دانلود مقاله انتخاب روشی مناسب جهت بازسازی خلاء‌های آماری بارندگی) فایل ورد (word)

 دانلود مقاله انتخاب روشی مناسب جهت بازسازی خلاء‌های آماری بارندگی) فایل ورد (word) دارای 15 صفحه می باشد و دارای تنظیمات در microsoft word می باشد و آماده پرینت یا چاپ است

فایل ورد دانلود مقاله انتخاب روشی مناسب جهت بازسازی خلاء‌های آماری بارندگی) فایل ورد (word)   کاملا فرمت بندی و تنظیم شده در استاندارد دانشگاه  و مراکز دولتی می باشد.

این پروژه توسط مرکز مرکز پروژه های دانشجویی آماده و تنظیم شده است

توجه : در صورت  مشاهده  بهم ریختگی احتمالی در متون زیر ،دلیل ان کپی کردن این مطالب از داخل فایل ورد می باشد و در فایل اصلی دانلود مقاله انتخاب روشی مناسب جهت بازسازی خلاء‌های آماری بارندگی) فایل ورد (word) ،به هیچ وجه بهم ریختگی وجود ندارد

---

بخشی از متن دانلود مقاله انتخاب روشی مناسب جهت بازسازی خلاء‌های آماری بارندگی) فایل ورد (word) :

انتخاب روشی مناسب جهت بازسازی خلاء‌های آماری بارندگی

1-1- مقدمه و هدف
اولین قدم در مراحل مطالعاتی یک پروژه آبی، مطالعات هواشناسی است، به طوریکه سایر مطالعات مانند هیدرولوژی، سیلخیزی، فرسایش و رسوب و غیره بر آن متکی است.
بدیهی است دسترسی به داده‌های کافی و دقیق شبکه ایستگاه‌های هواشناسی از یک طرف موجب کوتاهتر شدن مدت مطالعات گردیده و از طرف دیگر در بر آورد مقرون به صحت ابعاد تاسیسات و به دنبال آن هزینه‌های اجرایی طرح موثر است.

از آنجا که آمار هواشناسی و به ویژه بارندگی در ایران با خلاء‌های گسترده ناشی از عدم دیده‌بانی یا مشکوک بودن آمار مواجه است، لذا دستیابی به یک روش صحیح بازسازی خلاء‌های آماری ضروری به نظر می‌رسد.
آنچه در این پژوهش دنبال می‌شود انتخاب روشی مناسب جهت بازسازی خلاء‌های آماری بارندگی می‌باشد به طوریکه آمار بازسازی شده با آنچه واقعیت داشته ولی به دلایلی ثبت نگردیده حدالامکان نزدیک باشد.
1-2- فرایند بارش و ویژگی‌های آن
1-2-1- بارندگی:

بارندگی یا بارش شامل کلیه نزولات جوی مانند باران، برف و تگرگ می‌باشد که بر اساس اقالیم مختلف باران و یا برف قسمت عمده از آن را تشکیل می‌دهد. بارش در واقع ورودی سیکل هیدرولوژی می‌باشد. بارندگی در مناطق مرطوب با پراکنش منظم و در تمام طول سال اتفاق می‌افتد، در حالیکه در مناطق خشک و نیمه خشک پراکنش نامنظم و حتی گاهی در یک بارندگی کوتاه مدت بیش از 50% بارندگی سالانه بوقوع می‌پیوندد.

1-2-2- فرایند بارندگی
به طور کلی مکانیسم بارندگی ناشی از افزایش رطوبت نسبی هوا تا حد معینی است که این پدیده یا در اثر تبخیر از سطح آب یا سطوح نمناک حاصل می‌شود یا در اثر کاهش دمای هوا و یا ممکن است تلفیقی از این دو باشد.

سرد شدن هوا در طبیعت عمدتاً معلول صعود هواست. در این عمل که تقریباً به حالت آدیاباتیک می‌باشد. هوا ضمن صعود به علت کاهش فشار سرد می‌شود. مکانیسم‌های اصلی صعود هوا عبارتند از صعود جبهه‌ای، صعود کوهستانی، صعود جابجایی و صعود سیکلونی.
چرخه آبی در اتمسفر سه مرحله مجزا از هم تشکیل می‌دهد که عمدتاً عبارتست از تبخیر، تراکم و بارندگی. تفاوت تبخیر و تراکم امری واضح و روشن است ولی تفاوت تراکم و بارندگی احتیاج به کمی بررسی دارد.

به طور کلی فرایند تراکم شامل یک انباشتگی حداکثر از مولکولهای بخارآب تا رسیدن به حد ذرات ریز است در صورتیکه فرایند بارندگی، مرحله‌ای از پیوستن ذرات ریز یا قطرکها و سیکل قطرات مایع و یا تراکمی از بلورهای یخ می‌باشد.
عمل تراکم احتیاج به یک هسته که هسته تراکم نامیده شده دارد تا مولکولهای آب در اطراف آن جمع شوند. ذرات گرد و خاک معلق در هوا می‌توانند به عنوان هسته‌های تراکم عمل کند. ذرات دارای یون روی هسته‌ها اثر می‌کنند، زیرا یونها با داشتن الکتریسیته ساکن مولکولهای آب را در باندهای قطبی خود جذب می‌کند. یونها در اتمسفر شامل ذرات نمک ناشی از تبخیر از سطح دریا و یا ترکیبات سلفور و نیتروژن ناشی از احتراق می‌باشند. قطر این ذرات از 3-10 تا 10 میکرون تغییر می‌کند که این ذرات به عنوان هواویز شناخته می‌شوند. برای مقایسه باید متذکر شد که اندازه یک اتم حدود 4-10 میکرون است، بنابراین کوچکترین هواویز ممکن است فقط از چند اتم تشکیل شده باشد.

