سازمان برنامه و بودجه کشور

⚠ این متن با نرم‌افزار از روی تصویر خوانده شده و ممکن است خطا داشته باشد؛ برای استناد، اصلِ سند را ببینید. جمهوری اسلامی آبران سازمان برنامه و بودجه کشور راهنمای روش‌های بر آورد تبخبیر در شرایط اقلیمی مختلف فشریه شماره ۸۷۲ آخرین وبرایش: ۱۴۰۲-۱۲-۱۵ معاونت تولیدی. فنی و زیربنایی وزارت نیرو ی : ۱ دفتر توسعه نظام‌های فنی. بهره‌برداری و امور نظام فنی اجرایی. مشاوران و پیمانکاران دیسپاچینگ برقابی 3333 ی ۱۳۰۲ -------- صفحهٔ بعد -------- ۳ و[ ره و۵ هون -------- صفحهٔ بعد -------- خواننده گرامی: امور نظام فنی اجرایی. مشاوران و پیمانکاران معاونت تولیدی, فنی و زیربنایی سازمان برنامه و بودجه کشور با همکاری دفتر توسعه نظام‌های فنی» بهره‌برداری و دیسپاچینگ برقابی- شرکت مدیریت منابع آب ایران- وزارت نیرو و با استفاده از نظر کارشناسان برجسته در قالب طرح تهیه ضوابط و معیارهای فنی صنعت آب کشور مبادرت به تهیه این نشریه کرده و آن را برای استفاده به جامعه‌ی مهندسی کشور عرضه نموده است. نظر به تهیه این نشریه به وسیله وزارت نیرو مسئولیت مطالب تهیه شده» تفسیر و اصلاح آن با مجموعه مرتبط در آن وزار تخانه می‌باشد. دبیرخانه «طرح تهیه ضوابط و معیارهای فنی صنعت آب کشور» مستقر در وزارت نیروء دریافشت کننده نظرات و پیشنهادهای اصلاحی در مورد مفاد این نشریه بوده و اصلاحات لازم را آمور نظام فنی اجرایی. مشاوران و پیمانکاران سازمان برنامه و بودجه کشور اعلام خواهد کرد. با وجود تلاش فراوان, این اثر مصون از ایرادهایی نظیر غلط‌های مفهومی, فنی, آبهام. ایهام و اشکالات موضوعی نیست. از این‌رو از شما خواننده‌ی گرامی صمیمانه تقاضا دارد در صورت مشاهده هر گونه ایراد و اشکال فنی. مراتب را منعکس فرمایید. کارشناسان مربوط نظرهای دریافتی را به دقت مطالعه نموده و اقدام مقتضی را معمول خواهند داشت. پیشاپیش از همکاری و دقت نظر جنابعالی قدردانی می‌شود. تهران, میدان بهارستان, خیابان صفی علی‌شاه - مرکز تلفن ۳۳۲۷۱ - سازمان برنامه و بودجه کشور. امور نظام فنی. اجرایی مشاوران و پیمانکاران 7 :۷۷۱ ۳ 11۳721712771 :[[1۳:1112 ایران - دفتر توسعه نظام‌های فنی» بهره‌برداری و دیسپاچینگ برقابی- تلفن : ۰۲۱۴۳۶۸۰۲۶۱ و ۰۲۱۴۳۶۸۰۲۸۹ ۷۱2 ۳:12 ا -------- صفحهٔ بعد -------- -------- صفحهٔ بعد -------- ابعاد تبخیر به عنوان پیچیده‌ترین و مهم‌ترین موْلفه بیلان آب. هنوز تا حدی ناشناخته مانده است. ماهیت این پدیده باعث توسعه روش‌ها و رویکردهای متعددی برای برآورد و محاسبه آن شده است. در میان تنوع گسترده‌ای از روش‌های تبخیرسنجی و برآورد تبخیرء خلاء چارچوبی مشخص و مدون برای انتخاب مناسب‌ترین روش برآورد/ محاسبهاندازه گیری تبخیر حسب شرایط منطقه‌ای, اقلیمی. داده و اطلاعات در دسترس و نوع کاربرد آن به شدت احساس می‌شود. از طضرف دیگرء کمبود تجهیزات اولیه اندازه گیری اجزاء بیلان آبی و حتی کمبود داده‌های هواشناسی در برخی مناطق کشور موجب خطا و عدم قطعیت در برآوردها می‌گردد. با توجه به اهمیت مبحث فوق, امور آب و آبفای وزارت نیرو در قالب طرح تهیه ضوابط و معیارهای فنی صنعت آب کشورء تهیه نشریه «راهنمای روش‌های برآورد تبخیر در شرایط اقلیمی مختلف» را با هماهنگی امور نظام فنی اجرایی, مشاوران و پیمانکاران سازمان برنامه و بودجه کشور در دستور کار قرارداد که به منظور بهره‌برداری جامعه فنی مهندسی علیرغم تلاش, دقت و وقت زیادی که برای تهیه این مجموعه صرف گردید. این مجموعه مصون از وجود آشکال و ابهام در مطالب آن نیست. لذا در راستای تکمیل و پربار شدن این نشریه از کارشناسان محترم درخواست می‌شود موارد اصلاحی را منعکس فرمایند. نظرات و پیشنهادهای اصلاحی دریافت شده مورد بررسی قرار گرفته و در صورت نیاز به اصلاحی, اقدام و از طریق پایگاه اطلاع‌رسانی نظام فنی و اجرایی کشور برای بهره‌برداری عموم. اعلام خواهد شد. به درج شده است که در صورت هرگونه تغییر در مطالب هر یک از صفحات. تاریخ آن نیز اصلاح خواهد شد. از این‌رو همواره مطالب صفحات دارای تاریخ جدیدتر معتبر خواهد بود. امور نظام فنی اجرایی, مشاوران و پیمانکاران زمستان ۱۴۰۲ -------- صفحهٔ بعد -------- -------- صفحهٔ بعد -------- تهیه و کنترل «راهنمای روش‌های برآورد تبخیر در شرایط اقلیمی مختلف» انشریه شماره ۸۷۲] مسئول پروژه: بهرام تقفیان دانشگاه آزاد اسلامی. واحصد علوم 9 دکتری منابع آب اعضای گروه تهیه کننده (به ترتیب حروف الفبا): بهرام تقفیان دانشگاه آزاد اسلامی. واحصد علوم 9 دکتری منابع آب مجتبی شفیعی مرکز پژوهشی آب و محیط زیست شرق دکتری علوم و مهندسی آب میثم مجیدی خلیل آباد مرکز آموزش عالی کاشمر دکتری علوم و مهندسی آب نجمه مجیدی خلیل آباد شرکت مهندسین مشاور تاو آب توسعه دکتری علوم و مهندسی آب فلات شرق اعضای گروه نظارت: مجید دلاور دانشگاه تربیت مدرس دکتری منابع آب اعضای گروه تایید کننده (کمیته تخصصی مدیریت منابع آب طرح تهیه ضوابط و معیارهای فنی صنعت آب کشور): فضلعلی جعفریان کارشناس آزاد لیسانس زمین‌شناسی علی حیدری شرکت توسعه منابع آب و نیروی ایران ‏ دکتری مهندسی عمران علی شاه ‌حسینی شرکت مدیریت منابع آب ایران فوق لیسانس آب زیرزمینی مهدی شفیعی‌فر شرکت مهندسین مشاور یکم فوق لیسانس مهندسی عمران فاطمه قبادی حمزه‌خانی شرکت مدیریت منابع آب ایران- طرح دکتری مهندسی عمران -------- صفحهٔ بعد -------- -------- صفحهٔ بعد -------- عنوان مقدمه فصل اول -مبانی و مفاهیم تبخیر ۱-۱- مقدمه ۳-۱- عوامل موثر بر تبخیر ۱-۳-۱- عوامل اقلیمی امحیطی ۲-۳-۱- عوامل گیاهی ۳-۳-۱- عوامل مدیریتی فصل دوم - معرفی روش‌های مناسب برآورد تبخیرتعرق پتانسیل در شرایط اقلیمی مختلف ۱-۳- مقدمه ۱-۲-۲ داده‌های مورد نیاز ۲-۲-۲- شاخص‌های اقلیمی مورد استفاده ۳-۲ ارزیابی معادلات مختلف تبخیرتعرق پتانسیل ۱-۳-۲- معادلات برآورد تبخیرتعرق پتانسیل (۳10) ۳-۳-۲ رتبه‌بندی روش‌های برآورد تبخیرتعرق پتانسیل ۴-۲- جمع‌بندی و پیشنهاد استفاده از روش‌های برآورد تبخیرتعرق پتانسیل فصل سوم - روش‌های بر آورد تبخیرتعرق واقعی ۱-۳- مقدمه ۲-۳- روش‌های اندازه گیری و برآورد تبخیر واقعی ۱-۳-۳- روش لایسی‌متری ۲-۲-۳- روش نسبت باون (10۱۷/۵۱۱-1۵110]) ۳-۲-۳- روش همبستگی ادی (0۲۲۵1۵1101 -۳۵۵۷) د ۱۰ ۱۱ ۱۳ ۱۴ ۱۷ ۱۹ ۱۹ ۳۰ ۳۰ ۳۳ ۲۳۴ ۳۴ ۳۷ ۳۹ ۳۳ ۳۷ ۳۹ ۴۰ ۴۰ ۳۳ ۳۵ -------- صفحهٔ بعد -------- عنوان ۳-۳-۳ روش کنترل سطح ایستابی ۵-۳-۳ روش کنترل نیمرخ رطوبتی خاک ۶-۲-۳- روش‌های تبدیل یکپارچه تبخیرتعرق واقعی ۷-۲-۳- روش‌های تجربی برآورد تبخیرتعرق واقعی ۳-۳- آب مورد نیاز گیاهان (روش‌های برآورد تبخیرتعرق گیاهان) ۱-۳-۳- روش ضریب گیاهی یک جزیی و دو جزیی ۲-۳-۳ تبخیرتعرق گیاه و ضریب گیاهی یک جزیی ۳-۳۲ تبخیرتعرق گیاه و ضریب گیاهی دوجزئی ۴-۳-۳- تبخیر تعرق گیاهان تحت شرایط غیراستاندارد ۴-۳- برآورد تبخیرتعرق واقعی با استفاده از سنجش از دور ۵-۳- برآورد تبخیر واقعی با استفاده از محصولات و پایگاه‌های اطلاعاتی جهانی فصل چهارم - تبخیر از سطح آب ۱-۴- مقدمه ۳-۴- استفاده از تشت‌های تبخیر ۳-۴- روش بیلان آنرژی نسبت باون ۳-۴۳- روش‌های ترکیبی ۵-۴- روش‌های تابش - دما ۶-۴- روش‌های انتقال جرم (دالتون) ۷-۴- روش‌های دما - طول روز ۸-۴۳- روش‌های دمایی ۹-۴- روش بیلان آب ۱۰-۴- تبخیر از آب‌های شور ۱۱-۴- روش‌های مناسب برآورد تبخیر از سطح آب ۱-۱۱-۴- تحلیل حساسیت روش‌های موجود برآورد تبخیر ۳-۱۱۴ رتبه‌بندی روش‌های برآورد تبخیر از سطح آب فصل پنجم - تبخیر از سطح خاک ۳۷ ۳۸ ۳۸ ۴۹ ۵۹۱ ۵۶ ۵۹ ۵۹ ۶۰ ۶۳ ۸۲ ۸۵ ۸۷ ۸۷ ۸۸ ۸۹ ۹ ۹۱ ۹۲ ۹۳ ۹۳ ۹۳ ۹۴ ۹۴ ۹۵ ۹۹ -------- صفحهٔ بعد -------- عنوان ۱-۵- مقدمه ۳-۵- مبانی تبخیر از خاک ۴-۵- مرحله دوم تبخیر از خاک ۱-۶- مقدمه ۲-۶- روش‌های برآورد تبخیر از سطح برف و یخ ۱-۷- مقدمه فصل هشتم - توصیه‌های کاربردی ۱- ۸- مقدمه ۳-۸- روش‌های مختلف برآورد تبخیر منابع و مراجع و ۱۰۱ ۱۰۱ ۱۰۲ ۱.۳ ۱۷ ۱۹ ۱۹ 22 ۱۳ ۱۳ ۱۷ ۱۱۹ ۱۱۹ ۱۱۹ ۱۳۱ ۱۳۲ ۱۳۵ ۱۳۵ ۱۵۹۷ ۱۷۱ ۱۸۹۵ -------- صفحهٔ بعد -------- فهرست جدول‌ها جدول ۱-۲- تقسیم‌بندی اقلیمی به روش دومارتن ۳۱ جدول ۲-۲- تقسیم‌بندی اقلیمی به روش کریمی ۲۳۳ جدول ۳-۲- معادلات استفاده شده در آرزیابی بهترین روش برآورد تبخیرتعرق پتانسیل در هر اقلیم ۲۳۷ جدول ۴-۲- رتبه‌بندی روش‌های جایگزین برآورد تبخیرتعرق پتانسیل در اقلیم‌های مختلف ایران در شرایط وجود داده‌های کامل ۳۳ جدول ۵-۲- روش‌های مناسب برآورد تبخیرتعرق پتانسیل در اقلیم‌های مختلف ایران در شرایط کمبود داده ۳۵ جدول ۱-۳- نمونه‌هایی از روابط بین تبخیر واقعی و پتانسیل ۳۹ جدول ۲-۳- معیارهای کلی برای انتخاب روش ضریب گیاهی یک جزئی و دو جزئی ۵۹۷ جدول ۳-۳ روابط تجربی محاسبه ضریب گسیل‌مندی سطحی بر اساس نوع پوشش سطح ۳۱ جدول ۴-۳- باندهای معرف طول‌موج‌های قرمز و مادون‌قرمز و دامنه تغییرات آن‌ها در سنجنده‌های مختلف ۷۱ جدول ۵-۳- مقادیر طول زبری مومنتم (2010) برای انواع کاربری‌های مختلف اراضی برحسب متر ۷۶ جدول ۶-۳- مشخصات محصولات. مدل‌ها و پایگاه‌های جهانی مربوط به تبخیر و یا تبخیرتعرق واقعی ۸۳ جدول ۱-۴- تحلیل حساسیت روش‌های مختلف برآورد تبخیر از سطوح آبی به داده‌های ورودی ۹۵ جدول ۲-۴- رتبه‌بندی روش‌های برآورد تبخیر بر اساس مقادیر روزانه و ماهانه ۹۵ جدول ۱-۵- مقادیر معمول آب با سهولت قابل تبخیر (8۷۷) برای خاک‌های مختلف ۱۳ جدول ۱-۸- راهنمای استفاده از راهنما ۱۳۰ جدول پ.۱-۱- ضریب تشت کلاس ۸ برای شرایط دارای پوشش گیاهی در اطراف تشت ۱۳۹ جدول پ.۲-۱- ضریب تشت کلاس ۸ برای شرایط بدون پوشش گیاهی در اطراف تشت ۱۳۹ جدول پ.۳-۱- ضریب تشت تبخیر (ما) کلرادو در رابطه با پوشش گیاهی. رطوبت نسبی هوا و سرعت باد ۱۳۱ جدول پ.۴-۱- مقادیر ضریب اصلاحی (,«) در معادله تورنت‌وایت برای عرض‌های (شمالی) مختلف جغرافیایی در ماه‌های سال ۱۳۹ جدول پ. ۵-۱- ضریب مربوط به طول روز (4) برای استفاده از رابطه هارگریوز ۱۳۱ جدول پ.۶-۱- متوسط ماهانه تابش برون زمینی(164) برای عرض‌های جغرافیایی شمالی در ماه‌های میلادی سال برحسب معادل میلی‌متر آب قابل تبخیر در روز (1۷:۳/۵) ۱۳۱ جدول پ.۱-۲- طبقه‌بندی اقلیمی استان آذربایجان غربی ۱۴۶ جدول پ.۲-۲- طبقه‌بندی اقلیمی استان آذربایجان شرقی ۱۴۶ ر -------- صفحهٔ بعد -------- فهرست جدول‌ها عنوان جدول پ.۵-۲- طبقه‌بندی اقلیمی استان البرز جدول پ.۷-۲- طبقه‌بندی اقلیمی استان بوشهر جدول پ.۸-۲- طبقه‌بندی اقلیمی استان تهران جدول پ.۱۰-۲- طبقه‌بندی اقلیمی استان خراسان جنوبی جدول پ.۱۶-۲- طبقه‌بندی اقلیمی استان سیستان و بلوچستان جدول پ.۱۸-۲- طبقه‌بندی اقلیمی استان قزوین جدول پ. ۲۳۲-۲- طبقه‌بندی اقلیمی استان کرمانشاه جدول پ.۲۳-۲- طبقه‌بندی اقلیمی استان کهکیلویه و بویراحمد جدول پ.۲۵-۲- طبقه‌بندی اقلیمی استان گیلان ادامه جدول پ.۲۶-۲- طبقه‌بندی اقلیمی استان لرستان ح ۱۳۷ ۱۳۷ ۱۳۸ ۱۳۸ ۱۳۸ ۱۳۹ ۱۳۹ ۱۳۹ ۱۳۹ ۱۵۰ ۱۵۰ ۱۹۱ ۱۹۱ ۱۹۱ ۱۹۱ ۱۹۲ ۱۹۲ ۱۹۲ ۱۹۳ ۱۹۳ ۱۵۴۳ ۱۵۴ ۱۵۹۴۳ ۱۵۴ ۱۹۵ ۱۹۵ -------- صفحهٔ بعد -------- فهرست جدول‌ها جدول پ.۲۸-۲- طبقه‌بندی اقلیمی استان مرکزی ۱۵۵ جدول پ.۲۹-۲- طبقه‌بندی اقلیمی استان هرمزگان ۱۵۶ جدول پ.۳۰-۲- طبقه‌بندی اقلیمی استان همدان ۵۶ جدول پ.۳۱-۲- طبقه‌بندی اقلیمی استان یزد ۵۶ جدول پ.۱-۳- نتایج استفاده از روش‌های مختلف کاهش میزان تبخیر از مخازن ۱۳۵ جدول پ.۲-۳- ویژگی‌های محصولات مورد استفاده برای کاهش میزان تبخیر از سطوح آزاد آبی ۶۶ جدول پ.۱-۴- مقایسه مقادیر سالانه تبخیرتعرق واقعی اراضی فاریاب برآورد شده از دو روش 15 و بیلان محدوده مطالعاتی مشهد (برحسب میلی‌متر) ۱۸۳ شکل ۱-۱- اشکال مختلف تبخیر مورد بحث در این راهنما ۹ شکل ۱-۲- اقلیم نمای آمبرژه ۳۲ شکل ۲-۲- تعیین اولویت انتخاب معادلات برآورد تبخیرتعرق پتانسیل بر اساس مقادیر ۷۷۱/510 در اقلیم نیمه‌مرطوب ۰ ۳۰ شکل ۳-۲- تعیین اولویت انتخاب معادلات برآورد تبخیرتعرق پتانسیل بر اساس مقادیر ۷۷1۹۸1510 در اقلیم نیمه‌خشک ۳۱ شکل ۴-۲- تعیین اولویت انتخاب معادلات برآورد تبخیرتعرق پتانسیل بر اساس مقادیر ۷۷8۸/50 در اقلیم خشک ۳۱ شکل ۵-۲- تعیین اولویت انتخاب معادلات برآورد تبخیرتعرق پتانسیل بر اساس مقادیر ۷/8۱/1510 در اقلیم بسیارخشک ۳۲ شکل ۶-۲- تعیین اولویت انتخاب معادلات برآورد تبخیرتعرق پتانسیل بر اساس مقادیر (۷/88/51 در اقلیم مرطوب ۳۲ شکل ۱-۳- لایسی‌متر زهکش‌دار ۴۱ شکل ۲-۳- لایسی‌متر وزنی ۳۲ شکل ۳-۳- لایسی‌متر با سطح آب ثابت ۳۳ شکل ۴-۳- تجهیزات به کار برده شده در روش نسبت باون ۳۵ شکل ۵-۳- نحوه حرکت ادی‌ها ۴۶ شکل ۶-۳- تجهیزات به کار برده شده در روش همبستگی ادی ۴۷ شکل ۷-۳- مراحل رشد انواع محصولات ۵۶ ط -------- صفحهٔ بعد -------- شکل ۸-۳- حدود معمول ضرایب گیاهی در مراحل مختلف رشد ۵۶ شکل ۹-۳- نمایی از اجزای بیلان تابش سطحی ۶۶ شکل ۱۰-۳- فلوچارت مربوط به محاسبه اجزای شار تابش خالص ۳۷ شکل ۱۱-۳- فلوچارت مربوط به روند محاسبه شار گرمای محسوس ۸۰ شکل ۱-۵- نمودار شماتیک سرعت تبخیر از خاک فاقد پوشش گیاهی که نشان دهنده شیب شدید تغییرات بین مرحله اول و دوم تبخیر از خاک است (به عنوان مثال در شرایطی که تبخیر پتانسیل برابر ۵ میلی‌متر در روز است) ۱۲ شکل ۱-۷- منحنی وایت برای محاسبه درصد تبخیر از تشت به منظور برآورد تبخیر از آب زیرزمینی ۱۱۵ شکل ۲-۷- منحنی‌های جانسون برای محاسبه نسبت تبخیر از آب زیرزمینی به تبخیر پتانسیل ۱۱۶ شکل پ.۱-۱- تقسیم‌بندی روش‌های برآورد تبخیرتعرق پتانسیل ۱۳۸ الف- تشت مربعی استاندارد انگلیسی, ب- تشت استاندارد آمریکایی کلاس ۸ ج- تشت استاندارد روسی ۱۳۰ شکل پ.۲-۱- انواع مختلف تشت‌های تبخیر ۱۳۰ شکل پ.۱-۳- شکل شماتیک بیلان آبی یک مخزن آبی ۱۵۹ شکل پ.۲-۳- نمای یک بادشکن ۱۳۳ شکل پ.۱-۴- موقعیت محدوده مطالعاتی مشهد ۱۷۴ شکل پ.۲-۴- تبخیرتعرق واقعی روزانه حاصل از روش سبال برای روز ۳۰ مرداد ۹۵ ۱۸ شکل پ.۳-۳- تبخیرتعرق واقعی ماهانه حاصل از روش سبال برای شهریور ۹۶ ۱۸۱ شکل پ.۴-۴-تبخیرتعرق واقعی سالانه حاصل از روش سبال برای سال آبی ۹۵-۹۶ ۱۸۲ شکل پ.۵-۴- مقایسه رفتار روش‌های مختلف برآورد تبخیرتعرق پتانسیل در دشت مشهد در مقیاس ماهانه ۱۸۳ شکل پ.۶-۴- مقایسه مقادیر تبخیرتعرق واقعی حاصل از الگوریتم سبال با مقادیر بیلان مصوب دشت مشهد ۱۸۳ ی -------- صفحهٔ بعد -------- -------- صفحهٔ بعد -------- مفقدمه ۱۳۵( ۱ مقدمه پدیده تبخیرء به دلیل تعدد عوامل مختلف تاثیرگذار بر آن» فرآیند پیچیده‌ای است. روش‌های برآورد متنوعی بر اساس نحوه و میزان در نظر گرفتن عوامل مختلف موثر بر تبخیر توسعه یافته‌اند. به دلیل تفاوت در مبانی و داده‌های مورد نیاز این روش‌هاء انتخاب روش مناسب و نحوه استفاده برای شرایط مختلف اقلیمی همواره روشن نیست. از سوی دیگر باید توجه داشت که یکی از محدودیت‌های کلیدی در برآورد تبخیرء نبود و یا بعضا کمبود داده‌های مورد نیاز در اغلب مناطق کشور است که در نتیجه. شناسایی و معرفی نوع خاصی از روش‌ها را طلب می‌نماید. به علاوه امروزه با پیشرفت فناوری سنجنده‌های ماهواره‌ای و کاربردهای سنجش از دور در مقیاس‌های منطقه‌ای و ملی. روش‌های متعددی مبتنی بر این فناوری توسعه یافته که این پتانسیل را دارد که ضمن پوشش خلاءهای آماری و میدانی, اطلاعات مهم و قابل اعتمادی از وضعیت تبخیر در گستره مکان آرایه نماید. بنابراین راهنما حاضر به دنبال بررسی و تحلیل جامع آنواع روش‌های برآورد تبخیرء دقت و شرایط کاربرد آن‌ها در اقلیم‌های مختلف کشور است. - هدف به طور کلی هدف اصلی این راهنما آرایه نحوه برآوردامحاسبهاسنجش تبخیر و تبخیرتعرق با استفاده از روش‌های مناسب بر حسب شرایط اقلیمی و داده‌های در دسترس کشور است. اهداف فرعی عبارتند از: * تبیین مفاهیم و تعاریف مرتبط با انواع تبخیر (تبخیرتعرق, تبخیر از سطح آب. تبخیر از برف» تبخیر از سطح خاک و تبخیر از آب زیرزمینی) * معرفی مناسب‌ترین روش برآورد در شرایط مختلف اقلیمی * معرفی و بهره‌گیری از فنون نوین سنجش از دور جهت تغییر رویکرد در برآورد تبخیر از مقیاس نقطه‌ای به منطقه‌ای (مکانی یا توزیعی) - دامنه کاربرد نشریه حاضر با هدف توسعه مرجعی واحد و نسبتا جامع در محاسبات تبخیر و توصیه روش‌های مناسب و معتبر در شرایط اقلیمی ایران تهیه شده که در آن روش‌های مختلف برآورد تبخیر به منظور کاربردهای مختلف مورد توجه قرار گرفته است تا در اختیار مشاورین, دفاتر مطالعات پایه شرکت‌های آب منطقه‌ای و سازمان‌هایی که در این رابطه فعالیت دارند. گذارده شود. دامنه کاربرد روش‌های آرایه شده به طور خلاصه در جدول زیر نشان داده شده است. شامل دریاچه سدها و دریاچه‌های طبیعی در حوضه‌های آبریز تبخیر از سطح خاک. برف و آب ریرزمینی در سطح حوضه‌های آبریز و دشت‌ها 59 آبخوان‌ها در محاسبات بیلان سطح حوضه‌های آبریز و نیز شبکه‌های آبیاری و زهکشی و اراضی کشاورزی فاریاب -------- صفحهٔ بعد -------- -------- صفحهٔ بعد -------- فصل ۱ -------- صفحهٔ بعد -------- -------- صفحهٔ بعد -------- فصل اول -مبانی و مفاهیم تبخیر ۳۵( ۵ ۱-۱- مقدمه ایران به عنوان کشوری خشک و نیمه خشک. شرایط ویژه‌ای را به لحاظ منابع آب در دسترس و تنش آبی تجربه می‌نماید. از طرفی, مصارف آب در بسیاری از مناطق کشور از حدود تعادل و پایداری خود عبور کرده است. آمادگی و در شرایط کنونی مستلزم تکیه بر به‌کارگیری علم و فناوری است. ابعاد تبخیر به عنوان پیچیده ترین و مهم ترین مولفه بیلان آب. هنوز تا حدی ناشناخته مانده است. ماهیت این پدیده باعث توسعه روش‌ها و رویکردهای متعددی برای برآورد و محاسبه آن شده است. در میان تنوع گسترده‌ای از روش‌های تبخیرسنجی و برآورد تبخیرء خلاء چارچوبی مشخص و مدون برای انتخاب مناسب‌ترین روش برآوردامحاسبهاندازه گیری تبخیر حسب شرایط منطقه‌ای, اقلیمی, داده و اطلاعات در دسترس و نوع کاربرد آن به شدت احساس می‌شود. از طرف دیگر. کمبود تجهیزات اولیه اندازه گیری اجزای بیلان آبی و حتی کمبود داده‌های هواشناسی در برخی مناطق کشور. موجب خطا و عدم قطعیت در برآوردها شده است. دسترس و مورد نیاز تبخیر و امکان پخشیدگی بخار آب به جوء کنترل می‌گردد. روش‌های مختلف برآورد بر اساس نحوه و میزان در نظر گرفتن عوامل مختلف موثر بر تبخیر توسعه داده شده است. بر حسب دقت و سادگی, روش‌های مذکور استفاده گسترده‌ای را شاهد بوده‌اند. به طور کلیء به دلیل تفاوت در مبانی» این روش‌ها و عوامل موثر بر آن‌ها باید برای شرایط مختلف اقلیمی و محیطی مورد ارزیابی قرار گیرند. از سوی دیگر باید توجه داشت که یکی از مهم‌ترین محدودیت‌های برآورد صحیح تبخیر. عدم وجود و یا بعضا کمبود داده‌های مورد نیاز در اغلب مناطق کشور است. لذا یکی از عوامل نقصان در محاسبات بیلان منابع آب. ضرورت وجود اطلاعات و داده‌های متعدد است. برطرف نمودن این نقصان به لحاظ تجهیز شبکه‌های پایش, باید از اولویت‌های اساسی در حوزه آب کشور باشد. اغلب روش‌های معمول بر مبنای اندازه گیری‌ها یا شبیه‌سازی تبخیر بر اساس اطلاعات و داده‌های نقطه‌ای استوار است. لیکن برآورد تبخیر در مقیاس نقطه‌ای به راحتی نمی‌تواند منجر به حصول نتایج معتبری از تبخیر در مقیاس حوضه‌ای شود. بنابراین علاوه بر کمبود اطلاعات پایه در ایستگاه‌هاء دقت مکانی در برآوردهای کنونی تبخیر محل تردید است. امروزه با پیشرفت‌های حاصل در تکنولوژی سنجنده‌های ماهواره‌ای و کاربردهای فنون سنجش از دور در مقیاس‌های منطقه‌ای و ملی. روش‌های متعددی مبتنی بر این تکنولوژی, توسعه یافته است که ضمن پوشش خلاءهای آماری میدانی» به کمک آن می‌توان اطلاعات مهم و در عین حال قابل اعتمادی از وضعیت تبخیر و سایر پارامترهای مورد نیاز از منطقه مورد مطالعه با هر وسعتی» به دست آورد. تکنیک‌های سنجش از دور ضمن برآورد تبخیر و بررسی توزیع مکانی آن. می‌تواند عوامل موثری از قبیل دمای سطح و آلبیدو را مقارن با شرایط محیطی برآورد نماید. از این رو استفاده از تکنیک‌های سنجش از دور در برآورد مولفه‌های بیلان آب به ویژه تبخیرء راه‌کاری امید بخش جهت رفع مشکلات فوق -------- صفحهٔ بعد -------- ۶ ۳۵( روش‌های ب رآ ورد تبخیر در شرایط اقلیمی مختاف محسوب می گردد. ازاین رو در این راهنما توجه ویژه‌ای به رویکرد بهره‌گیری از داده‌های سنجش از دور در برآورد تبخیر هدف این راهنما ارایه نحوه برآوردامحاسبه اسنجش تبخیر و تبخیرتعرق با استفاده از روش‌های مناسب حسب شرایط اقلیمی, داده‌های در دسترس و شرایط حاکم است. ساختار راهنما بدین ترتیب است که در فصل اول به مبانی و مفاهیم تبخیر اشاره می‌شود. در فصل دوم روش‌های مختلف برآورد تبخیر و تبخیرتعرق پتانسیل در شرایط اقلیمی مختلف و اجزای آن بر اساس رویکردهای کاربردی تبیین خواهد شد. در فصل سوم روش‌های برآورد تبخیرتعرق واقعی مورد بحث قرار می‌گیرد. در فصول چهارم تا هفتم به اشکال مختلف تبخیر شامل تبخیر از سطح آب. تبخیر از سطح خاک برف و نیز مباحث تکمیلی و نتایج پیاده‌سازی راهنما در محدوده منتخب به صورت مطالعه موردی آرایه شده است. در ادامه فصل حاضر مفاهیم اولیه و عوامل موثر بر تبخیر تشریح می‌شود و تقسیم‌بندی اولیه مطالب سایر فصول نیز ارایه می‌گردد. ۲-۱- مفاهیم و تعاریبف تعاریف. گام‌های زمانی, واحدهای اندازه گیری و داده‌های ورودی مورد نیاز برای تخمین تبخیر در منابع مختلف است. در این نوشتار برای ایجاد ادبیات مشترک. این تعاریف به صورت خلاصه مطرح می‌شود. رودخانه‌هاء پیاده روهاء خاک. گیاهان و هر سطح مرطوب دیگری اتفاق می‌افتد. در واقع تبخیر به تمامی فرآیندهای تبدیل مایع به بخار در اتمسفر گفته می‌شود (مک‌ماهون و همکاران. ۲۰۱۳). تغییر حالت مولکول‌های آب از مایع به بخار نیازمند صرف انرژی است که این انرژی اغلب از طریق تابش خورشیدی و گرمای هوا تامین می‌شود. اختلاف فشار بخار در سطح تبخیر و هوای مجاور نیروی محرک لازم برای انتقال بخار به اتمسفر را تامین می‌کند. با انجام تبخیر به تدریج هوای مجاور سطح تبخیر اشباع شده و در شرایط انتقال نیافتن هوای مرطوب به اتمسفرء سرعت تبخیر کاهش یافته و ممکن است کامل توضیح: در این راهنما مواردی که وازه تبخیر به طور عام به کار برده شده است مطابق با شکل (۱-۱)» منظور فرآیند تبخیر بوده و در بردارنده تمامی اشکال تبخیر است. تعرق: به تبخیری که در داخل برگ‌های گیاه به صورت جریان بخار آب از روزنه‌های برگ اتفاق می‌افتند. اطلاق می‌شود (دینگمن. ۱۹۹۲). آب در گیاهان به طور عمده از درون روزنه‌ها خارج می‌شود. روزنه‌هاء منافذ کوچک در سطح -------- صفحهٔ بعد -------- فصل اول -مبانی و مفاهیم تنبخیر ۳۵( / برگ‌ها هستند که گازها و بخار آب از درون آن‌ها عبور می‌کنند. این منافذ در حقیقت فضای بین سلول‌های محافظ در سطح برگ گیاه هستند که به‌خاطر شکل ظاهری خود. پس از آماس سلولی, حالت قلوه‌ای گرفته و فضای بین سلولی ایجاد می‌شود و فرآیند خروج آب از گیاه و تبدیل آن به بخار آب از این فضاها صورت می‌پذیرد. بخش عمده آب جذب شده توسط گیاه به صورت تعرق وارد اتمسفر شده و تنها مقدار بسیار اندک آن به مصرف گیاه رسیده و یا در بافت‌های گیاهی ذخیره می شود. فرآیند تعرق نیز همانند تبخیر به عوامل متعددی از جمله ذخیره انرژی. شیب فشار بخار و سرعت باد بستگی دارد. لذا در برآورد تعرق باید عواملی نظیر تابش خورشیدی, دمای هواء رطوبت هوا و باد در نظر گرفته شود. بدیهی است شرایط ماندابی» شوری, مقدار آب خاک و قابلیت هدایت آن به سمت ریشه‌های گیاه. شرایط محیطی و تبخیرتعرق : تبخیرتعرق در یک سطح طبیعی که شامل خاک و پوشش گیاهی و سایر سطوح می‌شود. به طور هم زمان صورت گرفته و روش ساده‌ای برای تفکیک این دو فرآیند وجود ندارد. بدیهی است زمانی که پوشش گیاهی در مراحل اولیه رشد است. تبخیر از سطح خاک غالب بوده و در زمان رشد کامل پوشش گیاهی به نحوی که سطح خاک را پوشانده باشد. عامل تعرق غالب است. لذا به این مجموعه تعرق و تبخیر از سطح خاک اطلاق می‌شود (آلن و همکاران. ۸ به بیانی دیگر. مطابق شکل شماره (۱-۱)» در واقع به کل تبخیر از خاک و سطح آزاد آب و سطح مرطوب گباه به علاوه تعرق از سطح خشک گیاهان گفته می‌شود (شاتلورت. ۲۰۰۸). توضیح: در این راهنما هر جا واژه تبخیرتعرق به تنهایی به کار برده شود. منظور تبخیر از ترکیب خاک و پوشش عبارت است از نرخ تبخیر از یک سطح کاملا خیس در تماس مستقیم با اتمسفر و یا نرخ تبخیر از یک سطح آزاد آب که در تبخیرتعرق پتانسیل ا: عبارت است از نرخ تبخیرتعرق در شرایطی که هیچ‌گونه محدودیت آبی وجود ندارد. لذا نرخ تبخیرتعرق وابسته به شرایط اتمسفر و خصوصیات سطح از قبیل آلبیدو" و زبری سطح است. بنابراین تبخیرتعرق پتانسیل, در حقیقت بالاترین نرخ تبخیرتعرق است که می‌تواند اتفاق بیفتد. مفهوم تبخیرتعرق پتانسیل نخستین بار توسط پنمن در فاصله سال‌های ۱۹۴۰ الی ۱۹۵۰ میلادی بدین صورت مطرح شد: «مقدار آبی است که در یک زمان ۱ 0 2- ۳۵۱۵۱۵ 3 3- ۳۵۱۵۵۱۵ 9 *۰ ۸0 -------- صفحهٔ بعد -------- ۸ ۳۵( روش‌های برآ ورد تبخیر در شرایط اقلیمی مختلف مشخص توسط یک سطح گیاهی کاملا سبز و کوتاه در شرایطی که سایه آن کامل سطح زمین را می‌پوشاند. ارتفاع بود که انواع مختلف و متعددی از گیاهان در زمره گیاهان کوتاه قرار می گرفتند. این موضوع سبب می‌شد بسیاری از متخصصین و محققین در انتخاب نوع گیاه به عنوان گیاه سبز کوتاه دچار سردرگمی شوند. در ادامه و با تعریف تبخیرتعرق مرجع» این موضوع بیش‌تر تشریح شده است. تبخیرتعرق مرجع : این مفهوم توسط محققین و متخصین آبیاری در دهه هفتاد میلادی تعریف شده (جنسن, ۸ رایت و جنسن, ۱۹۷۲؛ دورنبس و پروت. ۱۹۷۵ و ۱۹۷۷) و طبق تعریف. نرخ تبخیرتعرق از یک گیاه مرجع فرضی است که ارتفاع فرضی معادل ۰/۱۲ متر (۴/۷۲ اینچ)» مقاومت سطحی ثابت ۷۰ ثانیه بر متر و ضریب بازتابش (آلبیدی) ۰/۲۳ است. سطح مرجع مشابه یک سطح چمن سبز با ارتفاع یکنواخت. رشد فعال, سایه‌اندازی کامل و تحت آبیاری مطلوب است. ضمن اینکه در این تعریف. ایستگاه هواشناسی و اطلاعات حاصل از آن نیز تعریف شده است به نحوی که ایستگاه جمع آوری اطلاعات هواشناسی باید در یک سطح پوشش گیاهی چمن با شرایط فوق قرار گرفته باشد. لذا به لحاظ مفهومی و کاربردی,» تبخیرتعرق مرجع و پتانسیل مشابه یکدیگر بوده در حالی که برای تبخیرتعرق مرجع محاسبات قرار گیرد. تعریف شده است. امروزه در بسیاری از منابع این دو مفهوم بجای یکدیگر مورد استفاده قرار می‌گیرد و بسیاری از روش‌های مرسوم و معتبر برای برآورد تبخیر تعرق, عملا تبخیرتعرق مرجع را برآورد می‌کنند که در کاربرد و برای تبدیل به تبخیرتعرق واقعی. همان جایگاه تبخیرتعرق پتانسیل را دارد. تبخیرتعرق مرجع» بیان‌گر تقاضای تبخیر در اتمسفر در یک مکان و زمان مشخص است و ویژگی‌های گیاه و عوامل مربوط به خاک را در نظر نمی‌گیرد. بنابراین باید در نظر داشت که تقاضای تبخیر در اتمسفر فارغ از نوع گیاه, مرحله رشد آن و عملیات مدیریت زراعی است. هنگامی که آب خاک کافی باشد. تبخیرتعرق مرجع به عوامل مرتبط با خاک بستگی ندارد. با مرتبط ساختن تبخیرتعرق به یک سطح مرجع. تعریف یک سطح جداگانه تبخیرتعرق برای هرگیاه و هر مرحله رشد.ء غیر ضروری خواهد بود. تبخیرتعرق واقعی : مقدار آبی است که به طور واقعی از یک سطح تبخیرکننده طی فرآیند تبخیرتعرق بخار می‌شود. تبخیرتعرق واقعی» در واقع تبخیر از سطح خاک و تعرق از سطح گیاه در شرایط واقفعی است. بدیهی است تبخیرتعرق واقعی همواره کم‌تر و یا حداکثر مساوی مقادیر پتانسیل است. 1-۵100 آ۵2ا۸0 -2 -------- صفحهٔ بعد -------- فصل اول -مبانی و مفاهیم تبخیر ۳۵( ۹ تبخیر از خاک تبخیر از آب تبخیر از آب برف و تبخیر از سطح آب شکل ۱-۱- اشکال مختلف تبخیر مورد بحث در این راهنما واحدهای سنجش تبخیر: تبخیر را می‌توان به صورت عمق در واحد زمان. مانند میلی‌متر در روزء و یا انرژی در روز بیان کرد. با توجه به اینکه گرمای نهان آب برابر ۲/۴۵ مگاژول بر کیلوگرم (در دمای ۲۰ درجه سانتی‌گراد) است. تبخیر به میزان ۱ میلی‌متر در روز معادل ۲/۴۵ مگاژول بر متر مربع در روز است. به علاوه برخی از معادلات. تبخیر را به صورت میلی‌متر بر روز بیان می‌کنند که واحد صحیح. کیلوگرم بر مترمربع در روز است. در این موارد ضریب تبدیل واحد برابر ۱ است و لذا ضریب تبدیل از کیلوگرم بر مترمربع به میلی‌مترء در معادلات در نظر گرفته نمی‌شود. ۳-۱- عوامل موثر بر تبخیر در تبادل مولکول‌های آب بین سطح و هواء دو فرآیند اصلی دخیل هستند که یکی تبدیل آب به بخار و دیگری میعان " است. تفاوت بین نرخ تبدیل آب به بخار که تابعی از دما است و نرخ تبدیل بخار به مایع که تابعی از فشار بخار است را نرخ یا شدت تبخیر ا" می‌نامند (شاتلورث» ۱۹۹۲). شدت تبخیر از هر سطح مرطوبی با سه عامل اصلی کنترل می‌گردد: وضعیت فیزیکی هوای اطراف سطح مرطوب. انرژی و یا گرمای خالص در دسترس و میزان آب یا رطوبت در دسترس سطح تبخیر. وضعیت فیزیکی هوای مجاور توسط دماء فشار بخار و سرعت باد شناخته می‌شود (مانتیت. ۱۹۹۱). انرژی در دسترس برای تبخیر نیز برابر است با تابش خالص که تفاوت بین انرژی‌های ورودی و انرژزی‌های خروجی از سطح است. علاوه بر تابش خالص, گرمای لازم برای تبخیر از طریق گیاهان می‌تواند توسط انتقال آشفته از هوا و یا با هدایت توسط خاک تامین گردد. برای اینکه تبخیر اتفاق بیفتد. علاوه بر انرژی لازم برای گرمای نهان تبخیر فرآیند مکملی نیز باید رخ دهد که بخار آب مجاور سطح تبخیر را حذف کند. لایه مرزی جوی به طور پیوسته به تغییرات و جابجایی‌های آب و هوایی پاسخ می‌دهد که سبب می‌شود همواره حتی در سطح اقیانوس‌ها نیز کمبود بخار آب و رطوبت |] 0 2-00 3- ۳۷۵0۵۲۵110۱ ۵6 -------- صفحهٔ بعد -------- ۰ ۳۵( روش‌های ب رآ ورد تبخیر در شرایط اقلیمی مختاف دو فرآیند تابش انرژی و انتقال آشفته بخار آب. اساس چندین معادله و روش برآورد تبخیر است که در فصول بعدی بدان پرداخته می‌شود. طبق تحقیقات پنمن (۱۹۴۸) مقاومت اصلی در مقابل شار تبخیرء وجود یک لایه نازک غیرآشفته و آرام هوا به ضخامت ۱ تا ۳ میلی متر مجاور سطح است. این مقاومت با عنوان مقاومت آیرودینامیک با مقاومت جوی نامیده می‌شود و به میزان بازشدگی روزنه‌های گیاه بستگی دارد و میزان تعرق را نتظیم می‌کند. طبق نظریه مانتیت (۱۹۶۵) هنگامی که هوا جابجا می‌شود. بخار آب با سرعتی معادل مقدار بخار آب و سرعت باد نیز جابجا می‌شود که به آن هنگامی که هوا از روی یک سطح عبور می‌کند. بخار آب با سرعتی معادل تولید میزان بخار و سرعت باد جابجا می‌شود. این انتقال به عنوان جریان همرفتی شناخته می‌شود و در اتمسفر وجود دارد. هنگامی که هوا از یک ناحیه خشک به سمت ناحیه مرطوب حرکت می کند. غلظت بخار آب با عبور هوا افزایش می‌یابد. به عبارت دیگرء در این انتقال تعادل با سطح مرطوب برسد. تبخیر کم‌تر در سطح خشک باعث می‌شود که هوای عبوری گرم‌تر و خشک‌تر شود. بنابراین افزایش آنرژی گرمایی در دسترس باعث افزایش تبخیر در جهت باد در منطقه مرطوب می‌شود (مورتون» ۱۹۸۳). لازم به یادآوری است که از آنجایی که دریاچه به عنوان یک سطح وسیع تعریف شده است و لذا تاثیر انتقال از بالادست ۱-۳-۱ عوامل اقلیمی امحیطی اولین عامل هواشناسی کنترل کننده تبخیر و تبخیرتعرق, تشعشع خورشیدی است. تشعشع خورشیدی منبع اصلی تامین آنرژی لازم برای تبخیر است. فاکتورهای مهم دیگرء رطوبت و سرعت باد هستند. دمای هوا نیز بر تبخیر و تبخیرتعرق اثرگذار است. اما اثر مستقیم کمی دارد. اگرچه دارای همبستگی بالایی با تشعشع خورشیدی و تبخیر و تبخیرتعرق است. چون میانگین دماهای روزانه برگ‌های گیاهان. سطوح کم عمق آب و سطوح خاک به دمای هوا نزدیک است. فشار بخار آب در سطح تبخیر و تبخیرتعرق به طور کلی با میانگین دمای هوا به شکل نمایی رابطه دارد. در روش شناسی, اصطلاح فشار بخار به معنی فشار جزئی بخار آب در اتمسفر است. گرادیان بخار آب از گیاه و سطوح خاک به سمت هوا بستگی به فشار بخار سطح و فشار بخار هوا یا رطوبت هوا دارد. هوای خشک تر عموما منجر به گرادیان فشار بخار بزرگ‌تری می‌شود. علاوه بر گرادیان فشار بخارء سرعت باد بر سرعت انتقال بخار از سطوح تبخیر به سمت هوا اثرگذار است. -------- صفحهٔ بعد -------- فصل اول -مبانی و مفاهیم نبخیر ۳۵( ۱ - عوامل خاک" مهم‌ترین عوامل خاک که بر نرخ تبخیر از خاک لخت تاثیر می‌گذارند. شامل مقدار آب خاک و منحنی مشخصه آن است که قابلیت خاک در نگهداشت آب. هدایت هیدرولیکی و حرارتی را نشان می‌دهد. هدایت هیدرولیکی در خاک‌های اشباع بیش‌ترین مقدار را دارد که با کاهش مقدار آب. کاهش می‌یابد و بنابراین بر نرخ حرکت آب به سمت سطح تاثیرگذار است. گرادیان هیدرولیکی به سمت سطح با خشک شدن سطح افزایش می‌یابد اما هدایت هیدرولیکی کاهش می‌یابد. یک عامل دیگر که هم میزان و هم سرعت تبخیر از خاک را کنترل می‌کند. تاثیر بقایای ارگانیک و یا ساخته‌های دست انسان در سطح خاک است. این بقایا به عنوان پوشش منعکس‌کننده و عایق حرارتی عمل می‌کند بنابراین مقدار انرژی سطح خاک برای تبخیر را کاهش می‌دهد. مهم‌ترین فاکتور خاک که ممکن است بر تبخیر و تبخیرتعرق اثرگذار باشد بسته به توالی آبیاری و یا بارندگی. ظرفیت نگهداری آب در خاک است. - سطوح آبی " ذخیره انرژزی سطوح آبی و کاربرد معادله پنمن یا پنمن- مانتیث و یا معادلات آیرودینامیکی به دست آید. آلبیدو یک سطح آبی بسیار کوچک‌تر از زمینی با پوشش سبز است (حدود ۰/۰۶ در مقابل ۰/۲ تا ۰/۲۵). آلبیدو به عنوان بازتابی از انرژزی خورشیدی ورودی به سطح تعریف می‌شود. دمای آب سطحی تقریبا با میانگین دمای هوا برای سطوح آبی کم عمق برابر است. یک جزء مهم در انرژی قابل دسترس برای تبخیرء همرفتی آنرژی در حجم ورودی و خروجی به یا از سطوح آبی (مانند مخازن روی رودخانه) است. وقتی دما آنقدر پایین است که روی سطح آب یخ می‌بندد و در کل زمستان باقی می‌ماند. تخمین تشعشع خالص برای یخ و پوشش برف بسیار پیچیده است. تخمین تبخیر از آب‌های عمیق پیچیده‌تر از آب‌های کم عمق است. در طول دوره ذخیره‌سازی انرژی» پروفیل حرارتی تا عمق ۲۰ متر یا بیش‌تر در آب‌های شفاف ممکن است ادامه یابد و نرخ تبخیر کم‌تر از سطوح آبی کم عمق خواهد بود. در طی مدت کاهش تشعشع خورشیدی, انتقال آنرژی ذخیره شده به سطح می‌تواند نرخ تبخیر را به بالاتر از نرخ تبخیر از سطوح کم عمق آبی. ۳-۳-۱ عوامل گیاهی - شاخص سطح برگ" ٩0۵ +‏ -۱ +30 ۷/۵۷6۳ -2 -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۲ ۳۵( روش‌های برآ ورد تبخیر در شرایط اقلیمی مختاف محصولات کشاورزی مهم‌ترین گیاهانی هستند که برآورد تبخیرتعرق برای آن‌ها مورد نیاز است. برای گیاهان یکساله. (زمانی که شاخص سطح برگ (۸1]) به حدود ۳ برسد)» نرخ تبخیرتعرق تحت تاثیر افزایش شاخص سطح برگ است. ۸1 به عنوان نسبت سطح یک طرف از برگ‌های گیاه به سطح زمینی که توسط گیاه اشغال شده است (سطح مابین گیاهان و ردیف‌های کاشت) تعریف می‌شود. نرخ تبخیرتعرق به نسبت توسعه سطح برگ تحت شرایط اقلیمی معین تا زمانی‌ که پوشش گیاه به ۷۵ درصد برسد. افزایش می‌یابد. بعد از ۷۵ درصد پوشش, نرخ تبخیرتعرق واقعی نسبت به تبخیرتعرق پتانسیل اساسا ثابت می‌ماند تا گیاه به بلوغ کامل رسیده و پس از آن شروع به کاهش می‌کند (رایت. ۱۹۸۲؛ تونر و جری. ۱۹۷۶؛ ریجه. ۱۹۷۲). برای گیاهان دوساله ای که خوب آبیاری شده‌اند و در زمستان به خواب می‌روند. نرخ نسبی تبخیرتعرق با افزایش سبزینگی در بهار افزایش می‌یابد. این رفتار در نرخ تبخیرتعرق به طور مشابه در گیاهان سالانه نیز صادق است. نرخ نسبی تبخیرتعرق, اساسا در شرایط تحقق پوشش کامل گیاه و تا زمانی که گیاه برداشست شود. ثابت می‌ماند (مانند گیاهان علوفه‌ای). مدت کوتاهی بعد از برداشت. اگر بقایای علوفه خیلی کوتاه باشد. نرخ نسبی تبخیرتعرق معادل تبخیر از خاک فاقد پوشش گیاهی است. نرخ نسبی تبخیرتعرق در طول رشد مجدد اقزایش می‌یابد (رایت. ۱۹۸۲؛ تونر و جری, ۶ ریچه. ۱۹۷۲). در شرایط آب و هوایی معین» برای اکثر محصولات زراعی وقتی شاخص سطح برگ به بیش از ۳ رسیده و یا درصد پوشش سطح توسط گیاه به بیش از ۷۵ تا ۸۰ درصد می‌رسد. بیش‌ترین نرخ تبخیرتعرق تقریبا یکسان است (رایت. ۱۹۸۲؛ تونر و جری, ۱۹۷۶ ریچه. ۱۹۷۲). ویژگی‌های گیاهان, از جمله مقاومت آیرودینامیک و مقاومست روزنه‌ای نیز بر بیش‌ترین نرخ تبخیرتعرق (مقدار پیک آن) تاثیر گذارند. - پوشش گیاهی " خاک فاقد پوشش گیاهی و نیز سایر سطوح مانند برف. آب. یخ و ... نرخ تبخیری متفاوت از مقادیر پوشش گیاهی دارد. به طور کل, نوع پوشش گیاهی, درصد پوشش سطح زمین, یکنواختی پوشش, نوع گیاه به لحاظ اندازه و شکل برگ‌ها. میزان سطح سایه‌انداز و عواملی از این دست. در افزایش یا کاهش تبخیرتعرق موثر است. - شکل و اندازه برگ 4 وه۸۳ دما -| 7۲ ۷۵20101100 -2 -------- صفحهٔ بعد -------- فصل اول -مبانی و مفاهیم تبخیر ۳۵( ۳ برای گیاهان برگ ریزکه برگ‌هایشان را در پاییز از دست می‌دهند. نسبت تبخیرتعرق واقعی به تبخیرتعرق پتانسیل به سرعت در بهار به دلیل رویش برگ‌های جدید افزایش می‌یابد. مسلما در برگ‌های غیرسوزنی و بزرگ‌ترء به دلیل احتمال وجود روزنه‌های گیاهی بیش‌ترء میزان تعرق بیش‌تری مورد انتظار است. شکل سطح برگ در قالب پدیده‌هایی مانند چیپس سطح و یا کرک‌دار شدن آن تاثیر بسیاری بر میزان تعرق دارد. - نوع گیاه بیش‌ترین نرخ تبخیرتعرق متاثر از ارتفاع پوشش گیاهی است که عموما برای درختان بیش‌تر از اکثر محصولات کشاورزی است و کنترل تعرق توسط روزنه‌های برگ انجام می‌شود. درختان و درختچه‌ها به طور کلی از محصولات زراعی کنترل روزنه‌ای بیش‌تری دارند. به طور معمول, کنترل روزنه‌ای در درختان همیشه سبز بیش‌تر از درختان برگریز است. ۳-۳-۱- عوامل مدیریتی " آب قابل دسترس " مهم‌ترین فاکتور مدیریتی موثر بر تبخیر و تبخیرتعرق برای محصولات زراعی و فضای سبزء مقدار آب در خاک است. برای محصولات با ارزش و در صورت امکان تامین آب به حد کافی, کشاورزان تلاش دارند با انجام آبیاری مقدار آب خاک را بالا نگه داشته تا محدودیتی برای میزان تبخیرتعرق و رشد گیاه ایجاد نشود. کم آبیاری جزو اعمال مدیریتی است که بسته به نوع گیاه و معمولا برای گیاهان با ارزش پایین, در مراحل مختلف رشد می‌تواند انجام سایر عوامل مدیریتی سایر فاکتورهایی که می‌تواند بر نرخ تبخیرتعرق تاثیرگذار باشد شامل فاصله بین ردیف‌های کاشت. تراکم تعداد گیاهان. وضعیت شخم و خاک‌ورزی. سطح شوری خاک (که متاثر از عملیات آبیاری و مدیریت آب است) و اثرات آفات و بیماری گیاهان است. عملکرد محصول نمی‌تواند شاخص خوبی از تبخیر و تبخیرتعرق باشد مگر اینکه مقدار آب خاک. رشد گیاه را محدود کند. به طور کل, هر عاملی که موجب تسهیل خروج آب از خاک شود. در میزان تبخیرتعرق کل موثر بوده و سبب افزایش آن می‌گردد. به عنوان نمونه. شخم عمیق و از بین بردن بقایای گیاهی روی سطح زمین,» مهم‌ترین عوامل از دست دادن رطوبت خاک در قالب تبخیر است. شوری آب: میزان تبخیر و تبخیرتعرق با غلظت املاح موجود در آب رابطه معکوس داشته به طوری که وجود املاح در آب باعث کندی نرخ تبخیر می‌شود. برای مثال به ازای هر یک درصد افزایش چگالی آب در اثر شوری» تبخیر به میزان یک درصد کاهش می‌یابد. کاهش تبخیر به علت کاهش فشار بخار آب شور است (الشمیری, ۲۰۰۲). به عبارتی فشار بخار آب اشباع در مجاورت آب ناخالص کم‌تر از آب خالص است. ۱-۱128061۹ 7 آ[50 ۸۷۵۱1۵016 -2 -------- صفحهٔ بعد -------- ۴ ۳۵( روش‌های برآ ورد تبخیر در شرایط اقلیمی مختلف نوع سیستم آبیاری نیز می‌تواند بر تبخیر اثرگذار باشد به خصوص در باغات و تاکستان‌ها که فاصله کاشت زیادی دارند. بلندمدت از اطلاعات مشاهده یا ثبت شده در آن منطقه.» مورد انتظار است. استفاده بیش از حد از سوخت‌های فسیلی, تغییر کاربری اراضی و افزایش جمعیت جهان و به تبع آن گسترش روزافشزون فعالیت‌های آید. شاهد اولیه آن افزایش دمای متوسط زمین و به تبع آن افزایش سطح آب دریاها و ذوب شدن یخ‌های قطبی است. اما علاوه بر تغییر در میانگین پارامترهای اقلیمی (مانند افزایش دما و کاهش یا افزایش بارش) افزایش فراوانی رخداد پدیده های حدی اقلیمی یا وقایعی که قبلا به ندرت به وقوع می‌پیوستند (مانند سیل, طوفان, تگرگ. طوفان‌های حاره‌ای, موج‌های گرمایی و خشکسالی) از مهم‌ترین نشانه‌های وجود وقوع پدیده تغییر اقلیم در یک منطقه است. در حقیفقت افزایش رخداد پدیده‌های حدی اقلیمی در سال‌های اخیر به دلیل تاثیرگذاری مستقیم آن‌ها بر بخش‌های مختلف اجتماعی و اقتصادی جوامع همچون منابع آب. کشاورزی و سلامت به عنوان بارزترین نشانه تغییر اقلیم شناخته می‌شود. با توجه به تاثیرگذاری پدیده تغییر اقلیم و اثرات آن بر چرخه هیدرولوژی این پدیده به عنوان یکی از مهم‌ترین چالش‌های مدیریت منابع آب در قرن حاضر شناخته می‌شود. تبخیر نیز به عنوان یکی از اجزای اصلی چرخه هیدرولوژی مستقیما تحت تاثیر تغییرات اقلیمی قرار می‌گیرد. لذا به منظور آمادگی در برابر اثرات نامطلوب پدیده تغییر اقلیم و کاهش خسارت های ناشی از آن» بررسی روندها و نوسانات زمانی و مکانی پارامترهای اقلیمی موثر بر تبخیر در هر منطقه اقدامی ضروری است تا سیاست‌ها و برنامه‌های سازگاری برای توسعه و مدیریت منابع آب اتخاذ گردد. مطالعات متعددی در خصوص تاثیر تغییر اقلیم بر تبخیر در نقاط مختلف جهان انجام شده که نتایج آن‌ها حاکی از این است که هر دو روند افزایشی و کاهشی در برآوردهای تبخیر در سال‌های آتی قابل انتظار است. عوامل اصلی که بر تبخیر موثرند.