۹ شکل ۲۶-۶- نقشه تراز ۵۰۰ پاسکال ۲۵ ژانویه ۱۹۶۹ ۱۱۵ ۱۶ ۱۳۰ ۱۲۲ ۱۳۶ ۱۳۹ ۱۳۹ ۱۳۹ ۱۳۱ ۱۳۱ ۱۳۶ ۱۴۱ ۱۳۳ ۱۳۳ ۱۳۴ ۱۳۴ ۱۴۵ ۱۴۵ ۱۴۳۶ ۱۳۶ ۱۳۷ ۱۳۷ ۱۴۸ ۱۴۸ ۱۳۹ ۱۳۹ -------- صفحهٔ بعد -------- شکل ۲۷-۶- نقشه‌های هم‌بارش ۳۷/۳ در تداوم‌های مختلف ۱۵۶ شکل پ.۱-۲- نمودار نمایشی نشان‌دهنده رابطه بین منحنی عمق - پهنه برای (حداکثر بارش محتمل) و رابطه درون توفان یا بدون آن برای حداکثر بارش محتمل در ۱۰۰۰ کیلومترمربع ۱۸۴ -------- صفحهٔ بعد -------- -------- صفحهٔ بعد -------- مقدمه ۰ م۳ث( زا مقدمه معیار طراحی ساخت سازه‌هایی که دارای پتانسیل بالای خطر هستند. نظیر سدها شامل بررسی بزرگ‌ترین سیلی است که آن سازه ممکن است در طول عمر خود در معرض آن قرار بگیرد. سازه‌های دارای پتانسیل بالای خطر آن‌هایی هستند که ویرانی آن‌ها آسیب‌های شدید ناشی از سیل را برای ساکنین مناطق پایین رودخانه به دنبال خواهد داشت و صدمات جانی فوق‌العاده‌ای را نیز به همراه خواهد داشت. انتخاب سیل طراحی یکی از مشکلات عمده در طراحی پروژه‌های آبی می‌باشد. انتخاب بده سیل طراحی با معیارهای اقتصادی, تلفات انسانی و عوامل هیدرولوژیکی انجام می‌گردد. در بعضی از موارد ایمنی سیستم و خسارات مربوطه چندان مهم به نظر نمی‌رسد و در پاره‌ای از موارد نیز سازه‌های آبی از اهمیت فوق‌العاده زیادی برخوردار است و لذا باید در مقابل بزرگ‌ترین سیل مقاومت نموده و پایدار بماند. سیلاب طراحی عبارت است از بده سیلاب بزرگی است که با دوره بازگشت کاملا قابل توجه به مخزن سد وارد می‌شود و انتخاب چنین سیلی مرتبط با کاهش خطر شکست احتمالی تا درجه‌ای قابل پذیرش بر حسب اهمیت سد و مخزن و شرایط ژئوتکنیکی پیء می‌باشد. (جلالی۱۳۶۶۰). در طراحی سازه‌ها سه نوع سیل مورد توجه قرار می‌گیرد: ۱- سیل‌هایی که از بررسی تناوبی به دست می‌آید." ۲- سیل‌هایی که به نام استاندارد (۲)9۳۳ خوانده می‌شود و از رگبارهای ۲9۳5 به‌دست می‌آید. معمولا این سیل‌ها در حدود ۵۰ درصد حداکثر سیل محتمل هستند. ۳- سیل‌های حداکثر محتمل" یا ۳۸/۲ موضوع استاندارد کردن سیلاب‌های طراحی برای تاسیسات مختلف آبی به دلایل متعدد همواره مورد توجه دست‌اندر کاران صنعت آب در کشورهای مختلف دنیا بوده است. تحقیقات و مطالعات بسیار گسترده و در طیف وسیعی برای تثبیت روش‌ها و تعیین خط مشی‌ها صورت گرفته و دیدگاه‌های متفاوتی درباره انتخاب این عامل ارائه گردیده است. بنابراین تعیین سیلاب طراحی فاقد یک روش یکسان و سراسری یا یک استاندارد واحد بین‌المللی است. به لحاظ اهمیت زیاد موضوع همواره بر سر انتخاب سیلاب طراحی و روش‌های محاسبه آن‌ها بحث و گفتگو بوده و هنوز هم ادامه داردء این بحث‌ها که در یک سوی آن مقدار سیلاب طراحی, ایمنی, بهره‌برداری اطمینان بخش سد و تاسیسات قرار دارد و در سوی دیگر هزینه‌های احداث مطرح می‌باشند.» متخصصان را به سمتی هدایت کرده است که با بهره‌گیری از 40 2:60 ۱-۳۳۵۵۵۳۵۶ 40 ۳۳۵[00 51304270 -2 آ0ه۳۳۵[0 5130۵۳۵ -3 40 ۱1۵71۵۱ ۳۳۵۵0۱6 -4 -------- صفحهٔ بعد -------- ۲ ۰ نهیه دستورالعمل روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳۱1) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش (/7۸) مناطق مختلف از مسیر خود و همچنین استفاده از روش حداکثر بارش محتمل و حداکثر سیل محتمل با رعایت ایمنی هر چه بیش‌ترء سیلاب طراحی سد و تاسیسات تخلیه کننده را طراحی و انتخاب کنند. یکی از مسایل بسیار مهم آب‌شناختی محاسبه حداکثر بارش محتمل " (۳۸/۳) به منظور طراحی سدهای بزرگ است از سال ۱۹۵۰ روش‌هایی برای محاسبه حداکثر بارش محتمل ارائه شده است. اولین برآوردها بر اساس بیشینه بارش ثبت شده روزانه در یک حوضه انجام می‌گرفت. از اواسط ۱۹۷۰ روش کلی‌تری توسعه یافت که اجازه می‌داد بارش نواحی گسترده‌تری را تحلیل کرد. تجدی‌دنظرهای متوالی در روش‌شناسی برآورد حداکثر بارش محتمل به نوبه خود سبب برآورد بهتری از عمق حداکثر بارش محتمل در حوضه‌های منفرد شده است. زیرا در هر تجدیدنظر داده‌های بیش‌تر و فن‌آوری‌های بهتری برای محاسبه دقیق‌تر حداکثر بارش محتمل به‌کار رفته است. گرچه تعریف حداکثر بارش محتمل از نظر تئوری عبارت است از احتمال بیش‌ترین عمق بارش برای یک دوره زمانی معین چند ساعت تا چند روز متوالی که از نظر فیزیک هواشناسی در محل جغرافیایی معین و در زمان خاصی از سال امکان‌پذیر است (1986 ,۷۷۸/0). این تعریف بهترین عمق حداکثر بارش محتمل را برای حوضه‌ای خاص که می‌توان با استفاده از داده‌های روزانه محاسبه کرد. ارائه می‌دهد. بنابراین در این گزارش نیز به منظور استاندارد نمودن برآورد حداکثر بارش محتمل از روش‌های استاندارد شده سازمان هواشناسی جهانی استفاده شده است. - هدف تهیه و تدوین استانداردهاء ضوابط. راهنما و آیین‌نامه‌های فنی یکی از رایج ترین روش‌ها برای ایجاد یکنواختی در تصمیم‌گیری‌های مرتبط با سدها به شمار می‌آید. هدف از تهیه این دستورالعمل ارائه روش‌ها و مراحل محاسبه حداکثر بارش محتمل است. دستورالعمل تعیین حداکثر بارش محتمل با هدف ایجاد یکنواختی در روش محاسبه این معیار ارائه می‌گردد. هر چند که اتخاذ برخی تصمیم‌های کارشناسی در طی مراحل برآورد و با توجه به شرایط داده‌ها و ویژگی‌های منطقه همچنان به عهده طراح خواهد بود. روش‌های ارائه شده در این دستورالعمل برای برآورد سیل ایمن سدهای بزرگ که در پایین‌دست آن‌ها خطرات جانی قابل توجهی وجود دارد و هیچ‌گونه ریسک تلفات قابل پذیرش نیست. به‌کار می‌رود. علاوه برآن برآورد ۳۸/۳ برای تدقیق برآوردهای حاصل از تحلیل فراوانی سیل استفاده می‌گردد. این دستورالعمل یک متن جامع برای آموزش کلیه جزییات برآورد حداکثر بارش محتمل نیست. بنابراین کاربران باید با مباحث پایه‌ای علوم هواشناسی, آشنایی کافی داشته باشند. همجنین باید توجه داشت که عوامل بسیار متعددی بر روی حداکثر بارش محتمل نقش دارند و لذا طراح باید همچنان از تجربه و قضاوت خود بهره گیرد. ۱- ۳۳۵۵06 ۱/1۵73 -------- صفحهٔ بعد -------- مقدمه ۹.۳/۰ ۳ این دستورالعمل به منظور استانداردکردن روش و مراحل محاسبه حداکثر بارش محتمل برای هرحوضه آبخیز و برای تداوم یک تا بیش از ۷۲ ساعت و برای پهنه‌هایی به وسعت از ۳۰ تا بیش از ۳۰ هزارکیلومترمربع. برای ماه‌هایی که احتمال رخداد بارش‌های شدید وجود دارد. تدوین شده است. همجنین این دستورالعمل برآورد حداکثر بارش محتمل را برای توفان‌های همرفتی محلی در دوره‌های زمانی کوتاه مدت تا ۶ ساعت و در حوضه‌های آبخیزتا ۱۰۰۰ کیلومترمریع را نیز پوشش می‌دهد. در این دستورالعمل روش‌های مورد استفاده به منظور برآورد حداکثر بارش محتمل قدم به قدم شرح داده شده است. یکی از اهداف تدوین این دستورالعمل جمع‌آوری مطالعات گذشته برآورد حداکثر بارش محتمل در حوضه‌های آبخیز مختلف و با روش‌ها و دوره‌های زمانی متفاوت است تا روش ارائه شده با روش‌های اجرا شده گذشته در حوضه مورد مطالعه مقایسه گردد تا به این طریق محاسن و به ویژه معایب موجود در این روش‌ها استخراج و تصحیح شود. لازم به گفتن است که در اکثر مناطق محاسبات حداکثر بارش محتمل براساس روش سینوپتیکی می‌باشد. استفاده از حداکثر بارش محتمل به منظور طراحی سازه‌های آبی با ریسک یا خسارت بالا قدمت صد ساله دارد. در دسترس نبودن داده‌های بده قابل اعتماد و درازمدت در طراحی سد یا مخازن آبی سبب وابستگی بیش‌تر به داده‌های در انجام چنین کاری شناسایی حد بالای مقدار بارش برای دوره زمانی و منطقه جغرافیایی معین دارای اهمیت است. هواشناسان و آبشناسان برای کمی‌ کردن و به‌دست آوردن مقدار حداکثر بارش محتمل برای سازه‌های توسعه منابع آب که موجب خسارت بالقوه در پهنه‌های پایین‌دست جریان می‌شود. نیاز به داده‌هاء تجربیات و منابع به عنوان درون داد. برای محاسبه این برآورد دارند. چون روش‌های مختلفی (استفاده از بیشینه بده لحظه‌ای با دوره برگشت ۱۰ هزار ساله. رطوبت و بادء استفاده از روش آماری هرشفیلد. و...) برای محاسبه حداکثر بارش محتمل به‌کار گرفته می‌شود. دامنه تغییرات گسترده‌ای از حداکثر بارش محتمل حتی برای حوضه‌های مجاور که از نظر ویژگی‌های محیط زیستی یکسان هستند. مشاهده می‌شود. حداکثر بارش محتمل در برآورد حداکثر سیل محتمل (۳۱/۲)" به منظور طراحی سرریز سدهای بزرگ به عنوان درون‌داد اولیه به‌کار می‌رود. اگر سرریزی نتواند حداکثر سیل محتمل را با ایمنی بالایی عبور دهد. ممکن است سرریز آب بر روی سد سبب شکسته شدن دیواره‌ها یا فرسایش پایه‌های کناری سد شود. با توجه به مطالب فوق. مراجع بین‌المللی سدسازی و به خصوص کمیته ملی سدهای بزرگ توصیه نموده‌اند که ظرفیت سرریزها باید باتوجه به حداکثر سیل محتمل که بر اساس حداکثر بارش محتمل و به روش همدیدی (سینوپتیکی) برآوردشده 40[ 31۵711۱ ۳۳۵۳۵0[۵ -1 -------- صفحهٔ بعد -------- ۴ ۰ نهیه دستورالعمل روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳.۹7۲) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش (/1,) - دامنه کاربرد برآورد حداکثر بارش محتمل باید براساس استانداردهای بین‌المللی و توصیه‌های سازمان‌های جهانی مرتبط انجام شود. از این رو سعی شده است به منظور محاسبه حداکثر بارش محتمل دستورالعملی جامع براساس استانداردها و توصیه‌های جهانی تهیه و در اختیار مشاورین و سازمان‌هایی که در این رابطه فعالیت دارند. گذارده شود. همچنین هدایت و اجرای عملی و دقیق این دستورالعمل در صلاحیت یک کارشناس (یا بالاتر) با تجربه هواشناسی می‌باشد. مهندس طراح یا مدیر پروژه ۳۸/۳ باید سوابق کافی در مطالعات داشته باشد. با این حال چنانچه چند طراح با صلاحیت. به صورت منفرد مطالب این دستورالعمل را به‌کار گیرند. اخذ نتایج تا حدودی متفاوت دور از انتظار نیست. -------- صفحهٔ بعد -------- فصل ۱ کلیات -------- صفحهٔ بعد -------- -------- صفحهٔ بعد -------- فصل اول - کلیات ۳ ۷ ۱-۱- تاریخچه محاسبه حداکتر بارش محتمل (۳8۸1۳) از اواخر سال ۱۹۳۰ شرایط سرریز برای اکثر مخازن در ایالات متحده بر مبنای حداکثر بارش محتمل تعیین شده است. مقادیر ۳۱/۳ همه مناطق ایالات متحده در گزارشات آب و هواشناسی 0۸۸ موجود است. این گزارشات مقادیر کلی ۳۸/۳ برای حوضه‌های آبخیز واقع در مرزهای جغرافیایی تعریف شده در این گزارش را ارائه می‌دهند. در سال ۱۹۸۶ در نشریه شماره ۳۳۲ سازمان هواشناسی جهانی به طور خاص. روش‌های تعیین حداکثر بارش محتمل با ارائه توضیحات مدون و مفصل, مورد بحث قرار گرفت و از آن به بعد برای بسیاری از تحقیقات و مطالعاتی که در جهان صورت گرفت روش‌های ارائه شده در آن مبنای کار قرار گرفت. پونس (۱۹۸۹) به نقل از سرویس‌های ملی هواشناسی (۲10۸۸) به صورت خلاصه به شرح روش‌های محاسبه ۳۸/۳ در مناطق غیرکوهستانی, کوهستانی و مناطق بدون داده‌های هواشناسی پرداخته است. هانسن (۱۹۸۶) در قالب مقاله‌ای مفاهیم جدید و کاربردهای آن‌ها را در برآورد ۳ توصیف کرد و پیشنهاداتی درباره روش اصلاح شده مورد استفاده در ارزیابی بزرگی ]۳۸/۸ ارائه داد. هرشفیلد (۱۹۶۱) از معادله عمومی تناوب و با داشتن آمار باران روزانه بیش از ۲۶۰۰ ایستگاه که ۹۰ در صد آن‌ها در ایالات متحده قرار داشتند. دریافت که 1۴15 منحنی پوشی برای داده‌های مشاهده شده حداکثر بارندگی روزانه می‌باشد. هرشفیلد در تحقیق دیگری در سال ۱۹۶۵ مشخص کرد که مقدار ۲ به‌طور معکوس با متوسط بارندگی حداکثر روزانه تغییر می‌کند و مقدار ۳-15 برای مناطق پر باران خیلی زیاد و برای مناطق خشک خیلی کم است. وی در سال ۱۹۷۷ با آنالیز بیش‌تر برای تداوم‌های ۲۴ ساعته. یک ساعته و ۵ دقیقه مقدار ۴ را محاسبه و نسبت به نتایج قبلی میزان آن را افزایش داد هرشیفلد (۱۹۸۱) با بررسی مجدد بر روی بارندگی‌های ۶ ساعته مقدار ‏ را تفییر داده است (۱۹۷۳/۷۷/۱/0 قهرمان و سپاسخواه۱۳۷۵). کولیر و هارداکر (۱۹۹۶)» یک مدل توفان که به مدل توفان بریتانیا معروف شد. را برای برآورد حداکثر بارش محتمل ارائه دادند. اسونسون و راکیچ (۱۹۹۷)» حداکثر بارش محتمل برای سدها در حوضه رودخانه هونگر و جین را برآورد نموده‌اند. در این مطالعه مقادیر ۳۷/۳ با استفاده از یک روش آب و هواشناسی که شامل تحلیل عمق بارش - ناحیه توفان - مدت زمان بارش و حداکثرسازی رطوبت است. تخمین زده شده است. مقادیر منطقه‌ای ۳۸/۳ برای کل حوضه ابخیز رودخانه هونگرو ونیز برای دیگر حوضه‌های آبخیز واقع در مناطق بالای سدهای مناطق بانکیاو شیمانتان, بوشان و سویاهو برآورد شده است و برای مقادیر نقطه‌ای ۳۹/۳ یک روزه. دو روزه و سه روزه به ترتیب ۰۱۲۰۰ ۱۹۱۰۰۱۴۶۰ در سال ۱۹۹۷ پروژه‌ای با هدف ارائه شیوه‌هایی برای تخمین سیل‌های طرح با دوره‌های بازگشت بزرگ به سرپرستی پراک در جمهوری چک انجام شد. هیدرولوزیست‌هاء اقلیم‌شناسان و هواشناسان متعددی از سازمان‌های متفاوت چک در این پروژه مشارکت داشتند و هواشناسان مسوولیت ارائه شیوه‌هایی برای تخمین ۳۱/۳ حوضه‌های آبریز چک را بر عهده -------- صفحهٔ بعد -------- ۸ ۰ نهیه دستورالعمل روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳۱1) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش (/7۸) داشتند. در این پروژه از روش فیزیکی برای تخمین ۳۷/۳ واقعی استفاده شده است. این روش مبتنی بر بیشینه‌سازی عوامل فیزیکی کنترل کننده بارندگی است (02200۷2؟[ و همکاران. ۱۹۹۷). دوگلاس و بروس (۲۰۰۲)» با استفاده از شیوه‌های تحلیل چند بخشی به برآورد حداکثر بارش محتمل در شرق ایالات متحده پرداختند. آن‌ها این کار را ابتدا با مشخص کردن میزان عمق های حداکثر بارندگی مشاهده شده انجام دادند و سپس تفاوت این ویژگی‌ها را هم به لحاظ زمانی و هم مکانی ارزیابی کردند. با توجه به این که همه ارزیابی‌های مبتنی بر مشاهده محدود به مدت زمان و کیفیت ثبت تاریخی بودند. این واقعه را حداکثر بارندگی بخشی نامیدند. ۲-۱- مطالعات حداکثر بارش محتمل در ابران از نخستین مطالعات حداکثر بارش محتمل در سطح کشور می‌توان به بررسی انجام شده مربوط به طرح سد دز در سال ۱۹۵۵-۱۹۵۴ میلادی و کارون یک (شهید عباسپور) طی سال‌های ۱۹۶۸-۱۹۶۷ (۱۳۴۷-۱۳۴۶) اشاره کرد که توسط شرکت بین‌المللی مهندسی هارزا انجام شده است. در این دو بررسی به سبب نبود داده‌های بارش و فراسنج‌های جوی مورد نیاز در برآورد حداکثر بارش محتمل در حوضه دز و کارون تا آن تاریخ, از انتقال توفانی که برای برآورد حداکثر بارش محتمل حوضه دیاله به‌کار رفته. استفاده شده است. مطالعات حداکثر بارش محتمل سد کارون ۲ در سال‌های ۱۹۸۲ (۱۳۶۱) و ۱۹۸۴ (۱۳۶۳)با مشارکت مهندسین مشاور مهاب قدس و مهندسین مشاور ایکرز انجام شده است. این گزارش مجددا توسط مشاور مهاب قدس در سال ۸ بازنگری شد. برآورد حداکثر بارش محتمل حوضه کارون ۴ نیز توسط مهندسین مشاور مهاب قدس در سال ۱۹۹۹ (۱۳۷۸) به روش سینوپتیکی انجام شد. به منظور برآورد حداکثر بارش محتمل در این حوضه از توفان‌های انتخاب شده برای کارون ۳ استفاده شده است. در همین ارتباط مطالعات سد گدارلندر در سال ۱۳۷۱(۱۹۹۲) با مشارکت مهاب قدس- لامایر به روش همدیدی (سینوپتیکی) انجام شد. به منظور برآورد حداکثر بارش محتمل در این حوضه از بین ۱۱ توفان شدید توفان ۷ روزه بهمن ۱۳۵۴ انتخاب شد. در سال ۱۹۹۶ (۱۳۷۵) طرح مطالعاتی حداکثر بارش محتمل در سد گتوند به روش سینوپتیکی با مشارکت مشانیر- کایتک اجرا شد. به منظور برآورد حداکثر بارش محتمل در این حوضه از بین ۲۲ توفان شدید.ء توفان ۷ روزه دسامبر ۱۹۸۹(آذر ۱۳۶۸) انتخاب شد. جدول (۱-۱) خلاصه‌ای از نتایج مطالعات حداکثر بارش محتمل بر روی حوضه‌های جنوب غربی ایران را ارائه می‌دهد. سازمان هواشناسی کشور در سال ۲۰۰۴ (۱۳۸۳) در قالب یک پروژه ملی مقادیر حداکثر بارش محتمل را برای -------- صفحهٔ بعد -------- فصل اول - کل پروژه سد در سد شهید عباسپور (کارون ۵ کارون ۳ رون کارون ۲ سد کارون دا( سد گدارلندر شایان ذ؟ سدهای ساوه آن‌ها زمان بر تقری ب- عدم ذدرور چ- عدم مشاور هارزاً مشاور هارزا ۱۹۹۷ زع ۱۹۱۶۸ ایکرز - مهاب قدس ۳ و ۱۹۸۴ مهاب قدس ۱۹۸۴ (گزارش بازنگری ۱۹۹۸) مهاب قدس ۰ و۱۹۹۹ مشاور لامایر ۱۹۹۲ مشانیر - کایتک ۱۹۹۶ و سبب تطویل کلام که در تمام این برآو استفاده از نقشه‌های ی ۱۵۰۰ متری از مب استفاده از نقشه برد ۹ سا مقدار حداکثر بارش تما (۲11۱) ۱۷۴ ۱۳/۲ ۲۹/۱ ۱۳۰/۵ ۳۱۹۸/۶ زح ۳/۳ ۴۳ ۳۹۹ رای طراحی ن همدیدی کال (ارتفاع مطالعه -------- صفحهٔ بعد -------- 1 0۰ نهیه دستورالعمل روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳۱1) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش (/7۸) د- ناکافی بودن توزیع مکانی شبکه ایستگاه‌های باران‌سنجی به‌ویژه از ارتفاع ۲۰۰۰ متر به بالا (متاسفانه این امر هنوز به قوت خود باقی است. شایسته است وزارت نیرو و سازمان هواشناسی کشور با توسعه شبکه باران‌سنجی به حل این معضل اقدام نمایند). ه- عدم یکنواختی شبکه ایستگاه‌های باران‌سنجی و ناکافی بودن تعداد آن‌ها و- عدم دقت در انتخاب ایستگاه‌های همدیدی به منظور محاسبه ضریب بیشینه‌سازی رطوبت و باد ز- نبود معیاری دقیق و صحیح برای رسم خطوط هم‌باران با استفاده از نرم‌افزارها و روش‌هایی مانند زمین آمارء تیسن و روش رایج سنتی,» به سبب نبود تعداد و توزیع مناسب ایستگاه‌های باران‌سنجی به‌ویژه در ارتفاعات بیش از ۲۰۰۰ متر برای تعیین گرادیان های مناسب بارش با ارتفاع در منطقه مورد مطالعه ح- نبود و یا ناچیز بودن ایستگاه‌های باران‌سنج ثبات برای تعیین تداوم دوره بارش و شدت آن به‌ویژه در مناطق کوهستانی. شایان گفتن است که در صورت وجود باران‌ سنج ثبات به‌خصوص درارتفاع بیش از ۲۰۰۰ متر می‌توان به گرادیان بارش با ارتفاع و روند تغییر آن دست یافت. ط- فراسنج‌های هواشناختی ایستگاه‌های همدیدی که برای تعیین ضریب بیشینه‌سازی رطوبت و باد درون شارش حوضه به‌کار گرفته می‌شود دارای طول عمر متفاوتی بوده که در تعیین دوره‌های برگشت ۲۰ ۵۰ ۸۰و ۱۰۰ ساله تاثیر گذار است. ۳-۱- کاربردهای ۱ شدید در حوضه‌های آبریز است. حداکثر بارش محتمل در برآورد حداکثر سیل محتمل به منظور طراحی سرریز سدهای بزرگ به عنوان درون داد اولیه به کار می‌رود. برآورد پتانسیل حداکثر بارش محتمل معمولا برای کاربردهای مهندسی ذیل انجام می‌شود. ۱- طراحی ابعاد سدها (ارتفاع سد. تونل‌ها و سدهای با خطر بالا به‌ویژه در کانون های جمعیتی به نحوی که شکست سد تلفات انسانی قابل توجهی را به همراه داشته باشد. ۳۲- پهنه‌بندی مناطق سیلابی و سیلاب دشت‌هایی که نیروگاه‌های هسته‌ای در آن ساخته می‌شود. -------- صفحهٔ بعد -------- فصل ۲ مقدمات تهبه داده‌های مورد نیاز -------- صفحهٔ بعد -------- -------- صفحهٔ بعد -------- فقصل دوم - مفدمات نهیه داده‌های مورد نیاز ۳/۰ ۱۳ ۱-۲- بررسی حداقل اطلاعات لازم (طول دوره آماری) مساله عادی در کلی‌سازی منطقه‌ای داده‌های آب‌شناختی مانند میانگین سالانه بارش از این حقیقت ناشی می‌شودکه ایستگاه‌های سنجش دارای دوره‌های مختلف ثبت گزارش است. ایستگاهی ممکن است در طی یک دوره با بارش زیاد گزارش‌های این دو ایستگاه. برای نمونه میانگین سالانه نقشه‌های هم‌باران, احتمالا ایجاد به‌هم‌ریختگی تغییرات مکانی با تغییرات زمانی می‌شود. شیوه‌ای که برای کمک بد حل این مشکل به کار می‌رود نمودآر میله‌ای مانند (شکل ۱-۲) است. بازرسی 9 بازبینی کار به‌طور نسبی آسان است. در این شکل دذوره بین سال‌های ۱۹۱۳ ۵ ۱۹۵۰ به عنوان دوره برفینه که آماری دارندء با همبستگی داده‌ها برای آن بخشی از دوره که برای ایستگاه‌های دیگر عادی است و با به‌کارگیری رابطه به‌دست آمده برای برآورد مقادیر در دوره مفقود. داده‌ها برآورد می‌شود. انتخاب دوره بهینه نیاز به بررسی دوره طولانی مدت دارد تا بیان‌گر نمونه خوبی از ثبت گزارش‌ها در طول زمان باشد. اگر این دوره بسیار طویل باشد ساخت داده‌های آماری در حد زیاد باید صورت بگیرد. اگر این دوره بسیارکوتاه باشد نشان‌دهنده نمونه نامرغوبی از تغییرات زمانی بوده و ممکن است بی‌جهت تحت تاثیر دوره خشک یا مرطوب غیرمعمول قرار گیرد. ۹۹۹0 ز هد ها ۱ 73و۹9 ۰.۹ داد اه ها رهدیی ها ۹72 1 5 : دا کل و ؛ : وا و سا روا و ی ان ۶و 1۲ ۲ 8 اس رو 1 8 8 4سا رو اه سا را سا اه ما ۰ از و شکل ۱-۲- نمودار میله‌ای دوره ثبت گزارش‌ها ۲-۳۲- شناسابی 9 جمع آوری داده‌های اولیه قبل از برنامه‌ریزی انجام مطالعه. بررسی مجموعه‌ای از اطلاعات اولیه و نقشه‌های عمومی از منطقه با محدوده مطالعاتی آشنایی پیدا کرد. شناسایی مجموعه داده‌ها و اطلاعات مورد نیاز عملیات جمع‌آوری آن‌ها را در مراحل بعدی آسان تر می‌سازد. شایان گفتن است هر چه قدر داده‌ها و اطلاعات بیش‌تری در دسترس قرار گیرد. اعتماد بیش‌تری به -------- صفحهٔ بعد -------- ۴ ۰ نهبه دستورالعمل روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (]۲۸1) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش ((۸1(/) محاسبات و نتایج و تحلیل‌های نهایی برای برآورد حداکثر بارش محتمل و در نهایت حداکثر سیل محتمل وجود خواهد داشت. داده‌هایی که باید جمع‌آوری شوند عبارتند از: الف- بارش روزانه دراز مدت ب- میانگین دمای روزانه. حداکثر و حداقل ج- میانگین دمای نقطه شبنم روزانه. حداکثر و حداقل آن د- تداوم ۱۲ ساعته دمای نقطه شبنم سطح ایستگاه با توجه به فشار سطح ایستگاه برای یک دوره ۱۰ روزه با ماهانه در یک دوره ۳۰ ساله یا بیش‌تر ه- تداوم ۱۲ ساعته تندی باد در سطح ایستگاه برای یک دوره ۱۰ روزه یا ماهانه و- میانگین باد در سطح ایستگاه برای یک دوره ۱۰ روزه یا ماهانه ز- تداوم ۱۲ ساعته دمای نقطه شبنم سطح ایستگاه در توفان‌های انتخابی که با توجه به میزان بارش و شدت آن ح- تداوم ۱۲ ساعته تندی باد در توفان‌های انتخابی که با توجه به میزان بارش و شدت آن انتخاب می‌شود. ط- نمودار باران‌سنج‌های ثبات درون حوضه در صورت در دسترس نبودن داده‌های درازمدت و نبود اطمینان به صحت داده‌های کوتاه مدت بارش, می‌توان در صورت مناسب بودن داده‌های بده از آن استفاده کرد. اولین گام در محاسبه حداکثر بارش محتمل ایجاد پایگاه داده‌های فوق است. مراحل تهیه امار و اطلاعات نحوه بررسی‌های اولیه آن‌ها به شرح زیر می‌باشد. ۳-۲- کنترل کیفی داده‌ها مجموع بارش روزانه قبل از تحلیل بیش‌تر دستخوش کنترل کیفی شدید قرار می‌گیرد. به منظور تسهیل در فرآیند کنترل کیفی داده‌های هر توفان, داده‌ها به صورت یک متن جداسازی شده توسط کاما و گیومه برونداد می‌شود به‌طوری که به سادگی به صورت صفحه گسترده سودمندی درآید. قالب این صفحه گسترده به آسانی داده‌های توام با خطا را شناسایی و تصحیح پا حذف می‌کند. همچنین برای تسهیل مقایسه مجموع بارش‌ها در ایستگاه‌های مجاور شرح الف - مجموع بارش انباشته شده - درصورتی که باران‌سنج هر روز خوانده و خالی نشود. بارش جمع شده در باران‌سنج که تا زمان بارش بعدی خوانده می‌شود مقدار ثبت شده در آرشیو را بی معنی جلوه می‌دهد چون این بارش در ب- بارش‌های ثبت نشده یا گمشده - درصورتی که در یک روز بارانی, مقدار بارش ثبت نشده باشد در این صورت در گزارش آرشیو به عنوان داده گمشده تلقی می‌شود. -------- صفحهٔ بعد -------- فقصل دوم - مقدمات نهیه داده‌های مورد نیاز ۹.۳/۰ ۵ ج- بارش‌های ثبت شده با تاریخ گمشده - اغلب اوقات تاریخ بارش به غلط ثبت می‌شود که به طور معمول یک با دو روز قبل یا بعد از تاریخ ریزش باران است. بارش‌های با تاریخ گمشده فقط زمانی مشخص می‌شود که به طور نسبی مقدار آن زیاد بوده و یا بتوان آن را با بارش ریزش کرده در ایستگاه‌های مجاور مقایسه کرد. د- مجموع بارش انباشته شده نامشخص - کلیه بارش‌های انباشته شده به‌طور مناسبی مانند آنچه که در آرشیو وجود دارد مشخص نیستند و این امر زمانی مشخص می‌شود که مانند فوق یا مقدار بارش به‌طور نسبی زیاد بوده و یا بتوان آن را با بارش ریزش کرده در ایستگاه‌های مجاور مقایسه کرد. ه- داده‌های ثبت شده غلط یا ناسازگار - برخی اوقات مجموع بارش در یک ایستگاه با بارش ایستگاه‌های مجاور به‌طور آشکاری اختلاف دارد و گاهی علت این اختلاف را می‌توان تعیین کرد برای نمونه وقتی که محل ایستگاه (طول و عرض جغرافیایی) آرشیو شده نادرست باشد ولی گاهی دلیلی برای ناسازگار بودن بارش با ایستگاه‌های مجاور نمی‌توان یافت. در این صورت مجموع بارش‌های غلط یا ناسازگار فقط زمانی که مقدار آن زیاد باشد قابل شناسایی است که باید از سری داده‌ها حذف شود. به هر حال پس از شناسایی تاریخ‌های توفان مجموع بارش کلیه ایستگاه‌ها در درون پهنه مورد مطالعه توفان از طریق چاپگر رایانه چاپ و سپس برای سازگاری زمانی و مکانی آن‌ها دقیقا بررسی می‌شود. مجموع بارش در بسیاری از نمونه‌ها ممکن است از نظر تاریخ اشتباه ثبت شده باشد و یا این‌که جمع بارندگی در بیش از ۲۴ ساعت محاسبه شده باشد. برخی نیستند که در زمان رخداد توفان بوده اند. تصحیح داده‌ها زمانی انجام می‌شود که هدف اصلی به طور آشکار مشخص باشد. دفاتر اصلی دیدبانی بارش در ایستگاه‌هایی که در مرکز رخداد بزرگ‌ترین توفان قرار دارند از آرشیو اصلی نیز بازیابی می‌شود. در این مورد توصیه های دیدبان به‌ویژه از باران‌سنج‌هایی که بیش از حد پر شده‌اند یا چندین بار پر و خالی شده‌اند توجه داده می‌شود. داده‌های بارش را برخی اوقات از منابع دیگر نیز می‌توان به‌دست آورد. برای نمونه استفاده از آرشیو باران‌سنج‌ها و باران‌نگارها و باران‌سنج‌های ذخیره‌ای وزارت نیرو و وزارت جهاد کشاورزی. گزارش‌ها و پژوهش‌های انجام شده در دانشگاه‌ها و سایر مراکز پژوهشی و بخش‌های خصوصی در مورد سیلاب‌هاء این داده به داده‌های بارش ایستگاه‌های هواشناسی افزوده می‌شود. گرچه کنترل کیفی این داده‌ها زمان برند ولی برای مولفه‌های ساختار توفان‌ها در تاریخ‌های متفاوت ضروری است. همجنین داده‌های دیگر مانند دما و دمای نقطه شبنم.» تندی بادء فشار و سایر پارامترهای مورد نیاز برای محاسبه حداکثر بارش محتمل نیز مانند داده‌های بارش ممکن است اشتباه ثبت شده باشد که کنترل کیفی عینی این داده‌ها نیز مشابه کنترل کیفی داده‌های بارش باید انجام می‌شود. شایان ذکر است که پراکندگی ایستگاه‌های همدید تولید کننده این داده‌ها بسیار بیش‌تر از بارش بوده و در نتیجه مقایسه این داده‌ها با یکدیگر با اشکالات بیش‌تری همراه است که باید به آن توجه کرد. علاوه بر کنترل کیفی عینی داده‌ها کنترل نظری داده‌ها نیز باید اعمال شود. این کنترل کیفی باید بر اساس روش‌های پیشنهادی سازمان هواشناسی و سایر مراجع علمی انجام شود. برای نمونه آزمون های آماری پارامتری با -------- صفحهٔ بعد -------- ۶ لت ناپارام توجه ۳۲ ته سازما ه ه ه ۳ ه ۳ ه ۳ ۰ نهیه دستورالعمل روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۲۱1]) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش ( تری داده‌ها به منظور آزمون تصادفی بودن. همگن بودن. نداشتن روند و... به‌ کار گرفته می‌شود. به منظور اف صحت. بهتر است که داده‌ها را چندروز قبل از توفان» روز توفان و جندروز بعد از آن مورد بررسی قرار داد به مقایسه روند داده‌ها صحت و دقت آن‌ها را بررسی کرد. -۱- تهیه نقشه نوپوگرافی از حوضه و پیرامون آن ث ایستگاه‌های هیدرومتری تقسیم‌بندی حوضه‌ها و زیرحوضه. رودخانه‌ها و جا نمایی سدها نشان داده شود. شه‌های توپوگرافی ویژه از قبیل نقشه‌هایی که در طی طراحی سدها مورد استفاده قرار گرفته‌اند. اغلب از د رودخانه بختیاری را نشان می‌دهد که با استفاده از نقشه‌های هم‌جوار آن می‌توان حوضه رودخانه بختیاری مورد نظر برای پروژه مشخص (مثلا محل ساخت‌گاه سد بختیاری) مرزبندی نمود. 0000 320000 2150000 3130000 4.40000 یم لس 1 ی میت م ( ۹ اف ۱ ۹۵ و ۹ بح ۳ ی ۷ ۹ ۰ مد « ای اس 1 او مه محنی تراز 8 زب سر خوشهاپریز بشری رس 0 5 0 20 30 40 ۳ 5 0000 320000 250000 330000 440000 شکل ۲-۲- نقشه توپوگرافی حوضه آبریز رودخانه بختیاری ی زایش وریات برو)» -------- صفحهٔ بعد -------- فقصل دوم - مفدمات نهیه داده‌های مورد نیاز ۳/۰ ۷ تچشچششششششششششجشجششجششجششجشجشجشجشجشجششجشجشجشجشجشجشجشجشجشجشجشجششجشجشجشجشجششجششجشجشجششجشجششجشجشجشجشجشجشجششجشجشجشجشجشجشجشجشجشجشجشجشجشجشجشجشجشججشجشجشجشججشجشجججشججشججججججشجججشجججشججججججشجججشججججججججججججججججججججججججججججججججججججججججججججججججججججججج رت ۲-۳-۲ موقعیت ابستگاه‌های هواشناسی و داده‌های اقلیمی نمونه‌ای از مشخصات ایستگاه‌های هواشناسی شامل موقعیت و نوع آن‌ها را در منطقه مورد مطالعه نشان می‌دهد. با استفاده از این اطلاعات نقشه موقعیت جغرافیایی ایستگاه‌های هواشناسی موجود در منطقه مطالعاتی تهیه می‌شود. شکل (۳-۲) برای نمونه نقشه موقعیت ایستگاه‌های هواشناسی در حوضه آبریز دز و نواحی اطراف آن را نشان می‌دهد. جدول ۱-۲- مشخصات چند ایستگاه هواشناسی موجود در حوضه آبریز رودخانه دز و نواحی اطراف عرض جغرافیای __ طول جغرافیایی ‎ ]_‏ ارتفاع (0) سح اک ۰ َ ۱ ۰ ۳ تا َ : پا که میا اه ۱ در 8 ّ ۱ 9 ۱ 5 ۱ َ ّ ۹ ۹ را 9 : ۳ رز همم ۹ ای ۳ َ ی ی ۹ 7 با 3 5 ۹ ۹ ره ۱ ۷ )ی ۱ ُ ۹ 2 ۹ ‌ 1 1 هه یی ۰ ۱ 9 دک ۹ 1 شکل ۳-۲- نقشه موقعیت ابستگاه‌های هواشناسی موجود در حوضه آبریز رودخانه دز و نواحی اطراف -------- صفحهٔ بعد -------- ۸ 0۰ نهیه دستورالعمل روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (]۳۱1) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم پارش (/0۸) ۳-۳-۲ موقعیت ایستگاه‌های هیدرومتری و داده‌های بده ایستگاه‌های هیدرومتری توسط دفتر مطالعات پایه منابع آب که از زیر مجموعه های شرکت مدیریت منابع ایران است. تاسیس و مدیریت می‌شوند. با مراجعه به این دفتر می‌توان موقعیت ایستگاه‌ها و مقادیر بده با فواصل زمانی کوتاه مدت را اخذ و به دقت کنترل نمود. ایستگاه‌های هیدرومتری باید از نظر موقعیت و دوره‌ی ثبت داده‌ها و اطلاعات بررسی شوند. از داده‌های بده‌های حداکثر لحظه‌ای و روزانه به وقوع پیوسته در حوضه برای کنترل و انتخاب توفان‌های شدید و فراگیر استفاده می‌شود. جدول (۲-۲) مشخصات ایستگاه‌های موجود و تجهیزات آن را در یک حوضه نمونه نشان می‌دهد. با استفاده از این اطلاعات نقشه موقعیت ایستگاه‌های هیدرومتری موجود در حوضه مورد مطالعه تهیه می‌شود. برای هر یک از این ایستگاه‌ها مطابق جدول (۳-۲) داده‌های مقادیر بده حداکثر لحظه‌ای و روزانه در طول دوره‌ی آماری موجود جمع‌اوری می‌شود. جدول ۲-۲- مشخصات چند ابستگاه 0 موجود در حوضه دز و نواحی اطراف نککا ا کته 5 ی اه 0 و هه نگ اه دک هه سس ی سا زر سیسات ۱۳۳ ۳۵۲ ۳۲ تا ماع هه ۷۴ س هت ۷ اقن فان | ۱۱۴۶۲ ۴۹۲۲ ۳۲۳ ۱۱۸۳ ۴ اگا ‏ ا م۱۴ * اکطاا | کشا ۱۳۶ ۲۹۲ نا ۵ ۳ اه مه ۲ -------- صفحهٔ بعد -------- قصل دوم - خچج____جچجج ی ی ی ی ی ۹ سال آبی ۱۳۴۸-۳۹ ۱۳۴۹-۲-۵۰ ۱۳۵۰-۹۱ ۱۳۵۱-۲۳۲ ۱۳۵۲-۲۳ ۱۳۵۳-۵۴ ۱۳۵۴-۵۵ ۱۳۵۵-۵۶ ۱۳۵۶-۷۷ ۱۳۵۷-۵۸ ۱۳۵۸-۵۹ ۱۳۵ ۹-۰ ۱۳۶۰-۹۱ ۱۳۶۱-۳۲ ۱۳۶۲-۲۳۲ ۱۳۶۳-۳۴ ۱۳۶۴-۲۵ ۱۳۶۵-۶ ۱۳۶۶-۹۷ ۱۳۶۷-۲-۳۸ ۱۳۶۸-۳۹ ۱۳۶۹-۷۰ ۱۳۷۰-۹۱ ۱۳۷۱-۲۳۲ ۱۳۷۲-۳۲ ۱۳۷۳۲ -۴ ۱۳۷۴-۷۵ ۱۳۷۵--۶ ۱۳۷ ۶-۷ ۱۳۷۷-۷۸ -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۰ ۰ نهبه دسنورالعمل روش‌های محاسبه حداکثر بارش محنمل (]۳۸1) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش ((/1(۸) ۴-۲- داده‌ها و نقشه‌های سایت‌های هواشناسی معتبر داده‌ها و نقشه‌های روزانه فراسنج‌های هواشناختی نظیر رطوبت. فشار و ارتفاع از سایت 9 یا ۸ قابل دسترس است. به‌طور کلی نقشه‌های روزانه وضع هوا و نقشه‌هایی که برای به دست آوردن ایستگاه‌های معرف توفان به کار گرفته می‌شود از این دو سایت به‌دست می‌آید. باید گفته شود که این دو پایگاه نقشه‌های همدیدی از تراز میانگین سطح دریا تا بیش از ارتفاع ۱۶ کیلومتری در سطح نیم‌کره شمالی و جنوبی را تهیه کرده و در دسترس کلیه مراکز هواشناسی ملی به منظور تحلیل و پیش‌بینی وضع هوا قرار می‌دهند. با توجه به جهت حرکت سامانه‌ها مسیر حرکت منحنی‌های رطوبت دنبال شده و مسیر ورود رطوبت به منطقه مشخص می‌شود. ۱-۴-۲ داده‌های هیدرولوزیکی توفان‌ها و سیل‌های تاریخی توفان‌های تاریخی 0 سیل‌های حاصل از آن‌ها باید شناسایی شده 0 داده‌های آن‌ها جمع‌آوری گردد. این داده‌ها شامل داده‌های ایستگاه‌های باران‌سنجی (مخصوصا ایستگاه‌های دارای آمار کوتاه مدت برای استخراج توزیع زمانی بارش) در داخل و نزدیک حوضه‌ی آبریز و هیدروگراف‌های سیل‌های متناظر با آن‌ها است.جدول (۴-۲) به طور نمونه داده‌های باران‌نگاری ایستگاه هواشناسی و داده‌های هیدروگراف سیل متناظر در یک رویداد سیل را نشان می‌دهد. این داده‌ها را می‌توان افزون بر سازمان‌های ذی‌ربط نظیر سازمان هواشناسی, دفتر مطالعات پایه منابع آب. شرکت‌های آب منطقه‌ای و شر کت‌های مهندسین مشاور که قبلا مطالعات سیل منطقه را انجام داده‌اند دریافت کرد. روزنامه‌های محلی و دیگر منابع مورد باز بینی دقیق قرار گیرد و سپس به‌کار گرفته شوند. جدول ۴۶-۲- داده‌های ایستگاه باران‌نگاری و هیدروگراف سیل متناظر در یک رویداد به‌طور نمونه هیتوگراف بارش در نزدیک‌ترین ابستگاه به حوضه و متناظر با هیدروگراف جریان سیلابی خروجی از حوضه (مترمکعب در ثانیه) سیلاب مورد مطالعه (میلی‌متر) تاریخ وقوع فواصل زمانی ۱۵ دقیقه از ساعت تاریخ وقوع فواصل زمانی ۳۰ دقیقه از ساعت شروع بارش در روز اول شروع جریان سیلاب در روز اول سس ش ‎ _‏ ل ‏ ل ‏ کلب یا سک نک نک کا ار وی اد ما فا 0 ۳۷1۳۵۱۱۵۱۵ 1۵۳ 066۹5 [۵ 3131100 -1 16296 6۳6 رد۸0 1۵۳ 0065 [۵ 3121100 -2 -------- صفحهٔ بعد -------- قصل دوم - مفقدمات نهیه داده‌های مورد نیاز ۸/۰ ادامه حدول ۴-۲- داده‌های ابستگاه باران‌نگاری ۵9 هیتوگراف بارش در نزدیک‌ترین ایستگاه به حوضه و متناظر با سیلاب مورد مطالعه (میلی‌متر) تاریخ وقوع فواصل زمانی ۱۵ دقیقه از ساعت شروع بارش در روز اول لک ۷ کال اب ۶ انا ۷ سس الس + بل ا ۳ ۵-۲- گزارش‌های مطالعات قبلی گزارش‌های مطالعات قبلی مهندسین مشاور که شامل اط مطالعات هیدرولوژزی منطقه. نوع و ارتفاع سد. ارتفاع و ظرفر ظرفیت آن‌ها است. می‌تواند راهنمای خوبی در مطالعات حدا منطقه‌ای و یا شرکت‌های مهندسین مشاور معمولا بهترین ما ۶-۲- بررسی و تکمیل داده‌های مورد نیاز ۱-۶-۲- بررسی گزارش‌های حداکثر بارش محتمل (1۳ به منظور اخذ مقادیر حداکثر بارش محتمل در منطقه با دست اجرا و یا مطالعه و همچنین گزارش‌های حداکثر بارش قرار گیرد. از نتایج این بررسی‌ها می‌توان در انتخاب توفان‌ها: استفاده نمود. ۳۱ ۳/۰ یی نیدروگراف سیل متناظر در یک رویداد به‌طور نمونه هیدروگراف جریان سیلابی خروجی از حوضه (مترمکعب در ثانیه) تاریخ وقوع فواصل زمانی ۳۰ دقیقه از ساعت شروع جریان سیلاب در روز اول شا ما ت مخزن سد. نوع سرریزء نوع دریچه‌های خروجی سد و بع برای این نوع اطلاعات هستند. ) در منطقه ستی کلیه گزارش‌های مطالعات ]۲۸/۸ سدهای موجود. در محتمل سازمان هواشناسی کشور جمع‌اآوری و مورد بررسی ی شدید و فراگیر برای واسنجی مدل بارش - روان‌آاب -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۲ ۰ نهیه دستورالعمل روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳۱1) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش (/7۸) معمولا گزارش‌های هواشناسی و هیدرولوژی به تجزیه و تحلیل داده‌های ماهانه و سالانه پارامترهای اقلیمی و هیدرولوژیکی می‌پردازد. از نتایج آن‌ها می‌توان در شناخت سال‌های پر باران» که احتمال وقوع بارش‌های شدید و فراگیر در آن‌ها بیش‌تر است. استفاده نمود. با توجه به تاریخ وقوع توفان‌های شدید و فراگیر در طول دوره آماری. می‌توان دوره و یا فصل وقوع شدیدترین توفان‌ها و همچنین فراوانی وقوع آن‌ها را تعیین کرد. ۷-۲ کنترل کیفیت داده‌های روزانه و ساعتی بارش ۱-۷-۲ کنترل داده‌های بارش اصولا داده‌های ساعتی بارش از گراف باران‌نگارهای ثبات و یا داده‌های رقومی دیتا لاگرها استخراج می‌شود. این اطلاعات باید به صورت منحنی‌های تجمعی ترسیم شوند و از نظر ایستایی, پیوستگی و کامل بودن بررسی شوند. برای بررسی ایستایی این گونه داده‌هاء معمولا هیتوگراف‌های هم‌زمان کلیه ایستگاه‌های مورد مطالعه در یک صفحه مختصات ترسیم و با یکدیگر مقایسه می‌شود. در صورت مشاهده تغییرات ناگهانی در داده‌های هر ایستگاه نسبت به ایستگاه‌های دیگر منطقه می‌توان عدم ایستایی را برای آن داده به‌راحتی تشخیص داد. با استفاده از روش‌هایی مانند همبستگی و رگرسیون بین ایستگاه‌ها و در برخی موارد از منحنی‌های جرم مضاعف و یا روش نسبت‌ها می‌توان داده‌های مشکوک. گم شده و یا ناقص را برای ایستگاه بر آورد نمود. ترسیم نقشه‌های هم بارش برای رگبارهای معین و یا با احتمالات مختلف و به‌خصوص با دوره باز گشت ۱۰۰ ساله می‌تواند در بررسی درستی داده‌ها و یا تشخیص آثرات پدیده کوهستانی روی مقدار بارش مفید باشد. ترسیم هیتوگراف بارش‌ها و هیدروگراف سیل‌های ناشی از آن در یک صفحه مختصات می‌تواند در تشخیص هماهنگی داده‌های بارش‌ها و یا سیلاب و تعیین زمان شروع» اوج و خاتمه باران و سیلاب موثر باشد. در برخی موارد که ممکن است در این بررسی‌ها مشاهده شود عبارتند از: ۱(- اگر اختلاف زیادی بین زمان‌های بارش و سیلاب دیده شود. باید داده‌های اولیه بررسی و کنترل مجدد شود و سپس با اطلاعات ایستگاه‌های مجاور آن مقایسه گردد زیرا ممکن است اختلاف مربوط به خطای زمانی در ساعت باران‌نگار باشد. ۲- داده‌های بارش باید از نظر روند تغییرات به‌دلیل تغییر در شرایط اقلیمی و یا اطراف آن و یا جابجایی بررسی شوند. در چنین موارد با ترسیم منخنی جرم مضاعف و یا رگرسیون بین داده‌های آن ایستگاه و ایستگاه‌های هم‌جوار می‌توان آن‌ها را تصحیح نمود. بررسی بارش‌های روزانه در ایستگاه‌های هم‌جوار نیز می‌تواند شواهدی در تعیین زمان شروع و خاتمه بارش‌های مورد مطالعه را ارائه نماید. -------- صفحهٔ بعد -------- فقصل دوم - مقدمات نهیه داده‌های مورد نیاز ۹.