قطرات ریز که در اثر حرکت تلاطمی حمل می‌شوند بوسیله تراکم و برخورد با ذرات مجاور خود رشد می‌کند تا اینکه به اندازه کافی بزرگ شوند تا حدیکه نیروی جاذبه زمین بر اصطکاک غالب شود و شروع به ریزش کنند. افزایش بیشتر اندازه قطرات در نتیجه برخورد آنها با قطرات دیگر در مسیر ریزش صورت می‌گیرد. ولی گاهاً وقتیکه قطره به سمت پائین حرکت می‌کند هنگام عبور از لایه‌های گرمتر تبخیر می‌شود و اندازه قطره کاهش یافته و بنابراین ممکن است قطره باز به اندازه یک هواویز تبدیل شود و به واسطه حرکت تلاطمی هوا به سمت بالا حرکت کند در حرکت به سمت بالا فقط یک سرعت 5/0 سانتیمتر بر ثانیه کافی است تا یک قطر 100 میکرونی را حرکت دهد. (محمدپور، 1373)

چرخه تراکم، ریزش، تبخیر و صعود به طور متوسط حدود 10 بار قبل از اینکه قطره به اندازه بحرانی حدود 1/0 میلیمتر برسد اتفاق می‌افتد. مکانیسم بارش در ابرها در شکل 1-1 نشان داده شده است.

شکل 1-1 مکانیسم تشکیل قطرات باران در ابر (چو و همکاران،1988)

1-2-3- انواع بارندگی
هوای مرطوب در اثر صعود و سرد شدن به مرحله‌ای می‌رسد که دیگر قادر به نگهداری رطوبت خود نیست در نتیجه تولید بارندگی نموده که بر مبنای نحوه صعود هوای مرطوب، بارندگیها را به صورت زیر تقسیم‌بندی می‌کنند:

الف- بارندگیهای همرفتی
در اتمسفر آرام هوای اشباع و غیر اشباع مجاور سطح زمین بر اثر تشعشعات خورشید بویژه به روش غیر مستقیم گرم و در نتیجه متسع شده و به طور عمودی جابجا می‌شود. در حین صعود بسته به وضعیت رطوبتی طبق گرادیان آدیاباتیک خشک (یعنی 10 درجه سانتیگراد به ازاء هر کیلومتر) و یا آدیاباتیک اشباع (یعنی 4 تا 8 درجه سانتیگراد به ازاء هر کیلومتر) سرد شده و در یک ارتفاع که ارتفاع تراکم نامیده می‌شود به نقطه میعان می‌رسد. از این ارتفاع به بالا ابرها شروع به تشکیل شدن می‌کند و اگر جریان قائم اولیه کنوکسیون شدت داشته باشد این عمل می‌تواند مدتها ادامه یابد. مسلماً سیستم ابر حاصله پس از رسیدن به نقطه سرد و یا دارای تلاطم نسبتاً شدید ایجاد باران خواهد نمود. بنابراین بارندگیهای حاصل که به کنوکسیون شهرت دارند محصول هوای گرم بوده که اغلب با رعد و برق و طوفان همراهند. قسمت اعظم این بارندگیها به صورت باران و یا همراه با تگرگ می‌باشد. این بارندگیها عمدتاً در مناطق گرمسیری و استوایی دیده می‌شود، چون در آنجا بر اثر ضعف عادی بادها جریانات هوا اغلب عمودی است. بارندگیهای کنوکسیون در مناطق معتدله نیز در فصول گرم به صورت طوفانهای تابستانی و موضعی خیلی شدید ایجاد می‌شوند البته باید دانست که تمام طوفانها از مکانیسم بارندگی کنوکسیون نتیجه نمی‌شوند.
ب- بارندگیهای کوهستانی
زمانیکه بادهای مرطوب در حال وزش از اقیانوسها به طرف خشکیها به یک مانع کوهستانی برخورد کرده و یا از یک منطقه تحت نفوذ دریای گرم به مناطق خشک و وسیع سردتر می‌رسند بالطبع بالا رفته و افزایش حجم آنها موجب سرد شدن و تشکیل توده‌های ابر و بالاخره ایجاد بارندگی می‌شود. این بارندگیها معروف به ریزشهای کوهستانی بوده به صعود باران یا برف روی دامنه‌هائی که در معرض باد هستند فرو می‌ریزند. به علاوه چه از لحاظ مقدار و چه نحوه توزیع مکانی بسیار نامنظم و تحت نفوذ اغتشاشات سیلکونی می‌باشد. همانطوری که جذب یک فلوی نورانی توسط یک جسم کدر ایجاد سایه می‌کند به همان طریق سد معبر توده‌های مرطوب توسط کوه تولید یک منطقه کم باران و خشک در دامنه یا ناحیه‌ایکه در جهت مخالف باد قرار گرفته خواهد نمود. هوا بر اثر پائین‌ آمدن در روی این دامنه گرمتر شده و رطوبت نسبی آن کاهش می‌یابد (پدیده فون). این امر موجب ایجاد یک رژیم باد خشک و پیدایش مناطق نیمه خشک می‌گردد.