ء وابسته به چندین پارامتر اقلیمی نظیر دمای هواء رطوبت نسبی و بارش هستند. هرگونه تغییر در این استفاده از معادلات پریستلی-تیلورء ماک کینگ و هارگریوز و مقایسه نتایج این معادلات با معادله فائو پنمن- مانتیث میزان تبخیرتعرق پتانسیل را در دوره‌های آتی پیش‌بینی نمودند و بیان کردند که این میزان در سال‌های آتی در مناطق پارامترهای اقلیمی موثر نیز می‌تواند به صورت غیر مستقیم این فرآیند را دچار تغییر کند. با توجه به تغییرات مشاهده شده در فاکتورهای موثر بر تبخیر در قرن بیستم و پیش‌بینی ادامه روند این تغییرات در سال‌های آتی. تغییرات گسترده -------- صفحهٔ بعد -------- فصل اول -مبانی و مفاهیم تبخیر ۳۵( ۵ در میزان تبخیر در دوره‌های آتی امری قابل انتظار بوده و انجام مطالعات جامع و دقیق به تفکیک اقلیم‌های متنوع موجود در کشور توصیه می‌شود. -------- صفحهٔ بعد -------- -------- صفحهٔ بعد -------- فصل ۲ ۹ ممرلی روش‌های مناسب بر آورد تبخیر تعری پتانسیل در شرایط اقلیمی -------- صفحهٔ بعد -------- -------- صفحهٔ بعد -------- فصل دوم - معرفی روش‌های مناسب برآً ورد تبخیرتعرق پنانسیل در شرایط اقلیمی مختلف ۱۴۰۲/۱۳/۱۵ نم ۱-۲- مقدمه مشکلاتی در اندازه گیری فصلی مستقیم تبخیرتعرق وجود دارد که مهم‌ترین آن‌ها را می‌توان هزینه بالای آن‌ها و نیز کاربرد کم آن و تمرکز بیش‌تر بر جنبه‌های تحقیقاتی آن اشاره کرد. لذا به منظور توسعه روش‌های برآورد تبخیر به صورت غیرمستقیم و با مدل‌های محاسباتی, تلاش‌های متعددی صورت گرفته است که بر اساس عوامل موثر بر تبخیر و حسب شرایط مناطق مورد تحقیق, روش‌ها و مدل‌ها و معادلات مختلفی توسعه داده شده و تاکنون نیز مورد استفاده قرار گرفته است. روش‌های مذکور اغلب برای برآورد تبخیرتعرق پتانسیل بر اساس دماء تابش, تبخیر از تشت و ترکیب عوامل مختلف ارایه شده است. مبنای این معادلات. اغلب تئوری‌های انتقال جرم. آیرودینامیک. بیلان انرژی, ترکیبی, تجربی و غیره است. باید توجه داشت مبنای تمامی روش‌های مذکورء اطلاعات هواشناسی نقطه‌ای است و مسلما نتایج حاصل از آن نیز نقطه‌ای خواهد بود. در ادامه به تشریح معتبرترین این روش‌ها پرداخته می‌شود. هدف این راهنماء بیان نحوه برآورد تبخیر با استفاده از روش‌های مناسب بر حسب شرایط اقلیمی. داده‌های در دسترس و شرایط حاکم است. برای معرفی مناسب‌ترین روش‌هاء لازم است ابتدا مبانی انتخاب تشریح شود. ابتدا وضعیت اقلیمی حاکم بر هر ایستگاه براساس اطلاعات ایستگاه‌های هواشناسی و روش‌های مختلف طبقه‌بندی اقلیمی تعیین می‌گردد. سپس روش‌های مختلف و معتبر برآورد تبخیرتعرق برای شرایط اقلیمی مختلف در چند ایستگاه نمونه مورد ارزیابی قرار می‌گیرد. ارزیابی روش‌های برآورد تبخیرتعرق بر مبنای روش مرجع (روش پنمن - مانتیث) انجام می‌گیرد. این روش به عنوان معتبرترین روش برآورد تبخیرتعرق در کلیه شرایط اقلیمی و در سطح جهانی شناخته می‌شود و در بسیاری از مطالعات و تحقیقات. مبنای ارزیابی سایر روش‌های برآورد تبخیرتعرق پتانسیل قرار گرفته است. در خصوص روش‌های طبقه‌بندی اقلیمی سعی شد مناسب‌ترین طبقه‌بندی اقلیمی که بتواند حداکثر تشابه را در ۲-۲- تعیین اقلیم ابستگاه اقلیم یک محل یا ناحیه توسط ترکیبی از مجموعه عوامل گوناگون هواشناسی شکل می‌گیرد. به طور کلی می‌توان این هواویز ها است. دسته دوم عوامل مرتبط با تابش خورشیدی و طول موج بلند زمین و اتمسفر هستند. دسته سوم عوامل [آ0د00۲0 " -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۰ ۳۵( روش‌های ب رآ ورد تبخیر در شرایط اقلیمی مختاف تابع الگوی سامانه‌ها و کمربندهای فشاری در کره زمین و بالاخره دسته چهارم عوامل جغرافیایی از قبیل توپوگرافی و پوشش‌های گیاهی است. از میان عوامل چهارگانه. میزان بارندگی (رطوبت نسبی) و دمای میانگین از مهم‌ترین عوامل تعیین کننده اقلیم هر منطقه به حساب می‌آید. به دلیل تنوع و گوناگونی در عوامل موثر بر اقلیم. طبقه‌بندی اقلیمی می‌تواند گام مهمی در شناخت نواحی اقلیمی به حساب آید. از یک سیستم طبقه‌بندی اقلیمی می‌توان انتظار داشت که اولا تعاریف به گونه‌ای باشد که نقاطی که تحت عنوان یک اقلیم طبقه‌بندی می شوند. دارای مشخصات و صفات مشابه اقلیمی باشند و نانیا داده‌های عوامل بنیادی طبقه‌بندی در نقاط مختلف به آسانی در دسترس باشند و اندازه‌گیری پیجیده‌ای نیاز نداشته باشند. معمولا طبقه‌بندی‌های اقلیمی به دو طریق فرمول یا نمودار و دیاگرام مورد بررسی قرار می‌گیرند. در ادامه تعدادی از روش‌های رایج طبقه‌بندی اقلیمی که در این گزارش نیز مورد توجه بوده‌اند معرفی می‌شوند. ۱-۲-۲ داده‌های مورد نیاز داده‌های مورد نیاز شامل داده‌های دمای میانگین و بارش کلیه ایستگاه‌های سینوپتیک کشور از سال تاسیس تا پایان سال ۷ ممیلادی به تفکیک ۳۱ استان از طریق سایت سازمان هواشناسی کشور دانلود و دریافشت شد. پس از پردازش اولیه و کنترل کیفی داده‌ها و حذف ایستگاه‌های تازه تاسیس (با دوره آماری کم‌تر از ده سال)» در نهایت داده‌های ۳۲۷ ایستگاه سینوپتیک برای تعیین اقلیم هر ایستگاه مد نظر قرار گرفتند. در این خصوص این نکته قابل توجه است که با عنایت به اینکه در این بخش هدف تعیین اقلیم حاکم بر هر ایستگاه بر اساس اطلاعات آن ایستگاه بوده و پهنه‌بندی اقلیمی مد نظر نبوده است. و با عنایت به اینکه تکیه بر دوره آماری مشترک و یا بلند مدت سبب حذف برخی ایستگاه‌ها شده و منجر به ابهام در کاربرد روش مناسب تبخیرتعرق در آن ایستگاه‌ها می‌شود. لذا اقلیم هر ایستگاه بر اساس سری زمانی اطلاعات از بدو تاسیس تعیین گردید. تاکید می‌شود که پهنه‌بندی اقلیمی جزو اهداف این نشریه نبوده است. ضمن اینکه یادآوری می‌گردد به منظور چگونگی استاندارد سازی داده‌های ایستگاه‌های سینوپتیک. لازمست به نشریه شماره ۱۲۲ کمیته ملی آبیاری و زهکشی ایران و یا ۳۸0056 مراجعه گردد. ۲-۲-۲- شاخص‌های اقلیمی مورد استفاده تاکنون انواع مختلفی از طبقه‌بندی اقلیمی معرفی شده که بسته به هدف کار و داده‌های در دسترس می‌توان آن‌ها را مورد استفاده قرار داد. در تحقیق حاضر سه روش طبقه‌بندی دومارتن (علیزاده, ۱۳۹۴)» آمبرژه (علیزاده. ۱۳۹۴) و کریمی (احمدیان و همکاران. *۱۳۸) به شرح زیر مورد استفاده قرار گرفت: -------- صفحهٔ بعد -------- فصل دوم - معرفی روش‌های مناسب برآ ورد تبخیرتعرق پتانسیل در شرایط اقلیمی مختلف ‏ ۱۴۰۲/۱۲/۱۵ ار ۱-۲-۲-۲- ضریب خشکی دومارتن " ضریب خشکی دومارتن به صورت رابطه ساده و عملی زیر تعریف می‌شود: ار 10+ ] که در این رابطه ۳ بارش سالانه بر حسب میلی‌متر و 7 دمای میانگین سالانه بر حسب درجه سانتی‌گراد است. بر )۱-۲( اساس این رابطهء دومارتن شش نوع اقلیم را به شرح جدول زیر تعریف نمود: سس ۱-۳- تفسیمیندی اقلیمی به روش ورن سا ۳۹۴( توجه به این نکته ضروری است که در رابطه دومارتن وقتی مقدار دما به منفی ۱*۶ میل کند. روند تغییرات مقدار ضریب آ غیر منطقی شده و در نهایت نوع اقلیم آن نمی‌تواند صحیح باشد. بنابراین رابطه دومارتن برای مناطقی که در آنها دما کمتر از منفی ۱۰ است (1)0- -آ) توصیه نمی‌گردد. در حالت حدی اگر10- <7. آن‌گاه ضریب آ برابر بی‌نهایت شده و صرف‌نظر از میزان بارش سالانه‌اش, ناحیه مذکور جزء اقلیم‌های خیلی مرطوب طبقه‌بندی می‌شود. البته این نواحی که دمای متوسط سالانه آنها کمتر از ۱۰ درجه سانتیگراد باشد محدود بوده و عموما این نواحی در پهنه اقلیمی پیرامون خود قرار می‌گیرند. چنین محدودیت‌هایی برای تمام روابط تجربی وجود دارد. ۲-۲-۲-۲- ضریب بارش و اقلیم‌نمای آمبرژه " متوسط عوامل جوی از نظر تعیین شرایط محیط برای زندگی موجودات زنده نمی‌تواند به تنهایی کارایی مطلوبی داشته باشد. بلکه توزیع سالانه نیز اهمیت دارد. علاوه بر این یک رژیم سالانه (مثل بارش) نیز بسته به این که فصل خشک سال منطبق بر دوره رشد گیاه باشد یا نباشد. تاثیر متفاوتی بر فعالیت کشاورزی دارد. به این دلیل, آمبرژه در روابط بنیادی اقلیمی به ویژه در مواردی که به اکولوژی گیاهی مربوط می‌شود. تجدیدنظر کرد و عوامل دما و رژیم بارش سالانه را در طبقه‌بندی خود مورد توجه قرار داد. آمبرژه دانشمند گیاه‌شناس فرانسوی برای رفع کاستی ضریب اقلیمی دومارتن. روش‌های مختلفی آرایه نمود. از جمله این که پیشنهاد نمود به جای دمای میانگین مقادیر کمینه و بیشینه دما 6 ع(1 -| 2-0 -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۲ ۳۵( روش‌های ب رآ ورد تبخیر در شرایط اقلیمی مختاف جایگزین شوند. علاوه بر این به جای مقدار ۳ رابطه مد را قرار داد که در آن ۷7| تعداد روزهای بارانی سال است. به این ترتیب. امبرژه اولین رابطه اقلیمی خود را به صورت زیر ارایه نمود: 3605) ۸/1] + 11 ۸/] - 1(( که در این رابطه ۳ بارش سالانه بر حسب میلی‌متر و 1 و 1 به ترتیب میانگین دمای بیشینه گرم‌ترین ماه سال و نقص این رابطه در این است که مقدار ۷ا در بیش‌تر ایستگاه‌ها گزارش نمی‌شود. علاوه بر این به ازای دو مقدار قرینه 0 مثلا (۳+ و ۳- درجه سانتی‌گراد) مقدار ) یکسان می‌شود. برای رفع این نواقص دما را بر حسب درجه مطلق (کلوین) به کار می‌برند. علاوه بر این چون آمبرزه مطالعات خود را تنها به نواحی مدیترانه‌ای محدود کرده بود. لزومی به دخالت توزیع فصلی بارش ندید زیرا در این نواحی رژیم سالانه بارش نسبتا یکسان است و بارش در فصول سرد سال اتفاق می‌افتد. به این ترتیب ۳ به تنهایی می‌تواند مبین نوع ریزش‌های جوی منطقه باشد. رابطه (۲-۲) پس از اصلاح به شکل زیر درآمد: 2۳ (۲-۲) شش اس (( - ]/3)( 1 + /۸) دومین ضریب بارش امبرژه به صورت زیر است: مهد را شکل ۱-۲- اقلیم نمای آمبرژه (منبع: علیزاده. ۱۳۹۴) -------- صفحهٔ بعد -------- فصل دوم - معرفی روش‌های مناسب برآ ورد تبخیرتعرق پتانسیل در شرایط اقلیمی مختلف ‏ ۱۴۰۲/۱۲/۱۵ ۳۳ لازم به یادآوری است که ضریب بارش آمبرژه به تنهایی نمی‌تواند یک شاخص اقلیمی به حساب آید و بسیار دیده شده است که در چند منطقه با وجود یکسانی ضریب مذکورء ویژگی‌های زیست اقلیمی یکسانی وجود ندارد. از آن جا که همواره بین میزان گرما و رشد و نمو گیاهان رابطه مستقیم وجود دارد. آمبرژه علاوه بر ضریب مقدار 13 را که یکی از عوامل محدودکننده انتشار گیاهان است نیز در سیستم طبقه‌بندی خود دخالت داد. ۳-۲-۲-۲ شاخص اقلیمی کربمی شاخص اقلیمی کریمی با استفاده از سه عامل گرماء سرما و رطوبت. اقلیم منطقه را معرفی می‌نماید. شاخص رطوبتی کریمی به صورت رابطه زیر تعریف می‌شود: 51 | ۵-۲ 5 )۵-۲( که در این رابطه | شاخص رطوبتی کریمی, ۳ مجموع بارندگی سالانه و ] مجموع درجه حرارت ماه‌هایی است که جدول ۲-۲- تقسیم‌بندی اقلیمی به روش کریمی (احمدیان و همکاران. ۱۳۸۰) ۳-۲-۲- طبقه‌بندی اقلیمی ایستگاه‌های سینویتیک کشور همان‌طور که پیش‌تر نیز مطرح شد. در قالب این راهنماء تلاش شده است تا وضعیت اقلیمی در ایستگاه‌های داشته است. می‌تواند راهنمایی برای کاربران در صورت تشابه دوره‌های آماری باشد. به دلیل رعایت حجم راهنماء نتایج طبقه‌بندی اقلیمی در ۲۱ استان کشور به تفکیک ایستگاه‌های سینوپتیک در هر استان و بر اساس سه روش طبقه‌بندی اقلیمی دومارتن. آمبرژه و کریمی در پیوست شماره ۲ ارایه شده است. در جمع‌بندی می‌توان گفت که ضرایب اقلیمی مبتنی بر رطوبت (آمبرژه و کریمی) همخوانی بیش‌تری با اقلیم‌های ایران نشان می‌دهند. هرچند بحث و نتیجه‌گیری در خصوص طبقه‌بندی اقلیمی کشور بسته به نوع کاربرد مورد نیاز, تحقیقات مستقلی را طلب می‌کند. تفکیک و تمایز اقلیم‌های ایران بر اساس روش‌های آمبرژه و مخصوصا کریمی که نقش -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۴ ۳۵( روش‌های برآ ورد نبخیر در شرایط اقلیمی مختلف بیش‌تری به عامل بارش در مقایسه با دمای هوا می‌دهند. بهتر از شاخص خشکی دومارتن نشان داده شده است. این امر با توجه به تنوع بارش و تغییرپذیری این عامل در نقاط مختلف ایران آشکار به نظر می‌رسد. در این بخش معادلات برآورد تبخیرتعرق پتانسیل در اقلیم‌های مختلف (به روش کریمی) برای تعیین روش مناسب ارزیابی می‌شود. با عنایت به اینکه جمع‌بندی در خصوص مناسب‌ترین روش برآورد تبخیرتعرق پتانسیل در اقلیم‌های حاصل از سایر روش‌های طبقه‌بندی اقلیمی (به جز روش طبقه‌بندی اقلیمی کریمی) منجر به پاسخ یکسان و یا دست کم برای مناطق مختلف اقلیمی کشورء منطبق با طبقه‌بندی اقلیمی کریمی توصیه می‌گردد (مجیدی و علیزاده, ۱۳۹۰). در این خصوص نیز ذکر این نکته ضروری است که این انتخاب دو مبنا دارد. اول سوابق تحقیقاتی و دیگری تحلیل و مقایسه‌ای که در این راهنما صورت گرفت. در مجموع, روش‌های مختلف تبخیرتعرق پتانسیل در طبقه‌بندی اقلیمی کریمی, رفتار همگن‌تری نسبت به سایر روش‌های اقلیمی نشان داد. ۱-۳-۲ معادلات بر آورد تنبخیرتعرق پتانسیل (۳0) بر اساس آنچه در فصول قبلی منطبق با منابع و مراجع مختلف داخلی و خارجی مطرح گردید. روش‌های برتر برآورد تبخیرتعرق در این بخش انتخاب و مورد ارزیابی قرار می‌گیرد. مدل های مورد بررسی برآورد تبخیرتعرق پتانسیل عبارتند از معادلات بر پایه دما (تورنت‌وایت. هارگریوز و بلانی - کریدل)» معادلات بر پایه تابش (تارک. جنسن- هیز) و معادله پنمن- مانتیث. این معادلات و اجزای آن مجددا به شرح ذیل معرفی می‌گردد: معادله تورنت‌وایت: این معادله توسط تراچکویچ (۲۰۰۷) به صورت معادله (۶-۲) با برقراری رابطه بین میانگین دمای ماهانه و تبخیرتعرق اصلاح شده است (مجیدی و علیزاده, ۱۳۹۰): 5 ۹۱۹ ان 0.27) 5 1 (سع تا ۷-1 که در این معادله ۸7 حداکثر ساعات تابش آفتابی ممکن (0۲؛ 7 میانگین دما (۴؟)؛ ,7 میانگین دما در ماه ‎)٩0 مورد نظر (1.2,....12>-1) است. معادله هار گریوز: آلن و همکاران (۱۹۹۸) پیشنهاد کردند در شرایطی که تمام داده‌های مورد نیاز معادله پنمن- مانتیث موجود نباشد. از معادله هار گریوز استفاده شود. این معادله در اقلیم‌های مرطوب تبخیرتعرق را دست بالا و در -------- صفحهٔ بعد -------- فصل دوم - معرفی روش‌های مناسب برآ ورد تبخیرتعرق پتانسیل در شرایط اقلیمی مختلف ۱۴۰۲/۱۲/۱۵ ۳۵ اقلیم گرم و خشک. دست پایین برآاورد می‌کند. این معادله به دلیل کم بودن داده‌های ورودی مورد نیاز و سادگی معادله مورد توجه است ولی در مطالعات متعددی لزوم واسنجی آن در شرایط محلی توصیه و انجام شده است. معادلات هار گریوز اصلاح شده موسوم به هارگریوز- سامانی به صورت رابطه ذیل بیان شده است: (۷-۲) + )۷ ۸ 0.408 0.0023 میت شکل دیگر معادله هارگریوز توسط تراچکویچ (۲۰۰۹) به شکل زیر اصلاح و آرایه گردید: (۸-۲) (۱/.5 0 ۳ و 9 ی تم کد 02530 < یت دروگرز و آلن مقادیر ماهانه ,137 روش پنمن- مانتیث را با مقادیر حاصل از روش هارگریوز برای ۵۶۰۰۰ ایستگاه در سطح دنیا مقایسه نمودند و نشان دادند که رابطه (۷-۲) در مناطق خیلی خشک و خیلی مرطوب. مقادیر ,۳7 را به ترتیب کم برآورد و بیش برآورد می‌نماید. آن‌ها برای کاهش این خطاء عامل بارندگی ماهانه را به شرح زیر به رابطه افزودند: (۹-۲) 6 70) ۷ (17 + پیت ۷ ۸ 000130408 > متا انتخاب پارامتر اصلاحی با این استدلال انجام شد که بارش ماهانه می‌تواند تا حدی جایگزین اثر نسبی رطوبت باشد. در معادلات (۲- ۷) تا (۲- ‎»)٩‏ ,م7 .م7 و .7 به ترتیب مقدار حداقل, حداکثر و میانگین دمای روزانه (*)؛ ۲10 تفاوت بین حداقل و حداکثر دمای روزانه (۴*)؛ ,8 تابش برون زمینی («۸/17//4۵)؛ ۳ مقدار بارش (1313/13071) و معادله بلانی - کریدل: بلانی و کریدل نیز بر اساس دما و ساعات روشنایی روز در نواحی خشک غرب آمریکا رابطه‌ای جهت برآورد تبخیرتعرق پتانسیل با متغیرهای معدود آرایه نمودند. شکل ساده این معادله به صورت رابطه زیر است (مجیدی و علیزاده, ۱۳۹۰). (۱۰-۲) (8.13 + پر 0.467) < ۴1۱ 18 تکه در آن 0 ضریب روشنایی یا درصد ساعات روشنایی در هر یک از روزهای ماه مورد نظر نسبت به تعداد کل ساعات روشنایی در سال در محل مورد نظر است. معادله تارک: این معادله برآورد تبخیرتعرق پتانسیل, از جمله معادلاتی است که بعد از مدل پنمن- مانتیث در اقلیم مرطوب نتایج بسیار مطلوبی ارایه می‌نماید و به همین دلیل اغلب از آن در برآورد ,117 در اقلیم‌های مرطوب استفاده می‌شود. هر چند اقلیم ایران غالبا در محدوده نیمه خشک و نیمه‌مرطوب قرار می‌گیرد. اما برای مقایسه و بررسی امکان اصلاحات مورد نیاز در آینده» از معادله تارک نیز به شرح زیر استفاده می‌شود (مجیدی و علیزاده» ۱۳۹۰): (۱۱-۲) (15+ )۷ب (0ک ج ۸ 23.88) 0013 اقا که در این معادله ۵ تابش خورشیدی (۷«ه۸17/۳2/40) است. معادله فوق به دلیل کم‌برآورد نمودن تبخیرتعرق پتانسیل در شرایط بادخیز و برعکس, نسبت به سرعت باد به شکل زیر اصلاح گردید: -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۶ ۳۵( روش‌های ب رآ ورد تبخیر در شرایط اقلیمی مختاف (۱۲-۲) (15+ )۷ پا د(0ک ج ۴ 23.88) 0013 مک انا که در آن ال عامل تصحیح سرعت باد بوده و از رابطه ذیل به دست می‌آید: (۱۳-۲) 4 + دل] 0.1109 + 0.02115 که در آن. دل] میانگین سرعت باد در ارتفاع ۲ متری از سطح زمین است. برای مقایسه بهتر معادله (۱۲-۲)» سرعت باد میانگین منطقه و میانگین ایستگاه نیز در محاسبه 0 استفاده و سپس ,1۳۳ برآورد شد و در کنار سایر روش‌ها برای معادله جنسن- هیز: معادله تجربی جنسن- هیز به صورت ذیل آرایه شده است (مجیدی و علیزاده. ۱۳۹۰): (۱۴-۲) 0.40814( ]*- ی چم مس | ضرایب معادله آنگستروم (رابطه پ۴۵-۱) نیز برای محاسبه .1 توسط علیزاده برای ایران اصلاح و به صورت زیر ۸ - )0.23+ 0.44, )۱۵-۲( و تعداد ساعات آفتابی و ساعات روشنایی روز است. چنانجه داده ساعت آفتابی موجود نباشد پارامتر 1 از (۱۶-۲) ,)0.16 ع 8 (وزوا 7 هد معادله (۲ -۱۴) نیز به جهت مشکل تخمین تابش خورشیدی به صورت ذیل اصلاح گردید: (۱۷-۲) 5 ,0.408 * با( - پیت جک وت که در آن ۲ از معادله (پ ۴۷-۱) به دست می‌آید. معادله پنمن- مانتیت: این مدل به عنوان یک روش استاندارد برای برآورد تبخیرتعرق در مناطق اقلیمی مختلف در تبخیرتعرق موجود نیست. از مدل پنمن- مانتیت با داده‌های کامل به عنوان معیار جهت آرزیابی سایر معادلات استفاده شود (مجیدی و علیزاده» ۱۳۹۰). این معادله به صورت ذیل آرایه شده است: 00 ۷+ (0)- ,)0.408۸ (273 + وی ) (۱۸-۲) للع[ 0] (د۸+۷)۱+0.341 ۷/۳1 د< ۰ که در آن, ۸: شیب منحنی فشار بخار (1-*۳۸)؛ 8۳: تابش خالص در سطح پوشش گیاهی (1-«0/7۳-240؛ 0: شار گرما به داخل خاک (1-(۸/171-2042)؛ ۷ ضریب رطوبتی (1-*۳۸) و ۷۳10: کمبود فشار بخار (6۳۸) است. برآورد تبخیر تعرق پتانسیل با این معادله به داده‌های هواشناسی متعددی نیاز دارد. -------- صفحهٔ بعد -------- فصل د و۵ 333333 جدو برای هر ۲-۳-۲ روت (با داده روزانه مر روش ۵ اختلاف اختلاف ی ین ۱ -۲( -۲( ,- معرفی روش‌های مناسب بر ورد تب ل (۲۳۲-۲) شماره معادلات استفاد: کدام نشان می‌دهد. جدول ۳-۲- معادلات است - روش آرزیابی معادلات مخ های مختلف معرفی شده در بخ ای کامل) مورد مقایسه قرار گرف نا یعنی پنمن- مانتیت مورد مقا مطلق (8/17)۳)» میانگین اختلاف : اصلاح شده ‎»)۸1٩۳/151(‏ میانگین (5۳۳) و شیب خط رگرسیونی ( ۱۹ ۲۰( عیرتعرق پتانسیل در شرایط اقلیمی مختلف ۱۴۰۲/۱۲/۱۵ ۳۷ » شده در ارزیابی قسمت بعد را به همراه علامت‌های اختصاری استفاده شده داده شده در ارزیابی بهترین روش بر آورد تبخیرتعرق پتانسیل در هر اقلیم معادله هار گریوز معادله (۷-۲) هار گریوز معادله (۸-۳۲) هار گریوز معادله ‎)٩-۲( جنسن - هیز معادله (۱۴-۲) با 5 معادله (پ ۴۵-۱) جنسن - هیز معادله (۱۴-۲) با 15 معادله (۱۶-۲) جنسن هیز اصلاح شده معادله (۲۱-۲) جنسن - هیز معادله (۱۴-۲) با 145 معادله (۱۵-۲) تاک معادله (۱۱-۲) و 1۶ معادله (۱۵-۲) تا رک معادله (۱۱-۲) و 1۶ معادله (۱۷-۲) تاک معادله (۱۲-۲) اصلاح شده با سرعت باد روزانه ایستگاه و 1۶ معادله (۱۵-۲) تاک معادله (۱۲-۲) اصلاح شده با سرعت باد روزانه ایستگاه و ۰ معادله (۱۷-۲) تارک (۱۲-۲) اصلاح شده با سرعت باد متوسط ایستگاه و 1۹۶ معادله (۱۵-۲) تار ک معادله (۱۲-۲) اصلاح شده با سرعت باد متوسط ایستگاه و ۰ معادله (۱۷-۲) تار ک معادله (۱۲-۲) اصلاح شده با سرعت باد متوسط منطقه و 15 معادله (۱۵-۲) تار ک معادله (۱۳-۲) اصلاح شده با سرعت باد متوسط منطقه و ۵ (۱۷-۲) تارک معادله (۱۲-۲) اصلاح شده با سرعت باد ‎۲/٩‏ ۲ و 145 معادله (۱۵-۲) تاک معادله (۱۳-۲) اصلاح شده با سرعت باد 2 ۱/5 و 5 (۱۷-۲) بلانی - کریدل معادله (۱۰-۳) تورنت‌وایت ترانکویچ معادله (۶-۳) لف برآورد تبخیرتعرق پتانسیل قبلی, جهت آرزیابی و رتبه‌بندی نسبت به روش مبنا یعنی روش پنمن- مانتیت ند. بدین منظور ابتدا روش‌های معرفی شده برای ایستگاه‌های منتخب و در مقیاس ایج تبخیرتعرق حاصل از هر روش با شاخص‌های مختلف ارزیابی با نتایج حاصل از یسه و ارزیابی قرار گرفت. جهت مقایسه و ارزیابی» از معیارهایی همچون حداکثر مطلق (:۸1۸1» میانگین مجذور مربعات اختلاف (۸/1510)» میانگین مجذور مربعات مجذور مربعات اختلاف وزن دار (۷۷8۸/1510). خطای نسبی (8)» خطای استاندارد ) استفاده شد. مقادیر )۹/17 و 1۸ با روابط ذیل تعیین می‌شود: 0 و۹ - در ۳۵51 ست گاید ای ۱ وی ]۵ - 5۲ ر2 لد - ۸۸۸۲ ای -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۸ ۳۵( روش‌های ب رآ ورد تبخیر در شرایط اقلیمی مختاف میانگین مجذور مربعات اختلاف (11۸1510) با رابطه زیر محاسبه می‌شود: 05 [ ۱ (زوی تا - 0 (۲۱-۲) اد - 8/90 ای در روابط فوق سردآ مقادیر تبخیرتعرق پتانسیل برآورد شده به روش پنمن-مانتیت با داده‌های کامل (1۵۷-1 ؛ 5 مقادیر تبخیرتعرق پتانسیل متناظر برآورد شده با سایر معادلات (1-(4۸ 1) و ]1 تعداد کل مشاهدات است. ۲۳1۲۲۸۰۴۲ که در آن ۳11۲۱/.۴۳۱۶: میانگین مقادیر تبخیرتعرق پتانسیل حاصل از معادله کامل پنمن- مانتیث است. بین مقادیر برآورد شده ,37 به روش پنمن- مانتیث با داده‌های کامل و سایر معادلات. با رابطه ذیل رگرسیون خطی ایجاد گردید: (۲۳-۲) وتا 0۷ > ررریم ردم ات که در آن ۳ ضریب رگرسیون یا همان شیب خط است. استفاده از رگرسیون از مبدا به این دلیل است که میزان تناسب بین مقادیر تخمینی از معادله استاندارد و سایر معادلات مقایسه‌ای ارزیابی شود زیرا به لحاظ تشوری در مبدا مختصات این مقادیر باید رفتار مشابهی داشته باشند. از ضریب رگرسیون حاصله (0)» برای ارزیابی مقادیر بازسازی شده بر اساس این ضریب و میانگین مجذور مربعات اختلاف (۸1۹۸/510) اصلاح شده استفاده می‌شود: 0.5 ار ْ) وی 0۷ - ننس 55 ره ۲۴-۲۱ اد - ۸/80 ۷ که در آن. 151/: میانگین مجذور مربعات اختلاف اصلاح شده (1-(48 (11) است. این معیار بیان‌گر قابلیت برآورد صحیح ,]ات توسط هر کدام از معادلات است هنگامی که گرایش (چولگی) ثابت مقادیر» حذف شود. در واقع ترکیب این دو معیار (۸1۹۸/510 و 118/151) برای ارزیابی مقادیرء اولا دقت برآوردهای معادلات را مشخص نموده و دیگر اینکه امکان تصحیح معادلات با یک رگرسیون خطی ساده را بررسی و ارزیابی می‌کند. مقادیر 16۸1510 برای تمامی ماه‌های سال و ماه پیک محاسبه گردید. سیس میانگین مجذور مربعات اختلاف وزن‌دار ((۷۷1۹۸/151) با رابطه ذیل تعیین شد: (۲۵-۲) (م0.33۸1[4+۸/1517 + م ۸/151 0.671۹) 0.3۷ + (151/ 0.33۸0 + ۵/51۱ 0.67) 0. 7۷ - ]۷۷۵/۹5 که در این رابطه. (۱151: میانگین مجذور مربعات اختلاف وزن‌دار (1-(04۵ 1)؛ ۸151۳: میانگین مجذور مربعات اختلاف برای ماه پیک (1-(4۵ 11) و ۸/510: میانگین مجذور مربعات اختلاف اصلاح شده برای ماه پیک (-(424 1117 [) است. مقادیر ۷۷18۸/510 می‌تواند توانایی معادلات برای برآورد های صحیح تبخیرتعرق پتانسیل در تمام ماه‌های سال -------- صفحهٔ بعد -------- فصل دوم - معرفی روش‌های مناسب برآ ورد تبخیرتعرق پتانسیل در شرایط اقلیمی مختلف ۱۴۰۲/۱۲/۱۵ ۳۹ (۳۷./ وزن کل)» توانایی براورد دقیق در ماه پیک (۲۰/ وزن کل) و قابلیت اصلاح مقادیر برآورد شده با یک رگرسیون خطی (۳۳/ وزن کل) را مشخص نماید. بدین طریق رتبه‌بندی نهایی معادلات مختلف در برآورد های دقیق تبخیرتعرق پتانسیل بر آساس این معیار انجام می‌گیرد. خطای استاندارد برآورد (-5121) با رابطه ذیل مشخص می‌شود: 0.5 زج وی ات - د گت ر2 (۷۶-۳) سس لا -تاتود ۱-1 که در آن 5۳ خطای استاندار برآورد (1-ر42 11117) است. ۷ 2 (بویک5 - دم5۲)ر۵ رب اد رووون 5 2 (سویآظ - ما25 11 بخشی دارد. مقادیر راندمان بین ۸۰/ تا *۹/ نشان دهنده عملکرد نسبتا خوب مدل و مقادیر کم‌تر از ۸۰/ بیان‌گر عدم ۳-۳-۲- رتبه‌بندی روش‌های بر آورد تبخیرتعرق پتانسیل با توجه به حجم بالای محاسبات و خروجی‌هاء در این بخش سعی می‌شود ضمن تحلیل نتایج, به بررسی چگونگی براورد بسیار نزدیکی به مقادیر تبخیرتعرق حاصله از معادله پنمن- مانتیث با داده‌های کامل (.[][]۳۸/1۳) دارند. در ادامه برای رثبه‌بندی روش‌ها استفاده شد. این رثبه‌بندی برای شرا یط اقلیمی مختلف به طور مجرا انجام گردید. ات۳۲۲۵ آ0ل۱/]۵ ۱ -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۰ ۳۵( روش‌های ب رآ ورد تبخیر در شرایط اقلیمی مختاف اقیلم نیمه‌مرطوب: در نمودار شکل (۲ - ۲)» رتبه‌بندی معادلات برآورد تبخیرتعرق پتانسیل به ترتیب از اولویت ۱ تا ۸ برای اقلیم نیمه‌مرطوب آرایه شده است. معادله هار گریوز - سامانی با رابطه (۲- ۷) در این شرایط اقلیمی, دقت نتایج در آخرین اولویت قرار گرفت و قابل توصیه نیستند. شکل ۲-۲- تعیین اولویت انتخاب معادلات برآورد تبخیرتعرق پتانسیل بر اساس مقادیر (۷۷1۸۸151 در اقلیم نیمه‌مرطوب با دمای حداقل دقت برآورد معادله پنمن- مانتیت را کاهش داده و در این شرایط استفاده از معادله هارگریوز (۲1۸003) نتایج مناسب‌تری آرایه می کند. نکته قابل توجه این است که در اقلیم نیمه‌خشک. سرعت باد روزانه نیز باید در دسترس تارک و ترنت‌ویت با ضعیف‌ترین نتایج در آخرین اولویت قرار گرفته و قابل توصیه نیستند. -------- صفحهٔ بعد -------- فصل دوم - معرفی شکل هار گریوز (73)+] معادلات جنسن روش‌های مناسب برآ ورد تبخیرتعرق پتانسیل در شرایط اقلیمی مختلف ۱۴۰۲/۱۲/۱۵ ۴-۲- تعیین اولوبت انتخاب معادلات بر آورد تبخیرتعرق پتانسیل بر اساس مقادبر (۷۷118151 در اقلیم خ : نتایج رتبه‌بندی برای اقلیم خشک در شکل (۴-۲) ارایه شده که در آن معادله هارگر آرایه می کند. معادله تارک در اولویت بعدی قرار دارد. در این رتبه‌بندی نیز معادلات + یف‌ترین نتایج در آخرین اولویت قرار گرفته و قابل توصیه نیستند. خشک: نتایج رتبه‌بندی معادلات برآورد تبخیرتعرق در اقلیم بسیار خشک نشان می‌ده« ۸ در اولویت قرار دارد (شکل (۵-۳۲)). معادلات بلانی - کریدل و تارک در اولویت بعدی ۳) شک یوز (۲1۸[6001) د که معادله قرار گرفته‌اند. -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۲۳ اقلیم مرطود بلانی-کریدل و 333333333333 35 ۳۹ 3 ٩‏ اهر 3 3 ۹ ۳۲۳ ع 52 ۳۲۳۲ 3 3 ۹ ۳ 15 ۹ ۳۹ ۳۹ ۳۹ ۹ ۴۳ له ۲۹0ص وم 1 ,۳ ۴3 وه ف‌ ۰ 4 4 و ز اف ‌ تس ۲۰4 تس اف ف‌ ام ها 4 و 0 کر ی خی بو هن دنل هم جهن ره جر شم هی شه که چم اج ی ده ده ادها و که ت ی ی عی ای و و ی کی ی هم پم وان رن ان در اد -۵۰- تعیین اولویت انتخاب معادلات برآورد تبخیرتعرق پتانسیل بر اساس مقادیر (۷۷11۸1۹51 در اقلیم بسیا : شکل (۶-۲) نتایج رتبه‌بندی معادلات برآورد تبخیرتعرق را در اقلیم مرطوب نشان می‌دا پیداست. معادله تارک (۲1783) نزدیک‌ترین برآورد را به معادله پنمن- مانتیت (۳۸/11:11 2 18 ( ها 16 | ها 14 5 3 2 ع 8 3 3 [ و " [ 08 ۹ ۴۳ ۳۲۹ ۳,۹ ۲۹ ۳۹ ۳۹ ۶۹ هو 9 06 ْ 0گع وم 04 زو 4 ی ۱ 4 اس ار ۲ ‌ وا ۲ ز [ ی نت [ ۰ لا ۲ تا شا ا 0 با ی ها قمع اه کی هم هم کی چم هم کی شمش هه اد ده کی کی کی کی سک کی ده ی ده کی اس یی ین + ی هم ی شم اه شش چا اه همم ۶-۲- تعیین اولویت انتخاب معادلات بر آورد تبخیر تعرق پتانسیل بر اساس مقادیر (۷۷14۸151 در اقلیم مر بط اقلیمی مختلف رخش؟ هد. همان‌طور ) دارد. معادله طوب -------- صفحهٔ بعد -------- فصل دوم - معرفی روش‌های مناسب برآ ورد تبخیرتعرق پتانسیل در شرایط اقلیمی مختلف ۱۴۰۲/۱۲/۱۵ ۳۳ ۴-۲- جمع‌بندی و پیشنهاد استفاده از روش‌های برآورد تبخیرتعرق پتانسیل همان‌طور که تاکنون تشریح گردید. روش‌های متعدد و در عین حال معتبری برای برآورد تبخیرتعرق پتانسیل وجود دارد اما استفاده از این روش‌ها در شرایط مختلف اقلیمی و نیز در شرایطی که تمامی اطلاعات موجود نباشد. لزوما نتایج در دسترس توجه جدی شود. بدیهی است همان‌طور که قبلا نیز اشاره شد. به دلیل مرجعیت و درجه اطمینان بالاء در صورتی که تمامی اطلاعات چنانجچه تمامی این داده‌های مورد نیاز در دسترس نبوده و یا علی‌رغم وجود اطلاعات کامل, به دلیل پیچیدگی محاسبات قرار باشد از روش جایگزین استفاده شود. بنا به نتایج حاصلهء جداول راهنما که در ادامه خواهد آمد. می‌تواند کاربران را در ادامه ابتدا در جدول (۴-۲) رتبه هر یک از روش‌های برآورد تبخیرتعرق به تفکیک اقلیم‌های ایران برای جایگزینی تمامی اطلاعات و صرفا به منظور اجتناب از پیچیدگی و زمان‌بر بودن استفاده از روش پنمن - مانتیث آرایه شده است. جدول ۴-۲- رتبه‌بندی روش‌های جایگزین بر آورد تبخیرتعرق پتانسیل در اقلیم‌های مختلف ایران در شرایط وجود داده‌های کامل روش کریمی پنمن - مانتیث با 111 115 3 ]| 9 1116 در شرایطی که تمامی داده‌های مورد نیاز روش پنمن - مانتیث وجود نداشته باشد. اما شرایط بدین گونه نیست که همواره این روش نتایج مناسب داشته باشد. مجیدی و همکاران (۲۰۱۴) نشان دادند. در صورت عدم وجود برخی -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۴ ۳۵( روش‌های برآ ورد نبخیر در شرایط اقلیمی مختلف شود. در جدول (۵-۲)» روش‌های مناسب برآورد تبخیرتعرق پتانسیل در شرایط کمبود داده معرفی گردیده است. همان‌طور که در جدول مذکور مشاهده می‌شود. در شرایط کمبود داده, نمی‌توان در تمامی شرایط. روش پنمن - مانتیث (بدون داده‌های کامل) را توصیه نمود. لازم است در این شرایط بسته به نوع کمبود داده. از روش‌های جایگزین مطابق جدول (۵-۲) استفاده نمود تا نتایج حاصله. درجه دقت بهتری داشته باشد. آنچه در جدول (۵-۲) ارایه شده» به تشریح در ادامه تبیین می‌گردد: - جهت برآورد تبخیرتعرق پتانسیل, در دسترس بودن داده‌های مربوط به درجه حرارت روزانه ضروری است و هیچ روشی جهت جبران کمبود این داده وجود ندارد. در حالی‌که عدم دسترسی به داده‌های تابش, فشار بخار و سرعت باد به روش‌های مختلف و آنچه در این بخش تشریح گردید. قابل جبران است. به طور کلی در شرایطی که تنها یک داده غیرموجود باشد. دقت برآوردها با تخمین‌های ممکن برای داده مورد نظر با معادله پنمن- مانتیث نسبتا مطلوب است. اما چنانچه تعداد داده‌های غیرموجود به‌تدریج افزایش یابد. به‌طور بدیهی میزان خطای برآوردها نیز افزوده می‌گردد. -------- صفحهٔ بعد -------- وه - سل دوم - معرفی روش‌های مناسب برآً ورد تبخیرتعرق پتانسیل در شرایط ا9 جدول ۵-۲- روش‌های مناسب بر آورد تبخیرتعرق پتانسیل در اقلیم‌های مخ - در صورت عدم وجود داده‌های تابش در براورد تبخیرتعر به کمک دمای حداقل و حداکثر, تفاوت معنی‌داری نس - جنانجه داده‌های دمای نقطه شبنم مربوط به محاسبه ف به جای دمای نقطه شبنم استفاده می‌شود. اما مجیدی . ایجاد خطای زیادی در براورد تبخیرتعرق پتانسیل میگ نقطه شبنم اندازه‌گیری شده. سایر معادلات برآورد تیخ اقلیم‌های نیمه‌مرطوب. مرطوب) و معادله هارگریوز اصلا و بسیار خشک)» نسبت به معادله پنمن- مانتیث برتری یمی مختلف ‏ ۱۴۰۲/۱۲/۱۵ تلف ابران در شرایط کمبود داده (م< ۲۱/۲۲ ۳۱/171 بجای تابش خورشیدی اند آن استفاده کر ق پتانسیل به‌روش پنمن- مان و همکاران (۲۰۱۴) نشان دادند ردد. به‌طوری که در شرایط عده ح شده با دروگرز و الن (در اقلیج می‌یاید. ۳۵ بیدی و همکاران. ۲۰۱۴) ازه گیری‌شده. می‌توان از داکثر روزانه برای تخمین 3 ما11 ۳۱/1: 01: بجای سرعت باد روزانه. می‌توان از مقدار ۲ متر منطقه استفاده کرد []۳۸/۲: بجای می‌توان دمای حداقل روزانه را قرار داد --ا[1۸۸۲: فقط در [1 1۲1۸160 [ 1۲1۸1460 ط داده‌های کامل در عمولا از دمای حداقل که این عمل باعث دسترسی به دمای هارگریوز سامانی (در -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۶ ۳۵( روش‌های ب رآ ورد تبخیر در شرایط اقلیمی مختاف - چنانچه داده سرعت باد در دسترس نباشد. می‌توان بجای آن در برآورد تبخیرتعرق به روش پنمن- مانتیت. سرعت باد را برابر با ۲ متر بر ثانیه (معمول جهانی) در نظر گرفت و یا از سرعت باد متوسط بلندمدت ایستگاه باد متوسط بلند مدت منطقه و سرعت باد ۲ متر بر ثانیه (معمول جهانی). بر اساس ارزیابی‌های انجام شده در اقلیم مرطوب و نیمه‌مرطوب. استفاده از سرعت باد متوسط هر ایستگاه نتایج بسیار مطلوبی حاصل نموده و استفاده از سرعت باد ۲ متر بر ثانیه و سرعت باد متوسط استانی در رتبه‌های بعدی قرار دارد. در اقلیم خشک. نیمه‌خشک و بسیار خشک نتایج معادله هارگریوز اصلاح شده با آلن و دروگرز دقت مناسب‌تری از معادله داده سرعت باد نمی‌توان از معادله پنمن- مانتیت استفاده نمود. - در شرایطی که کمبود داده‌ها به‌صورت ترکیبی و یا تمام این داده‌ها باشد (تابش, فشار بخار و سرعت باد)» در اقلیم‌های نیمه‌مرطوب و مرطوب. مدل هارگریوز سامانی که در دسته مدل‌های مطلوب قرار دارد. توصیه می‌شود. اما در اقلیم‌های بسیار خشک. خشک و نیمه‌خشک ممعادله هارگریوز اصلاح شده با دروگرز و آلن دقت مطلوب‌تری دارد. -------- صفحهٔ بعد -------- فصل ۲ روش‌های بر آورد تبخیرتعرقی واقعی -------- صفحهٔ بعد -------- -------- صفحهٔ بعد -------- فصل سوم - روش‌های بر ورد تبخیرتعرق واقعی ۳۵( ۳۹ ۱-۳ مقدمه همان‌طور که پیش‌تر نیز توضیح داده شد.