دانلود مقاله انتخاب روشی مناسب جهت بازسازی خلاء‌های آماری بارندگی

بخشی از مقاله

انتخاب روشي مناسب جهت بازسازي خلاء‌هاي آماري بارندگي

1-1- مقدمه و هدف
اولين قدم در مراحل مطالعاتي يك پروژه آبي، مطالعات هواشناسي است، به طوريكه ساير مطالعات مانند هيدرولوژي، سيلخيزي، فرسايش و رسوب و غيره بر آن متكي است.
بديهي است دسترسي به داده‌هاي كافي و دقيق شبكه ايستگاه‌هاي هواشناسي از يك طرف موجب كوتاهتر شدن مدت مطالعات گرديده و از طرف ديگر در بر آورد مقرون به صحت ابعاد تاسيسات و به دنبال آن هزينه‌هاي اجرايي طرح موثر است.

از آنجا كه آمار هواشناسي و به ويژه بارندگي در ايران با خلاء‌هاي گسترده ناشي از عدم ديده‌باني يا مشكوك بودن آمار مواجه است، لذا دستيابي به يك روش صحيح بازسازي خلاء‌هاي آماري ضروري به نظر مي‌رسد.
آنچه در اين پژوهش دنبال مي‌شود انتخاب روشي مناسب جهت بازسازي خلاء‌هاي آماري بارندگي مي‌باشد به طوريكه آمار بازسازي شده با آنچه واقعيت داشته ولي به دلايلي ثبت نگرديده حدالامكان نزديك باشد.
1-2- فرايند بارش و ويژگي‌هاي آن
1-2-1- بارندگي:

بارندگي يا بارش شامل كليه نزولات جوي مانند باران، برف و تگرگ مي‌باشد كه بر اساس اقاليم مختلف باران و يا برف قسمت عمده از آن را تشكيل مي‌دهد. بارش در واقع ورودي سيكل هيدرولوژي مي‌باشد. بارندگي در مناطق مرطوب با پراكنش منظم و در تمام طول سال اتفاق مي‌افتد، در حاليكه در مناطق خشك و نيمه خشك پراكنش نامنظم و حتي گاهي در يك بارندگي كوتاه مدت بيش از 50% بارندگي سالانه بوقوع مي‌پيوندد.

1-2-2- فرايند بارندگي
به طور كلي مكانيسم بارندگي ناشي از افزايش رطوبت نسبي هوا تا حد معيني است كه اين پديده يا در اثر تبخير از سطح آب يا سطوح نمناك حاصل مي‌شود يا در اثر كاهش دماي هوا و يا ممكن است تلفيقي از اين دو باشد.

سرد شدن هوا در طبيعت عمدتاً معلول صعود هواست. در اين عمل كه تقريباً به حالت آدياباتيك مي‌باشد. هوا ضمن صعود به علت كاهش فشار سرد مي‌شود. مكانيسم‌هاي اصلي صعود هوا عبارتند از صعود جبهه‌اي، صعود كوهستاني، صعود جابجايي و صعود سيكلوني.
چرخه آبي در اتمسفر سه مرحله مجزا از هم تشكيل مي‌دهد كه عمدتاً عبارتست از تبخير، تراكم و بارندگي. تفاوت تبخير و تراكم امري واضح و روشن است ولي تفاوت تراكم و بارندگي احتياج به كمي بررسي دارد.

به طور كلي فرايند تراكم شامل يك انباشتگي حداكثر از مولكولهاي بخارآب تا رسيدن به حد ذرات ريز است در صورتيكه فرايند بارندگي، مرحله‌اي از پيوستن ذرات ريز يا قطركها و سيكل قطرات مايع و يا تراكمي از بلورهاي يخ مي‌باشد.
عمل تراكم احتياج به يك هسته كه هسته تراكم ناميده شده دارد تا مولكولهاي آب در اطراف آن جمع شوند. ذرات گرد و خاك معلق در هوا مي‌توانند به عنوان هسته‌هاي تراكم عمل كند. ذرات داراي يون روي هسته‌ها اثر مي‌كنند، زيرا يونها با داشتن الكتريسيته ساكن مولكولهاي آب را در باندهاي قطبي خود جذب مي‌كند. يونها در اتمسفر شامل ذرات نمك ناشي از تبخير از سطح دريا و يا تركيبات سلفور و نيتروژن ناشي از احتراق مي‌باشند. قطر اين ذرات از 3-10 تا 10 ميكرون تغيير مي‌كند كه اين ذرات به عنوان هواويز شناخته مي‌شوند. براي مقايسه بايد متذكر شد كه اندازه يك اتم حدود 4-10 ميكرون است، بنابراين كوچكترين هواويز ممكن است فقط از چند اتم تشكيل شده باشد.

قطرات ريز كه در اثر حركت تلاطمي حمل مي‌شوند بوسيله تراكم و برخورد با ذرات مجاور خود رشد مي‌كند تا اينكه به اندازه كافي بزرگ شوند تا حديكه نيروي جاذبه زمين بر اصطكاك غالب شود و شروع به ريزش كنند. افزايش بيشتر اندازه قطرات در نتيجه برخورد آنها با قطرات ديگر در مسير ريزش صورت مي‌گيرد. ولي گاهاً وقتيكه قطره به سمت پائين حركت مي‌كند هنگام عبور از لايه‌هاي گرمتر تبخير مي‌شود و اندازه قطره كاهش يافته و بنابراين ممكن است قطره باز به اندازه يك هواويز تبديل شود و به واسطه حركت تلاطمي هوا به سمت بالا حركت كند در حركت به سمت بالا فقط يك سرعت 5/0 سانتيمتر بر ثانيه كافي است تا يك قطر 100 ميكروني را حركت دهد. (محمدپور، 1373)

چرخه تراكم، ريزش، تبخير و صعود به طور متوسط حدود 10 بار قبل از اينكه قطره به اندازه بحراني حدود 1/0 ميليمتر برسد اتفاق مي‌افتد. مكانيسم بارش در ابرها در شكل 1-1 نشان داده شده است.