ج- بارندگیهای جبهه‌ای
این بارندگیها در سطح تماس (جبهه) توده‌های هوایی که دارای حرارت و رطوبت مختلف هستند بوجود می‌آیند. صرفنظر از منشاء این پدیده در این مناطق برخورد است که توده‌های هوای گرم و مرطوب را که سبکتر هستند به شدت به طرف ارتفاعات می‌راند. این امر موجب سردشدن سریع و به نقطه شبنم رسیدن توده هوا شده که ایجاد بارندگی را به دنبال خواهد داشت.
د- بارندگی سیکلونی
جهت جریان هوا در یک سیلکون یا مرکز کم فشار دورانی و متقارب است که در مرکز آن منجر به صعود گسترده هوا و در نتیجه ایجاد بارش می‌گردد.
توجه به این نکته لازم است که وقتی یک سیستم اغتشاش جوی که ابعاد وسیعی دارد، یک منطقه وسیع را تحت تاثیر قرار می دهد، تفکیک عوامل از یکدیگر امکان‌پذیر نیست و نوعی تلفیق از پدیده‌ها در آن دیده می‌شود. (محمدپور، 1377)
1-2-4- قوانین حاکم بر بارندگی
الف- قانون ارتفاع
هر چه توده هوا بالاتر می‌رود سردتر شده و در نتیجه زمینه بارندگی بیشتر فراهم می‌شود و این عمل تا آنجا ادامه می‌یابد که رطوبت هوا تا مقدار زیادی کاهش می‌یابد. بنابراین مقدار بارندگی در یک ناحیه بر حسب ارتفاع افزایش یافته تا آنکه از یک ارتفاع به بعد شروع به کاهش می‌کند. این ارتفاع را ارتفاع اپتیم می‌نامند. در ایران این ارتفاع حدود 3500 متر در منطقه کرمان برآورد گردیده است. رابطه بین ارتفاع و بارندگی ممکن است در پاره‌ای از موارد معکوس شده و بارش بر حسب ارتفاع کاهش یابد. این مورد در بعضی از نقاط شمالی کشور مشاهده شده است.
ب- قانون تنهایی
قانون ارتفاع وقتی صادق است که ارتفاعاتی که در معرض توده‌های هوایی قرار دارند به صورت پیوسته باشند در غیر اینصورت وجود ارتفاعات منفرد تاثیر چندانی در میزان بارندگی نخواهد داشت. اثر ناچیز کوههای مرکزی ایران بر روی افزایش بارندگی به خوبی نشان دهنده این قانون می‌باشد.
ج- قانون کوه‌پناهی
پس از اینکه توده هوایی از کوهستان صعود نمود و موجب بروز بارندگی گردید از خط‌الرأس کوهستان گذشته و در یک محیط باز و گسترده قرار می‌گیرد و به سمت پائین متمایل می‌گردد، در نتیجه میزان بارندگی آن یکباره کاهش می‌یابد و یا حتی قطع می‌گردد این حالت را پدیده فون می‌نامند. پس از طی فاصله‌ای مجدداً تراکم صورت گرفته و بارندگی اتفاق می‌افتد. به همین علت است که مشاهده می‌گردد ایستگاههایی که در پناه کوه قرار دارند علیرغم نزدیکی با سایر ایستگاهها مقدار کمتری باران را ثبت می‌کنند.
د- قانون جهت دامنه
از آنجا که بارانهای شدید توام با باد هستند در نتیجه قطرات باران به جای سقوط عمودی مسیر مایل خواهند داشت در این حالت دامنه‌های رو به باد بارندگی بیشتری از دامنه‌های پشت به باد خواهند داشت. بارندگیها در دامنه‌های رو به شمال و جنوب البرز و دامنه‌های شرقی و غربی زاگرس اثر این قانون را به خوبی نشان می‌دهد.
هـ – قانون دوری از دریا
از آنجا که هوای مرطوب از سمت دریا به خشکی حرکت می‌کند و ایجاد بارش می‌کند هر چه از دریا دورتر شویم و یا مانعی منطقه و دریا را از هم جدا کند با فرض مساوی بودن سایر شرایط میزان بارش کاهش می‌یابد.

1-2-5- پراکنش بارندگی در ایران
جریان هوا و بادهایی که از مدیترانه و دریای سیاه به سمت ایران حرکت می‌کنند منبع اصلی بارندگی کشور به شمار می‌آیند. در بیشتر مناطق کشور فصل بارندگی از پائیز تا اواسط بهار بوده و در مناطق کوهستانی قسمت عمده آن به صورت برف است که ذوب تدریجی آن در فصول بهار و تابستان منبع اصلی تامین آب رودخانه‌ها به شمار می‌آید. در بعضی مناطق کشور از جمله دشتها و کوهپایه‌های سواحل دریای خزر و نیز ارتفاعات بالای زاگرس در فصل تابستان نیز بارندگی‌های پراکنده‌ای صورت می‌گیرد. ریزشهای مربوط به اواخر پائیز و زمستان عموماً به صورت جبهه‌ای بوده که در این مواقع مناطق وسیعی از سطح کشور را شامل می‌شود. در فصل بهار و به ندرت در تابستان بارندگیهای پراکنده که بیشتر حالت اروگرافیک دارد در کوهپایه‌های و دامنه کوهها اتفاق می‌افتد. در مناطق جنوبی کشور شامل بلوچستان، جنوب کرمان و هرمزگان در اثر جریان مرطوب اقیانوس هند بارانهایی با شدت زیاد اتفاق می‌افتد و سیلهای بزرگی در رودخانه‌ها ایجاد می‌کند که در رودخانه‌های اطراف بندرعباس، میناب و رودخانه‌های جنوب بلوچستان زیاد دیده شده‌اند.