ء تبخیر واقعی یا حقیقی, بیان‌گر مقدار آبی است که در مدت معین» و در شرایط رطوبتی حاصل از بارندگی و یا آبیاری. وارد اتمسفر می‌شود. برآورد یا اندازه‌گیری این پدیده که توسط در دسترس بودن آب و انرژی محدود می‌شود. بسیار مشکل است به ویژه اینکه سنجش آن در مقیاس‌های مکانی مختلف مرتبط با آب و کشاورزی, در بهره‌وری آب کشاورزی, به لحاظ مقدار واقعی آب صرف شده در رشد گیاه حائز اهمیت معنی است که هرچند پتانسیل تبخیرپذیری اتمسفر در این شرایط اغلب زیاد است (تبخیر پتانسیل)» اما به ندرت شرایط اقلیمی مرطوب و مناطق پرباران اما مساله متفاوت است و می‌توان انتظار داشت در بسیاری از موارد. تبخیر واقعی معادل تبخیر پتانسیل و یا حتی اگر کم‌تر از آن باشد. اختلاف قابل توجهی میان آن‌ها نباشد. مطابق با آنچه گفت. پیچیدگی برآورد تبخیر واقعی در مناطق خشک و نیمه‌خشک. به مراتب بیش‌تر است. در این فصل, اختصاصا به تبخیر واقعی پرداخته شده است و روش‌هایی که خروجی آن‌هاء تبخیر واقعی است آرایه می‌گردد. نکته قابل توجه در این زمینه. تبخیر واقعی از اراضی کشاورزی است. باید توجه داشت که مشابه سایر مناطق و کاربری‌های مختلف حوضه. تبخیر واقعی با میزان آب مورد نیاز گیاه لزوما مشابه نبوده و هر عاملی که موجودیت و در دسترس بودن آب و تبخیرتعرق واقعی مزرعه است. واضح است که آب مورد نیاز گیاه. مقدار آبی است که گیاه در شرایط مختلف مراحل مختلف رشد خود.ء جهت رشد مناسب و عملکرد مطلوب نیاز دارد و این بدان معنی نیست که تمام این آب از طریق بارندگی و با محصول و مدیریت آب در مزرعه (کم آبیاری و ...) می‌توانند سبب عدم صرف تمام آب تامین شده برای تبخیرتعرق گیاه مورد نظر (نیاز آبی گیاه) گردد. لذا تبخیرتعرق واقعی صورت گرفته از گیاه. ممکن است به مراتب کم‌تر از آب مورد نیاز گیاه باشد. این موضوع به ویژه در مناطق خشک و نیمه‌خشک. فراوان دیده می‌شود. از آنجا که در مباحث آب و کشاورزی و به ویژه طراحی شبکه‌های آبیاری و زهکشی و برنامه‌ریزی آبیاری, آب مورد نیاز گیاه» عامل اساسی طراحی و برنامه‌ریزی است. این مقدار بر اساس شرایط اقلیمی و عوامل مختلف بر تبخیرتعرق گیاه عمدتا پیش‌بینی می‌شود تا ظرفیت این شبکه‌ها متناسب با این نیاز باشد. هرچند همان‌طور که پیش‌تر گفته شد. لزوما این مقدار از طریق گیاه و خاک مجاور آن» وارد اتمسفر نمی‌شود (تبخیرتعرق واقعی). به هر شکل, از آنجا که این بحث مورد توجه بسیاری است. در این فصل, مطالبی در خصوص نیاز آبی گیاه نیز تشریح شده است . هرچند به معنی تبخیرتعرق واقعی نخواهد بود. لذا به منظور پیشگیری از هر گونه اشتباه احتمالی, در -------- صفحهٔ بعد -------- ۴۰ ۳۵( روش‌های ب رآ ورد تبخیر در شرایط اقلیمی مختاف این فصل نیاز آبی گیاه (تبخیرتعرق گیاه) و تبخیر واقعی (اآنواع اشکال تبخیر به ویژه تبخیرتعرق واقعی) به صورت مجرا آرایه می‌گردد. ۲-۳- روش‌های اندازه‌گیری و برآورد تبخیر واقعی مطابق با آنجه در ابتدای نوشتار و نیز در مقدمه این فصل مطرح شد. تبخیر واقعی در حقیقت بیان گر انواع شکل‌های تبخیر است که در آن آب از حالت مایع از هر سطح تبخیر کننده‌ای به صورت بخار وارد اتمسفر شده است. در ادامه ۱-۳-۳ روش لایسی‌متری در میان روش‌های موجود. دقیق‌ترین روش اندازه گیری تبخیرتعرق واقعی گیاهان. استفاده از لایسی‌متر است. این وسیله برای اندازه‌گیری تبخیرتعرق واقعی همان گیاهی که در آن کشت شده است. به کار می‌رود. لایسی‌متر یا جعبه کشت. وسیله‌ای است که قسمتی از خاک مزرعه را از خاک اطراف جدا نموده و در آن گیاه مورد مطالعه کشت می‌شود. بنابراین لایسی‌متر در حکم مخزنی از خاک با حجم و وزن ثابت است و میزان آب ورودی (آب آبیاری) و آب خارج شده از لایسی‌متر (آب زهکشی) و همچنین ظرفیت نگهداری رطوبت خاک داخل آن کاملا مشخص است. بدین ترتیب در معادله بیلان آب خاک. پارامترهای بارندگی ۳. آبیاری آء و زهکشی 1 و تغییرات رطوبت خاک ۸۷۷ مشخص بوده و فقط تبخیرتعرق ۳7 مجهول است که می‌توان آن را از طریق محاسبه. به کمک معادله بیلان به دست آورد: ۳] - [|] + ۳- ](- ۷۷ )۱-۳( ۸۷۷ - 0 - 0 )۲-۳( 0 درصد رطوبت حجمی در شروع دوره مورد نظر برای سنجش تبخیرتعرق واقعی درصد رطوبت حجمی در پایان دوره مورد نظر برای سنجش تبخیرتعرق واقعی لایسی‌متر در واقع جعبه‌ای است که مقداری از خاک مزرعه را در بر گرفته و به استثنای سقف. بقیه دیواره‌های آن بسته می‌باشند. در خاک این جعبه گیاهی که اندازه‌گیری تبخیرتعریق آن مورد نظر است. کاشته شده و با برنامه مشخص و حجم آب معین آبیاری می‌گردد. آب نمی‌تواند در جهت افقی و یا عمودی به خاک اطراف خود نفوذ نماید. آب مورد نیاز گیاه از طرف بالا وارد خاک شده و اضافه آن توسط لوله‌ای زهکشی و اندازه‌گیری می‌شود. در ادامه انواع لایسی‌مترهای پرکاربرد معرفی می‌شود. ۱-- 7 -------- صفحهٔ بعد -------- فصل سوم - روش‌های بر ورد تبخیرتعرق واقعی ۳/۵( !۳ - لایسی‌متر زهکش دار در این دسته از لایسی‌مترها سعی می‌شود که رطوبت خاک در حالت ۲2 نگه داشته شود. در این حالت. میزان آب مصرفی را محاسبه می‌نمایند. برای این منظور لایسی‌متر را در زمین نصب نموده و میزان آب آبیاری را اندکی بیش‌تر از مصرف روزانه گیاه تعیین می‌نمایند. پس از آبیاری, آب اضافی به اعماق نفوذ نموده و پس از زهکشی در ظرفی جمع می‌شود. از محاسن این نوع لایسی‌مترها نیاز به سرمایه اولیه و هزینه نگهداری اندک و نیز روش کار آسان آن‌ها است. در عوض دقت آن‌ها متوسط است. چون انتقال آب در خاک فرآیندی کند است. نتایج حاصله از این نوع لایسی‌مترها فقط در فاصله زمانی طولانی قابل اعتماد خواهد بود. بدیهی است این فاصله زمانی بستگی به رزیم بارندگی, تناوب و مقدار آبیاری» عمق لایسی‌مترء نوع خاک و حرکت آب دارد. بنابراین نتایج حاصله را حتی‌المقدور باید به صورت میانگین‌هایی برای هر ماه تعیین کرد. 7 از ار (۱۷ بر ۸ رت ۹ |50 بصصحس دم ۹ ۰۳۱۲۵ 3 شکل ۱-۳- لایسی‌متر زهکش دار (دستانی. ۱۹۷۸) - لایسی‌متر وزنی این لایسی‌متر بر روی ترازویی قرار گرفته و در هر لحظه تغییرات وزنی آن توسط ترازو تعیین و به کمک دستگاه‌های ثبات به طور دائم ثبت می‌شود. اگر ترازوی به کار برده شده به صورت باسکول باشد در این صورت لایسی‌متر وزنی تبخیر تعرق واقعی را برای مدت‌های کوتاه حتی ده دقیقه تعیین کند. لایسی‌متر وزنی به مراتب لایسی‌متر زهکش دار بهتر بوده و تغییرات روزانه تبخیرتعرق واقعی را نسبت به رطوبت خاک. با دقت لازم نشان می‌دهد. لایسی‌مترهای وزنی از جمله گران قیمت‌ترین لایسی‌مترها محسوب می‌شوند و در مراکز تحقیق, برای استاندارد کردن و آرزیابی سایر روش‌ها به کار می‌روند. به عنوان مثال مشخصات لایسی‌متر وزنی که در دانشگاه کالیفرنیا در دیویس, در بین سال‌های ‎۵٩‏ - ۱۹۵۸ ساخته شده به قرار زیر است: -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۲ ۳۵( روش‌های ب رآ ورد تبخیر در شرایط اقلیمی مختاف و راو اند ار تا داز 56 ِ با تاه ۱۵۵۵ شکل ۲-۳- لایسی‌متر وزنی (هاول,. ۳۲۰۰۵) معایب لایسی‌مترهای وزنی به قرار زیر است: دقت لازم را ندارند. ۲۳- دراین دستگاه‌هاء گیاه کشت می‌شود و گیاه مرتبا رشد نموده و بر وزن آن افزوده می‌شود. در نتیجه کمبود وزن ناشی از تبخیر آب. به وسیله رشد گیاه جبران می‌شود. لایسی‌مترهای وزنی» برای مطالعه تبخیر از سطح خاک بدون پوشش, ایراد فوق را ندارند. ۳ زهکشی از لایسی‌مترء مدتی پس از آبیاری شروع می‌شود که باعث کاهش دقت محاسبات می‌گردد. این لایسی‌مترها آبیاری نمی‌شوند و آب مورد نیاز گیاه از طریق صعود مویینه‌ای از سطح ایستایی, که در منتهی الیه عمق توسعه ریشه‌ها نگهداری می‌شود. تامین می‌گردد. عمق سطح ایستایی ثابت است و ضخامت لایه خاک بالای آن برابر ارتفاع مویینگی خاک است. بنابراین سطح خاک لایسی‌متر همواره خیس و رطوبت آن در حدود ۳۲ بوده و -------- صفحهٔ بعد -------- فصل سوم - روش‌های بر ورد تبخیرتعرق واقعی ۳۵( ۳۳ 1 4 ک ۳ 1 1 ۱ 91 ۳و لا بده 7 یک امه ره ج 1۲۹ ۱۱۱۱۲۹۱۲۱۱۱۱0 ۹ مرن کی هه تس یمه 0 نا ۱۵۱ ۱۲۶۲ ۹:۲۱:۱۹ 7 ۱۱۵۱۲ ۹ ۵۵ا ۱ ۱ دک فص 2 ۱ مدمه ی شکل ۳-۳- لا یسی‌متر با سطح آب ثابت (پیرونگ و همکاران. ۱۹)) تبخیر تعرق از سطح خاک لایسی‌متر دانست. ایراد این لایسی‌متر سختی کار با آن است. ۲-۲-۳- روش نسبت باون" این روش معادله بیلان انرژی را به گونه‌ای تغییر می‌دهد که مولفه‌های انتقالی آیرودینامیک قابل اغماض باشند. این روش میزان تبخیرتعرق واقعی را به عنوان گرمای نهان از معادله آنرژی محاسبه می‌کند. باون تعیین کرد که نسبت شار گرمای محسوس به شار گرمای نهان با نسبت گرادیان عمودی دما و فشاربخار در ارتفاع چندین متر بالاتر از سطح گیاهی متناسب است (باون» ۱۹۲۶). این نسبت بین شار گرمای محسوس و شار گرمای نهان به عنوان نسبت باون شناخته شده و از معادله زیر به دست می‌آید: (۳-۳) ا(ر۵- ر6) /(,7- )| 7[ (۳۳(/)08)]-(11/(۳)-0 که ,7 و 70 مقادیر دمای هوای اندازه گیری شده در ارتفاعات و ,2 و ,6 مقادیر فشار بخار آب در این ارتفاعات هستند. نسبت باون را می توان توسط اندازه گیری دمای هوا و رطوبت نسبی در دو ارتفاع مختلف تخمین زد. باون ضرایب پراکنش متلاطم را برای شار گرمای محسوس و نهان در ارتفاعات پایین اتمسفر و در تمامی شرایط پایداری جوی, یکسان فرض نمود (باون, ۱۹۲۶؛ بار و همکاران. ۱۹۹۴). ۱80۷/0710 -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۴ ۳۵( روش‌های برآ ورد تبخیر در شرایط اقلیمی مختلف اجرای این تکنیک نیاز به وسایل اندازه‌گیری داده‌های رطوبت و دما دارد (آلن و همکاران. ۱۹۹۸). همجنین به سنسورهایی نیاز است که بتوانند در دوره‌های زمانی طولانی‌مدت تحت شرایط مختلف آب و هوایی عمل کرده و داده‌های و باد است. شکنندگی و آسیب‌پذیر بودن سنسورها و وسایل ثبت داده از جمله نکات منفی این روش هستند. از این روش را در زمان طلوع و غروب خورشید. که میزان نسبت باون به ۱- می‌رسد. نمی‌توان استفاده نمود (شاتل ورث. ۲۰۰۷). نمایی از تجهیزات به کاربرده شده برای استفاده در روش نسبت باون در شکل (۴-۲۳) نشان داده شده است. تجهیزات لازم برای جمع‌آوری داده در خشکی و بر روی آب آزاد یا مانداب متفاوت است. مطابق با تصویر نشان داده شده در سمت - الکترودهای دما و رطوبت. برای اندازه‌گیری دمای هوا و رطوبت نسبی - آنمومترء برای اندازه‌گیری سرعت باد - رادیومترء برای اندازه‌گیری تابش خالص - صفحه شار گرمایی برای اندازه‌گیری شار گرمای خاک - ترموکوپل, برای اندازه‌گیری دمای خاک - خیزسنج آب خاک. برای اندازه گیری میزان رطوبت خاک - سنسور دمایی مادون قرمزء برای اندازه‌گیری دمای سطح خاک و سطح آب و پوشش گیاهی - سنجنده میزان بارش, برای اندازه‌گیری میزان بارش - باتری - ثبت‌کننده داده ایستگاه‌های مستقر بر روی آب مشابه با ایستگاه‌های خشکی برپا می‌گردند و فقط اندکی با آن‌ها تفاوت دارند. برای محاسبه شار گرمای ورودی یا خارج شده از آب از ترمیستورهای دمایی به جای صفحه شار گرمایی و ترموکوپل استفاده می‌گردد. - ترمیستور دمایی, برای اندازه گیری دمای آب - شاخص اندازه‌گیرء برای اندازه گیری سطح آب -------- صفحهٔ بعد -------- ۱۵۱5۲۳۹۲۱۴۳۷۲۸۱۷ ۵۲۱۵ لا ۴ات 6 0۲۱ 1 ۲ 20۳ 300 ۲۱۱۹۱۲ 0 شکل ۴-۳- تجهیزات به کار برده شده در روش نسبت باون ۳-۲-۳- روش همبستگی ادی " منظور از ادی, جریان‌های هوایی متلاطم و چرخشی هستند که بر روی سطح زمین در حال حرکت بوده و باعث انتقال بخار آب و گرما بین سطح و اتمسفر می‌گردند. شکل (۵-۳) نحوه حرکات ادی‌ها را نشان می‌دهد. در زمان ۱ ادی شماره ۱ ذره هوایی رن را با سرعت ,۷۷ به سمت پایین حرکت می‌دهد. در زمان ۲. ادی شماره ۲ ذره هوایی ین را با این عوامل به همراه سرعت شناخته شده باشند. می‌توان جریان را تعیین نمود. به عنوان مثال, اگر بدانیم که در زمان ۷ چه تعداد مولکول آب به همراه ادی شماره ۱ به سمت بالا حرکت می‌کند و همجنین چه تعداد مولکول به همراه ادی شماره ۲ در زمان ۲ به سمت پایین حرکت می‌کند. می‌توانیم جریان عمودی آب را در این نقطه به دست آوریم. در یک جریان هوایی متلاطم, شارهای بخار آب و گرما به صورت نامنظمی در زمان و مکان متغیرند. به همین دلیل, از آنالیزهای آماری برای نشان دادن جریان استفاده می‌گردد. کوواریانس‌های بین دو متغیر نوسانی مانند سرعت باد عمودی و بخار آب پا سرعت باد عمودی و دماء به طور مستقیم با جریان متلاطم در ارتباط هستند (بروتسرت. ۱۹۸۲). (-۷ل۳0 ۱ -------- صفحهٔ بعد -------- ۴۶ ۳۵( روش‌های ب رآ ورد تبخیر در شرایط اقلیمی مختلف 2 ۲۱۳۳۵ ی 1 1۱۳۳۵ 2 ات شکل ۵-۳- نحوه حرکت ادی‌ها روش همبستگی آدی شامل تعیین شارهای گرمایی محسوس و نهان از طریق محاسبه کوواریانس های ذکر شده است. شار گرمای نهان توسط کوواریانس بین سرعت باد و چگالی بخار آب و از طریق معادله زیر تعیین می‌گردد: (۴-۳) (مم )ما2 > تخل( شار گرمای محسوس توسط کوواریانس بین سرعت باد و دمای هوا و از طریق معادله زیر تعیین می‌گردد: (۵-۳) 01 )نش نکمم ۲۶ شار تابش خالص و گرمای خاک نیز در ایستگاه اندازه‌گیری همبستگی ادی. محاسبه می‌گردند. با محاسبه شار گرمای محسوس و نهان. می‌توان معادله بیلان آنرژی را به کار برد. مزیت این روش در اندازه‌گیری مستقیم لایه مرزی متلاطم و تعیین میزان تبخیر واقعی است. از جمله مشکلات این روش می‌توان پیچیدگی به کار بردن تجهیزات برای ساخت ایستگاه اندازه‌گیری را نام برد (شاتلورث. ۲۰۰۷). برای ساخت یک ایستگاه اندازه گیری همبستگی ادی به الکترودهای دما و رطوبت. رادیومترء صفحه شار گرمایی, ترموکوپل, باتری و ثبت‌کننده داده مشابه با روش نسبت باون نیاز است. علاوه بر این به تجهیزات زیر نیز نیاز داریم (شکل ۶-۳): - آنمومتر صوتی» برای اندازه‌گیری نوسانات سرعت باد - ترموکوپل, برای اندازه‌گیری دمای هوا - رطوبت‌سنج از جنس کریپتون» برای اندازه‌گیری چگالی بخار آب -------- صفحهٔ بعد -------- [ ۵۷۱۸۵ 1۱۹۱0۱۴ ۱۸85 113۳ ها ۲۵۷-0۹4 تکنولوژی‌های جدید در برآورد تبخیر که اخیرا در ایران نیز مورداستفاده قرار گرفته است دستگاه سوسوسنج می‌باشد (رحیم‌پور و همکاران. ۱۳۹۷). این دستگاه شامل یک فرستنده نوری با تابش امواج الکترومغناطیسی تا طول موج ۱ میکرومتر و یک گیرنده می‌باشد. نحوه کار این دستگاه به این صورت است که در آن. پس از دریافت امواج گسیل شده از فرستنده توسط گیرنده؛ شدت نوسانات. در واحد پردازش دهنده مرکزی (5817) تحلیل می‌گردد. با آنالیز شدت نوسانات بر روی امواج ساطع شده در اثر آشفتگی‌های موجود.ء می‌توان میزان انرژی را که باعث آشفتگی و تغییرات جریانات هوا (شارگرمای محسوس) می‌شود. محاسبه نمود. پس از محاسبه شار گرمای محسوس توسط این دستگاه و اندازه گیری شار تابش خالص. شارگرمای خاک و سایر پارامترهای موثر در اندازه‌گیری تبخیر (شامل سرعت باد. دما رطوبت و سایر پارامتر هواشناسی دیگر) با استفاده از سنجنده‌هایی که در ایستگاه هواشناسی همراه این دستگاه در محل اندازه گیری نصب می‌گردند. میزان تبخیر واقعی اندازه‌گیری می‌شود. ۴-۲-۳- روش کنترل سطح ایستابی اگر سطح ایستابی در عمقی از خاک که صعود مویینه آن به منطقه ریشه‌ها برسد قرار گیرد. در این صورت رطوبت از طریق لوله‌های مویین در دسترس ریشه‌های گیاه قرار گرفته و ادامه آن موجب تغییر عمق سطح ایستایی خواهد شد. ۹۵0111001۲ -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۸ ۳۵( روش‌های ب رآ ورد تبخیر در شرایط اقلیمی مختاف (۶-۳) (ط +2 24)و << که در آن. 0۷ مصرف حقیقی آب گیاه یا همان تبخیرتعرق واقعی گیاه (اینچ در روز)» .۷ آبدهی ویژه خاک. 4 سرعت صعود آب از سطح ایستایی از نیمه شب تا ۴ بعد از ظهر روز بعد (اینچ در ساعت) و ۳ تغییر عمق سطح ایستابی در مدت روز (اینج) می‌باشد. مقادیر ۵ و « را با کنترل سطح ایستابی در مراحل مختلف. در چاهک‌هایی که در اراضی آزمایشی مورد نظر حفر می گردند. محاسبه می کنند. لینسلی و همکاران (۱۹۴۹) این روش را تنها برای اراضی که سطح ایستابی ۵-۳-۳- روش کنترل نیم‌رخ رطوبتی خاک این روش برای اراضی تحت آبیاری که خاک رخ آن‌ها تقریبا یکنواخت بوده و سطح ایستابی در عمقی است که خیز مویینه‌ای به منطقه ریشه‌ها نمی‌رسد. مناسب است. نمونه‌هایی از خاک را قبل و بعد از آبیاری برداشت نموده و درصد رطوبت آن‌ها با روش‌های معمول در آزمایشگاه تعیین می‌گردد. مقدار آب موجود در خاک طبق رابطه زیر محاسبه می‌گردد: و2-۷/:(۸م/۷) ا- (۷-۳) که در آن ار تفاع آب معادل مصرف شده در دور آبیاری (سانتی‌متر)» ,۸ وزن مخصوص ظاهری خاک (گرم در سانتی‌متر مکعب) و 1 عمق نمونه‌برداری خاک (سانتی‌متر) است. حال مقدار 4 را برای اعماق مختلف محاسبه و مجموع آن‌ها ره که ارتفاع آب مفید موجود در خاک است را تعیین می‌نمایند. سپس با رسم منحنی تغییرات 4 در طول دوره ۶-۲-۳- روش‌های تبدیل یکپارچه تبخیرتعرق واقعی این روش‌ها عمدتا در مدل‌های هیدرولوژیکی کاربرد داشته و معمولا بر این مبنا عمل می‌کنند که ابتدا تبخیر این روش‌ها در این است که اولا داده‌های ورودی اندکی نیاز داشته و حسب شرایط موجودی داده, قابل استفاده هستند و در دسترس خاک تعریف می‌شود. چنانچه رطوبت خاک بالا باشد. تبخیر واقعی تحت تاثیر شرایط جوی و در دسترس بودن انرژی است و در رطوبت‌های کم‌ترء این مقدار تابع میزان آب موجود در خاک است. در این روش‌هاء تبخیر واقعی به طور کل بر مبنای رابطه ذیل محاسبه می‌گردد: (۸-۳) وللشت و - ۳ج 5 : که در آن, ,۳:1 تبخیرتعرق واقعی, ,71 تبخیرتعرق پتانسیل, 5۸/7 رطوبت واقصی خاک و 5۹/0 رطوبت خاک در -------- صفحهٔ بعد -------- فصل سوم - روش‌های بر ورد تبخیرتعرق واقعی ۳۵( ۴۹ در این رابطه, تبخیرتعرق پتانسیل از طریق یکی از روش‌های مطرح شده در فصل دوم این راهنما قابل برآورد است. (ژائو و همکاران. ۲۰۱۳). جدول ۱-۳- نمونه‌هابی از روابط بین تبخیر واقعی و پتانسیل مقیاس زمانی قابل استفاده همکا ۰ ۱۹۷۴۹ (5۸11/-)۵*0- | ۱ منهاس و همکاران (۱۹۷۴) (۵0)۷5۱/7 + (۷5۱/10-)00 1-2 رور- نورو (۱۹۶۹) ۱ +1 روزانه باثر و رابرتسون (۱۹۶۶) : روزانه تج « گلف (۱۹۸۳) سس سس 1 کونتچ و 1( ۱-0.53301) 1 ات ۱ 1111 (5017.( [11/۳۵۳)۲۲۳۰۱اگلی ژو و همکاران (۱۹۹۸) ۱ ۱ ۰577( ی 1/7۱ بادیکو و زوینوک (۱۹۶۱) کی ۷-۲-۳- روش‌های تجربی بر آورد تبخیرتعرق واقعی یا تبخیرتعرق واقعی در محاسبات بیلان نیز حسب شرایط به کار برده می‌شوند. مقیاس زمانی سالانه توسعه داده شد. برای محاسبه تبخیر واقعی (یا تبخیرتعرق واقعی) در مقیاس زمانی سالانه. رابطه تارک به شرح ذیل تعریف شده است: ۲ ر ۱ ا ۹-۳ *-) +0. 9 )٩-۳(‏ ( ]-300+ 25۲7+ 03 ۳] که در این رابطه. ۳ بارش سالانه به میلی‌مترء 7 درجه حرارت متوسط سالانه (درجه سانتی‌گراد) است. این روش برای مناطق پرباران و شرایط اقلیمی مرطوب توصیه شده است و به دلیل حصول نتایج نامطلوب. کاربرد آن در شرایط اقلیمی -------- صفحهٔ بعد -------- 2۰ ۳۵( روش‌های برآ ورد تبخیر در شرایط اقلیمی مختلف رابطه اصلاح شده تارک که برای مقیاس زمانی کم‌تر (۱۰ روزه) توسعه داده شده است. در فصل قبلی با جزئیات کامل تشریح شده است. این رابطه به منظور برآورد تبخیر پتانسیل و نیز تبخیر واقعی در اقلیم‌های مرطوب و متوسط بارندگی بیش از ۴۰۰ میلی‌متر قابل کاربرد است. ۲-۷-۲-۳ روش کوتاین روش دیگری که اغلب در محاسبات تبخیر واقعی کاربرد دارد. روش کوتاین است که این روش نیز برای شرایط - ۲۲-۳ (۱۰-۳) ۱ سس م2 7 +0.5 که در آن. ]۲۳ تبخیرتعرق واقعی سالانه (میلی‌متر)» ۳ ارتفاع متوسط بارندگی سالانه (میلی‌متر) و ] متوسط درجه حرارت سالانه (درجه سانتی‌گراد) است. ۳-۷-۲-۳- روش هامون هامون (۱963) معادله ساده‌ای برای برآورد تبخیر بر اساس ارتباط حداکثر انرژی تابشی ورودی و ظرفیت نگهداری رطوبت هوا توسعه داد. این روش به دلیل سادگی معمولا برای برآورد تبخیر از دریاچه‌ها و یا تبخیر در مقیاس حوضه به کار می‌رود. شکل معمول رابطه هامون به صورت زیر به کار می‌رود: (۱۱-۳) ( ,0.0627) ۵0 4.95۱0۶ - ۲ که در این رابطه. ۳ شدت تبخیر (میلی‌متر در روز) و .آ] متوسط درجه حرارت روزانه (درجه سانتی‌گراد) است. باید توجه داشت که این روش به دلیل اینکه اصالتا برای سطوح آزاد آب توسعه یافته است. لزوما نتایج قابل اطمینانی در ۴-۷-۲-۳ تورنت‌وایت! این روش که معمول‌ترین روش برآورد تبخیر واقعی در محاسبات بیلان است. و در حقیقت تبخیر واقعی از بارش را سپس بر مبنای میزان بارندگی و وضعیت ذخیره رطوبتی خاک و تنظیم جدول بیلان آب. تبخیر واقعی را برآورد ۲۵۲۷۵۵ ۱ -------- صفحهٔ بعد -------- فصل سوم - روش‌های بر ورد تبخیرتعرق واقعی ۱۳/۵ ۵ می‌سازد. برای محاسبه تبخیر پتانسیل, علاوه بر روش تورنت‌وایت که در فصل دوم بدان اشاره شد. از هر کدام از روش‌های دیگر تبخیر پتانسیل نیز می‌توان بهره برد. مهم‌ترین عامل در انتخاب روش‌های برآورد تبخیر پتانسیل را می‌توان موجودی داده‌های مورد نیاز دانست. ضمن اینکه ذکر این نکته ضروری است که چنانچه محاسبات در مقیاس روزانه که ارجح نیز هست مد نظر باشد. روشی برای محاسبه تبخیر پتانسیل باید انتخاب شود که قادر است نتایج روزانه قابل قبولی آرایه دهد. بعد از محاسبه تبخیر پتانسیل, جدول بیلان آبی تنظیم می‌گردد که در آن علاوه بر تبخیر پتانسیل, میزان بارندگی, ذخیره رطوبتی خاک و بارندگی مفید (مازاد بارندگی) آورده می‌شود. جهت انجام محاسبات به این طریق, از ابتدای دوره زمانی و با سال آبی مد نظر شروع کرده و ابتدا مقادیر تبخیر پتانسیل و بارندگی هر روز (در مقیاس روزانه) و یا هر ماه (در مقیاس ماهانه) مقایسه می‌گردد. چنانچه مقادیر بارندگی بعد از کسر رواناب. کم‌تر از تبخیر پتانسیل باشد. تمام بارندگی به عنوان تبخیر واقعی در نظر گرفته می‌شود. اما در شرایطی که بارندگی بیش از تبخیر پتانسیل باشد. کل تبخیر پتانسیل به عنوان تبخیر واقعی در نظر گرفته می‌شود. در این حالت. مازاد بارندگی (بیش از تبخیر پتانسیل)» به عنوان ذخیره رطوبتی خاک در نظر گرفته می‌شود. و به طور بدیهی» به صورت تجمعی به میزان ذخیره رطوبتی خاک در روزهای آتی افزوده می‌شود. چنانچه ذخیره رطوبتی خاک به آستانه حداکثری خود برسد (در مناطق مرطوب ۲۰۰ میلی‌متر در سال و در مناطق خشک کم‌تر از ۱۰۰ میلی‌متر در سال)» در این شرایط اضافه بارندگی بر تبخیر واقعی, به عنوان مازاد بارندگی در نظر گرفته می‌شود. این محاسبات برای روزها و دوره‌های آتی ادامه می‌یاید و در روزهای آتی که ممکن است بارندگی همچنان کم‌تر و یا صفر باشد. از مقادیر مازاد بارندگی دوره قبل برای تامین آب مورد نیاز تبخیر واقعی بهره برده می‌شود. بدیهی است در دوره‌های زمانی که بارندگی صفر بوده و ذخیره رطوبتی نیز وجود نداشته باشد. میزان تبخیر واقعی در آن دوره صفر خواهد بود. ۳-۳- آب مورد نیاز گیاهان (روش‌های برآورد تبخیرتعرق گیاهان) مجموع آب مورد نیاز گیاه مشتمل بر آب تعرق یافته از طریق روزنه‌های گیاه در طول فصل رشد. آب ذخیره شده در بافت‌های گیاهی و رطوبت تبخیر شده از سطح خاک و گیاه است. برای محاسبه نیاز آبی گیاهان, ابتدا تبخیرتعرق پتانسیل محاسبه شده و سپس با ضرب آن در ضریبی به نام ضریب گیاهی که برای هر گیاه متفاوت است. نیاز آبی آن گیاه برآورد می‌شود. البته تبخیرتعرق گیاه یا همان نیاز آبی گیاه. به روش محاسباتی مستقیم با رابطه پنمن - مانتیت و با استفاده از داده‌های هواشناسی و اطلاعات گیاهی نیز قابل محاسبه است. این موضوع با تعدیل ضریب بازتابش (آلبیدو) و مقاومت‌های آیرودینامیک و سطحی (ظاهری) پوشش گیاهی, به طور مستقیم. قابل برآورد است. هر چند که برآورد دقیق آلبیدو و مقاومت‌های آیرودینامیک و سطحی به دلیل تغییر در شرایط اقلیمی, وضعیت رشد گیاه و رطوبت خاک سطحی پیچیده است. مقاومت سطحی پوشش گیاهی تابع آب قابل استفاده خاک است و تحت تنش آبی به شدت افزایش می‌یاید. البته مهم‌ترین مزیت روش‌های برآورد تبخیرتعرق پتانسیل (که در فصل دوم آرایه شده است) نسبت به رویکردهای -------- صفحهٔ بعد -------- 1۲ ۳۵( روش‌های ب رآ ورد تبخیر در شرایط اقلیمی مختاف آیرودینامیکی مستقیم این است که اندازه گیری دمای هوا و رطوبت هوا فقط در یک ارتفاع مرجع لازم است. به جای اندازه گیری شیب هوا ۳ رطوبت یا اندازه گیری دما 9 رطوبت در سطح پوشش گیاهی. هرجند مربت روش‌های مستقیم بیلان آب حوضه و یا شمای آبیاری, به دلیل تنوع پوشش گیاهی, این پیچیدگی دو چندان می‌شود. در مجموع به دلیل پیچیدگی مساله و کاربردی نبودن آن» موضوع محاسبه مستقیم نیاز آبی گیاهان در این نوشتار بحث نمی‌گردد و علاقه‌مندان می‌توانند جهت آشنایی بیش‌تر به مطالب "تبخیرء تبخیرتعرق و آب مورد نیاز آبیاری" به نشریه ۱۲۲ کمیته ملی آبیاری و زهکشی ایران یا نشریه ۳۸056 و به طور کامل و به روزسانی شده. به نشریه شماره ۷۰ :۸5۳ ( ۸5۳۳ 0 .10 ۳۳۵۵110۵ ۳۵۱۲1۵ ۵0 1۵0۲۵ 200 د[۸/12۵) مراجعه نمایند. گیاهی محاسبه می‌شود. بیش‌ترین تاثیر اقلیم» در تبخیرتعرق پتانسیل گنجانده شده است. بنابراین. همان‌طور که تبخیر محدودتر به اقلیم بستگی دارد. این ویژگی موجب به‌کارگیری ضرایب گیاهی استاندارد در مناطق و اقلیم‌های مختلف و دلیل اصلی پذیرش جهانی روش ضریب گیاهی بوده است. عوامل موثر بر مقدار ضریب گیاهی را می‌توان در چند مورد زیر دسته‌بندی نمود: - نوع گیاه به دلیل تفاوت ضریب آلبیدو ارتفاع. شرایط آیرودینامیک. ویژگی‌های برگ و روزنه بین گیاهان با رشد کامل و تحت به دلیل کم‌تر بودن فاصله کشت و بلندتر بودن ارتفاع پوشش گیاهی و تفاوت زبری نسبت به سطح مرجع, بالاتر از ۱ و اغلب بین ۵ تا ۱۰ درصد بیش‌تر از ضریب گیاهی سطح مرجع است. این تفاوت می‌تواند برای برخی گیاهان بلند نظیر ذرت. سرگوم یا نیشکر بین ۱۵ تا ۲۰ درصد افزایش یابد. ضریب گیاهی محصولاتی نظیر آناناس به دلیل بسته بودن روزنه‌ها در طول روز بسیار پایین می‌باشد. هر چند در اغلب گونه‌ها روزنه‌ها با افزایش تابش خورشیدی باز می‌شوند. علاوه بر واکنش روزنه‌ها نسبت به محیط., موقعیت و تعداد روزنه‌ها و مقاومت کوتیکول در مقابل انتقال بخار آب به آتمسفرء مقدار تلفات آب از گیاه را کنترل می‌کند. ضریب گیاهی برای گیاهان که تنها در بخش زیرین برگ روزنه داشته و یا مقاومست سطحی بالا دارند به طور نسبی پایین است. این وضعیت در مرکبات و اغلب درختان میوه خزان‌شونده مشاهده می‌شود. کنترل تعرق و فاصله کشت درختان فاقد پوشش گیاهی باشد. ضریب گیاهی کم‌تر از ۱ است. اد جمم -------- صفحهٔ بعد -------- فصل سوم - روش‌های بر ورد تبخیرتعرق واقعی ۳/۵( 2۳ تغییر سرعت باد موجب تغییر مقاومت آیرودینامیک و در نتیجه تغییر ضریب گیاهی به ویژه در گیاهان بلندتر از سطح مرجع چمن می‌شود. تفاوت ویژگی‌های آیرودینامیک سطح مرجع چمن و محصولات علاوه بر نوع گیاه به شرایط اقلیمی و ارتفاع گیاه نیز وابسته است. تحت تفاوت مشخصات آیرودینامیک. نسبت تبخیرتعرق بسیاری از محصولات به تبخیرتعرق پتانسیل, اغلب با افزایش سرعت باد و کاهش رطوبت نسبی افزایش می‌یابد. به عنوان مثال, گیاهان در اقلیم‌های خشک‌تر و سرعت باد بزرگ تر (از ۲ متر بر ثانیه)» دارای ضریب گیاهی بالاتر و در اقلیم‌های مرطوب‌تر و سرعت باد کوچک‌ترء دارای ضریب گیاهی پایین‌تر هستند. در اقلیم مرطوب و باد آرام» ضریب گیاهی به تفاوت اجزای آیرودینامیک تبخیرتعرق گیاه و محصولات با رشد کامل و گیاه مرجع چمن هر دو در این شرایط به طور تقریبی بیش‌ترین مقدار تابش طول موج کوتاه که منبع اصلی تامین انرژی تبخیرتعرق است را دریافت می‌کنند. به طور معمول, ضریب بازتابش (آلبیدو) اغلب محصولات با رشد کامل و گیاه مرجع هر دو مشابه می‌باشند. از آنجا که کمبود فشار بخار آب در اقلیم مرطوب کم است. تفاوت مقاومت یرودینامیک محصولات و گیاه مرجع قابل ملاحظه نبوده و در نتیجه تفاوت تبخیرتعرق این دوء به ویژه هنگامی که سرعت باد کم تا متوسط بوده, اندک است. تحت شرایط اقلیم خشک. اثر تفاوت مقاومت آیرودینامیک محصولات و گیاه مرجع چمن بر .۳1 مشخص‌تر بوده. زیرا ممکن است کمبود فشار بخار آب به طور نسبی زیاد باشد. این وضعیت تاثیر تفاوت عامل آیرودینامیک وارد شده در صورت اگر محصولات دارای برگ و ارتفاع زبری بیش‌تر از سطح مرجع چمن باشند. ضرایب گیاهی بالاتری خواهند داشت. - تبخیر از سطح خاک تفاوت‌های تبخیر از سطح خاک و تعرق بین سطح تحت کشت محصولات و گیاه سطح مرجع در ضریب گیاهی گنجانده شده است. تحت شرایطی که پوشش زمین کامل است. به دلیل پایین بودن سهم تبخیر از لایه خاک سطحی, ضریب گیاهی تفاوت تعرق را منعکس می‌کند. هنگامی که گیاه کوچک بوده و سایه‌اندازی آن بر سطح زمین کم است. سهم تبخیر از خاک سطحی پس از بارندگی یا آبیاری بالا می‌باشد. ضریب گیاهی در این شرایط. به طور عمده از روی فاصله خیس شدن خاک تعیین می‌شود. در شرایطی که خاک با آبیاری و یا پارندگی خیس شده, تبخیر از خاک سطحی قابل ملاحظه بوده و ممکن است ضریب گیاهی بالاتر از ۱ شود. همجنین مقدار تبخیر از خاک سطحی خشک ناچیز و ضریب گیاهی پایین بوده و ممکن است حتی به ۰/۱ کاهش یابد. تفاوت‌های تبخیر از خاک تحت کشت محصولات و گیاه مرجع را می‌توان با استفاده از ضریب گیاهی دو جزیی, به صورت دقیق‌تر برآورد کرد. - مراحل رشد گیاه -------- صفحهٔ بعد -------- ۸۴ ۳۵( روش‌های برآ ورد تبخیر در شرایط اقلیمی مختلف پوشش سطح زمین. ارتفاع گیاه و سطح برگ با رشد گیاه تغییر می‌کند. ضریب گیاهی یک گیاه مشخص در طول دوره رشد به دلیل تفاوت تبخیرتعرق در مراحل مختلف تغییر خواهد کرد. دوره رشد گیاه را می‌توان به چهار مرحله شامل مرحله اولیه. توسعه. میانی و پایانی تقسیم کرد (شکل ۷-۳). الف - مرحله اولیه رشد مرحله اولیه از تاریخ کشت شروع و نزدیک به زمان برقراری پوشش گیاهی ۱۶ درصد پایان می‌یابد. طول مرحله اولیه به طور عمده به نوع گونه گیاه, زمان کشت و اقلیم بستگی دارد. پایان مرحله اولیه هنگامی است که پوشش گیاهی فعال حدود * درصد سطح زمین را بپوشاند. در سال‌های پس از کشت برای گیاهان سالانه. زمان جوانه زنی برگ‌ها یعنی ظهور برگ‌های جدید. ابتدای مرحله اولیه رشد برای همان سال محسوب می‌شود. در طول مرحله اولیه رشد. سطح برگ محدود بوده و تبخیرتعرق, به طور عمده به صورت تبخیر از خاک سطحی است. بنابراین» ضریب گیاهی در مرحله اولیه رشد (زرن۴ا) هنگامی که خاک با آبیاری و بارندگی خیس شده بالا و هنگامی که خاک سطحی خشک است. پایین است. زمان لازم برای خشک شدن خاک به فاصله خیس شدن, توان تبخیرکنندگی آتمسفر یا تبخیرتعرق پتانسیل (,1۳1) و مقدار بارندگی و آبیاری بستگی دارد. ب- مرحله توسعه گیاه مرحله توسعه گیاه از زمان پوشش گیاهی ۱۰ درصد شروع می‌شود و تا زمان پوشش موثر کامل ادامه می‌یاید. زمان پوشش موثر کامل برای بسیاری از گیاهان مصادف با شروع گل‌دهی است. برای گیاهان ردیفی مانند لوبیاء چغندرقند. سیب‌زمینی و ذرت. زمان پوشش موثر کامل هنگامی است که با تداخل برگ بوته‌های همجوارء سایه‌اندازی خاک تقریبا کامل می‌شود یا گیاهان بدون تداخل برگ نیزء به اندازه کامل خود می‌رسند. برای برخی گیاهان. به ویژه با ارتفاع بیش‌تر از سطح خاک در معرض نور و تحت سایه اندازی گیاه و همچنین سطح برگ‌های به سمت نور تغییر ندارد. مقدار در مرحله توسعه گیاه از حدود ۰/۷ تا ۰/۸ تجاوز نمی‌کند. هر چند گیاه پس از پوشش موثر کامل به رشد در ارتفاع و سطح برگ ادامه می‌دهد. تعیین زمان پوشش موثر کامل برای گیاهان متراکم نظیر غلات زمستانه و بهاره و برخی انواع علوفه دشوار بوده و بنابراین. از زمان ظهور خوشه که به سادگی قابل تعیین است. استفاده می‌شود. برای چمن‌های با رشد کامل پوشش موثر ممکن است در ارتفاع حدود ۰/۱ تا ۰/۱۵ متری کامل شود. برای گونه‌های چمن ظریف ارتفاع چمن قبل از رسیدن به پوشش موثر کامل, ممکن است حدود ۰/۳ تا ۰/۵ متر باشد. علوفه با تراکم کشت مناسب نظیر یونجه و شبدر در ارتفاع حدود ۰/۳ تا ۰/۴ متری به پوشش موثر کامل می‌رسند. روش دیگر برای برآورد زمان پوشش موثر کامل هنگامی است که نمایه سطح برگ ([1]. ۸) برابر ۲ باشد. نمایه سطح برگ به عنوان میانگین مجموع مساحت (یک سمت) برگ‌ها در واحد سطح (زمین) زیرین آن تعریف می‌شود. تبخیر از سطح خاک با افزایش رشد و سایه‌اندازی گیاه کاهش می‌یابد و به تدریج -------- صفحهٔ بعد -------- فصل سوم - روش‌های بر ورد تبخیرتعرق واقعی ۳/۵( 2۵ تعرق جزء اصلی فرآیند تلفات آب می‌شود. در مرحله توسعه گیاه. ضریب گیاهی متناسب با پوشش سطح زمین و رشد گیاه متغیر است. به طور مثال, چنانچه خاک سطحی خشک و تحت تاثیر سای‌اندازی گیاه و انتقال خردمقیاس گرمای محسوس ۷ با پوشش گیاهی حدود ۴۰ تا ۶۰ درصد متناظر می‌باشد. بر مبنای نوع گیاه, فاصله خیس شدن خاک و این فرض که گیاه در زمان پوشش کامل (متناسب با شکل ظاهری و ارتفاع گیاه نسبت به چمن) بیش‌تر از گیاه مرجع آب مصرف می‌کند. این مقدار تغییر خواهد کرد. ج- مرحله میانی رشد مرحله میانی رشد. از زمان برقراری پوشش کامل موثر شروع شده و تارسیدن محصول ادامه می‌یاید. اغلب با تبخیرتعرق پتانسیل کاهش یابد» مرحله رسیدن محصول ظاهر می‌شود. مرحله میانی طولانی‌ترین مرحله رشد در گیاهان چند ساله و بسیاری از گیاهان سالانه می‌باشد. لیکن, برای سبزی‌ها که برای تازه‌خوری برداشت می‌شوند. این مرحله ممکن است کوتاه باشد. در مرحله میانی رشد. ضریب گیاهی (وزی؟ا) به بیش‌ترین مقدار می‌رسد. د- مرحله پایانی رشد کامل گیاه پا ریزش برگ‌ها خاتمه می‌یابد. برای برخی گیاهان چند ساله در اقلیم بدون پخبندان, رشد گیاه ممکن است در سراسر سال ادامه یابد به نحوی که انتهای مرحله پایانی رشد مصادف با تاریخ کشت گیاه در سال پیش گردد. ضریب گیاهی در انتهای مرحله پایانی (,,. . 1۳) تاثیر عملیات مدیریت آب و گیاه را منعکس می‌کند. چنانچه آبیاری گیاه تا زمان برداشت محصول تر ادامه یابد. مقدار ضریب گیاهی مرحله پایانی بالا و چنانچه گیاه قبل از برداشت محصول پلاسیده و خشک شود. مقدار این ضریب پایین است. پلاسیدگی گیاه به طور معمول به دلیل غیرموثر شدن هدایت روزنه‌های سطوح برگ موجب کاهش ضریب گیاهی می‌شود. تغییر ضریب گیاهی انواع محصولات تابع اقلیم و توسعه گیاه در شکل (۳-۸) نشان داده شده است. -------- صفحهٔ بعد -------- ۶ ۱۳۳۵ روش‌های برآ ورد تبخیر در شرایط اقلیمی مختاف و مرحله مرحله میانی مرحله توسعه | مرحله نع ما پایانی گیاه اولیه نوع گیاه هنالاس دنج ۹ می هم ما ۹ می ۲ ۰۱ بل | ۳ اه یم شرس رت ۳ نش تم مر 9 1 ۹ ۱ ر کش ۲ ۷زا #سه۱ ۹ ۹ ی ۹ "۷ ۹ ۷ ۹ ۹ ۹ ۹ ۹ زر ۹ 7 7۲ - درختان و درختجه‌های ۳ 1 ۳ ۲ ۲۷۲ 1 ۱ ۱ 1 ۱ ۱ ۱ خزان شونده سجص هه سس ۳ ِ 9 سک 9 یس - همنشه : حوه سک جک شا تفه و میاه سیر سطح فرضی ی فصل رشد سره شکل ۷-۳- مراحل رشد انواع محصولات (منبع: نشریه ۱۲۲ کمیته ملی آبیاری و زهکشی ابران) ۹ را تم ۹ 1 ی 0. 