شكل 1-1 مكانيسم تشكيل قطرات باران در ابر (چو و همكاران،1988)

1-2-3- انواع بارندگي
هواي مرطوب در اثر صعود و سرد شدن به مرحله‌اي مي‌رسد كه ديگر قادر به نگهداري رطوبت خود نيست در نتيجه توليد بارندگي نموده كه بر مبناي نحوه صعود هواي مرطوب، بارندگيها را به صورت زير تقسيم‌بندي مي‌كنند:

الف- بارندگيهاي همرفتي
در اتمسفر آرام هواي اشباع و غير اشباع مجاور سطح زمين بر اثر تشعشعات خورشيد بويژه به روش غير مستقيم گرم و در نتيجه متسع شده و به طور عمودي جابجا مي‌شود. در حين صعود بسته به وضعيت رطوبتي طبق گراديان آدياباتيك خشك (يعني 10 درجه سانتيگراد به ازاء هر كيلومتر) و يا آدياباتيك اشباع (يعني 4 تا 8 درجه سانتيگراد به ازاء هر كيلومتر) سرد شده و در يك ارتفاع كه ارتفاع تراكم ناميده مي‌شود به نقطه ميعان مي‌رسد. از اين ارتفاع به بالا ابرها شروع به تشكيل شدن مي‌كند و اگر جريان قائم اوليه كنوكسيون شدت داشته باشد اين عمل مي‌تواند مدتها ادامه يابد. مسلماً سيستم ابر حاصله پس از رسيدن به نقطه سرد و يا داراي تلاطم نسبتاً شديد ايجاد باران خواهد نمود. بنابراين بارندگيهاي حاصل كه به كنوكسيون شهرت دارند محصول هواي گرم بوده كه اغلب با رعد و برق و طوفان همراهند. قسمت اعظم اين بارندگيها به صورت باران و يا همراه با تگرگ مي‌باشد. اين بارندگيها عمدتاً در مناطق گرمسيري و استوايي ديده مي‌شود، چون در آنجا بر اثر ضعف عادي بادها جريانات هوا اغلب عمودي است. بارندگيهاي كنوكسيون در مناطق معتدله نيز در فصول گرم به صورت طوفانهاي تابستاني و موضعي خيلي شديد ايجاد مي‌شوند البته بايد دانست كه تمام طوفانها از مكانيسم بارندگي كنوكسيون نتيجه نمي‌شوند.
ب- بارندگيهاي كوهستاني
زمانيكه بادهاي مرطوب در حال وزش از اقيانوسها به طرف خشكيها به يك مانع كوهستاني برخورد كرده و يا از يك منطقه تحت نفوذ درياي گرم به مناطق خشك و وسيع سردتر مي‌رسند بالطبع بالا رفته و افزايش حجم آنها موجب سرد شدن و تشكيل توده‌هاي ابر و بالاخره ايجاد بارندگي مي‌شود. اين بارندگيها معروف به ريزشهاي كوهستاني بوده به صعود باران يا برف روي دامنه‌هائي كه در معرض باد هستند فرو مي‌ريزند. به علاوه چه از لحاظ مقدار و چه نحوه توزيع مكاني بسيار نامنظم و تحت نفوذ اغتشاشات سيلكوني مي‌باشد. همانطوري كه جذب يك فلوي نوراني توسط يك جسم كدر ايجاد سايه مي‌كند به همان طريق سد معبر توده‌هاي مرطوب توسط كوه توليد يك منطقه كم باران و خشك در دامنه يا ناحيه‌ايكه در جهت مخالف باد قرار گرفته خواهد نمود. هوا بر اثر پائين‌ آمدن در روي اين دامنه گرمتر شده و رطوبت نسبي آن كاهش مي‌يابد (پديده فون). اين امر موجب ايجاد يك رژيم باد خشك و پيدايش مناطق نيمه خشك مي‌گردد.