از نظر مقدار بارندگی، ایران جزء مناطق خشک و نیمه خشک جهان محسوب می‌شود. در مناطق وسیعی از کشور مقدار متوسط سالانه بارندگی کمتر از 100 میلیمتر و متوسط آن 300-250 میلیمتر است. با توجه به اینکه شبکه ایستگاه‌های اندازه‌گیری باران در سالهای اخیر تکمیل شده، از نظر دقت و طول مدت آمار هنوز نمی‌توان برآورد کاملاً دقیقی از متوسط بارندگی در کشور بدست آمد چه این امر علاوه بر دقت آمار مستلزم طول مدت کافی نیز می‌باشد ولی بیشتر آمار بارندگی ایران فقط دوره کوتاه مدتی را شامل می‌شود. (قنبرپور، 1377)
1-2-6- تغییرات بارندگی

الف- تغییرات مکانی بارندگی
در عرضهای جغرافیایی بالا و میانی، بارش نتیجه سیستم‌های هوایی بزرگ مقیاس است. سیستم بزرگ مقیاس، سیستمی است با طول بزرگتر از 500 کیلومتر (همان که بعنوان مقیاس سینوپتیک گفته می‌شود). بارشهایی که از این سیستم می‌بارد به ندرت منطقه‌ای است و مقادیر آن می‌تواند در عرصه‌های بزرگ همگن باشد.
بارشهایی که با سیلکونهای عرض میانه تولید می‌شوند، تابعی از مقدار آب موجود در اتمسفر و قدرت فرایندهای دینامیکی است که تولید ابر و حرکتهای عمودی در اطراف نقطه کم فشار را بر عهده دارند.

• تغییرات مکانی بارندگی با توجه به عرض جغرافیایی
متوسط بارندگی سالانه در نواحی استوا زیادترین و به سمت قطبین کاهش می‌یابد. زیرا ظرفیت جو برای نگهداری رطوبت با کاهش دما، کاهش می‌یابد. با این حال استثناهایی نیز وجود دارد. عرضهای نزدیک 30 درجه بارش نسبتاً کمتری دارند. زیرا هوا در اطراف استوا صعود می‌کند و در اطراف استوا صعود می کند و در اطراف این عرضها به سمت پائین سقوط می‌کند. حرکت هوا به سمت قطب دوباره در عرضهای میانه بالا می‌رود. به طور متوسط در عرض 60 درجه به بالاترین حد می‌رسد. افزایش بارندگی در این عرضها با فعالیت فراوانتر سیلکونها اتفاق می‌افتد. علاوه بر ساختار سلولی حرکت هوا به سمت قطب، نیروهای مهم دیگر در شکل دادن بارشهای منطقه‌ای، چرخش عمودی اقیانوسها و اتمسفر و رابطه آنها با مشکل و موقعیت کارهاست.

• تغییرات مکانی بارندگی در مقیاس منطقه‌ای
گرچه عرضهای جغرافیایی مختلف بارشهای مختلفی دارند، اما در مقیاس منطقه‌ای نیز بارندگی با توجه به عوامل منطقه‌ای و محلی تغییر می‌نماید.
الگوهای بارش بر روی زمین از توپوگرافی تاثیر زیادی می‌پذیرد. اثرات حاصل از اروگرافیک و همرفت منطقه‌ای یا بارش را کاهش می‌دهد و منطقه تحت تاثیر خشک می‌ماند یا بارش قبلی را زیاد می‌کند وسلولهای با بارش بیشتر در منطقه‌ای با بارندگی وسیعتر بوجود می‌آید (سامنر ،1983). اما بارندگی معمولاً در نزدیکی کوهستانها افزایش می‌یابد. افزایش باران در منطقه کوهستانی وابسته به چند فاکتور است که شامل: جهت باد (در رابطه با توپوگرافی)، سرعت باد، رطوبت اتمسفر (آب قابل بارش)، ارتفاع صعود و زاویه شیب می‌باشد. به همین دلایل بارش اروگرافیک در طول زمستان در عرضهای میانه قابل توجه است. با این حال بارش فرازی در تابستان نیز در بالای کوهستانها افزایش می‌یابد. زیرا بادهای روزانه تمایل به بالا رفتن از شیبها و حرکت در دره‌ها را دارند و شب جهتشان را تغییر می‌دهند. (وایتمن ، 1990) بارش کوهستانی تفاوت مشخصی را در توزیع فصلی بارندگی که باید برای هر نوع طراحی سیستم در مناطق کوهستانی در نظر گرفته شود، ایجاد می‌کند (ASCE، 1996).