2 : اس , از مرحله اولیه پیب وم مس ی م : عوامل اصلی موثر بر ضریب گیاهی در چهار مرحله رشد : زمان برداشت ی توسعه پوشش گیاهی | تبخیر از شکل ۸-۳- حدود معمول ضرایب گیاهی در مراحل مختلف رشد (منبع: نشریه ۱۲۲ کمیته ملی آبیاری و زهکشی ایران) ۱-۳-۳- روش ضریب گیاهی یک جزیی و دو جزبی هرچند که روش ضریب گیاهی دوجزیی, به دلیل در نظر گرفتن شرایط خاک. از دقت بیش‌تری نسبت به روش ضریب گیاهی یک جزیی برخوردار است. اما به طور قطع محاسبات پیچیده‌ای نیز دارد. انتخاب هر کدام از این روش‌هاء به دقت مورد انتظار, اهداف محاسباتی, مقیاس زمانی و داده‌های در دسترس بستگی دارد که جدول ذیل, بیان‌گر -------- صفحهٔ بعد -------- بیش‌ترء علاقه‌مندان می‌توانند به نشریه شماره ۱۳۲ کمیته ملی آبیاری و زهکشی ایران با عنوان «تبخیرتعرق گیاهان: دستورالعمل محاسبه آب مورد نیاز گیاهان» مراجعه فرمایند. جدول ۲-۳- معیارهای کلی برای انتخاب روش ضریب گیاهی یک جزبی و دو جزیی (منبع: نشریه ۱۲۲ کمیته ملی آبیاری و زهکشی ایران) ضریب گیاهی دو جزیی (ما + 1) طرح‌ریزی و طراحی آبیاری تحقیقات مدیریت آبیاری برنامه‌ریزی روزأمد آبیاری برنامه‌ریزی پایه‌ای آبیاری برنامه‌ریزی آبیاری با فاصله کوتاه (خرد آبیاری و آبیاری بارانی خودکار) برنامه‌ریزی روزأمد آبیاری با فاصله طولانی آبیاری تکمیلی (آبیاری سطحی و بارانی) مطالعات تفضیلی خاک‌شناسی و موازنه هیدرولوژیکی آب روزانه. ده روره. ماهانه روزانه (داده‌ها و محاسبه‌ها) (داده‌ها و محاسبه‌ها) نموداری با ماشین حساب جببی رابانه‌ای - روش ضریب گیاهی یک جزیی در روش ضریب گیاهی یک جزیی, اثر تعرق گیاه و تبخیر از خاک سطحی به صورت یک ضریب گیاهی نشان داده میانگین تبخیر از خاک و تعرق گیاهان را نشان می‌دهد. پس این روش برای محاسبه تبخیرتعرق گیاه تحت شرایط آب در خاک اشاره دارد) در دوره‌های زمانی هفتگی یا طولانی‌تر مناسب است. ضریب گیاهی یک جزیی, برای طراحی سامانه‌های آبیاری که در آن میانگین اثر خیس شدن خاک مورد نظر بوده قابل بکارگیری است. در طراحی سامانه‌های آبیاری سطحی و بارانی با فاصله چند روز و اغلب ۱۰ روز یا بیش‌ترء این روش مناسب می‌باشد. بنابراین برای مدیریت در روش ضریب گیاهی دو جزیی, تعرق گیاهان و تبخیر از سطح خاک به طور جداگانه بررسی و تعیین می‌شوند. در این روش از ضریب گیاهی پایه (. ۳) برای توصیف فرآیند تعرق گیاه و از ضریب تبخیر (۳) برای توصیف فرآیند تبخیر از خاک استفاده می‌شود. در این روش,» ضریب گیاهی یک جزیی (ء)!) به صورت زیر تعیین می‌شود: (۱۳-۳) مگ + یگ عمگا که در آن ,»۴ ضریب گیاهی پایه و 6 ضریب تبخیراز سطح خاک است. -------- صفحهٔ بعد -------- 2۸ ۳۵( روش‌های ب رآ ورد تبخیر در شرایط اقلیمی مختاف ضریب گیاهی پایه (,ی۳) در شرایطی که لایه خاک سطحی خشک بوده اما مقدار آب برای تعرق کامل گیاهان کافی است. به صورت نسبت تبخیرتعرق گیاه به تبخیرتعرق پتانسیل تعریف می‌شود. ضریب با مقدار .6 بالقوه در شرایطی است که اثر تبخیر اضافی ناشی از خیس شدن خاک با آبیاری یا بارندگی وجود ندارد. ضریب تبخیر (,) تبخیر از سطح خاک را توصیف می‌کند و مقدار آن پس از بارندگی یا آبیاری, ممکن است بالا باشد. به هر حال مجموع ضریب گیاهی پایه و تبخیر از حداکثر ضریب گیاهی (۳:,.۰ا) تابع آنرژی در دسترس تبخیرتعرق بیش‌تر نخواهد شد. با خشک شدن خاک سطحی ضریب تبخیر کاهش یافته و پس از مصرف آب قابل تبخیر صفر می‌شود. برآورد ضریب تبخیر نیازمند محاسبه موازنه روزانه آب لایه خاک سطحی می‌باشد. روش محاسبه ضریب تبخیر به ترتیب زیر می‌باشد: تبخیر از خاک خیس شده بیش‌ترین مقدار است. هر چند. ضریب گیاهی دو جزیی (.۴ا + کاخ .کا) بزرگ‌تر از بیش‌ترین مقدار این ضریب (...ا) نخواهد شد ((یی۴ال کم + یکل) یا (یگ سسکا ک6)). حداکثر تبخیر از خاک تابع انرژی در دسترس می‌باشد. با خشک شدن لایه خاک سطحی, برای تبخیر آب کم‌تری در دسترس بوده و مقدار آن متناسب با آب باقیمانده در این لایه کاهش می‌یابد. بنابراین» رابطه زیر برقرار است: (۱۳-۳) سیگ یگ ک (ی‌کاح ی کل) کاحگا که در آن ضریب تبخیر از خاک. .)| ضریب گیاهی پایه. .ور :۴ حداکثر مقدار ضریب گیاهی پس از بارندگی یا آبیاری» ,1 ضریب کاهش تبخیر وابسته به عمق تخلیه (تبخیر) تجمعی از لایه خاک سطحی, و ..1 کسر خاک خیس شده و در معرض هوا یا کسر خاک دارای بیش‌ترین مقدار تبخیر است. ضریب کاهش تبخیر (,۴) پس از بارندگی یا آبیاری ۱ است و شدت تبخیرء تنهاء به انرژی در دسترس برای تبخیر بستگی دارد. با خشک شدن تدریجی لایه خاک سطحی, 16۲ کوچک‌تر از ۱ شده و تبخیر نیز کاهش می‌یابد. هنگامی که آبی در لایه خاک سطحی برای تبخیر باقی نباشد. مقدار ۳6۲ صفر است. آب به طور عمده از خاک بدون پوشش تبخیر می‌شود. بنابراین» تبخیر در هر لحظه به آنرژی در دسترس این لایه بستگی دارد و .6 نمی‌تواند بزرگ‌تر از مقدار مشخص لسکا 1) باشد. عبارت ...1 کسر خاک سطحی دارای بیش‌ترین شدت تبخیر است. یعنی .1 سطح خاک بدون پوشش گیاهی است که به وسیله آبیاری یا بارندگی خیس می‌شود. در محاسبه تبخیر تعیین مقادیر کران بالای ...ی . ضریب کاهش تبخیر خاک (,) و سطح خاک خیس و در معرض هوا (.. 1) ضرورت دارد. برآورد ضریب کاهش تبخیر نیازمند محاسبه موازنه روزانه آب در لایه خاک سطحی است. مقدار ی »۴ نمایانگر کران بالای تبخیرتعرق از یک سطح کشت است. دامنه تغییر ...۴ که به صورت زیر تعیین شده. تابع تبخیرتعرق گیاه مرجع چمن بوده و حدود ۵ تا ۱/۳ است: 3( (۱۴-۳) اش 1 4 [9ه- رز 0.00467 - (2 - (0:04)0] اس یی -------- صفحهٔ بعد -------- فصل سوم - روش‌های بر ورد تبخیرتعرق واقعی ۱۳/۵ نت که در آن [ میانگین حداکثر ارتفاع گیاه در دوره مورد نظر (بر حسب متر در مراحل اولیه. توسعه گیاه» میانی و پایانی رشد) و با ضریب گیاهی پایه است. روش ضریب گیاهی دو جزیی در مقایسه با روش یک جزیی, دارای مراحل ۲-۳-۳ نبخیرتعرق گیاه و ضریب گیاهی یک جزبی تراکم کشت پایین. آفات و بیماری‌های گیاهی. علف‌های هرز یا حاصل‌خیزی خاک وجود ندارد و تبخیرتعرق گیاه به روش ضریب گیاهی یک جزیی که در آن اثر شرایط مختلف اقلیمی در تبخیرتعرق پتانسیل (,۳1) و اثر ویژگی‌های گیاهی در ضریب گیاهی (م)1) گنجانده شده است. برآورد می‌شود. روش محاسبه تبخیرتعرق گیاه (نیاز آبی گیاه) تحت شرایط استاندارد عبارت است از: - تشخیص مراحل رشد گیاه» تعیین طول مدت هر مرحله و انتخاب ضریب گیاهی مربوطه - اصلاح ضرایب گیاهی انتخاب شده برای اثر فواصل خیس شدن خاک یا شرایط اقلیمی در طول هر مرحله رشد - رسم منحنی ضریب گیاهی (به نحوی که تعیین مقادیر 1۵ برای هر دوره از مرحله رشد ممکن باشد) - محاسبه تبخیرتعرق گیاه (نیاز آبی گیاه) از حاصل ضرب تبخیرتعرق پتانسیل و ضریب گیاهی. در نشریه فنی شماره ۱۲۲ کمیته ملی آبیاری و زهکشی (ترجمه فائو ۵۶). طول چهار مرحله جداگانه رشد و نیز دوره کامل فصل رشد برای اقلیم‌ها و مناطق مختلف آرایه شده است. در برخی شرایط. زمان جوانه‌زنی گیاه و زمان پوشش موثر کامل را می‌توان با استفاده از معادله‌های رگرسیون یا مدل‌های پیشرفته‌تر رشد گیاه پیش‌بینی کرد. اینگونه مدل‌ها باید با استفاده از مشاهدات واقعی برای شرایط محلی یا گیاهان مشخص, ارزیابی و تایید شوند. تغییر پوشش گیاهی و پوشش سطح خاک موجب تغییر ضریب گیاهی در طول فصل رشد می‌شود. منحنی ضریب گیاهی تنها با معلوم بودن سه ضریب گیاهی مراحل اولیه (:,:.؟ا)» میانی (۴»,: 0) و پایانی (ی..»؟ا) رشد قابل توصیف و ضرایب گیاهی مراحل اولیه. میانی و پایانی محصولات کشاورزی برای شرایط استاندارد در جداولی در نشریه ۱۳۲ کمیته ملی آبیاری و زهکشی (فائو ۵۶) ارایه شده است. ۳-۳-۳ تبخیرتعرق گیاه و ضریب گیاهی دوجزبی ضریب گیاهی در روش دو جزیی» به دو ضریب جداگانه که یکی اثر تعرق گیاه را توصیف کرده و ضریب گیاهی پایه (16) نامیده شده و دیگری اثر تبخیر از خاک (,) را بیان می‌کند. محاسبه تبخیرتعرق گیاه به روش ضریب گیاهی دو جزیی شامل مراحل زیر است: - تعیین طول مراحل رشد گیاه و آنتخاب ضرایب گیاهی پایه (1۳) در هر مرحله -------- صفحهٔ بعد -------- ۶۰ ۳۵( روش‌های ب رآ ورد تبخیر در شرایط اقلیمی مختاف اصلاح ضرایب گیاهی پایه انتخاب شده برای شرایط اقلیم محلی ۱-۳-۳-۳- جزء تعرق هنگامی که خاک سطحی خشک بوده ولی تعرق به میزان پتانسیل است. به عبارتی مقدار آب محدودکننده نیست. ضریب گیاهی پایه به صورت نسبت تبخیرتعرق گیاه به تبخیرتعرق پتانسیل تعریف می‌شود. بنابراین در تبخیرتعرق گیاه عبارت (,۳1 * ,.6ا) جزء تعرق گیاه را نشان می‌دهد. این عبارت شامل تبخیر آب از خاک (سطحی) نیز است که رطوبت ن از آب لایه خاک خشک زیرین پوشش گیاهی تامین می‌شود. مقادیر ضرایب گیاهی پایه برای مراحل مختلف رشد گیاهان مختلف در نشریه ۱۲۲ کمیته ملی آبیاری و زهکشی ایرا مورد نیاز | ن ارایه شده است. تقسیم دوره رشد به چهار مرحله و انتخاب ضریب گیاهی پایه در مراحل اولیه 6,:.:(۰ا) میانی (یزن سی؟ا) و پایانی رشد (یی ن6ا) و اصلاح ضرایب برای شرایط محلی» می‌توان منحنی ضریب گیاهی را رسم و ضرایب گیاهی پایه در هر زمان را در آن ۲-۳-۳-۳ حزء تبخیر مقادیر کران بالای» ضریب کاهش تبخیر خاک. سطح خاک خیس و در معرض هوا ضرورت دارد. براورد ضریب کاهش تبخیر نیازمند محاسبه موازنه روزانه آب در لایه خاک سطحی است. ۴-۳-۳ تبخیرتعرق گیاهان تحت شرایط غیراستاندارد شرایط واقعی در مزارع تحت مدیریت زراعی مطلوب. به طور معمول, همان شرایط استاندارد است. هنگامی که شرایط مزرعه با استاندارد متفاوت است. اصلاح تبخیرتعرق گیاه ضرورت دارد. حاصلخیزی پایین خاک. سمیت نمک‌های محلول, شرایط ماندابی, وجود سخت‌لایه غیرقابل نفوذ در محدوده توسعه ریشه گیاهان, آفت‌ها و بیماری‌های گیاهی می‌تواند موجب محدودیت رشد و کاهش تبخیرتعرق گیاهان شود. کمبود آب و شوری خاک. جذب آب را کاهش داده و تبخیر تعرق گیاهان را محدود می‌کند. تبخیرتعرق محصولات کم و سعت. مزارع تحت کشت دو گیاه متفاوت در یک زمان (کشت مخلوط) و یا مزارع تحت پوشش مالچ با هدف کاهش تبخیرء ممکن است متفاوت از تبخیرتعرق استاندارد باشد. -------- صفحهٔ بعد -------- فصل سوم - روش‌های بر ورد تبخیرتعرق واقعی ۳۵۶ ۱-۴-۳-۳ تبخیرتعرق گیاهان تحت تنش آبی نیروهای وارده بر آب خاک. انرژی پتانسیل آب و در نتیجه قابلیت جذب آن توسط ریشه گیاه را کاهش می‌دهند. در خاک مرطوب. انرژی پتانسیل آب بیش‌تر و حرکت آن به طور نسبی آزادانه‌تر است و بنابراین با سهولت بیش‌تر جذب ریشه می‌شود. در خاک خشک. آب دارای انرژی پتانسیل کم‌تری است و تحت نیروهای جذب سطحی و مویینه‌ای به ذرات خاک چسبیده و به سختی جذب گیاه می‌شود. با کاهش انرژی پتانسیل آب خاک به پایین‌تر از مقدار آستانه. گیاه تحت تنش آبی واقع می‌شود. اثر تنش آبی بر تبخیرتعرق گیاه با ضرب کردن ضریب تنش آبی (,1۳) در ضریب گیاهی پایه (۳ا) به صورت زیر نشان داده شده است: (۱۵-۲) و ضریب .1۳ کوچک‌تر از ۱ بیان‌گر تنش آبی و در شرایط بدون تنش آبیء این ضریب ۱ می‌باشد. ضریب ,16 که اثر تنش آبی بر تعرق گیاه را توصیف می‌کند. در روش ضریب گیاهی یک جزیی» همراه .1۳ آورده می‌شود: (۱۶-۳۲) کل کا> رزوی ]۲۳ ۲-۴-۳-۳ تبخیرتعرق گیاهان تحت تنش شوری نمک‌های محلول خاک با کاهش قابلیت جذب آب. تبخیرتعرق گیاه را کاهش می‌دهد. این نمک‌ها مولکول‌های آب را جذب کرده و انرژی پتانسیل کل محلول خاک را کاهش می‌دهد. به علاوه برخی نمک‌ها اثر سمیت ویژه داشته و می‌توانند انرژی سوخت و ساز و رشد گیاه را کاهش دهد. شواهد نشان می‌دهد که عملکرد محصول و تعرق گیاه به پتانسیل ماتریک بیش‌تر از پتانسیل اسمزی حساس است. در شرایط شورء با افزایش مقدار نمک‌های محلول در سلول‌های گیاهی بسیاری از گیاهان, به طور جزیی» پتانسیل اسمزی تعدیل می‌شود. این تعدیل تحت دو فرآیند جذب یون از محلول خاک و تشکیل مواد آلی موثر بر فشار اسمزی صورت می‌گیرد. این واکنش‌ها اثر پتانسیل اسمزی بر کاهش قابلیت استفاده آب را کم‌تر می‌کند. هرچند فرآیند تشکیل مواد آلی موثر بر تعدیل فشار اسمزی» نیازمند مصرف انرژی سوخت و ساز است و بنا بر آن برخی اوقات روزء بر شدت تعرق موثر است. در نشریه‌های فنی شماره ۲۹ و ۳۳ آبیاری و زهکشی فائو معادلاتی ارایه شده است که به بررسی اثر شوری بر عملکرد محصول و رابطه بین عملکرد با تبخیرتعرق گیاه می پردازد. از ترکیب این معادلات. رابطه ای ارایه شده است که اثر شوری بر تبخیرتعرق گیاه را نشان می دهد. بررسی اثر شوری بر تبخیرتعرق گیاه الف- هنگامی که تنش شوری بدون تنش آبی ایجاد شود: -------- صفحهٔ بعد -------- ۶۲ ۳۵( روش‌های برآ ورد تبخیر در شرایط اقلیمی مختلف (۱۷-۳) هد ,0 سل خی » ب- هنگامی که تنش شوری توام با تنش آبی ایجاد شود: (۱۸-۳) ۱ 5 - ض یا ۱ حا در این روابط 7۸۱۷ کل آب قابل استفاده خاک عمق توسعه ریشه گیاه (میلی‌متر)» 13۸۷۷ آب سهل‌الوصول خاک در عمق توسعه ریشه گیاه (میلی‌متر) ,17 مقدار تخلیه آب خاک عمق توسعه ریشه گیاه (میلی‌متر) ,)1 ضریب حساسیت به شوری (بدون واحد)» زه: ]۶ تبخیرتعرق اصلاح شده گیاه (میلی‌متر بر روز)» »1 تبخیرتعرق گیاه تحت شرایط استاندارد (میلی‌متر بر روز)» 0 شیب کاهش عملکرد محصول بر حسب در صد به ازای افزایش یک دسی زیمنس بر متر هدایت الکتریکی عصاره اشباع خاک. .)»۳ میانگین هدایت الکتریکی عصاره اشباع در محدوده توسعه ریشه گیاه (دسی‌زیمنس بر متر) و ام« 15۳ هدایت الکتریکی عصاره اشباع خاک در آستانه کاهش عملکرد محصول به پایین‌تر از حداکثر مقدار مورد انتظار (دسی زیمنس بر متر) است. ۴-۳- برآورد تبخیرتعرق واقعی با استفاده از سنجش از دور در سال های ۱۹۵۰ تا ۱۹۶۰ میلادی استدلال بر این بود که فرآیند تبخیر عموما با شرایط جوی و عوامل هواشناسی کنترل می گردد و تغییرات مکانی خصوصیات خاک و پوشش گیاهی در نظر گرفته نمی شد (کالما و همکاران, ۲۰۰۸). از سال ۱۹۸۰ میلادی اهمیت تغییرات مکانی تبخیر و روش های برآورد تبخیر در مقیاس وسیع مورد توجه قرار گرفت. روش‌های زیادی بر مبنای داده‌های هواشناسی و اقلیمی. جهت برآورد منطقه‌ای تبخیر مورد استفاده قرار گرفت اما مشخص شد که هنوز هم کمبودهایی در این زمینه مشهود است. عدم وجود مدل های شبیه سازی که قادر باشد تخمین واقع بینانه‌ای از ماهیت توزیعی فرآیندهای مربوط به سطح آرایه دهند. یکی از این چالش‌ها بود. مشکل دیگر نیاز به فنونی بود که بتواند مشاهدات نقطه‌ای را بزرگ‌مقیاس نموده و به سطح وسیع‌تری تعمیم دهد (کالما و همکاران, ۲۰۰۸ کالما و کالدرء ۱۹۹۴). تغییر در نگرش به این پدیده با کاربرد تجهیزات شار گردابی و توسعه سینتیلامتری " و به‌ویژه کاربرد و گسترش فنون سنجش از دورء هم‌زمان شد (دیبروین و همکاران» ۱۹۹۶؛ گرین و همکاران» ۲۰۰۱+). کارلسون (۱۹۸۶) روش‌های تحلیلی و تشخیصی را مطرح کرد که در آن معادلات توازن انرژی سطحی و شار سطح با دماهای سطح ترکیب می‌گردد. ویژگی‌هایی که باعث جذابیت کاربرد سنجش از دور در برآورد دمای سطح و تابش می‌شود. توانایی این روش در هم‌سان‌سازی مکانی سطوح ناهمگون در یک دامنه تفکیک پذیری و برطرف کردن مشکل دسترسی به داده های سری‌های زمانی تبخیر است ۱- 501011110۳۵169 -------- صفحهٔ بعد -------- فصل سوم - روش‌های بر ورد تبخیرتعرق واقعی ۳۵( ۶۳ (اشمیت و همکاران, ۲۰۰۶). با وجود تردیدها در مورد صحت و سودمند بودن اندازه‌گیری‌های دما بر پایه اطلاعات ماهواره‌ای و پرتوسنجی در برآورد تبخیر (شاتلورث. ۱۹۹۱؛ هال و همکاران. ۱۹۹۲)» در دو دهه اخیر دامنه وسیعی از روش‌های سنجش از دور آرایه شده و مورد آرزیابی قرار گرفته‌اند (کالما و همکاران. ۲۰۰۸). تفاوت این روش‌ها در نوع و گستره مکانی کاربرد مدل (مانند کشاورزی, آبیاری» هیدرولوژی, اقلیم‌شناسی, جنگل‌داری و غیره)» نوع داده‌های سنجش از دور داده های کمکی هواشناسی و پوشش سطح است. مقالات متعددی از سال ۱۹۸۰ میلادی در مورد استفاده از فنون سنجش از دور در تخمین تبخیر انتشار یافته است. تمرکز بخش گسترده‌ای از این مطالعات بر کاربرد داده‌های تابش مادون قرمز حرارتی (116]) است (موران و جکسون, ۱۹۹۱؛ گوستاو و نورمن. ۱۹۹۶؛ کاتروچی و لووال, ۱۹۹۹). در سال‌های اخیر کاربرد سنجش از دور در علوم مختلف. مانند هیدرولوژی (اورگارد و همکاران» ۲۰۰۶)» علوم گیاهی. کشاورزی و آبیاری (گوادا و همکاران. ۲۰۰۷؛ گلن و همکاران. ۲۰۰۷)» گسترش بیش‌تری یافته است. فراهانی و همکاران (۲۰۰۷)» اقدام به اندازه گیری و مدل‌سازی تبخیر از سطوح گیاهی با فنون سنجش از دور و تهیه نقشه‌های آن در سطح حوضه و همچنین اراضی فاریاب نمودند. ورستراتن و همکاران (۲۰۰۸)» نیز مطالعه جامعی در مورد روش‌های میدانی و سنجش از دور در برآورد تبخیر و رطوبت خاک در مقیاس‌های مختلف انجام دادند. بنابر بررسی منابع تحقیقاتی. سه روش اصلی بر مبنای سنجش از دور جهت تخمین تبخیرتعرق در مقیاس منطقه ای معرفی شده است (باسیرز و همکاران. ۱۹۹۷). روش اول» مدل‌سازی پارامترهای ورودی است که به طور گسترده‌ای در کاربرد فن آوری سنجش از دور در برآورد تبخیرتعرق مورد استفاده قرار گرفته است. این روش داده های حاصل از سنجش از دور را به مدل‌های هیدرولوژیکی (گرنجرء ۱۹۹۵)» اکولوژیکی (رانینگ و همکاران. ۱۹۸۹) و سایر مدل‌های مهندسی موجود افزوده و جهت تخمین تبخیرتعرق به کار می‌رود. در این روش تمام یا بخشی از داده‌های مورد نیاز محاسبه تبخیرء از اطلاعات ماهواره‌ای گرفته می‌شود. داده‌های سنجش از دور در طیف مادون قرمز حرارتی را می‌توان جهت تعیین دمای سطح به کار برده و در مدل‌های مختلف تخمین تبخیرتعرق مورد استفاده قرار داد (ژانگ و همکاران. ۵ روابط تجربی جهت تبدیل تابش حاصل از سنجش از دور به کمبود بخار آب. تابش خورشیدی و شاخص‌های سطح برگ مورد استفاده قرار می‌گیرند. ژانگ و همکاران (۱۹۹۵) یک مدل تک لایه‌ای مقاومت. برای تخمین تبخیرتعرق در مقیاس منطقه‌ای با استفاده از ترکیب داده‌های سنجش از دور و اندازه‌گیری‌های هواشناسی زمینی آرایه دادند. بل و همکاران (۲۰۰۰) از تحلیل رگرسیون چندمتغیره. برای ارتباط بین تبخیرتعرق محاسبه شده از تکنیک بیلان آب با شاخص تفاوت پوشش گیاهی نرمال شده (۳71۷1) و طیف مادون قرمز حرارتی به دست آمده از حس‌گر ۸۷11 روی ماهواره ۷)0۸۸! استفاده نمودند. این روش تا حدی آامید بخش بود؛ اما به بررسی‌های بیش‌تری نیاز داشت. سومین روش مطرح شده. باقیمانده توازن آنرژی است. جکسون و همکاران (۱۹۷۷) برای نخستین بار این روش را معرفی نمودند. این روش ساده, احتمال استفاده در یک سیستم آنالیز هواشناسی اجرایی را داشت (گلنز و همکاران. ۱۹۹۴). شار گرمای نهان تبخیر (معادل تبخیرتعرق) به عنوان یک باقیمانده معادله توازن انرژی. که در آن از داده‌های فن‌آوری سنجش از دور استفاده می‌شود. محاسبه می‌گردد. -------- صفحهٔ بعد -------- ۶۴ ۳۵( روش‌های برآ ورد تبخیر در شرایط اقلیمی مختاف برای برآورد تبخیر به کمک سنجش از دورء از الگوریتم‌های مختلفی می‌توان استفاده کرد که در آن‌ها عموما باید یک سری داده‌های مربوط به دمای سطح و تابش اندازه گیری شود. روش‌های مختلفی مبتنی بر فنون سنجش از دور» جهمت برآورد اجزاء توازن انرژی و تابش خالص ارایه شده است (سلر و همکاران. ۱۹۹۰؛ اشموگ و بیکر, ۱۹۹۱؛ ژانگ. ۱۹۹۵؛ نونز و کالماء ۱۹۹۵؛ باق و همکاران»ء ۱۹۹۹؛ بیشت و همکاران. ۲۰۰۵). بیشت و همکاران (۲۰۰۵) درباره خطای تجمعی در برآورد تابش خالص, در شرایطی که شارهای تابشی طول موج‌های بلند رو به بالا و پایین هر دو بزرگ باشد. هشدار دادند. جهت برآورد شار گرمایی خاک نیز روش‌های مختلفی ارزیابی گردیده است. این عامل توسط سنجش از دور قابل اندازه گیری نیست. در برخی مطالعات. برای تخمین شار گرمای خاک. از شاخص تفاوت پوشش گیاهی نرمال شده (۸1۷/1) استفاده شده است (موران و همکاران» ۱۹۸۹؛ ژانگ. ۱۹۹۵) و در برخی علاوه بر این از دما و تابش سطحی نیز استفاده شده است (باستیانسن و همکاران. ۱۹۹۴). سو و همکاران (۲۰۰۲) شاخص کسر پوشش گیاهی را جهت برآورد شار گرمای خاک به کار بردند. در مطالعات متعددی, اثر ترکیبی خطای برآورد هر کدام از اجزاء انرژی در دسترس (تابش خالص و شار گرمای خاک) را در مجموع ۱۰ الی ۲۰ درصد آرزیابی نمودند (جیانگ و همکاران, ۲۰۰۴؛ بیشت. ۲۰۹۵). تمامی اجزای بیلان انرژی تحت تاثیر عامل دمای سطح قرار دارند. دمای سطح در بسیاری از مطالعات و تحقیقات مختلف نظیر توزیع آنرژی در سطوح تبخیر انتشار مواد و آلاینده ها در توده‌های آبی و بطن خاک و علوم زمین مورد نیاز است. ضریب جذب و ظرفیت گرمایی ویژه زیاد آب و انتقال‌های گوناگون گرما به سایر قسمت‌هاء سبب می‌شود که هر پهنه آبی به عنوان ذخیره کننده گرما عمل کند. ویژگی‌های گرمایی آب و ارتباط متقابل آن با دمای هوا اهمیت زیادی دارد. کاربردهای مستقیم و غیرمستقیم دمای سطح در اندازه گیری سایر مشخصه های محیطی, اهمیت آن را دوچندان می‌نماید. دمای سطح به صورت نقطه‌ای و در تعداد محدودی از نقاط که عموما ایستگاه‌های اندازه گیری است. مورد پایش قرار می گیرد. دمای آب به‌وسیله دماسنج‌های درون یک محفظه خاص در داخل آب در عمق‌های مختلف اندازه گیری می‌ شود. جمع‌آوری داده‌ها به شرح فوق, همواره با مشکلات متعددی مواجه است. همجنین تغییرات شدید جهت ارزیابی وضعیت دما در یک منطقه وسیع, نمی‌توان صرفا به داده های نقطه‌ای اکتفا کرد. از طرفی روش‌های مختلفی برای برآورد داده‌های مکانی پدیده‌های مختلف با روش‌های متعدد درون‌یابی توسعه یافته است. دقت این روش‌ها در شرایطی قابل قبول است که بتوانند با استفاده از داده‌های ماهواره‌ای, موقعیت پوشش و وضعیت سطح را نیز در نظر بگیرند (یانگ و همکاران. ۲۰۰۴). در مواقعی که توزیع مکانی دمای سطح در پهنه وسیع و به طور هم‌زمان مورد نیاز است. فناوری سنجش از دور قابلیت‌های خود را به نمایش می گذارد. از نتایج برآورد دمای سطحی آب با داده‌های سنجش از دورء می توان شرایط کمی و کیفی آب را مورد مطالعه و بررسی قرار داد. سنجنده غیرعامل, ترکیب انرژی دارای طول موج‌های مختلفی بوده و توسط سنجنده قابل تفکیک است (کراکنل, ۱۹۹۷). با استفاده از اطلاعات سنجش از دور و به کمک باندهای حرارتی مادون قرمز (16]])» امکان دسترسی به دمای سطح زمین وجود دارد (کول و همکاران, -------- صفحهٔ بعد -------- فصل سوم - روش‌های برآ ورد تبخیرتعرق واقعی ۳۵( ۶۵ ۳ دماهای سطحی توسط سنجنده‌های ماهواره‌ای از قبیل 4۹۵1 شا, ۸۷11۹۲ 10115 و ۸57۳۳ قابل اندازه گیری است (کالما و همکاران. ۲۰۰۸). به طور مشخص دو دسته روش برای آندازه‌گیری دمای سطح با استفاده از تصاویر باندهای حرارتی سنجنده های سنجش از دور آرایه شده است. دسته اول بر مبنای استفاده از تفاوت دو پنجره مجزای طیفی در محدوده طیف مادون قرمز حرارتی عمل می کند. در دسته دوم با استفاده از تابش مشاهده شده در باندهای طیفی مادون قرمز حرارتی. دمای سطح محاسبه می گردد. آنچه در سنجنده ثبت و ضبط می گردد. تابش گسیلی توزیع طیفی آن تغییر می‌یابد (کر و همکاران. ۲۰۰۰). بنابراین به هنگام تعیین دمای سطح از باندهای حرارتی, باید اصلاحاتی برای اثراتی که اتمسفر بر تابش دریافتی به وسیله سنجنده گذاشته است. صورت گیرد. این تصحیحات. اغلب با واسنجی تصویر بر اساس مقادیر مشاهده‌ای زمینی (یانگ و همکاران» ۲۰۰۲)» مدل‌سازی معکوس اثر اتمسفر (کراکنل, ۲۷) و یا حذف اثر اتمسفر (سینگ. ۱۹۸۴) صورت می‌گیرد. در ادامه این بخش دو مورد از پرکاربردترین آن‌ها با - الگوریتم توازن انرژی سطح., سبال الگوریتم سبال توسط باستیانسن و همکاران (۱۹۹۸) ارایه شده است تا میزان تبخیر تعرق و دیگر تبادلات انرژی بین زمین و اتمسفر را در مقیاس منطقه‌ای تخمین بزند. در این مدل از تصاویر ماهواره‌ای برای محاسبه شار تابش خالص و شار گرمای خاک استفاده شده و پیکسل‌ها به دو گروه سرد و گرم تقسیم می‌گردند. در پیکسل سرد. گرمای نهان برابر با صفر در نظر گرفته شده و همه آنرژی در دسترس به شار گرمای نهان تبدیل می‌شود. در پیکسل گرم شار گرمای محسوس برابر با صفر در نظر گرفته شده و دمای هوا و سطح با هم مساوی در نظر گرفته می‌شوند. از نقاط قوت الگوریتم سبال می‌توان به نیاز حداقل به داده‌های کمکی زمینی. واسنجی داخلی خودکار (که بر روی هر تصویر انجام می‌شود و نیاز به تصحیحات اتمسفری را به حداقل می‌رساند) و نیاز نداشتن به دمای هوا اشاره نمود. از نقاط ضعف این الگوریتم می‌توان به کم برآورد نمودن میزان تبخیرتعرق به خصوص در اثر جابه‌جایی افقی هوا به دلیل استفاده از کسر تبخیری ثابت در کل روز و همچنین عدم قطعیت در انتخاب پیکسل گرم و سرد که اثر مهمی بر روی توزیع شار گرمایی دارند. اشاره نمود. به طور خلاصه مدل سبال, مقدار تبخیرتعرق واقعی را با استفاده از تصاویر ماهواره‌ای و حداقل داده‌های زمینی موردنیاز و بر اساس معادله توازن انرژی محاسبه می‌نماید. از آنجا که تصاویر ماهواره‌ای تنها می‌توانند اطلاعاتی در زمان گذر ماهواره آرایه دهند لذا سبال می‌تواند مقدار شار تبخیرتعرق لحظه ای را در زمان تصویرء برآورد نماید. شار تبخیرتعرق برای هر پیکسل تصویرء به صورت باقیمانده معادله توازن آنرژی سطح محاسبه می‌شود: ۱۹۳۸۲, -------- صفحهٔ بعد -------- ۶۶ ۳۵( روش‌های ب رآ ورد تبخیر در شرایط اقلیمی مختلف (۱۹-۲) 7- 0- را ]2 در این رابطه, 2177 شار گرمای نهان " (*:/۷۷) ,1 شار تابش خالص در سطح زمین (*04)۷//۳7 شار گرمای خاک" (۷۷/۹) و 17 شار گرمای محسوس " (:۷7/3) می‌باشند. - معادله بیلان تابش سطحی اولین مرحله به منظور حل معادله توازن آنرژی سطحی در الگوریتم سبال, محاسبه شار تابش خالص سطحی (6) با استفاده از شارهای تابش ورودی و خحروجی هست (آلن 2 همکاران. اه ۲۰ (۲۰-۳) راوگان ۸ج نیا-0 بط ب5 (۷۷/۹) » آلبیدوی سطحی و 08 گسیل‌مندی حرارتی سطحی (بدون بعد) هستند که نحوه محاسبه هرکدام در ادامه تشریح خواهد شد. نمایی از اجزای معرفی شده را می‌توان در شکل ‎)۹٩-۲(‏ مشاهده کرد. تابش طول موج کوتاه [۴۹ + ۹ اه هر تابش طول موج تابش طول موج کوتاه منعکس ۹ کوتاه ورودی 5 - 315و > ۲۵0121100 5۷۲1366 ۵1[ ۵ (مع-1) 9 ۳ 5 ۳ + ۳۹ (0 9 1( > ,۲ شکل ۹-۳- نمایی از اجزای بیلان تابش سطحی در حقیقت الگوریتم سبال به‌منظور محاسبه شار تابش خالص اقدام به حل معادله (۲۰-۲) در قالب فلوچارتی ۱۵ مرحله‌ای شکل ‎)۹٩-۲۳(‏ می‌نماید. در ادامه اجزای هریک از پارامترهای رابطه (۲۰-۳) به طور مختصر معرفی خواهد شد. |- ] 2161 11621 2- 50| ۲1221 3- 56051016 ۲122 4- ۳1۵۱ 5۳۲۵6 0 -------- صفحهٔ بعد -------- فصل سوم - روش‌های برآ ورد تبخیرتعرق واقعی ۳۵( ۶۲۷ تا موح بل لاش موح کوده دمای درحشدگی را را نرب باز تایش سا سس ات ۶03 سز ۲02 سطحی سر ۴۶۵1۹ رس 3 ی ا ۱ 1 1۳۵01 دمای سطحی ار 7.۱۴0۵8 ۴05 ۹8" ۶06 و حروجی چ گر رو 7 اس ۴۵15 ۱ شکل ۱۰-۳- فلوچارت مربوط به محاسبه اجزای شار تابش خالص آلبیدوی سطحی به صورت نسبت تابش منعکس شده از سطح به تابش موج کوتاه رسیده از خورشید تعریف می شود. مقدار این پارامتر با استفاده از ترکیب خطی ۷ باند طیفی مودیس و ضرایبی که توسط لیانگ و همکاران (۱۹۹۹) به دست آمده است به صورت ذیل محاسبه می‌شود (شو و همکاران. ۲۰۰۶): (۲۱-۳) 0.26550 - +م0.3489 + دم0.2362 + ,م0.3973حه 6 + بم0.0682 + ,0.01380 - وم0.1604+ که در آن ,م تا دم به ترتیب انعکاس طیفی " باندهای ۱ تا ۷ سنجنده مودیس هست. - تابش ورودی با طول‌موج کوتاه ([115) تابش ورودی با طول‌موج کوتاه (]|5 درواقع. شار تابش خورشیدی است که به صورت تابش مستقیم و پراکنده به سطح زمین می‌رسد و مقدار آن برای زمان تصویر و شرایط آسمان صاف و بدون ابرء به صورت ذیل محاسبه می‌شود (آلن و همکاران. ۲۰۰۲): 0 | -------- صفحهٔ بعد -------- ۶۸ ۳۵( روش‌های ب رآ ورد تبخیر در شرایط اقلیمی مختاف (۲۲-۳) بو ۷ بل 0۵90۳ مو 0 ها که در آن 05۳ ثابت خورشیدی (۷۷/۳:2 ۱۳۶۷)» 2050 کسینوس زاویه ورودی خورشید. 17 معکوس مربع فاصله زمین تا خورشید (بدون بعد) و 79۷ ضریب شفافیت جوی (بدون بعد) هستند. معکوس مربع فاصله زمین تا خورشید (,4) با استفاده از رابطه دافی و بکمن (۱۹۸۰) که در نشریه فائو ۵۶ نیز ارایه‌شده است. محاسبه می‌شود: 2 ِ (۲۳-۳) تشگ 0۷ )0.03305 +1 - بل 365 که در آن 109 روزهای متوالی سال از ابتدای سال میلادی هست. مقدار بل بین ۰/۹۷ تا ۱/۰۳ و مقدار (15۱)51 بسته به محل و زمان تصویربرداری مابین ۲۰۰ تا ۱۰۹۰ وات بر مترمربع متغیر است. شفافیت جوی به صورت نسبتی از تابش ورودی که از جو عبور می‌کند. تعریف‌شده و نشان‌دهنده‌ی اثرات جذب و پراکنش در داخل جو هست. شفافیت جوی ‎)٩۷۷(‏ که با فرض وجود آسمان صاف و بدون ابر و شرایط نسبتا خشک بر اساس رابطه مبتنی بر ارتفاع که در نشریه فائو-۵۶ آرایه‌شده» محاسبه می‌گردد: 7 - 075+ 2 )۲۴-۳( بدین منظور ارتفاع نزدیک‌ترین ایستگاه هواشناسی به عنوان ارتفاع معرف توصیه می‌شود. چنانچه از مدل سبال کوهستانی استفاده شود. این پارامتر بایستی با تصویر مدل رقومی ارتفاعی " منطقه جایگزین گردد. شیوه محاسبه مقدار زاویه ورودی تابش خورشیدی (0) در مدل اولیه سبال و مدل کوهستانی متفاوت هست. چنانچه از مدل سبال کوهستانی استفاده شود. محاسبه 0 کمی پیچیده شده و نیازمند محاسبه تصاویر عرض جغرافیایی (0)» میزان شیب (5) و زاویه جهت شیب (۷) برای هر پیکسل از تصویر خواهد بود. محاسبه این سه پارامتر با استفاده از مدل رقومی ارتفاعی صورت می‌پذیرد. نهایتا میزان 0 با استفاده از رابطه زیر به دست می‌آید: ٩۱ )6( 05)0( ٩1 )٩( 005)7(‏ - (ح)دم (0) ۱ (0) ۹1 +0مم + 005)0( 05)0( 005)5( 05)0(( ۳ + 005)۵0( ٩1 )0( ٩10 )5( 05)7( 05)0(( ۲۵-۲۱ + 005)0( ٩1 )0( ٩11 )5( ٩112 )0(( که در ان 6 زاویه انحراف زمین و 0 زأویه ساعتی برحسب رادیان هست. که به ترتیب از روابط زیر محاسبه می‌شوند: (۲۶-۳) [1. 39- (120 365 /27) ]| 0.4090 - 86 (۲۷-۳) [12-(8+(سا - با)12])۱+0.06667/ ۵-73 (۲۸-۳) (0 )0.025۹1 - (005)0 0.1255 - (20) 0.16451 ع م5 ۱" ۷ -------- صفحهٔ بعد -------- فصل سوم - روش‌های بر ورد تبخیرتعرق واقعی ۳۵( ۶۹ - 27)100۷-81( / 4 )۲۹-۲( که در آن هاء 170۷ ترتیب روزهای متوالی از ابتدای سال میلادی, ] زمان استاندارد برای گذر ماهوارهء طول جغرافیایی مرکز ناحیه مورد نظرء طول جغرافیایی مرکز تصویر ماهواره‌ای و تصحیح فصلی برای زمان خورشیدی برحسب ساعت هستند. تمامی پارامترهای معادله فوق برحسب رادیان جایگذاری می‌شوند. چنانچه از مدل اولیه سبال استفاده شود. رابطه (۲۵-۳) به صورت رابطه زیر تغییر می‌یابد (آلن و همکاران. ۲۰۰۲): (۲۰-۲) (م۵)0م (05)0 (0) 05 + (0) ‎٩۱ )۵( ٩۱‏ > ری - تابش ورودی با طول‌موج بلند( ‎)٩1( تابش ورودی با طول‌موج بلند ۱ » شار تابش حرارتی از اتمسفر به زمین هست که با استفاده از معادله استفان - بولتزمن قابل‌محاسبه است (آلن و همکاران, ۲۰۰۲): 4 (۳۱-۳) 6۳ ,8 > رگا ۷ 1 ۲ (10*۷5.67چب) که در آن ۵82۵ گسیل‌مندی جوی (بدون بعد؛ معادله ۳۲-۳) 6 ثابت استفان-بولتزمسن 1 و ,1 دمای هوای نزدیک سطح (۳ا) هست. برای محاسبه ع2 از معادله تجربی باستیانسن (۱۹۹۵) استفاده می‌شود (آلن و همکاران. ۲۰۰۲): 0. 09 ) )۳۲-۳( 8 > 0. 85 )-10 5 با فرض معادل بودن ,] با دمای سطحی در پیکسل سرد (آلن و همکاران. ۲۰۰۲) معادله (۲ - ۲۱) به صورت زیر قابل جای‌گذاری خواهد بود: (۳۳-۳) دروم0 ۳۳ )0.85 حل با که در آن مت میزان دمای دمای سطح زمین در پیکسل سرد است که با توجه به رقوم ارتفاعی سطح زمین تصحیح می‌شود. مقدار ۰۱-۲ بسته به محل و زمان تصویربرداری از ۲۰۰ تا ۵۰۰ وات بر مترمربع تغییر می‌کند. (۳۲۳۴-۲) [ و۲1 - /152 ]0.0065 + ررمیآ > هیآ - تابش خروجی با طول‌موج بلند (141.1) ۱- 130018 108۷۵۷6 0 2- ۸۵۵۵16۲16 (۷ -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۰ ۳۵( روش‌های ب رآ ورد تبخیر در شرایط اقلیمی مختاف تابش خروجی با طول‌موج بلند" (141]. 1)» شار تابش حرارتی گسیل‌شده از سطح زمین به اتمسفر هست که فرمول آن به صورت ذیل است (آلن و همکاران. ۲۰۰۲): 6 )۳۲۵-۳( که در آن.«8 گسیل‌مندی سطحی آ" (بدون بعد)» 6 ثابت استفان - بولتزمن (5.67 *۱07 ) و75 دمای سطحی 4 7 (درجه کلوین) می‌باشند. مقدار ۰ از روی تصویر دمای سطحی و به ازا هر پیکسل قابل‌استخراج خواهد بود. مقدار ۲[ بین ۲۰۰ تا ۷۰۰ (*/۱۷۷) بسته به زمان و مکان تصویر متغیر است. - گسیل‌مندی سطحی گسیل‌مندی سطحی به صورت نسبت آنرژی گرمایی تابیده‌شده از سطح مفروض به آنرژی گرمایی تابیده‌شده توسط جسم سیاه در همان دما تعریف می‌شود. در مدل سبال دو نوع گسیل‌مندی سطحی تعریف می‌شود. اولین گسیل‌مندی, معرف رفتار سطح برای گسیل حرارتی در باند کم‌پهنای حرارتی بوده و با علامت ۵ ۸1" نشان داده می‌شود. دومین گسیل‌مندی, معرف رفتار سطح برای گسیل حرارتی در محدوده وسیع حرارتی (۶ تا ۱۴ میکرومتر) بوده و با علامت 80 نشان داده می‌شود. گسیل‌مندی سطحی مذکور بر اساس نوع پوشش سطح زمین و با استفاده از روابط تجربی آرایه‌شده در جدول (۲-۳) به دست می‌آیند. ۱- 00۱۵018 ۵2۷/۵۷۵ 3 2- 5۳۲006 ۳(۷ 3- ۸0۳۳۵۳ ۵۵ ۳۵۹۱۵۱۹۹۱۷۱۷ ۵ 7 -------- صفحهٔ بعد -------- فصل سوم - روش‌های ب رآ ورد تبخیرتعرق واقعی ۳۵( ۵ جدول ۳-۳- روابط تجربی محاسبه ضریب گسیل‌مندی سطحی بر اساس نوع پوشش سطح (منبع: آلن و همکاران. ۲۰۰۲) (0.01)1۸1 +095 ک رمع (0.0033)1۸1 + 0.97 < جع 3 آ۸] سس 0 < [/۲۷1(۱ ده 5 > نع (۱۷۷/۵1۵۲ )0.47 > 0 سس 0 > ]۷1۷1 9 > جع (0.47)510۷ 02 که در آن‌ها 71 و آ۸]آ شاخص‌های گیاهی هستند که در ادامه نحوه محاسبه آن‌ها تشریح خواهند شد. - شاخص‌های گیاهی - شاخص تفاضل نرمال شده گیاهی (۳۷1(۷1) این شاخص متاثر از وضعیت و میزان پوشش گیاهی در سطح زمین بوده و با استفاده از داده‌های مربوط به باندهای قرمز (0۸) و مادون‌قرمز (0(: ۸) تصاویر ماهواره‌ای و از رابطه ذیل محاسبه می‌گردد: (۳۶-۳) ۲۲۸ - ]۲ ۳ چ0۱ کاملا پوشیده از گیاه» یک و برای سطوح آبی و ابرها مقدار آن معمولا کم تر از صفر است. در سنجنده های مختلف. باندهای مربوط به طول‌موج قرمز و مادون‌قرمز متفاوت بوده که شماره باند معرف این دو طول‌موج به همراه دامنه تغییرات آن در جدول (۴-۳) آورده شده است. جدول ۴-۳- باندهای معرف طول‌موج‌های قرمز و مادون‌قرمز و دامنه تغییرات آن‌ها در سنجنده‌های مختلف (آلن و همکاران. ۲۰۰۲) 5 ۸۵۹۵۱ ]1 (۲ا 0.7 - 0.6) 5 1730۵0 (۲ا 7)0.8-1.1 0۳ (۲۳۵ط 6)0.7-0.8 17300 ۷1 1۵۲۵۹۵ (1مم 3)0.63-0.69 1330 ۷ 1۵۵۹۵ (۱بم 3)0.63-0.69 17۵0۵0 (۲م 4)0.75-0.90 170300 ۲- شاخص تعدیل خاک پوشش گیاهی (5۸۷1) در مناطقی با پوشش گیاهی اندک و رطوبت بالا (مثلا در اثر وقوع بارندگی)» بازتابش نور در طیف‌های قرمز و مادون‌قرمز از سطح خاک. می‌تواند مقدار شاخص پوشش گیاهی را تحت تاثیر قرار دهد. ازاین‌جهت شاخص 5۸۷1 سعی در کاهش اثرات خاک سطحی بر روی شاخص ۸1۷1 دارد. به‌گونه‌ای که اثرات رطوبت خاک در این شاخص کاهش (۳۷-۳) 1+م ۳۳۹۸۳۸ - ]م5۸ 1+ چم + چردم) -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۲ ۳۵( روش‌های برآ ورد تبخیر در شرایط اقلیمی مختلف که در آن فاکتور تصحیح اثرات زمینه خاک هست و از صفر برای پوشش‌های متراکم تا یک برای تراکم‌های کم‌تر متغیر است. آلن و همکاران(۲۰۰۲) مقدار ۰/۵ را برای فاکتور مذکور پیشنهاد داده‌اند. درحالی که روش محاسبه دقیق‌تر آن را نیز بیان نموده‌اند. ۳- شاخص سطح برگ (۸1ر]) شاخص سطح برگ بیان گر بیوماس و مقاومت تاج پوشش گیاهی است و به صورت نسبت مساحت کل برگ‌های گباه به سطح سایه‌اندازی شده توسط آن گیاه تعریف‌شده و از رابطه زیر قابل‌محاسبه است: ۱ میت ها (۲۸-۳) 0 0.91 مقدار این شاخص بین صفر و شش (منطبق بر بیش‌ترین مقدار شاخص ]5۸۷ ۰/۶۸۷) متغیر است. این بدان معناست که تا زمانی که مقدار شاخص ]5۸۷ برابر ۰/۶۸۷ نشده» مقدار شاخص آ۸] افزایش یافته و پس‌ازآن با افزایش 1 تغییر محسوسی در مقدار [۸] مشاهده نخواهد شد. - دمای سطحی " در مباحث سنجش‌ازدورء دمایی را که در فضای بالای جو توسط سنجنده‌ها به دست می‌آید. دمای روشنایی " می‌نامند. باندهای مختلف تصویر با استفاده از معادله معکوس پلانک و طبق رابطه زیر به دست می‌آید. پس ازآن مقدار دمای سطحی طبق رابطه‌ای که به نوع سنجنده بستگی خواهد داشت. محاسبه می‌گردد. 1 (۳۹-۳) مت مر 1+ 6 )اند ]721۹۸ که در آن ۳ ثابت پلانک 9 ۵0 ۴ ثابت استفان-بولتزمن ( ۱1 0 ۲ سرعت نور (31050«/۶)» 1۴۸0 تابش هر باند که از روی تصویر به دست می‌آید و .2 طول‌موج در وسط باند (متر) و 0.] لگاریتم در پایه طبیعی است. در سنجنده مودیس می‌توان با استفاده از دمای روشنایی محاسبه‌شده برای باندهای حرارتی ۲۳۱و 6 5۳۲۵66 00فا -[ 8۲18656 -2 -------- صفحهٔ بعد -------- فصل سوم - روش‌های بر ورد تبخیرتعرق واقعی ۳/۵( ۳۳ ۲ (به ترتیب ,+7 و (: 1) مقدار دمای سطحی را با استفاده از رابطه زیر برآورد نمود. طول‌موج وسط باندهای ۳۱ و ۳۲ در سنجنده مودیس به ترتیب ۱۱/۰۲ و ۱۲/۰۲ میکرومتر هست. (۴۰-۳) 6 + *( ,)0.39 + ( 1.347 -( دی( 0.780 -( 2.3403 +۶( 10.393 در نسخه مدل سبال کوهستانی (مورد استفاده در این راهنما) معادله بالا به صورت زیر اصلاح می‌شود: (۴۱-۳) (ین دول - 0.0065)0501 + 1 رورا که در آن 7 مقدار دمای سطحی اصلاح شده با در نظر گرفتن اثرات توپوگرافی و ».و1 ارتفاع ایستگاه - انتخاب پیکسل‌های سرد و گرم روش سبال از دو پیکسل شاخص " جهت تعیین شرایط مرزی ثابت. در معادله توازن انرژی استفاده می‌کند. در چراکه دقت مدل سبال تا حد زیادی به نحوه انتخاب این پیکسل‌ها بستگی دارد. پیکسل سرد از منطقه پوشیده از پوشش گیاهی کامل و کاملا آبیاری شده انتخاب می‌شود که در آن دمای سطحی برابر با دمای هوای نزدیک سطح فرض می‌شود. پیکسل گرم نیز از یک زمین کشاورزی بدون پوشش گیاهی و خشک که در آن تبخیرتعرق صفر فرض می‌شود. انتخاب می‌گردد. انتخاب پیکسل‌های سرد و گرم به تمرین و مهارت نیاز دارد. زیرا کیفیت محاسبات درروش سبال وابسته به دقت در انتخاب این دو پیکسل است. در انتخاب پیکسل های مذکور از عواملی چون دمای سطحی, آلبیدو و شاخص های پوشش گیاهی استفاده می شود. بدین صورت که پیکسل سرد دارای دمای پایین» آلبیدویی در حدود ۰/۲۲ تا ۰/۲۴ مطابق با زمین یونجه و مقدار شاخص گیاهی تفاضلی نرمال شده (۸7101) بالا باشد درحالی که پیکسل گرم دارای دمای بالاء آلبیدوی بالا مشابه با سایر زمین‌های خشک و بدون پوشش گیاهی و مقدار ]۱۷1۷1 پایین باشد. در انتخاب پیکسل های سرد و گرم باید دقت نمود تا از انتخاب دماهای خیلی پایین یا خیلی بالا اجتناب شود. چنانچه دمای پیکسل سرد خیلی پایین انتخاب شود. مقدار تبخیرتعرق در پیکسل هایی که تبخیرتعرق کامل داشته اما دمای بالاتری دارند. کم تر از مقدار واقعی برآورد می شود. در رابطه با پیکسل گرم نیز چنانچه دمای آن خیلی بالا انتخاب شود. مقدار تبخیرتعرق پیکسل‌های با دمای کم‌تر اما مقدار تبخیرتعرق معادل صفرء بیش‌تر از صفر خواهد شد. با افزایش ارتفاع, دمای هوا کاهش می یابد. اگر پیش از تصحیح ارتفاع برای دمای سطحی, مبادرت به انتخاب پیکسل سرد و محاسبات مربوط به اختلاف دمای هوای نزدیک سطح با دمای سطحی (17) شود مقدار تبخیرتعرق در مناطقی ۱- ۸0000۶ 8۵5 -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۴ ۳۵( روش‌های ب رآ ورد تبخیر در شرایط اقلیمی مختاف که به سبب افزایش ارتفاع و آفتاهنگ دماء دمای پایین‌تری را نشان می‌دهند. میزان تبخیرتعرق, بیش‌تر محاسبه می‌شود. بنابراین نیاز است که مقدار دمای سطحی (. 