ج- بارندگيهاي جبهه‌اي
اين بارندگيها در سطح تماس (جبهه) توده‌هاي هوايي كه داراي حرارت و رطوبت مختلف هستند بوجود مي‌آيند. صرفنظر از منشاء اين پديده در اين مناطق برخورد است كه توده‌هاي هواي گرم و مرطوب را كه سبكتر هستند به شدت به طرف ارتفاعات مي‌راند. اين امر موجب سردشدن سريع و به نقطه شبنم رسيدن توده هوا شده كه ايجاد بارندگي را به دنبال خواهد داشت.
د- بارندگي سيكلوني
جهت جريان هوا در يك سيلكون يا مركز كم فشار دوراني و متقارب است كه در مركز آن منجر به صعود گسترده هوا و در نتيجه ايجاد بارش مي‌گردد.
توجه به اين نكته لازم است كه وقتي يك سيستم اغتشاش جوي كه ابعاد وسيعي دارد، يك منطقه وسيع را تحت تاثير قرار مي دهد، تفكيك عوامل از يكديگر امكان‌پذير نيست و نوعي تلفيق از پديده‌ها در آن ديده مي‌شود. (محمدپور، 1377)
1-2-4- قوانين حاكم بر بارندگي
الف- قانون ارتفاع
هر چه توده هوا بالاتر مي‌رود سردتر شده و در نتيجه زمينه بارندگي بيشتر فراهم مي‌شود و اين عمل تا آنجا ادامه مي‌يابد كه رطوبت هوا تا مقدار زيادي كاهش مي‌يابد. بنابراين مقدار بارندگي در يك ناحيه بر حسب ارتفاع افزايش يافته تا آنكه از يك ارتفاع به بعد شروع به كاهش مي‌كند. اين ارتفاع را ارتفاع اپتيم مي‌نامند. در ايران اين ارتفاع حدود 3500 متر در منطقه كرمان برآورد گرديده است. رابطه بين ارتفاع و بارندگي ممكن است در پاره‌اي از موارد معكوس شده و بارش بر حسب ارتفاع كاهش يابد. اين مورد در بعضي از نقاط شمالي كشور مشاهده شده است.
ب- قانون تنهايي
قانون ارتفاع وقتي صادق است كه ارتفاعاتي كه در معرض توده‌هاي هوايي قرار دارند به صورت پيوسته باشند در غير اينصورت وجود ارتفاعات منفرد تاثير چنداني در ميزان بارندگي نخواهد داشت. اثر ناچيز كوههاي مركزي ايران بر روي افزايش بارندگي به خوبي نشان دهنده اين قانون مي‌باشد.
ج- قانون كوه‌پناهي
پس از اينكه توده هوايي از كوهستان صعود نمود و موجب بروز بارندگي گرديد از خط‌الرأس كوهستان گذشته و در يك محيط باز و گسترده قرار مي‌گيرد و به سمت پائين متمايل مي‌گردد، در نتيجه ميزان بارندگي آن يكباره كاهش مي‌يابد و يا حتي قطع مي‌گردد اين حالت را پديده فون مي‌نامند. پس از طي فاصله‌اي مجدداً تراكم صورت گرفته و بارندگي اتفاق مي‌افتد. به همين علت است كه مشاهده مي‌گردد ايستگاههايي كه در پناه كوه قرار دارند عليرغم نزديكي با ساير ايستگاهها مقدار كمتري باران را ثبت مي‌كنند.
د- قانون جهت دامنه
از آنجا كه بارانهاي شديد توام با باد هستند در نتيجه قطرات باران به جاي سقوط عمودي مسير مايل خواهند داشت در اين حالت دامنه‌هاي رو به باد بارندگي بيشتري از دامنه‌هاي پشت به باد خواهند داشت. بارندگيها در دامنه‌هاي رو به شمال و جنوب البرز و دامنه‌هاي شرقي و غربي زاگرس اثر اين قانون را به خوبي نشان مي‌دهد.
هـ - قانون دوري از دريا
از آنجا كه هواي مرطوب از سمت دريا به خشكي حركت مي‌كند و ايجاد بارش مي‌كند هر چه از دريا دورتر شويم و يا مانعي منطقه و دريا را از هم جدا كند با فرض مساوي بودن ساير شرايط ميزان بارش كاهش مي‌يابد.

1-2-5- پراكنش بارندگي در ايران
جريان هوا و بادهايي كه از مديترانه و درياي سياه به سمت ايران حركت مي‌كنند منبع اصلي بارندگي كشور به شمار مي‌آيند. در بيشتر مناطق كشور فصل بارندگي از پائيز تا اواسط بهار بوده و در مناطق كوهستاني قسمت عمده آن به صورت برف است كه ذوب تدريجي آن در فصول بهار و تابستان منبع اصلي تامين آب رودخانه‌ها به شمار مي‌آيد. در بعضي مناطق كشور از جمله دشتها و كوهپايه‌هاي سواحل درياي خزر و نيز ارتفاعات بالاي زاگرس در فصل تابستان نيز بارندگي‌هاي پراكنده‌اي صورت مي‌گيرد. ريزشهاي مربوط به اواخر پائيز و زمستان عموماً به صورت جبهه‌اي بوده كه در اين مواقع مناطق وسيعي از سطح كشور را شامل مي‌شود. در فصل بهار و به ندرت در تابستان بارندگيهاي پراكنده كه بيشتر حالت اروگرافيك دارد در كوهپايه‌هاي و دامنه كوهها اتفاق مي‌افتد. در مناطق جنوبي كشور شامل بلوچستان، جنوب كرمان و هرمزگان در اثر جريان مرطوب اقيانوس هند بارانهايي با شدت زياد اتفاق مي‌افتد و سيلهاي بزرگي در رودخانه‌ها ايجاد مي‌كند كه در رودخانه‌هاي اطراف بندرعباس، ميناب و رودخانه‌هاي جنوب بلوچستان زياد ديده شده‌اند.