شاید دومین عامل مهم در تعیین بارش در منطقه مشخص فاصله آن از منبع رطوبت باشد. بخشهای درونی قاره‌ها بارش کمتری دارند. زیر آب قابل بارش جو کمتر و ذرات نمکی بزرگتر که از اقیانوسها نشأت می‌گیرد و هستکهای تراکم بهتری نسبت به گرد و غبار و ذرات ریز زمینی است در جو وجود ندارد (اهرنس ، 1991).
تشریح توزیعهای مکانی بارندگی با استفاده از شبکه‌های متراکم باران نگارها بهتر تحقیق می‌شود. در حالیکه چنین شبکه‌هایی موجود نیستند. عوامل کاهنده منطقه‌ای باران ممکن است به طور ثابت توزیع‌های ناهمگن باران را پدید آورند. بارانهایی که در ارتباط با مکانیسم‌های بزرگ مقیاس جوی پدید می‌آیند، توزیع مکانی وسیعتری دارند (سامنر، 1983).
ب) تغییرات زمانی بارندگی
مقدار نزولات جوی از نظر زمانی نیز دستخوش نوسانات مختلف است. تغییرات زمانی بارندگی در مقیاس زمانی بزرگتر، بیشتر از نوسانات جریان اتمسفری با پریودهای شناخته شده ناشی می‌شود (ASCE، 1996). این نوسانات را می‌توان در سه گروه تقسیم‌بندی کرد:
– نوسانات دراز مدت
– نوسانات دوره‌ای
– نوسانات نامشخص
تغییرات دراز مدت نزولات جوی در اثر تغییراتی که در آب و هوای یک منطقه اتفاق می‌افتد بروز می‌کند. مانند تغییرات که پس از دوره یخبندان بوجود آمده است.
نوسانات دوره‌ای به تغییرات بارندگی در دوره‌های کمتر از یکسال اطلاق می‌شود، مانند تغییرات فصلی، ماهانه و روزانه بارندگی.
چنانچه مقدار بارندگی در یک زمان بخصوص مثل فروردین ماه را در نظر بگیریم مشاهده می‌کنیم که مقدار آن در هر سال متفاوت است. چنین تغییراتی را نوسانات نامشخص یا تصادفی می‌گویند (علیزاده، 1381).

1-2-7- شبکه بارانسنجی و تعداد ایستگاههای مناسب در یک منطقه
بارندگی در بعد مکانی بسیار متغیر است و ممکن است برای یک نقطه بخصوص هیچ مشاهده‌ای در دسترس نباشد (تامپسون و سانسوم، 2003). کارکرد اصلی مقادیر بارندگی نمونه‌گیری توزیع بارندگی در مکان و زمان است. برای بسیاری از اهداف اقلیم‌شناسی، مقادیر حاصل از بارانسنجها به عنوان شاخص بارش حقیقی در نقطه مشخص به کار می‌رود. مقدار اندازه‌گیری شده ممکن است همان بارش حقیقی که در نبود بارانسنج می‌توانست رخ دهد باشد یا نباشد در هیدرولوژی مقدار آبی که واقعاً به سطح زمین می‌رسد اندازه بدست آمده از یک باران سنج یا شبکه‌ای از آنهاست (رادا، 1970). برای اهداف اقلیم‌شناسی دوره اندازه‌گیری از روزانه تا ماهانه متغیر است. مطالعات فرسایش خاک و رواناب به اندازه‌گیری شدت بارندگی در مدت یک ساعت یا کمتر احتیاج است. اندازه‌گیری بارندگی برای بارانهای سنگین یا پیش‌بینی سیل‌های سریع به دوره‌هایی از چند دقیقه تا چند ساعت احتیاج دارد. گرچه بارانسنجهای پیشرفته و با واکنش سریع ، ساخته شده‌اند شبکه‌ها محدودند و داده‌ها فقط برای مدت کوتاهی در دسترسند. در واقع شبکه گسترده‌ای که برای یک هدف (مثلاً اقلیم شناسی) بوجود می‌آید باید اهداف دیگری (هیدرولوژی و ;) را نیز پوشش دهد. سیستم اندازه‌گیری برای یک نوع بارش (باران) ممکن است برای اشکال دیگر بارش (برف) ناکافی باشد. یا دقت متفاوتی داشته باشد.

بنابراین موضوعی که در اکثر مطالعات هیدرولوژیکی به آن توجه می‌شود اینست که برای تخمین بارندگی در یک منطقه چه تعداد ایستگاه باید در شبکه بارانسنجی گنجانده شود و مکانیابی آنها چگونه باشد. زیرا نقاط نمونه‌گیری یک منطقه بستگی به دقت اندازه‌گیری منطقه‌ای دارد. چنانچه تعداد ایستگاهها کم باشد، تخمین دقیق نخواهد بود و اگر بیش از تعداد مورد نیاز باشد مخارج اضافی دربر خواهد داشت.

سازمان جهانی هواشناسی بر اساس اقتصاد کشورها و مناطق مختلف توصیه‌های متفاوتی دارد:
الف) در مناطق مسطح و با آب و هوای معتدل یک ایستگاه برای 900-600 کیلومتر مربع. در کشورهای فقیر یک ایستگاه برای 3000-900 کیلومتر.
ب) در مناطق کوهستانی با آب و هوای معتدل، یک ایستگاه در هر 250-100 کیلومتر از نظر ارتفاع نیز حداقل یک ایستگاه در فاصله تراز 500 متر لازم است. در شرایط دشوار یک ایستگاه به ازاء هر 1000-250 کیلومتر مربع.

ج) در مناطق کویری یک ایستگاه به ازاء هر 10000-1500 کیلومتر مربع.
در حوزه‌های آبریز که به منظور اجرای طرحهای هیدرولوژی مورد مطالعه قرار می‌گیرند، تعداد ایستگاههای بارانسنجی به وسعت حوزه و دقت مورد نیاز در تخمین بارندگی بستگی دارد. از لحاظ رابطه بین وسعت منطقه و تعداد ایستگاهها می‌توان از توصیه زیر استفاده کرد.