1) بر اساس افتاهنگ اصلاح گردد (آلن و همکاران,۲۰۰۲). برس مقدار تصحیح‌شده دمای سطح زمین با احتساب اثرات توپوگرافی و افتاهنگ دما هست. در آنتخاب پیکسل سرد و گرم باید به نکات زیر توجه کرد: - انتخاب حدس اولیه از دمای پیکسل سرد با توجه به پوشش گیاهی پیکسل‌ها - عدم انتخاب پیکسل‌های بی‌نهایت سرد تصویر. - برای به دست آوردن بهترین نتیجه. آلبیدوی پیکسل سرد بهتر است ۰/۲۲ تا ۰/۲۴ باشد تا به گیاه مرجع - شاخص سطح برگ نیز باید از ۴ تا ۶ متغیر باشد. انتخاب پیکسل گرم از انتخاب پیکسل سرد مشکل‌تر است. زیرا با توجه به دما پیکسل‌های زیادی برای پیکسل گرم مورد توجه هستند. پیکسل گرم باید در منطقه‌ای خشک و بایر کشاورزی انتخاب شود که بتوان فرض نمود تبخیر و تعرقی در این پیکسل اتفاق نمی‌افتد. پیشنهاد می‌شود این پیکسل در منطقه بیابانی, آسفالت. پشت‌بام یا سایر نقاط بی‌نهایت گرم انتخاب نشود. زیرا رابطه بین آل و .7 در این مناطق برخلاف آنچه در مناطق کشاورزی صادق است. خطی اینکه پوشش گیاهی کم دو شار گرمای محسوس (آسمانه و خاک) ایجاد می‌کند. مناسب نیست. پیکسل گرم باید آلبیدوی سطح مشابه سایر زمین‌های گرم و بایر محدوده داشته باشد. شاخص سطح برگ باید در حدود * تا ۰/۴ باشد. - شار گرمای خاک (6)) شار گرمای خاک. میزان انتقال گرما در داخل خاک و پوشش گیاهی در اتر هدایت مولکولی است. از آنجا که محاسبه مستقیم مقدار شار گرمای خاک با استفاده از ماهواره مشکل بود. در روش سبال ابتدا نسبت ,1/16 در نیمه روزء با استفاده از معادله تجربی آرایه‌شده توسط باستیانسن (۲۰۰۰) به صورت ذیل محاسبه شد (آلن و همکاران, ۲۰۰۲): (۴۲-۳) ۱ 0.98۶ - 1 0.00745 + سد که که در آن. .7 دمای سطحی (برحسب درجه سانتی گراد)» ]۲1۷1 شاخص تفاضل نرمال شده گیاهی ,| شار تابش خالص سطحی و » آلبیدوی سطحی) هست. مقدار ن) با ضرب کردن نسبت فوق در ,16 به دست می آید. جنانجه مقدار 1 کم تر از صفر باشد. سطح مذکور آب تلقی شده و نسبت ,00/1 برای آن با ۵/* در نظر گرفته می شود. مناطق دارای مقدار 1۵ کم‌تر از ۴۵ و 0 بیش تر از ۰/۳۵ باشد. مناطق پوشیده از برف فرض شد و نسبت 0/1۳) برای این -------- صفحهٔ بعد -------- فصل سوم - روش‌های ب رآ ورد تبخیرتعرق واقعی ۳۵( ۳۵ شار گرمای محسوس, میزان هدر رفت گرما است که به‌واسطه اختلاف دما میان سطح زمین و هوای مجاور آن ایجاد ۰ ۳ ه ۱ . ۲ ی ۰ ۰ ۰ 1 س و از طریق همرفت و هدایت مولکولی منتقل می‌گردد. نحوه‌ی محاسبه این مولفه در معادله بیلان آانرژزی و در الگوریتم سبال, از پیچیده ترین و طولانی ترین مراحل کار هست که گام به گام تشریح خواهد شد. مقدار این مولفه در حالت کلی از معادله ذیل محاسبه می‌شود (آلن و همکاران. ۲۰۰۲): اتمد تخمه او 131 که در آن 6 چگالی هوا (۴8/13)» 20 گرمای ویزه هوا (1۳6/ع۳/[ 1004) آل اختلاف دما (برحسب درجه کلوین) )۴۳-۳( دو مجهول «,۲ و ال وجود دارد که حل آن را دشوار می‌سازد. الگوریتم سبال برای غلبه بر این مشکل و ساده‌سازی محاسبات. از دو پیکسل سرد و گرم و سرعت باد در ارتفاع معین استفاده می کند. در دو پیکسل فوق می توان مقادیر قابل‌اعتمادی برای [] محاسبه نمود و به کمک آن مقادیر 4 در این دو پیکسل را برآورد نمود. میان دو ارتفاع 2و 7 (به ترتیب ۰/۱ 9 ۲ متر) و :1 مقاومت آیرودینامیکی برای انتقال گرما (10/د5) است. در این معادله سینوپتیک واقع در منطقه موردمطالعه شرایط جوی خنثی برقرار باشد و در ادامه صحت این فرض کنترل می گردد. با فرض چنین شرایطی مراحل محاسباتی زیر انجام می‌پذیرد: ۱(- سرعت اصطکاکی در ایستگاه هواشناسی ,(.) که نوسانات تلاطمی سرعت باد در هوا را به صورت کمی بیان می‌کند. با استفاده از سرعت باد - که با استفاده از داده‌های ایستگاه سینوپتیک برآورد می‌شود- در زمان تصویر ماهواره‌ای (,)۰ ارتفاع اندازه گیری سرعت باد در ایستگاه سینوپتیک (,)و طول زبری تکانه در ایستگاه و(یم. 7) محاسبه می‌شود: (۴۴-۲) 05 خو(ی27) )| 4. (۴۵-۳) (,0.41 _ خب(ین) 2 ]1 ) به طوری که | متوسط ارتفاع پوشش گیاهی در محدوده‌ی ایستگاه هواشناسی است. ۲- در روش سبال, جهت حذف اثر زبری سطح بر روی سرعت باد. سرعت باد اندازه‌گیری شده در ایستگاه هواشناسی به‌سرعت باد در ارتفاع ۲۰۰ متری برای هر پیکسل (ارتفاع اختلاط) تبدیل می‌شود: |۲0 2-0 -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۶ ۳۵( روش‌های ب رآ ورد تبخیر در شرایط اقلیمی مختاف ۱ 200 اما ) 0.41 ارتفاع ۲۰۹ متری برای تمامی پیکسل‌ها به صورت زیر تصحیح می‌گردد: (۳۶-۳) ( +11) > و( ودا) (۴۷-۳) 3 و( وو2ا) 7 زور( 00 ) [٩ ۲0۵‏ - 1۳۸۵ (۴۸-۳) ۶ رجا دی 1000 در رابطه اخیر «م ضریب وزنی سرعت باد برای اصلاح آن در شرایط کوهستانی است. ۳- در این مرحله و به منظور محاسبه سرعت اصطکاکی باد در هر پیکسل. ابتدا بایستی طول زبری مومنتم (تکانه) در هر پیکسل از تصویر برآورد شود. طول زبری مومنتم در هر پیکسل از تصویر برحسب نوع کاربری آن مومنتم در آن پیکسل از رابطه زیر محاسبه می‌گردد (آلن و همکاران۲۰۰۲۰). 7... - 0.018۸1 )۴۹-۲( (7 مقدار این پارامتر در کاربری‌های غیر از کشاورزی از جدول زیر به دست می‌اید. حدول ۵-۳- مقاد بر طول زبری مومنتم (7012) برای انواع کاربری‌های مختلف اراضی برحسب متر (آلن 9 همکاران. ۲۰۰۲) نوع کاربری اراضی سا شا تحت مه کت ه 5- 51006 (۳۲- ۵( 5005 ۳ ۱ 0 7 )70۳ در رابطه فوق مقدار شیب - که با استفاده از مدل رقومی ارتفاعی تهیه می‌شود - در هر پیکسل برحسب درجه اعمال ۴- سرعت اصطکاکی اولیه در هر پیکسل از تصویر با استفاده از معادله زیر محاسبه می‌گردد: ری( ومد )0.41 (۵۱-۳) 20 200 ( 1 200 ۱ 7 سا 7 +) 0113) زیر محاسبه می‌گردد: -------- صفحهٔ بعد -------- (1۳)22 (۵۲-۳) سار - 1( مقادیر ,لو دم دو ارتفاع در داخل پوشش گیاهی و در بالای سطح جابجایی صفر هستند که در الگوریتم سبال به ترتیب مقادیر ۰/۱ و ۲ متر برای آن‌ها لحاظ می‌شود. ۶ حل معادله شار گرمای محسوس (۲1) نیازمند مشخص بودن مقدار 47 است. برای یافتن مقدار پارامتر مذکورء الگوریتم سبال از دو پیکسل شاخص برای مشخص کردن شرایط مرزی در معادله بیلان آنرژی استفاده می‌کند. ویزژگی‌ها و نحوی انتخاب آن‌ها تشریح شده است. همان‌طور که قبلا هم بیان شد. صحت نتایج تبخیرتعرق به دست‌آمده از الگوریتم سبال وابسته به میزان دقت در تعیین صحیح این دو پیکسل دارد. همان گونه که قبلا بیان شد. الگوریتم سبال, به‌منظور برآورد مقدار 17 در هر یک از پیکسل‌های یک تصویر خاص, از مقادیر شار گرمای محسوس, دمای سطحی و اختلاف دما میان دمای سطحی و دمای هوا در دو پیکسل سرد و گرم سود می‌جوید. مقادیر مذکور در این دو پیکسل از روابط زیر برآورد می‌شوند: (۵۳-۳) ا یآ ور (11۳)] ۸ امن( 0( 9 امن( ( را (۵۳-۳) ۱1 یم (۲۳ ).2 9 (60(۵) 9 ۱۳۳ 0( َ ی ۱ زرم۱ ام ۲1 (۵۵-۳) 1 یرل ۳ رم۱ ۱ ل ۱ 1 0۱ ۳ ۵ 4 زر( 03) ۴[ ی )۱ 0 ۱ (۵۷-۳) 5۴[ - پورن )0.00236 -2.501] 2 در روابط فوق ۸ گرمای نهان تبخیر (ژول بر کیلوگرم) پرترر, +7 (برحسب درجه کلوین) مقدار دمای سطحی اصلاح شده با در نظر گرفتن اثرات توپوگرافی هست و بی,177 مقدار تبخیرتعرق پتانسیل ساعتی است که از رابطه پنمن - مانتیت فائو محاسبه‌شده است. اندیس یک برای برخی از پارامترها بیان‌گر مقادیر اولیه برای آن‌ها است که در صورت نیاز بایستی اصلاح گردند. پارامتر .137 کسر تبخیرتعرق پتانسیل بوده و مشابه ضریب گیاهی عمل می‌نماید. مقدار آن در پیکسل سرد به‌شدت تحت تاثیر وضیعت پوشش گیاهی در این پیکسل بوده و بین صفر تا ۱/۰۵ متغیر است. مقدار همین پارامتر در پیکسل گرم تابعی از میزان بارندگی در طی ۵ روز ماقبل تصویر هست؛ به‌نحوی‌که اگر میزان بارندگی مذکور کم‌تر از ۱۵ میلی‌متر باشد. مقدار بآ در پیکسل گرم صفر و اگر میزان بارندگی مذکور بیش‌تر از ۱۵ میلی‌متر باشد مقدار بپمآت] برابر با ۰/۸ ۰۹/۵ ۰/۳ ۲۳ و ۰/۱ به ترتیب برای بارندگی در یک. دو سه. چهار و پنج روز قبل از تصویر در نظر گرفته می‌شود. -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۸ ۳۵( روش‌های ب رآ ورد تبخیر در شرایط اقلیمی مختاف با معلوم بودن دمای سطحی و اختلاف دما (دمای سطحی و دمای هوا) در دو پیکسل سرد و گرم الگوریتم یافتن ضرایب معادله مذکورء مقادیر اولیه پارامترهای آل و .7 را به ترتیب برای هر پیکسل از تصویر برآورد می‌نماید: (۵۸-۳) ۳( مور )2 > ر(0) (۵۹-۳۲) 7( آ0) - ( مور و1 ) > رل ا) ِ. : ع یی : ۷- مقادیر فشار هوا (کیلو پاسکال) و چگالی هوا ری برای هر پیکسل از تصویر به ترتیب با استفاده از روابط 17 ۶ 0.00650 - 293 (۰-۳ع) 1 شش از رواد 2903 1000۳ (۶۱-۳) سس سس ررویی ((:1.01)2877 انش ۸- سرانجام مقدار اولیه شار گرمای محسوس در هر پیکسل از تصویر و به کمک رابطه زیر برآورد می‌شود: (۶۲-۳) ۹ - ربی 1 -٩‏ همان‌گونه که قبلا اشاره شد. میزان اولیه شار گرمای محسوس با فرض خنثی بودن شرایط جوی تقریب زده می‌شود. درحالی که شرایط مختلف پایداری اتمسفر به‌شدت بر روی مقاومت آیرودینامیکی موثر است و بایستی - ابوخوف (]) کنترل گشته مقادیر سرعت اصطکاکی (.) و مقاومت آیرودینامیکی (,م) اصلاح گردند. مقدار طول پایداری مونین - ابوخوف که شرایط پایداری اتمسفر را تعیین می‌نماید از رابطه زیر قابل‌محاسبه است: 1 [,(0)] ۱( بیم)(۱004) ((0.419.8117) )]( 2 - )۶۳-۳( در رابطه مذکور چنانچه 0 > باشرایط جوی ناپایدارء اگر 0)< با شرایط جوی پایدار و اگر 0<با شرایط جوی خنثی در نظر گرفته می‌شود. بسته به شرایط پایداری اتمسفر, مقادیر تصحیحات پایداری برای انتقال مومنتم و گرما ( پم ۰,۷۶ /۷) به صورت ذیل محاسبه و مقادیر اصلاح شده سرعت اصطکاکی و مقاومت آیرودینامیک به دست خواهند آمد (آلن و همکاران۲۰۰۲): الف - شرایط جوی ناپایدار( 0 > . 1 ): 200 (25 60 ][-[|ا< 2۸ 10 ِ [ دود | -------- صفحهٔ بعد -------- فصل سوم - روش‌های بر ورد تیخیرتعرق واقعی ۱۳۵( ۳۹ 25( 2 (۶۵-۳) 1-160 مر | 1(۱) 025 0 (۶۶-۳) ۳-۱ َ )+۱ د)2) +1 (۶۷-۳) 7 + ,( د26) ] 2۸۳۵۵ 9 اآسواها ]+ لسکا 0 << 1 ۱۱۷۳۵00 (بردلا) +۱ (۶۸-۳) اْ ی 2 ات ۷۸۵ 2 ۱ )+۱ (۶۹-۳) میا 0 < رسد ب - شرایط جوی پایدار ( 0 <ا): 2 (۷۰-۲) ۱ او 7 ۷0 2 (۷۱-۳۲) راو ۷ 0.1 (۷۲-۳) او 7 ۱۷۸۵ ج- شرایط جوی خنثی ((0)-ا): (۷۳-۳) 0 ا ۱۱۷۳۵۵ َ ا ۱۷ 7 ا (۵۵000 ۱۷۳ نوی ب( مود )| 0.4 (۷۴-۳) له 0 ی د(0ا) 200 َ ا (۵۵00 ۱۷ 9 )۱۳ ( 111111 )0111 2 ( و۱ 0) ۹/۱۱ ۳+ ( (در2) ۱/۷ 0 1 (۷۵-۲) سس و( زرا ) محاسبات بند ۶ تا ‎٩‏ مجددا آن‌قدر تکرار خواهد شد تا اختلاف دو مقدار متوالی ۲ یا ۲۵ در داخل پیکسل گرم به صفر میل نماید (کم‌تر از ۵ درصد). در این مرحله مقدار نهایی شار گرمای محسوس با استفاده از مقادیر نزهایی شده آل و 1۵0 قابل برآورد خواهد بود. در شکل (۳-۱۱) فلوچارت مربوط به روند محاسبه شار گرمای محسوس نشان داده شده است. -------- صفحهٔ بعد -------- ۸۰ ۳۵( روش‌های ب رآ ورد تبخیر در شرایط اقلیمی مختاف 0۴ < با لا ت ی 37و۵6 1 2 0/7 <- ] (299) 1 سل وم 2 مند<!)] ( 10:09 ط )مود الا (22) ۱۷لا (دع) ۱۶ (شت) درا 7 11 1۵۸ ۸۱۷0 را تک 21۱۸1 +110 21۱۸ 0010 7 - بر که و7 4و 8-6 > ومیل (م0۳)/جم ۰ مرا < بوپز07 | (وط)/ج ۱ ممملط 2 م6۲ لا + دیول - (غج) 1 ما ۳۲ با ها شکل ۱۱-۳- فلوچارت مربوط به روند محاسبه شار گرمای محسوس (منبع: جوادیان و همکاران. ۱۳۹۸) - شار گرمای نهان و تبخیر تعرق لحظه‌ای شار گرمای نهان میزان هدر رفت گرما از سطح به علت فرآًیند تبخیرتعرق هست و از آنجا که مقادیر شار تابش خالص ( 10)» شار گرمای محسوس (1آ) و شار گرمای خاک (0)) که تاکنون به دست‌آمده مقادیر لحظه‌ای و برای زمان گذر ماهواره می‌باشند. مقدار شار گرمای نهان (۵ ۷ 50 0 نیز به صورت لحظه‌ای است..۸ 7 مقداری است که توسط ماهواره به دست می‌آید بنابراین مقدار عددی .2 باید محاسبه شود تا با تقسیم عدد مربوط در هر پیکسل, مقدار ۳:1 به دست آید. با استفاده از شار گرمای نهان لحظه‌ای, مقدار ۳ لحظه‌ای به صورت ذیل به دست می‌آید (آلن و9 همکاران. ۲ (۷۶-۳) ان > م۳۲ ۸ که ۳1۱۹۲ مقدار تبخیرتعرق لحظه‌ای (113/۲). ۸ گرمای نهان تبخیر (ع68/[) و عدد ۲۶۰۰ برای تبدیل زمان از ثانیه به ساعت هست. مقدار ۸ از معادله (۴ - ۷۷) قابل‌محاسبه است (آلن و همکاران. ۲۰۰۷): (۷۷-۳) 8۴ (273. 15-,2.501-0.00236)7 |- 2 کسر تبخیرتعرق پتانسیل به صورت نسبت تبخیرتعرق لحظه‌ای (۳1111181) محاسبه‌ شده برای هر پیکسل (11117/]7) به تبخیر تعرق پتانسیل (۳10) محاسبه‌شده از داده‌های هواشناسی برای زمان تصویر (1113/۳) تعریف می‌شود (آلن و همکاران. ۲ -------- صفحهٔ بعد -------- (۷۸-۳) سلت - مج ۳ مشابه ضریب گیاهی (1۳۵) بوده و جهت برونیابی ]۳ از زمان تصویر به دوره ۲۴ ساعته یا طولانی تر استفاده می شود. مقدار ۳10۳ عموما بین * و ۱ تغییر می‌کند. به طوری که در پیکسل کاملا خشک مقدار ۳1-0 و ۳]0۳-0 و در پیکسل سرد درصورتی که در مزرعه یونجه یا ذرت واقع‌شده باشد ]۳ آن تااندازه‌ای بیش‌تر از ۳70 است و بنابراین ۱ ۳10۳ (احتمالا ۱/۱) هست. مقادیر منفی برای ۳10۳ به علت خطاهای سیستماتیک که توسط فرضیات مختلف در سبال وارد می‌شوند.ء رخ می‌دهد. برای محاسبه 110 روابط متعددی آرایه شده است که از میان آن‌ها رابطه پنمن- مانتیت توسط فائو برای اکشر کشورهای با اقلیم خشک و نیمه‌خشک از جمله ایران پیشنهادشده است. غالبا مقادیر روزانه ۳:7 (,د1: 1) کاربرد بیش‌تری نسبت به مقادیر لحظه‌ای دارند. سبال مقدار ,د۳1 را با فرض اینکه ۳ لحظه‌ای, مشابه با میانگین 17,۳ در طول ۲۴ ساعت است. محاسبه می‌کند. مقدار ,د۳ ((۳/4۵) به صورت ذیل محاسبه می‌شود (آلن و همکاران, ۲۰۰۲): درک را یا دا یا نا )۳-۹۷( که ,]۳ مجموع ,]1 در طی ۲۴ ساعت برای همان روز تصویر هست که با جمع کردن مقادیر ساعتی ,۳7 با - تبخیر تعرق فصلی (۱مومعی» ]۳) با استفاده از برون‌یابی داده‌های تبخیرتعرق ۲۴ ساعته نسبت به تبخیرتعرق پتانسیل می‌توان تبخیرتعرق فصلی را از تصویر ماهواره‌ای تهیه کرد. در اینجا فرض این است که ۳۲۲ برای کل منطقه مورد مطالعه با تغییر ,137 در ایستگاه هواشناسی تغییر می‌کند. ,۳7 برای مکانی خاص (مثلا ایستگاه هواشناسی) محاسبه می‌شود بنابراین حالت واقعی را در هر پیکسل نشان نمی‌دهد. البته این موضوع چندان مهم نیست از آنجایی که ,]3 تنها به عنوان شاخصی از تغییر نسبی هوا و بنابراین 1 برای سطح تصویر به کار می‌رود. همچنین فرض بر این است که 11,5 که برای زمان تصویر محاسبه‌شده. برای کل دوره‌ای که توسط تصویر نشان داده شده ثابت است. برای محاسبه تبخیرتعرق فصلی نیاز به تعیین طول دوره‌ای دارد. که تصویر معرف آن است (این دوره بستگی به تعداد تصاویر دارد که هرچه تصاویر بیش‌تری در اختیار باشد طول دوره کوتاه‌تر می‌شود). .12 برای روز تصویرء 10 برای تمامی روزهای طول دوره مورد نظر است. سپس با استفاده از روابط زیر ]تا برای دوره مورد نظر به دست می‌آید (آلن و همکاران. ۲۰۰۲): 0۳600 اوه 1 (۸۰-۳) مات ر2 انا > پوزید ۲ 1 -------- صفحهٔ بعد -------- ۸۲ ۳۵( روش‌های برآ ورد تبخیر در شرایط اقلیمی مختلف که یمان تا مقدار کسر تبخیر در دوره مورد نظرء ده ,]تا مقدار روزانه تبخیرتعرق پتانسیل و 11 تعداد روزهای دوره است. در نهایت با استفاده از مجموع مقادیر یم‌نیم آ لا برای دوره مورد نظرء مقدار ۳1 برای آن دوره به دست می‌آید. البته باید توجه داشت که الگوریتم‌های سنجش از دور برآورد تبخیرتعرق واقعی, هرچند امکانات و نوآوری‌های فراوانی دارد. اما تولید نتایج از طریق این الگوریتم‌ها عمدتا نیاز به تخصص و مهارت و شناخت حوضه دارد. و در سوی دیگر. کاربرد آن‌ها در مقیاس‌های زمانی کوچک. هنوز با ابهاماتی مواجه است. اما در مقیاس زمانی و مکانی سال- حوضه. به جرات می‌توان آذعان داشت که این الگوریتم. نتایج بسیار آرزنده‌ای در کشف مولفه تبخیرتعرق واقعی به ویژه در محاسبات بیلان و نیز براورد آب مصرفی در بخش‌های کشاورزی و ارزیابی بهره‌وری آب دارد. هرچند متاسفانه هنوز در سطح کاربردی, سطوح اجرایی در کشور با این فناوری تا حد زیادی بیگانه است. ۵-۳- برآورد تبخیر واقعی با استفاده از محصولات و پایگاه‌های اطلاعاتی جهانی در شرایطی که اطلاعات مورد نیاز جهت برآورد تبخیر واقعی فراهم نیست. استفاده از داده‌های جهانی به ویژه محصولات ماهواره‌ای و ترکیبی مربوط به تبخیر می‌تواند تا حد زیادی راهگشا باشد. به این منظور در این بخش تلاش شده است تا نسبت به معرفی محصولات. مدل‌ها و پایگاه‌های جهانی موجود تاکنون اقدام شود. البته باید توجه داشت که تمامی این اطلاعات برای عموم قابل دسترس و استفاده نیست. ضمن اینکه بخشی از این اطلاعات و محصولات. پوشش سراسری نداشته و مناطق خاصی را پوشش می‌دهد. این محصولات. مزایای عمده‌ای دارد که مهم‌ترین آن‌هاء داشتن مقادیر توزیعی تبخیر واقعی (تبخیرتعرق واقعی) واقعی و وجود مقادیر تبخیرتعرق واقعی برای مناطقی است که لزوما اطلاعات دقیق و مناسبی برای آن وجود ندارد. البته در کنار این مزایاء معایبی نیز برای این نوع محصولات به طور بدیهی وجود دارد که اهم آن‌ها دقّت نتایج است. جوادیان و همکاران (۱۳۹۸) نشان دادند که در میان تمامی این محصولات و آلگوریتم‌های معتبر و معمول برآورد تبخیر تعرق واقعی با استفاده از اطلاعات ماهواره‌ای» همجنان الگوریتم سبال از دقت قابل قبولی برخوردار است. -------- صفحهٔ بعد -------- جدول ۶-۳- مشخصات محصولات. مدل‌ها و پایگاه‌های جهانی مربوط به تبخیر و با تبخیرتعرق واقعی (جوادیان و همکاران. ۱۳۹۸) 6 (۱110(1(15) معادله 1201131۸۱۱-۹10۲:۵۱1۱۱ هشت‌روزه., ماهانه و سالانه جهانی ۲۹۱۱۳-۳۲۰ او را ره ۱ معادله ([170111111۱-۹/101:1۵11 میانگین روزانه. ماهانه و سالانه جهانی از ز سال ۱۹۷۹ تا کنون (۷/01701) ۲۸0 الگوریتم 0016 ]711] اً ده روزه آفریقاء خاورمیانه ۹ نا کنون 66 معادله ۷۱0۲:]-13۳1۵۲10۱ جهانی ۴ تا ۲۰۰۷ 15۸۵6 5۸ 1 اروپاء آفریقا و امریکا ۱۱۷۸ مدل ۸1013۵۲۱:) 71:05-5) یک ساعته و ماهانه جهانی ۹ تا کنون 1.۹۹1 :۱ 1:۸1 مدل .اث11:551 : جهانی ۹ تا کنون 031)0(۸[7) معادله (ا17۵11۲11۵۱۱-۹10۲۲۵۱1 ۱۱۱ جهانی ۸ نا کنون : سم 1110۳۷[ 00۷ (۹/101111-6 5 : تس :1 231)(5) 17۵01111111-7 ۱۱۱ جهانی ۸ نا کنون -------- صفحهٔ بعد -------- -------- صفحهٔ بعد -------- تبخیر از سعلح آب -------- صفحهٔ بعد -------- -------- صفحهٔ بعد -------- فصل چهارم - تبخی راز سط ح آب ۳۵( ۸۷ ۱-۴- مقدمه تبخیر از پیکره‌های آبی مانند دریاچه‌ها و مخازن سدها همانند سایر سطوح تبخیر کننده مانند گیاهان و خاک‌های مرطوب. تاثیر محسوسی بر بیلان آب و انرژی بین زمین و اتمسفر دارد. از طرفی دانش تبخیر در طراحی و مدیریت مخازن سدها و دریاچه‌هاء عاملی اساسی محسوب می گردد چراکه میزان تبخیر بر ذخیره و بهره‌برداری بهینه از این برآورد تبخیر از دریاچه‌ها و مخازن سدهاء به دلیل عوامل مختلف تاثیرگذار بر آن» فرایند پیچیده‌ای است. اصولا شدت تبخیر از پیکره های آبی بیش تر با انرژی در دسترس و مورد نیاز تبخیر و امکان پخشیدگی بخار آب به اتمسفر کنترل می‌گردد. به دلیل پیچیدگی اندازه‌گیری مستقیم تبخیر عمدتا از میزان تبخیر آب از تشت در مجاورت دریاچه با مخزن سد به عنوان معیاری جهت برآورد تبخیر از دریاچه استفاده می شود و با استفاده از ضرایب تشت. تبخیر از تشت به دریاچه تعمیم داده می شود. این در حالی است که به دلیل تفاوت شرایط محیطی تشت و دریاچه. روابط ساده و خطی بین میزان تبخیر از این دو در بسیاری از موارد به لحاظ فیزیکی معتبر نبوده لذا روش تشت تبخیر اغلب به ویژه در بازه‌های زمانی کوچک. با خطای زیادی همراه خواهد بود. از این رو توسعه و کاربرد روش‌های محاسبه تبخیر از دریاچه و مخازن سدهاء مورد علاقه و توجه محققین در دهه‌های اخیر بوده و در عین حال به دلیل پیجیدگی ماهیت آن همواره به عنوان یک چالش جدی مطرح بوده است (مک‌ماهان و همکاران, ۲۰۱۳). بدون تردید تلاش‌های باون (۱۹۲۶) یکی از قوی‌ترین تئوری‌هایی است که به درک فیزیکی تبخیر و توسعه دانش آن کمک ویژه‌ای نموده است. وی با استفاده از گرادیان دما و رطوبت نسبی, چگونگی تبدیل آنرژی در دسترس به گرمای نهان و محسوس را تشریح نمود. بعدها پنمن تئوری مشهور خود را در خصوص برآورد تبخیر از سطوح آزاد آبی» سطح خاک و سطوح پوشش گیاهی با ترکیب مفاهیم آیرودینامیک تبخیر و بیلان انرژی, ارایه نمود (ینمن, ۱۹۴۸). پس از آن تقریبا دامنه وسیعی از روش‌های برآورد تبخیر توسعه داده شد. این روش‌ها در چندین گروه محتلف قابل تقسیم‌بندی است که برخی از آن‌ها عبارتند از روش‌های مبتنی بر بیلان انرژی (روزنبری و همکاران, ۲۰۰۷)» روش‌های تابش - دما (زو و سینگ, ۰ ۲۰ ضرایب تشت تبخیر (فو و همکاران. ۲۰۰۴) و روش‌های ترکیبی (جانیو و آنتونوپولس, ۲۰۰۷). به طور مثال گروه‌های مذکور شامل معادلاتی می‌شوند که توسط پنمن (۰.۱۹۴۸ ۱۹۶۳)» مکینک (۱۹۵۷)» جنسن -هیز (۱۹۶۳)» استفن - استوارت (۱۹۶۳)» پریستلی - تیلر (۱۹۷۲)» دبروین - کیجمن (۱۹۷۹) و بروتسرت - استریکر (۱۹۷۹) توسعه داده شده‌اند. حسب دقت و سادگی. معادلات مذکور, تاکنون مورد استفاده گسترده‌ای قرار گرفته‌اند. ۲-۴ استفاده از تشت‌های تبخبر عموما در بررسی‌های منابع آب کاربرد گسترده‌ای دارد (وینتر» ۱۹۸۱). مهم‌ترین نوع این تشت‌ها که در ایران نیز به طور -------- صفحهٔ بعد -------- ۸۸ ۳۵( روش‌های ب رآ ورد تبخیر در شرایط اقلیمی مختاف کمک ضریب تشت. به تبخیر از سطح آب مرتبط می شود. این ضریب وابسته به اقلیم منطقه. ابعاد و سایر خصوصیات ناچیز است. و برای اینکه این فرض تامین شود باید این روش برای تخمین‌های سالانه تبخیر مورد استفاده قرار گیرد (ایوانزء ۲۰۰۹). وینتر و همکاران (۱۹۹۵) نشان دادند که برآورد تبخیر به روش تشت تبخیر با اعمال ضریب تشت سالانه جهت برآوردهای ماهانه. خطایی بیش از 7۵۰ حاصل می نماید. مطالعات اخیر نشان داده است که برآوردهای تبخیر حاصل از روش تشت تبخیر در دریاچه‌ها و مخازن کم‌عمق مطلوب است در حالی که در دریاچه‌ها و مخازن عمیق‌تر که ذخیره گرمایی زیاد است. این نتایج با خطای زیادی مواجه است (مک‌جانت و همکاران, ۲۰۰۸). ۳-۴- روش بیلان انرژی نسبت باون روش اساسی که عمدتا به منظور برآورد تبخیر از سطح آب مورد استفاده قرار می گیرد روش بیلان انرژی نسبت باون است که در آن شار گرمای نهان تبخیر با اندازه گیری و یا تخمین سایر اجزاء بیلان انرژی به دست می‌آید (وینتر و همکاران. ۲۰۰۳). در این روش شدت تبخیر با استفاده از رابطه ذیل محاسبه می‌گردد (برونسرت. ۱۹۸۲؛ سیمون و مرو ۵ داس‌ریس و دیاس., ۱۹۹۸): ۷ با (ب07+(2)1+8)م که در آن ت: شدت تبخیر ‎٩۱(‏ 1)؛ ,8]: تابش خالص (*1 ۷۷)؛ [ا: تغفییر در ذخیره حرارتی آب (*3 ۷۷) که با )۱-۳( استفاده از پروفیل حرارتی دریاچه و اطلاع از سطح و حجم آب دریاچه حاصل می گردد ( مگومم - ۸ )؛ 2 گرمای نهان تبخیر (*18 [) + گرمای ویژه آب (0۱* "18 [)؛ ,1: دمای سطح آب (0)؛ 8: نسبت باون (بدون بعد) و پارامترهای م۵ ۰ 1 7 و ا۵ به ترتیب چگالی آب (8/81»). ظرفیت گرمایی ویژه آب (۳:۱* "۴8 [) عمق (متر)» تغییرات مکانی متوسط دمای آب (6) و دوره‌ی زمانی (ثانیه) می‌باشند. روش بیلان انرژی نسبت باون اغلب به عنوان روش مرجع جهت مقایسه و آرزیابی سایر روش‌ها مورد استفاده قرار می‌گیرد (وینتر و همکاران» ۲۰۰۳ استانارد و روزنبری» ۱۹۹۱؛ لنترز و همکاران» ۲۰۰۵؛ استافرء ۱۹۹۱؛ سین و همکارانء ۱۹۹۱). محدودیت این روش نیاز به داده‌های ورودی متعددی است که در اغلب دریاچه‌ها و مخازن سدها در دسترس نیست. برای افزایش دقت روش بیلان انرژی» اندازه گیری‌های دمای سطح و عمق آب و اطلاعات هواشناسی که مبین وضعیت سطح دریاچه باشدء ضروری است (اندرسون, ۱۹۹۲؛ اسولین و ماهررء ۱۹۹۳؛ استارک و همکاران. ۱۹۹۲). -------- صفحهٔ بعد -------- فصل چهارم - نبخیر از سطح آب ۳۵( ۸۹ ۴-۴- روش‌های ترکیبی روش ترکیبی بیلان آنرژی و انتقال جرم» اولین بار توسط پنمن (۱۹۴۸) آرایه گردید. این روش در مقایسه با سایر روش‌های مورد بحث کاربردی‌تر بوده و نتایج قابل قبولی نیز حاصل نموده است (بروتسرت. ۱۹۸۲). این رابطه توسط محققین دیگری در جهت توسعه کاربرد آن اصلاح شده است (مانند پریستلی و تیلرء ۱۹۷۲). این مدل‌ها معایبی نیز داشت که عبارتند از: عدم در نظر گرفتن تغییرات ذخیره گرمایی در لایه‌های زیرین آب و در نتیجه عدم کاربرد در دریاچه‌ها و مخازن عمیق. نادیده گرفتن اثر تغییرات دمای سطح آب. متاثر بودن رابطه از موقعیت اندازه‌گیری دمای هوا و سایر عوامل اقلیمی. به این منظور مدل نألا٩ال)‏ توسط مورتون به منظور بر طرف کردن برخی از نقاط ضعف رابطه پنمن و پریستلی - تیلر آرایه شده است. مورتون (۱۹۷۸) مدلی را نیز با نام 1)۸۲-) برای تخمین میزان تبخیر - تعرق واقعی و تخمین تبخیر از سطح دریاچه‌ها آرایه داد که نتایج نسبتا مطلوبی حتی در مناطق مختلف حاصل نمود. داده‌های ورودی مدل مذکور دمای هواء دمای نقطه شبنم و تعداد ساعات آفتابی می‌باشد. همجنین برای لحاظ نمودن اثر ذخیره گرمایی لایه‌های زیرین در میزان تبخیرء در دسترس بودن داده‌های کیفی آب به لحاظ شوری و عمق مخزن ضروری است. نکته حایز اهمیت در این مدل این است که ضریب انتقال بخار مورد استفاده» مستقل از میزان آشفتگی هوا و سرعت باد بوده و عوامل موثر در آن با استفاده از نتایج دیگر مطالعات واسنجی شده است. سعادت‌خواه و همکاران (۱۳۸۰)» مطالعه‌ای به منظور برآورد تبخیر از سطح مخازن چاه نیمه در استان سیستان و بلوچستان با روش‌های بیلان آبی. تشت تبخیرء پنمن و مدل ۲1۹1۳ انجام دادند و نشان دادند که برآوردهای حاصل از روش پنمن دقت نسبتا خوبی با برآوردهای روش بیلان آبی داشت. سایر معادلات از قبیل پریستلی - تیلر (استوارت و روسی. ۱۹۷۶)» دبروین - کیجمن (دبروین و کیجمن؛ ۱۹۷۹) بروتسرت - استریکر (بروتسرت و استریکرء ۱۹۷۹) و دبروین (دبروین» ۱۹۷۸) در این گروه قرار دارند. پنمن (۰۱۹۴۸ ۱۹۶۳) با ترکیب تئوری بیلان انرژی و انتقال جرمء توانست نیاز به داده‌های دمای سطح آب را مرتفع سازد و رابطه زیر را برای تبخیر از سطوح آزاد آبی ارایه نماید: 2.)۸ + 7( ۸ که در آن. ۸: شیب منحنی فشار بخار (۳:۱* ۳۵»)؛ ۷: ضریب رطوبتی (۳:۱* ۴۳۵)؛ ا. ۵: فشار بخار اشباع (۳۵)؛ ۵: فشار بخار در متوسط دمای هوا (۴۳۵) و (1)0: تابع سرعت باد می‌باشد. موفقیت روش پنمن در بسیاری از نقاط مختلف دنیاء به دلیل اساس فیزیکی این روش می‌باشد (لیناکر. ۱۹۹۳). پریستلی _ تیلر (۱۹۷۲) فرم ساده‌تری از معادله ترکیبی پنمن را پیشنهاد نمود که در آن از اجزاء مقاومست آیرودینامیک چشم‌پوشی نمود و به جای آن ضریب اصلاحی » را قرار داد. این رابطه عبارت است از: ۸ ‏جا‎ - ۳ ‏و + ره‎ )۳-۴( -------- صفحهٔ بعد -------- ۹۰ ۳۵( روش‌های ب رآ ورد تبخیر در شرایط اقلیمی مختاف برای سطوح بزرگ آب. ضریب اصلاحی مذکور معادل ۱/۲۶ تخمین زده شده است (استوارت و رز ۱۹۷۶؛ دبروین و کیجمن, ۱۹۷۹؛ استوارت و رز ۱۹۷۷). دبروبن (۱۹۷۸) رابطه زیر را از ترکیب معادلات پنمن و پریستلی - تیلر برای برآورد تبخیر به دست آورد که بدین طریق عبارت مربوط به آنرژی حذف شده است: ۴۴ ۵ - ,ع |(۱) ۲ سس ]۳ ۳۳۲۳(۳) ۱ 9 ! ۸+۷ 0-1 غیرقابل دسترس بوده و یا اندازه گیری دقیق آن هزینه های بسیاری در بر دارد. از رابطه خود حذف نماید. نتایج مدل وی در مقایسه با روش بیلان آنرژی دقت قابل توجهی داشته است (دبروین. ۱۹۷۸). دبروین و کیجمن (۱۹۷۹) بر اساس رابطه پریستلی - تیلر معادله ذیل را آرایه نمودند: ۷- ,۲ ۸ (۵-۴) و ها ب0.85۸+0.637 در نهایت رابطه ذیل را برای برآورد تبخیر ارایه نمودند: ۶-۳ سل ال سس[ 2 )۳ (۴-ع تا لته ۵-۴- روش‌های تابش -دما این گروه از روابط که اغلب مبنای تجربی دارند. در عین سادگی و اندک پارامترهای ورودی مورد نیازء دقت آن‌ها بسته به شرایط محل مورد مطالعه متفاوت است. با توجه به اینکه در اغلب دریاچه‌ها و مخازن موجود در کشورء وجود اطلاعات جامع و منظمی که امکان کاربرد روابط پیچیده‌تر را فراهم نماید. میسر نیست. این روش‌ها می‌تواند کاربردی‌تر از روش‌های ترکیبی و یا بیلان انرژی باشد. استوارت و رز (۱۹۷۶) شکل جدیدی از رابطه پریستلی - تیلر ارایه نمودند که در آن با استفاده از یک تابع خطی تابش خورشیدی ورودی, پارامترهای مربوط به تابش خالص و ذخیره حرارتی دریاچه را جایگزین نمودند. ضرایب تجربی تابع مذکور با استفاده از تحلیل رگرسیونی به دست آمده بود و لذا مخصوص دریاچه مورد مطالعه تعیین گردید. رابطه استخراجی آن‌ها مشابه معادله منتسب به مکینک (۱۹۵۷) بود که وی برای برآورد تبخیر از یک سطح کاملا مرطوب توسعه داده بود: ۸ (۷-۴۳) 2 شخ +۸ ۳-6 -------- صفحهٔ بعد -------- فصل چهارم - نبخیر از سطح آب ۳۵( ۹ جنسن - هیز (۱۹۶۳) یک روش تجربی مبتنی بر رابطه تابش - دما با تبخیر روزانه به شکل زیر ارایه نمود: (۸-۴) (0. 37- )0.03523 - ۳ استفن و استوارت (۱۹۶۳) نیز یک روش براورد تبخیر مبتنی بر تابش که بر اساس متوسط ماهانه دمای هوا اصلاح شده بود. ارایه نمودند. آن‌ها روش پیشنهادی خود را به عنوان روش معادل کسری تبخیر تابش خورشیدی نام‌گذاری نمودند. روش پیشنهادی آن‌ها اساسا مشابه روش جنسن - هیز است که به شکل زیر آرایه شده است: 8 - 0.03495)0.00827, -0(7 )۹-۴( ۶-۴- روش‌های انتقال جرم (دالتون) از قدیمی‌ترین روش‌های برآورد تبخیر از سطوح آزاد آب که به دلیل سادگی و دقت قابل قبول در حال حاضر نیز مورد علاقه و کاربرد گسترده‌ای نیز قرار دارد. روش‌های انتقال جرم می‌باشد (دالتون» ۱۸۰۲). این روش‌ها بر پایه قانون دالتون بنا شده‌اند. هربک (۱۹۶۲) رابطه‌ای مبتنی بر تئوری دالتون و انتقال جرم برای تبخیر از مخازن سدها توسعه داد که به شکل زیر است: ۳۶0 )۵, ۵, ۱۰-۴( که در این رابطه ,2 وی به ترتیب فشار بخار اشباع و واقعی در دمای هوا و دمای سطح آب و 2 ضریب انتقال جرم است. در روش انتقال جرم پس از اینکه یک‌بار ضریب ۳ تعیین شد. برآورد تبخیر به سادگی قابل انجام است. یافتن یک مقدار ثابت برای این ضریب که قابلیت کاربرد برای تمامی پیکره‌های آبی را داشته باشد. تقریبا غیرممکن است؛ هرچند تلاش‌های متعددی به منظور تولید یک مقدار عمومی برای این ضریب انجام شده است. هربک (۱۹۶۲) تابعی برای ضریب ح پیشنهاد نمود که در آن سطح آب دریاچه یا مخزن (,۸) عامل موثری است. بر اساس آنجه گذشت یک رابطه انتقال جرم به شکل زیر آرایه شده است (شاتلورت. ۱۹۹۳): (۱۱-۴) ره به) ۳۳۵ ۲-2.909۸ شاتلورث (۱۹۹۳) بر اساس تحقیقات بروتسرت و یو (۱۹۶۸) رابطه دیگری به شرح ذیل آرایه داد: (۱۲-۴) ( هت ۵) ۳۹۵ ۲-3.623۸ در توسعه این روابط. فرض اساسی این بوده است که وابستگی معکوس بین ضریب انتقال جرم و اندازه سطح آب. اثرات کاهش فرایند انتقال آشفته روی سطح صاف آب را منعکس می‌کند (شاتلورث. ۱۹۹۳). اسویرز (۱۹۷۶) فرم دیگری از روابط انتقال جرم که در دهه اخیر کاربرد گسترده داشته است. با استفاده تابع اصلاح شده سرعت باد مک‌میلان (۱۹۷۳) برای اندازه سطح آب بوده است که به شکل زیر بیان می‌شود: (۱۳-۴) رت به)( و25 +36) ۳ ( 10۸0 5) - 5 -------- صفحهٔ بعد -------- ۹1۲ ۳۵( روش‌های ب رآ ورد تبخیر در شرایط اقلیمی مختاف در این رابطه د:ا: سرعت باد در ارتفاع سه متری بالای سطح آب است. ریان - هرلمن (۱۹۷۳) نیز رابطه‌ای را بر اساس تئوری دالتون به منظور برآورد تبخیر از پیکره‌های آبی ارایه نمود (راسموسن و همکاران. ۱۹۹۵) که به شکل زیر شناخته می‌شود: (۱۴-۴) (به- ۵ 3.10 + ار ۳۳ او-طظ ۷-۴- روش‌های دما - طول روز بلانی (۱۹۵۰) روش خود را بر اساس ایجاد همبستگی بین داده‌های تبخیر ماهانه و متوسط دمای هوا و درصد زمانی از ساعات روشنایی روز توسعه داد. رابطه وی بعد از اصلاح توسط کریدل, به شکل زیر برای برآورد تبخیر از سطوح آب ارایه گردید (شرتزن ۲۰۹۸): )۱۵-۴( ی :7 (0.314- ,25.4)0.01737 - ۳۲ 1۳۸ که در آن 0: ساعات روشنایی روز و 12:۸ کل ساعات روشنایی سالانه می‌باشد. هامون (۱۹۶۳) معادله ساده‌ای برای برآورد تبخیر بر اساس ارتباط بین تبخیر - تعرق پتانسیل, حداکثر انرژی تابشی ورودی و ظرفیت نگهداری رطوبت هوا توسعه داد. این روش به دلیل سادگی معمولا برای برآورد تبخیر از دریاچه‌ها و یا تبخیر پتانسیل در مقیاس حوضه به کار می‌رود (یائو و کرید. ۲۰۰۵). شکل معمول رابطه هامون به صورت زیر به کار می‌رود: 7/3 (۱۶-۴) 03 ۳-063 شکل دیگری از رابطه هامون نیز به صورت ذیل مورد استفاده قرار گرفته است (لو و همکاران, ۲۰۰۳): 5-357550۴۶ )۱۷-۴( 7۲+ 3 که در ان (آ: ساعات روشنایی روز است. رابطه هامون به شکل زیر نیز اصلاح و مورد استفاده قرار می گیرد (یائو و کرید. ۵ ٩۷*۶ (۱۸-۴) ا( ۴ | روو 5 2 100 که در آن چگالی بخار اشباع ((5۷1) در متوسط دمای هوا نیز به کار رفته است. -------- صفحهٔ بعد -------- فصل چهارم - نبخیر از سطح آب ۳۵( ۹۳ ۸-۴- روش‌های دمایی شارهای گرمایی دریاچه با اختلاف بین فشار بخار اشباع در بالای سطح آب به ازای حداقل و حداکثر دمای هواء جایگزین گردیده است. به این طریق در این روش صرفا اطلاع از حداقل و حداکثر دمای هوا مورد نیاز است: (۱۹-۴) 2 اه سس 0.5625 5 ۹-۴- روش بیلان آب در روش های بیلان آبی بر اساس رابطه پیوستگی چرخه هیدرولوژیک دریاچه برای سامانه آبی مورد نظرء میزان تبخیر با توجه به مشخص بودن سایر عوامل بیلان برآورد می‌شود. در شرایط ایده‌ال که نگهداری و پایش سامانه مورد نظر به نحو مطلوبی صورت گرفته باشد و داده‌های نسبتا دقیقی از ورودی‌ها و خروجی‌های مخزن در دوره زمانی مورد نیاز وجود داشته باشد. این روش ننتایج نسبتا دقیقی آرایه می دهد. در برخی مراجع دوره زمانی یک ساله برای استفاده از این مدل در برآورد تبخیر مناسب تشخیص داده شده است 9 دوره‌های ماهانه و کم‌تر به علت تاثیر تغییرات فصلی عوامل موتر بر تبخیر مناسب ارزیابی نشده است (سعادت خواه 0 همکاران. ۳۳۸۰ اجزای بیلان آبی شامل بارش. جریان ورودی سطحی, جریان ورودی زیرزمینی» جریان خروجی سطحی, جریان خروجی زیرزمینی» تغییرات حجم ذخیره آب و میزان ۱-۴ تبخیر از آب‌های شور با افزایش غلظت املاح موجود در آب به هر دلیل, به دلیل کاهش انرژی آزاد مولکول‌های آب ناشی از این املاح و نیز کاهش فشار بخار آب اشباع حاصل از آن» میزان تبخیر از سطح آزاد آب در مقایسه با آب‌های شیرین» کاهش می ‌یابد. ضمن اینکه وجود املاح سبب می‌گردد که سهم کم‌تری از انرژی رسیده به سطح آب به صورت گرمای نهان تبخیر تبدیل گردد و بیش‌تر این انرژی صرف گرم شدن آب می‌شود (احمدزاده, ۲۰۰۷). در این شرایط و برای محاسبه میزان تبخیر از سطح آزاد آب. تقریبا همان روش‌های متداول مطرح شده استفاده می‌گردد با این تفاوت که با در نظر گرفتن اثر شوری بر فشار بخار آب که بستگی به میزان شوری آب دارد. اثر املاح موجود بر میزان تبخیر اعمال می‌شود. باید در نظر داشت به این منظور دو روش وجود دارد. یکی برای شرایطی محلول رقیق (غلظت کم‌تر از یک مول در هر لیتر) و دیگری محلول غلیظ. در شرایط محلول رقیق, فشار بخار اشباع در آب‌های شور با استفاده از قانون رائولت به شرح رابطه ذیل برآورد می‌شود. -------- صفحهٔ بعد -------- ۹۴ ۳۵( روش‌های برآ ورد نبخیر در شرایط اقلیمی مختلف (۲۰-۴) رو کات ۳+ بی 1 که در این رابطه. ,1 تعداد مول‌های نمک و ,۱ تعداد مول‌های آب در محلول است. اما در شرایط محلول غلیظ باید از رابطه بین فشار بخار اشباع آب خالص و شور به شرح رابطه ذیل استفاده شود: (۲۱-۴) ( بید) یع ح ی که در آن. +۵ ضریب فعالیت آب در محلول است که معمولا بین صفر تا یک تغییر می‌کند. برآورد ضریب مذکور نیاز به آزمایشات متعدد دارد. بدین منظور اغلب از روابط تجربی حسب آزمایشات مختلف برای برآورد آن استفاده می‌شود. رابطه ذیل نمونه‌ای از رابطه بین ضریب فعالیت آب در محلول و هدایت الکتریکی محلول است. (۲۲-۴) 9 + 2۳0-00014۳66 مه که در آن 1۴ هدایت الکتریکی آب بر حسب گرم بر لیتر است. ۱۱-۴- روش‌های مناسب برآورد تبخیر از سطح آب روش‌های مختلف برآورد تبخیر از سطوح آزاد آب. به صورت جامع توسط مجیدی و همکاران (۱۳۹۲) مورد ارزیابی قرار گرفته و در این بخش به صورت خلاصه نتایج آن جهت کاربران ارایه شده است. این راهنما می‌تواند جهت انتخاب روش مناسب موثر باشد. ۱-۱۱-۴- تحلیل حساسیت روش‌های موجود برآورد تبخیر در اغلب روش‌های معرفی شده, فرضیات و ضرایبی به کار رفته است که یا نیاز به واسنجی داشته و یا تخمین آن‌ها تا حدی مشکل است. از طرفی عدم قطعیت در داده‌ها