۳/۰ ۳۳ ۲-۷-۲ کنترل داده‌های برف از آنجا که ممکن است در بعضی مواقع سیلاب تحت تاثیر ذوب برف باشد. بنابراین باید مشخصات برف پشته مانند سطح پوشش برف. آب معادل برف. حداقل و حداکثر دمای روزانه و سرعت باد نیز بررسی و کنترل شود. بررسی دقت داده‌های موبوط به آب معادل برف از طریق ترسیم آب معادل برف در مقابل ارتفاع صورت می‌گیرد. در صورت کافی بودن داده‌ها می‌توان یک رابطه قابل قبول به‌دست آورد و از طریق آن نسبت به بازسازی و تکمیل داده‌های ناقص اقدام نمود. در غیر این صورت می‌توان اقدامات زیر را انجام داد: ۱- درصورتی که فقط داده‌های یک ایستگاه برف‌سنجی در اختیار باشد. باید از داده‌های ایستگاه‌های منطقه که دارای شرایط مشابهی از نظر ارتفاع و جهت ورود توده‌های باران‌زا باشند. استفاده شود. ۲- درصورتی که داده‌های ایستگاهی با مشخصات بالا در دست نباشد و یا داده‌های کافی وجود نداشته باشد. می‌توان با استفاده از روش نسبت‌های بارش سالانه بین ایستگاه‌هایی که در ارتفاع یکسان قرار دارند. اقدام به بازسازی داده‌های برف نمود. ۳-۷-۲- کنترل داده‌های دما داده‌های دمای متوسط. حداقل, حداکثر و روزانه در براورد آب ناشی از ذوب برف به‌کار می‌رود. بنابراین پارامترهای دما باید از جنبه دقت و قابل استفاده بودن در مربوط به ذوب برف کنترل شوند. ۸-۲- نحوه انتخاب وقایع بارش - سیلاب ۱-۸-۲۳ انتخاب توفان‌های شدید و فراگیر و سیلاب‌های متناظر انتخاب توفان‌های شدید و فراگیر بر اساس نتایج بررسی‌های قبلی و همچنین داده‌های ثبت شده بده‌های حداکثر لحظه‌ای و روزانه و داده‌های حداکثر بارش‌های روزانه با تداوم‌های از یک تا چند روزه طی دوره آماری بلند مدت (دوره شاخص) انجام می‌گیرد. معمولا انتخاب اولیه بر پایه میانگین حسابی بارش در کلیه ایستگاه‌های داخل و اطراف حوضه صورت می‌گیرد. برای این منظور بارش با تداوم‌های مختلف که مربوط به تاریخ‌های متفاوت می‌باشند به ترتیب نزولی مرتب شده و با تطبیق با رویدادهای شدید سیل,ءتعدادی از بزرگ ترین توفان‌ها با تداوم‌های مختلف انتخاب می‌شود.لازم به ذکر است به منظور انتخاب نهایی وقایع بارش - سیلاب. تعامل به تهیه کننده ۱1 بسیار مهم می‌باشد. ۳-۸-۲ تعیین فصول وقوع توفان‌های شدید و فراگیر تاریخ وقوع رویداد توفان‌های شدید و فراگیر در طول دوره آماری بایستی مورد مطالعه قرار گیرد. در بیش‌تر نقاط کشور به‌ویژه مناطق جنوب غربی»ء شدیدترین توفان‌ها معمولا در فصل زمستان و ماه بهمن اتفاق می‌افتد. در برخی نقاط -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۴ ۰ نهیه دستورالعمل روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳۱1) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش (/7۸) پاییز و آذر ماه نیز بیش‌ترین فراوانی وقوع بارش‌های شدید و فراگیر را دارد. در هر صورت این بررسی برای هر منطقه مطالعاتی بایستی به‌طور مستقل انجام شود. در اواخر اسفند ماه و شروع فصل بهار وقوع سیلاب‌های شدید ناشی از ذوب برف در بسیاری از حوضه‌های کشور ملاحظه شده است. ۳-۸-۲ بررسی توزیع مکانی توفان‌های شدید و فراگیر به منظور کنترل داده‌های بارش در قالب توزیع مکانی آن‌ها در سطح حوضه. ابتدا مختصات جغرافیایی (طول» عرض جغرافیایی) ایستگاه‌های موجود در منطقه اعم از ایستگاه‌های متعلق به سازمان هواشناسی و وزارت نیرو با استفاده از 5 و سوابق مطالعات منطقه بایستی کنترل شود. پس از اطمینان از صحت موقعیت ایستگاه‌هاء با توجه به داده‌های جمع‌آوری شده از هر ایستگاه ابتدا برای مجموع عمق بارش چند روزه توفان و سپس هر یک از روزهای توفان نقشه‌های نقطه‌ای با مشخص بودن کد ایستگاه و مقادیر بارش به طور مجزا تهیه شود. با بررسی مقادیر نقطه‌ای بارش در ایستگاه‌های هم‌جوار در هر روز از توفان و در مجموع توفان می‌توان خطای احتمالی داد هها را تشخیص داد. برای اصلاح مقادیر بارش از مقادیر نزدیک‌ترین ایستگاه‌های سینوپتیک و در مواردی ایستگاه‌های تبخیرسنجی وزارت نیرو با توجه به -------- صفحهٔ بعد -------- فصل ۳ رسیم منحنی‌های عمق - سطح - قداوم بارش -------- صفحهٔ بعد -------- -------- صفحهٔ بعد -------- فصل سوم - نرسیم منحنی‌های ژرفا - سطح - نداوم بارش ‎٩۹۳۴/۰۸/۱۰‏ ۳۷ ۱-۳ کلیات آمار بارش اندازه گیری شده در ایستگاه‌ها در قالب داده‌های نقطه‌ای تغییرات مکانی دارد. به عبارتی دیگرء مقدار بارش در سطح یک حوضه بزرگ یکسان است به‌طوری‌که با دور شدن از مرکز بارش, مقدار بارندگی کاهش می‌یاید. بررسی روند کاهش تغییرات بارندگی از مرکز رگبار به سمت خارج از جمله مراحل تحلیل توزیع مکانی بارش است. روش‌های متعددی برای تحلیل توزیع مکانی بارش با استفاده از مقادیر اندازه گیری شده در ایستگاه‌های باران‌سنجی توسعه یافته است. با به کار گیری این روش‌ها می‌توان اطلاعات نقطه‌ای را به سطح حوضه تعمیم داد و از آن در توسعه منحنی‌های عمق - سطح - تداوم بارش یا (1۸10) استفاده کرد. توزیع عمق بارش در توفان‌های با سطح و تداوم بارش متفاوت. منحنی‌های عمق - سطح - تداوم ((]1۸) را تعیین می‌کند. از جمله کاربرد منحنی‌های (]۸(] تعیین بزرگ‌ترین عمق میانگین بارش است که می‌تواند در مساحت‌های مختلف طی تداوم‌های متفاوت از یک ساعت یا چند روز اتفاق بیافتد. این مقدار بارش برای هر توفان قابل انتقال, به عنوان داده پایه برای تعیین حداکثر بارش محتمل مورد استفاده قرار می‌گیرد. بر پایه دستورالعمل‌های سازمان جهانی هواشناسی (1986 :1969 ,4۱۷۱/0 تهیه منحنی‌های عمق - سطح - تداوم توفان‌ها در روش بیشینه‌سازی بارش برای برآورد حداکثر بارش محتمل توصیه می‌شود. اصولا این منحنی‌ها برای بارش‌های بیشینه توفان‌های با تداوم چند ساعته تا چند روزه و در سطوح مختلف از ۱۰ تا ۱۰۰هزار کیلومتر مربع. متناسب با وسعت حوضه مورد مطالعه. ترسیم می‌شود. به بیان مختص, برای هریک از توفان‌های منتخب. منحنی تجمعی بارش ابتدا برای تداوم کلی بارش و سپس برای تداوم‌های زمانی کوچک‌تر استخراج می‌شود. آنگاه, به کمک 5آن) نقشه‌های هم‌عمق بارش برای تداوم‌های مختلف ترسیم می‌شود. تهیه این منحنی‌ها مستلزم استفاده از داده‌های مورد اطمینان و آگاهی از موقعیت مکانی ایستگاه‌ها می‌باشد. روش‌های متعددی برای تهیه نقشه‌های بارش ارائه شده است. امروزه استفاده از روش‌های زمین آماری با توجه به دسترسی آسان به نرم‌افزارهای 15ن) متداول می‌باشد. لازم به تاکید است که انتخاب یک روش درون‌یابی مناسب برای تهیه نقشه‌های هم‌بارش از اهمیت خاصی برخوردار می‌باشد. جزییات مراحل کار به شرح زیر می‌باشد. تا کنون روش‌های متنوعی با توجه به میزان و نوع اطلاعات قابل دسترس برای بررسی تغییرات مکانی بارش ارائه شده است. به منظور تهیه نقشه‌های توزیع مکانی و مطالعه الگوی‌های مکانی داده‌های نقطه‌ای طی فرآیند درون‌یابی" به ۱- 1601 - ۸۲۵۵ - 0 2-- 0 -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۸ 0۰ نهیه دستورالعمل روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳11) و منحنی‌های عمق., سطح. نداوم بارش ((/7۸) سطح تعمیم می‌یابند. درون‌یابی مکانی فرآیندی است که در آن با استفاده از مقادیر اندازه گیری شده در نقاط معلوم. مقادیر مجهول در سایر نقاط تخمین زده می‌شود. امروزه از قابلیت‌های سیستم اطلاعات جغرافیایی در درون‌یابی برای استخراج توزیع مکانی متغیرها در شبکه‌های سلولی و یا مدل‌های برداری استفاده می‌گردد. روش‌های مختلفی برای درون‌یابی داده‌های مکانی وجود دارد. اغلب کاربران معمولا ساده‌ترین یا شناخته شده‌ترین روش را انتخاب می‌کنند و بدون مقایسه دقت روش‌ها اقدام به استخراج نقشه‌های توزیع مکانی می‌نمایند أثقفیان و رحیمی بندرآبادی, ۱۳۸۴]. شکل عمومی معادله درون‌یابی در یک نقطه مجهول به صورت زیر می‌باشد: 11 ۱۳۳۱ 22 2720 11 مشاهده شده متغیر در نقطه [ (در مختصات ۱* وزلا) و ۱ تعداد نقاط مشاهده‌ای می‌باشد. تفاوت روش‌های مختلف درون‌یابی در محاسبه وزن‌ها (/۷) می‌باشد. مقادیر معلوم که در اطراف و همسایگی نقطه با مقدار مجهول قرار دارند. همبستگ بیش تری با مقدار متغیر در نقطه مجهول نسبت به نقاط دورتر دارند و لذا انتظار می‌رود وزن نقاط نزدیک تر ۳-۳- تهیه و ارزیابی الگوهای مکانی بارش الگوی بارش در یک منطقه از مهم‌ترین پارامترهای ورودی به مدل‌های بارش-روان‌آب و محاسبات بیلان آب بوده و خطای محاسباتی آن بر مدیریت منابع آب و مدیریت کشاورزی نقش عمده‌ای را ایفا می‌کند. در این بررسی طول دوره آماری در توزیع زمانی و مکانی بارش اثر گذار است. توزیع شبکه ایستگاه‌های باران‌سنجی نیز در منطقه عامل مهمی در در میان عناصر اقلیمی, بارش عنصری بسیار متغیر و پیچیده است. از این رو تحلیل آن در مقایسه با سایر عناصر اقلیمی نیاز به سال‌های آماری بیش‌تری دارد. در پیشنهاد دوره‌های آماری برای تحلیل این عنصر اقلیمی, از سوی محافل بین‌المللی مانند سازمان جهانی هواشناسی (۷۷۸/۸0) و متخصصین هواشناسی و اقلیم‌شناسی. سعی بر این بوده است که دوره‌های انتخابی دوره مناسب برای بارش باشد. عوامل مهمی که در تعیین دوره آماری برای تحلیل بارش باید در نظر گرفته شود. موقعیت جغرافیایی منطقه مورد مطالعه است زیرا عوامل جغرافیایی به شدت بر روی سامانه‌های باران‌زای جو اثرگذار بوده و این عوامل در توزیع مکانی و زمانی بارش تغییرات زیادی را ایجاد می‌کند. دوره آماری مناسب برای یک منطقه نسبتا وسیع باید تا آنجایی که ممکن است در بر گیرنده وردش‌های شدید وضعیت زمانی و مکانی بارش باشد. طبق توصیه (۷۷۸40) برای مناطق با تغییرپذیری کم بارش مانند حاره دوره ۱۰ ساله و برای مناطق با تغییرپذیری زیاد دوره ۳۰ ساله و بالاتر مناسب است. دوره‌ها از (۱۹۳۱ تا ۱۹۶۰) و (۱۹۶۱ تا ۱۹۹۰) توصیه شده است. زیر دوره‌های این آماری به‌طور نسبی کوتاه ممکن است سبب تشخیص ندادن روند و چرخه‌های به‌طور نسبی بزرگ و نیز شناخت روند -------- صفحهٔ بعد -------- فقصل سوم - نرسیم منحنی‌های ژرفا - سطح - نداوم بارش ۹۳/۰ ۳۹ خطی اشتباه‌آمیز از نوسانات دراز مدت شود. علاوه بر آن همگن بودن داده‌ها نقش عمده‌ای در تحلیل بارش دارد زیرا زه کشی باطلاق‌های منطقه. ساخت دریاچه‌های مصنوعی و مخازن آب. تغییر پوشش زمین, افزایش آلودگی هواء و .. سبب ناهمگنی داده‌های بارش می‌شود. با آگاهی از دوره‌های مرجع توصیه شده توسط (۷۷۱/0)» تعیین مناسب‌ترین دوره آماری با توجه به سنوات آماری موجود از شبکه ایستگاه‌های کشور و شکاف های آماری آن‌ها در منطقه مورد مطالعه امکان‌پذیر است. علاوه بر دوره آماری توزیع شبکه ایستگاه‌های هواشناسی در یک منطقه نیز نقش عمده‌ای در تعیین الگوهای بارش منطقه ایفا می‌کنند. داده‌های ایستگاهی رایج ترین منبع داده‌ها برای برآورد توزیع مکانی بارش است. از آنجایی که باران‌سنج‌ها به‌دلیل دسترسی آسان اغلب در مناطق کوهپایه‌ای و کم‌ارتفاع نصب می‌شوند از این رو داده‌های بارش در مناطق مرتفع دیدبانی نشده یا بسیار ناچیز است. بنابراین به ناچار برای رسم خطوط هم‌باران سیلاب‌ها و میانگین طولانی مدت ماهانه. فصلی و سالانه روش مناسبی مورد نیاز است. این روش‌ها شامل روش‌های زمین آمار» تیسن و رسم خطوط هم‌باران دستی است. روش‌های مزبور در بخش هفتم این گزارش شرح داده شده است. بهترین روشی که امکان خطا در آن کم‌تر است. رسم در این روش پس از تعیین حداقل ۱۰ دوره سیلاب و تاریخ آن‌ها مبادرت به جممع‌آوری داده‌های سیلاب‌ها شده و سپس رسم خطوط هم‌درصد بارش به شرح زیر می‌شود. در ابتدا میانگین ماهانه طولانی مدت بارش ایستگاه‌های باران‌سنجی منطقه مورد مطالعه. محاسبه و خطوط هم‌باران رسم می‌شود. سپس میزان بارش‌های سیلابی ۲۴ ۰۳۸ ۷۲ و... ساعته به میانگین ماهانه بارش در همان ایستگاه تقسیم می‌شود و به این ترتیب درصد بارش سیلاب در همان ماه‌هایی که سیلاب رخداده است برای دوره‌های زمانی متفاوت به‌دست می‌آید. با توجه به درصدهای ایستگاهی رسم خطوط هم‌درصد آمکان‌پذیر می‌شود. پس از رسم خطوط هم‌درصد برای هر سیلاب و برای هر دوره زمانی, نقشه به‌دست آمده بر روی نقشه‌های میانگین ماهانه برای ماهی که سیلاب رخ داده است. منطبق می‌شود. پس از مشخص شدن محل برخورد خط هم‌درصد بارش با خط هم‌باران میانگین ماهانه این دو مقدار در یکدیگر ضرب و مقدار بارش توفان در آن به این ترتیب با توسعه شبکه باران‌سنجی, خطوط هم‌باران برای توفان مشخص و با دوره زمانی معین به‌دست می‌آید. این نقشه هم‌باران برای هر سیلاب و هر دوره. توزیع مکانی بارش را در منطقه مورد مطالعه به‌دست می‌دهد. -------- صفحهٔ بعد -------- ,۳ 0۰ نهیه دستورالعمل روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳۱1) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش (/7۸) ۱-۳-۳ انواع درون باب‌ها تقسیم‌بندی‌های متعددی برای روش‌های درون‌یابی وجود دارد. به عنوان مثال روش جهانی " و محلی " به‌طوری که در روش جهانی کلیه نقاط مشاهده‌ای در محاسبات نقطه یا نقاط مجهول دخالت داده می‌شود. در مقابل روش‌های محلی قدم روی مجموعه داده‌ها حرکت داده می‌شوند تا عملیات درون‌یابی در کل محدوده کامل شود. روش سطح روند" یک نمونه از درون‌یابی جهانی است. در یک دیدگاه دیگرء روش‌ها به دو دسته تدریجی " و ناگهانی" تقسیم‌بندی می‌شوند. یک نمونه معمول از روش می‌گیرد. در روش‌های ناگهانی, تغییرات ناگهانی یا شکستگی در سطح درون‌یابی وجود دارد. روش چند ضلعی‌های تیسن " از جمله روش‌های ناگهانی در درون‌یابی محسوب می‌شود. در نوع دیگر تقسیم‌بندی, روش‌های درون‌یابی به روش دقیق " و تقریبی" گروه‌بندی می‌شود. در روش‌های دقیق سطح درون‌یابی شده از نقاط مشاهده‌ای عبور می‌کند (مانند روش‌های عکس فاصله). در روش‌های تقریبی مقداری عدم قطعیت برای داده‌ها در نظر گرفته می‌شود و لذا سطح درون‌یابی ممکن است از نقاط مشاهده‌ای عبور نکند (مانند روش سطح روند). اگر مقادیر مشاهده‌ای به عنوان مقادیر دقیق (بدون خطا و یا عدم قطعیت) در محل‌های نمونه‌گیری تلقی گردد. استفاده از یک روش دقیق برای درون‌یابی توصیه می‌شود. ولی اگر مقداری عدم قطعیت برای متغیر درنظر گرفته شود. ممکن است یک روش تقریبی با کمک انواع توابع ریاضی اندازه‌گیری شده برای برازش سطوح درون‌یابی به نقاط معلوم استفاده گردد. نوع دیگر تقسیم‌بندی روش‌هاء قطعی" و آماری"" است. در روش‌های قطعی یک سطح به مجموعه نقاط مشاهده‌ای (2) در مختصات معلوم ( , *) برازش داده می‌شود. روش‌های چندجمله‌ای و اسپلاین از جمله توابع مورد استفاده در روش‌های قطعی می‌باشند. از جمله روش‌های دیگری که در این طبقه قرار می‌گیرند. روش‌های عکس فاصله. روش تیسن و روش مثلث‌بندی است. درون‌یاب‌های آماری به دسته‌ای از روش‌های اطلاق می‌شود که بر پایه اطلاعات و ویژگی‌های آماری متغیر مورد نظرء نظیر میانگین و انحراف معیار استوار می‌باشد. به عبارت دیگر در تخمین (2» مولفه‌های آماری |- 0100۵1 [2م]آ -2 3- 1۳۵ 6 4- 0730 ۵[ 5- ۸۲۳۹ 6- 11116356 0 7- 1 8- ۸0۳۵۳1۵6 0۳ 061 9- 10 [0- 0 -------- صفحهٔ بعد -------- فصل سوم - نرسیم منحنی‌های ژرفا - سطح - نداوم بارش ۳/۰۳ دخالت داده می‌شود. روش‌های آماری «بهترین» تخمین را ارائه نموده و درجه اعتبار تخمین را نیز محاسبه می‌نمایند. . 51 ۹ ۱ ۰ ۰ ۰۱ ۳-۳-۳ معرفی چند روش درون بابی ۱-۲-۳-۳ روش چندضلعی تیسن در این روش ابتدا ایستگاه‌های موجود در منطقه توسط خطوطی به هم متصل می‌گردند. سپس عمودمنصف‌های این خطوط رسم می‌گردد. از اتصال این عمودمنصف ها چندضلعی هایی اطراف هر ایستگاه به وجود می‌آید. فرض بر این است که هر ایستگاه واقع در یک چندضلعی نماینده وضعیت کلی این چندضلعی می‌باشد. بنابراین مقدار بارش هر ایستگاه به کل محدوده چندضلعی تعمیم می‌یابد. شکل (۱-۳) چند ضلعی‌های تیسن راء که از تعداد چهار ایستگاه برای خطوط اتصال ایستگاه‌ها سس ز ۰ یمه ی ۰ 1 لا .۰ نس 8 ۹ شکل ۱-۳- چند ضلعی‌های تیسن برای ابستگاه‌های داخل یک حوضه ۲-۲-۳-۳ روش رگرسیون اگرچه برخی روش رگرسیون را جزء درون‌یاب‌ها نمی‌دانند. در این روش مناسب‌ترین تابع رگرسیون به نقاط مشاهده‌ای بر اساس کم‌ترین مربع انحراف برازش داده می‌شود. در مورد بارندگی» رگرسیون تک با ارتفاع یا چند متغیره با ارتفاع» طول و عرض جغرافیایی بیش‌ترین کاربرد را دارد. کیفیت و معنی داری رابطه رگرسیون باید به دقت کنترل شود زیرا معمولا بارش‌های ساعتی و روزانه از توابع رگرسیون تبعیت نمی‌کنند. [- 8 -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۳ 0۰ نهبه دستورالعمل روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳.۹1۲) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش ((/1,]) ۳-۲-۳-۳- روش عکس فاصله وزنی" از مهم‌ترین روش‌های درون‌یابی» روش میانگین متحرک وزن‌دار یا روش عکس فاصله وزنی می‌باشد. در این روش وزن نقاط اندازه‌گیری شده بر روی نقطه مجهول بر اساس فاصله‌ی بین نقاط تعیین می‌شود. این اوزان توسط یک توان وزن‌دهی کنترل می‌شود. به‌طوری‌که توان‌های بزرگ‌تر اثر نقاط دورتر از نقطه مورد تخمین را کاهش می‌دهند و توان‌های کوچک‌تر وزن‌ها را به طور یکنواخت‌تری بین نقاط همسایه توزیع می‌کنند. معادله (۲-۳) چگونگی محاسبه اوزان روش 11۷۷ را نشان می‌دهد: (۲-۳) یه < ۸ ۱ 1-1 که در آن ۸: وزن نقطه اندازه گیری شده نام :0] فاصله بین نقطه اندازه‌ گیری شده لام با نقطه مجهول, » توان وزن‌دهی و ۱ تعداد نقاط همسایگی است. انتخاب توان در روش /1۷] می‌تواند توسط روش اعتبارسنجی حذفی صورت گیرد. این توان معمولا در محدوده یک تا سه انتخاب می‌شود. نکته‌ای که در این روش وجود دارد این است که به نقاط دارای فاصله یکسان از نقطه مورد تخمین, وزن یکسان داده می‌شود و موقعیت و آرایش آن‌ها در نظر گرفته نمی‌شود. ۴-۲-۳-۳- روش کریجینگ برای اجرای روش کریجینگ و محاسبه اوزان معادله درون‌یابی» ابتدا آنالیز ساختار مکانی با کمک ابزاری به نام نیم تغییرنما" یا واریوگرام انجام می‌گیرد. رابطه واریوگرام به صورت زیر می‌باشد. 2 5 1 (۳-۳) [( + 0( - (۷)۳ که در آن (7)1: مقدار نیم تغییرنما برای جفت نقاطی که به فاصله 7[ از هم قرار دارند. : تعداد زوج نقاطی که به فاصله «ا از هم قرار دارند. (:*)7: مقدار مشاهده‌ای متغیر * در موقعیت |۰8( ]+ :)7 مقدار مشاهده‌ای متغیر 2 در فاصله‌ی ۱ از موقعیت :۰.۷ توجه شود که در یک فضای دو بعدی, موقعیت‌ها با مختصات (:لا,:*) بیان می‌شود. نیم تغبیرنما با ترسیم نمودار مجموع مربع تفاضل زوج نقاطی که به فاصله معلوم « از یکدیگر قرار دارند (بر روی محور زلا) در مقابل 7 (بر روی محور ز*) به‌دست می‌آید. شکل (۲-۳) نمونه‌ای از یک نیم تغییرنما و پارامترهای آن را (/11۷) ۷۷/۵۱031108 115100 13۷۵۳۹۵ -۱ 0 [50- 2 -------- صفحهٔ بعد -------- فصل سوم - نرسیم منحنی‌های ژرفا - سطح - نداوم بارش ۳/۰ ۳۳ واریانس بدون ساختار (اثر قطعه‌ای) ۱ أ ۳ (۵ ۷/۵ د110 شکل ۲-۳- یک نیم تغیرنما و پارامترهای آن الف-دامنه یا شعاع تاثیر : هنگامی که فاصله‌ی بین جفت نقاط افزایش می‌یابد. مقدار نیم تغییرنما معمولا افزایش می‌یابد تا جایی که با وجود افزایش در فاصله جدا کننده بین روج نقاط افزایشی در میانگین مجذور تفاضل بین ب- آستانه" عبارت است از مقدار ثابت نیم تغییرنما در فاصله دامنه تاثیر. ج- اثر قطعه‌ای " اگر چه مقدار نیم تغییرنما برای 0 ‎ -‏ باید برابر صفر باشد» چندین عامل نظیر خطای نمونه‌برداری و تغییرات کوچک مقیاس باعث می‌شود که مقادیر نمونه‌هایی که در فاصله کوچکی از یکدیگر قرار دارند. کاملا تغییرنما در مبدا مختصات اثر قطعه‌ای نامیده می‌شود. نسبت اثر قطعه‌ای به آستانه تحت عنوان اثر قطعه‌ای نسبی و بر حسب درصد بیان می‌شود. پس از محاسبه نیم تغییرنمای تجربیء یک مدل تئوری (مانند کروی, گوسی یا نمایی) به آن برازش داده می‌شود. [- 6 2- [1 3- ۳2820 1 -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۴ 0۰ نهیه دستورالعمل روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳11) و منحنی‌های عمق., سطح. نداوم بارش ((/7۸) انتقالی به مقدار آستانه به صورت مماسی میل می‌کنند. مدل‌های نیم تغیرنمای نوع دوم به یک مقدار ثابت نمی‌رسند و با افزایش میزان «اء همجنان افزایش می‌یابند. این مدل‌ها در حالت وجود روند" یا عدم ایستایی در داده‌های مکانی پدیدار می‌شوند. در صورت وجود روند. روش کریجینگ معمولی به‌کار نمی‌رود. شرط استفاده از تخمین‌گر کریجینگ این است که متغیر 7 دارای توزیع نرمال باشد. در غیر این‌صورت با باید از که مجموع ضرایب وزنی تخمین (۸1) باید مساوی واحد باشد. اعمال شرایط روش کریجینگ به حل معادله ماتریسی زیر (۴-۳) 8 - ۸ < بل ج با < ۸ برخی از نرم‌افزارهای 015 قادر به اجرای روش کریجینگ می‌باشند. ۵-۲-۳-۳ سطح روند سطح روند چند جمله‌ای‌هایی با توان‌های مختلف هستند که از بین نقاط مشاهده‌ای عبور می‌کنند. هر جه توان معادله بالاتر باشد سطح دارای پیرایش " بیش‌تری می‌باشد. استفاده از توان‌های بیش‌تر از سه توصیه نمی‌شود. معادله رویه با روش‌هایی نظیر کم‌ترین مربع به نقاط مشاهده‌ای برازش داده می‌شود. ۳-۳-۳- نحوه ارزبابی و انتخاب روش مناسب درون‌یابی انتخاب روش درون‌یابی در درجه اول به طبیعت متغیر و تغییرات مکانی آن وابسته است. هرچند تحت تاثیر عوامل دیگری نیز می‌باشد. ارائه یک قانون صریح و عام برای انتخاب یک روش بسیار دشوار است. به عنوان مثال بسیاری از روش‌های درون‌یابی در منابع مختلف برای تخمین بارندگی منطقه‌ای به‌کار رفته‌اند. ساده‌ترین وعام‌ترین روش‌ها چندضلعی تیسن و خطوط هم‌باران هستند. خطوط هم‌پاران اغلب براساس یک درون‌یابی خطی ساده مثلا عکس فاصله با توان یک ترسیم می‌شود. |- 11 2- 5۱۵۵1۵ 3- 1] ۵25 060 -------- صفحهٔ بعد -------- روش‌های آماری ابتدا به آزمون ساختار همبستگی مکانی داده‌هاء نظیر آنالیز نیم تغییر نما در روش کریجینگ. نیاز دارند. معمولا در تحلیل ساختار مکانی داده‌هاء تعداد نقاط مشاهده‌ای نسبتا زیادی مورد نیاز است که این موضوع کاربرد زمان زیادی را به خود اختصاص دهد. استفاده از یک روش آماری برای تولید نقشه‌های متعدد مانند نقشه‌های بارندگی نیز اندازه گیری بارندگی با دقت مناسب. به دشواری انجام می‌شود. در مورد بارندگی منطقه‌ای در نواحی کوهستانی. تخمین مکانی به علت تراکم ایستگاه‌هاء تبت نامنظمء اثرات مهم ارو گرافیک. برف و غیره بسیار پیجیده‌تر می‌باشد. عدم وجود همبستگی مکانی داده‌ها و هجنین وجود روند در آن‌ها پی برد. ممکن است همبستگی مکانی متغیر با استفاده از داده‌ها قابل شناسایی نباشد و لذا امکان استفاده از روش‌های آماری فراهم نیست. به عنوان مثال اگر در قسمتی از منطقه مقدار بارندگی صفر باشد و یا این که تعداد داده‌ها کم باشد. نیم تغییر نما نمی‌تواند همبستگی مکانی را به خوبی نشان دهد. در این حالت امکان استفاده از روش‌هایی نظیر کریجینگ وجود ندارد ولی می‌توان روش‌های دیگری نظیر اسپلاین‌ها و یا رگرسیون و یا روش‌های دیگر را مورد بررسی قرار داد. در صورت وجود روند استفاده از مشتقات روش کریجینگ (که به حذف روند می‌پردازند) نظبر کریجینگ عمومی توصیه می‌گردد. یا این که با تقسیم منطقه به واحدهای همگن (درصورت امکان) داده‌ها ایستا شوند و روند حذف گردد. از طرف دیگر اگر نیم تغییر نمای متقابل همبستگی با یک متغیر کمکی را اثبات نماید. می‌توان روش کوکریجینگ را به‌کار گرفت که در آن. مقدار متغیر کمکی (مانند ارتفاع) نیز در درون‌یابی مورد استفاده قرار می‌گیرد. روش‌های مختلفی برای اعتبارسنجی روش‌های درون‌یابی وجود دارد که یکی از مهم‌ترین آن‌ها روش اعتبارسنجی به کار گیری روش موردنظر انجام می‌گیرد و سپس مقدار تخمین با مقدار مشاهده‌ای مقایسه می‌شود. بدین ترتیب که در روش ۷ یک نقطه به‌طور موقت حذف و با استفاده از سایر نقاط و اعمال روش درون‌یابی مورد نظر برای این نقطه برای تمام نقاط برآورد صورت می‌گیرد. در پایان ستون مقادیر مشاهده‌ای و ستون مقادیر برآورد شده در قالب معیارهای مختلفی برای مقایسه مقادیر مشاهده‌ای و برآورد شده وجود دارد که در زیر چند نمونه از کاربردی‌ترین آن‌ها معرفی می گردد: -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۶ ۰ نهیه دستورالعمل روش‌های محاسبه حداکتر بارش محتمل (۲۱1) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش (0۸) الف- میانگین قدر مطلق خطا" که از رابطه (۵-۳) محاسبه می‌گردد: |[ (۵-۳) ( 20 -( 0 *2اب2 -- ۱۷۸5 ۱ ۱ [1 1 که در آن: (71) ۷ 2: مقدار برآورد شده‌ی متغیر در موقعیت 1 ([*)7: مقدار مشاهده‌ای متغیر در موقعیت آ)* : تعداد نقاط مشاهده‌ای. ب- میانگین انحراف خطا" که به صورت رابطه زیر محاسبه می‌شود: 1 (۶-۳) ((: 70-(7*0) 22 -- تاق۱۸ ۱ ۱ [1 11 میانگین انحراف خطا (۱/17۳) در حقیقت اختلاف بین میانگین مقادیر مشاهده‌ای و برآوردی است و بیانگر انحراف از اختلاف کم‌تر مقادیر برآورد شده نسبت به مقادیر مشاهده‌ای است. در شرایطی که :]۷1۸ و ]۸/1 برابر صفر باشند. مدل درون‌یابی متغیر مورد نظر را آنطور که هست برآورد می‌کند. ج- ریشه دوم میانگین مربع خطا: این معیار به صورت زیر محاسبه شده و هرچقدر به صفر نزدیک‌تر باشد بیانگر 2 1 1 (۷-۳) ۱2 7 ( 2( 7 را 1۱/5۳ 3۷۱-1 د- نمودار ترسیمی پراکنش مقادیر مشاهده‌ای و برآوردی: در این نوع مقایسه چشمی, نمودار مقادیر مشاهده‌ای در مقابل مقادیر برآوردی (روی محور ‏ بر پایه روش ۳۷) رسم می‌گردد. هر چقدر پراکنش مقادیر به خط ۴۵ درجه نزدیک‌تر باشد نشان‌گر برآورد دقیقتر روش می‌باشد. اگر مقادیر مشاهده‌ای کاملا برابر مقادیر برآوردی باشد. نقاط دقیقا روی خط ۴۵ در جه قرار می گیرند. پراکندگی نقاط در اطراف این خط نشان‌دهنده تفاوت بیش تر مقادیر برآوردی با مشاهده‌ای می‌باشد. از طرف دیگر اگر تجمع نقاط در زیر خط ۴۵ درجه باشد (و محور #ها مقادیر مشاهده‌ای باشد) نشان‌دهنده اینست که روش درون‌یابی مقادیر را دست پایین برآورد نموده است. بالعکس, در صورتی که تجمع نقاط در (۱1۸]4) ۳۳۳۲۵۲ ۸0۹۵|۲۵ ۱/1۵ -۱ (:(۱18) ۳۳۲۵۲ ۵۱۵5 ۱/10۵ -2 (1۸15۳) ۳۳۲۵۲ 50۵۲۵ ۱/1۵۵ 1۵۵1 -3 -------- صفحهٔ بعد -------- فصل سوم - نرسیم منحنی‌های ژرفا - سطح - نداوم بارش ۳/۰ ۳۷ ۴-۳- چگونگی استخراج توزیع مکانی براساس روش انتخابی نرم‌افزار +058 یک نرم‌افزار عمومی تحلیل مکانی با کاربری آسان و سریع می‌باشد. لیکن پا توجه به اینکه در اغلب موارد بعد از تحلیل توزیع مکانی داده‌ها لازم است که تحلیل‌های دیگری نیز بر روی نقشه‌ها انجام گیرد.ء توصیه این است که از نرم‌افزار ۸۲۵015 که علاوه بر روش‌های درون‌یابی معمولی. امکانات انجام تحلیل‌های زمین آماری مانند کریجینگ را داردء استقاده شود. در نرم‌افزار ۸۲2015 دو مدول با عناوین تحلیل‌گر زمین آماری " و تحلیل‌گر مکانی " وجود دارد. به نوعی می‌توان ۸015 اشاره می‌شود که تحلیل‌گر مکانی فاقد این گونه توانایی‌ها است. اکثر روش‌های درون‌یابی که در تحلیل‌گر مکانی وجود دارد. در تحلیل‌گر زمین آماری نیز در دسترس است بااین تفاوت که تحلیل‌گر مکانی دارای روش‌های درون‌یابی مقدماتی است اما تحلیل‌گر زمین آماری روش‌های پیشرفته زمین آماری و قطعی را نیز شامل می‌شود. تعداد بسیار زیادی از مدل‌ها و ابزار آماری در تحلیل‌گر زمین آماری وجود دارد که می‌توان با تغییر پارامترهای آن‌ها به صورت دستی, تأثیر هر یک از پارامترها را در استخراج نقشه مشاهده نمود. لیکن تحلیل‌گر مکانی فاقد این گونه تحلیل‌های آماری بوده و لذا نمی‌توان پارامترهای مورد نیاز؛ مخصوصا در روش کریجینگ. را تعیین نمود و تنها می‌توان آن‌ها را به عنوان ورودی به نرم‌افزار وارد نمود. قابلیت‌هایی هم چون آرزیابی بهترین روش درون‌یابی با استفاده از معیارهای خطا و توانایی ارائه نقشه‌های ترسیمی در قالب خروجی‌های متفاوت. برتری تحلیل‌گر زمین آماری را نشان می‌دهد. ۵-۳- ترسیم منحنی‌های هم‌بارش و استخراج منحنی‌های (1۸1 ۱-۵-۳- ترسیم منحنی‌های هم‌بارش توفان‌ها برای تهیه نقشه‌های هم‌بارش, باید یک نقشه پایه توپوگرافی با مقیاس مناسب (که بستگی به نوع و مرحله مطالعات دارد) انتخاب و تهیه شود. برای این منظور معمولا از نقشه‌های توپوگراشی سازمان جغرافیایی ارتش و سازمان نقشه‌برداری کشور استفاده می‌شود. مدل ارتفاعی رقومی بر اساس نقشه‌های توپوگرافی در محیط 5ال) استخراج می‌شود. با استفاده از مناسب‌ترین روش درون‌یابی و در صورت به‌کارگیری عامل ارتفاع در درون‌یابی (روش‌های رگرسیون با کوکریجینگ) برای هر یک از رگبارهای مورد مطالعه, نقشه‌های هم‌بارش در 5ال0 به تفکیک تداوم‌های ۰۱ ۳۰۲ ۶ 3ج ۸۵1 [ 0005121151102 -۱ 2- 50۵11۵1 ۸21 -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۸ را مها ۵ هر یک از رگبارها در حوضه دز و مربوط به ۲-۵-۳ استخراج ۱-۲-۵-۳ محاسه روش متداول براه در این روش برای و در مورد باران‌نگاره‌ها گام اول - تعیین . نهیه دستورالعمل روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (]۲۱1) و منحنی‌های عمق, سه داخل منطقه و یا حوضه به‌دست می‌آید. شکل (۳۲-۳) نمونه ای از یک نقشه ه رویداد تاریخ ۱۳ دی‌ماه ۱۳۶۹ را نشان می‌دهد. 230000 20000 330000 330000 40000 1 1 1 ت ت ت چ ار پ 1 - ود 4 41ل] 8 : ۱ 8 - 54 لیی)] 3221 ۱۶٩ - ۶ ِ پا 8 1- 108 اس ظ 48 134 7۲ ۲ ۲ ۲ 7۲ 440000 30000 330000 2000 20000 وید ناگ کتک 130 90 60 0 15 0 شکل ۳-۳- نقشه هم‌باران ۲۴ ساعته در حوضه دز (رویداد ۱۳ دی ۶۹) ره شد. توزیع عمق بارش در حوضه‌های با مساحت و تداوم بارش متفاوت رام می‌کند. برای تهیه منحنی‌های 10۸17 روش‌های گوناگونی پیشنهاد شده است مقدار بارش به ازای سطوح استاندارد محاسبه بارش به ازای سطوح استاندارد استفاده از نقشه‌های خطوط هم‌باران : مناطقی که بارش ایستگاه‌ها درطول توفان با گام زمانی یکنواخت (مثلا در مورد با ساعتی) گزارش می‌شود. مقید است. گام‌های محاسباتی این روش به ترتیب ربر ۵ شروع و9 پایان توفان بد کمک داده‌های بارش ایستگاه‌ها لح. نداوم بارش ((/۸]) نقشه هم‌باران برای باران ۲۴ ساعته در رای تداوم‌های زمانی آن‌سنج‌های ساده روز -------- صفحهٔ بعد -------- فصل سوم - نرسیم منحنی‌های ژرفا - سطح - نداوم بارش ‎٩۹۴۳/۰۸/۱۰‏ ۳۹ گام دوم - عمق کل بارش توفان در دوره زمانی حاصل از گام اول و مقادیر بارش ایستگاه‌ها در ناحیه توفان استخراج می‌گردد. گام سوم - نقشه نقطه‌ای عمق باران برای اولین روزء دومین روز و به همین ترتیب براساس بارش‌های روزانه ثبت شده در ایستگاه‌ها ترسیم می‌شود. در صورت وجود داده‌های با گام زمانی کوچک‌تر از یک روز نیز همین روش گام زمانی داده‌ها اجرا می‌شود. گام چهارم - نقشه‌های هم‌باران حداکثرهای یک روزه. دو روزه و غیره ترسیم می‌شود. بدین صورت که نقشه هم‌بارش روزی که حداکثر مقدار بارش را در مراکز توفان و همچنین سطح حوضه مورد مطالعه نشان دهد. برای محاسبه منحنی مساحت - عمق حداکثر یک روزه شناسایی می‌شود. حداکثر بارش دوره‌های دو روزه. سه روزه و مانند آن‌ها نیز به همین گام پنجم - محاسبات عمق - مساحت برای نقشه‌های هم‌بارش حداکثر به‌صورت زیر انجام می‌شود. ابتدا در نقشه هم‌بارش مورد نظر (مثلا نقشه هم‌بارش یک روزه مربوط به یک رویداد معین)» و محاسبه میانگین بارش بین دو هم‌باران متوالی (شکل ۴-۳) با استفاده از رابطه زیر محاسبه می‌شود. (۸-۳) ستلخنا ام 2 که در آن :۳ میانگین بین دو خط هم‌باران متوالی (یعنی ۳۱1 و 1+1) است. 1 ۳ 15 3 شکل ۴-۳- نحوه محاسبه میانگین بارش بین دو خط هم‌باران متوالی مشابه از نظر عمق بارش است. در هر ناحیه متوسط بارش مطابق رابطه زیر محاسبه می‌شود. رد2 (۹-۳) 9 ۳ که در آن ۲۱ مقدار بارندگی برای ناحیه ۲۱ است. -------- صفحهٔ بعد -------- ۹۳/۰ ۴۳۰ محاسبات برای هر نواحی ترکیبی به‌دست جدول ۱-۳- محاسبات حدود بارندگی بین دوخط هم‌باران (۱۲) ۱۴۰ ۱۵۰ ۱۳۰ ۱۳۰ ۱۳۰ ۱۳۰ ۱۱۰ ۱۳۰ ۱۰۰ ۱۱۰ ۹۰ ۱ ۸۰ ۹ ۷ ۸ ۶۰ ۷ ۵۰ ۶ ۴ ۵۰ ۳۰ ۴ ۳۵ ۳۰ ۲ ۳۵ ۱۵ ۳۰ م بارش (۸) ویا برای می‌گردد. برای مارم و هفتم در کاغد نیم د که امروزه ی برای توفان بارندگی روی مساحت 1 ۱۳۵ ۱۳۹ ۱۳۹ ۱۳۵ ۱۳۳ ۱۳۱ ۱۱۹ ۱۱۸ ۱۱۵ ۱۱۲ ۱۰۹ ۱۰۷ ۱۰۶ ۱۰۶ ۹۸ -------- صفحهٔ بعد -------- فصل سوم - ترسیم منحنی‌های ژرفا - سطح - نداوم بارش ۰۰ ۹۴/۰۸/۱۰ ۳ 160 140 0 لژ : 3 0 3 ۱( ی 50 سک 140 3 20 0 0ه۵ 24000 21000 18000 15000 12000 ۹۱000 6000 35000 0 مساحت نجمعی (41: ۲) شکل ۵-۳- منحنی عمق - سطح برای بارش با تداوم ۲۴ ساعته در حوزه دز (مثلا یک روزه) می‌باشد. ۲-۲-۵-۳ روش محاسبه مقدار بارش برای سطوح هم‌بارزش این روش مبتنی بر الگوی منطقه برای هر توفان می‌باشد و از منحنی پوش منحنی‌های عمق- سطح توفان‌ها استفاده می‌شود. در این روش کل بارش برای هر تداوم زمانی توفان در ایستگاه‌های مختلف بر روی یک نقشه توپوگرافی با مقیاس کارشناس خبره هواشناسی انجام و تصحیح و اصلاح می‌شود. نقشه هم‌بارش به کمک روش درون‌یابی ترسیم می‌شود. پس - مساحت واقع بین خطوط هم‌پاران برای هر یک از نواحی بارندگی مشخص می‌شود. معمولا شروع کار از مرکز رگبار (خطوط حداکثر بارش) می‌باشد. _ عمق متوسط بارندگی در محدوده مساحت بین دو خط متوالی هم‌باران تعیین می‌شود. محاسبه می‌گردد. -------- صفحهٔ بعد -------- ۰ 2 ز کت ب- حا - ح< راید من همم مر - با به۱ دس ۲۳) جدو | تاریخ وقوع رگبار ۷ بهمن ۱۳۴۳۸ ۶ فروردین ۱۳۳ -------- صفحهٔ بعد -------- و ادامه جدول ۲-۳- محاسبات مربوط به منحنی عمق - سطح - تداوم روبدادهای با تداوم ۲۴ ساعت در حوضه تهران ۰۰ ۰+ لا با یم با ۳ تاریخ وقوع وده حت مساحت بادنین بارس خالس اقزایت متوسط بارش رگبار میزان بارش | محدوده بارش افزایشی ۲۳۶ هم‌باران ی حداکثر ۱۲۱ ۱ 1 7 ۶ > 11۲1 ۶ بد ۲111۱ ۷ آذر ۱۳۵۷ ۱۳۹/۸ 0/۶ ۳۳/۵ ۳۱۳/۹ ۷۳/۶ ۱۳۹۷ ۱۳/۹ ۳/۵ 7 اج ۸2 17 3 ۳۲3۲ مه اوح 30 سم 0 ام ال لش سل نا کت 99 کت را یی 8 اسححححط سس | 0 مط سمل لا با ۱ را 00 0 20000140006000 300001000001 60000 2000040000 ۵ص [2) ۸۲۹۵ شکل ۶-۳- منحنی‌های عمق - سطح برای رویدادهای ۳۰ اسفند ۵۰. ۱۷ آذر ۵۷ و ۶ فروردین ۶۳ در حوضه تهران -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۴ ی رت کر اب ۰ نهیه دستورالعمل روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (]۳11) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش ۱ :5 1۹0 سک ۱ 100 ۷۵ 24 سم ۲۵۵۱ 38 وم : ی 2 ۷۵ 24 8 ۵۲ ۲ 18 مشش ۳ 12۷۵۵1 وس ۱ یم ۵۲ 9 و ۷۵ 6 سس مس ۹0 سس ۹ ی ی 20 ۵0 2000 اااران و" اااران و 100 مرو اراا زا ناما ارات اراس 200 ۵ (2)) ۸۶۵3 شکل ۷-۳- منحنی‌های عمق - سطح - تداوم حداکثر بارش در حوضه استان تهران 7 ۸23۲ 17 3 ۳ 6 هه 0 ۲و۴ 30 سم 80 سس 700 رس تا سح من نا س ِ 600 ی اه 500 نت سح :: سس 4100 -_ ۹ رخ ی ای 0 ۴ ۵ 1 با با با 200 کب مه 100 00 1000 10 [2) ۸793 )07( -------- صفحهٔ بعد -------- آرا۵ 24۷ سم راو 36 وچ اا۵ ۲ 24 ۲۷۵۵۶۲ 18 آرا۵ ۷ 12 سم را و سم 6۵۳۵ وس آرا۵ ۲ 3 آران0 1 کر ۸7۹3 )۳2( شکل ۹-۳- منحنی‌های عمق - سطح - تداوم حداکثر بارش در حوضه استان تهران (در کاغذ نیمه لگاریتمی) ۶-۳- منحنی‌های کاهش سطح به منظور بررسی روند مقدار کاهش عمق بارندگی با افزایش مساحت. باید ضریب کاهش سطحی بارش تعیین گردد. این ضریب عموما بین صفر و یک تغییر می‌کند. هرچه مساحت حوضه افزایش پیدا کند. مقدار این ضریب از عدد یک فاصله می‌گیرد. این ضریب با تقسیم مقادیر عمق بارش در محدوده‌های هم‌بارش نسبت به مرکز رگبار در هر رویداد بارش حداکثر و فراگیر به‌دست می‌آید. در شکل (۱۰-۳) ضریب کاهش بارش برای یک توفان معین نشان داده شده است. با استفاده از منحنی پوش و یا میانه مقادیر ضریب کاهش سطحی رگبارهای منتخب و تلفیق آن‌هاء نمودار و رابطه [- 1۵۵۵110 1۵0107 )1۹1*( -------- صفحهٔ بعد -------- ۴۶ ۰ نهیه دستورالعمل روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳۱1) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش (/7۸) شکل ۱۰-۳- منحنی ضریب کاهش بارش ۷-۳- جداسازی منحنی‌های هم‌باران توفان‌ها از مناطق برفی یکی از پارامترهای مهم هیدرولوژی در محاسبه سیلاب و ذخیره آبی» پوشش برف و برآورد ارتفاع آن برای فصل بارش است. در محاسبه ۳۸/۳ نقش ذوب برف بسیار با اهمیت بوده و باید آن را در نظر داشت. برای این منظور لازم است که در گام اول رژیم گرمایی منطقه برای فصل بارش بررسی و مطالعه شود. پخبندان و ریزش برف در ایران از اواخر مهر و اوایل آبان شروع می‌شود و ریزش برف به‌ویژه در نواحی مرتفع و شمال ایران از میزان قابل توجهی برخوردار بوده که مطالعه و بررسی توزیع زمانی و مکانی آن امری ضروری است. برای این منظور مطالعات ایستگاهی باید انجام شود و سپس با توجه به داده‌های ایستگاه‌ها تراز یخبندان و ریزش برف در ماه‌های مختلف محاسبه شود. لازم به توضیح است در گام اول داده‌های ایستگاهی شامل دماء و ارتفاع برف به طور کامل کنترل کیفی شده و به یک دوره شاخص ۳۰ ساله ۱-۷-۳- بررسی تراز رپزش برف نتایج مطالعه و بررسی در مورد دمای آستانه ریزش برف در ایران در سازمان هواشناسی کشور نشان داده است که معمولا ریزش برف با دمای ۳ درجه سلسیوس آغاز می‌شود (نوحی و قائمی. ۱۳۵۰). اگر ملاک ریزش برف ۳و یا صفر درجه سلسیوس به حساب آورده شود می‌توان تراز ریزش برف را با توجه به این دو دما و میانگین دمای روزانه به‌دست آورد. برای این منظور همبستگی بین میانگین دمای روزانه. با ارتفاع ایستگاه محاسبه و سپس با توجه به آستانه‌های ریزش برف ترازهای ریزش برف در ماه‌های مختلف به‌دست می‌آید. معمولا این تراز از اوایل مهر به بعد به سبب فرارفت هوای سرد بر روی کشور به ارتفاع‌های زیرین انتقال می‌یابد و انتظار می‌رود که در سردترین ماه سال به پایین‌ترین تراز -------- صفحهٔ بعد -------- فصل سوم - نترسیم منحنی‌های ژرفا - سطح - نداوم بارش ۹۳/۰ ۳۷ انتقال یافته و سپس بعد از آن به ارتفاع‌های بالا انتقال یابد. در نتیجه در ماه‌های پایانی بهار ارتفاع تراز یخبندان معمولا به بیش از ۳۵۰۰ متر می‌رسد. ارتفاع حوضه‌های آبریز نیز از ۳۵۰۰ متر به بالا چندان زیاد نبوده و سطح زیر منحنی در این ارتفاع بسیار ناچیز است و بر روی بده‌های ایجاد شده به‌ویژه در حوضه‌های با پهنه زیاد تاثیر چندانی ندارد. بنابراین باید به ماه‌های سرد سال توجه بیش‌تری نشان داد. زیرا به طور معمول در این ماه‌ها آرتفاع تراز ریزش برف در نواحی شمالی کشور به ۱۵۰۰ متر یا پایین‌تر و در نواحی جنوب غربی تا حدی به بالاتر از این مقدار می‌رسد. از این‌رو سطح زیر منحنی تراز ریزش برف بسیار قابل ملاحظه بوده و پهنه وسیعی را در بر می‌گیرد. برای نمونه تراز ریزش برف در حوضه آبریز استور در ماه‌های مهر تا اردیبهشت محاسبه و در جدول (۲-۳) آورده شده است. لازم به توضیح است که در این حوضه از ۳۲ ایستگاه همدیدی و اقلیم شناسی سازمان هواشناسی و تبخیرسنجی وزارت نیرو استفاده شده و دوره شاخص مورد مطالعه ۳۰ ساله (۱۳۷۷-۱۳۴۷) است. جدول ۳-۳- همبستگی میانگین دمای روزانه با ارتفاع و تعیین تراز بخبندان و در منطقه مورد مطالعه تواز ویزش برف تراز ربزش برف ماه ۸ ۹ معادله خط ترار رترس بر َ (متر) ۰ < (متر) ۳ > ] ۱۳۵۹ ۳۱۰ 11-۲۱۰ ۷ 1 ۳۱ ۱۴۷ ۰ ۳۱۳۵۸ ۳۱۳۲ 11-۳۱۳۲ 1 " ۳۲ ۱۵۸ ۲ ۱۳۳ در منطقه مورد مطالعه با توجه به ارتفاع ایستگاه‌ها معمولا در ماه‌های آذر دی و بهمن همراه با ریزش برف بوده و به‌ویژه در این سه ماه احتمال سیلاب در منطقه بسیار ناچیز است. برای محاسبه سیلاب در ماه‌های آوریل و مه باید به پوشش برف توجه کرد زیرا علاوه بر سیلاب ناشی از ریزش باران» با ذوب برف نیز همراه است. آزاین رو باید پوشش برف و ضخامت آن در نظر گرفته شود. ۳-۷-۳- بررسی روزهای بخبندان و برفی به منظور بررسی بیش‌تر پوشش برفی حوضه آبریز از داده‌های تعداد روزهای یخبندان. تعداد روزهای برفی و بارانی در ایستگاه‌های همدیدی و ایستگاه‌های برف‌سنجی وزارت نیرق که در ماه‌های سرد و پایان فصل سرد فعال است. در حوضه مورد مطالعه 9 مجاور آن استفاده می‌شود. برای نمونه جدول (۴-۳) تعداد روزهای پخبندان. برفشی 9 بارانی را در ایستگاه‌های همدیدی واقع در حوضه استور در دوره آماری ۳۰ ساله نشان می‌دهد. -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۸ ی ۰ ( - -------- صفحهٔ بعد -------- فصا برف آور ۳ اندا در | ۳۴ ۱۱ برف برف ماه مت سیم منحنی‌های ژرفا - سط ر از اواسط نوامبر تا او ی‌رود که پهنه‌های زیر رسی ارتفاع برف از پارامترهای نیاز ذوب ده در زیر حوضه تلوار | اندازه‌گیری برف بین س ر ایستگاه گردنه صلوات در تاریخ ۵۹/۱۰/۲۲ در . کم‌ترین ارتفاع برف در دهد که حوضه آبریز این " بوده و ریزش باران قابل حدول ۵-۳- مقدار برف ایستگاه طهماسبقی دره فهورود همه کسی همه کسی دولت آباد سم 7 سم ۳۹ ۳9۳۹۳۹۳۷۳ طوری که در ماه نمونه ارتفاع برف سانتی‌متر در تاریخ برف در این حوضه ایج بررسی ارتفاع بوده و در طول این تلوار (درصد) -------- صفحهٔ بعد -------- 2۰ ِ 3333 اد در جدول ذوب برف نش لازم به تو داده‌های میاز می‌اید. زیراد میانگین دماه ترتیب براورد ۰ نهبه دستورالعما امه جحدول ۵-۳- مقدار بر ایستگاه سلامت آباد گردنه صلوات آباد طهماسبقلی همه کسی سلامت آباد سوباشی همه کسی گردنه صلوات آباد سلامت آباد سوباشی گردنه صلوات آباد همه کسی صلوات آباد گردنه صلوات آباد سوباشی دولت آباد همه کسی گردنه صلوات آباد سوباشی صلوات آباد گردنه صلوات آباد سوباشی همه کسی سوباشی (۶-۳) خلاصه جدول‌ها ان داده شده است. ضیح است که برای محا گین دمای حداقل و یام ر زمانی که از داده‌های : حداقل کم‌ترین ارتفاع می‌شود. 7( چ_ به . از ود در به -------- صفحهٔ بعد -------- فقصل سوم - نرسیم منحنی‌های ژرقا - دارند باید محاسبه شوند تا در زه با توجه به توزیع تراز ریزش توجه به ارتفاع یا فواصل ارتفاعی پوشش برف با پلانیمتر کردن ترا ارتفاع تراز ریزش برف نسبت به میانگین دمای روزانه. استانه صفر (متر) ارتفاع تراز ریزش برف نسبت به میانگن دمای روزانه (متر) متوسط تعداد روزهای پخبندان حداقل - حداکثر روزهای پخبندان متوسط تعداد روزهای برفی حداقل - حداکثر روزهای برفی متوسط تعداد روزهای بارانی حداقل - حد اکثر روزهای بارانی با توجه به این جدول دیده م و مقدار برف ریزش کرده در سط افزایش یافته و همچنین میانگین آن در ماه‌های ژانویه و فوریه رخ مه ۴-۷-۳ بررسی ذوب برف پس از تعیین پهنه‌های زیر ر رخ می‌دهد وسبب ذوب برف می م بارش ۰ ۹۴/۰۸/۱۰ فاعات بیش از ۱۰۰۰ ۱۵۰۰ ۲۰۰۰ ۲۵۰۰ ۳۰۰۰و ف از آن استفاده شود. پا رامترهای مورد نیاز محاسبه ذوب برف در منطقه ۳۱۰۰ ۱۳۳۱ ۱۳۳۱ ۱۳۳۲ ۳/۸۰ ۷/۵ ۱۳:۱ تا تا ۲۱۰۷ ۳۹/۴ ۱/۸ ۵۴ ۳ ۲ تا تا ۳/۸ ۱/۶ ۸۲ ۱۳/۹ ۳۱ ۱۱/۵ تا تا ۹۲ ۱۵/۸ ۱۱۰۹۶۶۲/۵ ۱۴۲۰۶۴۵۲۱۴۲ ۰۶۴/۵۲۱ ۲۷۲۸۸/۲۲۲ ۷ ماه اکتبر ۰/۴۷ کیلومتر مربع در زیر پوشش برف قرار دا روزهای برفی و میانگین بارش در منطقه نیز گویای ناچی ومتر مربع است. به‌تدریج از ماه اکتبر به بعد مقدار سط ای بارانی, برفی و یخبندان به‌تدریج افزایش می‌یابد به‌طور پس کاهش یافته و در ماه مه به کم‌ترین مقدار می‌رسد. و ارتفاع آن. در مواقعی که ریزش باران در دمایی بیش | برف ذوب شده و آب معادل آن که در رخداد سیلاب سس ۵ ۰ متری قرار برف هر حوصه با رآورد کرد. سطح زیر رد که نسبت به کل ز بودن روزهای برفشی ز استانه ریزش برف -------- صفحهٔ بعد -------- 2۳ 0۰ نهبه دستورالعمل روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳.۹1۲) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش ((/1,]) می‌شود. به‌علاوه در زمانی که دما از آستانه ریزش برف در حوضه بیش‌تر شود ذوب برف نیز صورت می‌گیرد که در این حالت باید آب معادل ذوب برف به سبب دما نیز محاسبه شود زیرا مقدار آب معادل برف در سیلاب ایجاد شده سهیم است. بنابراین باید برای محاسبه ذوب برف مقدار باران ریزش کرده و دمای حوضه مطالعه. بررسی شود تا بتوان مقدار ذوب برف و آب معادل آن را محاسبه کرد. برای نمونه این محاسبه در حوضه آبریز استور شرح داده می‌شود. در این مثال مقدار ذوب برف و آب معادل آن در توفان رخ داده در فاصله زمانی ۲۷ تا ‎۲۹٩‏ اسفند سال ۱۳۵۲ محاسبه می‌شود. براساس پیشنهاد سازمان هواشناسی جهانی رابطه ذوب برف به سبب دما به دو شکل زیر است: مدرگ و یهت 5 در این روابط: مقدار ذوب برف در اثر دما بر حسب میلی‌متر و ریا و یوی) به ترتیب میانگین دمای حداکثر و میانگین روزانه است. در این بخش برای محاسبه ذوب برف از میانگین روزانه دما استفاده شده است. به منظور محاسبه مقدار ذوب برف ناشی از بارش از رابطه پیشنهادی سازمان هواشناسی به صورت زیر استفاده می‌شود. ۳ب 5 در این رابطه ,رگ مقدار ذوب برف ناشی از ریزش باران را میانگین نقطه شبنم با تداوم ۱۲ ساعته در حوضه میانگین بارش ۳۴ ساعته یا پیش‌تر در حوضه با توجه به اینکه کم‌ترین ارتفاع در حوضه استور ۱۰۰۰ متر است. دما در این ارتفاع محاسبه می‌شود که برابر با ۷/۵ از آنجایی که در تراز ۲۱۰۰ متری دما صفر است. میانگین دما بین دو ارتفاع ۱۰۰۰ و ۲۱۰۰ متری برابر است با بنابراین میانگین دما بین کم‌ترین ارتفاع و تراز ریزش برف ۳/۸ سلسیوس است که باید در محاسبه ذوب برف ناشی از بارش. اعمال شود. ازاین رو مقدار ذوب برف به سبب دما به‌صورت زیر است میلی‌متر 5 543.8 یعنی در مدت ۲۳۴ ساعت ۱۵ میلی‌متر برف به سبب دما ذوب می‌شود. سطح زیر پوشش برف در پایان بهمن ماه ۰ کیلومترمربع بوده و در پایان اسفند ماه ۱۱۰۰۰ کیلومترمربع بوده است. چون ۱۱۰۰۰ کیلومترمربع به سبب وجود پوشش برف و دمای زیر صفر در توزیع آب ناشی از ذوب برف در روزهای ۲۷ تا ۲۹ اسفند سهیم نیست. در این صورت میزان سطح زیر پوشش برفی که به سبب بارش و دما ذوب می‌شود مساوی با ۳۱۰۰۰ کیلومترمربع است یعنی (۴۲۰۰۰-۱۱۰۰۰-۳۱۰۰۰). نسبت سطحی برفی که می‌تواند ذوب شود به سطح کل حوضه مساوی است با: -------- صفحهٔ بعد -------- ود - 31 _ 31000 42 42000 میانگین بیشینه تداوم ۱۲ ساعته نقطه شبنم کلیه ایستگاه‌های حوضه در این توفان ۶/۱ درجه سلسیوس و میانگین بارش ۲۴ ساعته حوضه ۱۲/۲ میلی‌متر است. مقدار ذوب برف به سبب ریزش باران مساوی است با: 6.112.2 و برای محاسبه ذوب برف به سبب ریزش باران می‌توان به دو صورت عمل کرد. در روش اول خطوط هم‌باران توفان انتخاب شده در حوضه با روش‌های شرح داده شده در بخش‌های قبلی رسم می‌شود و سپس میانگین بارش ریزش کرده در دوره‌های متفاوت ۰۲۴ ۰۴۸ ۷۲ و ... ساعته به‌دست می‌آید و سپس این مقدار بارش را در تداوم ۱۲ ساعته نقطه شبنم کلیه ایستگاه‌های منتخب حوضه ضرب و بر ۸۰ تقسیم می‌شود تا مقدار ذوب برف ناشی از ریزش باران محاسبه شود. پس از به‌دست آوردن مقدار ذوب برف در حوضه به سبب دما و ریزش باران, با مقدار میانگین بارش‌های ریزش کرده توفان‌ها جمع و سپس برای محاسبه حداکثر بارش محتمل مقدار مزبور در ضریب رطوبت و باد ضرب شده و حداکثر بارش محتمل دوره معین ۰۲۴ ۰۴۸ ۷۲ و ... ساعته به‌دست می‌آید. در محاسبه فوق از روش اول استفاده شده است مقدار بارش ۴ ساعته به‌علاوه ذوب برف مساوی است با: مقدار ذوب برف به سبب دما میلی‌متر ۵ -م۲/۸ بد ۳ مقدار ذوب برف ناشی از دما و بارش میلی‌متر ۱-۶ +۱۵ مقدار ذوب برف در کل حوضه میلی‌متر ۱۶۰/۷۴۲/۸ مقدار بارش ۲۴ ساعته به‌علاوه ذوب برف میلی‌متر ۴ ۱۲/۲+۱۱/۸ برای محاسبه حداکثر بارش محتمل مقدار بارش ۴ ساعته به‌علاوه ذوب برف باید در صریب رطوبتی و باد صرب شود. در روش دوم مقدار ذوب برف ناشی از ریزش باران و دما در ضریب رطوبتی وباد محاسبه شده حداکثر بارش محتمل توفان. صرب شده و سیسر با مقدار حداکتر بارش محتما توفان ۴ م۴۸ ۷۲ و ... ساعته جمع می‌شود تا مقدار میانگین بارش و ذوب برف حوضه به‌دست آید. با استفاده از منحنی‌های عمق -سطح- تداوم در هر منطقه و براساس مساحت حوضه مورد مطالعه. مقدار بارش حداکثر با تداوم مورد نظر در حوضه استخراج می‌شود. مقادیر به‌دست آمده از این روش می‌تواند به عنوان مقادیر حدی برای مقدار بارش میانگین حوضه در تداوم مربوطه باشد. از منحنی‌های 1۸1 در روش آماری برآورد حداکثر بارش محتمل نیز استفاده می‌شود زیرا به‌جای متغیر فراوانی وقوع بارش‌ها از چگونگی توزیع سطح یعنی منحنی عمق- سطح - تداوم و یا ضریب کاهش سطحی بارش استفاده می‌شود. -------- صفحهٔ بعد -------- ۴ ۰ نهیه دستورالعمل روش‌های محاسبه حداکتر بارش محتمل (۲۱1) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش (0۸) معمولا به‌دلیل رابطه‌ای که بین توزیع مکانی رطوبت موجود در لایه‌های توده‌های بارآن‌زا و دمای نقطه شبنم در سطح ۱۰۰۰ هکتوپاسکال وجود دارد. بنابراین این توزیع مکانی در زمان بارش با منحنی (1۸1] منطقه رابطه دارد و با استفاده از آن می‌توان یک نقشه ضریب اصلاحی برای استفاده در برآورد حداکثر بارش محتمل تهیه کرد. نحوه استفاده از منحنی‌های (]۸] و ۳+[ در فصل نهم ارائه شده است. -------- صفحهٔ بعد -------- فصل ۴ بر آورد حداکثر بارش مجح بارش محتمل همد نود یدی (سینوپتیکی) به روش همگراآابی -------- صفحهٔ بعد -------- -------- صفحهٔ بعد -------- فصل چهارم - برآورد (ب ب م) همدیدی به روش همگرایی ۳/۰ ۵۷ ۱-۴ انتخاب توفان شدید و فراگیر و تعداد توفان‌های لازم توفان شدید و فراگیر عبارت است از شرایط فیزیکی جوی که موجب شدیدترین و فراگیرترین بارش در تمام ایستگاه‌های درون حوضه و پیرامون آن می‌شود. فراگیر بودن توفان به منظور اطمینان از صحت فرض اشباع هوا لازم است. برای پی بردن به تاریخ توفان‌های شدید و فراگیر می‌توانیم از دو شاخص زیر استفاده نماییم. ب- روان‌آب ناشی از بارش همچنین فراسنج‌هایی نظیر فراوانی و مجموع مقدار بارش ماهانه در ایستگاه‌ها برای انتخاب توفان شدید و فراگیر نیز به‌کار گرفته می‌شود. تعداد توفان‌های پیشنهادی برای برآورد حداکثر بارش محتمل باید با شدت و تداوم‌های مختلف ازشش ساعت و بیش‌تر باشد و با توجه به بیشینه بده لحظه‌ای و میانگین روزانه انتخاب شود. فراگیر بودن توفان بیان گر شرایط مناسب جوی در سازوکار دینامیکی و ترمودینامیکی از نظر اشباع و ایجاد بارش شدید است. لازم به توضیح است که انتخاب توفان‌های کوتاه مدت در حدود ۶ ‎.٩‏ ۱۵ و ۱۸ ساعته به سبب اندازه‌گیری ایستگاه‌های باران‌سنجی و اقلیم‌شناسی که به طور معمول دیدبانی‌های ۱۲ ساعته دارند. مشکل است ولی می‌توان با استفاده از داده‌های ایستگاه‌های باران‌سنج ثبات و همدیدی درون حوضه که به طور مناسبی توزیع شده باشند. برای این کار استفاده کرد. زیرا همان طوری که در بالا شرح داده شد با بهره‌گیری از این نوع ایستگاه‌ها و به کارگیری نسبت‌های بارش ۶ ساعته به ۴ ساعته. ‎٩‏ ساعته به ۲۴ ساعته. ۱۵ساعته به ۲۴ ساعته و ... آن‌ها این عمل امکان‌پذیر است.گرچه چون تعداد این نوع ایستگاه‌ها در هر حوضه بسیار کم و یا اصلا وجود ندارند. به نظر می‌رسد این کار امکان‌پذیر نباشد. ۲-۴- نحوه انتخاب ایستگاه‌های هواشناسی به عنوان معرف جهت توفان به منظور تعیین ایستگاه‌های هواشناسی که معرف رطوبت ورودی به منطقه مورد مطالعه است از نقشه‌های روزانه رطوبت. فشار و ارتفاع که از سایت ۲1۳1۳ ۰ یا /۳۸« قابل دسترس است. استفاده می‌شود. به‌طور کلی نقشه‌های روزانه وضع هوا و نقشه‌هایی که برای به‌دست آوردن ایستگاه‌های معرف توفان به‌کار گرفته می‌شود از این دو سایت به‌دست می‌آید. باید گفته شود که این دو پایگاه نقشه‌های همدیدی از تراز میانگین سطح دریا تا بیش از ارتفاع ۱۶ کیلومتری در سطح نیم‌کره شمالی و جنوبی را تهیه کرده و در دسترس کلیه مراکز هواشناسی ملی به منظور تحلیل و پیش‌بینی وضع هوا قرار می‌دهند. با توجه به جهت حرکت سامانه‌ها مسیر حرکت منحنی‌های رطوبت دنبال شده و مسیر ورود رطوبت به 0 ۳۷1۳۵۵۲۵ 1۵۳ 0665 [۵ ۱13000 -۱ م66 ۸00 1۵۳ دا ۵ 12110 -2 -------- صفحهٔ بعد -------- 1۸ ۰ تهیه دستورالعمل روش‌های محاسبه حداکتر بارش محتمل (۳31۳) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش (2۸0) منطقه مشخص می‌شود. سپس داده‌های ۳ ساعته دمای نقطه شبنم. وضعیت جوی و سرعت باد ایستگاه‌های معرف ورودی توفان برای محاسبه حداکثر بارش محتمل تعیین می‌شود. ۳-۴- بررسی جهت ورود توده‌های هوای غالب در منطقه به‌منظور تعیین مسیر توفان و جهت آن. پس از تعیین تاریخ بده بیشینه که همراه با سیلاب‌های شدید بوده و سبب بالاترین اوج لحظه‌ای در حوضه مورد مطالعه شده است باید نقشه‌های سطح زمین و تراز ۸۵۰ هکتوپاسکال که تقریبا در ارتفاع ۱۵۰۰ متری از میانگین سطح دریا قرار دارد. ۷۲ ساعت قبل از ریزش بارش‌های شدید و ایجاد سیلاب. بررسی و تحلیل شود. در این بررسی مراکز کم‌فشار و پرفشار و جریان‌ها و توده هواهایی که همراه با این مراکز هستند در نواحی شرقی مدیترانه. غرب دریای سرخ شبه جزیره عربستان. غرب سوریه تا غرب آیران» نواحی شرقی تا غرب ایران» دریای خزر و همچنین آروپای غربی و شرقی کاملا تحلیل می‌شود. به علاوه نم ویژه در سطح زمین و در تراز ۸۵۰ هکتوپاسکال, منابع رطوبتی و انتقال رطوبت از آن منابع به سوی نواحی مجاور و منطقه مورد نظر نیز بررسی می‌شود. پس از تحلیل مقدماتی نقشه‌های گفته شده و تعیین جریان‌های هوای سرد. گرم منابع گرمایی و منابع رطوبتی تاثیرگذار در منطقه و و ارتفاع تراز ۸۵۰ هکتوپاسکال در ۴۸ ساعت قبل از توفان را از فشار نقشه سطح زمین و ارتفاع تراز ۸۵۰ هکتوپاسکال روز قبل (۷۲ ساعت قبل از توفان) کم کرده و در نتیجه نقشه کاهش فشار و کاهش ارتفاع به‌دست می‌آید. این کاهش فشار و کاهش ارتفاع مسیر انتقال کم‌فشار باران‌زایی را که در منطقه مورد مطالعه که سبب طغیان شده را مشخص می‌کند و نشان می‌دهد که مسیر این سامانه کم‌فشار از کدام ناحیه است. به‌علاوه بررسی و تحلیل این دو نقشه کاهش فشار و کاهش ارتفاع و همچنین تحلیل نقشه‌های سطح زمین و ارتفاع تراز ۸۵۰ هکتوپاسکال در ۴۸ ساعت قبل از توفان» نه تنها مسیر جریان را مشخص می‌کند. بلکه منابع رطوبتی و مسیر توده هوایی که از این منابع سبب انتقال نم ویژه به‌سوی منطقه مورد مطالعه و مجاور آن می‌شود را تعیین می‌کند. به همین ترتیب نقشه‌های کاهش فشار و کاهش ارتفاع برای ۲۳۴ ساعت قبل از توفان تعیین می‌شود. با این معنی که نقشه فشار سطح زمین و ارتفاع تراز ۸۵۰ هکتوپاسکال ۲۴ ساعت قبل از توفان از نقشه فشار سطح زمین و ارتفاع تراز ۸۵۰ هکتوپاسکال ۴۸ ساعت قبل از توفان مشخص می‌کند. به علاوه تحلیل و بررسی این دو نقشه و نقشه‌های سطح زمین و ارتفاع تراز ۸۵۰ هکتوپاسکال در ۲۴ ساعت قبل از توفان کاملا جهت حرکت و چگونگی نزدیک شدن سامانه کم‌فشار را به منطقه مشخص می‌سازد. وجود بادهای برداری تراز ۸۵۰ هکتوپاسکال و همچنین خطوط رسم شده نم‌ویژه در این ترازکاملا انتقال رطوبت را به منطقه مورد مطالعه نشان می‌دهد. این عمل برای آغاز روز توفان نیز انجام می‌پذیرد. بنابراین با توجه به این مطالب می‌توان تعیین کرد که این سامانه از کجا و در چه مسیری وارد منطقه شده و منابع رطوبتی و چگونگی انتقال آن بر روی محدوده مورد بررسی کاملا تعیین می‌شود. پس از این نوع بررسی مشخص می‌شود که این سامانه از چه جهتی وارد -------- صفحهٔ بعد -------- فصل چهارم - برآورد (ب ب م) همدیدی به روش همگرایی ۳/۰ 2۹ منطقه شده و ایستگاه‌های همدیدی که در ابتدا تحت تاثیر این سامانه قرار می‌گیرد و دارای نم ویژه بالایی هستند مشخص می‌شود. بررسی نقطه شبنم ایستگاه‌های تعین شده از ۷۲ ساعت قبل تا زمان ورود توفان نشان می‌دهد که در ۲ ساعت قبل مقدار نقطه شبنم این ایستگاه‌ها بسیار پایین بوده و به‌تدریج با طی زمان به آرامی افزایش می‌یابد ولی در فاصله ۶ تا ۱۳ ساعت قبل از آغاز توفان در منطقه نقطه شبنم باآهنگ بیش‌تری افزایش می‌پابد و به‌تدریج به یک نقطه شبنم به‌طور نسبی پایدار می‌رسد. لازم به ذکر است که بررسی بیش‌تر در بخش روش‌ها انجام خواهد شد. ۴-۴- بررسی اثر موقعیت کوهساری در مقادیر بارش مشخص کردن ساختار ناهمواری محل در تعیین حداکثر بارش محتمل بسیار اهمیت دارد. ساختار ناهمواری محلی برای جدا نمودن مناطقی که توفان می‌تواند آن مناطق را تحت تاثیر قرار دهد نقش به‌سزایی دارد. از این‌رو آن مولفه از ناهمواری که در توزیع بارش اهمیت بسیاری دارد مورد بررسی قرار می‌گیرد. ۱-۴-۴ اثرگذاری کوهساری در بسیاری از مناطق دنیا دیدبانی‌های بارش و روان‌آب در نواحی کوهستانی افزایش کلی بارش را با ارتفاع نشان می‌دهد که در اینجا چندین مشخصه افزایش به صورت مجزا مورد بحث قرار می‌گیرد. ابتداء روی شیب‌های بادسو به دلیل واداشت خیزش هوا روی کوهستان, افزایش بارش مشاهده می‌شود. بزرگی اثر بر روی بارش با جهت و سرعت شارش هوای مرطوب. با گسترش, بلندی» سرازیری و نظم مانع کوهستانی متغیر است. شکستگی‌های کوهستان یاگذرگاه‌ها سبب کاهش فرازش هوا می‌شود. عوامل دیگر در تاثیرگذاری بارش شامل گسترش و ارتفاع کوهستان‌های کم ارتفاع‌تر پا تیه‌هایی که در پادبادسوی شیب قرار گرفته‌اند. به شمار می‌رود. همراه با افزایش بارش در شیب‌های بادسوء کاهش در باد پناه وجود دارد. به هر حال بلافاصله در بخش پناه پشته کوهستان, زون سرریز هوا قرار دارد یعنی جایی که مقدار بارش با واداشت فرازش هوای مرطوب روی شیب‌های بادسو می‌تواند به بزرگی روی پشته کوهستان باشد. به سبب سرعت ریزش نسبی آرام برف دانه‌هاء فرآیند سرریز در مورد برف بسیار بیش‌تر از باران در فراسوی پشته کوهستان گسترش می‌یابد. در فراسوی زون سرریز کاهش قابل توجه در بارش به دلیل اثر باد پناه رخ می‌دهد. دومین ویژگی بارش کوهساری که با نظریه علمی تایید و توسط دیدبانی‌ها پشتیبانی می‌شود. نشان می‌دهد که اولین شیب‌ها یا مناطق کوهپایه‌ای بهترین جایگاه برای آغاز ریزش رگبار و توفان‌های تندری است. نتایج این اثر عبارت از ایستگاه‌های دیدبانی بارش به قدری پراکنده هستند که نمی‌توان پدیده اثر کوهستان را بر بارش به‌ویژه در ارتفاعات بالا به طور مناسبی بررسی کرد. برخی از اوقات دیدبانی ایستگاه‌های ساحلی اثر کم ارتفاع برافزایش را به نمایش می‌گذارد. لازم به توضیح است که با وجود ایستگاه‌های باران‌سنجی و باران‌سنج ثبات در شیب‌های مختلف و ارتفاعات بالا می‌توان -------- صفحهٔ بعد -------- ۶۰ ۰ نهیه دستورالعمل روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳.۹7۳) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش (10,) تاأثیر شیب و ارتفاع را بررسی کرد و شیب بارش را به ازای هرکیلومتر یا صد متر ارتفاع در مناطق مختلف منطقه مورد بررسی به‌دست آورد. ۲-۴-۴ اثرگذاری فراسنج‌های هواشناختی تجربه نشان می‌دهد که بارش توفان‌های بزرگ ناشی از سامانه‌های جوی که همگرایی و حرکت بالاسو را ایجاد می‌کند به همان اندازه که در مناطق دشتی مهم است در مناطق کوهساری نیز اهمیت دارد. گذر سامانه‌های وضع هوا این ویژگی‌ها شامل خیزش به روی شیب‌های باد سو و همگرایی است. ۵-۴- میانگین سالانه و فصلی بارش میانگین سالانه و فصلی بارش برای مناطق کوهستانی ممکن است با تغییر تواتر بارش‌های به‌طورنسبی ضعیف» به شدت تحت تأثیر قرار گیرد. برخی موقعیت‌های وضع هوا در کوهستان بارش ایجاد می‌کند در حالی که هم‌زمان در دره‌ها بارندگی بسیار کم یا بدون بارش مشاهده می‌شود و به طورکلی بارش در کوهستان‌ها دارای دوره تداوم بیش‌تری است. بنابراین تغییر نشان داده شده توسط نقشه‌های میانگین بارش سالانه یا فصلی, ضرورتا شاخص قابل اعتمادی از تغییر جغرافیایی در حداکثر بارش محتمل نیست مگر این‌که برای چنین حوضه‌هایی تنظیم شود. فن تنظیمی که به فراوانی استفاده می‌شود بر پایه میانگین تعداد روزهای بارانی در ایستگاه‌های منطقه مورد مطالعه و نقشه‌ای که نشان‌دهنده میانگین ایستگاهی با نقطه‌ای بارش در روز بارانی باشد. قرار دارد (روز بارانی معمولا روزی تعریف می‌شود که بارش آن قابل سنجش بوده وأستانه آن قابل ملاحظه باشد. برای نمونه برخی مواقع آستانه بارش ۲ میلی‌متر در نظر گرفته می‌شود). معرف‌ترین نقشه‌های میانگین بارش فصلی و سالانه نقشه‌هایی هستند که بر پایه سایر داده‌ها علاوه بر بارش ترسیم شوند و این نقشه‌ها باید در هر زمانی که امکان‌پذیر باشد مورد استفاده قرار گیرد. در اینجا نیز وجود شبکه ایستگاه‌های باران‌سنجی که از توزیع و تعداد مناسب به‌ویژه در ارتفاعات برخوردار باشند. می‌تواند جواب‌گوی مسایل فوق باشد. ۶-۴- فراوانی بارش فراوانی بارش معرف تراز احتمال مساوی با مقدار بارش معینی است و دوره‌های بازگشت کم مانند دوره‌های بازگشت ۰ و ۱۰۰ ساله با سامانه‌های وضع هوای شدید همراهی می‌شود. بنابراین این دوره‌های بازرگشت معرف بهتری از تغییرات جغرافیایی حداکثر بارش محتمل را نسبت به نقشه‌های میانگین بارش فصلی و سالانه نشان می‌دهد. نسبت‌های مقدار فراوانی بارش مانند نسبت بارش دوره بازگشت ۲۰ ساله به ۵۰ ساله. ۲۰ ساله به ۸۰ ساله و۵۰ ساله به ۸۰ ساله و ... در جایگاه توفان و مقدار این نسبت‌ها در یک حوضه آبریز منفرد دیگر برای تنظیم مقدار بارش در زمانی که توفان‌ها به مناطق کوهستانی انتقال می‌یابند. مورد استفاده قرارمی گیرد. -------- صفحهٔ بعد -------- فصل چهارم - برآورد (ب ب م) همدیدی به روش همگرایی ۳/۰ ۶ ۷-۴- بیشینه‌سازی رطوبت و باد ۱-۷-۴- برآورد رطوبت جو برای برآورد حداکثر بارش محتمل همدیدی با مدل همگرایی نیاز به برآورد رطوبت جو در حوضه مورد مطالعه است که براساس مراحل زیر انجام می‌شود. ۱-۱-۷-۴ فرض فرآیند شبه بی‌دروی اشباع جو تولید بارش در یک سامانه جوی به مقدار رطوبت لایه زیرین و توزیع آن در جهت قائم و همچنین به پارامترهای دینامیک و ترمودینامیک جو وابسته است. بررسی‌ها نشان می‌دهد که در یک سامانه بارش فرین حرکت صعودی جو باید به قدری بزرگ باشد که در کم‌تر از یک ساعت رطوبت لایه زیرین را به ابری که بارش از آن ریزش می‌کند. برساند. فرض براین است که توده هوا در حرکت قائم ابتدا به طور فرآیند بی‌دروی خشک به تراز اشباع و پس از آن به طور فرآیند بی‌دروی مرطوب صعود می‌کند. بنابراین مقدار رطوبت لایه زیرین توده هوا به دمای نقطه شبنم آن بستگی دارد. هر اندازه دمای نقطه شبنم بزرگ‌تر باشد. مقدار رطوبت توده هوا در لایه زیرین بیش‌تر است. با توجه به مطالب فوق بررسی دمای نقطه شبنم عامل بسیار مهمی در محاسبات حداکثر بارش محتمل به شمار می‌رود. ۲-۱-۷-۴ نقطه شبنم سطح زمین یا شاخص رطوبت برای بیشینه‌سازی رطوبت توفان به شناسایی دو خط بی‌دروی اشباع نیاز است. الف-مسیر بی‌دروی اشباع در زمانی که یک سامانه جوی دارای بیش‌ترین ریزش است و به عنوان توفان بیشینه ب- مسیر بی‌دروی آشباع در نزدیک‌ترین دوره زمانی توفان انتخاب شده در شرایط اکستریم. به این معنی که بیش‌ترین نقطه شبنم را با دوره برگشت ۵۰ ۸۰و یا ۱۰۰ ساله دارا باشد. بررسی‌ها نشان داده اند که توفان و مقدار اکستریم آب قابل بارش با توجه به دمای نقطه شبنم سطح زمین محاسبه می‌شود. دمای نقطه شبنم سطح زمینء معرف درون شارش رطوبت به درون توفان است و خط بی‌دروی اشباع توفان را شناسایی می‌کند. خط بی‌دروی اشباع مربوط به بالاترین نقطه شبنمء در دوره زمانی توفان انتخابی طی دوره ۵۰ ساله با بیش‌ترء در ایستگاه‌ها و فصل معینی از سال تعیین می‌شود. این دمای نقطه شبنم به قدر کافی نزدیک به گرم‌ترین خط بی‌دروی اشباع محتمل در نظر گرفته می‌شود. دمای نقطه شبنم توفان و بیشینه آن (دوره برگشت ۵۰ و یا ۱۰۰ ساله) به صورت بی‌دروی اشباع یا تر به تراز ۱۰۰۰ هکتوپاسکال می‌رسد. بدین منظور از نمودارهای جو بالا که آن را 510۷۷1 می‌نامند. استفاده می‌شود. در این نمودار مسیرهای متفاوت بی‌دروی خشک و بی‌دروی اشباع یا تر رسم شده است و به منظور تبدیل نقطه شبنم ایستگاهی به ۱۰۰۰ هکتوپاسکال از مسیر بی‌دروی اشباع (تر) استفاده می‌شود (شکل ۱-۴). با استفاده از این نمودار دمای نقطه شبنم ایستگاه‌های دیدبانی شده در ارتفاعات مختلف قابل مقایسه است. این امر اجازه -------- صفحهٔ بعد -------- ۶,۳ استفاده ۱ ۲-۷-۴ از ان به‌طور فا از یک قر ساعته د, )717(( و مورد ب حاصل گین ۲۴ -------- صفحهٔ بعد -------- فصل چهارم - برآورد (ب ب م) همدیدی به روش همگرایی ۳/۰ ۳ در یک دوره ۱۰ روزه از یک ماه به‌خصوص با یک دوره ماهانه میانگین روزانه دمای نقطه شبنم که دارای بیش‌ترین مقدار در این دوره است. انتخاب می‌شود. در این صورت در یک دوره ۵۰ ساله. ۵۰ عدد از میانگین دمای نقطه شبنم دوره در طی ۵۰ سال است. در این مورد نیازی به روش آماری برای تعیین دوره‌های برگشت نیست. در صورتی که آمار دراز مدت ۵۰ ساله وجود نداشته باشد و دوره آماری کوتاه باشد یک سری ۱۰ روزه یا ماهانه از میانگین دمای نقطه شبنم روزانه در دوره آماری تهیه و پس از انتخاب بهترین برازش توزیع آماری,» دوره بازگشت ۵۰ ۸۰ ویا ۱۰۰ ساله محاسبه و مورد استفاده قرار می‌گیرد. شایان ذکر است تغییرات فصلی نقطه شبنم بیشینه با تداوم ۱۲ ساعته ممکن است برای تعین تغییر فصلی حداکثر بارش محتمل نیز به‌کاربرده شود. این روش برای حداکثر بارش محتمل توفان تندری متمرکز شده» کاربردی‌تر است تا هریک از توفان‌ها در سر تا سر فصل بحرانی محاسبه و یا می‌توان برای مقادیری که از منحنی تغییرات فصلی آن‌ها خوانده می‌شود به دست آورد. ضعف این روش این است که تقریبا همیشه مقدار اوج حداکثر بارش محتمل را در تابستان نشان خواهد داد. حتی در مناطقی که تابستان‌ها دارای بارش کم یا بدون باران هستند و توفان‌های اصلی در زمستان رخ می‌دهد. تحت این شرایط این روش را نمی‌توان به‌کار برد زیرا در تابستان به سبب دمای بالا پذیرش بخار آب زیاد شده و در نتیجه نقطه شبنمی که به‌دست می‌آید معرف دوره بارش نیست. بدین جهت باید در هر منطقه آغاز و خاتمه دوره بارش را مشخص و کلیه بررسی‌های در فصل دوره بارش انجام شود. ۳-۷-۴- نقطه شبنم معرف توفان با تداوم ۱۲ ساعته در تراز ۱۰۰۰ هکتوپاسکال بزرگ‌ترین نقطه شبنم در هوای گرم درون شارش به توفان که برای انتخاب خط بی‌دروی اشباع معرف رطوبت توفان مورد استفاده قرار می‌گیرد. از نقشه‌های وضع هوای سطح زمین شناسایی می‌شود. نقطه شبنم بین پهنه بارانی و چشمه رطوبت نیاز به بررسی اولیه دارد. نقطه شبنم در پهنه بارانی ممکن است به دلیل بارش بسیار بزرگ باشد. اما اگر این درستی معرف رطوبت لایه ای از هوا است که بارش از آنجا تشکیل می‌شود. در برخی از توفان‌ها به ویژه توفان‌هایی که با سامانه‌های جبهه ای همراهی می‌شود. ممکن است نقطه شبنم سطح زمین در پهنه بارانی فقط معرف لایه کم عمقی از هوای سرد باشد و معرف توزیع دما و رطوبت در ابرهای باران زاء نباشد. شکل(۲-۴) نمونه‌ای از نقشه وضع هوا را که از آن نقطه شبنم توفان تعیین می‌شود به نمایش می‌گذارد. در نقشه‌های متوالی با فاصله ۶ ساعته به همان‌گونه که در شکل نشان داده شده است در طی توفان, نقطه شبنم بیشینه با استفاده از -------- صفحهٔ بعد -------- را ۰/ در هر نقشه | ایستگاه‌هایی که شده‌اند باید به با بیشینه ایستگاه« داده‌های نقطه نت انتخاب دوره زماز به پایگاه توفان د اگر مقادیرد شود. باید قبل | ایستگاه‌ها در شا شکل ۲-۴- شکل (۳-۳۴) ۴۳ در ساع ۸ نهیه دستورالعمل روش‌های محاسبه حداکثر بارش محنمل (]۲۸1) و منحنی‌های عمق, سطح. نا وضع هوا باید از ایستگاه‌های مشابه برای میانگین‌گیری استفاده شود. گاهی لازم است فقط , در جایگاه مناسبی قرار دارند تکیه کرد. برای نمونه, زمانی که شارش هوای مرطوب به درون را تشکیل می‌دهد. این فاصله از مرکز بارش توفان تا ایستگاه‌هایی که برای تعین نقطه شبنم بنم را می‌دهد. و سپس نقطه شبنم بیشینه با تدوام ۱۲ ساعته انتخاب می‌شود. برای اطم ی برای نقطه شبنم توفان به‌طوری انجام شده است که انتقال از جایگاه ایستگاه‌های انتخابی . ر طی فاصله سازگار با باد دیدبانی شده در توفان مجاز است. جانب احتیاط باید رعایت شو به‌طور فرآیند شبه بی‌درو به تراز ۱۰۰۰ هکتوپاسکال انتقال می‌یاید. یدبانی شده ایستگاه‌هایی که دارای اختلاف ارتفاع محسوسی هستند برروی نقشه وضع ‎«٩ میانگین‌گیری به تراز ۱۰۰۰ هکتوپاسکال تبدیل شود. به هر حال تفاوت ارتفاع بی رش هوای مرطوب معمولا کوچک بوده و به طورکلی در انتخاب نقطه شبنم از آن صرف ذ ن نقطه شبنم بیشینه در یک توفان, نقطه شبنم معرف برای زمان این نقشه برابر با مقادیر میانگین در در نمونه‌ای از نقشه وضع هوا را که نم ویژه مربوط به توفان رخداده در تاریخ ‎٩‏ مارس ۰۵ ت 00 7۸/1) در تراز ۱۰۰۰ هکتوپاسکال است را به نمایش می‌گذارد که در زیر این نقشه وم بارش ((/2۸/) نوفان زبانه بسیار توفان انتخاب یل یک سری از بنان از این که نوا عددگذاری ن ظر می‌شود. ون مربع‌ها است. -------- صفحهٔ بعد -------- فصل چهارم - برآورد (ب ب م) همدیدی به روش همگرایی ۳/۰ ۵ دو مرکز کم فشار یکی بر روی شمال دریای سیاه با مرکز کم‌تر از ۱۰۰۰هکتو پاسکال بسته شده که زبانه آن به سوی شرق مدیترانه کشیده شده و دامنه آن به نواحی شرقی مدیترانه یعنی سوریه و عراق متمایل شده است. خط هم‌فشار ۱۰۱۰ هکتوپاسکال از نواحی شرقی مدیترانه تا مرکز عراق کشیده شده و ازآنجا به سوی نواحی شمال غربی ایران امتداد یافته است. کم فشار دیگر بر روی جنوب مصر و شمال سودان با مرکز کم‌تر از ۱۰۰۸ هکتو پاسکال بسته شده است. این مرکز کم‌فشار با جریان‌های شرقی که در نواحی جنوب شرقی شبه جزیره عربستان وارد این شبه جزیره می‌شود. ادغام و سپس با جریان‌های تقریبا جنوبی شمالی به سوی جنوب غربی ایران امتداد یافته و سپس از مرکز ایران به سوی شمال شرق ایران امتداد می‌یاید. در غرب خط هم‌فشار ۱۰۱۲ هکتوپاسکال سامانه کم فشاری است که از نواحی شرقی دریای مدیترانه و جنوب غربی دریای سرخ به سوی جنوب غربی و غرب آیران کشیده می‌شود. شرق و شمال شرق این خط مرکز پر فشاری است که نواحی شمال شرقی شبه جزیره عربستان را دربر گرفته و در نتیجه همین پرفشار است که جریان‌های شرقی از روی آقیانوس هند را به سوی نواحی مرکزی و غربی شبه جزیره انتقال داده و سپس با جریان‌های گرم و مرطوب دریای سرخ و خلیج عدن به سوی نواحی جنوب غربی و غرب ایران کشیده شده است. میزان رطوبت در این روزء با توجه به میزان نم ویژه و تلفیق آن با جریان‌هایی که در نواحی جنوب غربی دریای سرخ و شرق مدیترانه و غرب عربستان وجود دارد. افزایش یافته و در نواحی جنوب غربی ایران بین ۸ت۱۰۷ کیلو گرم رسیده است. در این روز نواحی غربی جنوب غربی و هچنین حاشیه‌های غربی کشور تحت نفوذ سامانه باران قرار گرفته و با توجه به میزان رطوبت بارش در این روز آغاز شده است. 0 5۳۳۹007 ۵۵۵ 1۱000۲۵ 8 و ی [ اک ان ۳ و ۳ 0018 ای را نگ 3 اد و و 0.014 ۳ :و رم 1 بومه 0012 : ات ده ی 091 .. 100 0008 نله( : ۲ 7 ۱ 300 06 ۱ ۳ سا و ی ی با 0.004 2 0 ( ۳۳ !۱ َ 0002 ۹ زقس ۹۹ | فیس 10 3 عنه 532 30 زد ی له عد ناد ۳3 <ا2 15 ۱۹ شکل ۳-۴- نقشه نم ویژه بر روی جنوب غرب ایران در تاریخ ‎٩‏ مارس سال ۲۰۰۵ ساعت ۰:۰ در تراز ۱۰۰۰ هکتو پاسکال -------- صفحهٔ بعد -------- ۶۶ ۰ نهیه دستورالعمل روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (]۲۸1) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش (/0۸) همان‌طور که در بخش‌های بالا شرح داده شد. تداوم ۱۲ ساعته دمای نقطه شبنم برآورد شده توفان به‌منظور بهینه‌سازی رطوبت باید از سطح ایستگاه به تراز ۱۰۰۰ هکتو پاسگال منتقل شود. به‌طورکلی برای بیشینه‌سازی تداوم ۲ ساعته دمای نقطه شبنم داده‌های با فواصل ۱۰ روزه و ماهانه توصیه می‌شود. براساس داده‌های بیشینه ۱۲ ساعته دمای نقطه شبنم ۱۰ روزه و یا ماهانه سری آماری بلند مدت تهیه و سپس تحلیل فراوانی سری‌های مزبور انجام می‌پذیرد و براساس آن دوره‌های بازگشت ۵۰ ۸۰ و ۱۰۰ ساله برآورد می‌شود. در روش‌های تحلیل فراوانی باید مناسب‌ترین توزیع آماری برازش داده شود. چنانچه طول دوره آماری ثبت شده داده‌های دمای نقطه‌شبنم ایستگاه‌ها بیش از ۵۰ سال باشد. می‌توان از تداوم دمای نقطه شبنم با دوره برگشت ۵۰ ساله استفاده کرد. درصورتی که طول دوره آماری داده‌های ثبت شده کم‌تر از ۳۰ سال باشد. می‌توان از دوره برگشت ۱۰۰ ساله نیز استفاده کرد و این در صورتی است که مقدار دمای نقطه شبنم به‌دست آمده با دوره‌های ۵۰ و ۸۰ ساله نسبت به دمای نقطه‌شبنم ثبت شده کم‌تر باشد. در مناطقی که در اثر تابش زیادء گردش جوی ارام دریاچه‌های زیاد.