وسعت حوزه (کیلومتر مربع) حداقل تعداد ایستگاههای بارانسنجی
75< 1
150-75 2
300-150 3
550-300 4
800-550 5
1200-800 6
در مطالعات دقیق آبخیزداری و فرسایش و هیدرولوژی کشاورزی شبکه مورد نیاز برای ایستگاههای بارانسنجی باید بسیار فشرده باشد پیشنهاد سازمان حفاظت خاک آمریکا چنین است (علیزاده، 1381):

وسعت حوزه تعداد باران سنج لازم
ha20 2
ha 50 3
ha300 4
km2 2 10
km24 15
km240 20
km2100 30
از طریق آماری نیز تعداد ایستگاههای مناسب به نحوی که بتوان با احتمال خطای معینی بارندگی متوسط را به دست آورد از فرمول زیر قابل محاسبه است:

N= تعداد ایستگاه لازم
C.V%= درصد ضریب تغییرات بارندگی در ایستگاه موجود
E%= درصد اشتباه مورد انتظار در تعیین بارندگی متوسط منطقه (مهدوی، 1377)
1-2-8- مطالعات منطقه‌ای بارش
می‌دانیم که هنگام وقوع هر پدیده بارندگی سطحی از زمین مورد ریزش واقع می‌شود که به آن سطح بارش می‌گویند. داده‌های بارانسنجی مربوط به اندازه‌گیری باران در یک نقطه می‌باشد که به آن بارش نقطه‌ای گفته می‌شود و معمولاً لازم است که آن را به مساحت یک حوزه یا منطقه تعمیم دهیم. طبق تعریف سطح بارش به مساحتی گفته می شود که در هنگام اندازه‌گیری باران در یک نقطه می توان برای اطراف آن نقطه تعمیم داد. در واقع هر بارش در هنگام وقوع مساحتی را در بر می گیرد که به آن سطح بارش می‌گویند. سطح بارش ثابت نیست و در طول مدت بارش مرتب در حال تغییر است. برای اندازه‌گیری سطح بارش می‌بایست. تعداد زیادی باران سنج در نقاط مختلف وجود داشته باشد. تا بتوان در هنگام وقوع یک باران گسترده آن را تخمین زد.
تعمیم بارندگی اندازه‌گیری شده در یک یا چند نقطه از سطح به کل آن سطح نیاز به آمار زیاد و دقیق و توزیع مناسب باران سنجها دارد. در عملیات هیدرولوژی این کار با چند روش انجام می‌گیرد که عبارتند از:
– روش میانگین برگی ریاضی
– روش چند ضلعی تیسن
– روش استفاده از خطوط همباران
روش حسابی آسانترین روش موجود است که میانگین حسابی اندازه‌گیریهای موجود را محاسبه می‌کند. این روش به دلیل تراکم کم و توزیع نامناسب ایستگاههای بارانسنجی. همچنین به دلیل تغییرات توپوگرافی سطح از دقت پائینی برخوردار است و برای مناطق سطح با توزیع نسبتاً همگن باران سنجها مناسب می‌باشند.

= متوسط بارش منطقه
pi= بارندگی ایستگاه iام
n= تعداد کل ایستگاهها
در روش تبسن مزمن بر اینست که بارندگی در یک نقطه در فاصله بین دو ایستگاه تقریباً برابر بارندگی ایستگاهی است که نزدیکتر به آن نقطه‌ می‌باشد. با مشخص کردن محل ایستگاهها روی نقشه و رسم عمود نصف بین ایستگاهها سطح اثر هر ایستگاه مشخص شده و به عنوان ضریب وزنی آنها در نظر گرفته می‌شود:

: بارندگی متوسط حوزه
Ai: سطح اثر مربوط به هر بارانسنج که بارش در تمام آن مساوی مقدار اندازه‌گیری شده در ایستگاه فرض می‌شود.
pi: بارش مربوط به ایستگاه i
n: تعداد کل ایستگاهها

در این روش می‌توان از ایستگاههای خارج از حوزه مطالعاتی نیز استفاده کرد. (مهدوی، 1377) رومن خطوط همباران دقیقتر از دو روش قبلی است خط همباران مکان هندسی نقاطی است که مقدار بارندگی آن برای یک دوره مشخص یکسان باشد. (علیزاده، 1381). چنانچه منطقه مسطح باشد و از لحاظ ارتفاع تفاوت فاحشی بین آنها وجود نداشته باشد رسم خطوط همباران مشابه رسم خطوط تراز و از طریق درون یابی‌ بارندگی در بین ایستگاهها صورت می‌گیرد اما در حوزه‌های کوهستانی برای رسم خطوط همباران از معادله گرادیان بارندگی و نقشه توپوگرافی حوزه می‌توان استفاده کرد. بدین صورت که ابتدا رابطه دگرسیونی بین میزان بارش و ارتفاع نقاط اندازه‌گیری به دست می‌آید و سپس با استفاده از ضرائب آن نقشه توپوگرافی را به نقشه همباران تبدیل می‌کند. با رسم خطوط همباران میزان بارش در سطح بین دو خط مساوی میانگین مقدار خط بالا و پائین در نظر گرفته شد و با محاسبه مساحت بین دو خط، بارش متوسط از فرمول زیر محاسبه می‌گردد:

= بارش متوسط حوزه
Pi= بارش متوسط بین دو خط تراز
Ai= مساحت واقع بین دو خط تراز
1-2-12- میانیابی مکانی داده‌های بارندگی