و پارامترهای ورودی در بسیاری از موارد تقریبا ناشناخته است (والت کولمب و همکاران. ۲۰۰۱). با این حال همنوایی نتایج و تفسیر رفتار روش‌های مختلف مورد استفاده. از طریق تحلیل حساسیت این روش‌ها به پارامترهای ورودی قابل بحث است. در اینجا نتایج تاثیر هریک از پارامترهای ورودی بر برآوردهای تبخیر حاصل از روش‌های مختلف با اعمال تغییرات در حدود 5۱۰ درصد مورد تحلیل و بررسی قرار گرفته است تا به نحوی با این تحلیل حساسیت. رفتار این مدل‌ها بهتر شناسایی گرد تحلیل حساسیت روش‌های برآورد تبخیر نسبت به داده‌های ورودی, طبق آنچه در جدول (۱-۴) آرایه گردیده است. مشخص نمود که در مجموع روش‌های بروتسرت - استریکرء هامون (رابطه ۱۶-۳) و بیلان انرژی حساس‌ترین روش‌ها نسبت به پارامترهای ورودی هستند. کم‌ترین حساسیت نسبت به داده‌های ورودی در روش‌های تابش - دما (مکینک. جنسن - هیز و استفن - استوارت) دیده می‌شود (مجیدی و همکاران. ۱۳۹۲). -------- صفحهٔ بعد -------- فصل چهارم - تب و جدول ۴ گروه دما - طول رور ۲-۱۱-۴- رنه مجیدی و ۵ رثبه‌بندی نمود گروه تر کی گروه تابش- دی راز سطح آب و -۱- تحلیل حساسیت روش‌های مختلف بر آورد روش‌های بر آورد تبخیر بیلان انرژی نسبت باون (1311: 13) (رابطه ۱-۴) پنمن (رابطه ۲-۴) دبروین - کیجمن (رابطه ۳۴-۳) مکیکنک (رابطه ۷-۴) جنسن - هیز (رابطه ۸-۴) استفنز - استوارت (رابطه ‎)۹٩-۴ انتقال جرم (رابطه ۱۰-۴) انتقال جرم (رابطه ۱۱-۴) انتقال جرم (رابطه ۱۲-۴) رایان - هرلمن (رابطه ۱۴-۴) بلانی - کریدل (رابطه ۱۵-۴) هامون (رابطه ۱۶-۴) پاپاداکیس (رابطه ۱۹-۴) 4بندی روش‌های برآورد تبخیر از سه نمکاران (۱۳۹۳۲) روش‌های مختلف براً ند. رتبه‌بندی روش‌ها برای مقادیر روزانه ر در جدول (۲-۴) آرایه شده است. جدول ۲-۴- رتبه‌بندی روش‌های بر آورد تبخیر روش‌های بر آورد تبخیر بی دبروین - کیجمن (رابطه بروتسرت- استریکر (رابطه دبروین (رابطه ۶-۴) مکیکنک (رابطه ۷-۴ دما جنسن - هیز (رابطه ۴ استفنز - استوارت (رابطه نای ورودی (مجیدی و دمای سطح آب ۱۹/۷۵ ۷۷۶ ۷/۷۹ ۷/۷۹ ۱۹/۱۵ ۱/۸/۹۵ ۱/۸/۹۵ ۱/۸/۰۵ ۳/۰۴ ۱۳/۳۴ «آب را مورد ارزیا انه (مجیدی و همکاران ۹۵ یی ۳۹) انه ر ثبه‌بندی ۳ ۱۰ ۱۶ ۹ ۵ ۲ ۱ ۸ -------- صفحهٔ بعد -------- ۹۶ ۳۵( روش‌های برآ ورد تبخیر در شرایط اقلیمی مختلف ادامه جدول ۲-۴- رتبه‌بندی روش‌های بر آورد تبخیر بر اساس مقادیر روزانه و ماهانه (مجیدی و همکاران. ۱۳۹۲) - روش‌های برآورد تبخیر : ۹ : را گروه دالتون ِ گروه دما- طول روز : وک سل شخ سح همان‌طور که مشاهده می‌گردد. روش‌های جنسن - هیز و مکینک (گروه تابش - دما) و نیز روش‌های دبروین و پنمن (ترکیبی)» هم در مقیاس روزانه و هم ماهانه. به ترتیب در جایگاه اول تا چهارم مناسب‌ترین روش‌های براورد تبخیر به دریاچه موثر هستند. در پارامترهای دما و تابش به خوبی دیده می‌شوند. از طرفی با توجه به اینکه اندازه‌گیری دمای هوا و براورد تابش خورشیدی,» جزو در دسترس‌ترین و اسان‌ترین اطلاعات در اکثر مناطق می‌باشد. برتری روش‌های تابش - دما در برآورد تبخیر. نویدی است برای امکان کاربرد گسترده این روش‌ها در مناطق مشابه. در سوی دیگر دقت مطلوب روش دبروین که نیازی به برآورد ذخیره حرارتی دریاچه ندارد. نیز قابل تامل است. روش داده‌های ورودی بیش‌ترء در مقایسه با روش‌های جنسن - هیز و مکینک. به‌ویژه در شرایطی که با محدودیت اطلاعات در رتبه‌های بعدی روش‌های دما - طول روز قرار گرفته‌اند. به هر حال سادگی این روش‌ها و داده‌های ورودی اندک مورد نیاز در آن‌هاء حصول نتایج نسبتا دقیق, به‌ویژه برای شرایط کشور ما به لحاظ کمبود داده‌های در دسترس و معتبر. روش‌های دالتون علی‌رغم نیاز به واسنجی و نیز بیش‌براوردهایی که در اغلب زمان‌های سال در شدت تبخیر حاصل روش‌های انتقال جرم. با توجه به تفاوت در ضرایب آن‌هاء کاملا مشهود است. جای اجزاء اآیرودینامیک است. نکته جالب. تشابه نسبی این دو روش و نیز تشابه در نتایج حاصل از آن‌ها است. -------- صفحهٔ بعد -------- فصل چهارم - نبخیر از سطح آب ۳۵( ۹1۷ روزانه و ماهانه. اند ک بوده و در کاربری‌های دقیق تر و برنامه‌ریزی‌های زمانی کوچک‌تر از سالانه. قابلیت کاربرد ندارد. رتبه‌بندی روش‌ها همچنین نشان می‌دهد که اصولا برأوردهای تبخیر با استفاده از روش‌های مختلف در مقیاس زمانی ماهانه. دقت مطلوب‌تری نسبت به مقادیر روزانه دارد. -------- صفحهٔ بعد -------- -------- صفحهٔ بعد -------- تخیر از سعلح خاک -------- صفحهٔ بعد -------- -------- صفحهٔ بعد -------- فصل پنجم - تبخیر از سطح خاک ۳۵( ای ۱-۵- مقدمه است (هیلل. ۱۹۹۸)» بخش مهمی از بیلان آب در حوضه را تشکیل می‌دهد. این موضوع به ویژه در نواحی خشک و نیمه خشک. زمین‌های بایر و دیم‌زارها و در اراضی کشاورزی (بسته به نوع مدیریت کشاورزی و آبیاری) و فصول غیر زراعی, حائز اهمیت است. بخش قابل توجهی از آب پس از بارندگی که به سطح خاک می‌رسد. به دلیل این پدیده در معرض بازگشت به اتمسفر قرار می‌گیرد. در سوی دیگر باید توجه داشت که در بسیاری از موارد. تبخیر از خاک و تعرق از گیاهان به صورت ترکیبی با یکدیگر برآورد می‌گردد و اغلب جداسازی آن‌ها بسیار مشکل است. در این بخش به مباحث مربوط به تبخیر از خاک پرداخته می شود اما مسلما موضوع متمرکز بر تفکیک تبخیر و تعرق نبوده و هدف. آرایه روش‌ها و رویکردهای برآورد تبخیر از سطح خاک فاقد پوشش گیاهی است. این موضوع در محاسبات بیلان آب در حوضه و نیز در مباحث مربوط به آبیاری در شرایطی که تبخیر از خاک غالب است (دوره آیش, اوایل فصل زراعی و ..) می‌تواند کاربرد داشته باشد. البته باید توجه داشت که برآورد تبخیر از خاک به این نحو دارای پیچیدگی‌های بسیاری بوده و در مباحث کاربردی, دست کم در محاسبات معمول بیلان آب. این روش‌ها کم‌تر مورد استفاده قرار می‌گیرد. در کاربردهای کشاورزی و برنامه‌ریزی آبیاری» از طریق روش‌های معمول برآورد نیاز آبی گیاهان و با استفاده از ضرایب گیاهی. سهم تبخیر از خاک برآورد می‌شود. این موضوعات در ادامه در این فصل مورد بحث قرار می‌گیرد. ۲-۵ مبانی تبخیر از خاک تبخیر از خاک فاقد پوشش گیاهی غالبا به دو یا سه مرحله تقسیم می‌شود که شکل یا ماهیت کنترل فرآیند تبخیر و میزان آن را توصیف می‌کند. با فرض ثابت بودن شرایط خارجی موثر بر تبخیر از خاک. این فرآیند را در سه مرحله به شرح ذیل می‌توان تشریح نمود: الف- تبخیر با شدت ثابت: در شرایطی که خاک مرطوب است و متناسب با نیاز تبخیر اتمسفرء قابلیت هدایت آب از خاک به ناحیه تبخیرشونده وجود دارد. این مرحله از تبخیر از خاک اتفاق می افتد. در این مرحله شرایط حاکم و عوامل موثر بر تبخیر از خاک. مشابه تبخیر از سطح آزاد آب است. شدت تبخیر در این مرحله توسط شرایط اقلیمی (تشعشع. باد.ء دماء رطوبت نسبی و ...) و به طور کل با موجودیت انرژی. کنترل می‌شود. مدت زمان این مرحله بستگی به خصوصیات هیدرودینامیکی خاک (هدایت هیدرولیکی, ظرفیت نگهداری آب در خاک) و شرایط تبخیرپذیری اتمسفر بستگی دارد. در اقلیم‌های خشک. مدت زمان این مرحله کوتاه بوده و ممکن است به چند روز و یا چند ساعت محدود شود. ب- تبخیر با شدت کاهشی: در این مرحله, رطوبت لایه سطحی خاک تا حدی کاهش می‌یابد که ظرفیت هیدرولیکی خاک قادر به تامین آب جهت تبخیر نیست. در این مرحله رطوبت لایه‌های پایین تر بر اثر صعود -------- صفحهٔ بعد -------- ۲ ۳۵( روش‌های ب رآ ورد تبخیر در شرایط اقلیمی مختاف مویینگی به سطح خاک آمده تا کاهش رطوبت خاک سطحی را تا جایی که شرایط اقلیمی و خاک اجازه زمان کاهش می‌یابد. ج- تبخیر باقیمانده با شدت کم: پس از خشک شدن بیش از حد لایه سطحی خاک و توقف هدایت رطوبت در نیم‌رخ خاک این مرحله آغاز می شود که در آن. انتقال آب از میان لایه خشک شده به طریق فرآیند آرام اغلب این مرحله در ادامه مرحله قبلی گنجانده شده و لذا در بسیاری از مراجع, معمولا از دو مرحله تبخیر یاد در ادامه روش برآاورد تبخیر از خاک به تفکیک مراحل دوگانه اصلی آن, ارایه شده است. 51396 1 51396 2 0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 0 روزهای پس از خیس شدن خاک (آبیاری یا بارندگی) شکل ۱-۵- نمودار شماتیک سرعت تبخیر از خاک فاقد پوشش گیاهی که نشان دهنده شیب شدید تغییرات بین مر حله اول و دوم تبخیر از خاک است (به عنوان مثال در شرایطی که تبخیر پتانسیل برابر ۵ میلی‌متر در روز است) (منبع: 70 ۸0۰ ۳۳۵۸۲۱۲۵ 1811100۳18 0 5ا00۳ع11 200 1120۵5 0۳ ٩۹ه) ۳-۵- مرحله اول تبخیر از خاک شدت تبخیر از خاک در مرحله اول آن. همان‌طور که در رابطه (۱-۵) بیان شده است. تابعی از قدرت تبخیرپذیری لایه مرزی اتمسفر است و عموما به عنوان ضریبی از تبخیرتعرق پتانسیل برآورد می‌گردد: (۱-۵) * یییگ <رظ و و هت که در آن. ۱ شدت تبخیر از خاک در طی مرحله اول (میلی‌متر در روز) است که به صورت روزانه و بسته به قابل تبخیر سهل الوصول تجاوز کند. فرض می شود مرحله اول تبخیر از خاک پایان یافته و مرحله دوم آن شروع می‌شود. مقادیر ضریب ..,.)1 به طور کلی بین ۰/۸ تا ۱/۲ متغیر است. چنانچه در برآورد تبخیرتعرق پتانسیل, از روش های -------- صفحهٔ بعد -------- فصل پنجم - تبخی راز سطح خاک ۳۵( ۳ تبخیرتعرق مرجع بهره برده شود. مقادیر این ضریب بین ۱/۰۵ تا ۱/۲ است. مقدار استاندارد توصیه شده برای ضریب مذکورء معادل با ۱ برای تبخیرتعرق مرجع و برابر با ۱/۲ برای استفاده از تبخیرتعرق پتانسیل است. برای محاسبه تبخیرتعرق پتانسیل یا مرجع می‌توان از روش‌های مختلف آرایه شده در فصل دوم این راهنما استفاده کرد. کل مقدار تجمعی تبخیر از سطح خاک در مرحله اول, معادل با پارامتری به نام آب با سهولت قابل تبخیر و با آب قابل تبخیر سهل‌الوصول " ‎)1٩1:۷۷(‏ است که برابر با بیش‌ترین آب قابل تبخیر از لایه سطحی خاک بوده و در خاک‌های جدول ۱-۵- مقادیر معمول آب با سهولت قابل تبخیر (1۸1: ۷۷) برای خاک‌های مختلف (آلن و همکاران. ۱۹۹۸) مقدار آب با سهولت قابل تبخیر (141: ۷۷) بر حسب میلی‌متر ۳-۵- مر حله دوم تبخیر از خاک برآورد تبخیر از خاک در شرایطی که خاک سطحی خشک شود. و مرحله دوم تبخیر از خاک آغاز گردد. بسیار پیجچیده است. مرحله دوم تبخیر. هنگامی آغاز می‌شود که تبخیر از خاک با توجه به محدودیت‌های هیدرولیکی با مقادیر کم‌تر از تبخیر پتانسیل اتفاق می‌فتد. در این مرحله. تبخیر از خاک با سرعت انتقال آب در خاک چه به صورت مایع و چه بخار تا سطح خاک. کنترل می‌گردد. اغلب تحقیقات و روش‌های برآورد تبخیر از خاک در مرحله دوم با عنوان روش‌های برآورد تبخیر از خاک در شرایط غیرماندگار یاد شده است. آنجه در طبیعت نیز اغلب رخ می‌دهد. به استتنای مناطقی که در آن سطح ایستابی بالاست. همین شرایط غیرماندگار است. پژوهش‌ها در زمینه تبخیر غیرماندگار از خاک نیز در دو گروه راه‌حل‌های عددی و تحلیلی معادله ریچاردز (۱۹۳۱) و با توجه به شرایط مرزی و اولیه حاکم بر مرحله دوم تبخیر از خاک. متمرکز هستند. در راه‌حل‌های عددی, معادلات 7 ۵۷20016 رانلمه۸ ۱ -------- صفحهٔ بعد -------- ۴ ۳۵( روش‌های برآ ورد نبخیر در شرایط اقلیمی مختلف روش‌ها امکان بررسی اثر تغییرات زمانی و مکانی در وضعیت جریان رو به بالای آب در نیم‌رخ خاک را فراهم می‌سازد. در دسته دوم این روش‌هاء حاصل تلاش‌های پژوهش‌گرانی است که معادلات حاکم بر جریان رو به بالا در محیط غیراشباع را به کمک روش‌های تحلیلی حل نموده‌اند. در این گروه. معمولا از فرضیات ساده کننده‌ای نظیر صرف نظر نمودن از اثر معرفی برخی از روابط و یا مدل‌های برآورد تبخیر از خاک پرداخته شده است که به لحاظ سادگی و تعداد اندک داده‌های مورد نیاز, قابلیت کاربرد بیش‌تری دارد. - مدل ریشه دوم زمان (5141) مقدار تبخیر تجمعی از خاک در طی مرحله دوم تبخیر (:213) برای خاکی عمیق که از ابتدا مرطوب بوده را به شرح رابطه زیر می‌توان بیان نمود: (۲-۵) مالدبه - دتار2 که در آن. به بیان گر مقدار آب قابل دفع از خاک (میلی‌متر بر ریشه دوم زمان بر حسب روز) است که وابسته به خصوصیات هیدرولیکی خاک بوده و مقادیر تجربی توصیه شده آن در دامنه ۳/۳۴ تا ۵/۰۸ (بر حسب 7 ۳/4) به ترتیب از خاک‌های شنی تا لوم رسی گزارش شده است و :) نیز زمان آغاز مرحله دوم تبخیر از خاک بر حسب روز است. برای محاسبه شدت تبخیر از خاک در هر روز از مرحله دوم از رابطه فوق مشتق گیری شده و به صورت زیر بیان می‌شود: (۳-۵) سح 5 که در آن دتاً شدت تبخیر از خاک در مرحله دوم در پایان روز دا ام است. - مدل‌های برآورد تبخیر از خاک مبتنی بر ضرایب گیاهی روش‌های مختلفی برای اصلاح ضریب گیاهی یا محاسبه ضریب تبخیر از خاک پیشنهاد شده است: رایت (۱۹۸۲) رابطه زیر را برای برآورد ضریب تبخیر از خاک در فواصل زمانی نسبتا کوتاهی پس از بارندگی با آبیاری آرایه داده است: (۴-۵) تا االوک ی 5 که در آن. سیگ مقدار بیشینه ضریب گیاهی پس از آبیاری یا بارندگی است که عموما بین ۰/۸ تا ۱/۲ متغیر است. سا ضریب گیاهی پایه. ,6 ضریب تنش آبی (کسر آب در دسترس خاک در ناحیه ریشه گیاه)» ] بیان‌گر تعداد روزهای پس از آبیاری یا بارندگی. را تعداد روزهای مورد نیاز برای خشک شدن لایه سطحی خاک (معادل ۲ ۵ و ۷ روز به ترتیب -------- صفحهٔ بعد -------- فصل پنجم - تبخیر از سطح خاک ۳۵( ۵ مقدار برابر ۱ است). مدل عمومی ضریب تبخیر از خاک. که به شرح رابطه (۵-۵) توصیف می‌شود. بیان می‌کند که با خشک شدن لایه (۵-۵) سگکل یا < (ی‌کا 9 ی کل) مک 7 یا 8 2 ۳ )۶-0۵( که در این روابط. م6 ضریب تبخیر از خاک. .| ضریب گیاهی پایه. ...یا حداکثر مقدار ضریب گیاهی پس از بارندگی یا آبیاری, ,1 ضریب کاهش تبخیر وابسته به عمق تخلیه (تبخیر) تجمعی از لایه سطحی خاک (که پس از بارندگی یا آبیاری برابر با ۱ و پس از آن کم‌تر از ۱ است) و .1 کسر خاک خیس شده و در معرض هوا یا کسر خاک ضریب کاهش تبخیر از طریق محاسبه موازنه روزانه آب در خاک لایه سطحی و یا رابطه (۴-۵) قابل محاسبه است. جداول مربوط به ضرایب گیاهی نیز همان‌طور که قبلا تشریح شده است. در نشریه 56 ۳۸0 و یا کتاب ۱۲۲ کمیته ملی آبیاری و زهکشی ایران موجود است. -------- صفحهٔ بعد -------- -------- صفحهٔ بعد -------- فصل ۶ تبخیر از سعطح برف و بخ -------- صفحهٔ بعد -------- -------- صفحهٔ بعد -------- ۱-۶ مقدمه تبخیر از سطح پوشیده از برف و یخ. به دلیل دمای بسیار پایین محیط بازتابش شدید آنرژی و نیز بالا بودن رطوبت نسبی هواء بسیار اندک است به نحوی که در مطالعات هیدرولوژی اغلب از این مقدار. صرف نظر می‌شود. ممکن است تصور شود مقدار آب زیادی از یک پوشش برفی تبخیر می‌شود. در حالی که در بهارء به دلیل بالا بودن رطوبت نسبی هوا علی‌رغم گرمای موجود. و در زمستان, هنگامی که هوا خشک است. به دلیل محدودیت آنرژی» تبخیر از سطوح برف و یخ بسیار کم است. اگرچه تقریبا به اعتقاد محققین, به‌هیچ وجه آب از روی برف از طریق تبخیر از بین نمی‌رود. اما انرژی از دست رفته در این فرآیند ممکن است به طور قابل توجهی فرآیند ذوب برف را تحت تاثیر قرار دهد. این پدیده که به تصعید نیز موسوم است. در اثر بالا بودن نسبی فشار مولکولی برف و یخ نسبت به اتمسفر ممکن است اتفاق افتد. بدیهی است هر عاملی که بتواند اختلاف فشار بخار بین سطح برف و یخ و هوای مجاور ایجاد کند. از قبیل باد.ء نیز بر سرعت تبخیر از این سطوح موثر است. به طور کلی برآورد تبخیر از سطوح برف و یخ آسان نیست و در سوی دیگر این مقدار تبخیر در بیلان آب حوضه مگر در حوضه‌های جنگلی خیلی قابل توجه نیست. به نحوی که در حوضه های باز حداکثر این مقدار حدود ۲/۵ میلی‌متر در روز و در حوضه‌های جنگلی تا حداکثر ۶ میلی‌متر در روز گزارش شده است. ۲-۶- روش‌های بر آورد تبخیر از سطح برف و بخ برای اندازه گیری تبخیر از سطح برف و یخ. از تبخیرسنج‌های وزنی یا میکرولایسی‌متر استفاده می‌شود. در مواردی که این ابزار در اختیار نباشد. باید از طریق عوامل موثر بر تبخیر این میزان را برآورد نمود. برای اینکه تبخیر از یک سطح برف و یا یخ صورت بگیرد باید دو شرط برآورده شود. نخست اینکه انرژی لازم باید در سطح برف تامین شود و فشار بخار در سطح برف نیز باید بیش از فشار بخار هوا باشد. در این شرایط معادله بیلان انرژی سطح برف و یا یخ را می‌توان حل نمود و از آن میزان تبخیر از این سطوح را برآورد کرد. این موضوع از طریق ترکیب مبانی آیرودینامیک با معادله بیلان انرژی صورت می‌گیرد به همین دلیل به روش‌های آیرودینامیک موسوم است. در رویکردی دیگرء پروفیل حرارتی و در نتیجه رطوبتی برف ملاک محاسبات قرار می‌گیرد. مدل‌های مختلفی برای برآورد تبخیر از سطح برف و یخ وجود دارد که از مدل‌های ساده شده مبتنی بر قانون دالتون تا مدل‌های پیچیده‌ای که شرایط مرزی و اولیه و داده‌های بسیاری نیاز دارد. قابل بحث است. در ادامه برخی معادلات حاصل از تحقیقات مختلف برای برآورد تبخیر از سطح برف و یخ. آرایه شده است: کازمین (۱۹۴۱) میزان تبخیر از سطح برف و یخ را به شرح رابطه (۱-۶) برآورد نموده است: (۱-۶) ( ۵ - وع)( 0.981 +0. 18) < ۲ -------- صفحهٔ بعد -------- ۳ ۳۵( روش‌های برآ ورد نبخیر در شرایط اقلیمی مختلف که در آن. تا تبخیر از سطح برف و یخ بر حسب میلی‌متر بر روزء 0«,ل] سرعت باد در ارتفاع *۱ متری (متر در ثانیه)» 0 فشار بخار اشباع هوا (میلی بار) و :2 فشار بخار آب در ارتفاع دو متری از سطح برف (میلی بار) است. برای محاسبه دء می‌توان از رابطه 018112/100» استفاده کرد. که درآن «1311 مقدار رطوبت نسبی در ارتفاع دو متری از برف است. بنگسون (*۱۹۸) با اعمال فرضیات مختلف در رابطه پروفیل حرارتی (بر مبنای قانون دالتون)» رابطه ساده (۲-۶) را برای برآورد تبخیر از سطح برف و یخ ارایه نمود: (۲-۶) ( ده - (6) د0.08]7 - ۳ -------- صفحهٔ بعد -------- فصل ۷ تبخیر از آب زیرزمینی -------- صفحهٔ بعد -------- -------- صفحهٔ بعد -------- فصل هفتم - تبخیر ا زآب زیرزمینی ۳۵( ۳ ۱-۷- مقدمه تبخیر از آب زیرزمینی» یکی از مولفه‌های توازن آب و بیلان آب زیرزمینی است. این پدیده هم در شرایطی که سطح زمین فاقد پوشش گیاهی است (با حاکمیت مفاهیم تبخیر از خاک) و هم در شرایطی که زمین پوشیده از گیاه است (در مفهوم تبخیرتعرق گیاهان) به ویژه در شرایطی که سطح ایستابی به سطح زمین نزدیک است. قابل توجه خواهد بود. گیاهان می‌توانند رطوبت را از لایه‌های عمیق خاک یا مستقیما از یک سطح آب کم عمق استخراج کنند. در حالی که نفوذ ریشه به منطقه اشباع توسط شرایط بی‌هوازی محدود می‌شود. نزدیکی حاشیه مویرگی به سطح زمین اجازه می‌دهد حتی ریشه‌های گیاه وارد منطقه اشباع شوند. علاوه بر این» شواهد میدانی به ارتباط نزدیکی بین گونه‌های گیاهی و عمق سطح ایستابی اشاره دارد. در همین قالب. جنگل‌های همیشه سبز با جذب آب از خاک به عمق بیش از ۸ مترء می‌توانند تبخیر تعرق را در طی دوره‌های ۵ ماهه خشک حفظ کنند. اخیراء با استفاده از داده‌های ماهواره‌ای. نشان داده شده است که حتی در طول دوره خشکسالی, افزایش سبز بودن در جنگل‌های آمازون اتفاق افتاده و این موضوع بیان‌گر این واقعیت است که درختان قادر به استفاده از ریشه‌های عمیق و توزیع مجدد هیدرولوژیکی برای دسترسی به آب‌های زیرزمینی در اگرچه هنوز هم موضوعی نسبتا کشف نشده است. اما از نظر تاریخی مطالعه تبخیر آب‌های زیرزمینی را می‌توان به قابل توجه است. با این حال. حرکت به سمت بالا و تبخیر آب از سفره آب تا عمق بیش از ۱۰ متر نیز امکان‌پذیر است. در مطالعات و تحقیقات مختلفی, میزان تبخیر از آب زیرزمینی را در شرایطی که به ویژه به لحاظ مساحت. سطح وسیعی از حوضه را در بر گیرد. بسیار قابل توجه دانسته‌اند. تبخیر از آب زیرزمینی» به عمق سطح ایستابی. خصوصیات فیزیکی خاک. دمای محیط باد و رطوبت نسبی و نیز غلظت املاح موجود در خاک وابسته است. در این میان. عامل اصلی را می‌توان. سطح آب زیرزمینی دانست به نحوی که همان‌طور که در فصول قبلی نیز مطرح شد. در صورت وجود ارتباط با سطح زمین. مقادیر قابل توجهی از تبخیر را می‌تواند رقم زند (تبخیر ماندگار). البته باید توجه داشت که برآوردهای تبخیر از آب زیرزمینی» دارای پیچیدگی‌های متعددی است و بنا به اهمیت موضوع روش‌های قابل کاربرد آن در این فصل ۲-۷- برآورد تبخیر از آب زیرزمینی همان‌طور که قبلا نیز تشریح گردید. تبخیر از آب زیرزمینی به عوامل مختلفی به ویژه عمق سطح ایستابی وابسته است و بسته به شرایط سطح خاک. مکانیزم حاکم بر فرآیند تبخیر نیز تغییر می‌کند. به طوری که در برخی موارد این فرآیند با عنوان تبخیرتعرق از آب زیرزمینی (به دلیل حضور پوشش گیاهی در سطح زمین) و در مواقعی با عنوان تبخیر از آب زیرزمینی (به دلیل حضور صرفا خاک فاقد پوشش در سطح زمین) از آن نام برده می‌شود. روش‌هایی که مقدار -------- صفحهٔ بعد -------- ۴ ۳۵( روش‌های ب رآ ورد تبخیر در شرایط اقلیمی مختاف تبخیر یا تبخیرتعرق از آب زیرزمینی را برآورد می‌نمایند. از ارتباط بین عوامل مختلف تاثیرگذار بر فرآیند تبخیر و عمق سطح ایستابی بهره می‌برند. در ادامه برخی از این روش‌ها معرفی شده است. وایت (۱۹۳۲) برای برآورد تبخیرتعرق روزانه از آب زیرزمینی رابطه ذیل را توسعه داد: (۱-۷) (*< می245) و5 * نت که در آن. ,5 آبدهی ویژه. .یت نرخ بالا آمدن آب زیرزمینی (متر بر ساعت) در شرایطی که کم‌ترین نوسان را بابت تبخیر داشته باشد (معمولا از ساعت ۰۰:۰۰ بامداد تا ۴:۰۰ صبح توصیه شده است)» و ‎٩‏ مقدار خالص افت با بالا آمدن می گردد. ۲) تبخیرتعرق در ساعات ۰۰:۰۰ تا ۰۴:۰۰ بامداد بسته به میزان فلاکس آب زیرزمینی به میزان حداقل خود می‌رسد. ۳) شدت جریان آب زیرزمینی به سطح در طول روز ثابت است. و ۴) آبدهی ویژه به درستی بیان‌گر حجم آبی که از لایه اشباع به واحد سطح زمین می‌رسد. باشد. به طور بدیهی این روش نیازمند اندازه گیری سطح آب زیرزمینی (سطح ایستابی) است. سازمان زمین‌شناسی ایالت متحده امریکا (15)5]). روشی شامل یک تابع خطی بین تبخیرتعرق واقعی و عمق سطح ایستابی در مدل‌های آب زیرزمینی را برای پیش‌بینی تبخیرتعرق از آب‌های زیرزمینی کم عمق مورد استفاده قرار داده است (هارباگ. ۲۰۰۵). این رابطه خطی به شرح ذیل بیان شده است: 0 > بلنی] ۳ مات - مآتا ۹ 1 0:0, < (۲-۷) کل > ۳ 0 که در آن. نت تبخیر از آب زیرزمینی (بر حسب میلی‌متر بر روز)» 1210 تبخیرتعرق پتانسیل با حداکثر تبخیر تصرق (میلی‌متر بر روز)» ,0 عمق سطح آب زیرزمینی (متر)» 0 عمق سطح تبخیر (متر) که به عنوان عمقی تعریف شده است که در آن تبخیر به کم‌تر از میران پتانسیل خود می‌رسد (برای خاک‌های سنگین بافت فاقد پوشش حدود ۵ مترء برای خاک‌های با پوشش چمنی تا ۰/۸۸ متر و خاک‌های با پوشش جنگلی ۱/۸۶ متر)» و .4 عمق میرایی سطح آب زیرزمینی (متر) است که پایین تر از آن عملا تبخیرتعرق صفر می‌شود (برای خاک‌های سنگین بافت فاقد پوشش حدود ۶/۲ متر, برای خاک‌های با پوشش چمنی تا ۷/۱۵ متر و خاک‌های با پوشش جنگلی ۸/۲ متر). مقدار تبخیرتعرق پتانسیل نیز می‌تواند از روش‌های معرفی شده در فصل دوم برآورد گردد. منحنی وایت. در این روش وایت برای برقراری رابطه بین تبخیر از سطح آب زیرزمینی و عمق سطح ایستابی, از لایسی‌متر و اندازه گیری سطح آب در چاهک استفاده کرد. نتایج حاصله از این تحقیق, منجر به تولید منحنی شد که در آن بسته به عمق آب زیرزمینی. تبخیر از آب زیرزمینی به صورت درصدی از مقدار تبخیر از تشت. حاصل می‌شود. در -------- صفحهٔ بعد -------- این روش با آگاهی از عد از تشت برای منطقه مور آب زیرزمینی در دسترس نقشه‌های هم‌عمق آب ز: عنوان مناطق تبخیری ل شکل ۱-۷- من انجام اندازه گیری‌های میب به اشکال گوناگون پرداخ رزمینی ۱۳۵( ق سطح آب زیرزمینی (از طریق چاه‌های مشاهده‌ای و یا هر روش دیگر بوده و یا تولید گردد. محاسبه حجم تبخیر از آب زیرزمینی در منطقه ۰ ینی (که به صورت درصدی از تبخیر از تشت براورد شده است) در م رزمینی حاصل شده است)» صورت می‌پذیرد. لازم است اعماق کم‌تر از ۵ نی وابت برای محاسبه درصد تبخیر از تشت به منظور برآورد تبخیر از آب زبرزمینی دانی و آزمایشگاهی با ابزارهای مختلف و استخراج روابط بین عمق سطح ته‌اند. به عنوان مثال جانسون و همکاران (۲۰۱۰)» مشابه رابطه (۲-۷) ن. ۱۵ ورد نظرء با حاصل‌ضرب ساحت منطقه (که از متر آب زیرزمینی به (وایت. ۱۹۳۲) سبت به برازش روابط -------- صفحهٔ بعد -------- ۶ ی هن ه [ ۱۳۵( روش‌های برآ ورد تبخیر در شرایط اقلیم 33333333 ای مختلفی تولید نموده که می‌توان با داشتن عمق آب زیرزمینی» نسبت تبخیر را استخراج نموده و با پتانسیل, مقدار تبخیر از آب زیرزمینی را برآورد نمود (شکل ۲-۷). 6/۴ )2( 1 08 06 04 02 0 ۱ که و۰ 0 3 ۰" سم سود ۰1 *و 9 ی" اس ۰ ۰ ْ( ۰ 1 ۹ ۰۰ چه ‎٩‏ ند ۰ سس ۰ ۱ ۰ 62 ۰ > 58 2۱۹۳۱۵۲ ۰ ت 3 ع‌ِ اب ۹ را اجه 1 08 06 0۹4 02 0 (0) 7 ۳ 1 6 3 + تیوه ۹ پ پراش که + ده ِ مرف میاه ۳ نک 1 ۰ اد - ند ۲ ی ۰ 2 ۰ > ه ۳3 28 ۲0۱۵۳۱۵۲ ۰ ۰ ات 05 + ری 5 1 08 06 04 02 0 )0( زج بب0 7 0 4 حح‌ م۸ ت : 62 م تب +4 هر لا 3 ِ 5 0 اه کل ۲-۷- منحنی‌های جانسون برای محاسبه نسبت تبخیر از آب زیرزمینی به تبخیر پتانسیل (جانسون و همکاران, ۲۰۱۰ ی مختاف وت ( -------- صفحهٔ بعد -------- فصل ۸ نوصبه‌های کاربردی -------- صفحهٔ بعد -------- -------- صفحهٔ بعد -------- فصل هشتم - توصیه‌ها ی کاربردی ۳۵( ۹ ۱-۸- مقدمه راهنما حاضر با هدف توسعه مرجعی واحد و نسبتا جامع در محاسبات تبخیر و توصیه روش‌های مناسب و معتبر در شرایط اقلیمی ایران تهیه شده که در آن روش‌های مختلف برآورد تبخیر به منظور کاربردهای مختلف مورد توجه قرار گرفته است. با عنایت به ماهیت پیچیده تبخیر و تحقیقات و مطالعات گزارش شده. بدیهی است تدوین دستورالعملی جامع و کاربردی در این زمینه با پیچیدگی‌هایی همراه باشد. بنابراین بر اساس تجارب نویسندگان این نوشتارء ابتدا توجه به شرایط اقلیمی ایران و تحقیقات موجود توصیه گردید. در آدامه این فصل, به اختصار جمع‌بندی مطالب و پیشنهادات و توصیه‌های تکمیلی آرایه می‌شود. نویسندگان امیدوارند رویکرد یکپارچه‌نگری در مفاهیم کاربردی, به ویژه در حوزه بیلان منابع آب. در این راهنما احراز شده باشد. ۲-۸- اشتراک در مفاهیم در منابع داخلی و بین‌المللی, اغلب نگاه متفاوتی در زمینه تعاریف و مفاهیم تبخیر و فرآیندهای مرتبط به چشم به کار گرفته شد به نحوی که تبخیر در بردارنده تمامی اشکال تبخیر تلقی شد. از جمله تبخیر از تشت. تبخیر از سطح آزاد آب. تبخیر از خاک فاقد پوشش گیاهی, تبخیر از سطح ترکیبی خاک و گیاه و تبخیر مرجع با پتانسیل و واقعی. موضوع حایز اهمیت دیگر در این خصوص, تعاریف تبخیر مرجع و پتانسیل است. امروزه در بسیاری از منابع این دو مفهوم به جای یکدیگر مورد استفاده قرار می‌گیرد و بسیاری از روش‌های مرسوم و معتبر برآورد تبخیر عملا تبخیر مرجع را برآورد می‌کنند که در کاربرد و تبدیل به تبخیر واقعی. همان جایگاه تبخیر پتانسیل را دارد. ۳-۸- روش‌های مختلف برآورد تبخیر تحت تاثیر قرار گیرد. به عنوان مثال, در گذشته روش‌های برآورد تبخیر بیش‌تر به روش‌های مستقیم و غیرمستقیم تقسیم‌بندی می‌شد که از آن به عنوان روش‌های اندازهگیری و محاسباتی نیز یاد می‌شود. عوامل و معیارهای مختلفی از قبیل سطح تبخیرء پتانسیل تبخیرپذیری اتمسفرء عوامل محدود کننده (تبخیر واقعی و پتانسیل)» نوع تحلیل نقطه‌ای و یا مکانی, نوع کاربرد و سایر عوامل سبب ظهور تقسیم‌بندی‌های مختلفی از تبخیر شده است. در این راهنما روش‌های مختلف برآورد تبخیر در قالب دو دسته کلی شامل روش‌های نقطه‌ای (مبتنی بر اطلاعات نقطه‌ای همراه با تولید مقادیر نقطه‌ای تبخیر) و روش‌های منطقه‌ای (مبتنی بر اطلاعات توزیعی همراه با تولید مقادیر توزیعی)» ارایه شد. در روش‌های نقطه‌ای, برآورد از طریق داده‌های ایستگاه‌های هواشناسی, تبخیرسنجی و یا لایسی‌متری در یک نقطه مشخص انجام -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۰ ۳۵( روش‌های ب رآ ورد تبخیر در شرایط اقلیمی مختاف می‌شود. روش‌های اصطلاحا محاسباتی تبخیر که مبتنی بر دماء تابش, تبخیر از تشت و ترکیب عوامل مختلف و بر اساس روش‌های مبتنی بر داده‌های خرد هواشناسی از قبیل روش نسبت باون و همبستگی ادی در همین دسته قرار دارند. از سوی دیگر در این راهنما روش‌های مبتنی بر اطلاعات ماهواره‌ای نیز معرفی گردید. این روش‌ها از سال ۱۹۸۰ میلادی, همراه با اهمیت یافتن تغییرات مکانی تبخیر و روش‌های برآورد آن در مقیاس وسیع مورد توجه قرار گرفت. توانایی این روش در هم‌سان‌سازی مکانی سطوح ناهمگون در یک دامنه تفکیک‌پذیری و برطرف کردن مشکل دسترسی به داده‌های سری‌های زمانی تبخیر است. در دو دهه اخیر دامنه وسیعی از روش‌های سنجش از دور آرایه و مورد ارزیابی قرار گرفته‌اند. تفاوت این روش‌ها در نوع و گستره مکانی کاربرد مدل (مانند کشاورزی» آبیاری» هیدرولوژی, اقلیم‌شناسی, جنگل‌داری و غیره)» نوع داده‌های سنجش از دور داده‌های کمکی هواشناسی و پوشش سطح است. جهت سهولت دسترسی و استفاده از مطالب. کاربران محترم حسب نیاز می‌توانند به بخش‌های مندرج در این راهنما جدول ۱-۸- راهنمای استفاده از راهنما آشنایی و ایجاد درک مشترک از مفاهیم پایه آشنایی با عوامل موثر بر مقادیر پتانسیل و واقعی تبخیر(تعرق) برنامه‌ریزی آبیاری 7 ب‌ِ با لریسن روس براور برآاورد آب مورد نیاز گیاهان 9 تبخیرتعرق پتانسیل یا مرجع پیش‌بینی عملکرد محصولات کشاورزی تعیین آب مورد نیاز گیاهان اندازه گیری میدانی اندازه گیری مستقیم تامین و تجهیز ایستگاه‌های کشاورزی تبخیر(تعرق) واسنجی روش‌های غیرمستقیم برآورد تبخیرتعرق واقعی برآورد یا اصلاح ضرایب گیاهی انتخاب مناسب‌ترین روش برآورد را برآورد مولفه تبخیر در محاسبات بیلان آب و خاک تبخیرتعرق پتانسیل بر اساس شرایط براورد تبخیرتعرق واقعی با استفاده از اطلاعات هواشناسی پایش میزان مصارف آب بخش کشاورزی محاسبه تبخیر تعرق واقعی بر مبنای جداول بارش -------- صفحهٔ بعد -------- فصل هشتم - توصیه‌ها ی کار س ۳۳۳ اطلاع از وضعیت اقلیه ایستگاه(های) مد نظر برآورد تبخیر از خاک فاقد پوشش گیاهی آشنایی با انوع مالچ‌ها در جهت کاهش تبخیر از اراضی محاسبه تبخیر از سطح آزاد آب ۳-۸- روش‌های مناد در این راهنماء روش ه اه ی حاکم بر ایستگاه‌ه روش‌های مختلف و معت. بردی ۳۵( ادامه جحدول ۱-۸- راهنمای استفاده | نوع کاربرد برآوردااصلاح بیلان آب دریاچه‌ها دریاچه‌های شور برآوردااصلاح بیلان آب دریاچه‌های شور بررسی تغییرات سطح آب دریاچه‌ها مطالعات و تحقیقات بیلان آب و خاک اس مطالعات و تحقیقات بیلان آب حفاظت خاک و اراضی حفاظت رطوبت در خاک‌های اراضی دیم و یا بین فصول زراعی تحقیقات و مطالعات بهینه‌سازی مخازن سدها حفاظت منابع آبی محاسبات. مطالعات و تحقیقات بیلان آبی دریاچه و تحقیقات و مطالعات بیلان آبی پایش مصارف آب و شاخص‌های بهره‌وری آب سری زمانی اطلاعات تبخیرتعرق واقعی در مقایسهای زمانی روزانه. ماهانه و فصلی و سالانه و در مقیاس مکانی دلخواه ای مناسب تبخیر با توجه به شرایط اقلیمی ایرار ای سینوپتیک در کشور بر اساس روش‌های مخ برآورد تبخیرتعرق برای شرایط اقلیمی مختا ۱۳) مشاهده وضعیت اقلیمی ایستگاه مورد نظر بر اساس طبقه‌بندی‌های اقلیمی انتخاب مناسب‌ترین روش بر مبنای نوع انتخاب روش مناسب برآورد تبخیر دارای اطلاعات فشار بخار اشباع اعمال ضرایب فشار بخار اشباع آب شور در معادلات منتخب دارای این پارامتر اه نمونه مورد ارزیابی قرار گرفت. -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۲ ۳۵( روش‌های برآ ورد تبخیر در شرایط اقلیمی مختلف ارزیابی روش‌های برآورد تبخیرتعرق بر مبنای روش مرجع (روش فائو - پنمن - مانتیث) انجام پذیرفت. این روش به طبقه‌بندی اقلیمی سعی شد مناسب‌ترین طبقه‌بندی اقلیمی که بتواند حداکثر تشابه را در روش‌های برآورد تبخیرتعرق ارایه گردید. طبقه‌بندی اقلیمی ایستگاه‌های منتخب بر اساس روش‌های دومارتن» آمبرژه و کریمی صورت پذیرفت و در نهایت نتایج طبقه‌بندی اقلیمی در ۳۱ استان کشور به تفکیک ایستگاه‌های سینوپتیک در هر استان و بر اساس سه روش طبقه‌بندی اقلیمی دومارتن» آمبرژه و کریمی ارایه گردید. از آنجا که ضرایب اقلیمی مبتنی بر رطوبت (آأمبرژه و کریمی) همخوانی بیش‌تری با اقلیم‌های ایران نشان دادند و نیز با عنایت به اینکه جمع‌بندی در خصوص مناسب‌ترین روش برآورد تبخیرتعرق در اقلیم‌های حاصل از سایر روش‌های طبقه‌بندی اقلیمی (به جز روش طبقه‌بندی اقلیمی کریمی) منجر به پاسخ یکسان و یا دست کم پاسخ قطعی در خصوص روش مناسب تبخیرتعرق نشد. مناسب‌ترین روش برآورد تبخیرتعصرق برای مناطق مختلف اقلیمی کشورء منطبق با طبقه‌بندی اقلیمی کریمی توصیه می‌گردد. در نهایت روش‌های جایگزین برآورد تبخیرتعرق در شرایط موجودی داده‌های کامل و به دلیل پیچیدگی روش پنمن - مانتیث به تفکیک اقلیم‌های ایران در جدول (۴-۲) و روش‌های برآورد تبخیرتعرق پتانسیل در شرایط کمبود داده در شرایط مختلف اقلیمی ایران در جدول (۵-۲) آرایه گردید. ۵-۸- توصیه‌های تکمیلی و کاربردی براساس تجارب مختلف در حوزه‌های تحقیقاتی و مطالعاتی مرتبط با موضوع, نکات زیر توصیه می‌شود: کمبود داده: با عنایت به اینکه در برخی مناطق دسترسی به کلیه اطلاعات مورد نیاز برای برآورد تبخیر فراهم نیست. تحقیقات ارزشمندی در زمینه برآورد تبخیر در شرایط کمبود داده انجام شده که بخشی از آن‌ها در این نوشتار مورد استفاده قرار گرفته است. نکته مهم در کاربرد برخی روش‌ها به‌ویژه روش فائو- پنمن- مانتیث این است که در اقلیم‌های گرم و خشک. در صورت عدم وجود داده‌های رطوبت نسبی, استفاده از دمای حداقل به‌جای دمای نقطه شبنم. دقت نتایج را به شدت کاهش می‌دهد. ضمن اینکه این روش به داده‌های سرعت باد نیز در این شرایط اقلیمی حساس بوده و باید به نحو مناسبی این داده با مقادیر بلندمدت مشابه جایگزین شود. مقیاس محاسبات: از آنجا که یکی از مهم‌ترین کاربردهای برآورد تبخیر در محاسبات بیلان منابع آب حوضه است. توصیه می‌گردد در محاسبات بیلان به‌ویژه در مناطق گرم و خشک. مقیاس محاسبات به صورت روزانه باشد. محاسبات در مقیاس ماهانه بعضا محاسبات بیلان را با خطا مواجه می‌سازد. -------- صفحهٔ بعد -------- فصل هشتم - نوصیه‌ها ی کاربردی ۳۵( ۳۳ تعمیم اطلاعات نقطه‌ای به منطقه‌ای: در حال حاضر روش‌های متعددی جهت تعمیم اطلاعات نقطه‌ای به منطقه‌ای وجود دارد. در تعمیم اطلاعات نقطه‌ای به منطقه‌ای, از «راهنمای روش‌های توزیع مکانی عوامل اقلیمی با استفاده از داده‌های نقطه‌ای (نشریه شماره ۵۸۵ سازمان برنامه بودجه کشور)» استفاده شود. تغییر اقلیم و تبخیر: ضمن یادآوری تاثیر تغییر اقلیم بر تبخیرء بررسی میزان و افق تاثیر تغییرات اقلیمی بر تبخیر جزو اهداف این نشریه نبوده است. تبخیر تعرق واقعی: در برخی گزارش‌هاء برخی از روش‌های برآورد تبخیرتعرق پتانسیل به غلط به عنوان روش‌های برآورد تبخیرتعرق واقعی مورد استفاده قرار می‌گیرند. به عنوان مثال روش تارک و یا روش‌های مشابه که بعضا به دلیل کم برآورد نمودن, به عنوان روش برآورد «تبخیرتعرق واقعی» مورد استفاده قرار گرفته‌اند. لازم است یادآوری گردد همگی این روشهاء روش‌های برآورد تبخیرتعرق پتانسیل و یا مرجع بوده که به دلیل برآوردهای نسبتا مناسب تبخیرتعرق واقعی در اقلیم‌های مرطوب. در برخی مطالعات و تحقیقات به عنوان روش برآورد تبخیرتعرق واقعی منظور شده‌اند. لیکن اقلیم‌های مرطوب و با بارندگی نسبتا زیاد» مقدار تبخیرتعرق واقعی تقریبا برابر با تبخیرتعرق پتانسیل است. گاه به اشتباه رهیافت روش‌های مبتنی بر سنجش از دور: رویکردهای نون برآورد تبخیر (به ویژه تبخیرتعرق واقعی) با قدرت تفکیک مکانی و زمانی مناسب متکی بر فناوری سنجش از دور است. استفاده از این روش‌ها به ویژه در ایران هنوز کاربردوست نبوده و پیچیدگی‌هایی نیز به همراه دارد. تاکید می‌گردد که تنوع و گستره این نوع الگوریتم‌ها در حال رویکرد مدل‌سازی گیاهی در برآورد تبخیرتعرق: هرچند بحث در خصوص جزییات این عنوان خارج از حدود راهنما حاضر است. اما یادآوری می‌شود که در دهه اخیر کاربرد مدل‌های شبیه‌سازی دینامیکی در تشریح فرآیندهای فیزیکی خاک. بیلان آب خاک و رشد گیاه با هدف مدیریت آب در مزرعه. برآورد عملکرد و بهره‌وری محصولات در سطح مزرعه و حتی حوضه‌های آبریز به صورت توزیعی بسیار توسعه یافته‌اند. با کمک واسنجی این مدل‌ها و تکیه بر قابلیت آن‌ها در شبیه‌سازی فرآیند آب در خاک و گیاه در مطالعات متنوعی می‌توان از آن‌ها استفاده نمود. به طور کلی این گونه مدل‌ها سیستم آب - خاک - گیاه - اتمسفر را شبیه‌سازی می‌کنند و به مدل‌های آگروهیدرولوژی معروف هستند. مدل‌های آگروهیدرولوژی علاوه بر شبیه‌سازی بیلان آب و املاح در خاک و شبیه‌سازی رشد و عملکرد گیاهان. امکان تحلیل سناریوهای مدیریتی آب تحت شرایط مختلف اقلیمی را نیز فراهم کرده‌اند. -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۴ ۳۵( روش‌های برآ ورد نبخیر در شرایط اقلیمی مختلف مدل‌های موجود شبیه‌سازی آب-هوا- خاک-گیاه با اهداف متنوعی توسعه یافته‌اند. طبق مطالعه ون اترسوم و همکاران (۲۰۰۲)» مدل‌هایی که آب - محور هستند (که برخی منابع آن‌ها را آگروهیدرولوژی نامیده‌اند)» عملکرد مناسب‌تری نسبت به مدل‌های رشد گیاه - محور در برنامه‌ریزی و مدیریت آبیاری دارند. به عبارتی منظور از مدل‌های گیاه- محور مدل‌هایی است که تمرکز آن‌ها بر فرآیندهای رشد گیاه است و مدل‌های آب- محور آن‌هایی است که تمرکز آن‌ها بر جزییات بیش‌تری از فرآیندهای آب در خاک است. قابل ذکر است که مدل‌ها اغلب به منظور تحلیل سناریو و با اهداف خاصی و در مقیاس‌های کوچک (مرزعه, شبکه آبیاری) مورد استفاده قرار می‌گیرند و لزوما کاربرد آن‌ها فقط به منظور برآورد تبخیرتعرق واقعی مورد توجه نیست چرا که معادلات و روش‌های محاسبه تبخیرتعرق در آن‌ها همان موارد و معادلاتی است که در این راهنما آرایه گردیده است و تنها برخی ضرایب آن‌ها در این مدل‌ها قابل برآورد و واسنجی است. نات تسه 0101 ۵۳۵۳-8۳0۷۷1۱ * -------- صفحهٔ بعد -------- ببوست ۱ -------- صفحهٔ بعد -------- -------- صفحهٔ بعد -------- پیوست | - نبخیر تعرق پتانسیل ۳۵( ۳۲۷ در مواجهه با مفاهیم و کاربردهای تبخیر. طیف وسیعی از اطلاعات و اصطلاحات به چشم می‌خورد. دسته‌های نوشتارء اولین گام در شناخت دقیق این فرآیند است. همان‌طور که بیان گردید. پیچیدگی‌های فرآیند تبخیر سبب شده گذشته روش‌های برآورد تبخیر بیش‌تر به روش‌های مستقیم و غیرمستقیم تقسیم‌بندی می‌شد که از آن به عنوان روش‌های اندازه‌گیری و محاسباتی نیز یاد می‌شود. عوامل و معیارهای مختلفی از قبیل سطح تبخیر کننده. پتانسیل تبخیرپذیری اتمسفرء عوامل محدود کننده (تبخیر واقعی و پتانسیل)» نوع تحلیل نقطه‌ای و یا مکانی, نوع کاربرد و سایر عوامل سبب ظهور تقسیم‌بندی‌های مختلفی از تبخیر شده است. البته بسیاری از روش‌های شناخت تبخیر در دسته‌بندی‌های مختلف می‌تواند قرار گیرد. از آن جا که این نوشتار به دنبال ارایه راهنمایی کاربردی در خصوص شناخت فرآیند تبخیر است. سعی شده است چارچوبی انتخاب شود که مخاطب بتواند بیش‌ترین بهره را از آن ببرد. از این رو در این پیوست تلاش شده است تقسیم‌بندی‌های مختلفی از روش‌های شناخت فرآیند تبخیر ارایه شود. تنوع بسیار زیادی در روش‌های مختلف برآورد تبخیر وجود دارد. با توجه به تجارب ملی و بین‌المللی و نیز به منظور اجتناب از تطویل مطالب, بیش‌تر به روش‌های معتبر و یا دارای پتانسیل برای کاربرد در ایران پرداخته شده است. بدیهی است هدف از ارایه این مطالب, آشنایی با انواع روش‌های قابل استفاده جمت برآورد تبخیرتعرق پتانسیل است و تحلیل اینکه کدامیک از روش‌ها در چه شرایطی و با چه داده‌هایی در مناطق مختلف شکل (پ.