ء رودخانه‌ها و باتلاق‌هاء نقطه‌شبنم محل در نتیجه تبخیر محلی رطوبت از سطح زیاد است. این نقطه‌شبنم هرگز نمی‌تواند معرف رطوبت جو در ترازهای بالا باشد. در هنگامی که ایستگاه مورد دیدبانی تحت تاثیر مرکز پرفشار قرار می‌گیرد به سبب حرکت نزولی آن رطوبت در لایه زیرین مورد دیگر اجتناب از انتخاب نقطه شبنم‌های حداکثر به سبب پدیده‌های جوی که بسیار پایدار بوده و تجمع رطوبت در لایه زیرین جو انجام می‌گیرد. است. اگر دمای نقطه شبنم به‌دست آمده به قدر کافی از مقدار دوره بازگشت ۱۰۰ ساله بیش‌تر باشد. موقعیت وضع هوای همراه با آن باید به دقت بررسی شود. تمام مقادیر دمای نقطه‌شبنم بیشینه با تداوم ۱۲ ساعته که به‌طورمستقیم از بررسی گزارش‌های طولانی مدت انتخاب می‌شوند در مقابل تاریخ دیدبانی نقطه‌گذاری می‌شود و یک منحنی پوش هموار به‌صورتی که در شکل (۴-۳۴) نمایش داده شده» رسم می‌شود. زمانی که نقطه شبنم حاصل از گزارش‌های ایستگاه‌ها با طول دوره کوتاه مدت تحلیل فراوانی می‌شوند. نتایج به‌دست آمده به‌طور معمول در مقابل نیمه ماهانه و ده روزه از فاصله‌های متوالی برای کامل شدن سری دیدبانی شده نقطه‌گذاری می‌شود. برای دوره ماهانه در وسط ماه یعنی روز پانزدهم و برای هر دوره ۱۰ روزه وسط دوره یعنی روز پنجم عددگذاری می‌شود. بنابراین برای نمونه. اگر تحلیل فراوانی برای سری نیمه ماهانه (۱۰ روزه و با ماهانه) دمای نقطه شبنم بیشینه با تداوم ۱۲ ساعته که در اولین ۱۰ روز ماه دیدبانی شده است انجام شود. مقادیر به‌دست آمده از دوره بازگشت ۵۰ یا ۱۰۰ ساله باید در مقابل روز پنجم و یا پانزدهم آن ماه نقطه‌گذاری شود. تهیه نقشه‌های ماهانه دمای نقطه‌شبنم بیشینه با تداوم ۱۲ ساعته. به‌ویژه درجایی که برآوردهای متعددی ازحداکثر بارش محتمل مورد لزوم است. توصیه می‌شود. چنین نقشه‌ای نه تنها تامین کننده منبع مناسبی از مقدار نقطه شبنم است بلکه همچنین بین برآوردها در حوضه‌های آبریز متفاوت سازگاری برقرار می‌کند. این نقشه‌ها بر پایه مقدار نقطه شبنم ده روزه و یا ماهانه ترسیم می‌شود که از منحنی تغییر فصلی خوانده و نسبت به تراز ۱۰۰۰ هکتوپاسکال تنظیم -------- صفحهٔ بعد -------- فصل چهارم - برآورد (ب ب م) همدیدی به روش همگرایی ۳/۰ ۶۷ ساعته در تراز ۱۰۰۰ هکتوپاسکال ترسیم می‌شود. نمونه‌ای از این نقشه‌ها در شکل (۵-۴) نشان داده شده است. توجه: نقطه شبنم در ۲۰ ژوئیه در طی موقعیت وضع هوای خوب دیدبانی شده و از زیر بریده شده است. دسامبر نوامبر اکتبر سپتامبر آوت ژوئیه ‏ ژوئن مه اوریل مارس فوریه ژانویه شکل ۴-۴- پوش نقطه شبنم بیشینه با تداوم ۱۲ ساعته در یک ابستگاه فرضی (نقطه‌ای که در خارج منحنی پوش واقع شده است یک داده با خطا و پرت بوده و بنابراین حذف می‌شود) شکل ۵-۴- نقطه شبنم بیشینه با تداوم ۱۲ ساعته در ۱۰۰۰ هکتوپاسکال در ماه اوت -------- صفحهٔ بعد -------- ۶۸ ۰ نهیه دستورالعمل روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (1۳) و منحنی‌های عمق, سطح. نداوم بارش (۸/0) ۵-۷-۴ آب قابل بارش آب قابل بارش واژه‌ای است که دربیش‌تر مواقع توسط هواشناسان آبشناس برای بیان جرم کلی بخارآب در ستون قائم جو به‌کار برده می‌شود و آبی است که در بهترین شرایط جوی تبدیل به بارش می‌شود. جدول آب قابل بارش برای هوای اشباع با آهنگ کاهش فرآیند شبه بی‌درو به عنوان تابعی از نقطه شبنم ۱۰۰۰ هکتوپاسکال تهیه می‌شود ولی بهتر است که با استفاده از نقطه‌شبنم با تداوم ۱۲ ساعته در تراز ۱۰۰۰ هکتوپاسکال از طریق خط بی‌درروی شبه اشباع تا تراز ۲۰۰ هکتوپاسکال انتقال داده شود و سپس با استفاده از رابطه مشخص آب قابل بارش لایه ۱۰۰۰ تا ۲۰۰ هکتوپاسکال را به‌دست آورد. این جدول که در تنظیم رطوبت به‌کار برده می‌شود. در پیوست (۱) ارائه شده است. ۸-۴- بیشینه‌سازی رطوبت ۱-۸-۴ حد فصلی تغییرات ماهانه و فصلی سبب می‌شود که بیشینه‌ای در مقدار رطوبت سامانه‌های باران‌زا در هرماه و یا فصل به‌دست اید. برای نمونه. دمای نقطه‌شبنم بیشینه با تداوم ۱۲ ساعته در توفان‌های زمستانه را نمی‌توان به عنوان نقطه شبنم بیشینه با تداوم ۱۲ ساعته برای تابستان در نظر گرفت. در عمل تنظیم رطوبت بر پایه نقطه شبنم بیشینه با تداوم ۱۲ ساعته برای همان زمانی از سال که توفان در آن زمان رخ داده است. استفاده می‌شود. ۲-۸-۴- عمق آب قابل بارش جدول‌های (۱-۴) الف و (۲-۴) الف که در پیوست (۱) ارائه شده است عمق آب قابل بارش از سطح ۱۰۰۰ هکتوپاسکال تا ارتفاع‌های مختلف یا ترازهای فشاری مختلف را برحسب تابعی از نقطه شبنم ۱۰۰۰ هکتوپاسکال, نشان می‌دهد. در بیشینه‌سازی بارش توفان عمق آب قابل بارش, فقط از سطح زمین تا تراز دلخواه معین از ۴۰۰ تا ۲۰۰ هکتوپاسکال به‌کار می‌رود. به‌طور کلی تراز ۳۰۰ هکتوپاسکال به عنوان قله توفان پذیرفته شده است. اما در تراز بالاتر از ۰ هکتوپاسکال تفاوت جزئی در عمق آب قابل بارش مشاهده می‌شود. جدول (۳-۴) الف در پیوست (۱) مقدار آب قابل بارش را در ستونی از هوا بین ارتفاع معینی تا ارتفاع ۳۰۰ هکتوپاسکال برای استفاده آسان در بیشینه‌سازی توفان ارائه می‌دهد. در مواردی که مانع کوهستانی بین پهنه توفان و منبع رطوبت قرار داشته باشد به‌طور کلی میانگین ارتفاع پشته کوهستان یا قله. به عنوان پایه‌ای از ستون رطوبت هوا انتخاب می‌شود. در اکثر موارد. انتخاب توفان و نقطه‌شبنم بیشینه بین مانع و جایگاه توفان توصیه می‌شود. جدول‌های مورد اشاره فوق براساس رابطه زیر محاسبه شده است: (۱-۴) ه] ۰ ا-- سا 0: -------- صفحهٔ بعد -------- فصل چهارم - برآورد (ب ب م) همدیدی به روش همگرایی ۳/۰ ص که در آن ,۳ آب قابل بارش و برحسب میلی‌متر است. ,رع میانگین شتاب جاذبه. ,,م چگالی و ‎٩‏ نم ویژه است که از 0.6220, )7,( ۳۴ سس (ر7) ,۳-0.3780 9۶ ۹٩)10(< (ر7) یه نیز فشار بخار آب اشباع در دمای نقطه شبنم به صورت زیر است. (۳-۴) ۱ ا ا ا ۳ اس 6.۱ *(10) به 8273.15 ۵ دمای نقطه شبنم .با گرمای نهان تبخیر و ,۹ ثابت ویژه گاز برای بخار آب است. به دلیل کاهش شدید نم‌ویژه با ارتفاع و جزیی بودن سهم بخار آب موجود در ارتفاعات بالای ۸ کیلومتری سطح زمین. با انتگرال گیری از معادله بر روی ترازهای فشاری از سطح زمین تا ۱۰۰ هکتوپاسکال, آب قابل بارش به‌دست می‌آید. در ایستگاه‌های همدیدی که کمیت دما و دمای نقطه شبنم را به طور مستقیم اندازه‌گیری می‌کنند. به سبب وابستگی این دو کمیت باهم. از رابطه کاربردی و مناسبی برای محاسبه آب قابل بارش به‌صورت زیر استفاده می‌شود. الا مود جر ال وده (۴-۴) خ 0[ 1 ( 1( ۳ -[1]1 (۵-۳) 17 اد (7) ی و (7) یه فشار بخار آب اشباع در دمای هوا است. ۳-۸-۴- به کار گیری نقطه شبنم با نداوم ۱۲ ساعته دوره‌های توفان برای به‌دست آوردن نقطه شبنم با تداوم ۱۲ ساعته در توفان از دمای نقطه شبنم یک سری ایستگاه که در مسیر ورودی توفان قرار گرفته‌اند استفاده می‌شود. دمای نقطه شبنم با توجه به سامانه‌های باران‌زا و حرکت آن تغییر می‌یاید. بدین معنی که جریان‌های ورودی رطوبت با تداوم ۱۲ تا ۲۴ ساعت نمی‌تواند ثابت باقی بماند زیرا احتمال دارد ایستگاه‌های انتخاب شده به سبب جابجایی توفان در معرض هوای سرد توفان قرار گیرند و در نتیجه دمای نقطه‌شبنم آن‌ها کاهش یابد. باید از دمای نقطه‌شبنم در هر دوره ۱۲ ساعته در طول دوره بارش استفاده شود. ۴-۸-۴- بیشینه‌سازی توفان در محل توفان بیشینه‌سازی رطوبت توفان در محل توفان به معنی تغییر ندادن جایگاه است و به‌سادگی با ضرب مقادیر بارش دیدبانی شده توفان در نسبت (,ر) به‌دست می‌آید. این نسبت عبارت است از حداکثر آب قابل بارش (,,/۷) در جایگاه مرجع توفان به آب قابل بارش برآورد شده برای توفان (,۷۷). -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۰ 0۰ نهیه دستورالعمل روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳۱1) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش (/7۸) (۶-۴) ۷ / رو 7 را است. بنابراین برای نمونه. اگر دمای نقطه شبنم معرف توفان با تداوم ۱۲ ساعته در تراز ۱۰۰۰ هکتو پاسکال برابر ۲۱ می‌شود) بدون وجود مانع کوهستانی بین پهنه بارش و منبع رطوبت باشد. در این صورت نسبت بیشینه شده رطوبت از مقدار آب قابل بارش به‌دست آمده از جدول (۱-۱) الف در پیوست (۱) محاسبه می‌شود. 4 - ۷۷ ۷,7 0 > بر مقایر آب قابل بارش که در تعیین ,,/۷ و ,۷۷ استفاده می‌شود برای ستون هوای مرطوبی است که پایه آن در ۱۰۰۰ هکتوپاسکال و قله آن در ۳۰۰ هکتوپاسکال قرار دارد. اگر مقادیر موجود در جدول (۳-۴)الف به‌جای مقادیر موجود در جدول (۱-۴) الف در پیوست !۱ استفاده شود. مقدار نتیجه (,,1) تغییر چندانی نمی‌کند. ۱-۴-۸-۴ تنظیم ارتفاع منطقه رخداد توفان اگر ارتفاع منطقه رخداد توفان در میانگین تراز دریا نباشد باید آن را تصحیح نمود. این تصحیح بر پایه فاصله منطقه با منبع رطوبت و ویژگی‌های توفان و ناهمواری منطقه است. در این مورد مراحل اجرایی متفاوت مورد استفاده قرار می‌ گیرد. اگر فرض شود که توفان ذکر شده در پاراگراف قبلی با فاصله‌ای از منبع رطوبت برروی دشت وسیع شیب‌داری در ارتفاع ۴۰۰ متری و بدون وجود مانع کوهستانی بین پهنه بارش و منبع رطوبت رخ بدهد. در این صورت نسبت ) را می‌توان از مقادیر آب قابل بارش به‌دست آمده از جدول (۱-۴) و (۲-۴) در پیوست (۱) بیشینه شده رطوبت 0« به‌صورت زیر محاسبه کرد. 6 < 74-8 - ۷ 50 < 57-7 - ۷۷ 2 را از این جدول می‌توان برای محاسبه نسبت بیشینه (,)» بدون تفریق مقدار رطوبت از دست رفته استفاده کرد. اگر این 717 > ۷ 5 حعح ۷۷ 31 را تفاوت حاصل از درجه صحت محاسبه در داده‌های ارائه شده در جدول‌های (۱-۴) الف و (۲-۴) الف در پیوست ۱ ناچیز بوده و قابل توجه نیست. -------- صفحهٔ بعد -------- فصل چهارم - برآورد (ب ب م) همدیدی به روش همگرایی ۳/۰ ۳ ۲-۴-۸-۴ تنظیم مانع کوهستانی اگر رشته تپه‌های عریض, به‌طور نسبی بدون شکستگی در نظر گرفته شود به‌طوری‌که میانگین ارتفاع تپه ۶۰۰ متر از میانگین سطح دریا باشد و بین پهنه بارش و منبع رطوبت قرار داشته باشد. در این صورت( ,رره) به شرح زیر با استفاده از ۷ - 74-12 - 2 11 ۷۷57-10-7 2 با در اینجاء آب قابل بارش در ستون هوای ۱۰۰۰ تا ۳۰۰ هکتوپاسکال توسط ستون هوایی که پایه آن ۱۰۰۰ هکتوپاسکال و قله آن ۶۰۰ متر است کاهش می‌یابد. اگر مقادیر از جدول (۱-۴) به‌کار گرفته شود. (بپ) برابربا ۱/۳۲ خواهد شد. در یک روش جایگزین اگر ارتفاع مانع بیش‌تر از ۵۰۰ متر نباشد. ارتفاع آن برای حذف کامل رطوبت که از جریان هوا به پهنه مانع می‌رسد در نظر گرفته نمی‌شود. گرچه جریان هوا در مجاورت کوهستان کاملا شناخته شده نیست و فرض می‌شود که لایه همگرا شده فقط توسط ارتفاع مانع صعود می‌کند. در این وضعیت توفان تحت تاثیر مانع قرار نمی‌گیرد. این روش در شکل (۶-۴) نشان داده شده است. جریان رطوبت به درون پهنه پشت مانع توسط نسبت نم ویژه لایه صعود یافته و لایه اصلی که در اول کوهیایه قرار دارد. کاهش می‌یابد. این نم ویژه توسط نسبت اختلاط مربوط به خط صورت زیر است: (۷-۴) 8 ,۶۹,۷۱۵ شارش روی مانع به‌صورت زیر است: (۸-۴) 8 02۷2۸02 * دا از قانون پیوستگی جرم نتیجه می‌شود: (۹-۴) ۷۱۸۳۲ > ۷/۸۳ از روابط فوق مقدار ۷,۸۲۱ و ۷2۸ محاسبه می‌شود. آ ۹ 7 را 7 7 (۱۲-۴) ولظ ‏ ااظ رای ۹1 8 از طرفین معادله حذف و دا مساوی خواهد بود با: -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۲ ۰ نهیه دستورالعمل روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (]۳۱1) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم پارش (/0۸) (۱۳-۴) 2 ر] ۹1: در این صورت برای تعیین نسبت بیشینه رطوبت در بررسی توفان از مقادیر نسبت اختلاط در جدول (۱-۴) در وه - مارد و7 - ۷ 19.1 1 4 ی 159 2 > را توفان صورت می‌ گیرد. ممکن است قدری متفاوت باشد. 9 و۵۸0 ۷۱ 11۹19 درون شارش رطوبت در پادجریان در جهت مانع 9 ۸ ۷ ۹ 122 درون شارش رطوبت روی مانع شکل ۶-۴- نمایش طرحواره مفهوم تنظیم رطوبت جایگزین برای مانع تاثیرگذار بر شارش هوا ۹-۴- بیشینه‌سازی تندی باد در مناطق کوهستانی به سبب تغییراتی که در جریان بین منبع رطوبت و منطقه مورد مطالعه به‌وجود می‌آید باید از بیشینه‌سازی تندی باد استفاده شود. ولی در نواحی مسطح و هموار که بین منبع رطوبت و منطقه مورد مطالعه مانعی وجود نداشته باشد. آهنگ درون شارش رطوبت که در توفان‌های فرین برای موثر بودن در تولید بارش در حد بیشینه یا نزدیک به بیشبنه است. دیگر نیازی به بیشینه کردن تندی باد نیست و می‌توان چنین توفان‌هایی را از حوضه مورد مطالعه صدها کیلومتر انتقال داد. ولی باید توجه داشت در زمانی‌که تنظیم رطوبت به تنهایی پاسخگوی بیشینه‌سازی در کوتاه مدت باشد. به دلیل محدود بودن داده‌ها. ممکن است دمای نقطه شبنم فرین دردسترس نباشد. در این حالت برای جبران این محدودیت از بیشینه‌سازی باد استفاده می‌شود. در این وضعیت بیشینه‌سازی باد تنظیم بهتری نسبت به زمانی -------- صفحهٔ بعد -------- فصل چهارم - برآورد (ب ب م) همدیدی به روش همگرایی ۳/۰ ۳۳ که به تنهایی از بیشینه‌سازی رطوبت استفاده شود. آرائه می‌دهد و این عمل تا اندازه ای ناکافی بودن داده‌های دیدبانی شده را جبران می‌کند. برای بیشینه‌سازی تندی باد از اندازه گیری‌های باد سطح زمین که دارای شبکه ایستگاهی متراکم‌تر و دوره زمانی دیدبانی کوتاه است (بین یک تا سه ساعت) استفاده می‌شود. ۱-۹-۴- بادهای معرف درون شارش رطوبت در توفان به‌طور کلی از بادهای تراز پایین جو برای برآورد درون شارش رطوبت در توفان‌ها استفاده می‌شود زیرا به‌طور معمول بیش‌تر رطوبت که به درون سامانه توفان وارد می‌شود در زیر ۱۵۰۰ متر قرار دارد. بادی که در کف این لایه قرار دارد را می‌توان از دیدبانی‌های گمانه‌زن به‌دست آورد. بادهای تراز ۱۰۰۰ و ۱۵۰۰ متر (۹۰۰تا۸۵۰ هکتوپاسکال) معرف بهتری از باد درون شارش رطوبت است. ۱-۱-۹-۴ جهت باد به منظور بیشینه‌سازی توفان. جهت درون شارش عامل مهمی به‌شمار می‌رود. در این رابطه فقط بادهایی که از جهت‌های مختلف منابع رطوبتی به درون منطقه مورد مطالعه می‌وزند. باید بررسی شوند. به همین علت اگر درون شارش» هوای مرطوب را در بیش از یک جهت تامین کند. باید جداسازی جهت تندی باد بیشینه ماهانه و فصلی در نظر گرفته شود. برای نمونه فرض می‌شود توفانی از نواحی جنوب غربی دریای سرخ در جهتی بین ۲۷۰ تا ۱۸۰ درجه وارد نواحی جنوب غربی ایران می‌شود و رطوبت را از دریای سرخ یا خلیج عدن و یا تلفیقی از رطوبت غرب آقیانوس هند (دریای عرب) و خلیج عدن بر روی نواحی جنوب غربی ایران انتقال می‌دهد. دیده می‌شود که جهت انتقال تقریبا بین مزبور به سوی منطقه انتقال دهد. برای این منظور رطوبتی که برروی نواحی غرب آقیانوس هند. خلیج عدن و دریای سرخ مشاهده می‌شود با رطوبتی که بر روی نواحی جنوب غربی ایران برای نمونه حوضه کارون- دز مشاهده می‌شود. مقایسه و اختلاف آن ها نباید چندان زیاد باشد. درصورتی که اختلاف کم‌تر از یک تا دو گرم بر کیلوگرم باشد.ء تاثیر باد قابل ملاحظه نبوده و شرایط دینامیکی جو طوری بوده است که توانایی انتقال حداکثر رطوبت را بر روی منطقه داشته و ۲-۱-۹-۴- تندی باد میانگین تندی باد لایه آورنده رطوبت که از دیدبانی‌های جو بالا محاسبه می‌شود. ب- میانگین تندی باد در لایه مرطوب -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۴ ۰ نهیه دستورالعمل روش‌های محاسبه حداکتر بارش محتمل (۲۱1) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش (0۸) که از دو یا ۲ دیدبانی‌های متوالی ۶ یا ۱۲ ساعته جو بالا محاسبه می‌شود و ج- میانگین تندی باد سطح زمین برای دوره ۲ یا ۲۴ ساعته در ایستگاه معرف. دوره ۲۴ ساعته به خاطر تغییرات شبانه‌روزی ترجیح داده می‌شود. دیدبانی‌های باد در طی دوره ۲۴ ساعته حداکثر بارش توفان که برای محاسبه حداکثر بارش محتمل انتخاب شده است معمولا معرف درون شارش رطوبت به توفان در همان دوره یا دوره طولانی‌تر است. برای توفان‌های با دوره کوتاه‌ترء محاسبه میانگین باد نسبت بیشینه‌سازی باد عبارت است از نسبت میانگین تندی باد بیشینه با تداوم ۱۲ ساعته چند ایستگاه معرف برای دوره معین و جهت شاخص که از گزارش طولانی مدت دیدبانی برای نمونه. ۵۰ سال به‌دست می‌آید به میانگین تندی باد برای نمونه در بیشینه‌سازی تندی باد باید تندی باد بیشینه دیدبانی شده با تداوم ۱۲ ساعته چند ایستگاه معرف برای یک دوره ۵۰ ساله از یک ماه معین به بیشینه تندی باد با تداوم ۱۲ ساعته توفان مورد مطالعه در همان ماه و ایستگاه‌های معرف محاسبه شود. در بیشینه‌سازی تندی باد در ابتدا برای هر دوره ۱۰ روزه از یک ماه معین داده‌های بیشینه تندی باد با تداوم ۱۲ ساعته یک ایستگاه در طول دوره آماری بیش از ۵۰ سال انتخاب و یک سری آماری تشکیل می‌شود. در این سری آماری عددی که بیش ترین مقدار را دارا باشد به عنوان بیشینه تندی باد با تداوم ۱۲ ساعته برای دوره ۱۰ روزه از ماه معین انتخاب و در محاسبات بیشینه‌سازی تندی باد به کار می‌رود. چنانجه طول دوره آماری کوتاه مدت و کم‌تر از ۳۰ سال باشد سری آماری مزبور باید تحلیل فراوانی شود و با یک توزیع آماری معین که برای اعداد فرین استفاده می‌شود (برای نمونه توزیع گمبل) برازش داده شود و دوره‌های برگشت ۵۰ ۸۰و ۱۰۰ ساله منحنی ۱۰ روزه یا ماهانه هموار شده رسم می‌شود به‌طوری که توفان برای هر زمانی از سال ممکن است به سرعت بیشینه شود. تندی باد بیشینه که برای بیشینه‌سازی استفاده می‌شود از منحنی ۱۰ روزه یا ماهانه به دست می‌آید. برای محاسبه بیشینه‌سازی تندی باد در صورتی که طول دوره آماری ایستگاه‌های معرف کوتاه باشد نمی‌توان در یا فصلی سرعت باد فرین استفاده می‌شود. در این موارد نسبت تنظیم رطوبت در تنظیم باد ضرب می‌شود. حداقل ۵۰ ساله یا بیش‌تر نسبت به بیشینه نقطه شبنم توفان مشاهده شده برای محاسبه حداکثر بارش محتمل اختلاف زیادی داشته باشند. این بدین معنی است که درون شارش توفان مشاهده شده که رطوبت را از منابع رطوبتی به سوی -------- صفحهٔ بعد -------- فصل چهارم - برآورد (ب ب م) همدیدی به روش همگرایی ۳/۰ ۳۵ منطقه مورد مطالعه انتقال می‌دهد از توانایی زیادی برخوردار نیست و بنابراین باید اثر باد را برروی رطوبت اعمال کرد. در پس از تعیین دمای نقطه شبنم ایستگاهی با تداوم ۱۲ ساعته و تبدیل آن به ۱۰۰۰ هکتوپاسکال در منطقه مورد مطالعه و تهیه نقشه توزیع آن در حوضه برای هر ۱۰ روز از ماه و ماهانه تغییرات نقطه شبنم در دماهای مختلف به‌دست ۰ روزه‌ای از ماه رخ داده است و به‌طورکلی مشاهده می‌شود که در هر ۱۰ روزه بیشینه تداوم ۱۲ ساعته ۱۰ روزه تا حدی افزایش و یا کاهش یافته است. چنانچه تغییرات آن‌ها زیاد نباشد. می‌توان میانگین آن‌ها را به عنوان شاخص رطوبت به‌کار گرفت. در مورد باد نیز باید نقشه‌های تداوم ۱۲ ساعته تندی باد در مدت ۱۰ روز و برای یک دوره معین مثلا ۳۰ ساله تهیه و با توجه به این نقشه‌ها می‌توان تغییرات تندی باد را که از آستانه معینی تجاوز می‌کند در منظقه با توجه به این دو نقشه که قبلا نیز توضیح داده شده است می‌توان از آن‌ها بهره جست. باید توجه شود که در مکان هایی که تندی باد به‌طور معمول قابل ملاحظه است نباید از شاخص تندی باد برای برآورد ۳۱/۳ استفاده کرد. از این رو نقشه تندی باد برای تعدیل ضرایب باد به‌کار گرفته می‌شود. همچنین با توجه به نقشه توزیع نقطه شبنم در منطقه تغییرات ماهانه را می‌توان به‌دست آورد و ضرایب تعدیل با توجه به توزیع ۱۰ روزه از ماه از یک حد معینی نباید تجاوز کند که این حد را می‌توان از روی نقشه‌ها به‌دست آورد. ۱۰-۴- انتقال توفان توفانی که در یک جایگاه مخصوص رخ داده و می‌توان آن را به جای دیگر انتقال دادء فرآیند انتقال توفان نامیده می‌شود. این انتقال باید به طریقی باشد که حداقل تعدیل جزیی در بارش توفان صورت گیرد. انتقال توفان به جایگاه‌هایی صورت می‌گیرد که دارای شرایط زیر باشد. الف-داده‌های بارش ایستگاه‌ها طول عمر کمی داشته باشد. ب- در منطقه مورد مطالعه شبکه ایستگاه‌ها از تراکم مناسبی برخوردار نباشد. ج- توزیع مکانی ایستگاه‌های موجود مناسب نباشد. در تنظیم انتقال توفان باید تفاوت‌های بین شرایط توفان در جایگاه و شرایط حوضه مورد مطالعه درنظرگرفته شود. عامل دیگری که در انتقال توفان محدودیت ایجاد می‌کند. ناپیوستگیحداکثر بارش محتمل محاسبه شده حوضه‌های مجاور است. منطقه‌ای که از نقطه نظر اقلیمی, ناهمواری‌ها و مساحت حوضه‌ها مشابه باشند و حوضه‌های درون منطقه در -------- صفحهٔ بعد -------- ۶ ۰ نهیه دستورالعمل روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳۸/7) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش ((/12۸) ۱-۱۰-۴- گام‌های انتقال مراحل انتقال درگیر تحلیل هواشناختی توفانی است که انتقال می‌یابد و تنظیم‌های مناسب. در جایگاه توفان انجام می‌شود. این مراحل اجرایی را می‌توان در پنج گام به شرح ذیل توضیح داد: - گام اول انتخاب محدوده‌ای که توفان باید از آنجا به منطقه مورد مطالعه انتقال یابد و شناسایی از زمان و مکان شدیدترین بارش ریزش کرده و دلایل تقریبی آن از نظر هواشناسی همدیدی است. نقشه هم‌پاران. منحنی‌های جرم بارش و نقشه‌های وضع هوا این هدف را برآورده می‌سازند. نقشه هم‌باران ممکن است نقشه ساده‌ای باشد زیرا تابع اولیه‌ای است که جایگاه توفان را شناسایی می‌کند. نقشه‌های وضع هوا که به‌طور روزمره در دسترس است. احتمالا برای شناسایی دلایل توفان به‌ویژه اگر بارش به‌طور نزدیکی با چرخندهای فوق حاره‌ای (عرض‌های میانی) مرتبط باشد. کافی است. به‌طورکلی کلیه نقشه‌های روزانه وضع هوا از سایت 1۳13۳ و 8 به‌دست می‌آید و از آن‌ها به منظور تعیین جهت حرکت توفان‌ها و تعیین ایستگاه‌های معرف رطوبت برای شناسایی دلایل توفان ضروری باشد. - گام دوم مشخص کردن منطقه‌ای است که درآن توفان شناسایی شده در گام اول, ایجاد کننده اصلی در بارش است. این کار با بررسی سری طولانی و متوالی نقشه‌های روزانه وضع هوا یا خلاصه‌های اقلیم‌شناسی در دسترس برای منطقه معینی انجام می‌شود. کم‌تری در امتداد ساحل انتقال می‌یابند. اما برای تعیین فاصله انتقال توفان از ساحل به درون خشکی دقت بیش‌تری باید به‌کار رود. این کار با تحلیل عوامل هواشناختی که سبب ریزش مقدار بارش زیاد است تعیین می‌شود. همچنین نزدیک بودن به منابع رطوبت در این فرآیند از اهمیت زیادی برخوردار است. انتقال توفان به درون خشکی به پهنه‌هایی منحصر می‌شود که موانع کوهستانی اصلی, درون شارش رطوبت از دریا را مسدود نمی‌کند. تنظیم ها برای انتقال در پشت موانع متوسط و کوچک در بخش‌های بعدی مورد بحث قرار می‌گیرد. برخی از محدودیت‌ها در انتقال زوناری (مداری) توفان, در ارتباط با تفاوت‌های بیش از اندازه در خصوصیات توده هوا قرار است. در برآورد حداکثر بارش محتمل در حوضه معین, فقط تعیین توانایی انتقال توفان معینی به حوضه مورد بررسی ضرورت دارد و مشخص کردن کل پهنه‌ای که قابلیت انتقال پذیری دارد. لزومی ندارد. - در گام چهارم باید عوامل هواشناختی که سبب بارش شدید نمی‌شوند به شرح ذیل بررسی شود: ب- قرارگیری کلی سامانه‌های جبهه‌ای و گرته بارش در امتدادی که سبب افزایش بارش نمی‌شود. ج- نبود مشخص تاثیر امواج جوی لایه‌های زیرین و میانی در طی دوره توفان و بعد از آن د- دوره توفان دو روزه یا طولانی‌تر -------- صفحهٔ بعد -------- فصل چهارم - برآورد (ب ب م) همدیدی به روش همگرایی ۳ ۳۷ ه- موقعیت پر فشار قطبی سمت شمال مرکز توفان در طی بارش و- حرکت استوا سوی سامانه جبهه ای در انتهای دوره بارش مطالعه درون شارش رطوبت نشان می‌دهد که اگر موقعیت نقشه‌های همدیدی در ارتفاعی بیش از ارتفاعی که در آن توفان به‌طور واقعی رخ داده است باشد. باید تعدیل یابد. به‌هرحال, بررسی گرته‌های خطوط هم‌باران. نشان می‌دهدکه ناهمواری سهم مهمی دربارش دارد و علاوه برآنء مرکز توفان که همراه با مرکز اصلی بارش است نیز بایدمورد توجه قرار گیرد. - گام آخر در انتقال, به‌ کار گرفتن تنظیم‌ها است که در بخش زیر بحث می‌شود. ۱-۱۱-۴- تنظیم رطوبت برای جابجایی به زبان ساده, تنظیم رطوبت فقط عبارت است از ضرب میانگین بارش توفان دیدبانی شده در نسبت آب قابل تداوم ۱۲ ساعته در توفان معرف ,/۷ (۱۴-۳) ( ,۷۷ //۷) را < رها که در این فرمول را برابر است با بارش توفان دیدبانی شده در یک دوره و اندازه پهنه معین و د؟[ برابر است با بارش تنظیم شده توفان در پهنه‌ای که انتقال در آن جا صورت می گیرد. معادله (۶-۴) در تنظیم انتقال و در بیشینه‌سازی رطوبت شرکت دارد. مقدار بارش توفان در آرایه عمق- پهنه- دوره, معرف مقدار بارش است که در یک پهنه معین و در یک دوره معین ریزش کرده است. مقدار این حداکثر بارش باید در د)] ضرب شود تا تنظیم رطوبت انجام شود. مقادیر داده شده در جدول (۱-۴) باید برای هر توفان به‌طور جداگانه تعیین شود. این مقادیر باید برای اندازه‌های مختلف پهنه از کم‌تر از پهنه حوضه تا اندازه پهنه توفان که از اندازه پهنه حوضه تجاوز می‌کند. تنظیم شود. به این معنی که آندازه پهنه توفان باید از مقدار پهنه حوضه مورد مطالعه بزرگ‌تر باشد تا بتواند حوضه را پوشش داده و اطراف حوضه نیز مورد تهاجم توفان قرار گیرد. ممکن است تنظیم رطوبت بزرگ‌تر یا کوچک‌تر از واحد باشد که بستگی به دور شدن یا نزدیک شدن به منابع رطوبتی دارد. همچنین به بزرگ‌تر یا کوچک‌تر بودن ارتفاع جایگاه حوضه‌ای که انتقال در آن صورت می‌گیرد یعنی نسبت به ارتفاع و حوضه اولیه (جایی که توفان در آن ایجاد شده است) بستگی دارد. ۱-۱-۱-۴ نقطه سبنم مرجع در تنظیم رطوبت به دلایلی که در بالا شرح داده شد. نقطه شبنم بین پهنه بارش و چشمه رطوبت معرف بهتری از مقدار محتوای رطوبت جو یا آب قابل بارش جریان یافته به درون توفان نسبت به نقطه شبنم در درون پهنه بارش است. این نقطه شبنم معرف. ممکن است چندین صد کیلومتر دورتر از مرکز توفان در جایگاه اولیه باشد. در بیشینه‌سازی رطوبت. نقطه‌شبنم -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۸ 0۰ نهیه دستورالعمل روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳11) و منحنی‌های عمق., سطح. نداوم بارش ((/7۸) بیشینه استفاده شده (نقطه شبنم بین پهنه بارش و چشمه رطوبت) به عنوان نقطه شبنم معرف توفان در جایگاه اولیه است. در انتقال توفان از جایگاه اولیه به منطقه مورد مطالعه. همان فاصله مرجع بر روی همان جهت از نقطه انتقال, طرح ریزی می‌شود (شکل ۶-۴). به این ترتیب برای به‌دست آوردن نقطه شبنم بیشینه از روی نقشه نقطه شبنم بیشینه. از جدول ۱-۴- میانگین عمق حداکثر بارش در یک توفان نمونه دوره (ساعت) اه 6 اه یه هه سس کح ۲-۱۱-۴- تنظیم ار تفاع افزایش ارتفاع سبب کاهش نقطه شبنم و در نتیجه محتوی رطوبت جو می‌شود. به‌هرحال, بسیاری از توفان‌ها بیش‌تر رطوبت خود را از شارش قوی ترازهای زیرین در فاصله یک تا ۱/۵ کیلومتری از سطح زمین دریافت می‌کنند و این درون شارش رطوبت با تغییر کم ارتفاع. به‌طور قابل ملاحظه‌ای تحت تاثیر قرار نمی‌گیرد. دامنه تغییرات تپه‌های کم ارتفاع با افزایش تدریجی عوارض زمین ممکن است سبب تحریک جریان‌های همرفتی شده و بارش را افزایش دهد. ممکن است این اثر (افزایش بارش به سبب ارتفاع) در میزان بارش, کاهش آب قابل بارش در اثر افزایش ارتفاع را بیش‌تر جبران کند. بدین علت تنظیم ار تفاع در برأوردهای حداکثر بارش محتمل برای مناطق غیرکوهساری که مانعی بین منبع رطوبت و -------- صفحهٔ بعد -------- فصل چهارم - ب رآورد (ب ب م) همدیدی به روش همگرایی 2 سر منبع رطوبت اقیانوسی یامنابع دیگر شکل ۶-۴- نمونه‌ای از انتقال توفان (خطوط ممتد خط‌چین نشان‌دهنده نقطه‌های شبنم بیشینه با تداوم ۱۲ ساعته در ۰۰۰ برحسب درجه سلسیوس در همان زمانی که توفان رخ داده است.) ۱-۲-۱۱-۴- تاثیر مانع بر روی رشته کوهستان‌های کم‌ارتفاعی که در فواصل کوتاه از جایگاه انتقال قرار دارندء وجود دارد. تصمیم احاطه کننده محل پروژه قرار دارد. انجام می‌پذیرد. برای نمونه. اگر توفان اصلی دیدبانی شده در دو محل محل نداشته باشد. تفاوت در ارتفاع به حساب نیامده و حذف تنظیم ارتفاع توجیه‌پذیر است. در برخی تنظیم برای تفاوت ارتفاع در فواصل کوتاه در حدود ۳۰۰ متر یا کم‌تر انجام نمی‌شود. دومین توجه مربوه ۷۲۹ ۱ هکتوپاسکال ی انتقال توفان در به‌ کار گیری ی که در پبهنه ای رطوبت دو -------- صفحهٔ بعد -------- ۸۰ 0۰ نهیه دستورالعمل روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳۱1) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش (/7۸) مشابه در دشت‌های وسیع با شیب تدریجی است. این موقعیت باید به‌طور جداگانه بررسی و بارش توفان‌های اصلی در این مناطق آزمون شود. اگر تفاوت در مقدار بارش را بتوان به تفاوت در رطوبت و نه در ارتباط با ارتفاع نسبت دادء حذف تنظیم ارتفاع نیز توجیه‌پذیر خواهد بود. چنانچه تصمیم به حذف تنظیم ارتفاع باشد. ,۷۷ در معادله (۲-۴) برای نقطه شبنم بیشینه در جایگاه مرجع (جایگاه اولیه) در محل مورد مطالعه با همان ارتفاع ستون هوا به عنوان ,۷۷ محاسبه می‌شود. اگر تنظیم ارتفاع به‌کار گرفته شود. باید ۷۷2 برای نقطه شبنم بیشینه‌ای که در بالا توصیف شد برای ستون هوای بالای زمین محل مورد مطالعه. که ممکن است ارتفاع آن پایین‌تر یا بالاتر از جایگاه اولیه توفان دیدبانی شده باشد. محاسبه شود. شایان ذکر است که در انتقال توفان از یک جایگاه به جایگاه دیگر به‌طور معمول نباید اختلاف ارتفاع آن‌ها ۲-۲-۱۱-۴- تندرهای محلی در تندرهای محلی شدید وقتی که انتقال درار تباط با تفاوت ارتفاع به مقدار کم‌تر از حدود ۱۵۰۰ متر باشد. تنظیم ارتفاع انجام نمی‌شود. از آنجایی که در این بخش مناطق غیرکوهساری مورد بحث است. به‌سادگی می‌توان بیان کرد که تنظیم ارتفاع در تندرهای محلی انجام نمی‌شود. تنظیم ارتفاع برای چنین توفان‌هایی در مناطق کوهساری موردنیاز است. بارش‌های فرین دیدبانی شده در توفان‌های تندری, در رویدادهای منفرد در ارتفاعی در حدود ۳۰۰تا ۳۰۰۰ متر رخ می‌دهد. متاسفانه داده‌های بارش فرین برای نشان دادن روند مشخص بارش با ارتفاع در این نوع توفان‌ها بسیار پراکنده هستند. مطالعات انجام شده در فصلی که بارش به عنوان رگبارهای منفرد (توفان‌های تندری) غیر از بخشی که از یک سامانه جوی سازمان یافته رخ داده است. از گزارش ایستگاه‌های معمولی با باران‌سنج‌های ثبات به‌دست می‌آید. این داده‌های فرین حاصل از باران‌سنج‌های ثبات که تعداد آن‌ها به مقدار قابل ملاحظه‌ای نسبت به ارتفاع کاهش می‌یاید نشانه مشخصی از کاهش داده‌های فرین در ارتفاع بالاتر از ۱۵۰۰ متر است. بنابراین در توفان‌های تندری کاهش ۵ درصدی برای هر ۳۰۰ متر افزایش ارتفاع در بالاتر از ۱۵۰۰ متر براساس کاهش رطوبت در فرآیند شبه بی‌دروی اشباع جو پذیرفته شده است. ۳-۱۱-۴- تاثیر ناهمواری‌های حوضه مورد مطالعه هستند که به وسیله دره‌های با پهنای متفاوت از یکدیگر جدا شده‌اند و ممکن است دارای شکستگی‌های متفاوتی باشند که به صورت یک دیواره درآمده‌اند. در این گونه حوضه‌ها انتقال یک توفان از سوی رو به باد به قسمت بادپناه یک مانع بلندتر از ۷۰۰ مترء نسبت به ارتفاع جایگاه توفان دیدبانی شده به خاطر اثرگذاری بر توفان به‌طور کلی اجتناب می‌شود. -------- صفحهٔ بعد -------- فصل چهارم - برآورد (ب ب م) همدیدی به روش همگرایی ۳/۰ ۸ همچنین. تنظیم مانع در انتقال توفان‌های تندری محلی شدید با دوره زمانی کوتاه مدت. که قادر است رطوبت به‌دام افتاده توسط مانع قبل از جایگاه حوضه مورد بررسی را به سوی خود بکشد. به‌کار گرفته نمی‌شود. زیرا تجمع رطوبت در پشت مانع معرف رطوبت توفان نبوده و نمی‌توان از آن به عنوان معرف رطوبت کلی توفان استفاده کرد. ۴-۱۱-۴- نمونه‌ای از انتقال و بیشینه‌سازی توفان ۱-۴-۱۱-۴- وضع فرضی فرض می‌شود که نقشه‌های وضع هوای مربوط به توفان‌های اصلی نشان می‌دهند که گرته توفان فرضی (شکل ۶-۳) با همان توضیح., قابل انتقال به حوضه مورد بررسی باشد. میانگین ارتفاع پهنه توفان ۳۰۰ متر است و میانگین ارتفاع به درون حوضه حائل نشده است. نقطه شبنم بیشینه با تداوم ۱۲ ساعته معرف توفان ۲۳*۴ است که در جایگاهی واقع در ارتفاع ۲۰۰ متری و در فاصله ۲۰۰ کیلومتری از مرکز توفان در جهت ۱۷۰ درجه (جنوبی) دیدبانی شده است. تبدیل این نقطه شبنم با توجه به فشار ایستگاه به 1۳۵ ۱۰۰۰ برابر ۲۴۴۴ می‌شود. ۲-۴-۱-۴ محاسبه عامل تنظیم عامل تنظیم به صورت زیر محاسبه می‌شود. (۱۵-۴) ۷/200 ) / مور( ۷/3 ) > مود( دد/۷) / مور( ۷ ) * مود( م۷ /۷/3) ۷ مود( ۷/۵ / ۷/90 ) ۲۶ در این فرمول زیرنویس‌های داخل پرانتز. نقطه‌های شبنمی را نشان می‌دهند که آب قابل بارش برای آن‌ها محاسبه شده است. یعنی نقطه شبنم بیشینه با تداوم ۱۲ ساعته با دوره برگشت ۵۰ ساله و تبدیل آن به تراز ۱۰۰۰ هکتوپاسکال, ۶ درجه سلسیوس است. نقطه شبنم بیشینه با تداوم ۱۲ ساعته معرف توفان پس از تبدیل آن به تراز ۱۰۰۰ هکتوپاسکال ۲۴ درجه سلسیوس است و نقطه شبنم بیشینه با تداوم ۱۲ ساعته در تراز ایستگاه (۳۰۰ متر) ۲۳ درجه سلسیوس است. شایان ذکر است که هرسه نقطه شبنم در منطقه‌ای که درون شارش رطوبت را مشخص می‌کند دیدبانی شده است. زیرنویس‌های خارج پرانتز به ارتفاع‌های مختلف زمین مربوط می‌شود که تشکیل دهنده پایه ستون جوی است که آب قابل بارش برای آن‌ها محاسبه شده است. بنابراین عبارت «,۷۷20/۷/2,(1) بیان گر بیشینه‌سازی آب قابل بارش در جایگاه توفان است. (۷۷/23/۷۷20(10) عبارت است از تنظیم برای تفاوت در نقطه شبنم بیشینه بین جایگاه اصلی و انتقال و ومد(۷/23) / ۷/23(700) تنظیم ارتفاع است. یعنی نسبت آب قابل بارش نقطه شبنم بیشینه با تداوم ۱۲ ساعته در ارتفاع ۷۰۰ متری با دمای ۲۳ درجه سلسیوس به آب قابل بارش نقطه شبنم بیشینه با تداوم ۱۲ ساعته در ارتفاع ۳۰۰ متری با دمای ۲۴ درجه سلسیوس محاسبه می‌شود. حاصل ضرب تمام این عبارت‌ها به این نتیجه ساده منجر می‌شود که تنظیم مورد نیاز در عبارت ۷۷24(300) / ۷۷23(700) خلاصه می‌شود. با مراجعه به جدول (۱-۴) برای قله ستونی از هوا تا ۰ هکتو پاسکال می‌توان محاسبات زیر را انجام داد. -------- صفحهٔ بعد -------- ی ۰ نهیه دستورالعمل روش‌های محاسبه حداکتر بارش محتمل (۳(/۳) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش (2۸) 67-134 <- وور(د/۷) و 74-6-68 * مود( ور/۷) میلی‌متر 9 - 68 ۲-۹54۱ بنابراین اگر روش اجرایی جایگزین برای تنظیم تبدیل رطوبت که در بخش ۲-۴-۱۱-۴ گفته شد به‌کار گرفته شود. عامل تنظیم به صورت زیر محاسبه می‌شود. (۶-۴ (9لقل رو/0(/00 تلد 90فا ر)/(0 تلد واه« تلم ر/)/( اتلد رتکد د/0)/ لخاد ۱ مد 91۹ 51 یا 51 91 51 51 یا وچنانچه با استفاده از جدول‌های (۳-۴) الف و (۴-۴) الف در پیوست ارزیابی شود. نتایج به صورت زیر به دست می‌آید. 6 743 شک مرو وم ۲ نتیجه به دست آمده از تبدیل, نسبت به زمانی که فرض می‌شد تمام رطوبت توسط افزایش ارتفاع از بین رفته باشد. مقدار کم‌تری حاصل می‌کند. برای مثال اگر مانع کوهستانی وسیعی با میانگین ارتفاع ۱۰۰۰ متر بین جایگاه توفان دیدبانی شده و حوضه مورد بررسی قرار داشته باشد. رون,(۷۷/23) به جای ر,۷۷/::(7) جایگزین می‌شود. در این صورت نسبت ]۲ برابر با (68-18(/)74-6) یا 0.74 خواهد شد. بنابراین نسبت مناسب تنظیم برای دامنه‌ای از ارتفاع بزرگ‌تر و کوچک‌تر از ارتفاع حوضه. از داده‌های عمق -پهنه-دوره مانند جدول (۱-۴) به کار گرفته می‌شود. از آن‌جایی که ارتفاع مانع از آنچه که در بخش ۲-۴-۱۱-۴ بحث شد بلندتر است. روش اجرایی جایگزین که قبلا بحث شد به‌کار نمی‌رود. اخیرا روش اجرایی دیگری برای تنظیم رطوبت در انتقال توفان به‌کار می‌رود. در یک بررسی رسم بارش نقطه‌ای دیدبانی شده بیشینه در مقابل ارتفاع هیچ تغییر ثابتی از بارش را در دامنه محدودی از ارتفاع آشکار نساخته است. بنابراین برای مقادیر بارش توفان در پهنه‌های کوچک در تغییرات ارتفاع‌های در حدود ۳۰۰ متر یا کم‌تر هیچ تنظیمی برای مانع صورت نمی گیرد. برای تغییرات بیش‌تر ارتفاعء تنظیم‌ها برپایه تغییرکلی در مقدار آب قابل بارش که تولید مقادیر غیرواقعی می‌کند. برپایه تجربه توفان دیدبانی شده صورت می‌گیرد. به‌این ترتیب برای تغییرات ارتفاع که از ۳۰۰ متر تجاوز کند. تنظیم انتقال قائم به نصف تغییرات آب قابل بارش محدود می‌شود. این مورد به‌طور ریاضی به صورت زیر بیان می‌شود: (۱۷-۴) وود 5 > 3۲ (513+300) 31 ۷۷/۵ در این فرمول: 7 تنظیم انتقال قائم <ارتفاع انتقال یافته یا ارتفاع مانع: ارتفاع انتقال یافته محل یا هر مانع بلند تر نسبت به شارش هوای مرطوب (71.)55+300 ,۷۷۵ * آب بارش شو مربوط به نقطه شبنم بیشینه با تداوم ۱۲ ساعته در ۱۰۰۰ هکتوپاسکال با توجه به نصف افزایش (کاهش) در آب بارش شو برای تفاوت ارتفاع بزرگ‌تر از ۳۰۰ + متر از ارتفاع توفان یا مانع. .