از نظر مقدار بارندگي، ايران جزء مناطق خشك و نيمه خشك جهان محسوب مي‌شود. در مناطق وسيعي از كشور مقدار متوسط سالانه بارندگي كمتر از 100 ميليمتر و متوسط آن 300-250 ميليمتر است. با توجه به اينكه شبكه ايستگاه‌هاي اندازه‌گيري باران در سالهاي اخير تكميل شده، از نظر دقت و طول مدت آمار هنوز نمي‌توان برآورد كاملاً دقيقي از متوسط بارندگي در كشور بدست آمد چه اين امر علاوه بر دقت آمار مستلزم طول مدت كافي نيز مي‌باشد ولي بيشتر آمار بارندگي ايران فقط دوره كوتاه مدتي را شامل مي‌شود. (قنبرپور، 1377)
1-2-6- تغييرات بارندگي

الف- تغييرات مكاني بارندگي
در عرضهاي جغرافيايي بالا و مياني، بارش نتيجه سيستم‌هاي هوايي بزرگ مقياس است. سيستم بزرگ مقياس، سيستمي است با طول بزرگتر از 500 كيلومتر (همان كه بعنوان مقياس سينوپتيك گفته مي‌شود). بارشهايي كه از اين سيستم مي‌بارد به ندرت منطقه‌اي است و مقادير آن مي‌تواند در عرصه‌هاي بزرگ همگن باشد.
بارشهايي كه با سيلكونهاي عرض ميانه توليد مي‌شوند، تابعي از مقدار آب موجود در اتمسفر و قدرت فرايندهاي ديناميكي است كه توليد ابر و حركتهاي عمودي در اطراف نقطه كم فشار را بر عهده دارند.

• تغييرات مكاني بارندگي با توجه به عرض جغرافيايي
متوسط بارندگي سالانه در نواحي استوا زيادترين و به سمت قطبين كاهش مي‌يابد. زيرا ظرفيت جو براي نگهداري رطوبت با كاهش دما، كاهش مي‌يابد. با اين حال استثناهايي نيز وجود دارد. عرضهاي نزديك 30 درجه بارش نسبتاً كمتري دارند. زيرا هوا در اطراف استوا صعود مي‌كند و در اطراف استوا صعود مي كند و در اطراف اين عرضها به سمت پائين سقوط مي‌كند. حركت هوا به سمت قطب دوباره در عرضهاي ميانه بالا مي‌رود. به طور متوسط در عرض 60 درجه به بالاترين حد مي‌رسد. افزايش بارندگي در اين عرضها با فعاليت فراوانتر سيلكونها اتفاق مي‌افتد. علاوه بر ساختار سلولي حركت هوا به سمت قطب، نيروهاي مهم ديگر در شكل دادن بارشهاي منطقه‌اي، چرخش عمودي اقيانوسها و اتمسفر و رابطه آنها با مشكل و موقعيت كارهاست.

• تغييرات مكاني بارندگي در مقياس منطقه‌اي
گرچه عرضهاي جغرافيايي مختلف بارشهاي مختلفي دارند، اما در مقياس منطقه‌اي نيز بارندگي با توجه به عوامل منطقه‌اي و محلي تغيير مي‌نمايد.
الگوهاي بارش بر روي زمين از توپوگرافي تاثير زيادي مي‌پذيرد. اثرات حاصل از اروگرافيك و همرفت منطقه‌اي يا بارش را كاهش مي‌دهد و منطقه تحت تاثير خشك مي‌ماند يا بارش قبلي را زياد مي‌كند وسلولهاي با بارش بيشتر در منطقه‌اي با بارندگي وسيعتر بوجود مي‌آيد (سامنر ،1983). اما بارندگي معمولاً در نزديكي كوهستانها افزايش مي‌يابد. افزايش باران در منطقه كوهستاني وابسته به چند فاكتور است كه شامل: جهت باد (در رابطه با توپوگرافي)، سرعت باد، رطوبت اتمسفر (آب قابل بارش)، ارتفاع صعود و زاويه شيب مي‌باشد. به همين دلايل بارش اروگرافيك در طول زمستان در عرضهاي ميانه قابل توجه است. با اين حال بارش فرازي در تابستان نيز در بالاي كوهستانها افزايش مي‌يابد. زيرا بادهاي روزانه تمايل به بالا رفتن از شيبها و حركت در دره‌ها را دارند و شب جهتشان را تغيير مي‌دهند. (وايتمن ، 1990) بارش كوهستاني تفاوت مشخصي را در توزيع فصلي بارندگي كه بايد براي هر نوع طراحي سيستم در مناطق كوهستاني در نظر گرفته شود، ايجاد مي‌كند (ASCE، 1996).

شايد دومين عامل مهم در تعيين بارش در منطقه مشخص فاصله آن از منبع رطوبت باشد. بخشهاي دروني قاره‌ها بارش كمتري دارند. زير آب قابل بارش جو كمتر و ذرات نمكي بزرگتر كه از اقيانوسها نشأت مي‌گيرد و هستكهاي تراكم بهتري نسبت به گرد و غبار و ذرات ريز زميني است در جو وجود ندارد (اهرنس ، 1991).
تشريح توزيعهاي مكاني بارندگي با استفاده از شبكه‌هاي متراكم باران نگارها بهتر تحقيق مي‌شود. در حاليكه چنين شبكه‌هايي موجود نيستند. عوامل كاهنده منطقه‌اي باران ممكن است به طور ثابت توزيع‌هاي ناهمگن باران را پديد آورند. بارانهايي كه در ارتباط با مكانيسم‌هاي بزرگ مقياس جوي پديد مي‌آيند، توزيع مكاني وسيعتري دارند (سامنر، 1983).
ب) تغييرات زماني بارندگي
مقدار نزولات جوي از نظر زماني نيز دستخوش نوسانات مختلف است. تغييرات زماني بارندگي در مقياس زماني بزرگتر، بيشتر از نوسانات جريان اتمسفري با پريودهاي شناخته شده ناشي مي‌شود (ASCE، 1996). اين نوسانات را مي‌توان در سه گروه تقسيم‌بندي كرد:
- نوسانات دراز مدت
- نوسانات دوره‌اي
- نوسانات نامشخص
تغييرات دراز مدت نزولات جوي در اثر تغييراتي كه در آب و هواي يك منطقه اتفاق مي‌افتد بروز مي‌كند. مانند تغييرات كه پس از دوره يخبندان بوجود آمده است.
نوسانات دوره‌اي به تغييرات بارندگي در دوره‌هاي كمتر از يكسال اطلاق مي‌شود، مانند تغييرات فصلي، ماهانه و روزانه بارندگي.
چنانچه مقدار بارندگي در يك زمان بخصوص مثل فروردين ماه را در نظر بگيريم مشاهده مي‌كنيم كه مقدار آن در هر سال متفاوت است. چنين تغييراتي را نوسانات نامشخص يا تصادفي مي‌گويند (عليزاده، 1381).