۱-۱) ارایه شده است. -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۸ پ.۲-۱- روش ۰ می ۰۰ استفاده از تشت تیخ هواشناسی وجود داشته | باشد. آمار آن می‌تواند در این تشت از استوانهاء پایه‌ای چوبی به ارتفاع ۵ سانتی‌متر از لبه تشت. خ می‌توان تبخیرتعرق پتانس )۱( ۳۵( روش‌های برآ ورد تب ۰ ۸ د ی روش انرودینامیک رو لتون : تورنت ویت و هولزمن روش پنمن اصلاح شده روش پنمن - رایت روش پنمن - رایت روش فائو- پنمن- مانتیث روش وان باول معادله پریستلی-تیلور روش بلانی- کریدل روش بلانی _ کریدل اصلاح شده توسط ‏ 5085 روش بلانی _ کریدل اصلاح شده توسط ۴۸۵ (80 -۴۸۵) روش‌های دمایی روش تورنت وایت روش هار گریوز روش‌هار گریوز - سامانی روش جنسن - هیز روش جنسن -هیز اصلاح شده روش تورک روش‌های رطوبتی روش پاپاداکیس روش‌های رطوبتی- دمایی روش کوتاین شکل پ.۱-۱- تقسیم‌بندی روش‌های بر آورد تبخیرتعرق پتانسیل ۰.۰۰ ۰ ۰ ۰.۰ ر بر» ساده‌ترین روش محاسبه تبخیرتعرق پتانسیل است. تشت تبخیر تقرب یکی از وسایل بسیار ساده‌ای است که اگر مقدار تبخیر از آن به دقت از تخحمین نیاز آبی گیاهان. حتی در دوره‌های کوتاه مدت مثلا ۱۰ روزه. مر بر کلاس ۸ از جنس آهن گالوانیزه با قطر ۱۲۰/۷ سانتی‌متر و ارتفاع ۲۵/۴ سانتیه ۱ سانتی‌متر قرار می‌گیرد. آب به گونه‌ای در داخل تشت ریخته می‌شر الی از آب باشد. با اندازه گیری مقدار آب تبخیر شده از درون تشت و ب سیل را محاسبه نمود: یر در شرایط اقلیمی مختاف در بیش‌تر ایستگاه‌های رد استفاده قرار گیرد. تر ساخته شده و روی که حدود ۵ تا ۷/۵ | استفاده از رابطه (۱)» اد 7 ۳ -------- صفحهٔ بعد -------- پیوست | - نبخیر نعرق پتادسیل ۳۵( [ جدول پ.۱-۱- ضریب تشت کلاس ۸ برای شرایط دارای پوشش گیاهی در اطراف نی (منبع: نشریه ۱۲۲ کمیته ملی آبیاری و زهکشی ایران) و یک ,3333333333333333 مک ٍ جدول پ.۲-۱- ضریب تشت کلاس ۸ برای شرایط بدون پوشش گیاهی در اطراف نی (منبع: نشریه ۱۲۲ کمیته ملی آبیاری و زهکشی ایران) ی کر بر کح در معادله فوق ,]۳ تبخیرتعرق پتانسیل برحسب میلی‌متر در روزء بیم‌تاً تبخیر روزانه از تسش ضریب تشت است. از جدول‌های شماره (پ.۱-۱) و یا (پ.۲-۱) به طور نسبتا دقیق می‌توان ضر در شرایط استاندارد باید فاصله (ل) به اندازه ۰۱ ۰۱۶ ۱۰۶ یا ۱۰۹۰ متر در اطراف تشت. تحت , ۳۹ م1۸ بزرگ‌تر از ۷۰/ ۰۵ ۰/۸۵ ۰/۸۵ ۰/۸۵ ۳۵ ۵ 1/۸۰ 1۶ 1۳۵ 1۷۰ ۵ 1۵۰ 1۳۰ ۳۵ 1۳۵ بزرگ‌تر از ۷۰/ ۰/۸۵ 1۸۰ (۸ ها 1۷۰ 1۸۰ 1۰ ۳۵ 1۰ ۳۵ 1۳۰ ۰/۵۵ 1۳۵ ۰/۵۵ 1۵۰ ۰/۴۵ ت برحسب میلی‌متر و مک وشش گیاهی (چمن) قرار -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۰ در ارتفاع ۲ پ.۳-۲-۱- این نوع این حال چو ارتفاع بالاتر است و به دا ۳۵( روش‌های ب رآ ورد تبخیر در شرایط | و یا به اندازه یکی از فاصله‌های ذکر شدهء اطراف تشت بدون پوشش گیاهی باشد. ضریب تشت به تشت‌ها در داخل خاک نصب می‌شوند؛ حال آن که تشت کلاس ۸ روی سکوی چوبی و در سطح شود. برتری تشت کلاس ۸ این است که اگر تشت سوراخ شده باشد. به سادگی قابل رویت و تعمر ن سطح آب در آن در فاصله‌ای بالاتر از سطح زمین قرار گرفته است. به دلیل بیش‌تر بودن سر تبخیر حاصله از تشت کلاس ۸ کمی بیش‌تر از مقدار واقعی تبخیر است. جنس این تشت از آهم یل گرم شدن, باعث افزایش درجه حرارت آب و به تبع آن افزایش تبخیر می‌گردد. تجربه نشان دا از تشت روسی یا انگلیسی به مقدار تبخیر از تشت کلاس ۸ آمریکایی. حدود ۰/۷۸ است. مشکل آن است که به دلیل قرار گرفتن در زیر زمین» نمی‌توان از سالم بودن آن‌ها اطمینان پیدا کرد. هر بر هر بر هگ ره که ره هی ۹ سطح زمین ‏ ۳ 0:61 کاس دس ین مت بت ی و یا مت ی سل با یت ی سب سوت ی مت ی سل با و ی بر سوه رس ی سل و یه الف - تشت مربعی استاندارد انگلیسی. ب- تشت استاندارد آمریکایی کلاس ۸. ج - تشت استاندارد روسی شکل پ.۲-۱- انواع مختلف تشت‌های تبخیر (علیزاده. ۱۳۹۴) زمین کار ر است. با عت باد در گالوانیزه ده است که -------- صفحهٔ بعد -------- پیو سم .۱ ای نظر ؟ ۵ سان ۱ وجو 9 در ص ۳- سر (۱۳۵ شده و هر ضلع آن ‎٩۲‏ سانتی متر (۳۶ اب آهن گالوانیزه است. تشت کلرادو در داخل از سطح زمین)» قرار بگیرد. سطح آب در ا, فته می‌شود. ضرایب این تشت در شرایط م (منبع: نشریه ۱۲۲ کمیته ملی آبیاری و زهک کوتاه کم ۴۰ زیاد ۳۰ ۸ ۷۵ ۱/۰ ۰ ۱۱ ۱۱ ۷ 1۹ ۰۹۵ ۰/۳۵ ۰۵ ۸ 1۶ 7۷ ۰۵ نستره آن در اطراف تشتک نچ) و ارتفاع آن ۴۶ سانتی متر (۱۸ این خاک طوری نصب می‌شود که لبه آن به | ً ۲ ۰ ۱ شی ابران) ۱۳ چ) در دازه -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۲ ۳۵( روش‌های ب رآ ورد تبخیر در شرایط اقلیمی مختاف پ.۵-۲-۱- تشت شناور این نوع تشت بر روی یک شاسی چوبی بزرگ قرار دارد که بر روی سطح آب دریاچه شناور است. به سبب وزش باد و ورود امواج آب به داخل تشت و عدم حفظ حالت تعادل, بهره‌برداری از این نوع تشت‌ها با مشکلات زیادی مواجه است. این تشت‌ها در ایستگاه‌های تحقیقاتی, برای اندازه گیری تبخیر از حوضچه‌های بزرگ با مساحت ۱۰۰ مترمربع نیز قابل استفاده هستند که نمونه‌هایی از آن‌ها در ایستگاه تحقیقاتی هیدرولوژی سازمان ملل در والدای روسیه در نزدیکی مسکو احداث شده‌اند. به طور کلی رنگ این نوع تشت‌ها سفید است. - نکات مهم در رابطه با استفاده از تشت‌ها در شرایط بیابان‌های عاری از پوشش گیاهی و با آب و هوای خشک و نیمه‌خشک. همراه با بادهای شدید. لازم است ضرایب تشت (م۴ا) آرایه شده درجداول قبل, تا ۲۰/ کاهش داده شود. در مناطق سرد و مرطوب نیازی در صورتی که ارتفاع پوشش گیاهی در اطراف تشت بیش ‌تر از حد استاندارد (یک متر) باشد و منطقه خشک و بادخیز باشدء ضرایب تشت (م۴) ارایه شده در جداول قبل, باید تا ۳۰/ افزایش داده شود. در یک اقلیم مرطوب و با باد ملایمء افزایش ضرایب تشت به میزان ۵ تا *۱/ کافی خواهد بود. در صورتی که تشت به جای رنگ آلومینیوم با رنگ سفید (از داخل و خارج) رنگ شده باشد. اختلاف اندکی در نتایج, به وجود آمده و تبخیر چند درصد کاهش می‌یابد. وجود توری فلزی در روی تشت (برای جلوگیری از مصرف پرندگان) موجب کاهش تبخیر تامیزان ۱۰/ خواهد بود. افت سطح آب بیش از حد مجاز در تشت (بیش از ۷/۵ سانتی‌متر از لبه تشت) و یا بالا بودن آن (کم‌تر از ۵ سانتی‌متر از لبه تشت)» موجب خطای اندازه‌گیری به میزان ۱۶ تا ۱۵/ خواهد بود. برای حذف توری» بدون اینکه مشکل تلفات و مصرف آب توسط پرندگان و جانوران پیش بیاید. توصیه می‌شود یک ظرف پر از آب در کنار تشت تبخیر به منظور سهولت دسترسی به آب در این ظرف برای حیوانات قرار داده شود. تشت تبخیر با این تدبیر از گزند و تعرض پرندگان و جانوران محفوظ می‌ماند. پ.۳-۱- روش‌های آیرودینامیک مولکول‌های آب با عمل پخشیدگی مولکولی ابتدا از روزنه‌ها وارد لایه نازک هوای مجاور سطح برگ شده و سپس با عمل پخشیدگی منلاطم وارد هوای بالاتر می‌گردد. در این صورت جریان بخار آب از برگ به هواء بستگی به سرعت باد و اختلاف فشار بخار بین لایه هوای چسبیده به برگ و هوای اطراف دارد. لذا روابط بین آن‌ها را به صورت زیر می‌توان نوشت: -------- صفحهٔ بعد -------- - روش دالتون ۲۱( (14)/ (ع- )۳7 در رابطه فوق, ,]۳ تبخیرتعرق پتانسیل ((11111/442)» ,۵ فشار بخار در لایه هوای چسبیده به برگ. » فشار بخار در هوای بالای برگ‌ها و (1)1 تابع مربوط به باد است. از این معادله. به دلیل اشکالاتی که در اندازه‌گیری فشار بخار در لایه سطح گیاه وجود دارد.کم‌تر استفاده می‌شود. از طرف دیگر. چون سرعت باد بستگی به ناهمواری سطح دارد. لذا اندازه گیری سرعت باد در ارتفاع معین, نمی‌تواند چهره واقعی تلاطم هوا را نشان دهد. - معادله تورنت‌وایت و هولزمن ساده‌ترین فرمول برای محاسبه ,]تا از یک پوشش گیاهی کوتاه. به روش آیرودینامیک. توسط تورنت‌وایت و هولزمن (۱۹۳۹) ارایه شد که در آن سرعت باد و چگالی بخار آب در دو ارتفاع مختلف. در بالای سطح گیاه. اندازه گیری می‌شوند: (و۷مت0۷)( ,17 - دنا) ۳۴ 2 7 | ۸ اد را ۳0- تبخیرتعرق پتانسیل (11۳/۹۵۱) جا- ضریب ون کارمن " مقدار آن معمولا ۴ است. دولآ و 1 نس سرعت متوسط 5۲1-۳ (۳) باد در ارتفاع‌های و۰7,.2 «۷م,,۷م<- چگالی بخار آب در ارتفاع‌های ,۰7,,2 < ضریب اصلاحی است. همچنین پاسکیل (۱۹۵۰) معادله ارایه شده توسط تورنت‌وایت و هولزمن را به صورت زیر تغییر داد تا شامل گیاهان بلند نیز بشود: ۴۱( (0۷۱7-0۷)( ۷۱ 2 ولا کلم اد 2 .7 اور - و7 تورنت‌وایت و هولزمن فقط در مواردی قابل اعتماد است که سرعت باد در ارتفاع ۲ متری. از ۳تا ۴ متر در تانیه تجاوز پ.۴-۱- روش‌های ترکیبی - روش پنمن " ۱۹۷۵۱ 7 ۴ -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۴ ۳۵( روش‌های ب رآ ورد تبخیر در شرایط اقلیمی مختاف پنمن, دانشمند انگلیسی (۱۹۴۸) از ترکیب روش‌های آیرودینامیک و توازن انرژی» روشی را برای محاسبه تبخیرتعرق ارایه نمود که به روش ترکیبی یا معادله پنمن معروف شد. معادله پنمن در ابتدا برای محاسبه تبخیر از سطح آزاد آب ارایه گردید و سپس برای محاسبه شدت تبخیرتعرق از یک سطح کامل پوشیده از چمن مورد استفاده قرار گرفت. پنمن ابتدا با استفاده از فرمول‌های توازن انرژی» مقدار انرژی را که می‌تواند برای تبخیرتعرق موجود باشد محاسبه نمود و سپس با استفاده از فرمول‌های آیرودینامیک. تاثیر شرایط محیطی را از نظر خارج ساختن رطوبت از سطح پوشش گیاهی ملحوظ داشت. در واقع روش پنمن شامل دو جزء توازن انرژی (توازن تشعشع) و آیرودینامیکی است. در عمل, معادلات به کار رفته در روش پنمن به شرح زیر هستند: ۳۷+ (ع) مرا ۶+ 7) 4 + :۱9.087 هه سس فورعم 3 +۲ ا : 0 ۱65 7 ,ر2.13)10(*7 - 2.49106 ۹0( ۶ (5.44)10 + 1013-0.11520- ,۲ ۵ آتا- تبخیرتعرق پتانسیل («(11/42)» ۸ - شیب منحنی فشار بخار اشباع نسبت به دماء در نقطه‌ای که دما برابر :,] باشد (16۵۲/۳) .1 < متوسط دمای هوا (۴) ,ها- نتابش خالص ورودی ((11/4۵)» ۷ <- ثابت سایکرومتری (۱۳۵۲/۳) ,تا- جزء آیرودینامیک که بستگی به فشار بخار اشباع و واقعی و سرعت باد دارد ((11/42)» ,۵- فشار بخار اشباع به ازای دمای ,7 بر حسب (۰)۱۳۸۲ ,۵- فشار واقعی بخار آب در هوا(۵۲ط) ۰ ,ظ- فشار هوا (۵۲ط )۰ 0- ارتفاع محل از سطح دریا (13) پنمن برای محاسبه ,۳3 معادله زیر را ارایه کرد: (۱۰) (به-,176 0.1409 +0.2625) - بت که در آن 7 سرعت باد برحسب متر در ثانیه است. مزیت روش پنمن در این است که معادله ارایه شده مبنای فیزیکی داشته و در آن اندازه گیری دما و فشار بخار آب در لایه هوای چسبیده به برگ حذف شده است. معادله پنمن - فائو که توسط متخصصان سازمان فائو آرایه گردید. هنوز هم به عنوان یکی از معادلات کاربردی در محاسبات تبخیرتعرق پتانسیل مورد استفاده قرار می‌گیرد. ولی از جایی که در این معادله فرض شده است که تبخیرتعرق فقط توسط عوامل آب و هوایی کنترل شده و نقش خود گیاه در آن در نظر گرفته نشده است. لذا به تدریج اهمیت خود را از دست داده و معادلات دیگری جای آن را گرفته‌اند. از جمله این معادله‌ها می‌توان معادله فائو - پنمن - مانتیت را که در حال حاضر کاربرد بیش‌تری دارد. ذکر کرد. -------- صفحهٔ بعد -------- پیوست | - تبخیر تعرق پتانسیل ۳۵( ۳۵ - روش فائو- پنمن- مانتیت (۳۸1 - ۳۸) روش فائو - پنمن - مانتیت به عنوان یکی از معتبرترین روش‌هاء برای تخمین ,]تا مورد استفاده متخصصان قرار دارد. سازمان فائو براساس این معادله. نرم‌افزاری به نام 2130۳1۷۷۸7 را برای محاسبات نیاز آبی منتشر ساخته است. در این روش» گیاه مرجع یک پوشش چمن فرضی است که ارتفاع آن ۱۲ سانتی‌متر و ضریب بازتابش در آن ۲۳ درصد است سرعت باد دارد و لذا مقاومت آیرودینامیک. با آنچه در معادله پنمن است. متفاوت است. لذا تابع باد در معادله پنمن - مانتیث نیز متفاوت است. شده» یک سطح مرطوب است. به عبارت دیگرء در روش‌های پنمن - مانتیث فرض می‌شود که کل سطح پوشش گیاهی یک برگ بزرگ با روزنه‌های موجود در آن است. به همین دلیل روش پنمن - مانتیث را روش برگ بزرگ! هم می‌گویند. مقاومت روزنه‌ها در برابر خروج آب در روش فائو - پنمن - مانتیث از ۳۰ ثانیه بر متر برای گیاهان مناطق خشک تا ۱۵۰ ثانیه بر متر در سایر پوشش‌ها متغیر است که این مقدار برای گیاه فرضی مرجع ۷۰ ثانیه بر متر ‎)٩.1۱(‏ فرض شده است. به طور خلاصه باید گفت که با در نظر گرفتن گیاه فرضی به ارتفاع ۰/۱۳۲ متر و مقاومت روزنه‌ای ۷۰ ثانیه بر متر و ضریب بازتاب ۰/۲۳ و با این فرض که شاخص سطح برگ آن ۲۴ برابر ارتفاع گیاه باشد. معادله‌ای به نام فائو - پنمن - مانتیث ارایه گردید که در حال حاضر اساس محاسبات نیاز آبی قرار می‌گیرد. با توجه به این فرضیات. معادله فائو - پنمن - مانتیث به صورت زیر است (آلن و همکاران. ۱۹۹۸): 0۱ ( ,هت ب6) دنا[ (273 +890/)71]|+7+(60- ,8 )0.408۸ ۳ج ( دل]1+0. 34)/*+۸ «- تبخیرتعرق پتانسیل (۳3/4۸۷) ,1- تابش خالص در سطح پوشش گیاهی (1 74 ۸1710). 7- متوسط دمای هوا در ارتفاع ۲ متری از سطح زمین (ح) «لآ< سرعت باد در ارتفاع ۲ متری از سطح زمین (13. 81) ره - به- کمبود فشار بخار در ارتفاع ۲ متری (4۴۳۸» ۸ - شیب منحنی فشار بخار (16۳۸*07۱)» ۷ - ضریب رطوبت‌سنجی (16۳8*۳۱). 0- شار گرما به داخل خاک (۱ 74 ۹17۲) است. برای به دست آوردن اجزاء معادله فائو - پنمن - مانتیث به ترتیب زیر عمل می‌شود: - گرمای نهان تبخیر وزط ! -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۶ ۳۵( روش‌های ب رآ ورد تبخیر در شرایط اقلیمی مختاف (- 2.501 -)6 07 )۱۲( س ۰ 1 0 > گرمای نهان تبخیر ( یا [۱1) و ]7 < دمای هوا (2) است. (237.3 + ۱7.271/)1| 25046000 7( + ]) که ۸ < شیب منحنی فشار بخار (6۳۵*۳1) و 7 < متوسط دمای هوا ‎)٩۳(‏ اس" - ضریب رطوبت‌سنجی ۷ را ی 1 < 0.00163 )۱۴( 7 - ضریب رطوبت‌سنحی . ۳- فشار هوا (1۳۳۵) است که مقدار آن در صورتی که ارتفاع محل از سطح دریا مشخص باشد. از معادله زیر به دست می‌آید: دی 0.00657 -3 (۱۵) 0 ۳ 293 که .7 ارتفاع محل از سطح دریا (1) است. - فشار بخار اشباع ,» ۱7/277 (۱۶) سس )مرو | ]0.6 <رآمعه 2373 با ۱ که در آن ۰ فشار بخار اشباع (1۳۵) است که به صورت تابعی [(2)7] از درجه حرارت نشان داده شده است. 7 دمای هوا (2) است. در یک دوره ۲۴ ساعته شبانه روز مقدار ,2 به صورت زیر محاسبه می‌شود: (۱۷) 2/ ۱ )6 ۳ 1 ۱۹ ح و6۴ که ۴ و (مزم )2 به ترتیب فشار بخار اشباع به آزاء دماهای حداکثر و حداقل است. - فشار بخار واقعی (,ع) فشار بخار اشباع در نقطه شبنم. به عنوان فشار بخار واقعی یا فشار بخار روزانه تعریف شده و چنانچه دمای نقطه شبنم (ح) در اختیار باشد. رابطه زیر بهترین برآورد را خواهد داشت: ۱ سس (۱۸) لا 611 << (ر7)ع > 37 + )2 ( 1 ی اما اگر تنها متوسط رطوبت نسبی (..ی.1۳1) در اختیار باشد. می‌توان ,ه را از معادله زیر به دست آورد: ۹ ۱ رت ی 6 00 -------- صفحهٔ بعد -------- پیوست | - نبخیر تعرق پتانسیل ۳۵( ۳۲ در اینجا نیز جهت محاسبات برای مدت یک شبانه روزء چنانچه داده‌های رطوبت نسبی بیشینه ...1][ و رطوبت نسبی کمینه ,:.,1] در اختیار باشند. باید میانگین فشار بخار واقعی در دماهای ...آ و «:] به عنوان مبنای محاسبه (۲۰) |[100/ ال( 2۳| +[۷100 الا( ]|05 به که (ممآ)2 و (یم )۵ به ترتیب فشار بخار اشباع محاسبه شده به ازای ,1 و یم است. چنانچه متوسط رطوبت نسبی (.,.,1۳1) در اختیار باشد. با فرض اینکه 11,:,(/2+..,]1۳)<.ی.]1 3 است. په از رابطه زیر محاسبه می‌شود: ۲۱۱( سس ۹ ( ریت6 /50+ تاه ‎ ۹0/ چنانچه داده‌های رطوبت موجود نبوده و یا دقت کافی نداشته باشند. می‌توان در مناطق مرطوب با فرض این‌که وا 1 است. فشار بخار واقعی را از رابطه زیر محاسبه کرد: (۲۲) وکا 0. 61 - بت این فرمول در مناطق خشک دقت زیادی نداشته و لازم است در این نقاط. رابطه دمای حداقل و دمای نقطه شبنم» واسنجی و سپس مورد استفاده قرار گیرد. - مقدار تابش برون زمینی (. 1) برای محاسبه تابش خالص روی سطح گیاه ابتدا لازم است تابش فرازمینی! از معادلات زیر محاسبه شود: ۲۳۱( یه 65 دمم دم +6 نم )37.60 عمط (۲۴) (۵ 1۵ 0 12 -) :2۳00 همه (۲۵) (0.03300:)0.0172[7 +1 بل (۲۶) (1. 39- [0.0172) 0.409 - 8 ب- تابش برون زمینی (*:8173*4) ,4< فاصله نسبی زمین تا خورشید (بدون بعد)» ۵ < زاویه میل خورشید (رادیان) - عرض جغرافیایی (رادیان)» ,0 زاویه ساعتی غروب خورشید (رادیان)» ]۸- شماره ماه میلادی سال. که تبخیر تعرق برای آن محاسبه می‌شود. (۲۷) (15 )۱ ور[ 0 ۳۹۱۲۵۱۵۲۲۵۹۱۲۱۵۱ -| -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۸ ۳۵( روش‌های ب رآ ورد تبخیر در شرایط اقلیمی مختلف ل- شماره روز ژولیوسی از ابتدای سال مسیحی که برای محاسبات ماهانه از معادله فوق استفاده می‌شود و اگر بخواهیم تبخیر تعرق روزانه را حساب کنیم با داشتن شماره روز از ماه ((])4 به جای آن. معادله زیر استفاده می‌شود: (۲۸) 0-2 273-07 ]10 ر - تعداد ساعات روشنابی روز ([۳) (۲۹) 7.64 < ۲ که ۸ حداکثر ساعات روشنایی در روز [ از سال (ساعت) و .۷۷ زاویه ساعتی خورشید (رادیان) است. - تابش خالص (,1) (۳۰) ( 70+ 7) (ب/0.34-0. 14) (09/3+0.1) 10۹ 8-245 (0.500/31- 0770.25 ک م8 ی جتی 2.450.34-0.1404)7-.0.778خ,۸1- تعداد ساعات واقعی آفتاب(۳۲) ,18- تابش برون زمینی محاسبه شده (۱ 4 ۸171۱) ,2- فشار واقعی بخار آب محاسبه شده (404» ,1- حداکثر دمای روزانه برحسب درجه کلوین. 1- حداقل دمای روزانه برحسب درجه کلوین است. - شار گرما به داخل خاک (۲)) شار گرما به داخل خاک در مقایسه با ‎٩,‏ ناچیز بوده و از آن صرف‌نظر می‌گردد. به علاوه این که در محاسبات نیاز پریستلی و تیلور (۱۹۷۲۳) معادله ساده شده‌ای از روش ترکیبی پنمن را برای مناطقی که انتقال بخار از طریق باد اندک و نایز است. ارایه دادند: (ن)- ,ها) + ۸ 0 تبخیرتعرق پتانسیل (1/4۵)» ,9 < ضریب ثابت. این ضریب در سطح وسیع که سطح پهنه تقریبا اشباع از بخار آب است. معادل ۱/۲۶ است. بقیه ضرائب مطابق ضرایب معادله پنمن هستند. ۳۱۱( ۱ 8 - ,ظ ۱۳۵۹1۷ -- -------- صفحهٔ بعد -------- پ.۵-۱- روش‌های تجربی تعیین تبخیرتعرق پتانسیل روش‌های آرایه شده در گزارش. از اصطلاح «تبخیر تعرق پتانسپل» استفاده شده است. - روش‌های دمایی روش‌های مختلف برای تعیین میزان تبخیرتعرق پتانسیل بر پایه دما وجود دارد که برخی در ادامه معرفی می‌شوند. - معادله بلانی -کریدل بلانی و کریدل نیز بر اساس دما و ساعات روشنایی روز در نواحی خشک غرب امریکا رابطه‌ای جهت برآورد علیزاده. ۳۹۰ (۳۲) (8.13+ب,0)0.467 - 18 که در ا, ن 7۲ ضریب روشنایی یا درصد ساعات روشنایی در هر یک از روزهای ماه مورد نظر نسبت به تعداد کل ساعات روشنایی در سال در محل مورد نظر است. - روش نورنت‌وایت دمای متوسط در هر ماه است و به صورت زیر عمل می‌شود: جدول پ.۴-۱- مقادیر ضریب اصلاحی (,,۳) در معادله تورنت‌وایت برای عرض‌های (شمالی) مختلف جغرافیایی در ماه‌های سال (علیزاده. ۹۴( عرض جغرافیای 0( .0 0+1 .5601 شا ابا[ 6( ادا و وا را ۵ :2( شمالی (درجه) ۴ ۱۹۱ ۱1۹۷ ۱۹۲ ۱۱۱ ۱۹۲ ۱۱۴ ۱1۹۳ -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۴۰ ۳۵( روش‌های برآ ورد تبخیر در شرایط اقلیمی مختلف کا ۳ شمالی (درجه) که سک ابتدا نمایه حرارتی ([) برای هر یک از ماه‌های سال از معادله زیر محاسبه می‌شود: (۳۳) ری 5 که در آن نمایه حرارتی و هآ متوسط دمای هوا (2") در ماه مورد نظر است. این کار برای تمام ۱۲ ماه سال انجام می‌گردد. در صورتی که متوسط دما در یک ماه صفر یا منفی باشد. ,1 برای آن ماه صفر در نظر گرفته می‌شود. نمایه حرارتی سالانه (1) از جمع کردن نمایه‌های حرارتی ماهانه در طول سال محاسبه می‌شود: 12 (۳۴) 2 -] [-111 با داشتن نمایه حرارتی سالانه (1)» ضریب ۵ از معادله زیر محاسبه می‌شود: (۳۵) 42 + ][(*۱.792107) + *](7 10 7. 71)-1(13 10 6. 75) -8 برای هر یک از ماه‌های سال, تبخیرتعرق پتانسیل (10ا) برحسب میلی‌مترء از فرمول زیر محاسبه می‌شود: 0 محاسبه ,]۹ با استفاده از معادله فوق برای هر یک از ماه‌هاء با این فرض است که هر ماه ۳۰ روز و هر روز ۱۳۲ ساعت روشنایی داشته باشد؛ حال آن که تعداد روزهای هر ماه 9 تعداد ساعات روشنایی در ماه‌های مختلف سال. متفاوت است. بنابراین لازم است ,]۳ با اعمال ضریب ,,لا که مقادیر آن برای ماه‌های مختلف مطابق جدول شماره (پ.۴-۱) است. اصلاح گردد. لذا ,]4 برابر خواهد بود با: - روش هار گریوز" در این روش علاوه بر درجه حرارت هواء عوامل دیگری نیز در نظر گرفته شده‌اند: ۳۸( 1 (0.011 - 1) 17.40 < ]۳ ۱165 -------- صفحهٔ بعد -------- میانگین ماهانه درجه حرارت هوا بر حسب درجه سانتی گراد و 0 ضریب مربوط به طول روز است که با استفاده از جدول (۵) به دست می‌آید. جدول پ.۵-۱- ضریب مربوط به طول روز (4) برای استفاده از رابطه هارگریوز (علیزاده. ۱۳۹۴) ۹ ۹8 1 ی ۱/۰۳۳ ۶ ۱/۰۶ ۱۹۸ ۱۹۸ ۱۱۱ ۳ - روش هارگریوز - سامانی روش‌های هارگریوزء برای محاسبه تبخیرتعرق پتانسیل در دوره‌های یک تا چند روزء هفتگی. ۱۰ روزه و یا ماهانه به کار برده می‌شود؛ اما بهترین نتیجه را برای دوره‌های هفتگی و ۱۰ روز داده است. چنانچه میانگین دما در دوره مورد نظرء (برحسب درجه سانتی‌گراد) و میانگین دامنه تغییرات دما (اختلاف حداکثر و حداقل دما) در دوره مذکور 714 باشد. تبخیرتعرق پتانسیل (1]) براساس روش پیشنهادی هارگریوز - سامانی» از معادله زیر محاسبه می‌شود: ۳۹( ۳ + پر 7) ,0.00238- ۲1 در معادله فوق. ,۳ تابش برون زمینی" است که از جدول (پ.۶-۱) به دست می‌آید. میانگین دما ,7 برابر میانگین حداکثر (..,7) و حداقل دما (,ر,7) است. جدول پ.۶-۱- متوسط ماهانه تابش برون زمینی(112) برای عرض‌های جغرافیایی شمالی در ماه‌های میلادی سال برحسب معادل میلی‌متر آب عرض +( .01 .۹5601 .8 ال 1( ۱1۹ ها را لً : جغرافیای | ۳۹۵۱۵۳۳۵۹۲۱۵ 0 -------- صفحهٔ بعد -------- ۴۳ -__ - روش در | ۴۰۱ )۲۱ (۴۲ ستت و (درجه) ۰ ۱ اجک ,]۳ سس دی 45 5-عح۲ 10۵1-112 ۱ -------- صفحهٔ بعد -------- 412041 100 (۴۲) ول َ از که > و۲ 5 ۲+ 1111 4129041 1۱90.01 (۳۴) ی یم از که > ورز۲ 5+ دز )۴۵( ,۳ 0.8 +028 ]- ۸ < تبخیر تعرق پتانسیل (میلی‌متر در روز)» آ- میانگین روزانه دما (۳ ) ..م[< متوسط بیشینه دماهای روزانه در گزم‌ترین ماه سال (-)» ,زم1- متوسط کمینه دماهای روزانه در سردترین ماه سال (- ) ...ی فشار بخار اشباع به آرزاء بیشینه روزانه دمای هواء در گرم‌ترین ماه سال (111021) بزی2- فشار بخار اشباع به آزاء کمینه روزانه دمای هواء در گرم‌ترین ماه سال (110۵1)» (ا- ارتفاع از سطح دریا (10)» ,14- تابش خورشیدی در دوره مورد نظر (میلی‌متر) که اگر مقدار با داشتن دمای متوسط روزانه (1) و مقدار تابش خورشیدی (,4)1 در هر کدام از روزها می‌توان با استفاده از معادله جنسن -هیز. ,]۳ روزانه را به دست آورد. برای محاسبه ,]۳ در یک دوره مشخص, مقدار متوسط آ و ,ها در طی همان دوره در نظر گرفته می‌شود. توصیه می‌شود روش جنسن - هیز برای دوره‌های ۵ روزه تا یک ماهه مورد استفاده قرار گیرد. برای این که مشکل تخمین تابش خورشیدی در معادله قبلی جنسن - هیز رفع شود. معادله ساده زیر جایگزین آن (۴۶) ,6 70- )+50 ۲۲ (۴۷( 70 /0.075)5 - +6 تبخیرتعرق پتانسیل (11/44(۷) 5 < درصد ساعات تابش آفتاب . 710 <- تفاوت متوسط دمای بیشینه و کمینه روزانه (0») 1۳ سا تابش برون رمینئی بر حسب میلی‌متر آب است (جدول شماره (پ. ۶-۱)). - روش تارک این معادله برآورد تبخیرتعرق پتانسیل, از جمله معادلاتی است که بعد از مدل پنمن- مانتیث در اقلیم مرطوب نتایج بسیار مطلوبی آرایه می‌نماید و به همین دلیل اغلب از آن در برآورد ۵ در اقلیم‌های مرطوب استفاده می‌شود. هر چند ۱۳۵۲۵ -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۴ ۳۵( روش‌های برآ ورد تبخیر در شرایط اقلیمی مختلف اقلیم ایران غالبا در محدوده نیمه خشک و نیمه‌مرطوب قرار می‌گیرد. اما جهت مقایسه و بررسی امکان اصلاحات مورد نیاز در آینده» از معادله تارک نیز به شرح زیر استفاده می‌شود (مجیدی و علیزاده» ۱۳۹۰): (۴۸( (15+ پر ) * پر *(0 کج 8 23.88) 0013 و51 که در این معادله ,1 تابش خورشیدی (۸/17/۲/4۵«۷) است. معادله فوق به‌دلیل کم‌برآورد نمودن تبخیرتعرق پتانسیل در شرایط بادخیز و برعکس, نسبت به سرعت باد به شکل زیر اصلاح گردید: ۴۹۱( 5+ پر) * پ 1 *(0ک +8 23.88) 0013 مک و57 0.02115 + 0.1109 7+ + 4 )۵*( که در آن. دل] میانگین سرعت باد در ارتفاع ۲ متری از سطح زمین است. - روش‌های رطوبتی - روش پاپاداکیس" رابطه پاپاداکیس در سال ۱۹۶۶ ارایه گردید: 0 (۵۱) ( ر6- یم 73)6 ۶0.185( ۳ 0 تبخیرتعرق پتانسیل ((11313/4۵)» سور - فشار بخار اشباع در حداکثر دمای هوا (1۳۵۲)» ر0ه- متوسط فشار بخار واقعی هوا (1110۵7۳) است. ۱۳5 -------- صفحهٔ بعد -------- نیو سب ۲ طلبقه‌بندی افلیمی ایران -------- صفحهٔ بعد -------- ۴۶ ۳۵( روش‌های ب رآ ورد تبخیر در شرایط اقلیمی مختاف پ.۱-۲- مقدمه همان‌طور که در فصل دوم این راهنما مطرح گردید. به منظور معرفی مناسب‌ترین روش‌های برآورد تبخیرتعرق پتانسیل در شرایط اقلیمی ایران» نیازمند تعیین اقلیم هر ایستگاه در گام نخست هستیم. بدین منظور از اطلاعات موجود ایستگاه های هواشناسی سینوپتیک کشور از بدو تاسیس تا عمدتا سال میلادی ۲۰۱۷ استفاده شده است. البته قابل ذکر است که تعیین اقلیم بر اساس اطلاعات دریافتی از سازمان هواشناسی تا سال ۲۰۱۷ میلادی بوده و جنبه توصیه‌ای و راهنمایی اولیه داشته و به کاربران توصیه می‌گردد در صورت در اختیار داشتن اطلاعات به روز و کامل‌ترء این محاسبات اقلیمی را برای منطقه و دوره مد نظر و مورد نیاز خود محاسبه نمایند. بر مبنای روش‌های مختلف طبقه‌بندی اقلیمی معرفی شده در فصل دوم. اقلیم ایستگاه‌ها تعیین گردید که نتایج آن به شرح جداول زیر در قالب این پیوست آرایه شده است. جدول پ.۱-۲- طبقه‌بندی اقلیمی استان آذربایجان غربی رس سس هس 0 اه 0 تک ره هس اک سک سر ۳۳۳ خنک سرد جدول پ.۲-۲- طبقه‌بندی اقلیمی استان آذربایجان شرقی دوره آماری هه ید روش کریمی | طبقه‌بندی -------- صفحهٔ بعد -------- پیوست سس ۷ ۸ ۱۴۳۱۷ سس مرطوب -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۸ ۳۵( روش‌های ب رآ ورد تبخیر در شرایط اقلیمی مختاف ادامه جدول پ.۴-۲- طبقه‌بندی اقلیمی استان اصفهان ۲۰۱۷-۹۹ ۲۰۱۷-۹۲ جدول پ.۵-۲- طبقه‌بندی اقلیمی استان البرز جدول پ.۶-۲- طبقه‌بندی اقلیمی استان ایلام روش کریمی | طبقه‌بندی بیس ی جدول پ.۷-۲- طبقه‌بندی اقلیمی استان بوشهر ۲۰۱۷-۸۶ ۲۰۱۷-۹۱ ۲۰۱۷-۸۴ -------- صفحهٔ بعد -------- پیوست ۲ -طبقه‌بندی اقلیمی ایران ۳۵( ۴۹ جدول پ.۸-۲- طبقه‌بندی اقلیمی استان تهران ۲۰۱۷-۹۱ ۲۰۱۷-۹۶ جدول پ.۹-۲- طبقه‌بندی اقلیمی استان چهارمحال و بختیاری دس سر سس سس جدول پ. ۱۰-۲- طبقه‌بندی اقلیمی استان خراسان جنوبی سس سس سس سح و سا سس اس خور ۲۰۱۷-۹۰ ۷ سح کح رح کت فان ۱ ۱۳۱۳۹۸۷ ۶۳۶ ۱ خشک | ۵۶۵ | نیمه‌خفک ‏ ۳۳۵۶ خشک | ۶ ره ا ۳۳ خشک ]۵۵۲ 0ص که دهع -------- صفحهٔ بعد -------- ۵۰ سچجچجچج ردیف ۲ ۳ ۴ ۵ ۶ ۷ ۸ ۹ ۱۰ ۱۱ ۱۲ ۱۳ ۱ شرایط اقلیمی مختلف مرطوب سرد نیمه مرطوب معتدل نیمه مرطوب معتدل نیمه مرطوب معتدل مرطوب سرد مرطوب سرد نیمه مرطوب معتدل نیمه مرطوب معتدل نیمه مرطوب معتدل -------- صفحهٔ بعد -------- پیوست ۲ -طبقه‌بندی اقلیمی ایران ۳۵( ۵ جدول پ.۱۴-۲- طبقه‌بندی اقلیمی استان زنجان که و هی سک مگ هگ گس و یش هه وی هخا ها سا 1۳ هنک جدول پ.۱۶-۲- طبقه‌بندی اقلیمی استان سیستان و بلوچستان ی سس 0 سس مه اس یه سس هس ت آ ‏ هس سک تا 1 ام اه مه ی هه هک تس اه سس اس سس ۲۰۱۷-۲-۶ ۲۰۱۷-۸۴ جدول پ.۱۷-۲- طبقه‌بندی اقلیمی استان فارس سه سس ۳۱۳۹۷ سس سس -------- صفحهٔ بعد -------- ۸۲ ۳۵( روش‌های ب رآ ورد تبخیر در شرایط اقلیمی مختاف ادامه جدول پ.۱۷-۲- طبقه‌بندی اقلیمی استان فارس جسیس ۳۳۹ سس هه سس هه سس ۲۰۱۷-۳۲۴ ۲۰۱۷-۲۲ ی تسس ی ۳ کت هه اس که وک اس ال سپس 0 هس ی یس ی سس سس کت و 0 هس سک سمش 3 ی هگ سم هگ ۳ جدول پ.۱۹-۲- طبقه‌بندی اقلیمی استان قم سس سا دص سک ]0 هک جدول پ.۲۰-۲- طبقه‌بندی اقلیمی استان کردستان سس ۱۹ ها ۳ سار ۲ ۳۱۳۹۸۷ ۱۵۳۸ 1 -------- صفحهٔ بعد -------- پیوست سس ردیف ۳ ۴ ۵ ۶ ۷ ۸ ۰ ۲-طبقه‌بندی اقلیمی ایران ۳۵( ۸۳ وی ادامه حدول پ. ۲۰-۲- طبقه‌بندی اقلیمی استان کردستان روش روش روش ابستگاه دوره آماری طبقه‌بندی طبقه‌بندی 8 طبقه‌بندی دومار تن کریمی امبرژه حدول پ.۲۱-۲- طبقه‌بندی اقلیمی استان کرمان ِ رو رو ایستگاه دوره آماری طبقه‌بندی | روش کریمی | طبقه‌بندی ِ طبقه‌بندی دومار تن آمبرژه حدول پ.۲۲-۲- طبقه‌بندی اقلیمی استان کر مانشاه ِِ ِ روش روش روش ایستگاه دوره آماری 1 طبقه‌بندی طبقه‌بندی ۰ طبقه‌بندی دومارتن کریمی امبرژه -------- صفحهٔ بعد -------- ۵۴ ۳۵( روش‌های ب رآ ورد تبخیر در شرایط اقلیمی مختلف جدول پ.۲۳-۲- طبقه‌بندی اقلیمی استان کهکیلویه و بویراحمد تس سس هتسسگ جدول پ.۲۴-۲- طبقه‌بندی اقلیمی استان گلستان اه یی مس و سک سس که سس ۳ سس ۳۳ موسر جدول پ.۲۵-۲- طبقه‌بندی اقلیمی استان گیلان ج ی نس سس 0 ما اه سس سس سس ای 0 سک ]| وی 0 سس س گت و 2 مر ۲۰۹۱۷-۳۲۵ ۲۰۱۷-۳۲۷ اس مرت سس مسج موس جدول پ.۲۶-۲- طبقه‌بندی اقلیمی استان لرستان سم تک اس مس اس و ۶ -------- صفحهٔ بعد -------- پیوست ۲ -طبقه‌بندی اقلیمی ایران ۳۵( ۸۵ ۳3 ادامه جدول پ.۲۶-۲- طبقه‌بندی اقلیمی استان لرستان دومار تن کریمی امبرژه جدول پ.۲۷-۲- طبقه‌بندی اقلیمی استان مازندران دومار تن کریمی امبرژه جدول پ.۲۸-۲- طبقه‌بندی اقلیمی استان مرکزی دومار تن کریمی امبرژه -------- صفحهٔ بعد -------- ۵۶ یو جدول پ. ۲- دومار تن جدول پ.۲ دومار تن ۱/۳۳ ۱۳۸۸ ۱۵۸۶ ۱۳۱ جدول پ. دومار تن ۳۵( روش‌های ب رآ ورد تبخیر در شرایط اقلیمی مختلف ۹- طبقه‌بندی اقلیمی استان هرمزگان -------- صفحهٔ بعد -------- روش‌های کاهش تبخیر -------- صفحهٔ بعد -------- ۸۸ ۳۵( روش‌های ب رآ ورد تبخیر در شرایط اقلیمی مختاف پ. ۱-۲- مقدمه بی‌تردید تبخیر به عنوان یکی از مهم‌ترین مولفه‌های چرخه آب در طبیعت است که در مقیاس‌های مکانی مختلف. وقوع آن به هر شکل, موجودیت آب در طبیعت را تحت تاثیر قرار می‌دهد. در سوی دیگر همواره بشر تلاش کرده است تا چرخه آب را به نحوی تغییر دهد که بتواند از آب بیش ترین استفاده را داشته باشد. هرچند این موضوع در موارد متعددی منجر به پاسخ‌های نامطلوبی از سوی طبیعت شده است. اما گاه در مقیاس‌های مکانی کوچک و به دلایل مختلف. این موضوع غیرقابل اجتناب است. باید توجه داشت که تبخیر به دلیل خروج آب از حالت مایع (در دسترس) به بخار (به اتمسفر) از دیدگاه بشر نوعی تلفات محسوب می‌شود. که البته این فرض لزوما صحیح نیست. اما این مساله را می‌توان در مناطق خشک و نیمه‌خشک. به نوعی تلفات محسوب نمود که در آن با رویکرد کاهش تبخیر از خاک به منظور حفظ رطوبت خاک و نیز در مخازن سدها که ساخته دست بشر است (تغییر در چرخه آب)» به منظور جلوگیری از کاهش کمی و کیفی آب. می‌توان راهکاری برای کنترل این فرآیند در نظر گرفت. امروزه کنترل و کاهش تبخیر از مخازن سدهاء در مناطق خشک و نیمه‌خشک که اغلب نقش تامین آب شرب و بهداشت را ایفا می‌نماید» اهمیت ویژه‌ای یافته است. ضمن اینکه. تبخیر از اراضی کشاورزی, به ویژه در حد فاصل انتهای فصل رشد تا شروع فصل بعدی, منجر به کاهش رطوبت خاک و اخلال در جوانه‌زنی گیاه شده, و در سوی دیگر نیاز به آبیاری را افزایش می‌دهد. برای پیشگیری از این رخدادء می‌توان به طرق پ. ۲-۳- کاهش تبخیر از پیکره‌های آبی تبخیر فرآیندی گرماگیر است که در آن ذرات آب» محیط آب یا خاک را ترک نموده و وارد هوا می‌شوند. دلیل ترک آب از سطح آب یا خاک. اختلاف فشار بخار بین این دو محیط با فشار بخار آب و هوا است. طی عمل تبخیر, انرژی گرمایی ذخیره شده در آب از طریق ذره‌های بخاری که سطح آب را ترک می‌کنند. کاهش می‌یاید. در نتیجه. این فرآیند به عنوان یکی از عوامل موثر در تعدیل دمای مخزن و رودخانه‌ها محسوب می‌شود. عوامل مختلفی در میزان تبخیر از سطح آب موثر هستند که از آن جمله می‌توان به میزان تشعشع خورشیدی, اختلاف فشار بخار آب موجود در هوا و سطح تماس با آب. فشار هوا و سرعت باد در سطح تماس آب و هوا اشاره کرد. تغییرات تبخیر دریاچه, اثر محسوسی بر روی بیلان آب و انرژی خواهد داشت. درک این تغییرات و نقش شرایط اقلیمی برای مدیریت منابع آب و همچنین اهمیت زیادی برای مقاصد آبیاری. پرورش ماهی. تفریحات آبیء آب آشامیدنی. حفظ اکوسیستم جانوران آبزی و تولید -------- صفحهٔ بعد -------- بشری دارد (اشنایدرء ۲۰۰۰). در شکل (پ.۱-۳) مولفه های موثر بر بیلان آبی یک مخزن به طور شماتیک نمایش داده شده است. سح ا ۲ سا رواناب ۱ خروجی رویکردهای مختلفی برای به حداقل رساندن تلفات تبخیر از پیکره‌های آبی قابل اتخاذ است که برخی از آن‌ها به شرح ذیل معرفی می‌گردد: الف- کاهش سطح آب (سطح تبخیر کننده)» این به نوبه خود به معنای این است که تا حد امکان مخازن سدهاء ب- پوشش سطح آب: به هر نحو که امروزه انواع روش‌های تجاری آن وجود دارد (البته در صورت صرفه اقتصادی)؛ د- ایجاد پوشش‌های جنگل در اطراف مخازن که به عنوان بادگیر عمل می‌کنند. ه- ذخیره آب در زیر زمین به جای سطح در صورت امکان. در این راستاء در این بخش. گزاره‌های زیر دنبال می‌شود: - ارزیابی بازدهی روش‌های مختلف کاهش میزان تبخیر از مخازن تجاری, - تحلیل اقتصادی روش‌های متنوع کاهش میزان تبخیر که برای مخازن آبیاری کاربرد دارند. - اثر روش‌های مختلف بر روی کیفیت آب. پ.