۱/۶ <آب بارش شو مربوط به نقطه شبنم بیشینه با تداوم ۱۳ ساعته در ۱۰۰۰ هکتوپاسکال در بالای ارتفاع مانع. -------- صفحهٔ بعد -------- فصل چهارم - برآورد (ب ب م) همدیدی به روش همگرایی ۳/۰ ۸۳ در توفانی که در اینجا بررسی شده تنظیم رطوبت قائم به صورت زیر است: 67-8 67-9 19 )05 + 0.5 عخ سس ظ و ۷۱ 2 - در این روش. تنظیم‌ها برای بیشینه‌سازی و انتقال افقی به طور جداگانه و به طریقی که قبلا شرح داده شد. انجام می‌شود. ۱-۱۳-۴- تعریف بیشینه‌سازی متوالی و مکانی درگیر گسترش توفان‌های تولیدکننده سیل در اثر توفان‌های منفرد دیدبانی شده با پوکه بارش‌ها در توفان‌های منفرد یا جدا ازهم هستند. این ترکیب با فرض رخداد توفان‌های متوالی بحرانی با فواصل زمانی کوتاه بین رویدادها (بیشینه‌سازی متوالی) تاثیرپذیر است. برای نمونه بیشینه‌سازی رخداد یک دوره ۶ ساعته بارش‌های تندری یا پوکه بارش‌ها انجام می‌شود و در نتیجه سیلی برآورد می‌شود. سپس پس از مدت کوتاهی مجددا این نوع بارش‌ها برای دوره دیگری رخ می‌دهد و آن نیز بیشینه‌سازی شده و سیل دیگری برآورد می‌شود. در عمل بیشینه‌سازی اولی و دومی باید با توجه به فاصله زمانی بین رخدادها آنجام شود و این بیشینه‌سازی یک پارچه شود. منفرد محاسبه می‌شود. برآورد شود. شایان گفتن است که دراین نوع محاسبات فاصله زمانی این دو رخداد باید به اندازه‌ای باشد که سیل اول برروی سیل دوم تاثیر داشته باشد و همچنین ممکن است ازنظر جغرافیایی (بیشینه‌سازی مکانی) جابجا یا انتقال یابد. ۲-۱۳-۴- بیشینه‌سازی متوالی بیشینه‌سازی متوالی عبارت است از مرتب کردن مجدد توفان‌های دیدبانی شده یا بخش‌های مربوط به توالی توفان‌ها به این شرط که فاصله زمانی بین رخداد توفان‌ها به اندازه‌ای باشد که تاثیر توفان اولی بر روی دومی از بین نرفته باشد. این توفان‌ها ممکن است با توالی زمانی نزدیک به هم یا با فاصله سال‌ها از یکدیگر رخ بدهد. این روش بیش‌تر اوقات در حوضه‌های بزرگ به‌کارگرفته می‌شود. یعنی جایی که سیل‌های برجسته نتیجه‌ای از توفان‌های متوالی و کوتاه مدت است تا از یک توفان مجرد و با فاصله زمانی زیاد. گام اول برای بیشینه‌سازی متوالی در حوضه‌های بزرگ یا کوچک یکسان است. به طور معمول مطالعه همه توفان‌های بزرگ با جزییات یکسان امکان‌پذیر نیست. زیرا برای توفان‌های بسیار قدیمی در زمانی که داده‌های جو بالا وجود نداشته -------- صفحهٔ بعد -------- ۸۴ ۰ نهیه دستورالعمل روش‌های محاسبه حداکتر بارش محتمل (۳317) و منحنی‌های عمق, سطح. نداوم بارش ((/,) است. بررسی داده‌ها و گرته‌های شارش ترازهای بالا امکان‌پذیر نیست. از این رو برآوردها باید فقط از داده‌های سطح گام بعدی, تعیین توالی زمانی توفان‌ها به ترتیبی که شرح داده شد. در نزدیکی یا در خود حوضه است. در حوضه‌های بزرگ برای تعیین دوره کوتاه‌ترین فاصله زمانی معقول بین آنواع توفان‌های منفرد باید توالی زمانی توفان بررسی شود و نباید از یک فاصله زمانی معینی تجاوز کند یعنی فاصله زمانی بین توفان‌ها طوری باشد که تاثیر توفان اولی بر توفان دومی از بین نرفته باشد. این فاصله زمانی را فاصله بحرانی گویند. در ترکیب هر نوع توفان تولید کننده بارش شدید کوتاه‌ترین فاصله زمانی که به‌طور معمول بر حسب ساعت یا روز سنجیده می‌شود. تعیین می‌شود. این فاصله زمانی در توالی توفان‌های احتمالی ایجاد شده بحرانی است. در حوضه‌های کوچک روش اجرایی گرچه مشابه حوضه‌های بزرگ است ولی بر فاصله زمانی تمرکز دارد که به‌طور معمول بر حسب ساعت بین بارش‌های شدید و ناگهانی در توفان‌های منفرد سنجیده می‌شود. در برخی اوقات ترکیب بارش‌های شدید و ناگهانی (پوکه‌ها) از توفان‌های جدا از هم امکانی مناسب در بررسی فاصله زمانی بین توفان‌های مشابه است. پس از بررسی توفان‌ها وتعیین کوتاه‌ترین فاصله زمانی معقول بین آن‌هاء. جفت یا توالی توفان‌ها یا پوکه‌ها (بارش‌های شدید) گسترش می‌یابند. هر جفت توفان یا پوکه‌های منفرد در درون توفان‌های سازمان یافته در حوضه‌های کوچک باید به‌منظور اطمینان از این که گسترش فراسنج‌های هواشناختی یعنی حرکت کم‌فشارها و پرفشارهاء عبور هوای سرد از روی حوضه و غیره در پی اولین توفان یا پوکه مانع از موفقیت رخداد توفان یا پوکه در فاصله زمانی بحرانی نشود. به دقت بررسی می‌شود. لازم به ذکر است که نقشه‌های همدیدی وضع هوا در اولین توفان و در توفان بعدی و در فاصله زمانی بین توفان‌ها با پوکه بارش‌ها باید به دقت بررسی شود. این نقشه‌ها می‌تواند توالی زمانی بین دو توفان را تعیین کند. زیرا عبور یک سامانه کم‌فشار باران زا از روی یک حوضه به حوضه دیگر و یا سامانه‌های کم‌فشار باران‌زای متوالی که از یک منطقه برروی حوضه مورد مطالعه به‌طور متوألی وارد می‌شود تعیین کننده فاصله زمانی بحرانی است. برخی اوقات توفان بیشینه محتمل(۹۸15]) به عنوان دومین توفان انتخاب می‌شود. به بیانی دیگر پس از تعیین توالی زمانی توفان‌ها دومین توفان برای رطوبت و شاید باد بیشینه‌سازی می‌شود زیرا توفان اول محیط را از نقطه نظر فراسنج‌های هواشناختی مناسب ساخته است. به‌طوری‌که در حداقل یک دوره زمانی و یک اندازه پهنه با حداکثر بارش محتمل برابر می‌شود. بهرحال توالی های دو توفان بیشینه محتمل به دو دلیل محتمل نیستند. اول این که توفان بیشینه محتملی که بدرستی محاسبه شده باشد دارای احتمال رخداد بسیار کمی است و احتمال رخداد چنین دو توفانی در توالی زمانی غیرمعمول نزدیک به هم همان‌طور که منطقی نیست بسیار بعید است. دوم این که اولین ۳۸۸5 با وضعیت توفان بسیار احتمال دارد توالی را که از نقطه نظر هیدرولوژیکی کم‌تر بحرانی است نسبت به توالی توفان‌های باشدت کم‌تر با فاصله زمانی کوتاه‌تر بین آن‌ها ایجاد کند. -------- صفحهٔ بعد -------- فصل چهارم - برآورد (ب ب م) همدیدی به روش همگرایی ۳/۰ ۸۵ ۳-۱۳-۴- بیشینه‌سازی مکانی بیشینه‌سازی مکانی درگیر انتقال توفانی است که در حوضه مورد مطالعه یا در نزدیکی آن نسبت به یک یا چند جایگاه در حوضه رخ می‌دهد و برای به‌دست آوردن رواناب بیشینه انجام می‌شود. این عملیات شامل تعیین امکان انتقال توفان ویژه‌ای با فاصله زمانی معین و بحرانی به جایگاه مورد نظر و ترکیب ویژگی‌های توفان انتقال یافته با خصوصیات فیزیوگرافی حوضه برای ایجاد آهنگ رواناب یا حجم بیشینه آب است. شایان ذکر است هر حوضه قبل از ریزش بارش دارای یک جریان پایه است. در هنگام ریزش باران در حوضه به‌تدریج آب وارد رودخانه شده و روان آب به‌تدریج افزایش می‌یابد. افزایش رواناب نسبت به زمان آهنگ رواناب نام دارد. دراین حالت نیز مانند بیشینه‌سازی متوالی, نیاز به دانش کامل از توفانی است که سبب بارش شدید در حوضه و اطراف آن می‌شود. مثال زیر از بیشینه‌سازی مکانی بر پایه یک سری از بارش‌های شدید و ناگهانی محلی است که در خلال دوره پنج روزه از سوم تا هشتم خرداد رخ داده است. در طی این دوره گردش بزرگ مقیاس پایایی. درون شارش مشخصی از هوای ناپایدار مرطوب را به درون پهنه توفان نگه می‌دارد. جبهه و مشخصه‌های همدیدی مرتبط مانند عوامل تراز بالا برای نمونه فرارفت تاوایی نقش کمینه‌ای را ایفا می‌کند. دو بارش ۶ ساعته ناگهانی و شدید مشخص در دو روز متوالی سوم و چهارم رخ می‌دهد. نقشه‌های هم‌باران برای این بارش پوکه در شکل (۷-۳) نشان داده شده است. بارش پوکه روز سوم روی حوضه ۱۱۰۰ کیلومتر مربعی متمرکز شده موقعیت وضع جوی در هر دو روز بسیار شبیه است عاقلانه است تصور شود که مراکز بارش می‌توانست در یک محل رخ بدهد. تر کیب این دو گرته هم‌باران بر پایه این فرض در گرته شکل (۸-۴) به‌دست آمده است. در ترکیب این گرته‌ها مرکز اصلی گرته توفان» در روز چهارم بر روی مرکز اصلی روز سوم انطباق داده شده است. برای انطباق بهتر گرته روز چهارم بر روی روز سوم در حدود ۲۵ درجه در جهت مخالف عقربه های ساعت چرخش داده شده است. در این منطقه. چنین چرخشی برای این نوع توفان منطقی است. در مناطق و انواع توفان‌های دیگر ممکن است بررسی توفان‌های زیاد نشان دهد که چنین انطباق یا چرخشی مجاز نیست. چگونگی انطباق از مسیر حرکت سامانه‌های باران زا مشخص می‌شود. بدین معنی که اگر مسیر توفان مجاور نسبت به توفان منطقه مورد مطالعه طوری باشد که سامانه باران‌زای مجاور بتواند برروی منطقه مورد مطالعه انتقال یابد. می‌توان آن دو را یکی کرد. ۴-۱۳-۴- ترکیب بیشینه‌سازی مکانی و متوالی به‌طورکلی بیشینه‌سازی مکانی و متوالی به صورت ترکیب به‌کارگرفته می‌شود. یعنی علاوه بر فاصله زمانی کوتاه بین توفان‌ها یا بارش پوکه‌ها در درون توفان سازمان یافته. ممکن است که موقعیت آن‌ها از نظر جغرافیایی تغییر کند. دراین بررسی نه تنها دو بارش ناگهانی به طور مکانی با انطباق مراکر و چرخش یکی ازگرته‌های هم‌باران بیشینه‌سازی می‌شود -------- صفحهٔ بعد -------- ۸۶ ۰ نهیه دس از ظهر روز سوم و ۲ تا ۸ بعداز طورنسبی نزدیک. نشان داده ا فاصله زمانی از اختصاص دادن شکل ۷-۴- نق نورالعمل روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (]۲۳۱1) و منحنی‌ها د و ناگهانی که در شکل (۷-۳) نمایش داده شده است از س ظهر روز چهارم بوده است. بررسی تعداد زیادی از توفان‌هاو ست که فاصله بین دو بارش پوکه را می‌توان به ۱۲ ساعت ؟ دوره کلی ۲۴ ساعت به بارش کل در دو بارش شدید. یا ۷ می‌شود. مه هم‌باران برحسب سانتی‌متر در دو بارش ۶ ساعته شدید و ناگهانی د (خطوط خط چین و پر هرکدام معرف یک روز است) مشابه رخ داده با توالی به اهش داد. این کوتاه کردن ساعت کم‌تر از دوره ۳۱ ساعته ر دو روز متوالی -------- صفحهٔ بعد -------- فصل چهارم - برآورد ( ٍ ۱۳-۴- پوش ۱-۱۳-۴- کلیات در بیشینه‌سازی می‌تواند به مراتب ۱ ب ب م) همدیدی به روش همگرایی ۳۰ 0 10 20 30 لا با با ی کیلومتر شکل ۸-۴- نقشه هم‌باران (سانتی‌متر) که از ترکیب گرته توفان‌های ۶ ساعته دو روز متوالی : در شکل (۷-۴) نشان داده شد ترسیم شده است ,و انتقال توفان منقرد به یک حوضه فرض می‌شود که حجم بارش معینی م۲ شواهدی در مورد ار تباط این حجم بارش به حداکتر بارش محتمل در دست م‌تر از مقدار حداکثر بارش محتمل باشد. برای بررسی چند دوره توفان. بدون و انتقال, اطمینانی برای به دست آوردن تراز حداکثر بارش محتمل وجود ندارد ۸۷ ججججشجشششتتتتت که ی تواننست برروی ان نیست و این بارش توجه به پیجیدگی -------- صفحهٔ بعد -------- ۸۸ ۰ نهیه دستورالعمل روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳۱1) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش (/0۸) پاسخ به سوال کافی بودن تعداد و نمونه توفان به‌ویژه با داده‌های محدود برای برآورد حداکثر بارش محتمل مشکل است. به هرحال انتظار می‌رود که پوشی از داده‌های زیاد حداکثر بارش منتقل شده به حوضه با احتمال زیاد مقادیری به‌دست آورد که حاکی از مقدارحداکثر بارش محتمل باشد. منطقی به نظر می‌رسد که احتمال رخداد توفانی که بتواند برای تمام دوره‌ها و اندازه‌های پهنه مقدار بارش فرین را ایجاد کند. وجود ندارد. به‌همین دلیل پوش گام نهایی لازمی در برآورد حداکثر بارش محتمل است. برآورد حداکثر بارش محتمل که شامل پوش با هموارسازی پهنه‌ای, دوره‌ای و منطقه‌ای نباشد. مقادیر نامناسبی را برای حداکثر بارش محتمل به دست می‌دهد. شایان گفتن است که منظور از هموارسازی مستقیم نمودن خط برازش است که از حالت زیگزاگی خارج و در عین حال بیشینه مقدار را هم دارا باشد. 24 36 48 60 دوره (ساعت) شکل ۹-۴- پوش ژرفا- ۲-۱۳-۴-پوش پوش فرآیندی است برای انتخاب بزرگ‌ترین مقدار از مجموعه‌ای از داده‌ها. در برآورد (حداکثر بارش محتمل) داده‌های بیشینه شده و انتقال یافته بارش بر روی کاغذ نموداری مناسبی رسم می‌شوند. و منحنی همواری از سراسر بزرگ‌ترین مقادیر رسم می‌شود به‌طوری که تمام منحنی‌های حداکثر بارش را در بر می‌گیرد. شکل (۹-۴) پوش دوره زمانی تا ۷۲ ساعت بر روی پهنه‌ای به مساحت ۲۰۰۰ کیلومتر مربع رانشان می‌دهد. این متغیرها در شکل (۱۰-۴) تغییر یافته است. به‌طوری که پوش پهنه‌ای مقادیر باران ۲۴ ساعته بیشینه شده انتقال یافته در پهنه‌هایی تا حدود ۱۰ کیلومتر مربع را نشان می‌دهد. -------- صفحهٔ بعد -------- فصل چهارم - روش شرح ۱ (شکل ۹-۴ برآورد (ب ب م) همدیدی به روش همگرایی ۳۰ ی 6 ‎٩۹۵۵0۵0۵ 9 ۲ 5000 ۵ ۸۲ ۸8۲ 1000 ۸ 500 7 و ال ۷ ۸۱۵ 1006 1 توفان ۸ ۵ ۹ 500 ۱ ۸9*۶ توفان 8 ۲ لک توقان 6 1 توذن 8۵ 0 ٩9۵ ۸۷ #‏ فرع ۵ 100 توذن ۴ 2 50 «٩ ۵*۴ ۸ ۲ . 16 800 69060 400 200 0 بارش ۲۴ساعته (میلی‌متر) شکل ۱۰-۴- پوش عمق - دوره مقادبر بارش توفان ۲۴ ساعته بیشینه شده انتقال بافته ترش کامل آرایه داده‌های عمق - پهنه- دوره حداکثر بارش محتمل در حوضه. ضروری است که اده شده مانند شکل‌های (۹-۴) و (۱۰-۴) انجام شود سپس از مقادیر خوانده شده در منحنی و ۱۰-۴) برای بنا کردن سری منحنی‌های عمق- پهنه- دوره به مانند انچه که در شکل (۱۱-۳) ۸۹ پوش هردو های پوش نشان داده -------- صفحهٔ بعد -------- ۹ ۰ نهبه دستورالعمل روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳11) و منحنی‌های عمق, سطح. نداوم پارش ((/7۸) ۰7۳7۳ 2 3600 ۵ 56 ۵ 60 7۵0 98600 60 شکل ۱۱-۴- منحنی‌های عمق - بهنه - دوره پوش شده حداکثر بارش محتمل در یک حوضه فرضی باید توجه داشت که نقاط وارسی تعیین کننده هر منحنی به‌طورمعمول از توفان‌های متفاوت به دست می‌آید. برای نمونه در شکل (۱۱-۴) به جز منحنی‌های ۶ و ۱۲ ساعته نقاط وارسی منحنی‌ها از پهنه‌ای در حدود ۲۵۰۰ کیلومترمربع از توفان‌های نوعی متفاوت تا پهنه‌های ۵۰۰۰۰ کیلومتر مربع به‌دست می‌آیند. به‌طور مشابه نقاط وارسی منحنی‌هایی با دوره‌های کوتاه مدت معمولا از توفان‌های متفاوت کوتاه مدت به‌دست می‌آیند تا نقاط وارسی منحنی‌های بلند مدت. برای آماده‌سازی برآورد حوضه منفرد. معمولا تهیه منحنی‌های عمق-- پهنه- دوره برای دامنه‌ای از اندازه‌های پهنه از حدود ۱۰ درصد تا حدود ۱۰ برابرمساحت حوضه. کافی است. -------- صفحهٔ بعد -------- فصل ۵ بر آورد حداکثر بارش محتمل به رو به روش -------- صفحهٔ بعد -------- -------- صفحهٔ بعد -------- فصل پنجم - برآورد بارش بیشینه محتمل به روش آماری ۳/۰ ۹۳ ۱-۵- استفاده از روش آماری برای برآورد حداکثر بارش محتمل روش آماری برای برآورد حداکثر بارش محتمل را می‌توان در هر زمانی که داده‌های کافی بارش در دسترس و پهنه حوضه کم‌تر از ۱۰۰۰ کیلومترمربع و داده‌های فراسنج‌های باد و نقطه شبنم در ایستگاه‌های حوضه مورد مطالعه دیدبانی نشده باشد. به منظور برآورد سریع حداکثر بارش محتمل به‌کارگرفت. باید توجه داشت که از این روش برای پهنه‌های بزرگ‌تر نیز می‌توان استفاده نمود. توضیح این که در حوضه‌های کوچک‌تر از ۱۰۰۰ کیلومتر مربع نیاز به یک شبکه بسیار گسترده و متراکم نیست زیرا پهنه‌ای به وسعت ۱۰۰۰ کیلومتر مربع دارای شعاعی در حدود ۱۸ کیلومتر مربع است و این گونه پهنه‌ها با داشتن ۴ تا ۵ ایستگاه به‌ویژه در نقاط ارتفاعی مختلف می‌تواند جواب‌گوی حداکثر بارش محتمل نقطه‌ای باشد به شرطی که طول عمر این ایستگاه‌ها بیش از ۳۰ سال بوده و بارش‌های حدی را تجربه کرده باشند. در پهنه‌های بزرگ‌تر از ۱۰۰۰ کیلومتر مربع نیاز به شبکه ایستگاه‌های باران‌سنجی توسعه یافته و گسترده و با توزیع مناسب ارتفاعی است. در این نوع شبکه باران‌سنجی نیز باید ایستگاه‌ها دارای طول عمری بیش از ۳۰ سال باشند تا بارش‌های شدید و اکستریم را تجربه کرده باشند. بنابراین به نظر می‌رسد با توجه به شبکه باران‌سنجی مناطق کوهستانی ایران, استفاده از روش آماری در پهنه‌های کم‌تر از ۱۰۰۰ کیلومتر مربع از دقت بیش‌تری برخوردار باشد تا پهنه‌های بیش از ۰ کیلومترمربع که نیاز به شبکه باران‌سنجی متراکم و گسترده دارد. سهولت این روش در این است که نسبت به کاربرد روش‌های هواشناسی یا روش‌های مرسوم. به زمان بسیار کم‌تری نیاز دارد و برای به‌کارگیری این روش نیازی به هواشناس بودن نیست. مهم‌ترین نقص این روش در این است که برآورد حداکثر بارش محتمل فقط به صورت مقادیر نقطه‌ای است و ازاین‌رو برای تنظیم مقادیر نقطه‌ای به اندازه‌های مختلف پهنه, نیاز به منحنی‌های کاهش سطح دارد. مشکل دوم درگیر تعیین مقدار مناسب در کاربرد مقادیر متفاوت ضریب آماری ؟اء است که توسط پژوهشگران مختلف به‌ کار برده می‌شود. ۱-۲-۵- مفاهیم بنیادی روش گسترش یافته (۱۹۶۱) 110۲51111014 که بعد از آن در سال ۱۹۶۵ اصلاح شد بر مبنای معادله فراوانی کلی (۱۹۶۱) 1۵۷۷ ان استوار است. (۱-۵) 6۹ + بلح )2 در این فرمول ,)2 بارش در دوره بازگشت ۲ : ,2 و ,5 به ترتیب عبارتند از میانگین و انحراف معیار سری 1 بیشینه بارش سالانه (منظور بالاترین بارش ۲۴ ساعته در طی یک سال است). ۴ عبارت از یک متغیر آماری عمومی است و با توزیع‌های فراوانی متفاوت که با مقادیر فرین داده‌های مربوط به آبشناسی برازش دارد» تغییر می‌کند. -------- صفحهٔ بعد -------- ۹۴ اگ معیاره )۵ بر ایالات داده‌ها تصور ۱ می‌کنا دور ه ۰ نهیه دستورالعمل روش‌های محاسبه حداکتر بارش محتمل (۲(17) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش ( ۲( سک رگ < 2 ۳ 2 9 ی نمونه داده‌های بارش ۲۴ ساعته ۲۷۰۰ ایستگاه در برنامه دیدبانی اقلیم‌شناسی که در حدود ۹۰ درصد متحده و بقیه در سایر نقاط دنیا پراکنده بوده است در تعیین آغازین مقدار پوش بیکا به‌کارگرفته شده | 2 و 5 با روش‌های معمول محاسبه می‌شود. اما بزرگ‌ترین بارش تبت شده بیشینه در هر ایستگاه از ۱ حذف شده است. بزرگ‌ترین مقدار ,م۴ عدد ۱۵ است که از داده‌های همه ایستگاه‌ها محاسبه شده است. می‌شد که سک مستقل از مقدار بارش است. اما بعدا تشخیص داده شد که با مقدار بارش به‌طور معکوس ۱ .۰ برای نمونه مقدار یا در ۱۵ ماه مه برای پهنه‌هایی که دارای بارش شدید است. بسیار بزرگ 0 برای م ای زمانی ۵ دقیقه و ۱ ۶ و ۲۴ ساعت در شکل (۱-۵) نشان داده شده است که بیشینه مقدار ,را عدد ۲۰ ژوهشگران برای برآورد حداکثر بارش محتمل مقادیر دیگری به‌کار برده‌اند. ۹ 20 20 شا سح ۱ 30 میانگین بارش بلگینه سالانه ( میلیماٌ 0 ۸ رد منحنی ۶ ساعته از درون‌یابی سایر دوره‌های زمانی ی :8 ۱1۹ ۹ ۹ ۱ ۵۱ 600 500 00 300 200 1۱00 میانگین بارش بیشینه سالانه (میلی‌متر) شکل ۱-۵- ,رک تابعی از دوره زمانی بارش و میانگین سری‌های سالانه (0(۸7) عراف َ 2 آن در سری ابت‌دا در -------- صفحهٔ بعد -------- ۲-۲-۵- در مقادیر بار دوره کوتاه گر محسوسی بر کم‌تر از گزارن 10 آورد بارش بیشینه محتمل به روش آماری ۳ ظیم ,5 و ,5 برای رویدادهای دیدبانی شده بیشینه ش فرین در رخدادها و شدت‌های نادر برای نمونه با دوره بازگشت ۵۰۰ سال یا بیش‌ترء : زارش مثلا دوره ۳۰ ساله رخ داده است. چنین رویدادهای نادری که پرت نامیده می‌ش میانگین ( ,5) و انحراف معیار ( ,5) سری سالانه داشته باشد. بزرگی این اثر در گزارشر ن‌های کوتاه مدت است و با کمیابی آن رویداد یا میزان پرت بودن آن متغفیر است. در سال ۱۹۶۱ با استفاده از سری‌های فرضی با طول عمر متغیر بررسی شده است و شکل ورت گرفته در رک و ,5 را برای جبران مقادیر پرت نشان می‌دهد. ی شکل ۲-۵- تنظیم میانگین سری‌های سالانه برای بارش بیشینه دیدبانی شده ۹۵ ت در خلال ن است اثر ولانی مدت سوع توسط -۲) و (۳۲-۵) -------- صفحهٔ بعد -------- ۹۶ ۰/ در این شکل ۳-۲-۵- -ننه میانگین و ان فرین چوله به را دوره گزارش بین انجام این کار تع طویل‌تر نشان دا 0,6 5۹ شکل ۳-۵- تنظیم انحراف معیار سری‌های سالانه برای حداکثر بارش دیدبانی شده ها 2 و 5 به ترتیب به میانگین و انحراف معیار سری سالانه ارجاع می‌شود که و هیچ ملاحظه‌ای به بی‌قاعده‌گی‌های دیگر ظاهر شده در دیدبانی‌ها نسبت داده نمی‌شود. حراف معیار سری‌های سالانه با افزایش طول دوره گزارش. افزایش می‌یابد زیرا توزیع فراوا ست است به‌طوری‌که شانس رسیدن به مقدار فرین بزرگ نسبت به مقدار فرین کوچک ب ن‌تر می‌شود. شکل (۴-۵) تنظیم های انجام شده برای که و ,5 را در طول گزارش نشا داد گزارش‌های بارش طولانی‌تر از ۵۰ سال برای ارزیابی اثر اندازه نمونه نسبتا کم بود ام د که تفاوت تنظیم از گزارش‌های ۵۰ ساله بسیار کم است. وم بارش ((1(,11) شده بیشینه را سی بارش‌های | افزایش طول ن می‌دهد. در -------- صفحهٔ بعد -------- فصل پنجم - برآورد بار ۳-۲-۵- تنظیم ذ داده‌های بارش زد ساعته)» و -)1 ]۱00 زمانی اشاره شده به سالانه به طور محس هیچ زمان دیدبانی ( کم‌تر از بیشینه به‌د: ثتابت محدود نشده | بررسی هزارآن ب بارش سالانه برای ی ارقامی که از تحلیل ش بیشینه محتمل به رو شآماری ۳/۰ 20 طول دوره آماری (سال) شکل ۴-۵- تنظیم میانگین و انحراف‌معیار سری‌های سالانه برای طول دوره گزارش اصله زمانی دیدبانی معین -0300 (ساعتی) گزارش می‌شود. چنین داده‌هایی بندرت مقدار حداکثر بارش وا دست می‌دهد. برای نمونه. بسیار محتمل است مقدار روزانه (۱۳ساعته) بارش دید ایژه ای محدود نشده است. کم‌تر باشد. به طور مشابه بیشینه حاصل از فواصل ۶ : ست آمده از ۳۶۰و ۶۰ فاصله یک دقیقه‌ای متوالی است که به ترتیب با زمان‌ها ک فاصله زمانی ثابت و معین در دوره زمانی یک تا ۲۴ ساعت در عدد ۰۱/۱۲۳ مقاد برپایه بیشینه واقعی است. به دست می‌دهد. بنابراین اگر برای جمع‌آوری سری: ۹۷ ]0600-1200 (۶ قعی را در دوره‌های ساعته و یا ساعتی ی شروع و خاتمه ی مقادیر حداکثر سالانه از داده‌های -------- صفحهٔ بعد -------- ۹۸ ۰ نهیه دستورالعمل روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳.۹7۲) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش ((/2۸]) یک فاصله زمانی ثابت استفاده شده است. مقدار حداکثر بارش محتمل حاصل از روش آماری باید در ۱/۱۳ ضرب شود. تنظیم‌های کم‌ترء در زمانی که مقدار مشاهده شده بیشینه برای دوره‌های زمانی مختلف از دو یا چند فاصله زمانی ثابت تعیین می‌شود. مورد نیاز است (شکل ۵-۵). به این ترتیب برای نمونه مقادیر ۶ و ۲۴ ساعته بیشینه که از افزایش‌های بارش یک ساعته در طی دوره ۶ و ۲۴ ساعته متوالی تعیین شده است نباز به تنظیم دارندکه به ترتیب با فاکتورهای به کوچکی ۱/۰۲ و ۱/۰۱ صورت می‌گیرد. 1۱16 ۱ 112 116۵ ز 3 -. نیو 1 ۱۵4۵ 102 ۱۵ 24 20 16 12 6 4 0 تعداد واحدهای دیدبانی شکل ۵-۵- تنظیم مقادیر بارش با فاصله زمانی معین برای تعداد واحدهای دیدبانی در فاصله زمانی ۵-۲-۵- منحنی‌های تعدبل سطح روش توصیف شده در این گزارش برای داده‌های بارش ایستگاهی گسترش یافته است. ازاین رو استفاده از آن به روش‌هایی برای تعدیل مقادیر نقطه‌ای نیاز دارد که در میانگین‌های بارش پهنه‌ای مورد نیاز به‌کار می‌رود. دو نوع رابطه عمق- پهنه وجود دارد. نوع اول رابطه توفان تمرکز پافته است. یعنی رخداد حداکثر بارش زمانی که توفان بر روی پهنه تحت تاثیر متمرکز شده است شکل (۶-۵- الف). از این نوع توفان‌ها برای برآورد حداکثر بارش محتمل همگرایی استفاده می‌شود. در نوع دوم رابطه پهنه‌ای است که از نظر جغرافیایی ثابت است. در این حالت پهنه مورد مطالعه ثابت بوده و توفان یا بر روی آن متمرکز است یا به‌طوری جابه‌جا شده که فقط بخشی از توفان بر پهنه تاثیر می‌گذارد شکل (۶-۵-ب) از این نوع توفان‌ها برای برآورد حداکثر بارش محتمل آماری استفاده می‌شود. منحنی‌های عمق - پهنه توفان متمرکز شده. نیمرخ توفان‌های جدا از هم را نشان می‌دهد. درحالی که داده‌های پهنه تثبیت شده میانگین‌های آماری هستند که در آن مقادیر نقطه‌ای بیشینه از توفان‌های متفاوت به‌دست می‌آیند. منحنی‌های توفان -------- صفحهٔ بعد -------- فصل پنجم - برآورد بارش بیشینه محتمل به روش آماری ۰ ۳ 18 تغییرات زیادی در دو رابطه اساسی عمق- پهنه وجود دارد. آن‌هایی که برای استفاده در مطالعه حداکثر بارش محتمل به‌کار می‌روند باید بر پایه مشخصه‌های 1۸1 نوع توفان‌هایی که توانایی تولید حداکثر بارش محتمل در منطقه را دارند. استوار باشند. منحنی‌های (شکل ۷-۵) بر پایه مقادیر میانگین به دست آمده از تحلیل (]1۸ از توفان‌های کلی استوار است. رابطه (شکل ۷-۵) فقط به عنوان نمونه ارائه شده است و برای استفاده کلی به‌کار نمی‌رود. برای نمونه. این رابطه به همان اندازه که پهنه افزایش پیدا می‌کند کاهش بارش را که از منحنی‌های بر پایه ابر پوکه‌های محلی انتظار می‌رود نشان نمی‌دهد. و بنابراین برای استفاده در جایی که چنین توفان‌هایی سبب رخداد حداکثر بارش محتمل می‌شوند. نامناسب است. این روأبط به پهنه‌های بیش تر از ۰ ۰ کیلومترمربع تعمیم داده نمی‌شوند زیرا برونیابی مقادیر بارش نقطه‌ای با افزایش اندازه پهنه به سبب نبود شبکه ایستگاه‌های باران‌سنجی گسترده و متراکم و با طول دوره آماری مناسب. بی اعتبارتر می‌شود. به‌هرحال ضرورت شرح ارتباط مقادیر نقطه‌ای با پهنه‌های بیش از ۰ کیلومتر مربع به روابطی منجر می‌شود. اغلب اوقات فرض می‌شود مقادیر نقطه‌ای به پهنه‌های تا ۲۵ کیلومتر مربع بدون تعدیل قابل خطوط حداکثر بارش محتمل نقطه‌ای درون حوضه. مانند محاسبه ((1۸1) عمل کرده و نتایج به‌دست آمده برآورد برای رسم خطوط حداکثر بارش محتمل نقطه‌ای با تداوم‌های مختلف و تبدیل آن به پهنه مورد مطالعه. از روش‌های پیشنهادی در فصل هفتم استفاده می‌شود. لازم به توضیح است این امر در صورتی کاربرد دارد که حوضه مورد مطالعه از شبکه ایستگاه‌های باران‌سنجی مناسب به‌طوری که در بالا شرح داده شد برخوردار باشد. ب- پهنه‌ای که از نظر 6 الف - پهنه‌ای که از نظر طوفان متمرکز -------- صفحهٔ بعد -------- .1 0۰ نهیه دستورالعمل روش‌های محاسبه حداکثر پارش محتمل (]۳1) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم پارش (7۸/7) شکل ۶-۵- نمونه (الف) گرته خطوط هم‌باران متمرکز شده روی حوضه‌ای که منحنی عمق - پهنه از نوع توفان تمرکز یافته بر روی حوضه است. (ب) دو رخداد ممکن از گرته‌های هم‌باران روی پهنه ثابت جغرافیایی به شکلی که گسترش منحنی‌ها برای یک پهنه ثابت جغرافیایی رخ می‌دهد بهنه (کیلومتر مربع) شکل ۷-۵- منحنی‌های عمق - بهنه یا پهنه- کاهش در یک حوضه فرضی مورد مطالعه ۶-۲-۵- روابط عمق - دوره فقط آندازه‌گیری روزانه بارش» برای بسیاری از مناطق قابل دسترس است. انواع مختلف روابط عمق- دوره برای نشان دادن توزیع بارش در داخل توفان گسترش یافته است. این روابط با نوع توفان بسیار متغیر است. برای نمونه بارش کوهساری تجمع بسیار آهسته‌تر بارش را با زمان نسبت به بارندگی ناشی از توفان‌های تندری نشان می‌دهد. رابطه عمق- دوره بیشینه در شکل (۸-۵) برپایه مقدار بارش در توفان‌های شدید است که روی پهنه‌هایی که تا ۰ کیلومتر مربع تغییر می‌کند. میانگین‌گیری شده است. این رابطه افزایش بارش را برای فواصل زمانی مختلف با در نظر گرفتن مقدار و نه تسلسل تاریخی, به صورت نزولی مرتب می‌کند. به بیانی دیگر این منحنی یعنی منحنی عمق- دوره» بیش‌ترین مقدار ۲ ساعته را در آولین ۲ ساعت نشان می‌دهد. دومین مقدار ۲ ساعته بیشینه در دوره ۲ ساعته دوم و به همین ترتیب. قصد براین نیست که این ترتیب بیان کننده ترتیبی است که در آن افزایش های بارش رخ می‌دهد. مطالعات توزیع تسلسلی تاریخی بارش در داخل توفان و منحنی جرمی بارش هیچ رابطه سازگاری را با شدت‌های -------- صفحهٔ بعد -------- جغرافی آن» این یابد. شکل (۱-۵ که داده‌های بار: دوره‌های بیش ۱ مطالبی که ایستگ ی مشخحص د بارش بیشینه محتمل به روش آماری 1۰ - دوره شکل (۸-۵) نمایانگر توفان‌های همرفتی است. به دلیل تغییرات این ر روابط باید از داده‌های همان منطقه که برای آن برآورد حداکثر بارش محتمل ) فقط به عنوان یک مثال نشان داده شده است. نمونه‌ای از شکل (۸-۵)» و رو ش برای دوره‌های کوتاه‌تر از ۲۴ ساعت قابل دسترس نیست به‌کار گرفته می‌ش ز ۲۴ ساعت کاربرد ندارد. 24 18 12 6 0 دوره زمانی (ساعت) شکل ۸-۵- منحنی عمق - دوره بیشینه روش در زیر آورده می‌شود فقط از نظر آموزشی اهمیت داشته و داده‌های به‌کار گرف: ۰ توفان و جایگاه ن فقط زمانی نب روابط برای -------- صفحهٔ بعد -------- ۱.۳ ۰ نهیه دستورالعمل روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳.۹7۳) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش (/1,) بعد از این که دو میانگین و انحراف معیار برای هرسری و نسبت‌های مربوطه به همان صورت که در جدول (۱-۵) نشان داده شده است به‌دست آمد. برآورد حداکثر بارش محتمل مانند زیر پیش می‌رود. الف- تنظیم ,6 و ,5 برای بارش دیدبانی شده بیشینه به ترتیب به وسیله شکل‌های (۲-۵) و (۳-۵) و برای طول دوره آماری به وسیله شکل (۴-۵). ب- به دست آوردن مقادیر بر۴ا مربوط به مقادیر تنظیم شده ,)1 برای دوره‌های مختلف از شکل (۱-۵). ج- محاسبه مقادیر نقطه‌ای حداکثر بارش محتمل یا ,م۰1 به ترتیبی که در معادله ۲-۵ نشان داده شده است. د- اگر داده‌های بارش پایه برای فواصل زمانی معین و ثابت برای نمونه یک‌ساعته. ۶ ساعته و ۲۴ ساعته در دسترس باشند. تنظیم از فواصل زمانی کم به زیاد یعنی از یک‌ساعته به بالا با به‌کارگیری فاکتور ۱/۱۳ برای دوره‌های می‌شود که در فاصله زمانی ثابت یکساعت به‌طور مداوم ریزش کرده باشد و به همین صورت برای دوره‌های زمانی ۶ و ۲۴ ساعته انجام می‌شود. یعنی اگر بارشی به‌طور مداوم در ۲ ساعت با ۶ ساعت ریزش کرده باشد مقدار این بارش را نمی‌توان برای سه دوره یک‌ساعته و یا شش دوره یک‌ساعته در نظر گرفت و باید فقط برای دوره زمانی ۳ ساعته و یا ۶ ساعته در نظر گرفته شود. برای مقادیر بارش در دوره‌های زمانی ۰۱ ۶و ۲۴ ساعته که از داده‌های ساعتی جمع‌آوری شده است از عوامل ۰۱/۱۳ ۰۱/۰۲ و ۱/۰۱ به ترتیب برای مقادیر ۱ ۶ و ۲۴ ساعته استفاده می‌شود (بخش ۴-۲-۵). ه- شکل (۷-۵) یا رابطه مشابهء برای تعدیل مقادیر نقطه‌ای حداکثر بارش محتمل به مقادیر پهنه‌ای مناسب برای اندازه حوضه مورد استفاده قرار می‌گیرد. (توجه: اگر فقط مقادیر بارش ۲۳۴ ساعته در دسترس باشد. از منحنی عمق- دوره بیشینه, مانند شکل (۸-۵)» برای برآورد حداکثر بارش محتمل در دوره‌های زمانی کوتاه‌ترء یعنی یک و ۶ ساعته می‌توان استفاده کرد. ازآنجایی که مقدار ۲۴ ساعته ۴۵۴ میلی‌متر برای ۵۰۰ کیلومتر مربع محاسبه شده است با مراجعه به شکل (۸-۵) تنظیم‌های ۳۴ و ۸۴ درصد به ترتیب برای مقادیر ۱و ۶ ساعته در محور عمودی خوانده می‌شود که پس از اعمال آن‌ها مقادیر ۱۵۵و ۳۸۲ میلی‌متر را به دست می‌دهد. به‌طوری که ملاحظه می‌شود این مقادیر به طور قابل توجهی بیش تر از ۱۰۳ و ۳۳۱ میلی‌متر است که برپایه داده‌های واقعی به دست آمده‌اند. ازاین‌رو شکل (۸-۵) مشخصات عمق - دوره حداکثر بارش محتمل را که با استفاده از داده‌های کوتاه مدت در حوضه مورد بررسی ترسیم شده است. به نحو بسیار خوبی نشان نمی‌دهد). جدول ۱-۵- محاسبه حداکثر بارش محتمل -------- صفحهٔ بعد -------- رد بارش بیشینه محتمل به رو سس اد| هه شآماری ۸/۰ مه حجدول ۱-۵- محاس حداکثر بارش سالانه. , دوره زمان ۶ ساعته ۳۹ ۱۸ ۴۹ ۳۹ ۵۰ ۳ ۳۹ ۳۸ ۵۸ ۴۱ ۴۷ ۶۸ ۱۳۴ ۴۳ ۳۹ ۴۸ ۸٩۹ ۳۳ ۷۲ ۳۷ ۳۴ ۱۳۴ ۱۳۸ ۸۹ ۷۲ ۶۸ از ۵۸ ۳۹ ۴۸ ۴۷ ۹۳/۰ بیلی‌متر (سری سالانه) (ساعت) سال(شماره ردیف) ۳ ۴ ۵ ۱۱ ۱۲ ۱۳ ۱۴ ۱۵ ۱۶ ۱۷ ۱۸ ۱۹ ۳۱ ۳۲ ۳۳ ۳۴ ۳۵ ۱۱ ۱۲ ۱.۳ تج -------- صفحهٔ بعد -------- ری ۰ نهیه دستورالعمل روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳31۳) و منحنی‌های عمق, سطح. نداوم بارش (12۸/0) ادامه جدول ۱-۵- محاسبه حداکثر بارش محتمل سک مهو - 6۹۰3 5و - 3۱۰3 6 لک , هیک ور - 1 788 512 9 ی ۶۱۹-02 08 1۳:5 6 - 6۶ , و8 519 240 9 ب5 تنظیم میانگین (,۸) برای مقدار بیشینه دیدبانی شده و طول گزارش به صورت زیر است: ۴۳ ساعته ۶ ساعته ۱ ساعته ۹۱ ۹۸ ۹۹ از شکل ۲-۸ ۱/۱ او ۱/۱ از شکل ۴-۸ ۷/۴ ۳1۶ ۳۴/۹ تنظیم شده برای نمونه میانگین (,۸) یک‌ساعته تنظیم شده برابر است با: ۰/۹۹۹۱/۰۱-۲۴/۹ ۲۴/۹ و میانگین (,) ۶ ساعته تنظیم شده برابر است با: ۵۴/۲۰/۹۸۱/۰۱-۵۳/۶ تنظیم انحراف معیار برای مقدار مشاهده شده بیشینه و برای طول دوره گزارش: ۴ ساعته ۶ ساعته ۱ ساعته ده ۹۳ ۹۸ از شکل ۳-۸ ۱/۰۵ ۱/۵ ۱/۱ از شکل ۴-۸ ۱/۷ ۳۳/۶ ۸۱ ,5 تنظیم شده -------- صفحهٔ بعد -------- فصل پنجم - برآورد بارش بیشینه محتمل به روش آماری ۳۰ ۵ مقدار بیکا با داشتن میانگین بارش در هر دوره زمانی از شکل (۱-۵) به‌دست می‌آید. ۱۶ ۱۴ ۱۴ کا شکل (۱-۵) مقادیر نقطه‌ای تنظیم نشده حداکثر بارش محتمل از معادله ۲-۵: حداکثر بارش محتمل ۱ ساعته - ۲۴/۹ + (۱۴)۸/۱ - ۱۳۸ میلی‌متر حداکثر بارش محتمل ۶ ساعته - ۵۳/۶ + (۱۴)۲۳/۴- ۳۸۱ میلی‌متر حداکثر بارش محتمل ۲۴ ساعته - ۷۲/۴ + (۱۶)۲۶/۷ - ۵۰۰ میلی‌متر برای نمونه حداکثر بارش محتمل یک‌ساعته برابر است با: ۱۳۸- (۸/۱) ۹+۱۴ /۲۴ تنظیم حداکثر بارش محتمل برپایه داده‌های ساعتی برای مقادیر بیشینه واقعی (به بخش ۴-۲-۵ توجه کنید): حداکثر بارش محتمل یک‌ساعته: (۱/۱۳)۱۳۸ - ۱۵۶ میلی‌متر حداکثر بارش محتمل۶ ساعته - (۱/۰۲)۳۸۱ - ۳۸۹ میلی‌متر حداکثر بارش محتمل ۲۴ ساعته - (۱/۰۱)۵۰۰ - ۵۰۵ میلی‌متر (توجه: اگر داده‌های سری سالانه. به جای داده‌های ساعتی از فاصله زمانی دیدبانی معین پیروی کنند. عامل تنظیم برای تمام دوره‌ها ۱/۱۳ خواهد بود). تنظیم حداکثر بارش محتمل نقطه‌ای تا ۵۰۰ کیلومتر مربع (شکل ۷-۵): با مراجعه به این شکل درصد نقطه‌ای برای ۰ کیلومتر مربع به‌دست می‌آید. ۴ ساعته ۶ ساعته ۱ ساعته با ۸۵ ۶۶ : فاکتور تنظیم ۴۹۴ ۳۳۱ ۱.۳ حداکثر بارش محتمل برای ۵۰۰ کیلومترمربع برای نمونه حداکثر بارش محتمل یک‌ساعته برای ۵۰۰ کیلومتر مربع: ۱۰۳- ۱۵۶۰/۶۶ ۳-۵- بر آوردهای کلی شده منظور از برآورد کلی شده این است که این برآورد به‌صورت نقطه‌ای نبوده و برای منطقه به‌صورت کلی برآورد شده است. در جایی که شبکه باران‌سنجی کافی باشد.» ممکن است برآوردهای حداکثر بارش محتمل کلی شده با این روش با سهولت بهتری انجام شود. میانگین ,1۳ و انحراف معیار ,5 تنظیم شده برای هر ایستگاه تعیین می‌شود (بخش ۳-۵ و سپس ضریب تغییرات ( 2۷)» یعنی انحراف معیار تقسیم بر میانگین, محاسبه می‌شود. مقادیر ۰2۷ که به عنوان آماره پایاتری نسبت به ,5 وه مورد توجه است. بر روی یک نقشه نقطه‌گذاری می‌شود و دو سری خطوط هم‌شرط (خطوط میانگین بارش ایستگاهی ,۸ و ضریب تغییرات آن‌ها 0۱) ترسیم می‌شود. به این ترتیب می‌توان مقادیر حداکثر بارش محتمل را برای هر نقطه بر روی نقشه با برآورد ,1 و 2 از خطوط مربوط و با استفاده از رابطه زیر برای هر ایستگاه -------- صفحهٔ بعد -------- ۱.۶ 0۰ نهبه دستورالعمل روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳.۹1۲) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش ((/1,]) (۳-۵) ریگ +1) کب با محاسبه حداکثر بارش محتمل در شبکه‌بندی خوبی از نقطه‌هاء می‌توان نقشه‌ای را که مقادیر حداکثر بارش محتمل همان تنظیم‌هایی که در بخش ۲-۵ توصیف شد. می‌شود (نمونه محاسباتی در پروژه پایلوت ارائه خواهد شد). باید توجه داشت که گرچه بارش‌های فرین هم‌زمان نیستند ولی در محاسبات آماری فرض براین است که این بارش‌ها به‌طور هم‌زمان ریزش می‌کنند و حجم آبی که در حوضه ریزش کرده است. اوج سیلاب را ایجاد می‌کند. به بیانی دیگر فرض می‌شود که تمام ایستگاه‌های حوضه مورد مطالعه مقدار بارش فرین را به طور هم‌زمان تجربه می‌کند. با توجه به محاسبات آماری این مقدار بارش ریزش کرده مقدار حداکثر بارش محتمل را به‌دست می‌دهد. لازم به توضیح است که این نوع محاسبات برای برآورد حداکثر بارش محتمل براساس دستورالعمل سازمان هواشناسی جهانی 332 .3/0 ۷/۸۸0 است که در تمام کشورها از آن استفاده می‌شود. ۵-۵- ملاحظه‌های احتیاطی منحنی‌های شکل (۱-۵) بر پایه داده‌های دیدبانی شده از ۲۷۰۰ ایستگاه بنا شده است که برای یک دوره حداقل ۱۰ ساله. به طور روزانه دیدبانی صورت گرفته است. در نتیجه. فرض می‌شود که حداکثر بارش محتمل در ایستگاه‌هایی که مقدار تنظیم ,ر۲ا تهیه شده است قبلا رخ داده است. به عنوان یک حقیقت. در نمونه مورد بحث چددین اندازه‌گیری بارش وجود دارد که در محل‌هایی به غیر از محل اندازه‌گیری‌های رسمی انجام می‌شود به‌طوری‌که از مقادیر حداکثر بارش محتمل محاسبه شده از طریق روش‌های آماری بیش‌تر بوده است. دلیل مستثنی کردن این اندازه‌گیری‌ها در گسترش این روش این بوده است که دقت این اندازه گیری‌ها تا حدی مورد سوال بوده است و برای محل‌هایی که رخدادها واقع شده و از اطلاعات آن‌ها باید ,2 و ,5 محاسبه شوند. داده‌های بارش وجود نداشت. برآورد این عوامل برای ایستگاه‌های مجاور نشان داد که استفاده از مقدار ۲۵ برای با مقادیری برای حداکثر بارش محتمل به دست مطالعات بیش‌تر برای تعیین مقادیر قابل اعتمادتر برای ,؟