1-2-7- شبكه بارانسنجي و تعداد ايستگاههاي مناسب در يك منطقه
بارندگي در بعد مكاني بسيار متغير است و ممكن است براي يك نقطه بخصوص هيچ مشاهده‌اي در دسترس نباشد (تامپسون و سانسوم، 2003). كاركرد اصلي مقادير بارندگي نمونه‌گيري توزيع بارندگي در مكان و زمان است. براي بسياري از اهداف اقليم‌شناسي، مقادير حاصل از بارانسنجها به عنوان شاخص بارش حقيقي در نقطه مشخص به كار مي‌رود. مقدار اندازه‌گيري شده ممكن است همان بارش حقيقي كه در نبود بارانسنج مي‌توانست رخ دهد باشد يا نباشد در هيدرولوژي مقدار آبي كه واقعاً به سطح زمين مي‌رسد اندازه بدست آمده از يك باران سنج يا شبكه‌اي از آنهاست (رادا، 1970). براي اهداف اقليم‌شناسي دوره اندازه‌گيري از روزانه تا ماهانه متغير است. مطالعات فرسايش خاك و رواناب به اندازه‌گيري شدت بارندگي در مدت يك ساعت يا كمتر احتياج است. اندازه‌گيري بارندگي براي بارانهاي سنگين يا پيش‌بيني سيل‌هاي سريع به دوره‌هايي از چند دقيقه تا چند ساعت احتياج دارد. گرچه بارانسنجهاي پيشرفته و با واكنش سريع ، ساخته شده‌اند شبكه‌ها محدودند و داده‌ها فقط براي مدت كوتاهي در دسترسند. در واقع شبكه گسترده‌اي كه براي يك هدف (مثلاً اقليم شناسي) بوجود مي‌آيد بايد اهداف ديگري (هيدرولوژي و ...) را نيز پوشش دهد. سيستم اندازه‌گيري براي يك نوع بارش (باران) ممكن است براي اشكال ديگر بارش (برف) ناكافي باشد. يا دقت متفاوتي داشته باشد.

بنابراين موضوعي كه در اكثر مطالعات هيدرولوژيكي به آن توجه مي‌شود اينست كه براي تخمين بارندگي در يك منطقه چه تعداد ايستگاه بايد در شبكه بارانسنجي گنجانده شود و مكانيابي آنها چگونه باشد. زيرا نقاط نمونه‌گيري يك منطقه بستگي به دقت اندازه‌گيري منطقه‌اي دارد. چنانچه تعداد ايستگاهها كم باشد، تخمين دقيق نخواهد بود و اگر بيش از تعداد مورد نياز باشد مخارج اضافي دربر خواهد داشت.

سازمان جهاني هواشناسي بر اساس اقتصاد كشورها و مناطق مختلف توصيه‌هاي متفاوتي دارد:
الف) در مناطق مسطح و با آب و هواي معتدل يك ايستگاه براي 900-600 كيلومتر مربع. در كشورهاي فقير يك ايستگاه براي 3000-900 كيلومتر.
ب) در مناطق كوهستاني با آب و هواي معتدل، يك ايستگاه در هر 250-100 كيلومتر از نظر ارتفاع نيز حداقل يك ايستگاه در فاصله تراز 500 متر لازم است. در شرايط دشوار يك ايستگاه به ازاء هر 1000-250 كيلومتر مربع.

ج) در مناطق كويري يك ايستگاه به ازاء هر 10000-1500 كيلومتر مربع.
در حوزه‌هاي آبريز كه به منظور اجراي طرحهاي هيدرولوژي مورد مطالعه قرار مي‌گيرند، تعداد ايستگاههاي بارانسنجي به وسعت حوزه و دقت مورد نياز در تخمين بارندگي بستگي دارد. از لحاظ رابطه بين وسعت منطقه و تعداد ايستگاهها مي‌توان از توصيه زير استفاده كرد.