تغییرات مکانی بارندگی باید مطالعه و در مدلهای هیدرولوژی و مدیریت منابع آب به منظور پیشگویی دقیق پاسخهای هیدرولوژیک یک حوزه مورد استفاده قرار می‌گیرد.
ایستگاههای اندازه‌گیری باران معمولاً در نزدیکی منطقه طرح نیستند و یا اینکه دوره کافی اندازه‌گیری که اجازه استفاده مستقیم از آمار ایستگاه منطقه طرح را بدهد، ندارد. در شرایط ایده‌آل که تعداد و توزیع بارانسنجها در حوزه مناسب باشد، مقدار بارندگی در حوزه می‌تواند از روش میانیابی مکانی با دقت خوبی بدست آید (چاوبی، 1999)
چند روش برای میانیابی داده‌های بارندگی معرفی شده است. ساده‌ترین آنها روش بتسن (1911) است. اگر چه روش چند ضلعی بتس برای تخمین باران منطقه‌ای استفاده می‌شود، برای میانیابی مقادیر نقطه‌ای نیز استفاده شده است (گوویرتز، 2000). در سال 1972 سرویس ؟؟ آب و هوای آمریکا روش دیگری پیشنهاد کرد که میزان باران نامعلوم به عنوان متوسط وزنی مقادیر مرزی تخمین زده می‌شود.

وزنها با مربع فاصله از محل نمونه‌گیری نشده، در مقابل هم قرار می‌گیرند. مشابه روش چند ضلعی تیسن، روش عکس مربع فاصله نیز به هیدرولوژیست امکان ملاحظه فاکتورهایی مثل توپوگرافی را که بر مقدار گیرش باران سنج اثر می گذارد، نمی‌دهد (بدنیت و هوبر ، 1992)
روش خطوط همباران (مک کوئین، 1998)، برای جبران این کمبود طرح شده مقدار باران در نقطه اندازه‌گیری نشده با میانیابی خطوط همباران تخمین زده می‌شود. محدودیت این روش اینست که یک شبکه گسترده باران سنج برای رسم دقیق خطوط همباران لازم است. (گوویرتز، 2000) روش میانیابی پولی نومیال از یک تابع پولی نومیال که بر ایستگاهها بر ارزش می‌یابد استفاده می‌کند. روش آماری حداقل مربعات، وزن‌دهی یک نقطه را بر پایه تناسبش حل می‌کند. روش تجزیه موضوعی توسط گاندین ، پایه گذاری شد و توسط سازمان جهانی هواشناسی (1970) توصیه شده است. این روش را گاندین چنین خلاصه می‌کند: میانیابی بین مقادیر اجزای تجزیه شده در گونه‌های یک شبکه منظم از پیش تعیین شده، حذف و حداقل تصحیح بخشی خطاهایی که در مقایسه داده‌های ایستگاههای مختلف نمایش داده می‌شود تطابق یافته‌های اجزای هواشناسی (ASCE، 1996).

زمین آمار که بر پایه متغیرهای منطقه‌ای بنا نهاده شده اجازه می‌دهد که همبستگی مکانی بین مشاهدات مجاور را برای پیشگویی مقادیر مشترک در مناطق اندازه‌گیری نشده به کار برد (گوویرتز، 1999).

به طور کلی تخمین زمین آماری فرایندی است که طی آن می‌توان مقدار یک کمیت نقطه‌ای با مختصات معلوم را با استفاده از همان کمیت در نقاط دیگری با مختصات معلوم به دست آورد. روش کریجنگ بر اساس میانگین متحرک وزنی بوده و می‌توان آن را بهترین تخمین‌گر نا اریب دانست.
شرط نا اریب بودن در سایر روشهای تخمین، نظیر روش چند ضلعی بتسن و عکس مجذور فاصله نیز اعمال می‌شود ولی ویژگی کریجینگ در آن است که عینی نااریب بودن واریانس نیز حداقل می‌باشد. کریجینگ همراه هر تخمین، مقدار خطای آن را نیز می‌دهد.

3-1- محدوده مطالعاتی
منطقه مورد مطالعه در این بررسی استان تهران می‌باشد. این استان با وسعتی حدود 18956 کیلومتر مربع بین 5/36-34 درجه عرض شمالی و 53-50 درجه طول شرقی واقع شده است.

3-1-1- جغرافیای طبیعی
استان تهران توسط رشته کوههای البرز از استانهای گیلان و مازندران جدا شده است و در حقیقت ارتفاعات البرز همچون سری بین استان تهران و استانهای شمالی کشور قرار گرفته است که طبعاً نحوه استقرار ارتفاعات البرز بر شرایط طبیعی و اقلیمی استان بسیار تاثیر می‌گذارد. ارتفاع رشته کوههای البرز به طرف شرق افزایش می‌یابد و در البرز مرکزی به بلندترین نقطه خود یعنی قله دماوند با ارتفاع 5671 متر می‌رسد.

دشتهای استان از هشتگرد آغاز شده و تا دشت ورامین ادامه می‌یابد. قسمتی از این دشت با ارتفاع 790 متر در جنوب استان پست‌ترین ارتفاع استان را در بر می‌گیرد.
مناطق جلگه‌ای و دشت‌های استان تهران با شیبی ملایم از شمالشرقی به طرف جنوب غربی کشیده شده و به سبب هموار بودن این مناطق، شرایط مناسب جهت فعالیت‌های کشاورزی و سایر فعالیتهای اقتصادی – اجتماعی بوجود آمده است.
3-1-2- سیمای اقلیمی
سیاسی اقلیمی استان به سبب استقرار آن در موقعیتهای متفاوت جغرافیایی که در یک طرف آن بلندترین نقطه ایران یعنی دماوند با ارتفاع 5671 متر ایستاده است و در سوی دیگر آن دشتهایی با ارتفاع کمتر از 800 متر گسترده است، از عوامل و فاکتورهای متعددی همچون ارتفاع، عرض جغرافیایی، توده‌های هوای مهاجر، منابع رطوبتی، پوشش گیاهی، فعالیتهای کشاورزی و توسعه صنایع تاثیر می‌پذیرد که در مجموع، چهار فاکتور نخست را به عنوان عوامل اصلی شکل دهنده اقلیم استان بر می‌شمارند و عوامل بعدی را تحت عنوان عوامل فرعی موثر بر اقلیم استان مورد ارزیابی قرار می‌دهند.
الف- تاثیر ارتفاعات بر اقلیم استان