ا مورد نیاز است به‌طوری که مناسب‌تر آن است که مقدار بیکا برای هر حوضه مورد مطالعه محاسبه شود. برای نمونه احتمال دارد که پیکا به عوامل دیگری که بر پایه دوره زمانی بارش و میانگین سری‌های سالانه است. مربوط شود. در استفاده از این روش باید به خاطر داشت که مقادیر ,را نشان داده شده بر پایه داده‌های محدود ممکن است برای برخی از نواحی بسیار بزرگ و برای نواحی دیگر بسیار کوچک باشد. ازاین رو در انتخاب مقدار ,رگا برای مطالعه‌ای خاص باید بسیار توجه شود. به‌طورکلی, این روش به به دست آوردن مقادیر حداکثر بارش محتمل کم‌تری نسبت به مقادیری که از روش‌های هواشناسی یا سنتی به دست می‌آید منجر می‌شود. -------- صفحهٔ بعد -------- فصل پنجم - برآورد بارش بیشینه محتمل به روش آماری ۳ ۷ در انتخاب ایستگاه برای برآورد حداکثر بارش محتمل در یک حوضه معین, نمونه بودن معقولانه داده‌های بارش بسیار مهم است. یعنی این‌که داده‌های بارش در درون حوضه معین باید با شرایط همدیدی و همچنین با شرایط ناهمواری‌های حوضه همخوانی داشته باشد. بارندگی یک ایستگاه نباید از یک حد معینی که تغییرات مکانی حوضه را نشان می‌دهد. از ایستگاه‌های مجاور بیش‌تر یا کم‌تر باشد مگر آن‌که نقشه‌های همدیدی نشان‌گر وجود ابرهای توفان‌زای همرفتی در منطقه باشد که مشخصه بارش شدید محلی است. در این مورد مقایسه ,۵ و ,5 و ,0 با ایستگاه‌های مجاور توصیه می‌شود. با توجه به آماره های فوق مقادیر نامناسب در داده‌های پایه آزمون شده و درصورتی که نادرست باشد باید از آن صرفنظر کرد. به هر حال دقت شود که هیچ داده‌ای صرفا به دلیل پرت بودن در یک سری از داده‌ها. حذف نشود. طول دوره داده‌های بارش نیز باید مورد نظر باشد. به‌طور کلی دوره‌های آماری طولانی‌تر برآوردهای قابل اعتمادتری نسبت به دوره‌های کوتاه‌تر است به دست می‌دهد. هرزمان که مقدور باشد. داده‌هایی که کم‌تر از ۲۰ سال نباشد باید استفاده شود و داده‌های کم‌تر از ۱۰ سال به‌هیچ‌وجه نباید استفاده شود. منحنی‌های تعدیل پهنه و عمق - دوره. مانند شکل‌های (۷-۵) و (۸-۵) به ترتیب مستقیما از داده‌های بارش توفان در منطقه‌ای که برآوردها صورت می‌گیرد. باید گسترش یابند. استفاده از منحنی‌های کلی شده بر پایه داده‌ها از مناطق مشابه اقلیمی, حتی اگر انتخاب توفان به انواع توفان‌هایی که قادر به تولید حداکثر بارش محتمل در منطقه مورد مطالعه هستند محدود شود. منابع اضافی خطا در برآورد حداکثر بارش محتمل معرفی می‌شود. این مقدار از این خطاء گرچه تعریف نشده باشد. قابل ارزیابی است. گرچه به‌کارگیری این مراحل نتایجی با حداقل کوشش را تامین می‌کنند. ولی به طور کلی نتایج به دست آمده از به کارگیری روش‌هایی که بر پایه تحلیل‌های هواشناسی استوارند. قابل اعتمادتر هستند. باید هر کوششی برای تکمیل بررسی‌های اضافی در تایید نتایج به‌دست آمده از روش‌های آماری صورت بگیرد. این مساله به‌ویژه در مناطقی با گزارش‌های آماری کوتاه مدت صادق است. بسیاری از اداره‌های هواشناسی این نتایج را فقط برای برآوردهای بسیار مقدماتی, در امکان اجرای مطالعات یا شناسایی, مورد استفاده قرار می‌دهند. -------- صفحهٔ بعد -------- -------- صفحهٔ بعد -------- فصل ۶ نمونه عملیاتی محاسبه حداکثر بارش محتمل و تهیه منحنی‌های عمق - سعلح و داوم در حوضه بختیاری -------- صفحهٔ بعد -------- -------- صفحهٔ بعد -------- فصل شم -نمونه عملیانی محاسبه حداکتر بارش محتمل و نهیه منحنی‌های عمق - سطح و نداوم در حوضه بختیاری ۰ ۹۴/۰۸/۱۰ )۱ محاسبات ارائه می‌شود. حوضه انتخابی. حوضه رودخانه بختیاری تا محل سد بختیاری است که قبلا مطالعات اولیه حداکثر بارش محتمل آن توسط مشارکت طرح بختیاری برای شرکت آب و نیروی ایران انجام گرفته و در اینجا با نخستین مطالعات حداکثر بارش محتمل در حوضه‌های کارون و دز مربوط به طرح سد دز توسط شرکت بین المللی مهندسی هارزا در سال ۱۳۳۳شمسی است انجام شده است. مطالعات ]۳۸/۸ سد شهید عباسپور (کارون ۱) در دو سال متوالی ۱۹۶۷ و ۱۹۶۸ توسط شرکت بین المللی مهندسی هارزا انجام گرفت. مطالعات ۳۸/۲ سد کارون ۲ در سال‌های حوضه سد کارون ۴ نیز توسط مهاب قدس در سال ۱۳۷۱ انجام شد. مطالعات سد گدارلندر در ۱۹۹۲ توسط مشارکت مهاب قدس- لامایر صورت گرفت. مشارکت مشانیر- کایتک در ۱۳۷۵مطالعات ]۳۸/۸ سد گتوند را انجام دادند. مطالعاتی تحت عنوان حداکثر بارش محتمل در حوضه کارون و دز توسط سازمان هواشناسی در سال ۱۳۸۲ صورت است. خلاصه نتایج مطالعات ۳۸/۲۳ در جدول (۱-۶) آمده است. گزارش‌های مطالعات ۳۸/۲ سدهای گتوند. گدارلندرء کارون ۲ و ۴ سد کرخه و گزارش حداکثر بارش محتمل در حوضه‌های آبریز کشور (سازمان هواشناسی کشور) جمع‌اوری و مورد مطالعه و بررسی قرار گرفت. از نتایج این بررسی‌ها جدول ۱-۶- خلاصه نتایج مطالعات حداکثر بارش محتمل در منطقه . عمق بارش . تداوم پروژه مشاور نوع توفان متوسط ۰ نوفان ۳۶۱ اعمق ۲۱۳ توفان‌ها توفان بیشینه‌سازی| (: ۲:) حوضه (۱۱۱) (روز) ۰ ۱ در آن زمان آمار انتقالی از دیاله عراق در دذست تبود سد شهید ۰ در آن زمان آمار ۱ ۷ و۱۹۶۸ دیاله عراق (کارون ۱) در دست نبود ۱ رز مهاب 5 ه شده دهم" ادابن. 5.۵ ۲۳ و۱۹۸۴ | حوضه کارون ۱۳۵۹۴ مشاهده ای سا کارون۳ ۱ ۱۹۸۴(وگزارش : آذر ۱۳۶۸ ۱۳۹۳ ۲ ۳۹۵/۱ : حوضه کارون ۱ حداکثرمشاهده‌ای ‏ | و ۷ روزه بازنگری ۱۹۹۱) اسفند۱۳۷۶ ۱۹۳/۰ ۱۸۴ ۳۴/۸ ۱ بهمن ۱۳۵۴ ۷۳۷ 9 ۱/۵ا ۳ ۱۳/۵ مهاب قدس مشاهده شده در 9 ۱ از بین ۲ رگبار ۱و ۷ ۱ کات ۲ ۳۷۸ (و۱۳/۹ اذر ۱۳۶۸ منیقق اک مشاهدها : نها خوصه اسفند۱۳۷۶ ۱۹۷ حداکثرمشاهده‌ای 3 ۱/۸۴ ۳۵۳ -------- صفحهٔ بعد -------- ۲ 0۰ نهیه دستورالعمل روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳11) و منحنی‌های عمق., سطح. نداوم بارش ((/7۸) ادامه جدول ۱-۶- خلاصه نتایج مطالعات حداکثر بارش محتمل در منطقه ام مشانیر- کایتک امشاهده شده در آذر ۲ حوضه ۱۳۳۸ سازمان هواشناسی امشاهده شده در ۵ توفان برای تداوم‌های مختلف :۰ ۳۳ ضه ۲-۶- مراحل کلی محاسبه حداکثر بارش محتمل روش جاری برای برآورد حداکثر بارش محتمل سینوپتیکی یا همدیدی, به دو صورت انجام می‌شود: الف-بیشینه‌سازی درحوضه مورد مطالعه که داده‌های کافی درمحاسبه حداکثر بارش محتمل در آن وجود دارد. ب- بیشینه‌سازی توفان در حوضه‌های مجاوری که از داده‌های کافی برخوردار است و سپس انتقال آن به درون حوصه مورد مطالعه که فاقد داده‌های کافی برای محاسبه حداکثر بارش محتمل است. در روش سینوپتیکی, سازوکار اصلی در توفان برپایه همگرایی رطوبت به درون توفان, فرازش هواء انتقال رطوبت به نقطه میعان, آزاد شدن انرژی و تولید بارش است. این روش براساس داده‌ها در طی پدیده توفان با توجه به رطوبت هوای درون شارش که با سنجش‌های نقطه‌شبنم در سطح زمین (معرف ورودی دهانه توفان) و همچنین داده‌های بارش در ۱-۲-۶- گام‌های اجرایی روش همدیدی برآورد حداکثر بارش محتمل ۱- شناسایی بارش توفان‌های مربوط به محدوده پروژه و یا توفانی که از یک حوضه به حوضه دیگری انتقال می‌یابد. بارش‌ها باید طوری انتخاب شود که از یک حد معینی تجاوز نکند. این محدودیت به اقلیم حوضه و ویژگی سامانه‌های جوی که به منطقه وارد می‌شود بستگی دارد. ۲- شناسایی توفان‌های اصلی که در حوضه مورد مطالعه رخ می‌دهد. این شناسایی از طریق توزیع بارش و شدت آن در دوره‌های زمانی متفاوت از ۶ ساعت تا بیش از ۷۲ ساعت به طور متوالی و در دوره آماری درازمدت ۳ تعیین گرته‌های هم‌باران توفان از توفان‌های دیدبانی شده ۴- استخراج توزیع زمانی توفان براساس مرتب کردن تمام مقادیر بارش توفان در کلیه دوره‌ها در طی توفان با براساس منحنی‌های جرم در طی توفان‌های فرین دیدبانی شده -------- صفحهٔ بعد -------- فصل شم - نمونه عملیانی محاسبه حداکثر بارش محتمل و نهیه منحنی‌های عمق - سطح و نداوم در حوضه بختیاری ۹۴/۰۸/۱۰ ۱۱۳ ۵- رسم بارش کلیه توفان‌ها بر روی نمودار عمق- دوره. برای هر پهنه و نمودار عمق- پهنه برای هر دوره و رسم منحنی‌های پوش. ۶ تحلیل عمق - پهنه- دوره در توفان‌های شناسایی شده ۷ تعیین نقطه شبنم معرف در سطح ایستگاه با تداوم ۱۲ ساعته برای هر توفان ۸- محاسبه بالاترین مقدار نقطه‌شبنم توفان با تداوم ۱۲ ساعته برای محدوده پروژه و نواحی اطراف در تراز ۰ هکتوپاسکال (تراز دریا) ۹ محاسبه آب بارش شو در ستون هوا در ارتباط با نقطه شبنم توفان در تراز ۱۰۰۰ هکتوپاسکال ۰- محاسبه آب بارش شو مربوط به بیشینه تداوم ۱۲ ساعته در تراز ۱۰۰۰ هکتوپاسکال (تراز دریا) که در دوره ۰یا ۱۵ روزه از پدیده توفان گزارش شده باشد. ۳- حاصل ضرب داده‌های عمق - پهنه- دوره برای هر توفان در نسبت بیشینه شده رطوبت مربوط به هر توفان. ۳- محاسبه منحنی‌های حداکثر بارش محتمل پهنه برای هر دوره طراحی. ۴- تعیین توزیع زمانی و مکانی برای دوره‌های مختلف از مشخصه های بحرانی (شرایطی که برآورد حداکثر بارش محتمل را به حد نهایی می‌رساند). ۲-۲-۶ گام‌های اصلی الف - توفان‌های فرین دیدبانی شده را می‌توان به عنوان مدل‌هایی برای پدیده حداکثر بارش محتمل به‌کار برد. ب- نقطه شبنم سطح زمین معرف مقدار رطوبتی است که به عنوان آب قابل بارش توده هوایی که در حال درون ج- بیشینه تداوم ۱۲ ساعته نقطه شبنم دیدبانی شده سطح زمین یک ناحیه در طی فصل معین و در طی مدت ۱۰ با ۵ روز از یک ماه معین و در طی ۳۰ سال یا بیش‌تر برای ارزیابی ضریب تنظیم رطوبت مورد استفاده قرار می‌گیرد. د- نسبت آب قابل بارش توفان بر اساس بیشینه تداوم ۱۲ ساعته نقطه شبنم و آب قابل بارش محاسبه شده در دوره‌های برگشت ۵۰ ۸۰ یا ۱۰۰ ساله برای برآورد ضریب رطوبت توفان و محاسبه حداکثر بارش محتمل به‌کار می رود. ه- توفان‌ها در محدوده مورد بررسی تحت تاثیر ویزژگی‌های محلی و ناهمواری قرار می‌گیرند. اما ممکن است از نظر تعداد برای استخراج حداکثر بارش محتمل کافی نباشند. توفان‌هایی که در یک منطقه از نظر هواشناختی مشابه هستند را می‌توان بر اساس این تفکر که امکان رخدادشان در آن منطقه وجود دارد به محدوده مورد بررسی منتقل کرد. و- ‏ زون‌های همگن هواشناختی که در آن‌ها سازوکار توفان و حرکت کلی باد درون شارش یکسان است. به طور ز- درطی فرآیند انتقال, عامل رطوبت به حساب خواهدآمدولی عامل همگرایی تغییرنمی‌کند. -------- صفحهٔ بعد -------- ۴ 0۰ نهیه دستورالعمل روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳11) و منحنی‌های عمق., سطح. نداوم بارش ((/7۸) ح- هیچ تغییری در رطوبت لایه‌بندی شده» بزرگی و توزیع بادهای درون شارش و برون شارش در زمان انتقال توفان از یک حوضه به حوضه مورد مطالعه رخ نمی‌دهد. ط- در نتیجه بیشینه‌سازی و انتقال توفانء احتمال رسیدن به ترکیب بهینه از باد درون شارش و سازوکار توفان با کارایی بیشینه توفان 9 این که این نتایج معرف حداکثر بارش محتمل است. به‌دست می‌آید. ۳-۶- نمونه عملیاتی برآورد حداکثر بارش محتمل ۱-۳-۶- خلاصه گزارش نمونه برآورد حداکثر بارش محتمل حوضه آبریز رودخانه بختیاری به مساحت تقریبی ۶۲۰۵ کیلومترمربع به مختصات جغرافیایی ۰۴۵ ۴۸ تا ۵۰۲۰ طول شرقی و ۳۵۲ ۳۲ تا ۰۲۰۰ ۳۳ عرض شمالی در داخل حوضه آبریز دز مساحت تقریبی ۱۵۶۸۰ کیلومترمربع واقع است. این زیرحوضه با توپوگرافی ویژه محدوده‌ای از استان لرستان را پوشش می‌دهد. تنوع تراز ارتفاعی و ویژگی های رشته کوه‌های زاگرس و تاثیر آن بر اقلیم منطقه سبب ناهمگونی نسبی در پارامترهای اقلیمی منطقه می‌شود. در برآورد حداکثر بارش محتمل به روش سینوپتیکی از میان توفان‌های شدید و فراگیری که منجر به سیلاب‌های عمده در منطقه شده است. تعداد ۲۳ توفان انتخاب شد. برای توفان‌های مورد نظرء داده‌های اقلیمی (بارش, دمای نقطه شبنم, فشارء جهت و سرعت باد) در کل ایستگاه‌های موجود در منطقه جمع‌آوری شد. سپس نقشه‌های هم‌بارش با تداوم‌های ۱ الی ۸ روزه توفان‌های اصلی ترسیم و مقادیر متوسط بارش‌ها در حوضه سد بختیاری محاسبه شد. با استفاده از نقشه‌های هم‌بارش,» منحنی‌های عمق - سطح - تداوم ترسیم شد. ضرایب بیشینه‌سازی رطوبت و باد برای توفان‌ها محاسبه شد. با ضرب ضرایب بیشینه‌سازی رطوبت و باد در میانگین بارش منطقه همان توفان‌هاء ۳۸/۲ حوضه محاسبه شد. از میان توفان‌های بیشینه شده, حداکثر بارش محتمل (۳/۳) در حوضه بختیاری برای تداوم یک روزه معادل ۱۴۴/۲ میلی‌متر مربوط به توفان فروردین ۱۳۷۹ و برای تداوم‌های ۲ ۲ و۴ روزه به ترتیب ۲۳۰/۳ ۳ ۲۷۶و ۲۹۱/۹ میلی‌متر مربوط به توفان اسفند ۱۳۸۳ به‌دست آمد. ۳۸/۳ تداوم‌های ۵و۶و۷ روزه نیز به ترتیب ۲۸۸/۲ ۳۱۰/۹و۳۲۸/۱ میلی‌متر و هر سه ۲-۳-۶- موقعیت منطقه مورد مطالعه حوضه آبریز رودخانه بختیاری در جنوب غربی کشور از ارتفاعات زاگرس میانی سرچشمه می‌گیرد (شکل ۱-۶). این حوضه محدود به مختصات جغرافیایی ۰۴۵ ۴۸ تا ۵۰۰۰۲۰ طول شرقی و ۳۵ ۳۲ تا ۳۳۰۲۰۲ عرض شمالی می‌باشد. مساحت حوضه آبریز رودخانه بختباری تا نزدیکی محل ایستگاه آیسنجی تنگ پنج حدود ۶۲۰۵ کیلومتر مربع می‌باشد. -------- صفحهٔ بعد -------- فقصل نْ ء - نمونه ۳-۳-۶- جمع با توجه به تا؟ وزارت نیرو جمعاً برخی از آن‌هاء تن عملیانی محاسبه حداکثر بارش محتمل و نهیه منحنی‌های عمق - سطح و انداوم در حوضه بختنیاری 0.0۴ خنهت 5.70۴ 40/۴ 4.0/۴ 4.50۴ لذیفت ۴۹ ۹ ۳ ۹ ۳ ۲ ۷ ۱ 1 / 83 (۵7/مغلا ۱ 2350/3/00 8 8/0 60۷۱۱۵۲۷ آه 80۵۱ 00/۱۲3/ 883//( 2 833/0 0۱۱۵8/502 7۸8( 30/ ۵و۶ ۷ ۹ سرد 07 | مادم خقهات 6.70۴ 3 2 زا اش 4.0۴ 50۴ شکل ۱-۶- مرز حوضه‌های اصلی کشور و موقعیت حوضه سد بختیاری در ایران آوری آمار و اطلاعات اقلیمی ید بر استفاده از داده‌های سال‌های اخیر افزون بر داده‌های مورد استفاده در مطالعات قبل: فشار هوا و باد به صورت سالیانه ماهانه روزانه و ساعتی در ایستگاه‌های متعلق به سازمان « وری و سپس دسته بندی گردید. در جدول (۲-۶) ایستگاه‌های موجود در محدوده به سازمان هواشناسی کشور و وزارت نیرو آمده است. شکل (۲-۶) نیز نقشه موقعیت | شان می‌دهد. لازم به ذکر است که به‌دلیل تفاوت در تاریخ احداث این ایستگاه‌ها و کوتاه د پا از ایستگاه‌هایی که برای توفان‌های انتخابی داده‌های مورد نیاز را داشته‌اند. استفاده شد. ۵ ۳/۰ آمارهای بارش؛ مواشناسی کشور و مطالعاتی اعم از ن‌ها را در سطح ودن دوره آماری -------- صفحهٔ بعد -------- ۶ 0۰ نهیه دستورالعمل روش‌های محاسبه حداکثر پارش محتمل (]۳1) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم پارش (/7۸) 86۵۲-00 ۰ تا ۰ ۵521۳۵۹4۵ ۰ نود رد در دوه 0 اماستن نها الا کت ۵۲۲۱ ۰ ۲ برعم 00 امعو ات ۰ ۳ - نات قا مت اصفهان شین دنه م0 6 5 ۲۵۶۱۵۵۵۹ ۰ َ چم ۳ ی ۲۸۸ ۰ ۷ ۰ در ال فه دوه و : ۰ و_ ۳۱۶۲۱ شکل ۲-۶- موقعیت کلیه ایستگاه‌های موجود در محدوده مطالعاتی جدول ۲-۶- ابستگاه‌های موجود در داخل و اطراف منطقه مطالعاتی ۳ جرت ا تا نان | ۳ 2 * ایستگاه‌های تبخیرسنجی **-8 ایستگاه‌های باران‌سنجی -------- صفحهٔ بعد -------- فصل ششم -نمونه عملیانی محاسبه حداکثر بارش محتمل و نهیه منحنی‌های عمق - سطح و نداوم در حوضه بختیاری ‏ ۹۴/۰۸/۰ ۱۱۷ ۴-۳-۶- انتخاب توفان‌های شدید و فراگیر توفان شدید و فراگیر عبارت است از شرایط فیزیکی جوی که موجب شدیدترین و فراگیرترین بارش در تمام ایستگاه‌های درون حوضه و پیرامون آن می‌شود. فراگیر بودن توفان به منظور اطمینان از صحت فرض اشباع هوا لازم است. برای شناسایی توفان‌های شدید و فراگیر می‌توان از دو شاخص زیر استفاده کرد. الف-میزان بارش ایستگاه‌ها ب- روان‌آب ناشی از بارش در خروجی حوضه فراسنج‌هایی نظیر فراوانی و مجموع مقدار بارش ماهانه در ایستگاه‌ها برای انتخاب توفان شدید و فراگیر نیز به‌کار گرفته می‌شود. تعداد توفان‌های پیشنهادی برای برآورد حداکثر بارش محتمل باید با شدت و تداوم‌های مختلف (ازشش ساعت و بیش‌تر) باشد و با توجه به بیشینه بده لحظه‌ای و میانگین روزانه انتخاب شود. فراگیر بودن توفان بیان‌گر شرایط مناسب جوی در سازوکار دینامیکی و ترمودینامیکی از نظر اشباع و ایجاد بارش شدید است. لازم به توضیح است که انتخاب توفان‌های کوتاه مدت در حدود ۶ ‎.٩‏ ۱۵ و ۱۸ ساعته به سبب اندازه‌گیری ایستگاه‌های باران‌سنجی و اقلیم‌شناسی که به طور معمول دیدبانی‌های ۱۲ ساعته دارند. مشکل است ولی می‌توان با استفاده از داده‌های ایستگاه‌های باران‌سنج ثبات و همدیدی درون حوضه که به طور مناسبی توزیع شده باشند. برای این کار استفاده کرد. زیرا همان طوری که شرح داده شد با بهره‌گیری از این نوع ایستگاه‌ها و به‌کارگیری نسبت‌های بارش ۶ ساعته به ۲۴ ساعته, ‎٩‏ ساعته به ۲۴ ساعته. ۱۵ساعته به ۲۴ ساعته و مانند آن‌ها این عمل امکان‌پذیر است.گرچه چون در کشور تعداد این نوع ایستگاه‌ها در هر حوضه بسیار کم و یا اصلا وجود ندارند. متاسفانه به‌ناچار عملیات محاسبات حداکثر بارش محتمل بدون داده‌های این نوع ایستگاه‌ها انجام می‌شود و بنابراین امکان دارد که دوره‌های حداکثر بارش محتمل کاملا مشخص نباشد. بدین معنی که استفاده از داده‌های بارش ۲۴. ۰۴۸ ۷۲ ... ساعته بیانگر تداوم بارش‌ها در دوره‌های یاد شده نیست و ممکن است یک بارش ۲۴ ساعته کم‌تر از ‎٩‏ ساعت تداوم داشته باشد. ولی در محاسبات حداکثر بارش محتمل با تداوم ۲۴ ساعته در نظر گرفته می‌شود. ۵-۳-۶- نحوه انتخاب ایستگاه‌های هواشناسی به عنوان معرف جهت توفان به منظور تعیین ایستگاه‌های هواشناسی که معرف رطوبت ورودی به منطقه مورد مطالعه است از نقشه‌های رطوبت. فشار و ارتفاع که از سایت ۱۷1۲1۳ یا /۸1۲۸" قابل دسترس است. استفاده می‌شود. این دو پایگاه, نقشه‌های همدیدی از تراز میانگین سطح دریا تا بیش از ارتفاع ۱۶ کیلومتری در سطح نیم‌کره شمالی و جنوبی را تهیه کرده و در دسترس کلیه مراکرز هواشناسی ملی به منظور تحلیل و پیش‌بینی وضع هوا قرار می‌دهند. با توجه به جهت حرکت سامانه‌ها مسیر حرکت 3 1۷1۳۵۱۵۲۱۵ 107۲ دما [۵ 312000 -۱ م۵۳ ۸۵۵0 1۵۳ دما [۵ 310 -2 -------- صفحهٔ بعد -------- ۸ 1۰ سس منحنی‌های رطو وضعیت جوی و مقادیر باران ی در این مطال شده بده‌های < ساعت طی دور نهبه دستورالعمل ر سس بت دنبال شده و مسیر و سرعت باد ایستگاه‌های م ثبت شده در روزهای م جدول ۳-۶- ای عه موردی انتخاب توفان داکثر لحظه ای و روزانه ش (0۸) سس شان داده ۵۵ ۱۲و ۱۴۴ در کلیه -------- صفحهٔ بعد -------- 9 ‌ ی ‌ نمونه ‌ یانی ایستگاه‌های موجود در م می‌باشند به ترتیب نزولی جدول : توفان تاریخ آذر ۱۳۵۷ آذر ۱۳۶۴ آذر ۱۳۷۳ بهمن ۱۳۷۱ دی و بهمن ۱۳۴۷ دی ۱۳۷۱ اسفند و فروردین ۱۳۴۸ اسفند و فروردین ۱۳۵۱ اسفند ۱۳۶۵ اسفند ۱۳۶۶ اسفند ۱۳۷۰ اسفند ۱۳۷۱ اسفند ۱۳۸۳ فروردین و اردیبهشت ۱۳۵۵ فروردین ۱۳۴۸ فروردین ۱۳۵۹ فروردین ۱۳۶۰ فروردین ۱۳۶۹ فروردین ۱۳۷۷ فروردین ۱۳۷۹ اردیبهشت ۱۳۶۵ اردیبهشت ۱۳۷۱ اردیبهشت ۱۳۷۲ ۶-۳-۶ تحلیل سینو در مطالعه اقلیمی دو مواجه هستیم. بررسی‌ها فشار سودانی است (شکا ٩۹ ۰ یمیت ۰ اوت ۴-۶). خی ایران ه و کم -------- صفحهٔ بعد -------- ۳ ۰ نهیه دستورالعمل روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (]۳۱1) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم پارش (/0۸) ۱-۶-۳-۶ سیستم کم فشار مدیترانه‌ای آب وهوای مدیترانه غالبا تحت تاثیر عوامل محلی قرار می‌گیرد که سبب تغییر در الگوهای سینوپتیکی آن می‌شود. دریای مدیترانه در تابستان منطقه کمبود و در زمستان ناحیه مازاد انرژی است. در زمستان وقتی که آب دریا بیش از ۶ درجه گرم‌تر از خشکی هم‌جوار باشد. دریای مدیترانه منبع مناسب انرژی خواهد بود. از نظر دینامیکی این منطقه یک ناحیه انتقالی بین قسمت‌های مرکزی و شمالی اروپا (کمربند بادهای غربی) و بیابان‌های شمال آفریقا است که ناحیه استیلای مراکز پرفشار جنب حاره می‌باشد. در مدیترانه غربی در ماه اکتبر وقتی که یک شاخه فرعی از جریان اصلی بادهای غربی به طرف جنوب و روی دریای مدیترانه منتقل می‌شود. دماها به میزان شدیدی کاهش یافته و استیلای پرفشار جنب حاره در مدیترانه پایان می‌یابد و کم فشار مدیترانه ظاهر می‌شود. در ماه ژوئن پرفشار جنب حاره شمال افریقا به حوضه مدیترانه باز می‌گردد و این کم فشار از بین می‌رود. مطالعات نشان می‌دهد که مدیترانه در فصل زمستان 200 در زمستان ی (جریان سیبری) جریان‌های فصول گرم چ- جریان‌های فصول سرد ی بری قطبی ۳ ای تروپیکال دریایی ‏ ۸11 تروپیکال بری ۰ ۲۲ شکل ۳-۶- جهت عمومی ورود توده‌های هوایی به ایران (علیجانی. ۱۳۷۰) ۲-۶-۳-۶ سیستم تراف مدیترانه برخلاف زبانه کم فشار شمال غربی- جنوب شرقی سطح دریای مدیترانه. تراف آن به صورت شمالی- جنوبی بوده و عمق آن بیش از ۲۰ درجه عرض جغرافیایی است. برای تراف مذکور چهار محل را می‌توان تشخیص داد. - در حوالی ایتالیا به موازات نصف النهار ۱۰ تا ۱۵ درجه شرقی - در شبه جزیره بالکان در امتداد ۲۰ تا ۲۵ درجه شرقی -------- صفحهٔ بعد -------- فصل ششم - نمونه عملیانی محاسبه حداکثر بارش محتمل و نهیه منحنی‌های عمق - سطح و نداوم در حوضه بختیاری ۹۴/۰۸/۱۰ )۳ - شرق دریای مدیترانه در امتداد ۲۵ تا ۳۲۲ درجه شرقی اگر محور تراف در شرق اطلس قرار گیرد بادهای جنوب غربی در مدیترانه غربی و مرکزی جریان دارند. قرار گرفتن تراف اقیانوس بر روی ایتالیا و شبه جزیره بالکان سبب ایجاد جریان شمال غربی روی مدیترانه غربی می‌شود. این حالت پدیده متداول در دوره سرد سال است و در سطح زمین بادهای سرد شمالی را به‌وجود می آورد. واقع شدن محور تراف بر روی شبه جزیره بالکان و ترکیه سبب ریزش هوای قاره ای سرد و خشک به طرف جنوب می‌شود. تراف مدیترانه در طول زمستان در محدوده دریای مدیترانه جابجا می‌شود و سبب می‌گردد که بادهای غربی و سیستم‌های آن تمام با روی دریای مدیترانه می‌شود. اما در اواخر دوره سرد بر اثر قرارگیری مداری پرفشار آزور و گسترش آن تا شمال غرب افریقاء تراف مدیترانه به دو واحد نسبتا کوچک‌تر تقسیم می‌شود که یکی در غرب و دیگری در شرق مدیترانه قرار می‌گیرد. با تداوم دوره سرد تراف مدیترانه هم عمیق شده و به شرق انتقال می‌یابد. به‌طوری که در ماه ژانویه محور آن بر مرکز مدیترانه واقع می‌شود که تحت این شرایط موج‌های غربی خاورمیانه را فرا می‌گیرد (علیجانی. ۱۳۷۴). ۳-۶-۳-۶ سیستم‌های کم فشار سودان کم فشار سودانی در ماه‌های نوامبر تا مارس به‌طور متوسط در عرض ۸ درجه شمالی و نصف النهار ۳۴ درجه شرقی متمرکز است. فشار متوسط مرکز آن در زمستان ۱۰۰۷ هکتوپاسکال است. این کم فشار با منطقه همگرایی دینامیکی دریای سرخ هماهنگ بوده و در هنگام فعالیت هم‌زمان پرفشار جنب حاره مستقر در دریای عرب و مصر و ایجاد حالت همگرایی در مرکز دریای سرخ و قرارگیری تراف مدیترانه در شرق دریای مدیترانه و تداوم زبانه آن بین عرض‌های ۱۳ تا ۵ درجه شمالی و نیز قرارگیری منطقه همگرایی دریای سرخ و ناحیه چرخندگی مثبت تراف فوقانی در جلوی آن. سیستم چرخندی- همرفتی قوی از کناره شمالی پرفشار دریای عرب به سمت عرض‌های شمالی‌تر (شمال عربستان و جنوب غربی ایران) هدایت می‌شود. چرخندهای ایجاد شده توسط این کم فشار هر چه به عرض ۳۰ درجه نزدیک می‌شود بیش‌تر در مسیر بادهای غربی قرار گرفته و کاملا به‌صورت دینامیکی در می‌آید. این سیستم ترکیبی در جنوب غربی ایران بارش‌های قابل ملاحظه‌ای را باعث می‌شود. در مواقعی که زبانه کم فشار مدیترانه‌ای با کم فشار سودانی از طریق هم فشار ۱۰۱۰ یا ۱۰۱۵ هکتوپاسکال مرتبط شود و ناوه عمیق در شرق مدیترانه موجود باشد بارش‌های شدیدی در جنوب و جنوب غرب ریزش می‌نماید. با توجه به موارد اشاره شده در بالا و با عنایت به شکل (۳-۶) نزدیک‌ترین منبع رطوبتی آب‌های خلیج فارس است. ایستگاه‌های سینوپتیک بوشهرء آبادان, امیدیه, اهواز. مسجدسلیمان و دزفول در مسیر ورود جبهه‌های رطوبتی به حوضه بختیاری می‌باشند که در زمان وقوع توفان‌ها برای محاسبات ضرایب بیشینه‌سازی ازداده‌های آن‌ها استفاده شده است. -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۲ ۰ نهیه دستورالعمل روش‌های محاسبه حداکتر بارش محتمل (]۳۱1) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش (0۸0) ۷-۳-۶- جمع آوری داده‌های ساعتی داده‌های ساعتی شدت و عمق بارش, دماء دمای نقطه شبنم. فشار و سمت و سرعت باد در زمان وقوع رویداد توفان‌های شدید و فراگیر برای ایستگاه‌های ورودی توفان‌ها یعنی ایستگاه‌های بوشهر. آبادان, آغاجاری, امیدیه. اهواز مسجد سلیمان و دزفول جمع‌آوری و به شرح موارد زیر استخراج و در جداول اولیه تنظیم شد. داده‌های ایستگاه‌های سینوپتیک که در مسیر توفان‌های فراگیر محدوده مورد مطالعه قرار دارند. به منظور استفاده در داده‌های حداکثر تداوم ۱۲ ساعته پایدار دمای نقطه شبنم و حداکثر تداوم ۱۲ ساعته تندی باد برای بازه‌های زمانی ده روزه برای کلیه ایستگاه‌های سینوپتیک موجود در منطقه طی دوره آماری بلند مدت (۱۹۶۰-۲۰۱۰) استخراج شد. استخراج شد. به‌علاوه داده‌های ساعتی پارامترهای سمت و سرعت باد. فشار هواً (0(۳)) نیز جمع‌آوری 9 استخراج شد. ۸-۳-۶ تعیین فصول وقوع توفان‌های شدید و فراگیر با توجه به تاریخ وقوع توفان‌های شدید و فراگیر در طول دوره آماری مورد مطالعه مشخص شد که در ماه آذر بیش‌ترین فراوانی و شدیدترین توفان‌ها اتفاق افتاده است. اگرچه ماه بهمن نیز در زمستان» زمان وقوع بارش‌های شدید و فراگیر است. ولی به طور عمده سیلاب‌های شدید در اسفند ماه به وقوع پیوسته است. بررسی داده‌های بارش و به خصوص توفان‌های شدید نشان می‌دهد که در حدود ۴۳/۵ درصد توفان‌های شدید در بهار ۳۹/۱ درصد در زمستان و ۱۷/۴ درصد در پاییز (عمدتا در آذر) اتفاق افتاده است (شکل ۴-۶). به طور کلی آواخر اسفند ماه و فروردین و بعضا اردیبرهشت ماه زمان وقوع سیلاب‌های شدید بوده است. ۹ 7 507 ار سر 0 2 مر 20 ۳ 39 د 0 فصل شکل ۴-۶- در صد توزیع توفان‌ها در فصول نله ۴-۶- کنترل داده‌های بارش روزانه برای استفاده در نوزیع مکانی برای بررسی توزیع مکانی بارندگی در سطح حوضه سد بختیاری, ابتدا مشخصات مکانی (طول و عرض جغرافیایی) ایستگاه‌های موجود در منطقه اعم از ایستگاه‌های متعلق به سازمان هواشناسی کشور و وزارت نیرو با استفاده از 5آن) و -------- صفحهٔ بعد -------- فصل شم - نمونه عملیانی محاسبه حداکثر بارش محتمل و نهیه منحنی‌های عمق - سطح و نداوم در حوضه بختیاری ۹۴/۰۸/۱۰ ۰ ۱۳۳ سوابق موجود در مطالعات مختلف کنترل شد. سپس نقشه‌های مجموع بارش چند روزه و هر یک از روزهای توفان با مشخص بودن کد ایستگاه و مقادیر بارش به طور مجزا تهیه شد. برای هریک از توفان‌های منتخب ابتدا برای تداوم کلی آن‌ها و همچنین برای تداوم‌های ۰۱ ۰۲ ۳ و تا ۷ روزه به کمک 5 نقشه‌های حاوی کد ایستگاه‌ها و مقادیر بارش ایستگاه‌ها رسم گردید. با بررسی مقادیر بارش در ایستگاه‌های هم‌جوار در هر روز و در کلیه نقشه‌های تهیه شده مذکورء داده‌ها کنترل و در صورت ضرورت اصلاح شدند. در این بررسی برای اصلاح هم‌زمانی و کنترل مقادیر بارش از هم‌زمانی داده در نزدیک‌ترین ایستگاه‌های سینوپتیک و در مواردی ایستگاه‌های تبخیر سنجی و با توجه به ارتفاع و جهت شارش رطوبتی, داده‌های بارش ایستگاه‌ها مجددا مورد بررسی قرار گرفت و اصلاحات ممکن انجام شد و یا داده‌های مشکوک با توجه به توزیع مکانی آن‌ها حذف گردید. ۵-۶- بررسی روش‌های درون بابی برای رسم منحنی‌های هم‌بارش در حوضه بختیاری اصلی‌ترین عامل در توزیع مکانی بارش مسیر حرکت سامانه‌های جوی, منبع رطوبت و نوع سامانه است. بنابراین روابط رگرسیونی و یا رابطه گرادیان در ترسیم منحنی‌های هم‌بارش ممکن است به افزایش خطا بیانجامد. از سوی دیگر این نکته قابل ذکر است که افزایش میزان بارش با ارتفاع به‌صورت خطی نبوده بلکه با توجه به خصوصیات مختلف ناهمواری‌هاء بارش تا ارتفاعی معین افزایش می‌یابد و از آن پس با افزایش ارتفاع مقدار بارش رو به کاهش می‌رود. بنابراین عوامل گوناگونی سبب می‌شود تا از اعتبار روابط بارش-ارتفاع کاسته گردد. این عوامل عبارتند از: ۱ کم بودن تراکم ایستگاه‌های باران‌سنجی در مناطق کوهستانی. ۲- عدم وجود ایستگاه باران‌سنجی در ارتفاعات بالا. ۴- کم بودن دقت اندازه گیری بارش در کوهستان‌ها. ۵- پیچیدگی شکل زمین در نواحی کوهستانی و تاثیر پذیری رابطه بارش-ارتفاع از آن (نظیر جهت دره ها). ۶- موضعی بودن شدید روابط بارشارتفاع وتاثیر قابل توجه جهت جریان توده‌های هوا در توزیع مکانی بارش روش‌های مختلفی برای برآورد توزیع مکانی بارندگی با در دست داشتن دادهای نقطه‌ای وجود دارد. از جمله این روش‌ها می‌توان به تیسن, عکس فاصله و زمین آمار اشاره نمود. روش‌های زمین آماری به علت در نظر گرفتن همبستگی بین داده‌ها و ساختار مکانی در برآورد توزیع مکانی از اهمیت ویژه‌ای برخوردار هستند. در این بخش از مطالعات. روش‌های زمین آماری کریجینگ. کوکریجینگ اسپلاین‌ها. عکس فاصله "و میانگین متحرک وزنی (۷۷۱/۸)" برای انتخاب مناسب ترین روش توزیع مکانی بارندگی توفان‌ها بررسی شده است. |- 6 2- 1۷۵۲۹۵ 06 3- ۷۷۵۱۵۳۵۵ ۷10۷۱۲۶ 86 -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۴ ۰ نهیه دستورالعمل روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (]۳1) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش ((/2۸/) برای مقایسه دقت روش‌های درون‌یابی و یا انتخاب پارامتر های این روش‌ها می‌توان از روش ۳۵۶۹-۷/۵114۵1101) استفاده کرد. در این روش یک نقطه حذف می‌شود و با استفاده از سایر نقاط و اعمال روش درون‌یابی مورد نظر, برای این نقطه تخمین صورت می‌گیرد. سپس این نقطه به محل خود برگردانده می‌شود و به همین ترتیب برای تمام نقاط برآورد صورت می‌گیرد. خطای میان مقادیر واقعی و تخمینی براساس معیارهایی چون مجموع مربعات باقی‌مانده» میانگین مربعات باقی‌مانده, میانگین قدرمطلق خطا (۸/۸۴) و میانگین خطای انحراف (۱/138)" محاسبه می‌شود. علاوه بر استفاده از معیارهای کمی فوق وضعیت نقشه‌های تولید شده و روند منطقی فیزیکی آن‌ها نیز می‌تواند به عنوان یک معیار کیفی در ارزیابی و مقایسه روش‌ها و انتخاب روش برتر مورد استفاده قرار گیرد. از بین توفان‌های بحرانی در منطقه مورد مطالعه دو توفان برای بررسی و انتخاب مناسب‌ترین روش توزیع مکانی انتخاب گردید. این دو توفان شامل توفان سه روزه بهمن ۱۳۷۱-۷۲ و بارش حداکثر یک روزه (بیش‌ترین مقدار بارش روزانه) در توفان ۵ روزه آذر ماه ۱۳۷۳-۷۴ است. براساس حداقل میانگین قدرمطلق خطا (:۱1۸1)» مناسب‌ترین روش‌ها به ترتیب زیر به‌دست آمده است: ۱- 501106 از نوع ۳68۵1۵۳176[ ۲- 501106 از نوع 16۳81010 ۳- کوکریجینگ ۵- ۷۷۸/۸ با توان ۲ ۶- ۷۷/۱/۸ با توان ۲ در مورد تعداد نقاط همسایگی نیز نتایج نشان داد که استفاده از کلیه نقاط در درون‌یابی خطا را به حداقل می‌رساند. براساس حداقل میانگین خطای انحراف (]۸۸1) روش‌های مورد بررسی به ترتیب زیر عمل نموده‌اند: ۱- ۷/۸/1۸ با توان ۲ ۲- 501106 از نوع ۳1۵16 5۳1200111 ۳- 501106 از نوع 1۵81۵۳1200 و 10۹101 ۵- ۷۷/۸/۸ با توان ۲ ۶ کوکریجینگ این روش‌ها در جدول (۵-۶) آورده شده است. 7 ۸0۹۵|06 ۱/16۵ -۱ 7 8۱۵ ۱/1020 -2 -------- صفحهٔ بعد -------- محدوده خطای حد|؟ امده است. در بررسی نقشه‌های ت ۱- با وجود این ؟ در نقشه‌های ۲۳- روش کوکری ۳- روش کریجی نقاط گرادیار با توجه به این که نقن اختلاف کم این دو روش نیمه نمائی و کل نقاط به ثر و حداقل برای :۱1 جدول ۵-۶- رو 506 8 ۲0-68 ولید شده توسط هراب روش‌های اسپلاین : جینگ با وجود دارا ب نگ از نظر دو معیار بسیار شدیدی دیده ههای روش‌های کو؟ در معیارهای کمی 9 اد عنوان تعداد نقاط ه ش‌های مورد استفاده برای توزیع مکانی توفان‌ها پارامترهای متغیر توان / نوع تعدادنقاط همسایگی ۶ قاتا ععی7 11۱ 6 ۹.106 متغیر کمکی ارتفاع و مدل‌های مختلف واریوگرام ک از روش‌هاء به‌عنوان یک معیار ارزش‌یابی کیفی, مو خطای نسبتا کم‌تری را نسبت به سایر روش‌ها به خود یز برآورد شده‌اند که این موضوع با ماهیت متغیر بارن دن خطای ۱۷1۸3 نسبتا کم در شاخص 1/131 د خطا در رتبه متوسطی قرار دارد. ولی در نقشه‌های می‌شود. طولانی بودن محاسبات کوکریجینگه. روش کریجم مسایگی, برای توزیع مکانی توفان‌ها استفاده گردید ۱۳۵ ۹۴/۰۸/۰ یراین ارد زیر مشاهده گردید. . اختصاص داده‌اند. ولی ارای خطای بیش‌تری تولید شده برای برخی ار بودند و با توجه به -------- صفحهٔ بعد -------- ۱۳۶ ۶-۶ با بارش (12 ۱۸ ۷-۶ با حوصا ۰ نهیه دستورالعمل روش‌های محاسبه حداکتر بارش محتمل (۲(1) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش ( استفاده از روش کریجینگ با مدل واریوگرام نیمه نمایی سطوح هم بارش با تداوم‌های مختلف برای توفار ب ترسیم گردید. شکل (۵-۶) این سطوح را به عنوان نمونه نشان می‌دهد. از این نقشه‌ها در محاسبه مقدار م توفان‌های مورد بررسی در سطح حوضه و زیر حوضه‌های سد بختیاری و تهیه منحنی‌های عمق - سطح - ]) استفاده شد. استفاده از نقشه‌های هم‌بارش توفان‌های منتخب در سیستم 5آن) متوسط بارش برای تداوم‌های مختلف در سد بختیاری محاسبه شده است و نتایج در ادامه خواهد آمد. [دی۴-۱ و ایستتلاههای هواشناسی ۲3 حوسه بننبساری [ ۲ حوسه‌در وا ۳7 31-40 ۵و فش 41-50 ۰ ۲ 51-60 [ ۳ 61-70 28 71-80 5 ] 81-90 91-100 [ 7 101-110 4 54 111-1207 یت ی ۰ 25 1 121.130 2 :5 7 1311407 مه آگه 5 ۱ 141-1507 5 151-1600۲ 7 ۲ 161-170 4 7 171-180۲ 71 [ ۲ 181-190 ی 191 نه 195 لا : ه جر ی 0 6 اق 9 شکل ۵-۶- سطوح هم‌بارش با تداوم یک روزه برای توفان ششم فروردین و های توسط تداوم سطح -------- صفحهٔ بعد -------- فصل شم - نمونه عملیانی محاسبه حداکثر بارش محتمل و نهیه منحنی‌های عمق - سطح و نداوم در حوضه بختیاری ۹۴/۰۸/۱۰ ۱۳۷ ۸-۶- رسم منحنی‌های عمق-سطح--نداوم بارش ((1۸1) و تعیین منحنی پوش ۱-۸-۶ کلبات آمار بارش اندازه‌گیری شده به صورت نقطه‌ای دارای تغییرات مکانی است. در چنین مواردی می‌توان اطلاعات نقطه‌ای را به سطح حوضه تعمیم داد. تهیه منحنی‌های عمق < سطح - تداوم ((]/1(۸) یکی از روش‌های مرسوم برای این منظور است. منحنی‌های پوش فرآیندی است برای انتخاب بزرگ‌ترین مقدار از مجموعه‌ای از داده‌ها. در برآورد حداکثر بارش محتمل داده‌های بیشینه شده و انتقال یافته بارش بر روی کاغذ نموداری مناسبی رسم می‌شوند و منحنی همواری از بزرگ‌ترین مقادیر رسم می‌شود به‌طوری که تمام منحنی‌های حداکثر بارش را در بر می‌گیرد. ن مطالعات. با استفاده از نقشه‌های هم‌بارش و با انجام مراحل زیر منحنی‌های (۸1] ترسیم شد. در این ۲-۸-۶ محاسبه مقدار بارش در سطوح استاندارد به ازای نقشه‌های هم‌بارش ۲۳ توفان منتخب در تداوم‌های مختلف. مراحل زیر انجام شد. - محاسبه اختلاف بین مقادیر حداقل و حداکثر بارش و تقسیم آن به کلاس‌های ۱۰ میلی‌متری - محاسبه مساحت مناطقی که در هر یک از این کلاس‌های بارش قرار می‌گیرند. - محاسبه میانگین وزنی مقدار بارش در محدوده مناطقی که مربوط به هریک از کلاس‌های بارش می‌باشند. - محاسبه مقدار بارش در کلاس‌های سطوح مذکور و به صورت تجمعی در ادامه مقادیر متوسط بارش در سطح حوضه دز به ازای سطوح استاندارد در تداوم‌های مختلف برای توفان‌های مختلف آمده است. همچنین نمودار 17۸10 حوضه دز برای برخی توفان‌ها به عنوان نمونه رسم شده است. در جدول(۶-۶) جدول ۶-۶- نمونه ای از محاسبات منحنی‌های عمق -سطح. نداوم برای توفان با تداوم دو روزه در توفان اردیبهشت ۱۳۷۱-۷۲ ۳۳/۶ ۳ ۳ ۱۱۳۲۶۸۲/۴۷ ۷۷۳۴ اس اس ۹۹۷ ۱۳/۵۸۵ ۱۱۳۲۴۵۹/۱ ۴۳۴۴۱ ۱۱۳۵۵ ۵۶ ۱۱۳۱۰۰۱/۱۱ ۷۱۳/۳۹ اش هه ۵۵ ۵۳۹۵ ۱۳۲۴۲۶ ۱۱۵۵۵۵ ۳۵۶ -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۸ ۰ نهیه دستورالعمل روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳۱1) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش (/7۸) ادامه جدول ۶-۶- نمونه ای از محاسبات منحنی‌های عمق -سطح. نداوم برای توفان با تداوم دو روزه در توفان اردببهشت ۱۳۷۱-۷۲ کلاس ,میانگین بارش , سطح بین دو | حاصل ضرب بارش بین دو منحنی ین 9۵ ۳۳ خط هم‌باران در سطح بین دو منحنی 2۱۸۱ (حجم تاکاگ ۳ ست ۱۲۳۸۲۸۲/۶ ۱:۶۶ ۳-۸-۶- رسم منحنی عمق - سطح برای تداوم‌های مختلف از جمله کاربرد منحنی‌های (]۸(], تعیین بزرگ‌ترین عمق میانگین بارش است که می‌تواند در مساحت‌های مختلف طی تداوم‌های متفاوت از یک ساعت تا چند روز اتفاق بیافتد. این مقدار بارش برای هر توفان حوضه مورد مطالعه و یا هر توفانی که بتوان به حوضه‌های دیگر انتقال دادء به عنوان داده پایه برای تعیین حداکثر بارش محتمل مورد استفاده قرار می‌گیرد. برپایه دستورالعمل‌های سازمان جهانی هواشناسی (1986 :1969 ,۷/۱/0) تهیه منحنی‌های عمق - پهنه - تداوم توفان‌ها در روش بیشینه‌سازی بارش برای برآورد حداکثر بارش محتمل توصیه می‌شود. اصولا این منحنی‌ها برای بارش‌های بیشینه توفان‌های با تداوم چند ساعته تا چند روزه و در سطوح مختلف از ۱۰ تا ۱۰۰هزار کیلومتر مربع. متناسب با وسعت حوضه مورد مطالعه. ترسیم می‌شود. به بیان مختصرء برای هر یک از توفان‌های منتخب. منحنی تجمعی بارش ابتدا برای تداوم کلی بارش و سپس برای تداوم‌های زمانی کوچک‌تر استخراج می‌شود. آنگاه, به کمک 015 نقشه‌های هم‌عمق بارش برای تداوم‌های مختلف ترسیم می‌شود. با توجه به تداوم کل هر یک از توفان‌ها و براساس بیش‌ترین مقدار بارش ۱ الی ۸ روزه. مقدار متوسط بارش به ازای سطح برای هر یک از تداوم‌های فوق محاسبه شد. سپس برای هر یک از تداوم‌های زمانی بارش, رابطه سطح < عمق متوسط ترسیم شد. این منحنی‌ها برای تداوم‌های یکسان و در توفان‌های مختلف به عنوان نمونه در شکل (۶-۶) و شکل (۷-۶) آمده است. برای تداوم‌های زمانی مختلف (۱ روزه تا ۸ روزه) منحنی پوش بارش- سطح رسم شد. سپس منحنی‌های پوش برای هر تداوم به عنوان الگوهای عمق- سطح- تداوم (1۸10) در شکل (۸-۶) ارائه شده است. همان گونه که مشاهده می‌شود منحنی مربوط به بعضی از تداوم‌های بالاتر در مساحت های کم پایین‌تر از منحنی‌های پایین‌تر می‌باشد که غیر قابل قبول است. شایان ذکر است که علت تقاطع منحنی‌های پوش در مساحت‌های کم به‌دلیل عمق بارش در توفان‌های مختلف در سطوح کوچک است. -------- صفحهٔ بعد -------- ششم - نمونه عملیانی محاسبه حداکثر بارش محتمل و نهبه منحنی‌های عمق - سطح و نداوم در حوضه بخنتیاری ‎٩۹۴۳/۰۸/۱۰ 3333333333333333 13000 1 65 64 ادج ٍ 16000 ٩‏ ۳ ا 1 دس ۱ ۱ ٍ 1 : 1 ادن هد ۱ ۳ ۱ : 1 ببع لد ۸0 . ون 1 48 ۵۳۵7 لد ۹ ۱ 1 50 اوه ۷ 00 [ 72 71 آوع سس ِ ک 8000 8 1 هچ ۲ ْ 3 [ 48 47 بدا-چجد , 6000 1 ) ۹ 1 ۵۲) ات سس له ی کل 4000 1 ۵) ی ۹ 2000 2 ۱ ۹ 6 61 0 ی ۱ ات ۱ ی هه 1 0۲0 1 سول 0 25000 20000 15000 10000 5000 000 0000 سس (۲۲) ۲۲۵۵۱131۱۵۵ ری ۰ ۰ ۰.