وسعت حوزه (كيلومتر مربع) حداقل تعداد ايستگاههاي بارانسنجي
75< 1
150-75 2
300-150 3
550-300 4
800-550 5
1200-800 6
در مطالعات دقيق آبخيزداري و فرسايش و هيدرولوژي كشاورزي شبكه مورد نياز براي ايستگاههاي بارانسنجي بايد بسيار فشرده باشد پيشنهاد سازمان حفاظت خاك آمريكا چنين است (عليزاده، 1381):

وسعت حوزه تعداد باران سنج لازم
ha20 2
ha 50 3
ha300 4
km2 2 10
km24 15
km240 20
km2100 30
از طريق آماري نيز تعداد ايستگاههاي مناسب به نحوي كه بتوان با احتمال خطاي معيني بارندگي متوسط را به دست آورد از فرمول زير قابل محاسبه است:

N= تعداد ايستگاه لازم
C.V%= درصد ضريب تغييرات بارندگي در ايستگاه موجود
E%= درصد اشتباه مورد انتظار در تعيين بارندگي متوسط منطقه (مهدوي، 1377)
1-2-8- مطالعات منطقه‌اي بارش
مي‌دانيم كه هنگام وقوع هر پديده بارندگي سطحي از زمين مورد ريزش واقع مي‌شود كه به آن سطح بارش مي‌گويند. داده‌هاي بارانسنجي مربوط به اندازه‌گيري باران در يك نقطه مي‌باشد كه به آن بارش نقطه‌اي گفته مي‌شود و معمولاً لازم است كه آن را به مساحت يك حوزه يا منطقه تعميم دهيم. طبق تعريف سطح بارش به مساحتي گفته مي شود كه در هنگام اندازه‌گيري باران در يك نقطه مي توان براي اطراف آن نقطه تعميم داد. در واقع هر بارش در هنگام وقوع مساحتي را در بر مي گيرد كه به آن سطح بارش مي‌گويند. سطح بارش ثابت نيست و در طول مدت بارش مرتب در حال تغيير است. براي اندازه‌گيري سطح بارش مي‌بايست. تعداد زيادي باران سنج در نقاط مختلف وجود داشته باشد. تا بتوان در هنگام وقوع يك باران گسترده آن را تخمين زد.
تعميم بارندگي اندازه‌گيري شده در يك يا چند نقطه از سطح به كل آن سطح نياز به آمار زياد و دقيق و توزيع مناسب باران سنجها دارد. در عمليات هيدرولوژي اين كار با چند روش انجام مي‌گيرد كه عبارتند از:
- روش ميانگين برگي رياضي
- روش چند ضلعي تيسن
- روش استفاده از خطوط همباران
روش حسابي آسانترين روش موجود است كه ميانگين حسابي اندازه‌گيريهاي موجود را محاسبه مي‌كند. اين روش به دليل تراكم كم و توزيع نامناسب ايستگاههاي بارانسنجي. همچنين به دليل تغييرات توپوگرافي سطح از دقت پائيني برخوردار است و براي مناطق سطح با توزيع نسبتاً همگن باران سنجها مناسب مي‌باشند.

= متوسط بارش منطقه
pi= بارندگي ايستگاه iام
n= تعداد كل ايستگاهها
در روش تبسن مزمن بر اينست كه بارندگي در يك نقطه در فاصله بين دو ايستگاه تقريباً برابر بارندگي ايستگاهي است كه نزديكتر به آن نقطه‌ مي‌باشد. با مشخص كردن محل ايستگاهها روي نقشه و رسم عمود نصف بين ايستگاهها سطح اثر هر ايستگاه مشخص شده و به عنوان ضريب وزني آنها در نظر گرفته مي‌شود:

: بارندگي متوسط حوزه
Ai: سطح اثر مربوط به هر بارانسنج كه بارش در تمام آن مساوي مقدار اندازه‌گيري شده در ايستگاه فرض مي‌شود.
pi: بارش مربوط به ايستگاه i
n: تعداد كل ايستگاهها

در اين روش مي‌توان از ايستگاههاي خارج از حوزه مطالعاتي نيز استفاده كرد. (مهدوي، 1377) رومن خطوط همباران دقيقتر از دو روش قبلي است خط همباران مكان هندسي نقاطي است كه مقدار بارندگي آن براي يك دوره مشخص يكسان باشد. (عليزاده، 1381). چنانچه منطقه مسطح باشد و از لحاظ ارتفاع تفاوت فاحشي بين آنها وجود نداشته باشد رسم خطوط همباران مشابه رسم خطوط تراز و از طريق درون يابي‌ بارندگي در بين ايستگاهها صورت مي‌گيرد اما در حوزه‌هاي كوهستاني براي رسم خطوط همباران از معادله گراديان بارندگي و نقشه توپوگرافي حوزه مي‌توان استفاده كرد. بدين صورت كه ابتدا رابطه دگرسيوني بين ميزان بارش و ارتفاع نقاط اندازه‌گيري به دست مي‌آيد و سپس با استفاده از ضرائب آن نقشه توپوگرافي را به نقشه همباران تبديل مي‌كند. با رسم خطوط همباران ميزان بارش در سطح بين دو خط مساوي ميانگين مقدار خط بالا و پائين در نظر گرفته شد و با محاسبه مساحت بين دو خط، بارش متوسط از فرمول زير محاسبه مي‌گردد:

= بارش متوسط حوزه
Pi= بارش متوسط بين دو خط تراز
Ai= مساحت واقع بين دو خط تراز
1-2-12- ميانيابي مكاني داده‌هاي بارندگي

تغييرات مكاني بارندگي بايد مطالعه و در مدلهاي هيدرولوژي و مديريت منابع آب به منظور پيشگويي دقيق پاسخهاي هيدرولوژيك يك حوزه مورد استفاده قرار مي‌گيرد.
ايستگاههاي اندازه‌گيري باران معمولاً در نزديكي منطقه طرح نيستند و يا اينكه دوره كافي اندازه‌گيري كه اجازه استفاده مستقيم از آمار ايستگاه منطقه طرح را بدهد، ندارد. در شرايط ايده‌آل كه تعداد و توزيع بارانسنجها در حوزه مناسب باشد، مقدار بارندگي در حوزه مي‌تواند از روش ميانيابي مكاني با دقت خوبي بدست آيد (چاوبي، 1999)
چند روش براي ميانيابي داده‌هاي بارندگي معرفي شده است. ساده‌ترين آنها روش بتسن (1911) است. اگر چه روش چند ضلعي بتس براي تخمين باران منطقه‌اي استفاده مي‌شود، براي ميانيابي مقادير نقطه‌اي نيز استفاده شده است (گوويرتز، 2000). در سال 1972 سرويس ؟؟ آب و هواي آمريكا روش ديگري پيشنهاد كرد كه ميزان باران نامعلوم به عنوان متوسط وزني مقادير مرزي تخمين زده مي‌شود.