فاکتور ارتفاع به عنوان مهمترین عالم در شکل‌گیری اقلیم و زیر اقلیم‌های استان تهران بر بسیاری از شرایط جغرافیایی، اقلیمی، زیست محیطی و عرصه‌های اقتصادی- اجتماعی استان تاثیر می‌گذارد و به این سبب از اهمیت بسزایی در این ارتباط برخوردار است. استان در دامنه‌های جنوبی بخش مرکزی سلسله جبال البرز قرار گرفته است. این بخش از ارتفاعات البرز، مرتفع‌ترین قلل البرز را به خود اختصاص داده است که در حقیقت بخشهای شمالی و شمال شرقی استان تهران را تشکیل می‌دهد.

ارتفاع کوههای این بخش به سمت شرق افزایش یافته و ارتفاع قله‌های از مرز 5000 متر گذشته و در قله دماوند به مرز ارتفاعی 5671 متر از سطح دریا می‌رسد.
از قلل دیگر این ارتفاعات می‌توان از قله پالهان گردن و چیگرو نام برد. این قلل مرتفع مانع عبور تودهای هوای مرطوب از آن سوی البرز به طرف جنوب آن می‌گردند. ارتفاعات کندوان و کوههای طالقان در بخش شمالغربی استان تهران تا محل تلاقی رودخانه الموت به رودخانه طالقان کشیده شده و به مثابه دیواری عظیم دو اقلیم شمال و جنوب البرز را از یکدیگر متمایز نموده‌اند. در قسمت‌های شمالشرقی نیز این ارتفاعات با نام رشته‌کوههای فیروزکوه و سوادکوه تا دره رودخانه فیروز کوه که از شعبات اصلی حبله رود است، امتداد دارد. از ارتفاعات بخش مرکزی در منطقه جنوبی البرز می‌توان از ارتفاعات لواسانات و قره داغ و دماوند نام برد ارتفاعات شمیرانات با قله توچال با ارتفاع 3933 متر و کوههای کهار نیز از جمله ارتفاعات استان در این بخش است. در قسمتهای جنوب و شرق تهران، کوههای حسن‌آباد، القادر، قصر فیروزکوه و بی‌بی شهربانو استقرار دارند که همراه با سایر ارتفاعات بر شمرده، اقلیم استان تهران را تحت تاثیر مداوم خود قرار می‌دهند.

ب- تاثیر منابع رطوبتی بر اقلیم استان
منابع آبها نیز هب عنوان یک فاکتور مهم در شکل‌گیری اقلیمی هر منطقه مورد ارزیابی قرار می‌گیرند. منابع آب استان، تحت عناوین آبهای سطحی، آنهای زیرزمینی و دریاچه‌ها و سدها دسته‌بندی می‌شوند.
– در بخش نخست، رودخانه‌های استان قرار دارند که مهمترین آنها عبارتند از : جاجرود، حبله‌رود، رودخانه کرج، رودلار، رودشور و رودخانه طالقان که این منابع رطوبتی بر حسب ظرفیت و گستردگی خود در مقیاس کوچک و متوسط، اقلیم استان را تحت تاثیر قرار می‌دهند.

– در بخش دوم آبهای زیر زمینی قرار دارند که در اشکال چاهها قنوات و چشمه‌ها مورد بهره‌برداری قرار می‌گیرند و به تغییر سیمای اقلیمی استان کمک می‌کند.
– سومین بخش از منابع رطوبتی استان تهران را دریاچه‌ها و آب پشت سدها تشکیل می‌دهند که مهمترین آنها عبارتند از دریاچه‌های تارو؟؟، دریاچه سدلار، دریاچه سد امیرکبیر و دریاچه سد لتیان که هر یک از آنها با آبیاری بخش‌های وسیعی از زمین‌های اطراف خود در رویش و پوشش گیاهی استان و نیز با انجام فرآیند تبخیر از سطح آنها، بر اقلیم استان تاثیر می‌گذارد.

ج- تاثیر عرض جغرافیایی بر اقلیم استان
از دیگر عوامل موثر در شکل‌گیری اقلیمی یک منطقه، فاکتور عرض جغرافیایی است. در استان تهران به سبب محدودیت در گستردگی عرض جغرافیایی، تاثیر آن بر اقلیم این استان در حد تاثیر سایر فاکتورهای اصلی سازنده اقلیم نظیر ارتفاع و یا توده‌های هوا و سیستم‌های هواشناسی نبوده ولی با این حال سنجش پارامترهای جوی و اقلیمی متاثر از عرض جغرافیایی نظیر ساعات آفتابی، تشعشع و انرژی‌های دریافتی از خورشید اختلافات معینی را در سطح استان تهران نشان می‌دهد و از طرفی هم از جهت استقرار استان تهران بین عرض‌های 5/36-34 درجه عرض شمالی و تاثیرپذیری استان تهران از توده‌های هوا و سیستم‌های هواشناسی متنوع مهاجر به این استان، تاثیر عرض جغرافیایی قابل ملاحظه می‌باشد.