۰ # ۰. ۰ شکل ۶-۶- منحنی‌های سطح - عمق بارش برای تداوم یک روزه 100 ۵52 64 ارچ 4 ۱ ۰ 1302 2 71 ارچ 0 140 زک ۹ ۱ 2 0۷_71 مد ۹ 0 482 247 بلس ۹ و ٩0 5‏ وه 1 10202 3 5[_2_ ۸۹*50 ۰ : ۰ ی ۹ ی , سس مهو لو 48_21 ۹47 هچ 2قه 47 ماه ۹ 6020 5 2 54 مدا ۱ 92 58 مدا َ 9 : 30 2 59 دا ۱ ۹ 652 64 0۲0 یج ‌ ی 0 یوب پچ وه جح مشش ات اوااات شش ام 1 ح ‏ 25000 20202 15000 00 120 5200 000 (۳۲۳) 6۲۵۵۱۵۱۱۵۹۱۵ ۰ ۰ ۰ ۰.۰ رد ۰.۰ ۰ شکل ۷-۶- منحنی‌های سطح - عمق بارش برای تداوم دو روزه سس 18000 پ 16000 ای ۳ ۱ 14000 زان رن .سا ۹ ۹ ۱۱ ۱ ۷ و000 سل . 1 ۱ ۱ ۱ 2 ی ۹ ۱ ۰ 0 ۷ 0005۳ ۱ ۹ _- 0۷ 0005۳4 هد ۱ ی 8000 ۱ ۹ ۷ 00055 حود ۵۱ ۰ بد ۱ 6000 1 ۷ 6_ 00ج 1 ش ره ی 4000 0۷ _ و000 سح ۱ ی ی ۰ و که 2000 ۷ 8_ و000 سس ما کت 7 و ی را واه ز ی 0 50000 45000 4000 33000 3000 25000 20000 15000 10000 4 000 (۱۳۳) 0۲۵۵۵۱13۵1۱0 ۱۳۹ -------- صفحهٔ بعد -------- ۱۳۰ ۰ نهبه دستورالعمل روش‌های محاسبه حداکثر بارش محنمل (7۳۸1]7) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش ((/۸1) ۹-۶- الگوی توزیع زمانی بارش در روند تبدیل حداکثر بارش محتمل به حداکثر سیل محتمل که با استفاده از مدل‌های بارش - رواناب انجام می‌گیرد. تعیین الگوی تیپ توزیع زمانی بارش در ایستگاه‌ها و منطقه تحت مطالعه ضروری است. با توجه به تعداد اندک ایستگاه‌های باران‌نگار در محدوده مطالعاتی. تعیین الگوی رگبار طرح برای توفان‌های منتخب با مشکلات زیادی مواجه بوده و اطلاعات اندک ایستگاه‌های سینوپتیک نیز به صورت برداشت‌های ۶ ساعته در اختیار قرار گرفت. اصولا برای تهیه الگوی بارش در یک ایستگاه باید تعداد کافی رویداد بارش با تداوم‌های مختلف وجود داشته باشد تا بتوان از میان آن‌ها الگوهای بحرانی برای هر تداوم زمانی بارش را استخراج نمود. در محدوده مطالعاتی ایستگاه‌های سینوپتیک دزفول, خرم آباد. بروجرد. الیگودرز و کوهرنگ و ایستگاه تبخیر سنجی کشور وجود دارد. متاسفانه در ایستگاه‌های بروجرد و دزفول داده‌های ساعتی بارش ناقص بوده و تنها ایستگاه‌های خرم آباد. الیگودرز, کشور و کوهرنگ دارای داده‌های ساعتی کافی برای توفان‌ها منتخب می‌باشند. در مطالعه حاضر با استفاده از داده‌های بارش چند ساعته ۲۳ رویداد منتخب. الگوی زمانی بارش طی مراحل زیر تهیه شده است. ابتدا داده‌های بارش ۲۳ توفان با تداوم‌های زمانی متفاوت به صورت بی بعد مطابق شکل (۹-۶) ترسیم شدند. برای بی بعد کردن داده‌های هر توفان. مقدار عمق تجمعی بارش تا گام زمانی مورد نظر به کل عمق بارش توفان تقسیم شد. همین روش برای بی بعد کردن محور زمان نیز انجام گرفت. به منظور تهیه منحنی تیپ الگوی بارش طراحی برای هر یک از ایستگاه‌ها, منحنی نزدیک به پوش شکل‌های (۹-۶) بدین صورت ترسیم شد که منحنی در 7۵۰ زمانی اول در زیر کلیه نقاط و در ۲۵/ پایانی در بالای نقاط قرار می‌گیرند. الگوی ۲۵ درصد میانی به گونه‌ای ترسیم شده است که دو الگوی بالایی و پایینی را با روند منطقی به یکدیگرمتصل نماید. این الگو با الگوی تیپ آ11 هاف (۱۹۶۷) همخوانی دارد. ضمنا مطالعات قبلی در حوضه‌های سد گدار و گتوند هم تشابه الگوی توزیع زمانی را با الگوی به‌دست آمده در این مطالعات را نشان می‌دهد. الگوهای نهایی در شکل (۱۰-۶) برای نمونه برای ایستگاه کشور ارائه شده است. از این منحنی‌ها در تبدیل ۳۱/۳ به ۳۱/1 استفاده خواهد شد. -------- صفحهٔ بعد -------- فصا سم - نمونه عملیانی محاسبه حداکثر بارش محتمل و نهیه منحنی‌های عمق - سطح و نداوم در حوضه بختیاری ‏ ۹۴/۰۸/۱۰ ۱۳ یووم ر هم َ‌ ر : ۴۵-92 + و ۲ ِ اد نی : ۳ ۸۳۳۹۹۶ که و5 ۴ 7 ۷ 1 : 6 : 3 ۲۸۳۴۳۹۵۵ و ۰ 7 40.۵ ۰-۳8 # رم ْ دند0ن1 د.ن۹۵ 8۵۵ 710.۵ ۵ود6۵ 5۵۵ دنه410 دن3 نده20۵ 10۵ ده 71 شکل ۹-۶- منحنی‌های بی‌بعد توزیع زمانی بارش توفان‌ها در ایستگاه کشور بت 1000 83۵ 8۵ > 5 7۵ 5 3 رک 1 5۵ 8 5 ۵ ۰ 5 5 دود 8 زا 5 2۵ م 10 سس ز 6 1 85۵ 8 7۵ ده6 رهم 40۵ ن3 ند2 1۵ (ی ٩۶ ۵۱3۱۵۳۳۱۵ 40۳3110۲)‏ 6۵۲۲۵۲۱۵96 شکل ۱۰-۶- الگوی تیب طراحی توزیع زمانی بارش در ایستگاه کشور -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۲ ۰ نهیه دستورالعمل روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳۱1) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش (/7۸) در مدل همگرایی به خصوصیات توفان توجه می‌شود. برای شکل‌گیری توفان, نیاز به منبع هوای گرم و مرطوب است که آن به‌وسیله دمای نقطه شبنم کمی می‌شود. برای دست یافتن به گرم‌ترین اشباع آدیاباتیک و بیشینه‌سازی توزیع عمودی دما مراحل زیر انجام پذیرفت. ۱-۱۰-۶- تحلیل فراوانی دمای نقطه شبنم با استخراج حداکثر دمای نقطه شبنم دوازده ساعته پایدار در دوره‌های ده روزه برای ایستگاه‌های بوشهر و آبادان در یک دوره بلند مدت (۱۹۵۱-۱۹۹۸) معادل (۱۳۷۷-۱۳۳۰) و برای سایر ایستگاه‌ها با توجه به زمان تاسیس ایستگاه از یک دوره میان مدت در ایستگاه دزفول تا دوره کوتاه مدت در بقیه ایستگاه‌ها تحلیل فراوانی داده انجام شد. نمونه این آمار برای ایستگاه آبادان در جدول (۷-۶) آورده شده است.با استفاده از توزیع لوگ نرمال به‌عنوان مناسب‌ترین توزیع احتمالات برای کمیت مذکورء دمای نقطه شبنم برای دوره بازگشت های مختلف با استفاده از نرم‌افزار 117/18 استخراج شد (جدول ۸-۶ براساس توصیه های سازمان هواشناسی جهانی دمای نقطه شبنم دوازده ساعته پایدار با دوره برگشت ۰ ساله برای محاسبه ضریب بیشینه‌سازی انتخاب شد. در این جدول‌های تنها دهه‌هایی که توفان‌های مختلف در آن ها روی داده است آورده شده است. -------- صفحهٔ بعد -------- فه 5 ۱۳۳ وت می -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۴ ۰ نهیه دستورالعمل روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳31) و منحنی‌های عمق. سطح,. نداوم بارش (/0۸) تسج ادامه جدول ۷-۶- حداکثر دمای نقطه شبنم دوازده ساعته پایدار ایستگاه آبادان در دوره‌های ده روزه (۱۹۵۱-۱۹۹۸) جدول ۸-۶- دمای نقطه شبنم دوازده ساعته پایدار ده روزه در ماه‌های مختلف و مقادیر آن برای دوره برگشت‌های مختلف در ابستگاه آبادان (سلسیوس) وس ۳ اک ۳ 1 ما ها ده اس اس اه مه سا ۲-۱۰-۶- نقطه شبنم بیشینه با تداوم ۱۲ ساعته در تراز ۱۰۰۰ هکتو پاسگال دمای نقطه شبنم با تداوم ۱۳۲ ساعته براورد شده توفان به‌منظور بهینه‌سازی رطوبت باید از سطح ایستگاه به تراز ۰ هکو پاسگال منتقل شود. به‌طور کلی برای بیشینه‌سازی تداوم ۱۲ساعته دمای نقطه شبنم داده‌های با فواصل ۱۰ ساله برآورد می‌شود. نقطه شبنم بیشینه با تداوم ۱۲ ساعته در تراز ۱۰۰۰ هکتوپاسگال در دوره‌های بازگشت ۵۰ ۰۸۰و دوره آماری ثبت شده داده‌های دمای نقطه شبنم ایستگاه‌ها بیش از ۵۰ سال باشد. می‌توان از تداوم دمای نقطه شبنم با دوره برگشت ۵۰ ساله استفاده کرد. درصورتی که طول دوره اآماری داده‌های ثبت شده کم‌تر از ۳۰ سال باشد. می‌توان از دوره برگشت ۱۰۰ ساله نیز استفاده کرد و این در صورتی است که مقدار دمای نقطه شبنم به‌دست آمده با دوره‌های ۵۰ -------- صفحهٔ بعد -------- فصل شم - نمونه عملیانی محاسبه حداکثر بارش محتمل و نهیه منحنی‌های عمق - سطح و نداوم در حوضه بختیاری ۹۴/۰۸/۱۰ ۱۳۵ ۳-۱-۶ تبدیل حداکثر نقطه شبنم به سطح ۱۰۰۰ میلی باری با استفاده از دیاگرام1-1]08-۳-/51)0۷ حداکثر نقطه شبنم اندازه‌گیری شده در سطح زمین محل ایستگاه برای هر یک از توفان‌های منتخب به سطح ۱۰۰۰ میلی باری تبدیل شد که نتایج آن در ستون پنج جدول آمده است. ۳-۱-۶ تاثیر عوامل توپوگرافی و ستیغ‌های کوهستانی سامانه‌های موثر بر بارش در حوضه‌های جنوب غربی ایران از جمله حوضه بختیاری از نوع سامانه‌های کوهساری بوده و اثر سیتغ‌های کوهستانی رشته کوه های زاگرس بر تشدید سازوکار صعود و اثر سرد شدن موثر است برای مثال مقدار بارش درایستگاه‌های تله زنگ. تنگه پنج و کشور که در ارتفاعات کم‌تر از ۱۰۰۰ متر واقع شده‌اند بیش از مقدار بارش در ایستگاه‌هایی است که در ارتفاعات بالاتر از ۱۰۰۰ متر و تا ۲۰۰۰ متر قرار گرفته‌اند زیرا دیواره‌های قائم باشیب زیاد بین تله زنگ و ارمند و مرغک قرار گرفته و اثر کوهساری را به دلیل سوار نشدن برشیب کوهستان کاهش می‌دهد. همان گونه که در شکل (۱۱-۶) مشاهده می‌شود در مسیر اصلی ورود سامانه‌های جوی اولین ستیغ‌های کوهستانی در بخش‌های جنوبی حوضه قرار گرفته است. به منظور دخالت دادن اثر توپوگرافی» در ورود توده‌های باران‌زاء پروفیل طولی به صورت ستیغی در جهت تقریبا عمود بر مسیر اصلی ورود هوا در جهت شمال غربی-جنوب شرقی ترسیم شده است. با در نظر گرفتن محل تلاقی این پروفیل با خطوط میزان منحنی, ارتفاع نقاط استخراج گردید که میانگین آن‌ها ۲۲۰۰ متر برآورد شده که آن در ستون هفتم آمده است. از این ارتفاع برای برآورد آب قابل بارش در محاسبات بیشینه‌سازی رطوبت استفاده شده است. مقادیر مربوط به تبدیل دمای نقطه شبنم در ارتفاع ۲۲۰۰ متری با استفاده جدول‌های سازمان جهانی هواشناسی آورده شده است. ارتفاع که در بسیاری از مناطق به‌عنوان موثرترین عامل توزیع مکانی بارش شناخته شده است ولی در برخی از مناطق نظیر حوضه مورد مطالعه نمی‌تواند به‌عنوان عامل اصلی توزیع مکانی بارش تلقی گردد زیرا همان طور که قبلا اشاره شد در ایستگاه‌های کشورء تله زنگ و تنگه پنج که در ارتفاعات کم‌تر از ۱۰۰۰ متر واقع شده‌اند مقدار بارش بیش از ایستگاه‌هایی است که در ارتفاعات بالاتر از ۱۰۰۰ متر و حتی تا ۲۰۰۰ متر قرار گرفته‌اند و این شرایط در هر توفانی حتی در مجموع بارش ماهانه و سالانه برقرار است. -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۶ 0۰ نهیه دستورالعمل روش‌های محاسبه حداکثر پارش محتمل (]۳1) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم پارش (/7۸) ارکنفت: 6 اد 80۵ هس06 6 نیمه ۷ ستیتمتله َ ۹ موق «مهری ۵ تمن0 ی 4و یت ان مان رم سس ۱۰۵۵۱ 6۱۵۷۹۵۵۹ اهانو:0 4 با ٩و ۱۵۷۳ ۵-۱۰-۶- محاسبه آب قابل بارش آب قابل بارش واژه‌ای است که دربیش‌تر مواقع توسط هواشناسان آبشناس برای بیان جرم کلی بخارآب در ستون قائم جو به‌کار برده می‌شود و آبی است که در بهترین شرایط جوی تبدیل به بارش می‌شود. جدول آب قابل بارش برای هوای اشباع با آهنگ کاهش فرآیند شبه بی‌درو به عنوان تابعی از نقطه شبنم۱۰۰۰ هکتوپاسکال تهیه می‌شود ولی بهتر آن است که با استفاده از نقطه‌شبنم با تداوم ۱۲ ساعته در تراز ۱۰۰۰ هکتوپاسکال از طریق خط بی‌درروی شبه اشباع تا تراز آب قابل بارش به مقدار بخار آبی که در یک ستون عمودی هوا در جو وجود دارد. اطلاق می‌شود. (۱9656 ,۷۷۸/10)). برای مثال اگر در یک ستون هوا ۳ سانتی‌متر آب قابل بارش وجود داشته باشد. به مقدار ۳ کیلوگرم آب به شکل بخار آب در این ستون هوا به سطح مقطع یک 00 وجود دارد. اگر این ستون متراکم شود ارتفاع مایع حاصل معادل ۳ سانتی‌متر خواهد بود. هیچ فرآیندی وجود ندارد که طی آن کلیه بخار آب موجود در جو را به صورت باران درآورد و به همین جهت گاهی اوقات, اصطلاح مایع آب معادل بخار و یا مایع آب معادل استفاده می‌شود. رگبار و مقادیر آب قابل بارش ابر را می‌توان -------- صفحهٔ بعد -------- فصل سم - نمونه عملیانی محاسبه حداکثر بارش محتمل و نهیه منحنی‌های عمق - سطح و نداوم در حوضه بختیاری ۹۴/۰۸/۱۰ ۱۳۷ بیشینه‌سازی رطوبت یک توفان به کمک شناخت ویژگی اشباع آدیاباتیکی امکان‌پذیر است. شناخت ویژگی اشباع آدیاباتیک با دمای پتانسیل تر که مربوط به دمای نقطه شبنم در فشار ۱ میلی‌بار می‌باشد. امکان می‌یابد. بنابراین نقطه شبنم در سطح زمین, معرف بالاترین نقطه شبنم برای یک دوره برگشت به‌خصوص است. در مطالعه حاضر با استفاده از دیاگرام 7 ‎٩0۷/-‏ حداکثر تداوم دمای نقطه شبنم توفان و حداکثر دمای نقطه شبنم با دوره برگشت ۵۰ ساله به سطح ۰ هکتوپاسکال کاهش داده شدند و با توجه به جداول پیشنهادی سازمان هواشناسی جهانی آب قابل بارش برای هریک از توفان‌های منتخب و برای ایستگاه‌های مورد مطالعه محاسبه گردید و به ارتفاع ۲۲۰۰ متری انتقال یافت. ۶-۱-۶ تعیین ضریب بیشینه‌سازی رطوبت برای محاسبه ضریب بیشینه‌سازی رطوبت از رابطه عمومی نسبت آب قابل بارش برای تداوم نقطه شبنم با دوره بارگشت ۱۰۰ ساله در دوره ده روزه به آب قابل بارش توفان مورد نظر استفاده شده است. نتایج محاسبات برای توفان‌های منتخب در جدول ‎)۹٩-۶(‏ آمده است. ۱۱-۶ انتخاب ضرایب نهایی بیشینه‌سازی ضریب بیشینه توفان با توجه به عناصر اقلیمی که جریان رطوبت ورودی به درون توفان را تامین می‌کند و مقدار بارش را به حداکثر می‌رساند. محاسبه می‌شود در واقع ضریب بیشینه‌سازی توفان, پتانسیل حداکثر آب قابل بارش برای دوره زمانی - مکانی است که از فرمول زیر به‌دست می‌آید. ۳۷۱-۷ )۱-۶( که در آن ۷ ضریب بیشینه‌سازی توفان با حداکثر جریان ورودی رطوبت 7 ضریب حداکثر آب قابل بارش براساس دمای نقطه شبنم ۱۲ ساعته پایدار 7 ضریب حداکثر سرعت باد ۱۲ ساعته پایدار درصورتی که علاوه بر ضرایب رطوبت. ضرایب حاصل از بیشینه‌سازی باد نیز در نظر گرفته شود افزایش فوق‌الساده‌ای در مقادیر ضریب بیشینه‌سازی توفان‌های منتخب به‌دست می‌آید که نمی‌تواند منطقی باشد. بررسی منابع و مطالعات شبنم اکتفا شده است. بررسی گزارش‌های برآورد حداکثر بارش متحمل در حوضه رودخانه تنسی(1101856)» حوضه رودخانه کلمبیا (1۳/857]» حوضه کالیفرنیا (113/159) و گزارش حداکثر بارش محتمل استرالیا ((۵ 0۳۱/1۵100۲۵1 13۳۵۵۵) و گزارش‌های مربوط به برآورد حداکتثر بارش محتمل سدهای گدارلندرء گتوند و کارون ۴ ضریب بیشینه‌سازی توفان محدود به بیشینه‌سازی دمای نقطه شبنم می‌باشد. -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۸ ۰ نهیه دستورالعمل روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (]۳۱1) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم پارش (/0۸) جدول ۹-۶- فاکتور بیشینه‌سازی رطوبت و باد برای توفان آبان ۱۳۷۳ حداکثر تداوم دمای نقطه شبنم در تراز ۰ ۲:۷ با دوره برگشت ۰ ساله (سلسیوس) | امیدیه ‏ ۱۷۵ ۲۳۲ ۳۵۸ ۱۸۸ ۱ ده ۱ ی و ۱۱۶۹ | ۲۵۴ ۲۹۲۰ ۲۷۴ ۱۶۲ ۱۶۴ یراجاقآ ۱۳-۶- عمق حداکثر بارش محتمل در حوضه دز و بختیاری ۱-۱۳-۶- عمق بارش ۳۸1۳ برای نداوم‌های مختلف در حوضه دز با استفاده از ضرایب بیشینه‌سازی مقادیر متوسط بارش توفان‌ها در سطح حوضه دزء حاصل نقشه‌های هم‌بارش توفان‌هاء مقادیر بیشینه‌سازی بارش برای تداوم‌های مختلف محاسبه و ارائه شده است جدول (۱۰-۶). همان گونه که ملاحظه می‌شود حداکثر بارش محتمل (1۹/1]۲) در حوضه دز برای تداوم یک روزه معادل ۱۴۴/۲ میلی‌متر و مربوط به توفان فروردین ۱۳۷۷ و برای تداوم‌های ۲ و ۲ و ۴ روزه به ترتیب ۲۳۰/۲ و ۲۷۶/۲ و ۲۹۱/۹ میلی‌متر مربوط به توفان اسفند ۱۳۷۱ می‌باشد. حداکثر بارش محتمل با تداوم‌های ۵ و ۶ روزه نیز به ترتیب برابر با ۲۸۸/۲ و ۳۱۰/۹ میلی‌متر -------- صفحهٔ بعد -------- 9 ‌ ی نمونه 1 بانی مج جدول ۱۰-۶- عم تاریخ توفان آذر ۱۳۵۷ آذر ۱۳۶۴ آذر ۱۳۷۳ بهمن ۱۳۷۱ دی و بهمن ۱۳۴۷ دی ۱۳۷۱ اسفند و فروردین ۱۳۴۸ اسفند و فروردین ۱۳۵۱ اسفند ۱۳۶۵ اسفند ۱۳۶۶ اسفند ۱۳۷۰ اسفند ۱۳۷۱ اسفند ۱۳۸۳ فروردین و اردیبهشت ۱۳۵۵ فروردین ۱۳۴۸ فروردین ۱۳۵۹ فروردین ۱۳۶۰ فروردین ۱۳۶۹ فروردین ۱۳۷۷ فروردین ۱۳۷۹ اردیبهشت ۱۳۶۵ اردیبهشت ۱۳۷۱ ۱۳-۶ توزیع پهنه‌ای ۱-۱۳-۶- کلیات پس از این که مقدار ح ارائه شد. مساله تعیین توزه بارش محتمل برآورد شده محتمل برآورد شده برای ؟ الف-نوع توقانی که برر که بر روی تمام ار ۱۳۹ ۹۳/۰۸/( ۱۳۰ ۱۹۹/۲ ۲۳۳/۹ ۳۲/۸/۲ ۱/۸۱۲ ۱۹۵/۰ ۳۰/۱ ۱۷۳۳/۲ حنی‌های ۲۸1 مقدار حداکتر از نوع توفانی خی از مناطق -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۰ ۰ نهیه دستورالعمل روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳۸1) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش ((/2۸/) اقلیمی. ممکن است انواع مختلف توفان مقدار بیشینه بارش را در دوره‌های زمانی متفاوت با گرته‌های هم‌باران متفاوت در همان اندازه پهنه ایجاد کنند. ب- ممکن است شکل و جهت قرارگیری گرته‌های هم‌باران در توفان‌های پهنه کوچک از گرته‌های هم‌باران در توفان‌های پهنه بزرگ‌ترء متفاوت باشد. ۲-۱۳-۶- گرنه توفان دبدبانی شده به دلایل بالاء هواشناسان آبشناس در ارتباط با گرته‌های هم‌باران توفان که در حوضه‌ای به‌کار گرفته می‌شود. پیشنهادهایی را ارائه می‌دهند. یک یا چند توفان انتقال یافته می‌تواند گرته یا گرته‌های هم‌باران مناسبی را ارائه دهد. چنین انتخابی به‌ویژه زمانی که حوضه و جایگاه توفان هردو از نظر ناهمواری‌ها مشابه باشند به‌کار گرفته می‌شود. می‌توان محدودیتی در مورد چرخش یا جابجایی گرته هم‌باران بر روی حوضه قائل شد. اگر به همان گونه‌ای که اغلب اتفاق می‌افتد. 13۸10 توفان انتخاب شده حوضه‌یا منتقل شده نقطه‌هایی بر روی منحنی‌های 1۸10 حداکثر بارش محتمل در اختیار بگذارد. احتمال دارد دیگر نیاز به تنظیم بیش‌تر نباشد. در غیر این صورت ممکن است بیشینه‌سازی شوند. باید توجه کرد که مطالب بالا در مورد پهنه‌های زیر حوضه‌هایی است که در درون یک حوضه بزرگ مورد بررسی قرار دارند. بنابراین اگر حداکثر بارش محتمل یک زیرحوضه به‌طور مستقل مورد نیاز باشد. باید به روش زیر انجام شود: در ابتدا ۸ حداکثر بارش محتمل کل حوضه بزرگ محاسبه و منحنی آن برای یک دوره زمانی معین ۶ ساعته, ۱۲ ساعته. و ... رسم می‌شود سپس منحنی (۸1(] بارش توفان زیر حوضه مورد نظر برای همان دوره‌های زمانی رسم می‌شود. در گام بعدی (2۸1] حداکثر بارش محتملکل حوضه برای یک دوره زمانی معین به سوی منحنی (۸1] بارش توفان زیر حوضه مورد نظر برای همان دوره زمانی معین انتقال داده می‌شود. اولین نقطه تماس این دو منحنی نسبت تنظیم برای پهنه زیر حوضه برای همان دوره زمانی را به‌دست می‌دهد. یعنی مقدار بارش 1۸1 حداکثر بارش محتمل به مقدار بارش 0 توفان در نقطه تماس عامل تنظیم است. انطباق بین 1۸10 بارش توفان و منحنی‌های 12۸/0 حداکثر بارش محتمل باید در اندازه پهنه‌ای که آن حوضه را تقریب می‌زند. باشد. در کاربرد روش اجرایی برای توفان‌های واقعی. به باید به عمل آید. در این صورت روابط عمق - پهنه توفان باید تغییر کند. به‌طوری که عمق در هیچ محلی از حوضه از حداکثر بارش محتمل تجاوز نکند. در ادامه مقدار ۳۸/۳ حاصل از (2۸1] حوضه دز در جداول مربوطه محاسبه شده و نمودار ۳۸/8 حاصل به صورت نمونه برای بعضی از توفان‌ها آورده شده است. بعد از محاسبه و رسم نمودار ]۳۸۸ حاصل از (]12۸ در حوضه دز در دو نوع با احتساب و بدون احتساب فاکتور باد و انتقال آن بر روی (۸1(] حوضه بختیاری, شار رطوبتی حوضه بختیاری با احتساب و بدون احتساب فاکتور باد تعین شد که با ضرب آن در 1۸10 زیرحوضه بختیاری» ۳۱/۳ زیرحوضه بختیاری با احتساب فاکتور باد و بدون احتساب آن به‌دست آمد. نتایج حاصل در قالب جداول و نمودارهای زیر ارائه شده است. -------- صفحهٔ بعد -------- فصار ۶ صور اس ۶ به - ۶ (۶- دریا ۳-۳- نقشه‌های هم‌بارش ۳۸1۳ در حوضه بختیاری نقشه‌های هم‌بارش توفان‌های مبنای ۳۹۲ در تداوم مورد نظر همان ]۳۱۸ در ضریب بیشینه‌سازو ت نقشه توزیع مکانی ۳۸/۲ در تداوم‌های ۱ الی ۸ روزه (به استثنای ۴ روزه) به‌دست آمد. نتایج در : تر کیب مقادبر 11 برآورد شده با توزیع زمانی - مکانی بحرانی آن‌ها در گزارش 1۹1۳ مورد برر اس ای ۹ ی نداد ی ۳ ان 129 ۴ ۱ ۱ ۹ را ۴ ۹ 17 7 8 ان ۹ ۳ 79 125 ت ۹ ۹ 0 ی ۹ هه ی ۱ موی ی پا ۰ ۳ ۱ وود 8 : : یت 5 ی سا شکل ۱۲-۶- نقشه توزیع مکانی ]۲۸/1 یک روزه حوضه بختیاری در حوضه سد بختیاری تعویض : با توجه به بارش‌های حداکثر برای بیشینه‌سازی و برآورد ۳ از میان توفان‌های منتحب انتخاد وان نمونه به بررسی سینوپتیکی یکی از توفان‌های بحرانی ارائه می‌شود. ۱-۴ تحلیل همدبدی توفان ۲۹ دی ماه لغابت ۵ بهمن ماه ۱۳۴۷ (۱۹ ژانویه لغایت ۲۵ به منظور تحلیل سینوپتیکی توفان بهمن ۱۳۴۷ از نقشه‌های مرکز داده‌های آنالیز شده ]۱3| ۳) نقشه سطح زمین مربوط به ۲۹ دی ماه ۱۳۴۷ وجود یک کم فشار با مرکز ۱۰۰۰ هکتوپاس ی مدیترانه نشان می‌دهد. دامنه این مرکز کم فشار به‌صورت یک ربانه بر روی شمال شرقی و با ها مه ۵ )۱۴ رت قرار می گیرد. 7۹ 5 ۷ «* کرت تم ب/ه 8000 منعهط ال 8و ۴۲۵۱۴ 0 - 26 0۵ - 81 1015 محی‌هم 0 مسعحمی‌هم 5 سعحیهمم ۰0 176 سحی‌هم 5 201 سحی‌هم 5 . 226 سحی‌هم 5 776 محی‌هم ی وه هه ۳ 39۷/0 :مموت 074 : موازهماری۸۶ ده‌اند. در ادامه به ۱۹۶۹) را بر روی شرق ال شبه جزیره -------- صفحهٔ بعد -------- ۴۳۲ 0۰ نهیه دستورالعمل روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳11) و منحنی‌های عمق., سطح. نداوم بارش ((/7۸) عربستان امتداد یافته است. شکل (۲۰-۶) نقشه تراز ۵۰۰ هکتوپاسکال وجود یک مرکز کم ارتفاع را در ضرق دریای مدیترانه با ۵۴۲ ژئوپتانسیل دکامتر نشان می‌دهد. بررسی نقشه‌های سطح زمین مربوط به روزهای ۲۰ ژانویه لغایت ۲۵ ژانویه ۱۹۶۹ (۳۰ دی ماه لغایت۵ بهمن ماه ۷) در شکل‌های شماره (۱۴-۶) تا (۱۹-۶) نشان می‌دهد که کم‌فشار مستقر در شرق دریای مدیترانه به‌تدریج به سمت شرق گسترش یافته است و هسته‌های کم فشاری با مرکز ۱۰۰۵ و ۱۰۱۰ هکتوپاسکال بر روی آیران بسته شده است. بررسی نقشه‌های شماره (۲۰-۶) الی(۲۶-۶) تراز ۵۰۰ هکتوپاسکال وجود ناوه بسیار عمیقی را در شرق دریای مدیترانه نشان می‌دهند. شیب کنتوری در محل ناوه به حوضه بختیاری دلیل ریزش هوای سرد عرض‌های بالاا و فرارفشت هوای گرم و مرطوب عرض‌های پایین شدید و جریان باد شدید می‌باشد. با توجه به الگوی نقشه‌های فوق ملاحظه می‌شود که کلیه جریانات بر روی حوضه‌های جنوب غربی ایران و حوضه مورد مطالعه حوضه بختیاری در این توفان با زاویه تقریبی ۱۳۰ درجه تا ۲۴۰ درجه (جنوب شرقی تا جنوب غربی) است. تمامی این جریانات با جریانات سطح ۸۵۰ هکتوپاسکال هماهنگی داشته و رطوبت را به حوضه بختیاری درون سامانه تغذیه می‌نماید. ایستگاه‌های آبادان, اهواز» بوشهر و دزفول به عنوان مسیر ورودی توفان انتخاب و برای بیشینه‌سازی رطوبت توفان مورد استفاده قرار گرفتند. حداکثر ۱۳ ساعته تندی باد توفان بین ۱۸ نات در ایستگاه‌های آبادان و اهواز تا ۰ نات در ر ستگاه بوشهر و دزفول ال متَعیر است. نتایج بررسی نقشه‌های همدیدی سطح زمین و تراز ۵۰۰ هکتوپاسکال نشان می‌دهد که اگر یک مرکز کم فشار سودانی بر روی شبه جزیره عربستان وجود داشته باشد و دامنه این مرکز کم فشار به‌صورت یک زبانه بر روی شمال شرق عربستان کشیده شود. آنگاه نواحی نیمه غربی ایران تحت تاثیر آن قرار می‌گیرد. وجود مرکز پرفشار بر روی دریای عمان, شرق شبه جزیره عربستان سبب انتقال هوای گرم و مرطوب به حوضه بختیاری درون دامنه این زبانه کم فشار شده و تغذیه رطوبت به حوضه بختیاری درون آن انجام می‌شود. این توده هوا از نوع حاره‌ای مرطوب بوده و سبب انتقال هوای گرم و مرطوب از نواحی شرقی شبه جزیره عربستان به سوی نیمه غربی ایران و سرانجام با حرکت به سمت شرق, نیمه شرقی ایران را تحت تاثیر قرار می‌دهد. این توده هوا نسبت به سایر توده‌های هوای بر روی حوضه‌های جنوب غربی ایران و حوضه مورد مطالعه موثرتر می‌باشد. میانگین نسبت آمیزه توده هوای حاره‌ای مرطوب از سایر توده‌های هوا بیش‌تر است به‌طوری که این فراسنج معرف رطوبت بسیار زیاد درون این توده هوا است. همجنین دمای پتانسیل تر و دمای پتانسیل خشک بالای توده هوای حاره‌ای مرطوب معرف آنرژی بسیار مناسبی است که به حوضه بختیاری درون این سامانه تغذیه می‌شود. وجود دریای عمان, دریای سرخ و خلیج فارس و نزدیکی آن ها به حوضه مورد مطالعه سبب انتقال هوای گرم و مرطوب این منابع رطوبتی به -------- صفحهٔ بعد -------- بررسی‌ها نشان مولفه باد نت » عملیانی محاسبه حداکثر بارش محتمل و نهیه منحنی‌های عمق - سطح و نداوم در حوضه بختیاری ‏ ۱۰/ درون این سامانه می‌شود و متعاقب آن بارندگی‌های قابل ملاحظه‌ای را باعث می‌شود. می‌دهد بارندگی‌های روزانه توده هوای حاره‌ای مرطوب از سایر توده‌های هوا بیش‌تر می‌باش :3 هوای حاره‌ای مرطوب اکثرا جنوبی 9 جنوب شرقی است. پوشش ابری سامانه حاره‌ای ۵ است. همراه می‌باشد به‌طوری که این واچرخند برای چند روزی به حالت ایستا باقی می‌مان ۳ بمهجممواا۸د 0۱۵98 ۵۹۵ ۲۳۸-2۱8۴50۱۳ ۳3 یک دش ۵ : مین : 55۲ 5 سل ۰ 137 1135 کج اد صص ۱ پست تصورت هم 9 مه 9 ۹ 0 مه م5 ۳۳ لس لته ۷ له 1 1020 ی یج رای یه ۹ ۹ | اححلل سح مه تلا 6 ۴ ۴ 00 6 و 6 عم اه 0 06 ۴و2 0۴ شکل ۱۳-۶- نقشه سطح زمین ۱۹ ژانویه ۱۹۶۹ (۲۹ دی ماه ۱۳۴۷) ۳ هجهمااهد 0۱98 ۳۵۱۵ ۲۳۸-2180۴50۱ مس 9 َ گ م کک10 ۴ 9 ااکُو 104۵ ی / 135 1 هه 1040 ۹ سیک ۳ 10310 7۳ مت جاواما یه م۱ 101 " هس سل 5 30 ۵ لا لاد ۴ عق7 ع7 با اوعد ع عا ‏ وه اعد ع25 3 شکل ۱۴-۶- نقشه سطح زمین ۲۰ ژانویه ۱۹۶۹ زر ی را به‌طوری که رطوب بالا و اری در جهت ۵ -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۴ لس یه دستورالعمل روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳317) و منحنی‌های عمق. سط< با مگ 2 ۹ ع اد بارش (0۸0) وت -------- صفحهٔ بعد -------- فصل شم -نمونه عملیاتی محاسبه حداکثر بارش محتمل و نهیه منحنی‌های عمق - سطح و نداوم در حوضه بختیاری ۰ ۰۰۹۴/۰۸/۱۰ ۱۴۵ 0 صص ۹ ور چا 0 رک 5 شکل ۱۷-۶- نقشه سطح زمین ۲۳ ژانویه ۱۹۶۹ یت سم ور // + 8 60 4 8 ۱ ی صن را : 300 شکل ۱۸-۶- نقشه سطح زمین ۲۴ ژانویه ۱۹۶۹ -------- صفحهٔ بعد -------- ۱۴۳۶ ۰ نهبه دستورالعمل روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۲۳.۸1]7) و منحنی‌های عمق, سد 33333333 ۳ 0۱۵9۸۵0 ۲۵۸-۱۴50۱۳۵۵ : مه رک ء سا , ک- ی 10138 ر 103 4 چم ۳ کی سرا 103 ۱ 0 "1 چی مهاسد ۹7 ۱ ! 0 ل 7/ ۳ ۳ 0 1 ۱ ۷ ۹ 0 3 9 ۳ ۳3 3 13 3 3 35۳ 3 3 13 3 3۳ 25 ۴ شکل ۱۹-۶- نقشه سطح زمین ۲۵ ژانوبه ۱۹۶۹ 0 ۲۵ ۵0 ۶۲۵۳۵ ۵۱۵۲۵۵ :۱۵۳ 0 مها 20 ۲۲۵۲۲۱ لت+صااهامط ناها 500 :6۵| 3 ل(ا1 0ل :۲ 3 باقع 1 رده لا 7۳ و79۲ وا جا مان رت خطان) - ۲۱۵۸۵۸ / گ رص کر 7 : 7 ۹ وژه ها ۱ : ا / ان : سس موم 7 ی سوو رو شش ً/ ِا سس مسر ام ان اب اج مک هه : : یس ی ی ۲ ( 1 45 سس سس سا ی سب را سا یت سس 800و 5 دی 5450 رو نا ری ی ۹ 410 سس 62ص رن را مر کر رت 5 ی ااکق سح ی کم کم رک رک رک 4 تک نهد 75 سک ار سر و سه ۳ که سته 00 و سم مس کی و اک کی کی ی ری [(34. ۳ کت نو و هدرم و درو ی ی سس تست : سر سر ات ۷ مزر 8700 ا ‏ عر ‏ ار هط و هد وه هو اک وک ور 20 1735 5 نهر ری 77 ۸ زا/ .ندال 5 |۱۲ شکل ۲۰-۶- نقشه تراز۵۰۰ پاسکال ‎۱٩‏ ژانویه ۱۹۶۹ (۲۹ دی ماه ۱۳۴۷) نح. نداوم پارش (/۸) 6۰ ۰ 5۷و 5۷ - 45۷ - 4۱۰ 25۰ 21۷۰ 25۰ 20۰ ۱ -------- صفحهٔ بعد -------- ی محاسبه حداکثر بارش محتمل و نهیه منحنی‌های عمق - سطح و نداوم در حوضه بختیار 0۵ ما۲ 2 ۶۲۵۲۵ ۵۱۵۲۵۵ :۱۵۳ 0 تا 20 ت۶۳ لتخغات‌اما نات| ۹ :۱۵۵۸ 3 لا 0ل با ۱ تأق1 ۸007۱1 ۶۲ و ع لاک و۵0 هامصاا0 ۲۹۶ ۱۱۵۸۸-0۱۳ 50 ۸5۷ 40 .35( .54(۲[ 75(۲[ : : : : 20 0۳ 75۹۳ 7/0۳ 5 3 دوه 50۳ 15۳+ 0۳ دام 3۳ وزیا 20۳ ععد 1۳۳ ۸103 ریا لاک . 5 9 /ر 5 نش ابا 85 5 506 < ۱۲۱ را شکل ۲۱-۶- نقشه تراز۵۰۰ پاسکال ۲۰ ژانویه ۱۹۶۹ 0۵ ما 20 ۲۵۲ لتاصاادا0م :۱۵۲۱ 0 مها 20 ۶۲۵۳۳ لتعناه‌ام :ها 5۵0 :۱۵۶ 4 21 ول با 12 ۵1657 7۲ کععاا9د ۵90 ۵۱۳۵۲۵ / ۲۱۵۸۸-0۱۳۲۹ 3 30۴ 3 +0 3 50 55 3 3 70۳ 25۳ 80 عع 13 35[ خی 68 [ 551 ح ۸ ابا 256 50 < |۱۲ شکل ۲۲-۶- نقشه تراز ۵۰۰ پاسکال ۲۱ ژانویه ۱۹۶۹ ۵ -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۸ 0 نهبه دستورالعمل روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳.17]7) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش ((1(,11) ی ما 03 ما 20 ۶۲۵۳۵ لتهاامهام :۱۵۳ 0 مها 20 ۲۲۵۴۳ لت+صااه‌ام تانها 00 بت | 9 22 م0ل نا ۱ ااأا1 ۸071 7۳ ع26 )۵۱909۴ ان ۷۵۸ : : نس : 2 66۱۱ 2 ۰ ۰ 3 سر ووکسح ی : : ۳ ص را مر یخی ۹ ا ۳ تم سس روو 1 شح ‏ ح حح د ۰ رِ مر سس دی سح 0 ی چ نی را کم وا هه و ری چم سر ون بر ودره ه سس هه یمهم سس : ۱ سر سس 6( سس جح : سه سس سمل وهو دس سح سس سم موی سا ۳ مس 5450 : : 55 5 : ی ای 0رد ۱ مدمه ۷ ۹ یر سل 2 0 الم 6 تسد 3 سس سس و6 کاس 1 ۱ : : : ۱ ۳ : آ رن 0 ری ی ی تسه هد مسر مس رک کر کم ند 4" دک و یک کت : س اک خر ی ی ان اه : مها کاس 50کس دید وا 60 ۷ خی ی ها اس موی سح[ رود سسسه ۱ 80 دید مر سس وا 0سا : که 0 : ور : زر ن موس 20 80۳ 75۲ 70 825۳ 60۳ 55 50۳ 5+ 0۳+ 8 مه ]30 25۳ 20۳ 18 تاج[ هر ری 0 . 4 دح ۸ ابا 4 024 ۱۳ ما شکل ۲۳-۶- نقشه تراز۵۰۰ پاسکال ۲ زژانویه ۱۹۶۹ 23 ها 20 ۶۲۵۳۵ ۵۵ا۱۵۲م :۱۵۳ 0 10 20 ۲۵۳ لتعهااه‌ام تناها ندال دالات :هت | ۹ ۱ کنر جا0ل :1 ات1 هت ۸ ۶و معع )۵090394 عاه ص۳زاع .0۱۴۲5 و۲۵۸ یس ص ک 500 مس مر : : : ی سس : کی سار ۳ 9 ۹ : 3 سا ۱ اه سس سا سا سح ها ۳ ۹ ۹ سر ۹ ۹ 7 ۹ ۹ سس با سح اس سس سر نار چور کی ی سس تک 7 ک ً ۱ [ مس ک ی ۹ درو : 1 : 14 44سن ۹ : سید : : : سس سر اب ی ۹ اسر را سس 0 نی بر 0 کب کر دسمط رز مد و پ ۵ خر مر سر 1 زموهسا دای سس : ی / اس 8700 سر شرا کصور اضر کر ۳ د 2 سس : ی ی ی و و : ۹750 مس ای - تج اس ار اس ی سای همه ی : ۱ ۷ ۱ : ۹ و رس 1 م م2۳ وروی رح هس کر کم وا اک مهوت اس : 5 : ۸ : سر : ۹ سر ۹ 20 6٩1 70 7 01‏ 1 55۱ نوس 41 1+ ای زر 2۹ 201 2 173 25[ شخ مرج ‎ [‏ 556 حرش ایا 2( |۲۸ شکل ۲۴-۶- نقشه تراز۵۰۰ پاسکال ۲۳ ژانویه ۱۹۶۹ -------- صفحهٔ بعد -------- فقصا ششسم - نمونه عملیانی محاسبه حداکثر بارش محتمل و نهیه منحنی‌های عمق - سطح و نداوم در حوضه بخنیاری ‎٩۴/۰۸/۱۰‏ ۱۳۹ 6 03 م۲۵ 20 ۶۲۵۳۵ ۵۱۵۲۵۵ :۱۵۳ ادا ما دا2 1۳۵۲۵ ۱۵11۵۵0 با1ه۵ا نلء. نالاتا :بات | 9 2 صح0ل نا تاأع:1 درد علظ۸ ۶۲ عع )۵009۱94 ۲۵ 0۱1۳ ۲۱۵۸۸-0۱۳۴5 ۰ ۰ : ی باس ام سر : 300 5 سار بر ال مر سر : : ی ی : ار ۹ ً و گر ۱ | ۹ 50ت کت مرن : ی وه ۹ ۰ ی ۰ ۰ وی ۰ .۰ ۳ مه دک ی ۳ ۰ : : سر سم سس ی ۰ 3400 سس سح 1 یس ۷ سد ی مد ۷ دشر سر ۷ ی سس یواح ی ۳ 0ص 0 ی : 0 ۹ تحص سس 600سا ار و و سا رسد شا ی ی و و اک ی وا سم سس سل ۱ مس سر مر :۹50-۳ ست ویب پم اد 0 اپ خر اد نو ده ی ی اف و ی 0 1 هه ۷ ۷ ۷ سس ۷ سل ۱ سس 20 ۲ 75 ص702 مه ص00 عکک ع0د عقه صعوج عکقت عق مک 206 مک در ساک را ۳71۸۵۸۳7۲: ۵۳۲1 عمح خ .6 ۲۸۱-00 شکل ۲۵-۶- نقشه تراز۵۰۰ پاسکال ۲۴ ژانویبه ۱۹۶۹ 03 م۲ 2 ۶۲۵۲۵ منامام :۱۵۳ ۱ 10 (0 ۲۲۵۲۵ ۳۱۵11۵۵ :۱۵1 ۹۵۵۵ :۱۵۷ 9 235 ا0ل نا ۱ 1۵1 ۸۱۵۵7۱ ۳ 09و00 ماوصزا0 رک ۱۷0۸۸-018 کر کر : را 000 را : 7 را : را ۱ : : ا / ۸ رم کر / 30 6 : ۱ 55 ۵ سر 30 رم مه ی که ۹ گر صرص 300و وود و جک اک هه وی موه پیت کیت کم 0 او ۹۹ 45 ع 5 ی 48 سس رل یش : ( ۶ لح نی : ۱ : سس : ۹ 5 توت 5 ی هه سس ۵ و سس هس اسف مض رص ‏ ص رب و که وت رو را ای ۹ 0 رو پر مسر ی ممضنی رس مر مت رم من کم 7 5 47 ‎ 5‏ حن ان نهد سک لاک سر سم سس ود سا سس سک سر مود هن ۹ صس ص رطس رس 8 ۸۵2 0 ها / 5/5 ی سیم ۱ ۱ ۱ : 0 و 3 : سس : : : ات را و سس رز ۱ ۱ ۱ از و ار ده : ۱ ۱ : 6۲ عکذ7 ص70 مق 00 مک ع30 عذه عمج کت ع0ق معمد ع20 عع3 17 داش ری 0 1[ 86 نش یا 621 1 دا ۸۱۲ شکل ۲۶-۶- نقشه تراز ۵۰۰ پاسکال ۲۵ ژانویه ۱۹۶۹ -------- صفحهٔ بعد -------- ۵۰ ۰ نهیه دستورالعمل روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳۱1) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش (/7۸) ۱۵-۶- بر آورد حداکثر بارش محتمل به روش آماری ۱-۱۵-۶- کلبات روش آماری برای برآورد حداکتر بارش محتمل در هنگامی که در حوضه بختیاری داده‌های هواشناسی از قبیل نقطه شبنم و باد موجود نباشد. بر اساس اطلاعات رگبارها انجام می‌شود. به‌طورکلی ارزیابی برآوردهای آماری ۳۹/۳ در بسیاری از مطالعات نشان می‌دهد که مقادیر برآورد شده روش آماری از مقادیر روش همدیدی بیش‌تر است. دلیل عمده آن می‌تواند وقوع حوادث خیلی نادر در دوره آمار برداری باشد. وجود این گونه داده‌ها در محاسبات میانگین و انحراف معیار تاثیر می گذارد به‌نحوی که میزان تاثیر برحسب اینکه دوره آماری حوضه بختیاری کوتاه مدت یا بلند مدت باشد متفاوت خواهد بود. به عبارتی توزیع فراوانی مقادیر حدی بارندگی چوله به راست می‌باشد. بنابراین تصحیح این قبیل حوادث نادر در برآوردهای آماری (۳۸/17) توصیه می‌شود. در روش آماری (هرشفیلد. ۱۹۶۵) میانگین و انحراف معیار سری سالانه داده‌های حداکثر بارش در بازه‌های زمانی (تداوم زمانی) متناسب با طرح محاسبه شده و با استفاده از رابطه زیر مقدار ۳۸/7 آماری به‌دست می‌آید. رن رگا + دونوس۵ ۳ < ی 17 ۳۹/۳۵ : حداکثر بارش محتمل(]۳۹4) برای تداوم معین و۳۳۳ : میانگین سری سالانه حوضه بختیاری داده‌های حداکثر بارش با تداوم معین برای دوره آماری مشحص ره ری انحراف معیار سری سالانه حوضه بختیاری داده‌های حداکثر بارش با تداوم معین برای دوره آماری سکا: ضریب بیشینه‌سازی که بین ۱۳ تا ۱۹ برای تداوم ۶ تا ۲۴ ساعت پیشنهاد شده است. مقدار این ضریب برای تداوم زمانی تا ۲۴ ساعت از نمودار ارائه شده حوضه بختیاری در نشریه ۲۲۲ سازمان جهانی هواشناسی (۷۷۱/1)0(,1966) استخراج می‌شود. معمولا این ضریب برای تداوم‌های ۲۴ ساعت به بالا معادل ۱۵ در نظرگرفته می‌شود. این روش برای حوضه‌های با وسعت کم‌تر از ۱۰۰۰ کیلومتر مربع توصیه می‌شود (۷۷۸/0,1956). این روش با تصحیحاتی برای حوضه‌های بزرگ‌تر نیز قابل استفاده است. تصحیحات این روش مطابق با نشریه 233 ,۷۷۸/0 به شرح زیر می‌باشد: - محاسبه میانگین(,,۳) و انحراف معیار(,,517) برای طول دوره آماری 1 سال - محاسبه میانگین (.. ۳) و انحراف معیار(.,51) با حذف داده‌های پرت و با حد اکثر واقعه مشاهده شده حوضه بختیاری در طول دوره آماری :1 سال -------- صفحهٔ بعد -------- فصل ششم - نمونه عملیانی محاسبه حداکثر بارش محتمل و نهیه منحنی‌های عمق - سطح و نداوم در حوضه بختیاری ‎٩۴/۰۸/۱۰‏ ۵ - با توجه به طول دوره آماری(8) به ازای مقادیر نسبت‌های بالا ضریب تصحیح برای میانگین و انحراف معبار از نمودارهای ارائه شده حوضه بختیاری در نشریه استخراج می‌شود. - با استفاده از مقادیر اصلاح شده میانگین و انحراف معیار ]17۸/۸ اصلاح شده برای هر یک از ایستگاه‌ها به‌دست می‌آید. - در صورت استفاده از مقادیر ایستگاه‌ها جهت برآورد در حوضه باید با استفاده از منحنی‌های ضریب کاهش سطح. تصحیح نسبت به مساحت حوضه نیز انجام گیرد تا شرایط اقلیمی منطقه‌ای و اثر توپوگرافی در برآورد ۳۲-۱۵-۶- داده‌های حداکثر بارش در ایستگاه‌های منتخب بختیاری در تهیه نقشه هم‌بارش توفان‌ها مورد استفاده قرار گرفته‌اند. جمع‌آوری شد. طول دوره آماری این ایستگاه‌ها متفاوت می‌باشد. بنابراین یک دوره آمار ۲۷ ساله از سال آبی ۱۳۵۳-۵۴ تا ۱۳۷۹-۸۰ (۲۰۰۱-۱۹۷۵) به عنوان دوره شاخص انتخاب گردید. جدول (۱۱-۶) سال‌های آماری را که حوضه بختیاری در آن داده‌های بارش روزانه بیش از ۲۷ سال باشد. به ترتیب در ایستگاه‌های متعلق به وزارت نیرو و سازمان هواشناسی نشان می‌دهد. با توجه به روزهای سال, داده‌های تاریخ میلادی در ایستگاه‌های سازمان هواشناسی به تاریخ شمسی تبدیل شد و سپس میانگین و انحراف معیار داده‌های هر سال در طول دوره آماری و برای کلیه ایستگاه‌ها محاسبه که نتایج به ترتیب در جدول (۱۲-۶) آمده است. ۳-۱۵-۶- حداکثر بارش محتمل روش آماری در ایستگاه‌های منتخب با استفاده از اطلاعات حوضه بختیاری و روشی که در مقدمه همین بخش به آن اشاره شد. پس از محاسبه نسبت میانگین‌ها و انحراف معیار داده‌های حداکثر بارش با تداوم‌های مختلف. ضرایب اصلاحی از نمودارهای مربوطه استخراج و در نزهایت مقدار 1۱1 اصلاح شده ایستگاه‌های منتخب محاسبه شد (جدول ۱۳-۶). -------- صفحهٔ بعد -------- ۵۳ س اس ۱۹۷۵ ۱۹۷۶ ۱۹۷۷ ۱۹۷۸ ۱۹۷۹ ۱۹۸۰ ۱۹۸۱ ۱۹۸۲ ۱۹۸۳ ۱۹۸۴ ۱۹۸۵ ۱۹۸۶ ۱۹۸۷ ۱۹۸۸ ۱۹۸۹ ۱۹۹۰ ۱۹۹۱ ۱۹۹۲ ۱۹۹۳ -------- صفحهٔ بعد -------- سا ۹۴ ۹۵ ۹۶ ۹۷ ۹۸ ۹۹ ۰ ۱ ۵۳ ۰ ۱۹۹۴ ۱۹۹۵ ۱۹۹۶ ۱۹۹۷ ۱۹۹۸ ۱۹۹۹ ۳.