وزنها با مربع فاصله از محل نمونه‌گيري نشده، در مقابل هم قرار مي‌گيرند. مشابه روش چند ضلعي تيسن، روش عكس مربع فاصله نيز به هيدرولوژيست امكان ملاحظه فاكتورهايي مثل توپوگرافي را كه بر مقدار گيرش باران سنج اثر مي گذارد، نمي‌دهد (بدنيت و هوبر ، 1992)
روش خطوط همباران (مك كوئين، 1998)، براي جبران اين كمبود طرح شده مقدار باران در نقطه اندازه‌گيري نشده با ميانيابي خطوط همباران تخمين زده مي‌شود. محدوديت اين روش اينست كه يك شبكه گسترده باران سنج براي رسم دقيق خطوط همباران لازم است. (گوويرتز، 2000) روش ميانيابي پولي نوميال از يك تابع پولي نوميال كه بر ايستگاهها بر ارزش مي‌يابد استفاده مي‌كند. روش آماري حداقل مربعات، وزن‌دهي يك نقطه را بر پايه تناسبش حل مي‌كند. روش تجزيه موضوعي توسط گاندين ، پايه گذاري شد و توسط سازمان جهاني هواشناسي (1970) توصيه شده است. اين روش را گاندين چنين خلاصه مي‌كند: ميانيابي بين مقادير اجزاي تجزيه شده در گونه‌هاي يك شبكه منظم از پيش تعيين شده، حذف و حداقل تصحيح بخشي خطاهايي كه در مقايسه داده‌هاي ايستگاههاي مختلف نمايش داده مي‌شود تطابق يافته‌هاي اجزاي هواشناسي (ASCE، 1996).

زمين آمار كه بر پايه متغيرهاي منطقه‌اي بنا نهاده شده اجازه مي‌دهد كه همبستگي مكاني بين مشاهدات مجاور را براي پيشگويي مقادير مشترك در مناطق اندازه‌گيري نشده به كار برد (گوويرتز، 1999).

به طور كلي تخمين زمين آماري فرايندي است كه طي آن مي‌توان مقدار يك كميت نقطه‌اي با مختصات معلوم را با استفاده از همان كميت در نقاط ديگري با مختصات معلوم به دست آورد. روش كريجنگ بر اساس ميانگين متحرك وزني بوده و مي‌توان آن را بهترين تخمين‌گر نا اريب دانست.
شرط نا اريب بودن در ساير روشهاي تخمين، نظير روش چند ضلعي بتسن و عكس مجذور فاصله نيز اعمال مي‌شود ولي ويژگي كريجينگ در آن است كه عيني نااريب بودن واريانس نيز حداقل مي‌باشد. كريجينگ همراه هر تخمين، مقدار خطاي آن را نيز مي‌دهد.

3-1- محدوده مطالعاتي
منطقه مورد مطالعه در اين بررسي استان تهران مي‌باشد. اين استان با وسعتي حدود 18956 كيلومتر مربع بين 5/36-34 درجه عرض شمالي و 53-50 درجه طول شرقي واقع شده است.

3-1-1- جغرافياي طبيعي
استان تهران توسط رشته كوههاي البرز از استانهاي گيلان و مازندران جدا شده است و در حقيقت ارتفاعات البرز همچون سري بين استان تهران و استانهاي شمالي كشور قرار گرفته است كه طبعاً نحوه استقرار ارتفاعات البرز بر شرايط طبيعي و اقليمي استان بسيار تاثير مي‌گذارد. ارتفاع رشته كوههاي البرز به طرف شرق افزايش مي‌يابد و در البرز مركزي به بلندترين نقطه خود يعني قله دماوند با ارتفاع 5671 متر مي‌رسد.

دشتهاي استان از هشتگرد آغاز شده و تا دشت ورامين ادامه مي‌يابد. قسمتي از اين دشت با ارتفاع 790 متر در جنوب استان پست‌ترين ارتفاع استان را در بر مي‌گيرد.
مناطق جلگه‌اي و دشت‌هاي استان تهران با شيبي ملايم از شمالشرقي به طرف جنوب غربي كشيده شده و به سبب هموار بودن اين مناطق، شرايط مناسب جهت فعاليت‌هاي كشاورزي و ساير فعاليتهاي اقتصادي - اجتماعي بوجود آمده است.
3-1-2- سيماي اقليمي
سياسي اقليمي استان به سبب استقرار آن در موقعيتهاي متفاوت جغرافيايي كه در يك طرف آن بلندترين نقطه ايران يعني دماوند با ارتفاع 5671 متر ايستاده است و در سوي ديگر آن دشتهايي با ارتفاع كمتر از 800 متر گسترده است، از عوامل و فاكتورهاي متعددي همچون ارتفاع، عرض جغرافيايي، توده‌هاي هواي مهاجر، منابع رطوبتي، پوشش گياهي، فعاليتهاي كشاورزي و توسعه صنايع تاثير مي‌پذيرد كه در مجموع، چهار فاكتور نخست را به عنوان عوامل اصلي شكل دهنده اقليم استان بر مي‌شمارند و عوامل بعدي را تحت عنوان عوامل فرعي موثر بر اقليم استان مورد ارزيابي قرار مي‌دهند.
الف- تاثير ارتفاعات بر اقليم استان