۱-۲-۳- عوامل موثر بر کاهش میزان تبخیر از آب شناسایی عواملی که بر کاهش میزان تبخیر از آب تاثیر دارند می‌تواند در انتخاب روش‌های کاهش تبخیر تاثیرگذار -------- صفحهٔ بعد -------- ۶۰ ۳۵( روش‌های ب رآ ورد تبخیر در شرایط اقلیمی مختاف تلفات تبخیر از یک حجم آبی کوچک بر اساس دماء رطوبت نسبی, سرعت باد. تابش خورشیدی و سایر عوامل تغییر خواهد نمود. حتی در ایران و در استان کوچکی همانند استان گلستان میزان بارندگی در منطقه جنوب و جنوب غربی استان حدود ۷۰۰ میلی‌متر و در نواحی شمالی و نوار مرزی حدود ۲۰۰ میلی‌متر است. میانگین سالانه دمای روزانه از ۶ درجه سلسیوس در ارتفاعات ۲۰۰۰ متری و تا ۱۹ درجه سلسیوس در منطقه گنبد متغیر است. متوسط تبخیر از ۸۰۰ میلی‌متر در نواحی جنوبی و ارتفاعات استان تا ۲۰۰۰ میلی‌متر در نواحی مرزی و شمال استان تغییر می‌کند (آب منطقه ای استان گلستان. ۱۳۸۶). تعدادی از فاکتورهای فیزیکی مرتبط با مخزن بر روی تلفات تبخیر از مخزن موثر هستند. این عوامل شامل رابطه سطح - حجم مخزن است. هر چه مخزن عمیق‌تر و سطح آن کوچک تر باشد. بهتر است. وجود بادشکن‌های طبیعی و توپوگرافی نیز از اهمیت زیادی برخوردار است. عامل دیگر مدت زمانی است که مخزن. آب را در خود ذخیره می‌نماید. طبعا با افزایش زمان مملو بودن آب در مخزن» میزان تبخیر نیز بیش‌تر خواهد شد. دوره‌هایی که مخزن, حاوی آب است در اثر الگوهای اقلیمی. تامین آب و رواناب موجود در حوزه آبریز و استفاده برای امور آبیاری, از سالی به سال دیگر - کارایی روش مورد استفاده برای کاهش میزان تبخیر کارایی محصول به کار رفته برای کاهش تبخیر آب برای تعیین صرفه اقتصادی پروژه مهم است. این موضوع با بررسی عوامل زیادی از جمله طراحی محصول, نوع و نحوه نصب (شامل اندازه مخزن)» تغییرات فصلی و نحوه تعمیر و نگهداری محقق می‌شود. سیستم‌هایی که برای کاهش تبخیر از سدهای مخزنی کاربرد دارند. باید منجر به کاهش میزان انرژی موجود. محدود نمودن لایه مرزی در سطح آب و اصلاح سرعت باد و رطوبت نسبی در سطح آب گردد. انواع سیستم‌هایی که مورد آزمون قرار می‌گیرند عبارتند از (کرایگ و هانکوک. ۲۰۰۴): * سیستم‌هایی که آنرژی خورشیدی ورودی را محدود می‌کنند مانند پوشش‌های سایه‌اندازء پوشش‌های چند * سیستم‌هایی که لایه مرزی سطح آب را کاهش می‌دهند مانند مواد شیمیایی. * سیستم‌هایی که باعث کاهش سطح در معرض هوای آب می‌شوند مانند عمیق‌تر نمودن مخازن و ایجاد مخازن چند سلولی. -------- صفحهٔ بعد -------- پ.۲-۲-۳- روش‌های کاهش تبخیر به طور کلی, روش‌های فراوانی برای کاهش تاثیر عوامل موثر بر میزان تبخیر آب از قبیل سرعت باد. تابش خورشیدی, دمای سطح آب و غیره وجود دارد و بازدهی هر روش به صورت تفاوت میزان تبخیر بدون استفاده از این روش‌ها و با وجود بهره گرفتن از این روش‌ها تعیین می‌گردد که در ادامه به معرفی آن‌ها پرداخته می‌شود: پ.۱-۲-۲-۲- روش‌های فیزیکی- مکانیکی - پوشش‌های شناور این نوع پوشش‌ها عموما به صورت یک پرده نفوذناپذ یر که بر روی ۱۰۰ درصد سطح آب شناور است. عمل می‌نمایند و از بازدهی مناسبی برخوردارند. اغلب این محصولات هزینه اولیه بالا و هزینه بهره‌برداری پایینی داشته ولی عمر بودند. این نوع مواد می‌توانند با کاهش نفوذ نور و ایجاد جلبک. باعث بهبود برخی جنبه‌های کیفی آب شوند. ایرادات این برای اجرا در مخازن بزرگ و هزینه‌های تعمیر و نگهداری بالقوه بالاء به خصوص بعد از طوفان‌ها و بادهای شدید است. - اشیای شناور " کاهش تبخیر از منابع آبی روباز از طریق پوشش سطح آب با واحدهای گنبدی (مدول های کوچک) یک روش فیزیکی برای کاهش تبخیر از این منابع است. مزایای این روش شامل کاهش رشد جلبکی و کاهش فعالیت موجی در منبع آب است. هر مدول مستقل از مدول‌های دیگر است و گزارش شده که مدول‌ها در برابر بادهایی با سرعت حدود ۷۰ کیلومتر در ساعت پایدار هستند چرا که تا زیر سطح آب گسترش پیدا می‌کنند. با استفاده از مدول‌ها می‌توان سطح تماس آب با هوا را تا حدود *۸ الی ۹۰ درصد کاهش داد. وقتی که این اجسام تقریبا 1۸۰ سطح منبع را بپوشانند. در شرایط نرمال می‌توانند تبخیر را تا حدود 1۷۰ کاهش دهند. در مناطقی که تبخیر زیادی صورت می‌گیرد. اجرای این روش باید تا ۹۰/ افزایش یابد. از نظر مباحث محیطی, مدول‌ها نیز مانند پوشش‌های شناور پلی‌اتیلنی, از ورود اکسیژن و نفوذ نور خورشید ۶۵ ۳1۵۵118۶ -| کا00[ 0 ۳1۵۵11۵ -2 -------- صفحهٔ بعد -------- ۶۲ ۳۵( روش‌های ب رآ ورد تبخیر در شرایط اقلیمی مختاف به سطح آب جلوگیری کرده و عمل امواج (و بنابراین انتقال اکسیژن) را کاهش می‌دهند. البته به خاطر فضاهای بین مدول‌هاء اثرات آن‌ها به اندازه پوشش‌های یکپارچه که رشد جلبکی را کاهش می‌دهند. نخواهد بود. از نظر ایمنی اگر فردی در یک منبع پوشیده شده با مدول‌ها سقوط نماید می‌تواند از فضای بین آن‌ها استفاده کرده و حتی به کمک آن‌ها از آب خارج شود. تنها خطر محتمل این است که مدول‌ها در صورت مواجهه با بادهای بسیار شدید به هوا بلند شوند و ایجاد خطر نمایند. در صورتی که هر گونه تخریبی در ساختار مدول‌ها رخ دهد. به سادگی از منبع برداشته شده و با مدول دیگری جایگزین می‌شوند. این واحدها فقط بر روی منابع کوچک با مساحت کم‌تر از ۵۰۰ مترمربع آزمایش شده‌اند. اما این محصول برای منابع بالای ۲۵ هکتار نیز قابل اجرا است (بورستون و همکاران, ۲۰۰۳). - پوشش‌های چند قسمتی " دقیقا مشابه پوشش‌های شناور هستند با این تفاوت که این پوشش‌ها از چندین بخش مجزای شناور تشکیل شده و با اتصال تمام تکه‌ها به یکدیگر می‌توان یک پوشش بزرگ‌تر ایجاد نمود. این روش نصب آسان‌تر را به دنبال خواهد داشت. اما عموما تمام سطح آب را پوشش نخواهد داد. بنابراین» بازدهی این روش از روش قبل کم‌تر است. همانند روش قبل این روش هزینه اولیه بالا و هزینه نگهداری کم و عمر محدود دارد. شکل هر بخش می‌تواند دایره» مربع یا یک شکل آب را پوشش داد. مزیت این روش قابلیت تعمیر و تعویض هر بخش به صورت مجزا است و عیب آن تخریب در اثر مورد استفاده قرار می‌گیرد. بنابر رنگ. نوع مواد و ضخامت قسمت‌هاء انرژی ورودی به مخزن آبی باید کاهش یابند. - پوشش‌های سایه‌انداز ۲ این نوع پوشش‌ها عموما توسط کابل بر روی سطح آب معلق می‌گردند و بر روی سطح آب. سایه می‌اندازند. این نوع همگی فاکتورهای موثر بر میزان تبخیر است (بستیانسن و باندراء ۲۰۹۶۱). این نوع پوشش, اغلب برای مخازن کوچک استفاده می‌گردد و بازدهی دو روش قبل را نخواهد داشت. مزیت این روش» کاهش میزان جلبک به علت جلوگیری از نفوذ نور و عدم تاثیر بر کیفیت آب به دلیل در تماس بودن سطح آب با اکسیژن و همچنین اجازه ورود آب به داخل مخزن است. عیب این روش» هزینه اولیه بالا و دشواری اجرا در شرایط بادی است. حداکثر اندازه مناسب مخزن برای این پوشش, ۵ هکتار می‌باشد. فاکتور مهم در این روش توانایی در ایجاد ساختار کابل‌ها است. 1- ۷10۵1۵۲ ))۶۵ 2- 51306 ۶۵ -------- صفحهٔ بعد -------- - آبدان (بادکنک) ها" این نوع پوشش عموما از جنس پلی استر بوده و در بالا و پایین حجم ابی پوششی نفوذناپذیر ایجاد می‌نماید و علاوه بر کاهش میزان تبخیر از تلفات نشت از طریق بستر مخزن نیز جلوگیری می‌نماید. آب بارندگی راهی برای ورود به این پوشش ندارد. پوشش بالایی همراه با تغییر در حجم آب داخل بادکنک بالا و پایین می‌رود و در زمان تغییرات پی در پی مخزن ممکن است باعث فرسوده شدن پوشش گردد (گیبینگ و رینی» ۵ ). معمولا این روش‌ها در گوشه‌ها و یا بر روی سطح مخزن اجرا می‌شوند. تاثیرات بادشکن‌ها بر حسب نسبت فاصله بادشکن به ارتفاع آن بیان می‌گردد. کم‌ترین تاثیر برای کاهش میزان تبخیر در نسبت ۵۰ صورت می‌گیرد و برای نسبت عمل می‌کند. اگرچه غرس نمودن درخت به عنوان بادشکن مزایایی دنبال دارد ولی می‌توان از معایب آن سخت شدن دسترسی به مخزن و تخریب کناره‌ها و خاکریز مخزن توسط ریشه درختان را نام برد (اشنایدرء ۲۰۹۱). پ. ۲-۲-۲-۳ روش‌های شیمیایی - مونالایر " این محصول که بیش از ۵۰ سال مورد آزمون قرار گرفته است. یک زنجیره شیمیایی طولانی برای ساختن یک لابه الکلی نازک بر روی سطح آب است. از آن جا که این لایه‌ها خود تبخیر می‌گردند باید هر ۱ الی ۴ روز مجددا اجرا شوند. به صورت کلی روش‌های شیمیایی به اندازه روش‌های فیزیکی برای کاهش میزان تبخیر موثر نیستند. این پوشش را در |- (00۵ 2-1 3 -------- صفحهٔ بعد -------- ۶۴ ۳۵( روش‌های ب رآ ورد تبخیر در شرایط اقلیمی مختاف پایین و توانایی اجرا در شرایط مورد نیازء مثلا فقط در دوره‌های وجود تبخیر زیاد است. عیب این روش» مناسب نبودن مناسب‌ترین روش برای مخازن بزرگ‌تر از ۱۰ هکتار است و همچنین برای مخازن آبی که در تمام طول سال آب ندارند نیز مفید است. این روش بر روی بیلان انرژی مخزن و سرعت باد موجود در بالای آن تاثیری ندارد. معمولا برای بررسی تاثیرات محیط زیستی این مواد در محل و توسط حسگرهای مناسب تحلیل بر روی» اکسیژن محلول, هدایت الکتریکی. دما و کدورت آب صورت می‌گیرد. تحلیل‌های آزمایشگاهی بر روی پارامترهایی مانند میزان سبزینه. مقدار فسفر, نیتروژن» آمونیوم و فسفات موجود صورت می‌گیرد. - پلی اکریلامید" یک نوع از مواد شیمیایی است که مولکول‌های آب را به یکدیگر مقید می‌سازد. این مواد توسط نور فرابنفش تجزیه می‌شوند و نیاز به اجرای مجدد دارند. این روش مقدار کمی از میزان تبخیر را کاهش می‌دهد ولی می‌تواند در هنگام لزوم اجرا شود و محدودیت اندکی برای حیات جانوران ایجاد می‌نماید. این روش برای مناطق پر باد مناسب نبوده و بر روی کیفیت آب نیز اثر سوء خواهد داشت. کارایی این محصول برای کاهش تلفات نشت از بستر مخزن آبی به اثبات رسیده اما پ.۳-۲-۲-۳- روش‌های زبستی حیات خود را دارند. در یک زمان این گیاهان به آب برای زنده ماندن و بخار پس دادن, احتیاج دارند. بنابراین نتیجه پ.۴-۲-۲-۲- روش‌های طراحی - ساختمانی | - 6 -------- صفحهٔ بعد -------- ساختار عمیق‌تر منابع باعث می‌شود که در عین حال که حجم بیش‌تری از آب ذخیره شده است, سطح کمتری از آن گشته و روی کیفیت آب تاثیر بگذارند و استفاده از روش‌های از بین بردن لایه‌بندی ۳ منابع هم ممکن است باعث - منابع ذخیره سلولی" با کاربرد این روش می‌توان یک منبع ذخیره بزرگ را به بخش‌های کوچک‌تری تقسیم نمود. این امر باعث کاهش نیمه خالی به یکدیگر. سطح موجود برای تبخیر را به حداقل رساند (جنیسون» ۲۰۰۳). پ. ۵-۲-۲-۳ روش‌های مدیریتی می‌توان بین مخازن پمپ نمود تا سطح مقطع در واحد حجم آب ذخیره شده حداقل گردد. مخازنی که توسط جریان پ.۳-۲-۳- ارزیابی روش‌های مختلف کاهش تبخیر از سطح آب جدول (پ. ۱-۳) ارایه شده است (شمسایی و حسنی. 0۸۶ جدول پ. ۱-۳- نتایج استفاده از روش‌های مختلف کاهش میزان تبخیر از مخازن 7 ۸100136-۷۵16 (2005) 60۲۲۵ ,06۲5 بال 51 پوشش شناور (۷206-20-: 1) (2005) 0۲۳۵ ,06۳5 با 5 |- ۲611|7۳ -------- صفحهٔ بعد -------- ۶۶ ییحی روش مورد اس دانه‌های پلی ا: بلوک‌های کف پلاستیک بوتیل اساسا برای هر یک یافت می‌شود. در جدول جدو | نوع پوشش ادامه جدول پ. ۱-۳- نتایج ام از روش‌های آرایه شده برا (پ.۲-۲) این محصولات پ. ۲-۳- ویژگی‌های محصو نام پو ره ۷۷/316۲ 7۳ ۳۳ 1-۷۵0 پوشش تبخیری ۸9۹28۵۲۵ 1۷ 0.۷۷.۱۸1 ]:۷ ۸1۲-1 ۲۵۵۵ پوشش سایه‌انداز کابلی 010 وان بخ ها ۱۷۳ 1 وگ نها 11۳0-۲۵۵ ۳۵( روش‌های ب رآ ورد تبخیر در شرایط اقلیمی مختلف ستفاده از روش‌های مختلف کاهش میزان تبخیر از مخازن بازدهی روش ۳۹ (۱970) 1۵۹۵۲ ک ۱۷۵۳۵ همراه با ویژگی‌های آن‌ها ارایه شده است: ات مورد استفاده برای کاهش میزان تبخیر از سطوح آزاد آبی مزیت های اساسی هزینه اولیه و هزینه بهره برداری و نگهداری پایین هزینه اولیه و هزینه بهره برداری و نگهداری پایین خاکریز مخزن کاهش رشد جلبک. اجازه ورود آب بارش به داخل مخزن. کاهش فرسایش در اتر باد و امواج ارزان و بادوام بادوام. بهبود کیفیت آب. جلوگیری از نفوذ نور و کاهش جلبک انعکاس دهنده حرارت. سهولت نصب. مناسب بودن برای مخزن با هر اندازه و شکل تا عرضص ۲ کیلومترء مقاومت در برابر سرعت باد تا ۱۵۰ کیلومتر بر ساعت در حالت پر یا خالی تقریبا هیچ نوری از آن عبور نمی‌کند و این امر کاهش رشد جلبک را به همراه دارد و از گرفتگی قطره چکان سیستم ابیاری جلوگیری می‌گردد. این محصول بر روی سطح آب شناور نمی‌گردد و بنابراین در مواقع تغییر سطح آب دچار دوام بالاء عدم تاثیر با تغییرات سطح آب این محصول اجازه دسترسی به مخزن را برای عملیات نگهداری می‌دهد. نصب و جدا نمودن آسان از مخزن کاهش فرساش خاکریز مخزن و کدورت آب با کاش سرعت باد و کاهش نفوذ مواد مغذی و نمک ها به آب و رشد جلبک تنظیم شدن با تغییر سطح آب. کاهش رشد جلبک و اجازه به آب باران برای نفوذ به داخل نگهداری آسان چون به راحتی و جداگانه می‌توان قسمت تحریب شده را تعویض نمود مناطق مختلف دنیا نتایج زیر برای کاهش تبخیر از سطح آب حاصل -------- صفحهٔ بعد -------- - محصولات مونالایر دارای تاریخچه طولانی هستند ولی به اندازه کافی مقاوم و مفید نیستند. به طور کلی محصول احتمالا تنها راه حل برای مخازن با سطح آزاد وسیع است (شمسایی و حسنی, ۱۳۸۶). - پوشش‌های زیستی شناور راه حل مناسبی برای کاهش تبخیر نیست. - محصولات شناور یک‌قسمتی و چندقسمتی بین ۶۰ تا ۹۰ درصد کاهش تبخیر را به همراه دارند. ولی از نظر هزینه و خصوصیات اجرایی به صرفه نیستند (واتس. ۲۰۰۵). - ایجاد پوشش ۱*۰ درصد بر روی مخازن بزرگ. گران و از نظر اجرایی دشوار است. - می‌توان گفت پوشش‌های سایه‌انداز بهترین گزینه با تا ۷۰ درصد کاهش تبخیر است و آب بارش به راحتی وارد آن‌ها می‌شود. اگر طراحی مناسبی برای این محصول صورت گیرد می‌توان هزینه اولیه را کاهش داد و قابلیت استفاده در شرایط مختلف را در آن‌ها ایجاد کرد (واتنس, ۲۰۹۰۵). - برای مخازن کوچک و متوسط بهترین گزینه پوشش‌های سایه‌انداز و پوشش‌های شناور چندقسمتی است و برای مخازن بزرگ معمولا استفاده از مونالایر توصیه می‌گردد (گیبینگیز و رینی» ۲۰۰۵). پ.۱-۳-۳- کاهش تبخیر از سطح خاک - عدم انجام عملیات خاک‌ورزی یکی از روش‌های کاهش تبخیر از خاک. کشت گیاه به طور مستقیم بر روی بقایای گیاهی است. بقایای گیاهی و زمین سفتی بهتر از خاک نرمی که پس از شخم باقی می‌ماند. رطوبت را در خود نگه می‌دارد. در این روش خطر رشد علف هرز وجود دارد که باید به صورت دستی وجین شود. - مالچ پاشی -------- صفحهٔ بعد -------- ۶۸ ۳۵( روش‌های ب رآ ورد تبخیر در شرایط اقلیمی مختاف به هر نوع پوششی که در سطح زمین در جهت حفظ رطوبت خاک ایجاد می‌شود. مالچ گفته می‌شود. انواع مالچ‌هایی که می‌توان در این زمینه معرفی نمود عبارتند از: مالچ‌های آلی (بیولوزیکی)» شیمیایی (غیر آلی) و معدنی (فیزیکی). مالچ‌های بیولوژیکی: مالچ‌های آلی که از قدیم استفاده می‌شوند شامل علف خشک. کاه و کلش, پوست درخت. چوب خرد شده. برگ. علف چیده شده» خاک آره و کمپوست که این مواد به سهولت در دسترس هستند. این نوع مالچ‌ها علف‌های هرز را کنترل می‌کنند و همچنین می‌توانند مواد مغذی و آلی به خاک اضافه کنند. خاک را در برابر فرسایش حفاظت کنند. منجر به بهبودی بافت خاک. بهبودی ظرفیت و نگهداری رطوبت در خاک گردند. نمونه بارز این مالج‌ها. خاک رسی است که می‌تواند منافذ خاک را مسدود سازد و بدین طریق مانع تبادل آب و انرژی و کاهش تبخیر از خاک شود. نوع دیگری از آن مالچ علفی است که ضریب بازتابش انرژی را تحت تاثیر قرار داده و با کاهش انرژی دریافتی به خاک. مانع از تلفات تبخیر می‌گردد. مالچ‌های کاه و کلشی و بقایای ساقه‌های گیاه است که با نگهداری رطوبت در خود و افزایش زبری سطح و کاهش نفوذ باد بر روی سطح, سبب افزایش مقاومت در برابر انتقال بخار آب شده و بدین طریق تبخیر را کاهش می‌دهد. مالچ‌های کاغذی نیز در این دسته تقسیم‌بندی شده است. مالچ شیمیایی (غیر آلی): مالچ‌های شیمیایی که امروزه در بازار یافت می‌شوند به نحو موثری از تابش نور خورشید و رشد علف‌های هرز جلوگیری می‌نمایند. در طراحی منظرء از این مالچ‌ها در زیر تراشه‌های چوب استفاده می‌کنند تا نمای طبیعی و زیبایی پیدا کند. پلاستیک سیاه و مواد پلی پروپیلنی (مواد مصنوعی) از مالچ‌های شیمیایی هستند که دوام طولانی دارند اما در صورت از بین رفتن. در غنی‌سازی خاک هیچ‌گونه نقشی ندارند. پلاستیک سیاه به صورت یا لایه و با نوارهای خرد شده به کار برده می‌شود. راندمان مالچ یکپارچه از نواری بیش‌تر است. زیرا پلاستیک یکپارچه پوشش کامل داشته و امکان جوانه زدن علف‌های هرز از میان آن وجود ندارد اما قابلیت نفوذ آب را ندارد. نوع دیگر این مالچ‌ها راء مالچ نفتی باید دانست که در حد لایه‌ای ۵ تا ۱۰ میلی‌متری, مانع نفوذ آب به داخل خاک و سبب حفظ رطوبت شده و در مهم‌ترین کاربرد خود. موجب کنترل فرسایش بادی و آبی می‌گردد. مالچ‌های فیزیکی (معدنی): شامل خرده سنگ‌هاء مواد فشرده شده کانی‌های صنعتی مانند ورمی کولایت. پرلایت و ... تعرق از گیاهان را نیز می‌توان به روش‌های ذیل کنترل نمود: - نابود کردن گیاهان با ریشه بلند (فریتوفیت‌ها) که قادر است از اعماق زمین, حجم قابل توجهی از آب را جذب و به صورت تبخیر وارد اتمسفر نماید. - تولید واریته‌هایی که تعرق کم‌تری دارند در کشاورزی می‌تواند بسیار حائز اهمیت باشد. کش" گیاهان در حیط‌های کنترل شده و بسته (گلخانه) از روش‌های مهم کاهش تعرق است. -------- صفحهٔ بعد -------- - کاهش جریان هوا بر روی گیاهان می‌تواند سبب افزایش رطوبت نسبی هوای مجاور روزنه‌های گیاه شده و تعرق را کاهش دهد. این موضوع در کشاورزی به ویژه با کشت گیاهان بلندتر در بین ردیف‌ها میسر است. پ.۳-۳-۳- جمع‌بندی روش‌های کاهش تبخیرتعرق بدیهی است که این امر در کشاورزی به منظور حفظ رطوبت خاک و کاهش آبیاری, حایز اهمیت است. به ویزه که بتواند منجر به کاهش برداشت از منابع آبی گردد. آنچه مسلم است در مقیاس وسیع. بسیاری از این روش‌ها یا قابلیت اجرا نداشته و یا هزینه‌های اجرای آن بسیار سنگین است. به عنوان نمونه مالچ‌های نفتی را می‌توان نام برد که هرچند در کنترل و فرسایش خاک کاربردهای متعدد داشته است. اما در جهت حفاظت از منابع آب. هنوز اقدام قابل توجهی در این زمینه در کشور صورت نگرفته است. -------- صفحهٔ بعد -------- -------- صفحهٔ بعد -------- لبوست ۳ -------- صفحهٔ بعد -------- -------- صفحهٔ بعد -------- پیوست ۴ - مطالعه موردی ۳۵( ۳۳ پ.۱-۴- مقدمه تبخیر به عنوان یکی از پیچیده‌ترین مولفه‌های چرخه آب در مقیاس‌های مکانی و زمانی مختلف. همواره مورد توجه متخصصین و محققین بوده و در حال حاضر نیز بسیاری از تحقیقات و مطالعات در سطوح بین‌المللی و ملی به شناخت و ارزیابی این پدیده اختصاص دارد. این تحقیقات در وجوه مختلف در حوزه تبخیر انجام می‌شود که اهم آن‌ها را می‌توان گذار از محاسبات نقطه‌ای به برآوردهای منطقه‌ای (توزیعی) تبخیر و تصحیح و تدقیق روش‌های موجود و توسعه مدل‌های جدید در جهت کاهش تعداد عوامل و داده‌های ورودی دانست. در این نوشتار بر اساس تجارب مختلف داخلی و خارجی. روش‌های معتبر برآورد تبخیر معرفی شد و مناسب‌ترین روش‌ها برای شرایط مختلف اقلیمی کشور توصیه گردید. در این پیوست. برخی از روش‌های توصیه شده برای محدوده مطالعاتی مشهد مورد استفاده قرار گرفته و بر نحوه پ. ۲-۴- منطقه مورد مطالعه (دشت مشهد) محدوده مطالعاتی دشت مشهد با وسعت ۹۹۰۹ کیلومترمربع در شمال استان خراسان رضوی در بین طول جغرافیایی شرقی ۲۲ - ۵۸ تا ۵۳ - ‎۵٩۹‏ و عرض شمالی ۵۹ - ۳۵ تا۰۳ - ۳۷ در غرب حوضه آبریز قره قوم واقع شده و توسط رودخانه کشف‌رود و سرشاخه‌های ریزنده به آن زهکشی می‌شود. دشت مشهد با وسعت ۲۲۲۲ کیلومترمربع با همان روند شمال غرب. شرق- جنوب شرق در مرکز این حوضه در بین رشته کوه‌های هزار مسجد در شمال و ارتفاعات بینالود در جنوب قرار گرفته و آبخوان آن نیز توسط سرشاخه‌های ریزنده به کشف‌رود تغذیه می‌شود. آب و هوای منطقه بری و متنوع, دارای تابستان های گرم و زمستان های نسبتا سرد است. متوسط درجه حرارت در ایستگاه سینوپتیک مشهد ۱۴/۳ درجه سانتی‌گراد را نشان می‌دهد. به طورکلی درجه حرارت هوا از شمال غرب به سمت جنوب و شرق افزایش می‌یاید. متوسط بارندگی مشهد نیز تقریبا ۲۴۹ میلی‌متر است. محدوده مشهد در اقلیم نیمه مرطوب قرار دارد و در رتبه‌بندی روش‌های برآورد تبخیرتعرق پتانسیل, پس از روش فائو- پنمن - مانتیث. روش‌های هارگریوز و جنسن- هیز برای ایستگاه‌های واقع در این اقلیم» به عنوان روش‌های برتر ارایه می‌شود. -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۴ و کار ب این 1 به د و داد ۱۳۵ روش‌های برآ ورد تبخیر در شرایط اقلیمی مختا 333333333333 ام ان ام اران 7:0 لا زا راز وه اارااما نش استان خراسان رضوی در ابران ۴ مه . یوگ ۹ ۷ ده ۷ ها سک رد وا 1 ۰ : رخف سب 1 قوچان - شیروان ۰ ی ۰ ۹ رو وه رم ۳ ی معی. ی هگب را ان ی اه ی 2 ۹ مه موقعیت حوصه ایریز مهد در خراسان رضوی کلات دری ۵ ۰ ی ۹ ی 0 8 ی چا با رت سس رات ها وی َ ی هه ی 4 ۷ ۳ ار سس نم رنه پس #س ۳ ۰ ده َ ۰ ی ده در ص ی 9 َ رس ی ید له : .۰ ید 7 ۰ ی سپ تب را رک هر ۰ یه ی ۹ ری ی ی : سا نهیم رف نا 0 ۹ رها و ی > ی 5 : ا ی ی ۱ او رقم کنبدلی که ۰1 ۹ ی و موی ر 3 9 ی را ار ی ی ْ نوس ۸۱ گر ها بما ۰ تصه ی ی امه 2 اد ند اد 8 مس ۹ سا ۳ ا! 8 روفانه دامن «ر. کی سر و ۱ و یه رودخانه فصن م اس هو مرو 0 8 2 نم و یک ۳ بحوی : 9 را : سنگ بست: ۱-۰ هد کقد و و مج ماع را مه متسود مد هه ۹ ار یگ + دح و وه ۱ وروی مووی+ موموود موه شکل پ.۱-۴- موقعیت محدوده مطالعاتی مشهد ۳-۴- داده‌ها و اطلاعات مورد استفاده نهیه داده‌ها از منابع و روش‌های مختلفی صورت پذیرفت. با عنایت به اینکه در بخشی از راهنما حاضر توسعه رد سنجش از دور مد نظر است. تصاویر ماهواره‌ای نیز بخش مهمی از داده‌های مورد نیاز را تشکیل می‌دهد. در ادام داده‌ها به تفکیک تشریح گردیده است. ۱-۳-۲- داده‌های هواشناسی داده های هواشناسی روزانه مورد نیاز شامل حداقل و حداکثر دمای هواء رطوبت نسبی, سرعت باد.ء دمای نقطه شبن افتابی, فشار هوا و بارش از ایستگاه سینوپتیک مشهد واقع در سایت فرودگاه مشهد جمع‌آوری گردید. این داده‌ه 9 منظور قابل استفاده است. یکی جهت استفاده در روش‌های برآورد تیبحیر نعرق پتانسیل مبتنی بر اطلاعات نقطدا| گذار بر شار گرمای محسوس و همجنین برآورد تیحخیر تعرق پتانسیل نیز استفاده می‌شسود. ف سک و ۹ ۳" 9 6 ی -------- صفحهٔ بعد -------- پیوست ۴ - مطالعه موردی ۳۵( ( پ.۲-۳-۴- داده‌های سنجش از دور همان‌طور که قبلا تاکید گردید. بخشی از راهنما حاضر کاربرد سنجش از دور در برآورد تبخیرتعرق واقعی را تشریح می‌کند. لذا در مطالعه موردی اطلاعات مربوط به آن جمع‌آوری گردید. انتخاب نوع سنجنده و تصاویر ماهواره‌ای بر اساس نوع مطالعات متفاوت خواهد بود. عمده مطالعات مربوط به برآورد تبخیرتعرق واقعی با استفاده از فناوری سنجش از دور متکی بر تصاویر ماهواره‌ای سنجنده‌های مودیس و لندست است. دلایل عمده این موضوع را می‌توان در خصوصیات طیفی, تفکیک زمانی و نیز قدرت تفکیک مکانی و البته دسترسی رایگان به تصاویر سنجنده‌های مذکور دانست. انتخاب تصاویر ماهواره‌ای از سنجنده‌های مختلف بر مبنای معیارهای مختلفی صورت می‌پذیرد: - قدرت تفکیک طیفی: این خصوصیت توانایی سنجنده را برای تعریف گام‌های طول موج و یا میزان پهنای هر سنجش از دور در شناسایی و تحلیل انواع عوامل و عوارض وابسته به همین قدرت تفکیک طیفی است. مطالعات مربوط به آب و خاک و به‌ویژه تبخیر نیازمند به کارگیری سنجنده‌های با قدرت تفکیک طیفی بالا خصوصیات طبفی جهت کاربرد در مطالعات تبخیر مطلوب بوده و کاربرد گسترده‌ای در این گونه تحقیقات داشته‌اند. - قدرت تفکیکی رادبومتریک: این خصوصیت به میزان توانایی سنجنده در تمیز دادن اختلاف ناچیز انرژی به رادیومتریک ۸ بیت و سنجنده مودیس دارای قدرت تفکیک رادیومتریک ۱۲ بیت است. - قدرت تفکیک زمانی: معمولا طول دوره بازدید ماهواره یا حداقل فاصله زمانی بین دو تصویربرداری از یک روز و در سنجنده لندست ۱۶ روز است. - قدرت تفکیک مکانی: فاصله بین سنجنده و شیء مورد تصویربرداری نقش مهمی در کسب اطلاعات مورد نیاز از شیء مذکور دارد. اگرچه سنجنده‌های در فاصله دورتر پوشش وسیع‌تری را شامل می‌گردد. اما قدرت تفکیک مکانی آن که مبین توانایی تشخیص اجزاء مربوط به شیء است را کم‌تر می‌نماید. از سوی دیگر قدرت تفکیک بسته به نوع عامل مورد تحقیق می‌تواند قدرت تفکیک مکانی متفاوتی طلب نماید. سنجنده‌های مودیس دارای -------- صفحهٔ بعد -------- ۳۶ ۳۵( روش‌های برآ ورد تبخیر در شرایط اقلیمی مختلف برنامه زمانی تصویربرداری سنجنده‌هایی از قبیل لندست (که روزانه نیست) از سایت /11۳://120۹۵1.0۹8۹.80۷ و با سایر منابع قابل مشاهده است. به منظور دریافت تصاویر ماهواره‌ای می‌توان به رابط ۳۵۲1۳۲10۲۵۲.۵01 مراجعه نمود. برای دانلود داده‌ها باید مراحل ذیل طی شود: - ثبت نام - تعیین موقعیت محدوده مورد درخواست با استفاده از نقشه و یا مختصات محدوده - تعیین بازه زمانی مورد نیاز - انتخاب نوع داده‌هاء. سنجنده‌های مورد نیاز - تعیین سایر معیارها شامل زمان تصویربرداری در روز یا شب. میزان ابری بودن هوا در زمان تصویربرداری در صورت نیاز - دانلود داده‌ها: ممکن است انتخاب‌های مختلفی برای دانلود وجود داشته باشد. مثلا دانلود تصویر با رنگ طبیعی. دانلود تصویر حرارتی دانلود تصویر با مختصات جغرافیایی و... پ.۴-۴- کاربرد روش‌های مبتنی بر داده‌های نقطه‌ای در برآورد تبخیرتعرق پتانسیل روش‌های معتبر برآورد تبخیرتعرق پتانسیل که هم در برآورد نیاز آبی محصولات کشاورزی و هم در محاسبات تبخیر متناسب با اقلیم محدوده مطالعاتی مشهد به منظور برآورد تبخیرتعرق پتانسیل روز ۳۰ ام مرداد سال ۱۳۹۵ استفاده شد. - روش فائو- پنمن- مانتیت (۳۸1 - ۲۳۸) زیر عمل می‌شود: کادر پ.۱-۴- محاسبه تبخیرتعرق پتانسیل با روش فائو- پنمن- مانتیث (۸1] - ۸]) 1.92 - 15.28۳ 1111۱ 6 > و ۲ ] نسح هه کاب 86 داده‌های اندازه گیری : شده: 999.2 < 27 6 ۲ 1 < 11.5659 ۳ ]110< 5.666 01 -------- صفحهٔ بعد -------- و1 منحنی فشار بخار ۳- استخراج ضریب بخار اشباع ۵- استخراج فشار ۶- مقدار تابش برون ۷- تعداد ساعات روشنایی روز ردی ۳۵( ۳۷ رابطه (پ ۱۲۳-۱) ای ۱/7 2.44 - 2391 (۹ 10 2.361) 2501 7( 6110۹ 23) 1 0ک 2 و2 [(250400]17.271/)1+237.3 ۸ 5 +7) [(237.5 + 23. 91) /23.91 ۷ 17.27] 250400 + 23. 91) برای بر ورد ضریب رطوبت‌سنجی لازم است ابتدا فشار هوا معادل ارتفاع ایستگاه مشهد از سطح دریا محاسبه گردد: 055 - 293 ی ۱0 - 0 293 رابطه (پ ۱۳-۱) 2 3 - رابطه (پ۱۵-۱) ۹ 2 293-00065 2 تب 777۹۹۵6 شک موق 10 293 با داشتن مقدار فشار هوا در محل ایستگاه. ضریب رطوبت سطحی از رابطه زیر به دست می‌آید: 90.032 ۳ رابطه (پ۱۴-۱) 0 کت 000163 ۶000163( با داشتن دمای حداقل و حداکثر در روز ۳۰ ام مرداد ۹۵ مقدار فشار بخار به ازای هر دما از رابطه (۲ -۱۶) به دست می‌آید و سپس مقدار فشار بخار اشباع (,۵) در یک شبانه‌روز با استفاده از رابطه (۱۷-۲) قابل محاسبه است: 1۱7277 رابطه (پ۱۶-۱) ۳ 1528 رد ت وج که ۰ 4 - کون [ (0. 6 -<( .تاه 3ب ۳۹۹۹28 ی 1۱7277 پا (و در )۱۵۳ 61 < (71)ه رابطه (پ ۱۶-۱) ۳ 1 ۱ ار چا اس مس رس را و 4 و رو بو ۵۱۱0 لو رابطه (پ ۱۷-۱) ۵ 3.3217 <2 /(4.9070+1.7364] 22 میت + لماع 7 کالما 0.61 - 2 <به رابطه (پ ۱۸-۱) بط 2373+ ورووو - وگککک شاوی مهو 3 + 5.46 برای استخراج تابش برون زمینی, محاسبات زیر انجام شده و سپس از رابطه (۲۳-۲) مقدار :18 به دست می‌آید: :۰ : ۹ : رابطه (پ ۲۸-۱) 3 << 2 ال +30 - ( 5 2 0۱ +30 - مان سا رابطه (پ ۲۶-۱) 0.1973 <- (1.39- 233 72 0.01) 0.4090 < (1. 39 - (0.0172) 0.40910 < ۵ 7 رابطه (پ ۲۵-۱) [ 0.979 < (233 *« 1 0.033005)0.01 +۱ - ([0.033005)0.0[72 +۱ ,0 با داشتن عرض جغرافیایی ایستگاه (36.2667-(0)) مقدار زاویه ساعتی غروب خورشید (رادیان) به شکل زیر محاسبه می‌گردد: 7 ( رابطه (پ ۲۴-۱) ۵ 1.7180[ - ((0.1973 ار 6 - )270605 - (0 1200130 -) 20005 عه0 - ,0۵ 06056510 05 + 0.5100 اک ه) 37.60 8 7 رابطه(پ ۲۳-۱) + ‎٩1))0(.1973(‏ ۷( م۷ ۵۱)36.26067 ۷ 1.71800) ۷ [0.9709 37.6۷ ۱ ۱۹0 7 0٩) 0.1973( * ۹۱۵ )1.7180(( - 36.1 4‏ ۷( م۷ 6067 6.2ق)یم 1۹0 رابطه (پ ۲۹-۱) 7۲ 1246 .13 < 7180.[ 7.64 ۷۷ 7. 64 - [ -------- صفحهٔ بعد -------- ۸ ۸- تابش خالص -٩‏ شار گرما به داخل خاک ۰ - سرعت باد ۱- استخراج داده‌های اندازه گیری ۵ ۳( روش‌های ب رآ ورد تبخیر در شرایط اقلیمی مختاف ادامه کادر پ.۱-۴- محاسبه تبخیر تعرق پتانسیل با روش فائو- پنمن- مانتیت (۳۸/1 - (۲۳۸0) برای محاسبه تابش خالص علاوه بر تابش برون رمینی. فشار بخار واقعی (0 دمای حداقل ۳ حداکثر. تعداد ساعات واقعی آفتاب (۱) و تعداد ساعات روشنایی روز (7) نیز بایستی مشخص گردد. مقدار ‏ از داده‌های ایستگاه برابر ۱۱.۵۶۵۹ ساعت است و ۷ که در قسمت قبل محاسبه گردید. مقدار تابش خالص (13) بر حسب (۸1[۱*4: ۱) از رابطه زیر قابل محاسبه است: <( +5 ) ( 04/6 -034) (01 + 09/0 24510۳ ,8 (0500/3- 025 077ک ,8 رابطه (پ ۳۰-۱) 5 - 361144 (1.5659/13.1246 0.501 - 0.770.25 3 >[ *(273.2 + 15.28 + *(273.2 + 32. 56)] (0:14/09010 - 0. 34 ) (0:1 +246 ۱5659/131 09۱) شار گرما به داخل خاک در مقایسه با 130 ناچیز بوده و از آن صرف‌نظر می‌گردد. به علاوه در محاسبات نیاز آبی. به دلیل پوشش کامل گیاه مرجع. شار گرما به داخل خاک صفر فرض می‌شود (0-0) برای محاسبه تبخیر- تعرق, اندازه‌گیری سرعت باد در ارتفاع دو متری بالای سطح زمین مورد نیاز است. با فرض تغییر لگاریتمی سرعت باد در بالای سطح چمن کوتاه. می‌توان داده‌های سرعت باد اندازه‌ گیری شده در هر ارتفاع مشخص را به سرعت در ارتفاع دو متری تبدیل کرد. سرعت باد در ارتفاع ۲ متری با استفاده از سرعت باد در ارتفاع *۱ متری (1:0]) از داده‌های ایستگاه با رابطه ذیل قابل برآورد است: 414۹1 4۹7 5 عم 500060 0.5144 > سس ر[] ولا 1)67.87- 5.42( ۱)67.6۷ 10 - 5.42(‏ َ (به-ه) وتا[ (273 +3 /890] ۶ +(0- ,)0.40۵۵ ۰ ( ,[]0.34 +۱)/+ ۸ - 3613. 3 : رابطه (پ ۱۱-۱) (0 -12.3613) 0.1783 0.408 0.1783 + 0.06۶ )1+ 0.34 *1.7430( 0.06 ]890/ )23.9196 + 273([ ۷ 1.7430 )3.3217 - 0.9010( 0.1783 + 0.06۳ )1+ 0.34۷ 1.7430( <- کادر پ.۲-۴- محاسبه تبخیرتعرق پتانسیل به روش هارگریوز- سامانی 1 - 15.28۳ [وردو 32.560 - 8 111217 7۲۳ ۳ ۳ ۳ . 4 ی ن ۲ < 0.75 3 / 0 مرو در 1۹.28+32:56 برای استخراج تابش برون زرمینی محاسبات زیر انجام شده و سیس از رابطه (۲۳-۲) مقدار ۳ به دست می‌آید: رابطه (پ ۲۸-۱) 3 -< 2[ 30+21- )275 1- 01 275-0 ًّ رابطه (پ ۲۶-۱) 0.1973 < (1.39- 233 72۷ 0.01) 0.40051 < (1. 39 - [0.0172) 0.4091 +۵6 رابطه (پ ۲۵-۱) 1 - (233 « 1 0.033005)0.0 +۱ - ([0.033005)0.0[72 +۱ بل با داشتن عرض جغرافیایی ایستگاه (0-36.2667)) مقدار زاویه ساعتی غروب خورشید (رادیان) به شکل زیر محاسبه می‌گردد: 7 ۰ رابطه (پ ۲۴-۱) ۵ 1.7180 - ((0.1973 ار )270005 - (0 ها 0 ۵0 -)005 270 عه0 با داشتن مقادیر بال مقدار تابش برون زمینی بر حسب (۸17۳*۵۱) قابل محاسبه است: -------- صفحهٔ بعد -------- پیوست ۴ - مطالعه م ی ۳- استخراج (1۸601]) ۴ استخراج تبخیر تعرق تا سس (۲1۸03) داده‌های اندازه گیری ۹- استخراج پارامترهای رابطه (۱ ۲1ا[) ۲- استخراج (۱ ۲1ا[) وردی ۳۵( ۳۹ سس ادامه کادر پ.۲-۴- محاسبه تبخیرتعرق پتانسیل به روش هارگریوز - سامانی ۵ 6۹10 008 05 + ۵ اک م صا ی )3760 ع با 7 رابطه (پ ۲۳-۱) + ‎٩[))0(.1973(‏ ۷ (ح م 36.260607) ۱ 80۷ 1.71) ۷ [0.979 37.6۷ ۱ ۱۹0 7 ٩۵ )1.7180(( - 36.1 44‏ * (0.1973 )دوه( مر 60607 36. 2)یم 1۹0 - 70۳5 (17.8 + میت ۷ 8 0.408 0.0023 ک مرر ات رابطه (۷-۲) ۳ ۰ - 15.28(۳5- 32.56) ۷ (17.8 +196 23.9) 144 36.1 0.408 0.0023 - 17(*)10-0.01230(۳/6+ پوت ۸ 0408 0.0013 مو 5 رابطه ‎)٩-۲(‏ *( 1 +96 23.9[1) 144 36.1 0.408 0.0013 ال / 6.83۳ - 0.75(0:16 0.0123 -(32.56-15. 28)) کادر پ.۳-۴- محاسبه تبخیرتعرق پتانسیل به روش جنسن-هیز (1 11[) 999.2 > ۱ 2392۳ < 13۷8" 1 + 34.94 ۱9.08۷ 1 + ...]19.081 رابطه (پ ۴۳-۱) - (۹ موی د(س ‏ )روک وی [ 3 + 34.94 3 + ۳ 41 + ۷۱7.86 ۱9.08 41 + ...]۱9.081 رابطه (پ ۴۴-۱) << 0 موی -موم 5 رزیه ۱ 1 3 + ۱7.86 3 + رز و 1310 .که به ترتیب فشار بخار اشباع در حداکثر و حداقل دمای روزانه هوا در گرم ترین ماه سال (13027)» و ۲ ارتفاع از سطح دریا (1) است. 1 دس شش دی 305 ) 6 )که ( رزوی" 9 ۳) 131 رابطه (پ ۴۱-۱) ا و ات 005 305 9992 ) + - 45 (7 20.45 -50.067) ۱37 1 7 500 روز ۴۶ 7 ) - 2. 5- < 1 رابطه (پ ۴۲-۱) دووو 4- < ح - ( 20.457 -56.067) 0.14۷ -2.5- 500 05 + 05 حج] رابطه (پ ۴۵-۱) ۵۷ 9 اومل / 2 / 2494130/7 - مور رود (1136۹9 رون + کون 137 رابطه ‎ )۱۴-۲(‏ هل / 7.08000 - 249413 0.408 ((9.484-) - 23.92) 0.0208 ح 0.408 1 - یبوط -------- صفحهٔ بعد -------- ۸۰ ۳۵( روش‌های بر ورد تبخیر در شرایط اقلیمی مختلف پ.۵-۴- کاربرد الگوریتم سنجش از دور سبال در برآورد تبخیرتعرق واقعی (مبتنی بر اطلاعات منطقه‌ای) مراحل و معادلات برآورد تبخیرتعرق واقعی با استفاده از تصاویر ماهواره‌ای در الگوریتم 3۸ات51 در فصل چهارم تشریح شد. با عنایت به ماهیت اطلاعات ورودی (تصاویر ماهواره‌ای سلولی)» لازم است این محاسبات با استفاده از نرم‌افزارهای مرتبط صورت پذیرد. مهم‌ترین خروجی‌های الگوریتم سبال عبارتند از: شاخص نرمال شده تفاضل پوشش گیاهی. شاخص سطح برگ. آلبیدوی سطح. دمای سطح زمین. تابش خالص. شار گرمای محسوس, شار گرمای نهان, تبخیرتعرق واقعی لحظه‌ای, روزانه. ماهانه و سالانه. ۸۳1 0-1 3۷ 1-3 ۲۱۲۱/۵۵۱۷ 3-4 3۷ 4-6 ۱۲۱/۵۵۱۷ 40 30 20 ۵0 5 0 ها کی کح هه شکل پ.۲-۴- تبخیر تعرق واقعی روزانه حاصل از روش 5۳17۸7 برای روز ۳۰ مرداد ۹۵ در شکل (پ.۲-۴) تبخیرتعرق واقعی روزانه حاصل از الگوریتم سنجش از دور سبال برای روز ۳۰ام مرداد سال ۱۳۹۵ به صورت نمونه آرایه شده است. همان‌طور که قبلا گفته شد. با داشتن چند تصویر در یک ماه می‌توان تبخیر تعرق واقعی ماهانه را محاسبه نمود. در شکل (پ.۲-۴) نتایج تبخیرتعرق واقعی ماهانه برای محدوده مطالعاتی مشهد به طور نمونه برای شهر یور ماه ۱۳۹۶ نمایش داده شده است. -------- صفحهٔ بعد -------- پیوس در در شما است اراض به ار س با زگ ت ۴ - مطالعه موردی ۳۵( دشت مشهد ۱ (میلی‌متر در ماه) هت اک عع ۹ ۳ 46 195 13 ۵3/25/5 / ۷ 7۳720000 شکل پ.۳-۴- تبخیرتعرق واقعی ماهانه حاصل از روش سبال برای شهریور ۹۶ ر نهایت با تجمیع نقشه‌های تبخیرتعرق واقعی ماهانه. می‌توان تبخیرتعرق واقعی سالانه را محاسبه نمود. این م سال آبی ۶- ۹۵ در محدوده مطالعاتی مشهد به شرح شکل (پ.۴-۴) ارایه شده است. در مقایسه بین نق ی اراضی دشت مشهد و نتایج تبخیرتعرق واقعی حاصل از روش سبال می‌توان وضعیت پراکنش تبخیر تعرق واه طح محدوده مطالعاتی مشهد را مشاهده نمود. مشهود است که بیش‌ترین نرخ تبخیرتعرق واقعی مربوط به نو غربی و نوار مرکزی محدوده مطالعاتی مشهد و این میزان در سطح دشت در مناطق با کاربری اراضی کشاو ب قابل توجه است. از مهم‌ترین توانمندی‌های تصاویر ماهواره‌ای, امکان تولید نقشه‌های توزیعی تبخیر تعرق وا . با در نظر گرفتن کاربری اراضی محدوده مطالعاتی مشهد.ء مشخص گردید که تبخیرتعرق واقصی حاصل از راد «رزی فاریاب دشت مشهد در سال آبی مذکورء حدود ۷۸۰/۷ میلی‌متر بود. این در حالی است که میزان بارش س ی فاریاب برای سال آبی مذکور برابر با ۳۰۰/۶ میلی‌متر بود. لذا مقدار ۴۸۰/۱ میلی‌متر دیگر از تبخیرتعرق واقعٍ منابع آب برداشتی است. با در نظر گرفتن ۵۰۹/۲ میلیون مترمکعب آب برداشتی در بخش کشاورزی و تبدیل تفاع در سطح اراضی فاریاب (۱۱۴۷ کیلومترمربع)» ارتفاع معادل آب تحویل شده به بخش کشاورزی معادل با متر در سال به دست می‌آید. نتایج می‌تواند تحلیل مناسبی را از وضعیت آب مصرفی در بخش کشاورزی, شتی و سایر اطلاعات مورد نیاز ارایه نماید. ۸! هم عمی حی رزی هی سی طح » از آن ۴۴ آب -------- صفحهٔ بعد -------- ۸/۸۲ ۳۵( روش‌های برآً ورد تبخیر در شرایط اقلیمی مختا راهنمای نقشه اراضشی کشاورزی فاریاب و باغات اراضی کشاورزی دیم و آیش مناطق شهری ۹ ۳ ی مرتع ل ۳5 سنگ بست 8 195 13 03285 راصی ابر شکل پ.۴-۴-تبخیر تعرق واقعی سالانه حاصل از روش سبال برای سال آبی ۹۵-۹۶ عوامل موثر بر آن‌ها (به ویژه دمای هوا) در طول دوره‌های زمانی مختلف مشهود است. به کارگیری روش‌های منتی برای اقلیم مشهد هم‌نوایی مشهودی در براورد تبخیرتعرق پتانسیل را نشان می‌دهند. بدیهی است امکان تصحیح روش ۸ بر مبنای روش مرجع (فائو-پنمن-مانتیث) میسر است. فک 5 ۳ ب 9 -------- صفحهٔ بعد -------- پیوست ۴ - مطالعه موردی ۳۵( ۸۳ _ ۳۲30 ود 5_ :۳۲ << ۳۳ پر 7۳۳۳ 09 اس ی ۳ شکل پ.۶-۴- مقایسه مقادبر تبخیرتعرق واقعی حاصل از الگوریتم سبال با مقادیر بیلان مصوب دشت مشهد از آنجا که یکی از مهم‌ترین کاربردهای روش‌های برآورد تبخیر استفاده در محاسبات بیلان منابع آب است. مقایسه‌ای محاسبات بیلان (به روش معمول حاکم بر مطالعات به‌هنگام‌سازی بیلان در کشور) بیش‌ترین تاثیرپذیری از بارش است و عملا به دلیل نبود نگاه توزیعی به محدوده» تاثیر آبیاری. تغییرات خاک پوشش گیاهی. شب. کاربری اراضی و سایر عوامسل -------- صفحهٔ بعد -------- ۸۴ ۳۵( روش‌های برآً ورد تبخیر در شرایط اقلیمی مختلف از بارش و آبیاری) و بر اساس انرژی و آب در دسترس به دست می‌آید. لذا فارغ از دقت محاسبات. می‌توان بیش‌ترین اهمیت برآورد تبخیر حاصل از الگوریتم‌های سنجش از دور را در محاسبات بیلان در مقیاس حوضه دانست. نتایج تبخیرتعرق واقعی (سال - حوضه) محدوده مطالعاتی مشهد با تبخیرتعرق واقعی حاصل از مطالعات بیلان محدوده مطالعاتی مشهد نیز در جدول (پ.۱-۴) ارایه شده است. حدول پ.۱-۴- مقادبر سالانه تبخیر تعرق واقعی اراضی فاریاب برآورد شده از دو روش 5و بیلان محدوده مطالعاتی مشهد (برحسب تبخیر تعرق واقعی از 45[ تبخیر تعرق بر آوردی از بیلان