۱ ۲ اصلاح شده ۲ زل۸۵ ۲۳۸۵ ۴۳:۶ ۴۹۴ ۵۸ ۳ ۸ ۵/۸ ازل۸ ۲۳۰ ۳۹۵۰ ۴۳:۵ هه هه ۵۶ ۳۵۱ ۳۶۹/۸ ازل۸ ۳۴۳۸/۸ ۷۹۱۰ ۹.۷۵۱ ۱۳۴ ۱۱۹۹ ۱۳۳۳۵ ۷ ۱۳۹۱ -------- صفحهٔ بعد -------- ۵۴ ۱/1۰ سس 0 سازمان هواث ۱۶-۶ نقشه با استفاده از ۱ بارش (0۸0) ات : در محدوده ایید که به -------- صفحهٔ بعد -------- فصل ششم -نمونه عملیانی محاسبه حداکثر بارش محتمل و نهیه منحنی‌های عمق - سطح و نداوم در حوضه بختیاری ‏ ۹۴/۰۸/۱۰ ۱۵۵ را ۱۷-۶ مقاسه اعداد ۲۹۱1۲ آماری 9 سینوپتیکی نتایج حاصل از محاسبات مقدار حداکثر بارش محتمل در حوضه سد بختیاری به دو روش همدیدی و آماری برای تداوم‌های مختلف در جدول (۱۳۴-۶) و مقایسه آن‌ها در جدول‌های (۱۵-۶) و (۱۶-۶) خلاصه شده است. همان‌گونه که ملاحظه می‌شود ارقام ۳۸/۳ روش آماری بسیار زیاد هستند. با توجه به توصیه‌های سازمان جهانی هواشناسی (1986 ,۷۷۱/ 10) و همچنین هرشفیلد (۱۹۶۵) و دیگر منابع. روش آماری تنها برای حوضه‌های باپهنه کم‌تر از ۱۰۰۰ کیلومر مربع جایز دانسته شده است. ضمنا تا زمانی که اطلاعات و داده‌های هواشناسی برای کاربرد روش همدیدی وجود داردء روش آماری توصیه نشده جدول ۱۴-۶- مقادیر حداکثر بارش محتمل آماری (میلی‌متر) در سطح زیرحوضه‌ها و حوضه سد بختیاری جدول ۱۵-۶- مقایسه مقادیر حداکثر بارش محتمل (میلی‌متر) در حوضه سد بختیاری به دو روش سینوپتیکی و آماری نداوم بر اساس روز روش سینوپتیکی تفاوت مقاد بر 1 انم 1 بقع -------- صفحهٔ بعد -------- ۵۸۶ 0۰ نهیه دستورالعمل روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (]۳۱1) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم پارش (/0۸) جدول ۱۶-۶- مقایسه مقادبر حداکثر بارش محتمل آماری (میلی‌متر) با حداکثر بارش محتمل سینوپتیکی با در نظر گرفتن اثر باد در حوضه سد بختیاری به حوضه بختیاری دو روش سینوپتیکی و آماری : مت اس اه اه اه اه که هه هس ۴۵۵ ۱ ۴۶۹ ۱ ۶ ۳۷۹ ۵۰۶ ۱۵۲۲ ۱ ۲ ۳۱ ۵۳۴ ۱۵۵۱ ۲ ۳۳۸ 1 ناهن سس دض نان کش ناهن دش تمس ان شکل ۲۷-۶- نقشه‌های هم‌بارش ]17۸/1 در نداوم‌های مختلف -------- صفحهٔ بعد -------- حدول‌های محاسبه بو ست ۱ آب قابل بارش -------- صفحهٔ بعد -------- -------- صفحهٔ بعد -------- لس جدول پ.۱ ۱ ام -------- صفحهٔ بعد -------- ۶۰( لس ادامه جدو ر 0 ۳ 3 5 6 11] 13 16 18 21 23 24 28 31 33 36 38 40 43 45 417 19 52 54 56 58 00 602 04 06 / 0 پس در جو ۱۳۹ ۸ -------- صفحهٔ بعد -------- پیوست ۱ - جدوله لس ادامه جدول .۱ ۱ )۱۶ پس در جو ۳۹ -------- صفحهٔ بعد -------- ۶,۳ جدول ۵ 19 20 22 23 24 25 26 26 217 28 28 20 20 30 30 31 31 31 2 2 2 2 3 3 3 3 33 33 33 33 33 33 33 33 33 33 33 3 3 3 3 3 33 [ ۳ 00 گت سطح ل - ۱ ۱ 1 -------- صفحهٔ بعد -------- ۶۳ ی آن 16 17 -------- صفحهٔ بعد -------- ۶۴ سح جدو[ ر(/10۸) می از ۳۵ -------- صفحهٔ بعد -------- ی ادامه < ۸۶۵( وستتتتتتت5 تابعی -------- صفحهٔ بعد -------- ۶۶ ۰ نهیه دستورالعمل روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۲۳۱1) و منحنی‌های عمق, سطح. نداوم بارش (/0۸) لس ادامه جدول پ.۳-۱- آب قابل بارش بر حسب میلی‌متر در ستونی از هوا در بالای ارتفاعی مشخص بر حسب متر به صورت تابعی از دمای تراز ۱۰۰۰ هکتوپاسکال بر حسب درجه سلسیوس (تجدیدنظر شده در مه ۱۹۸۱) ل0ق اا کو ‏ ا فا کع ملع ار لک وفع و 9 ۹5 ای 1۱۵۲۹ ا 20‏ افکا لتاق 00 > جدول پ.۴-۱- نسبت اختلاط در امتداد خط شبه بی در رو برای نقطه شبنم معین در تراز ۱۰۰۰ هکتوپاسکال و ارتفاع بر حسب متر در بالای تراز ۱۰۰۰ هکتوپاسکال 28 37 6 35 اه 3 0 ۵ 18| 3 6 5 ۹ ۱۵ ۱۱۹۱۱۱۱۱۵ نقطه شینم 0 ناسا انا کات کی 1 239 225 21.1 19:8 18.6۱ 17.5 164 154 144 ا135 10۹۱1۱۱118126 97 1 9 که 9 4 200 19.721.161 18.4 17.2 16:01 1491 13.91 1291 12:0 ۱1:1۱ 96103 89 82 76 7:0 05 60 300155 -------- صفحهٔ بعد -------- نیو سستبت ۲ تعاریف و وازه‌ها -------- صفحهٔ بعد -------- -------- صفحهٔ بعد -------- پیوست ۲ - نعاریف و واژه‌ها ۳/۰ ۶۹ واژه‌هایی که در محاسبه برآورد حداکثر بارش محتمل به‌کار می‌رود در زیر شرح داده می‌شود. علاوه برآن واژه‌های مهم به‌کاررفته در این گزارش و همچنین برخی از واژه‌هایی که ممکن است در گسترش مطالعات حداکثر بارش محتمل برای کاربر مفید باشد نیز در این لیست آورده شده است. لازم به توضیح است هر واژه مبنای فیزیکی خاصی دارد که باید مفهوم آن به خوبی درک شود. در این حالت فرآیندهایی که منجر به نتیجه مطلوب آن واژه می‌شود به خوبی تشخیص داده می‌شود و می‌توان از آن بهره جست. حداکثر بارش محتمل 0 ۷12210 ۳۳۲۵۵۲۱۵ از اواسط دهه سال ۱۹۳۰ در کلیه طرح‌های آب‌شناختی به‌ویژه در طراحی سازه‌های آبی پر هزینه محاسبه حداکتر بارش محتمل ضرورت پیدا کرد. حداکثر بارش محتمل بالاترین حد بارش محتمل شناخته شده است که از نظر تئوری به شرح زیر تعریف می‌شود: «بیش‌ترین عمق بارش که از نظر فیزیکی برای یک دوره معین, بر روی اندازه معینی از پهنه حوضه در محل جغرافیایی ویژه در زمان خاصی از سال امکان‌پذیر باشد»(1986 ,۷۷/۸40). این تعریف توصیفی از حد بالای بارش بالقوه است که در توفان معینی نهفته است. یعنی به مرکز گرته بارش توفان صرف نظر از پیکربندی مرزهای حوضه ارتباط می‌یابد. این تعریف منجر به مفهوم مهم ثانویه‌ای می‌شود. بدین معنی که مقادیرحداکثر بارش محتمل تمرکز یافته در توفان را نمی‌توان مستقیما و بدون محاسبه برای یک حوضه زهکش به‌کار برد. بلکه باید آنرا دریک حوضه و دوره زمانی معین میانگین گیری نمود. تعریف حداکثر بارش محتمل بسیار کلی بوده و به جوی که بر روی منطقه وسیع جغرافیایی کنترل دارد تاکید می‌کند. مجموع بارش از توفان‌های بسیار شدید در یک منطقه حداکثر بارش محتمل بالقوه را ارائه خوردار است. در این فرض بارش‌های شدید از توفان‌های مورد نظر برای شناسایی سازوکار توفان موثر به منظور برآورد حداکثر بارش محتمل باید به اندازه کافی بزرگ باشد. اما بیش‌تر توفان‌های دیدبانی شده دارای رطوبت بهینه و ترازهای انرژی لازم برای رخداد حداکثر بارش محتمل نیستند. شرایط جوی مهم برای تشکیل توفان‌های به‌کار رفته در برآورد حداکثر بارش محتمل عبارتند از: ۱- رطوبت جوی زیاد ۲- مکانیسم کارا در ایجاد بارش (فرازش کافی, ناپایداری مناسب. همگرایی مناسب لایه زیرین» واگرایی مناسب در ترازهای بالای جو و...) ۳- سامانه توفانی شدید و موثر تعریف کاربردی حداکثر بارش محتمل (۳۹1۳) 001171010 [ 000۳2102 این تعریف شامل گام‌هایی است که توسط هواشناسان آب‌شناس در رسیدن به مقاصد طرح‌های آب‌شناختی برداشته می‌شود. هر قدر این گام‌ها بهتر شناخته شود و با دقت بیش‌تری اجرا شود منجر به پاسخ به نیازهای معیار طراحیء بدون -------- صفحهٔ بعد -------- ۳ ۰ نهیه دستورالعمل روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳/۳) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش (۸) افزایش خطر می‌شود که نتیجه آن رسیدن به یکنواختی در طراحی» ایمنی و هزینه است. شایان گفتن است که گام‌های اجرایی در فصل مربوط خواهد آمد. دوره حداکثر بارش محتمل ۳۹1۳0 دوره حداکثر بارش محتمل مدت زمانی است که بارش در یک حوضه آبریز از توفانی با پهنه معین ریزش می‌کند. این دوره ممکن است از یک ساعت به بالا باشد ولی انتخاب دوره‌های برای برآورد حداکثر بارش محتمل از ۶ ساعت به بالا است. طول این دوره بستگی به محدودیت‌های فیزیکی زیر بر بارش دارد: - چگالش رطوبت در هوای روی حوضه آبریز - آهنگ بادی که می‌تواند رطوبت را به درون هوای حوضه وارد کند - بخشی از شارش بخار آب که می‌تواند ببارد بارش ممکن بیشینه (۱1۳۳) ۳۳۵۵۱۱۵10 ۱۵ (۳۹۹ ۱12310۵ زمانی که اولین بار مفهوم حد بالا برای بارش بالقوه به‌کار برده شد. به عنوان بارش ممکن بیشینه شناخته شد. این عبارت در اکثر گزارش‌های مربوط به برآورد بارش اکستریم» قبل از حدود سال ۱۹۵۰ به‌کار می‌رفت. دلیل اصلی تغییر نام آن به حداکثر بارش محتمل این است که ۸/۲۳ از نظر فیزیکی مفهوم قوی‌تری را برای حد بالایی بارش نسبت به (حداکثر بارش محتمل) ارائه می‌داد. از این رو به دلیل عدم قطعیت در برآورد حداکثر بارش محتمل ترجیح داده شد. روش‌های تعیین حداکثر بارش محتمل چه هواشناختی یا آماری, کاملا صحیح نبوده و نتایج, برآوردی است. برآورد حداکثر بارش محتمل با استفاده از روش‌های مختلف ممکن است مقادیر متفاوتی را ارائه دهد که تفاوت کمی با یکدیگر دارند. به این دلیل نوار اطمینانی در برآورد حداکثر بارش محتمل وجود دارد. ۱/۳7۳ قطعیت حداکثر بارش را نشان می‌دهد درصورتی که حداکثر بارش محتمل احتمال حداکثر بارش را ارائه می‌دهد. بنابراین با توجه به مطالب فوق چون محاسبه می‌شود از دقت بالاتری برخوردار است. توفان بیشینه محتمل (۳۹۷1۹) ۹۵۲۲ ۱123110 ۳۳۵۵۱۵ هر توفانی که با تنظیم رطوبت و باد بیشینه شود و از نظر تداوم و اندازه پهنه حوضه مساوی حداکثر بارش محتمل حوضه‌ای که در آن توفان رخ داده است باشد.ء توفان بیشینه محتمل نام دارد. برای نمونه توفان‌های تندری بر روی حوضه‌ای با پهنه کوچک‌تر از حدود ۱۰۰۰ کیلومتر مربع و تداوم‌های کم‌تر از ۶ ساعت با احتمال زیاد حداکثر بارش محتمل ایجاد می‌کنند. برای تداوم‌های طولانی تر و حوضه‌های با پهنه‌های بزرگ‌تر مقدار حداکتر بارش محتمل اکثرا از توفان‌هایی به‌دست می‌آید که همراه با چند توفان تندری هستند. مقدار بارش ریزش کرده در یک حوضه. از توفان با تداوم طولانی‌تر و پوشش پهنه‌ای بزرگ‌ترء از حجم آب بیش‌تری برخوردار است. بنابراین -------- صفحهٔ بعد -------- پیوست ۲ - نعاریف و واژه‌ها ۳ )۱۲ نمی‌توان از یک توفان با تداوم معین و در حوضه‌ای با پهنه معین برای محاسبه حداکثر بارش محتمل با دوره‌های زمانی و پهنه‌های متفاوت استفاده کرد. در حوضه‌های کوچک. حداکثر بارش محتمل از یک توفان تندری به‌دست می‌آید. در چنین حالت حداکثر بارش محتمل و ۳۸/5 مترادف هستند. درصورتی که مقدار حداکثر بارش محتمل در حوضه‌های بزرگ در برگیرنده مقدار بیشینه احتمالی بارش است که می‌تواند از هر نوع توفانی با تداوم معین به‌دست آید. به‌طوری‌که این توفان توانایی تولید داده‌های بارش توفان 42 ۲۵۱1۵۱ ۹۲۵۲۲ در هر مطالعه‌ای برای برآورد حداکثر بارش محتمل نیاز به دانستن مقدار بارش میانگین پهنه‌ای دیدبانی شده در حوضه مورد مطالعه است. این میانگین از بررسی بارش ایستگاهی حوضه مورد مطالعه و تبدیل آن به میانگین پهنه‌ای در همه توفان‌های بزرگ مشاهده شده در منطقه تعیین می‌شود. این روش, تحلیل, عمق- پهنه- دوره نامیده می‌شود که منطقه نیز مفید باشد. برای نمونه به منظور تعیین میانگین پهنه‌ای, از حداکثر بارشی که در طول مدت بیش از ۳۰ سال در منطقه ریزش کرده استفاده می‌شود و پس از انتقال این بارش‌ها در دوره‌های زمانی متفاوت (از ۱۲ ساعت به بالا) خطوط هم‌باران حوضه رسم می‌شود. سپس پهنه بین دو خط هم‌باران در میانگین بارش دو خط هم‌باران ضرب و به همین ترتیب با توجه به پهنه‌های تجمعی دو خط هم‌باران میانگین پهنه‌ای به‌دست می‌آید. تمام فصل 2 |۸۱ بزرگ‌ترین یا کوچک‌ترین مقدار فراسنچ‌های هواشناختی که بدون توجه به زمان در طی سال رخ می‌دهد. در این گزارش تمام فصل به تعیین برآورد بزرگ‌ترین حداکثر بارش محتمل بدون توجه به زمان رخداد آن در طی سال اشاره دارد. برای نمونه نقطه شبنم تابستان علی رغم گرمای بیش‌تر و در نتیجه پذیرش بیش‌تر بخار آب. دارای مقدار بسیار کمی است درصورتی که در زمستان به دلیل وجود جریان‌های مناسبی که از روی منابع رطوبتی مجاور به‌سوی ایران منتقل می‌شوند دارای نقطه شبنم بسیار زیادی است و در نتیجه در شرایط مناسب همدیدی قادر به تولید بارش مناسبی بوده و دارای حداکثر بارش محتمل بیش‌تری نسبت به تابستان است. میان توفان ۸1016 زمانی که مقدار فراسنج‌های مختلف از توفان‌های متفاوت به‌دست آید. برای نمونه نسبت بارش توفان ۶ ساعته به ۲۴ ساعته, زمانی که مقدار بارش ۶ ساعته در توفان‌های متفاوت از مقدار بارش ۲۴ ساعته گرفته می‌شود. بدین معنی که -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۲۳ ۰ نهیه دستورالعمل روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳۱1) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش (/7۸) نیروهای جو 5 ۸۲۵۹01۵۲۱ فقط شامل نیروهای منتج از فشارء دما و گرادیان رطوبت و تغییر نسبی آن‌ها در جایگاهی معین نسبت به زمان است. برای نمونه در مناطقی که گرادیان دما افزایش می‌یابد گرادیان فشار نیز افزایش می‌یابد و با توجه به گرته‌های همدیدی ممکن است رطوبت بیش‌تری را به منطقه منتقل ساخته و یا برعکس سبب زهکش شدن رطوبت از منطقه شود. مانع وت واه رشته کوهی که می‌تواند تا حدی از شارش هوای گرم و مرطوب از منابع رطوبتی, به سمت منطقه یا حوضه مورد مطالعه جلوگیری کند. برای نمونه کوهستان‌های شمالی استان بوشهر مانع از انتقال رطوبت کافی از سوی اقیانوس هند و دریای سرخ به سوی حوضه‌های آبریز فارس می‌شود. ار تفاع مانع 1 ۳72۲۳1۵ بالاترین ارتفاع مربوط به جایگاهی که بود (یا نبود) خصوصیات زمین را که دارای اثر قابل ملاحظه‌ای بر شارش رطوبت و فرآیندهای بارش در مقیاس بزرگ است. نمایان می‌سازد. برای نمونه ارتفاعات البرز که دارای قله‌ای بیش از ۰ متر است می‌تواند از انتقال رطوبت کافی به سوی نواحی جنوبی رشته کوه البرز جلوگیری کند. شکل حوضه / خصوصیات برجسته فیزیکی 60 ۳206/۳۱۹۵ ۲2910 خصوصیات برجسته فیزیکی حوضه که از نقشه‌های ناهمواری (توپوگرافیک) یا بررسی میدانی تعین می‌شود. برای نمونه ممکن است در چند حوضه با شکل‌های متفاوت میزان بارش مساوی ولی از نظر تداوم سیل, میانگین اوج روزانه. اوج لحظه‌ای و زمان تمرکز متفاوت باشند. نقطه شبنم 1 10۷۷۲ دمایی که برای رسیدن به آن توده هوای معینی باید در فشار ثابت و محتوای بخار آب ثابت به منظور رخداد اشباع سرد شود. برای نمونه اگر دمای توده هوایی ۲ و نقطه شبنم آن ۱۵ درجه سلسیوس باشد. این توده هوا باید ۷ درجه سلسیوس سرد شود (۷- ۲۲-۱۵) تا به اشباع برسد. پوش ۳0( فرایند انتخاب بیش‌ترین مقدار از یک سری داده است. انجام جچنین کاری, سازگاری بین نمودار داده‌های بارش با اندازه‌های مختلف پهنه یا دوره‌های زمانی متفاوت را به تصویر می‌کشد. از آنجایی که حتی برخی از توفان‌های بسیار شدید بر روی هیچ -------- صفحهٔ بعد -------- پیوست ۲ - نعاریف و واژه‌ها پزی ره ۳۳ پهنه‌ای با اندازه‌ها و دوره‌های زمانی متفاوت به شدت بیشینه نمی‌رسند و چون بر روی یک منطقه برای تعریف زمانی» پهنه‌ای و فصلی توزیع حداکثر بارش محتمل بیش از یک توفان مورد استفاده قرار می‌گیرد. پوش موردنیاز است. در برخی از موارد پهنه‌هایی وجود دارند که در آن‌ها توفان مهمی به ثبت نرسیده است. در چنین مواردی ضروری است که خصوصیات حداکثر بارش محتمل) از طریق بین منطقه‌ای استنتاج شود که این کار با هموارسازی گرادیان بین منطقه‌ای انجام می‌شود. برای نمونه» رسم منحنی هموار از سراسر بزرگ‌ترین مقادیر به‌طوری که تمام منحنی‌های حداکثر بارش را در بر بگیرد. کلی‌سازی را نها نود ده این واژه زمانی به‌کار می‌رود که صفتی برای تعدیل برخی از اسامی مانند حداکثر بارش محتمل یا برآوردها یا نقشه‌ها به کار می‌رود و به تعبیر «جامع» گرفته می‌شود. یعنی به تمام چیزهای متعلق به یک دسته یا گروه مربوط می‌شود بنابراین» یک نقشه حداکتثر بارش محتمل کلی شده برای یک پهنه و دوره ویژه» حداکثر بارش محتمل را برای همه نقاط توفان کلی 0 ا|][07016۲2) توفانی که معمولا بر روی پهنه‌های بزرگ‌تر از ۱۰۰۰ کیلومتر مربع و دوره‌های بیش از ۶ ساعت بارش تولید می‌کند و غربی یا جنوب غربی ایران در صورت داشتن رطوبت کافی و کارا بودن فرآیند بارش قادر است بر روی حوضه‌ای با پهنه‌ای بیش از ۴۰۰۰۰ کیلومتر مربع بارش شدیدی را تقریبا در تمام حوضه ایجاد کند. انتقال کامل 0 )۲0۱6 هموارسازی منطقه‌ای, پهنه‌ای یا دوره‌ای که برای حذف گسستگی ایجاد شده (در طی انتقال مولفه‌های غیرکوهستانی بارش) به دلیل محدودیت‌های ثبت تاریخی توفان» کمیت و کیفیت دیدبانی‌ها و مرزهای انتقال به‌کار می‌رود. برای نمونه بارش پنج روزه‌ای که بر روی حوضه کارون ریزش کرده به منظور برآورد حداکثر بارش محتمل کرخه که از شبکه باران‌سنجی نامناسب و با طول عمرهای متفاوت ایستگاهی برخوردار بوده است. انتقال داده شده است. توفان محلی 0 ]1۱2 توفانی است که در زمان و مکان محدود است. بارش در این توفان به ندرت از دوره ۶ ساعته تجاوز می‌کند و پهنه پوشیده شده از بارش در حدود ۱۰۰۰کیلومتر مربع یا کم‌تر است. غالبا توفان‌های محلی فقط ۱ تا ۲ ساعت دوام دارند و بارش فقط بر روی صدوشصت تا سیصدو بیست کیلومتر مربع ریزش می‌کند. این نوع توفان‌ها توفان‌های تندری است که به دلیل همرفت شدید در یک منطقه و در درون سامانه‌های باران زا ایجاد می‌شود و به نام توفان‌های محلی نامیده -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۴ ۰ نهیه دستورالعمل روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳۱1) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش (/7۸) توزیع مکانی 0 50202 توزیع جغرافیایی حداکثر بارش محتمل برای پهنه توفان بر پایه توفانی با گرته ایده‌آل. برای نمونه اگر توزیع بارش بر روی حوضه‌ای با پهنه مناسب و با دوره زمانی معین در تمام نواحی پهنه حوضه با شدت معین و کم بیش یکسانی ریزش کند. این گرته توزیع بارش یک گرته ایده‌آل خواهد بود. توفان تمرکز یافته 0۵ ‎٩۹۲۲۱ مشخصه‌ای از یک توفان است که همییشه در ارتباط با مقدار بیشینه بارش دیدبانی شده در توفان در مقایسه با همان فراسنج‌ها برای برخی از دوره‌ها و پهنه‌های دیگر توفان تعیین می‌شود. برای نمونه نسبت عمق- پهنه توفان تمرکز یافته. میانگین عمق بر روی برخی از خطوط هم‌پاران مشخص در پهنه توفان را به مقدار بارش در مرکز توفان ارتباط می‌دهد. توزیع زمانی 0 م|ا۱ ۲۵۱۵0۲۵" ترتیبی که در آن افزایش مقادیر جزیی حداکثر بارش محتمل در درون حداکثر بارش محتمل توفان کلی با دوره‌های بیش تر مرتب می‌شوند. بدین معنی که افزایش جزیی تداوم افزایش جزئی حداکثر بارش محتمل را به دنبال دارد. برای نمونه توزیع بارش ۲۴ ساعته بر روی یک حوضه معین دارای میانگین معینی است و حداکثر بارش محتمل معینی را برآورد می‌کند. افزایش مقدار بارش برای یک دوره ۳۶ ساعته از همان توفان افزایش حداکثر بارش محتمل را بدنبال دارد. درون توفان 2 ۱۷۷۱6۱۱۱۱ شارش رطوبت به درون توفان....)» از درون همان توفان مورد نیاز است. در واقع یک توفان معین با فراسنج‌های مختلف همان توفان شناسایی می‌شود. برای نمونه در یک نسبت توفان ۶ ساعته به ۲۴ ساعته مقادیر هر دوره زمانی به عنوان ۶ ساعته به فراسنج بیشینه شده توفان ۲۴ساعته. حال اگر دوره زمانی معینی در همان توفان انتخاب شود. این نسبت نیز بیشینه‌سازی رطوبت 0 ۷101916 فرآیندی است که توسط آن بارش دیدبانی شده اکستریم به مقدار سازگار با رطوبت پتانسیل بیشینه جو در محل توفان و در زمان معینی از سال افزایش می‌یابد. نسبتی بین بیشینه رطوبتی که جو می‌توانست در آن زمان از سال نگه دارد و رطوبت واقعی دیدبانی شده در توفان تشکیل می‌شود و این نسبت ضریبی برای بارش به شمار می‌رود و فرض می‌شود که توفان می‌تواند بارش را در همان کارایی ایجاد کند. برای نمونه ممکن است دمای یک توده هوا در دوره زمانی معینی از سال مثلا بین ۱۰ تا ۱۵ بهمن بیش‌ترین مقدار را در طول پنجاه سال داشته باشد و فرض می‌شود که توده هوا -------- صفحهٔ بعد -------- پیوست ۲ - نعاریف و واژه‌ها پزی ره ۵ آانقدر رطوبت کسب کند که دمای نقطه شبنم معادل با دمای هوا باشد و توده هوا به حد اشباع رسیده باشد. این دمای نقطه شبنم به عنوان بیشینه دمای رخ داده در توفان به شمار می‌رود. انتقال توفان ۹0۱۳۱۱0 عبارتست از جابجایی بارش از توفانی شدید به منطقه دیگری که از نظر اقلیمی و جغرافیایی با توجه به بارش اکستریم همگن است. به دلیل ناکافی بودن نمونه‌های توفان‌های شدید. لازم است فرض شود که توفان اکستریم از مکان اصلی خود به منطقه‌ای که در آن از نظر اقلیم‌شناسی احتمال رخداد توفان‌های مشابه با شدت کم‌تر وجود دارد. منتقل می‌شود. در این مورد فرض می‌شود که حداقل یک توفان از نمونه‌های مورد مطالعه دارای کارایی حداکثر بارش است. برای نمونه انتقال توفانی از روی حوضه کارون بر روی حوضه ذر که از نظر اقلیمی مشابه و از نظر عوامل جغرافیایی نیز آب قابل بارش 7 ع6 01 12( ۳۳۵۵ بارش باشد. بدان معنا است که ستون قائمی با سطح مقطع یک سانتی‌مترمربع از سطح زمین تا قسمت‌های بالای جو بی درو 1 منحنی تغییرات ترمودینامیک که بدون افزایش یا کاهش گرما به درون بسته هوا رخ می‌دهد. در روی نمودارهای بی‌درو یا شبه بی‌درو خطی است که تغییرات فشار و دما را که دستخوش فرازش یا فرونشینی هوا بدون تبادل گرمابا محیط حود یا میعان بخار آب موجود درآن می‌شود. نشان می‌دهد. از این‌رو خطی است با دمای پتانسیل ثتابت. این وازه «بی‌دروی خشک» نیز نامیده می‌شود. برای نمونه. کاهش دما با ارتفاع در یک توده هوای خشک برابر ۹/۸ درجه فرآیند بی دررو 0 ارجاع شود به فرآیند توصیف شده در بی‌دررو نمودار فرآیند بی دررو 1 ۸۵202116 نموداری که در آن دما در مقابل فشار نقطه‌گذاری می‌شود و بر روی نمودار بی‌دروها بنا شده است. -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۶ ۰ نهیه دستورالعمل روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳۱1) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش (/7۸) آهنگ کاهش فرآیند بی‌دررو 6 12096 ۸۵20200 یافته یا فرو می‌نشیند. این کاهش تقریبا برابر است با یک درجه سلسیوس به‌ازای ۱۰۰ متر ارتفاع. این واژه آهنگ کاهش فرا رفت ورد ماه فرأیند انتقال توده هوا از یک مکان به مکان دیگر. در موارد خاص ممکن است توجه به مولفه‌های افقی یا قائم حرکت محدود شود. به هرحال این وازه غالبا به معنای انتقال افقی به‌کار می‌رود. برای نمونه. در زمانی که یک توده هوای بسیار سرد از عرض‌های شمالی به سوی نواحی جنوبی منتقل می‌شود. ممکن است دمای هوای منطقه تا بیش از ۱۵ درجه توده هوا 5 ۸1 می‌شود. برای نمونه توده هوای قطبی قاره ای که در عرض‌های شمالی مثلا سیبری تشکیل و سپس به سوی نواحی حتی جنوبی ایران کشیده می‌شود و دمای هوای کلیه نقاط ایران را به شدت کاهش می‌دهد. توفان تندری توده هوا 1 1125 ۸۱۲ توفان تندری که توسط جابجایی در درون یک توده هوا تشکیل می‌شود و به طور معمول با گرم شدن لایه‌های پایین‌تر همراه است. در ضمن در تشکیل این نوع توفان تندری, فرازش دینامیکی توده هوا در مقیاس بزرگ و جبهه نقشی ندارد. برای نمونه دشت قزوین در اوائل بهار که آنرژی تابشی خورشید افزایش و در نتیجه سطح زمین به طور نسبی گرم می‌شود. با ورود یک توده هوای نسبی سرد درلایه‌های میانی جو مثلا ۵۰۰ هکتوپاسکال شرایط مناسبی برای ایجاد توفان‌های تندری محلی به‌وجود می‌آید. ابر یکه بدو ۱۱ ۵ قوی بالاسو و پایین سو مربوط است. برای نمونه بارش ابر پکه ممکن است در کم‌تر از نیم ساعت بارشی با شدت بیش از جبهه سرد 1 ۲۱01 جبهه‌ای که هوای سردتر نسبی جانشین هوای گرم‌تر می‌شود. -------- صفحهٔ بعد -------- پیوست ۲ - نعاریف و وازه‌ها پز رن ۳۷ بیشینه‌سازی ترکیبی 7 ۲0100۹1100 گسترش فرضی پدیده بارش شدید با پیوستن توفان‌ها یا توفان پکه ها با یکدیگر که شامل بیشینه‌سازی‌های زنجیره‌ای و مکانی است. برای نمونه ممکن است ابر پوکه‌هایی که در یک منطقه وسیعی گسترده شده‌اند و انتظار می‌رود که در فواصل زمانی متفاوت بارش‌های متفاوتی را ایجاد کنند با فرض ادغام و یکپارچه شدن آن‌ها ممکن است تداوم رگبارهای شدید از نیم ساعت یا یک ساعته به یک دوره زمانی بیش از ۶ ساعت بیانجامد. در این حالت می‌توان بیشینه‌سازی را برای برآورد حداکثر بارش محتمل انجام داد. بارش همرفتی 0 01۷۵۹۱۷۵:) بارشی که به دلیل حرکت قائم توده هوای در حال فرازش که گرم‌تر از محیط است. ایجاد می‌شود. ابعاد افقی چنین توده هوا به طور کلی ۲۰ کیلومتر یا کم‌تر است و تشکیل ابر کومه‌ای بارا می‌دهد. این نوع بارش همرفتی دارای شدت بیش‌تری از هر دو رده اصلی دیگر بارش یعنی چرخندی و کوهساری است و دراکثر مواقع با تندر همراه می‌شود. این واژه به ویژه در حالت‌هایی که بارش پهنه وسیعی را در نتیجه انباشتگی توده‌های ابر کومه ای بارا پوشش می‌دهد. بیش‌تر به کار می‌رود. شایان گفتن است که ابر کومه‌ای بارا همان ابرهای همرفتی کومولونیمبوس است. این نوع ابرها گسترش قائم بسیار زیادی داشته و ممکن است دارای عمقی بیش از ۱۰ کیلومتر باشند که به طور معمول همراه با تندر است. همگرایی دنا مدرد ۵ یابد. به همین دلیل سطح پوشیده شده توسط چرخندها کاهش یافته ولی در عوض حرکت فرازشی آن شدیدتر می‌شود. جرخند 0 توزیع فشار جوی است که درآن فشار مرکزی نسبت به اطرافش کم است. این وضعیت توسط سامانه ای با خطوط هم‌فشار بسته بر روی نقشه همدیدی مشخص می‌شود که عموما به طور تقریب خطوط هم‌فشار به صورت دایره و با بیضی شکل بوده که پهنه کم‌فشار مرکزی را محصور می‌کند. گردش چرخندی در نیم‌کره شمالی پادساعتگرد و در نیم کره جنوبی ساعتگرد است (احساس چرخش نسبت به قائم مکان مانند چرخش زمین است). منحنی عمق - پهنه 6 1601-2۳62 منحنی است که برای دوره معینی, رابطه عمق میانگین بیشینه نسبت به اندازه پهنه در درون یک توفان یا توفان‌ها را -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۸ ۰ نهیه دستورالعمل روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۲۱1) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش (/7۸) مقدار عمق - بهنه - دوره 5 0011-2۳62-0۳21101(] تر کیب روابط عمق- پهنه و عمق- دوره است. این واژه عمق- پهنه- دوره نامیده می‌شود. حداکثر بارش محتمل میانگین شده حوضه ۳ 1۲21200-2۷02 بعد از این که گرته بارش توفانی که حداکثر بارش محتمل را ایجاد می‌کند در سرتاسر حوضه ویژه‌ای توزیع شد و ار تفاع موثر 2 ۳110011۷۱6 تعیین ارتفاع یک نقطه از نقشه‌ای که خطوط ارتفاع برای نشان دادن اثر پهنه بر فرآیند بارش برای توفانی با اندازه معین. که آن را ارتفاع موثر گویند ادامه دارد. این ارتفاع ممکن است از ارتفاع نقطه مورد نظر بیش‌تر یا کم‌تر باشد. هکتوپاسکال ۱120100252 واحد فشار جوی است که برابر است با ۱۰۰۰ دین بر سانتی‌متر مربع, فشار جوی استاندارد ۱۰۱۳/۲۵ هکتو پاسکال است. هم‌باران 1۱۹01 خطوطی با مقدار مساوی از بارش در طی بازه زمانی معین است. گرته هم‌باران 0 1۹۵۲۵۲۵۱ گرته‌ای که با خطوط هم‌مقدار بارش از یک توفان منفرد تشکیل می‌شود و توزیع مکانی بارش را نشان می‌دهد. آهنگ کاهش دما 6 1.2096 اهنگ تغییر دما با ارتفاع. به‌صورت 1۳ یا 1 که ] دما زا ارتفاع و ‌فشار است. آهنگ تغییر دمابا ارتفاع در جهت قائم معمولا در حدود ۶ کلوین به ازای هر کیلومتر است. فرازش 11 برای نمونه یک توده هوا با دما و9 رطوبت معین در مراحل اولیه فرازش که توده هوا خشک است به ازای هر کیلومتر ارتفاع ۹/۸ درجه سلسیوس کاهش می‌یابد و بنابراین توده هوا در این فرازش سرد شده و به نقطه اشباع می‌رسد. -------- صفحهٔ بعد -------- پیوست ۳ - نعاریف و واژه‌ها ۳/۰ ۱۳/۹ منحنی جرم 6 ک۱129 منحنی مقدار تجمعی بارش نسبت به زمان. برای نمونه منحنی افزایشی مقدار بارش ۶ ساعته یا ۱۲ ساعته یا... منحنی جرم نام دارد. نسبت اختلاط (۱) ۲200 ۱۷11318 نسبت جرم بخار آب به جرم هوای خشک در یک نمونه معین. این نسبت بدون بعد.ء جرم بخار آب به جرم هوای خشکی است که با آن آمیخته شده است یعنی: 0.622 -۲ 0-۵ هوای خشک است. برای نمونه مقدار بخار آب موجود در یک توده هوا بستگی به مقدار دمای آن دارد که می‌تواند از صفر تا اشباع کامل آن توده هواء بخار آب جذب نماید و بر حسب گرم بر کیلوگرم بیان می‌شود. حبهه بند آمده 1 0001460 بخشی از سطح جبهه‌ای (گرم یا سرد) است که پس از این که جبهه سرد جبهه گرم را دربر می‌گیرد. در تماس با زمین باقی می‌ماند. بندایی 00 تشکیل جبهه مختلط؛ سامانه چرخندی که دستخوش فرآیند بندایی می‌شود. این فرآیند عبارت است از رسیدن جبهه سرد به جبهه گرم. باران کوهساری 0 00۳۵8۲2016 بارانی که کاملا یا در اکثر مواقع به دلیل واداشت فرازش هوای مرطوب بر روی شیب کوهستان است. برخی از اوقات به باران ایجاد شده از کوهساری بودن مربوط می‌شود. برای نمونه بارش‌هایی که در شیب‌های شمالی آلبرز ریزش می‌کند. مقدار میانگین سالانه بارش در ایستگاه کسما که در کوهیایه قرار دارد حدود ۱۰۰۰ میلی‌متر است و در ایستگاه‌های ویزی و راشل که در ارتفاع ۱۵۰۰ متری واقع شده‌اند به ۲۶۰۰ میلی‌متر در سال می‌رسد. نقطه شبنم با تداوم 1اساعته 14 00۷۷۲ 1-8 ۳۵۲۹۱۹۱18 مقدار نقطه شبنم در ایستگاهی که در تمام دوره 1 ساعته متوالی یکسان بوده یا زیاد شده است. معمولا دوره‌های ۱۲ یا ۲۴ ساعت به‌کار می‌رود. گرچه سایر دوره‌های زمانی نیز ممکن است به‌کار رود. برای نمونه سنجش دمای نقطه شبنم یک توده هوا در ۶ ساعت متوالی به شرح زیر گزارش شده است: ۱۰/۵ ۰۱۱ ۰۱۱/۷ ۰۱۲/۸ ۱۱/۵۰۱۲ بیشینه تداوم ۶ -------- صفحهٔ بعد -------- ۸۰ 0۰ نهیه دستورالعمل روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳11) و منحنی‌های عمق., سطح. نداوم بارش ((/7۸) ساعته نقطه شبنم این ایستگاه ۱۰/۵ درجه سلسبوس است زیرا این مقدار در ۵ ساعت دیگر تکرار شده و مقدار نقطه شبه بی درو ۳۹6-1 خطی برروی نمودار ترمودینامیکی و نشان‌دهنده تغییرات فشار و دمایی است که تحت تاثیر هوای فرازش یافته اشباع شده در جو بدون شکل‌گیری کریستال یخ و تبادل گرما با هوای محیطش و با فرض این‌که قطره‌های آب مایع تشکیل شده از میعان از محیط خارج نشود. قرار می‌ گیرد. فرآیند شبه بی درو ۲۳۶۵00 به فرآیند شرح داده شده برای شبه- بی درو مراجعه شود. گرته توفان حداکثر بارش محتمل 5 ۹۱۵۳۲۱ ۲۳۱1۲ گرته هم‌بارانی که پهنه حداکثر بارش محتمل را احاطه می‌کند. به‌علاوه خطوط هم‌باران بارش باقی مانده در خارج از نم نسبی 7 14612106 مقدار نم نسبی در سواحل جنوبی دریای مازندران در تمام طول سال نسبتا بالا است. بارش باقی مانده 0 رر 0۲ [02 116910 بارشی که خارج از محدوده پهنه حوضه‌ای که از گرته توفان حداکثر بارش محتمل بر روی آن» ریزش می‌کند. مزریت ویژه در بررسی بارش باقی مانده بدین معنی است که بارش هم‌زمان را در درون حوضه و خارج از آن می‌توان تعیین کرد. برای نمونه ممکن است پهنه توفانی بر روی حوضه کارون بیش از پهنه حوضه کارون باشد در نتیجه بارشی در خارج از حوضه ریزش می‌کند که آن را بارش باقی مانده گویند. اشباع راهان حد بالای مقدار بخار آب در یک فضای معین که منحصرا تابعی از دماست. برای نمونه هر توده هوا در دمای معینی به اشباع می‌رسد که بستگی به مقدار بخار آب موجود در جو و سرد شدن توده هوا دارد. بیشینه‌سازی متوالی 7 ]۹60۹61112 ترتیب مجدد توفان‌های دیدبانی شده یا بخش‌های وابسته به آن به صورت سری متوالی فرضی به‌طوری که فاصله زمانی بین توفان‌ها به منظور بیشینه کردن مقادیر برای دوره‌های معین. حداقل باشد. بدین معنی که چون مقدار -------- صفحهٔ بعد -------- پیوست ۲ - نعاریف و واژه‌ها ۳/۰ ۸ بارش‌های بیشینه شده در توفان‌های متوالی و با فاصله زمانی متفاوت. یکسان نیستند می‌توان آن ها را بدون توجه به زمان رخداد به صورت افزایشی یا کاهشی مرتب نمود. برای نمونه از بارشی با تداوم ۴۸ ساعته که با اندازه‌گیری‌های گمانه زنی ۹.08 بیشینه‌سازی مکانی 2 5۲2112 دو توفان جدا از هم یا بخش‌هایی از آن ها که در یک حوضه ویژه یا نزدیک آن رخ می‌دهد و انتقال آن ها به یک با چند جایگاه در حوضه برای به دست آوردن روان آب بیشینه. در اجرای این روش دو توفان جدا از هم با بخش‌هایی از توفان با یک گرته هم‌پارش مرکب. بهم می‌پیوندند. سرربز ,۹.00 می‌شود به‌طوری که به صورت سایه باران جزئی در سمت بادپناه پشته به زمین می‌رسد. برای نمونه بارش‌های شدید رگباری سواحل جنوبی دریای مازندران که با باد شدید شمالی همراه هستند و سبب می‌شود که مقداری بارش از رشته کوه‌های شمالی البرز به سوی بخش‌های شیب‌های جنوبی آن به صورت سایه باران ریزش کند. نیمرخ توفان 6[ ۹۲0۲1۱ مقطع قائم در سرتاسر گرته هم‌باران با فاصله از مرکز به عنوان طول و عمق بارش به عنوان عرض. همدبدی 0 نشان‌دهنده توزیع عناصر هواشناختی بر روی پهنه‌ای در یک لحظه معین. برای نمونه نقشه‌های همدیدی رایج در مراکز هواشناسی. چرخند حاره‌ای 6 م|ا۲۵۵۱2۵] به طورکلی. چرخندی با مبداء حاره‌ای که به طور مشخص, توفانی با سرعت باد بیش از ۶۰ متر بر ثانیه (۱۳۲۰ نات) پهنه توفان کلی و دوره توفان کلی 0 ‎٩0۲۲۱‏ [1012 20 2۳62 5۱۲ 1012 -------- صفحهٔ بعد -------- ۸۲ ۰ نهیه دستورالعمل روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۳۱1) و منحنی‌های عمق. سطح. نداوم بارش (/7۸) بزرگ‌ترین اندازه پهنه و طولانی‌ترین دوره که برای آن داده‌های عمق-پهنه-دوره در گزارش‌های بارش توفان اصلی در دسترس باشد. برای نمونه بزرگ‌ترین پهنه حوضه آبریز در ایران حوضه کارون-دز با پهنه ای بیش از ۶۰ هزار کیلومتر مربع است و بیش‌ترین دوره بارشی که در این حوضه ریزش داشته از ۷ روز یا ۱۴۴ ساعت بیش‌تر نبوده است. باید توجه داشت که این دوره بارش به طور مداوم نبوده و دارای گسستگی های زمانی بوده است. فشار بخار آب 6 ۷200۴ فشار بخار آب در نمونه‌ای از هوا. فشار کلی جو از مجموع فشارهای جزئی گازهای جو تشکیل شده است. بخار آب بسیار کم‌تر بوده و در بهترین شرایط از چند ده هکتوپاسکال تجاوز نمی‌کند. حبهه گرم 1 ۱۷۷2۲۱۱ جبهه‌ای که در آن هوای به طور نسبی گرم‌تر جانشین هوای سردتر می‌شود. قطاع گرم 07 ۱۷۷2۳۲۱ قطاع هوای گرم که توسط جبهه‌های گرم و سردی که از مرکز کم‌فشار گسترش می یابند. از دو طرف محدود شده است. موح :۱۷ دگر شکلی محلی شده جبهه که مشابه شکل قطاع گرم می‌شود. به طور معمول در طول جبهه حرکت می‌کند و برخی از اوقات به یک چرخند بالغ گسترش می‌یابد. برای نمونه موج هوای گرم در یک محل که پس از عبور هوای سرد از محل جانشین آن می‌شود. کار آیی توفان 50۲۱ توفانی که از نظر دینامیک و ترمودینامیک جودرشرایطی باشدکه بتواند از پهنه بسیار گسترده‌ای برخوردار بوده و به‌علاوه بخش وسیعی از این ابر همراه با ریزش باران باشدت زیادی باشد. برای این منظور باید حرکت قائم در درون جو از میزان بالایی برخوردار بوده و به‌علاوه رطوبت در درون ابر بقدر کافی موجود باشد تا بتواند با بهترین شرایط فیزیکی بیش‌ترین بارش را ایجاد کند. این بارش نه تنها سطح کوچک بلکه پهنه وسیعی از حوضه که سطح آن از ۳۰ هزار کیلومتر مربع بیش‌تر است را می‌پوشاند. ار تباط عمق -پهنه در درون توفان با بدون توفان ۲-0 ۷۷1۲/1۱/۷۷۱0 ۲۵۱21005 01-2۳62ع01 رابطه‌ای که از مفهوم ار تباط عمق - یبهنه برای حداکتر بارش محتمل میانگین گیری شده بهنه ای استد تاج می‌شود. پوشی از بارندگی بیشینه شده را از توفان‌های مختلف که هرکدام برای اندازه‌های پهنه متفاوت موثر هستند ارائه می‌دهد. -------- صفحهٔ بعد -------- پیوست ۲ - نعاریف و واژه‌ها ۳ ۸۳ رابطه عمق - پهنه درون توفان نشان‌گر وردش پهنه ای بارش در درون توفانی است که حداکثر بارش محتمل را برای اندازه پهنه ویژه به دست می‌دهد. این موضوع را همچنین می‌توان به عنوان توفانی بیان کرد که حداکثر بارش محتمل معینی را برای اندازه پهنه معینی به دست می‌دهد و ممکن نیست آن را برای اندازه‌های دیگر پهنه به‌دست آورد. به جر اندازه پهنه‌ای که حداکثر بارش محتمل را به دست می‌دهد. رابطه عمق - پهنه درون توفان عمق اهای کم‌تر از حداکثر بارش محتمل را برای اندازه‌های کوچک‌تر پهنه به‌دست خواهد داد. در مقایسه. رابطه عمق پهنه بدون توفان. وردش پهنه‌ای بارش را برای پهنه‌های بزرگ‌تر از حداکثر بارش محتمل توفان آرائه می‌دهد و عمق هایی کم‌تراز حداکثر بارش محتمل برای اندازه‌های پهنه بزرگ‌تر به‌دست خواهد داد. این مفهوم در نمودار زیر ارائه شده است. در این شکل منحنی پهنه بدون توفان را توصیف می‌کند. بارشی که توسط رابطه بدون توفان توصیف می‌شود بارش باقی مانده توفان است. -------- صفحهٔ بعد -------- ۸۴ شکر 0۰ نهیه دستورالعمل روش‌های محاسبه حداکثر بارش محتمل (۲۳(1) و منحنی‌های عمق, سطح. نداوم با اندازه پهنه‌ای که گرته توفان ب ب م در آن بررسی می‌شود ایس رابطه درون توفان در پهنه های درون گرته توفان ژرفا (میلی‌متر) پ.۱-۲ - نمودار نمایشی نشان‌دهنده رابطه بین منحنی عمق - پهنه برای (حداکثر بارش محتمل) و رابطه درون توفان با بد حداکثر بارش محتمل در ۱۰۰۰ کیلومترمربع (هنسن و همکاران. ۱۹۸۲) ش (0۸0) ژ ۱ 1 1 ۹ نک ون آن برای