فاكتور ارتفاع به عنوان مهمترين عالم در شكل‌گيري اقليم و زير اقليم‌هاي استان تهران بر بسياري از شرايط جغرافيايي، اقليمي، زيست محيطي و عرصه‌هاي اقتصادي- اجتماعي استان تاثير مي‌گذارد و به اين سبب از اهميت بسزايي در اين ارتباط برخوردار است. استان در دامنه‌هاي جنوبي بخش مركزي سلسله جبال البرز قرار گرفته است. اين بخش از ارتفاعات البرز، مرتفع‌ترين قلل البرز را به خود اختصاص داده است كه در حقيقت بخشهاي شمالي و شمال شرقي استان تهران را تشكيل مي‌دهد.

ارتفاع كوههاي اين بخش به سمت شرق افزايش يافته و ارتفاع قله‌هاي از مرز 5000 متر گذشته و در قله دماوند به مرز ارتفاعي 5671 متر از سطح دريا مي‌رسد.
از قلل ديگر اين ارتفاعات مي‌توان از قله پالهان گردن و چيگرو نام برد. اين قلل مرتفع مانع عبور تودهاي هواي مرطوب از آن سوي البرز به طرف جنوب آن مي‌گردند. ارتفاعات كندوان و كوههاي طالقان در بخش شمالغربي استان تهران تا محل تلاقي رودخانه الموت به رودخانه طالقان كشيده شده و به مثابه ديواري عظيم دو اقليم شمال و جنوب البرز را از يكديگر متمايز نموده‌اند. در قسمت‌هاي شمالشرقي نيز اين ارتفاعات با نام رشته‌كوههاي فيروزكوه و سوادكوه تا دره رودخانه فيروز كوه كه از شعبات اصلي حبله رود است، امتداد دارد. از ارتفاعات بخش مركزي در منطقه جنوبي البرز مي‌توان از ارتفاعات لواسانات و قره داغ و دماوند نام برد ارتفاعات شميرانات با قله توچال با ارتفاع 3933 متر و كوههاي كهار نيز از جمله ارتفاعات استان در اين بخش است. در قسمتهاي جنوب و شرق تهران، كوههاي حسن‌آباد، القادر، قصر فيروزكوه و بي‌بي شهربانو استقرار دارند كه همراه با ساير ارتفاعات بر شمرده، اقليم استان تهران را تحت تاثير مداوم خود قرار مي‌دهند.

ب- تاثير منابع رطوبتي بر اقليم استان
منابع آبها نيز هب عنوان يك فاكتور مهم در شكل‌گيري اقليمي هر منطقه مورد ارزيابي قرار مي‌گيرند. منابع آب استان، تحت عناوين آبهاي سطحي، آنهاي زيرزميني و درياچه‌ها و سدها دسته‌بندي مي‌شوند.
- در بخش نخست، رودخانه‌هاي استان قرار دارند كه مهمترين آنها عبارتند از : جاجرود، حبله‌رود، رودخانه كرج، رودلار، رودشور و رودخانه طالقان كه اين منابع رطوبتي بر حسب ظرفيت و گستردگي خود در مقياس كوچك و متوسط، اقليم استان را تحت تاثير قرار مي‌دهند.

- در بخش دوم آبهاي زير زميني قرار دارند كه در اشكال چاهها قنوات و چشمه‌ها مورد بهره‌برداري قرار مي‌گيرند و به تغيير سيماي اقليمي استان كمك مي‌كند.
- سومين بخش از منابع رطوبتي استان تهران را درياچه‌ها و آب پشت سدها تشكيل مي‌دهند كه مهمترين آنها عبارتند از درياچه‌هاي تارو؟؟، درياچه سدلار، درياچه سد اميركبير و درياچه سد لتيان كه هر يك از آنها با آبياري بخش‌هاي وسيعي از زمين‌هاي اطراف خود در رويش و پوشش گياهي استان و نيز با انجام فرآيند تبخير از سطح آنها، بر اقليم استان تاثير مي‌گذارد.

ج- تاثير عرض جغرافيايي بر اقليم استان
از ديگر عوامل موثر در شكل‌گيري اقليمي يك منطقه، فاكتور عرض جغرافيايي است. در استان تهران به سبب محدوديت در گستردگي عرض جغرافيايي، تاثير آن بر اقليم اين استان در حد تاثير ساير فاكتورهاي اصلي سازنده اقليم نظير ارتفاع و يا توده‌هاي هوا و سيستم‌هاي هواشناسي نبوده ولي با اين حال سنجش پارامترهاي جوي و اقليمي متاثر از عرض جغرافيايي نظير ساعات آفتابي، تشعشع و انرژي‌هاي دريافتي از خورشيد اختلافات معيني را در سطح استان تهران نشان مي‌دهد و از طرفي هم از جهت استقرار استان تهران بين عرض‌هاي 5/36-34 درجه عرض شمالي و تاثيرپذيري استان تهران از توده‌هاي هوا و سيستم‌هاي هواشناسي متنوع مهاجر به اين استان، تاثير عرض جغرافيايي قابل ملاحظه مي‌باشد.