مقاله انتخاب روشی مناسب جهت بازسازی خلاء‌های آماری بارندگی

اختصاصی از هایدی مقاله انتخاب روشی مناسب جهت بازسازی خلاء‌های آماری بارندگی دانلود با لینک مستقیم و پر سرعت .

این محصول در قالب ورد و قابل ویرایش در 65 صفحه می باشد.

فهرست مطالب

۱-۱- مقدمه و هدف ۶
۱-۲- فرایند بارش و ویژگی‌های آن ۶
۱-۲-۱- بارش ۶
۱-۲-۲- فرایند بارش ۷
۱-۲-۳- انواع بارندگی ۹
الف- بارندگیهای همرفتی ۹
ب- بارندگیهای کوهستانی ۱۰
ج- بارندگیهای جبهه‌ای ۱۱
د- بارندگی سیکلونی ۱۱
۱-۲-۴- قوانین حاکم بر بارندگی ۱۱
الف- قانون ارتفاع ۱۱
ب- قانون تنهایی ۱۲
ج- قانون کوه‌پناهی ۱۲
د- قانون جهت دامنه ۱۲
هـ – قانون دوری از دریا ۱۳
۱-۲-۵- پراکنش بارندگی در ایران ۱۳
۱-۲-۶- تغییرات بارندگی ۱۴
الف- تغییرات مکانی بارندگی ۱۴
تغییرات مکانی بارندگی با توجه به عرض جغرافیایی ۱۴
تغییرات مکانی بارندگی در مقیاس منطقه‌ای ۱۵
ب) تغییرات زمانی بارندگی ۱۶
۱-۲-۷- شبکه بارانسنجی و تعداد ایستگاههای مناسب در یک منطقه ۱۷
۱-۲-۸- تجزیه و تحلیل بارندگی منطقه ای ۲۰
۲-۱- مرور منابع ۲۲
۳-۱- محدوده مطالعاتی ۲۹
۳-۱-۱- جغرافیای طبیعی منطقه ۲۹
۳-۱-۲- رژیم بارندگی منطقه ۲۹
۳-۱-۳- تغییرات بارش با ارتفاع ۳۰
۳-۲- شبکه ایستگاهها ۳۲
۳-۲-۱- شبکه ایستگاههای موجود ۳۳
۳-۲-۲- شبکه ایستگاههای استنادی ۳۳
-۲-۳- هم تقویم سازی آمار ۳۴
۳-۳- روش‌های آماری مورد استفاده برای بازسازی خلاء‌های آماری ۳۵
۳-۳-۱- روش رگرسیون ۳۵
۳-۳-۱-۱- رابطه خطی با یک متغییر مستقل ۳۶
۳-۳-۱-۲- رابطه خطی با چند متغییر مستقل ۴۰
۳-۳-۱-۲-۱- مدل خطی عمومی بر حسب نمادهای ماتریسی ۴۱
۳-۳-۲- روش نسبت نرمال ۴۳
۳-۳-۳- روش عکس فاصله ۴۳
۳-۳-۴- روش‌های زمین آماری ۴۴
۳-۳-۴-۱- تعریف زمین آمار ۴۵
۳-۳-۴-۲- روش‌های تخمین ۴۵
۳-۳-۴-۲-۱- روش میانگین متحرک وزنی ۴۶
۳-۳-۴-۲-۲- روش کریجینگ ۴۷
۴-۱- کلیات ۵۳
۴-۱-۱- ماتریس فاصله ایستگاهها ۵۳
۴-۱-۲- ماتریس ضرائب همبستگی بارندگی ۵۵
۴-۱-۳- انتخاب ایستگاه شاهد برای بازسازی ۵۵
۴-۲- بازسازی ها ۵۵
۴-۲-۱- بازسازی با استفاده از اطلاعات موجود ۵۵
۴-۲-۱-۱- بازسازی به روش رگرسیون خطی با یک متغییر مستقل ۵۶
۴-۲-۱-۲- بازسازی به روش رگرسیون خطی با چند متغییر مستقل ۵۷
۴-۲-۱-۳- روش نسبت نرمال ۵۷
۴-۲-۱-۴- روش عکس مجذور فاصله ۵۷
۴-۲-۱-۵- روش‌های زمین آماری ۵۸
۴-۲-۲- بازسازی داده‌ها در دوره‌های منحصراً خشک ۵۸
۴-۲-۲-۱- ایجاد خلاء‌های مصنوعی ۵۸
۴-۲-۲-۲- روشهای بازسازی مورد استفاده در دوره‌های منحصراً خشک ۵۹
۴-۲-۳- بازسازی داده‌ها در دوره‌های منحصراً تر ۵۹
۵-۱- سنجه ارزیابی ۶۰
۵-۲- نتایج حاصل از ارزیابی روشهای بازسازی با سنجه RMSE 61
5-3- نتایج حاصل از ارزیابی روشهای بازسازی با سنجه ضریب همبستگی ۶۱
۵-۴- ارزیابی نتایج حاصل از حذف دوره‌های منحصراً خشک ۶۱
۵-۵- ارزیابی نتایج حاصل از حذف دوره‌های منحصراً تر ۶۲

1-1- مقدمه و هدف

اولین قدم در بررسیهای علمی- مهندسی  مربوط به محیط نظیر پروژه های آبی،تحقیقات منطقه ای هواشناسی کشاورزی و نظایر آن ،  مطالعات هواشناسی است، به طوریکه مطالعات سایر بخشها، مانند هیدرولوژی، سیلخیزی، فرسایش و رسوب ، و پهنه بندی های آگروکلیمایی وغیره 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 موجب  بر آورد دقیقتر پارامترهای هدف و تقلیل هزینه های اجرایی طرحها می گردد.

از آنجا که آمار هواشناسی و به ویژه بارندگی در ایران با خلاء‌های گسترده ناشی از عدم دیده‌بانی یا مشکوک بودن ارقام 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 حتی الامکان نزدیک باشد.

۱-۲- فرایند بارش و ویژگی‌های آن

۱-۲-۱- بارش

بارش شامل کلیه نزولات جوی مانند باران، برف و تگرگ می‌باشد که در اقلیم های مختلف باران و یا برف قسمت عمده از آن را تشکیل می‌دهد. بارش یکی از ورودی های اصلی 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 است و حتی گاهی در یک بارندگی کوتاه مدت بیش از ۵۰% بارندگی سالانه بوقوع می‌پیوندد.

۱-۲-۲- فرایند بارش

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 یا در اثر کاهش دمای هوا حاصل می‌شود 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 عبارت از تبخیر، تراکم و بارندگی هستند. تفاوت تبخیر و تراکم امری واضح و روشن است ولی تفاوت تراکم و بارندگی توضیح بیشتری نیاز 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[۱] که هسته تراکم[۲] 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 ^۳-۱۰ تا ۱۰ میکرون تغییر می‌کند که این ذرات به عنوان هواویز[۳] شناخته می‌شوند. برای مقایسه باید متذکر شد که اندازه یک اتم حدود ^۴-۱۰ 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، این عمل تا آنجا ادامه می یابدکه 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. گاهی 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 ۵/۰ سانتیمتر بر ثانیه کافی است تا یک قطر ۱۰۰ میکرونی را حرکت دهد. (محمدپور، ۱۳۷۳)

چرخه تراکم، ریزش، تبخیر و صعود به طور متوسط حدود ۱۰ بار قبل از اینکه قطره به اندازه بحرانی حدود ۱/۰ میلیمتر برسد اتفاق می‌افتد.

۱-۲-۳- 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[۴]

در اتمسفر آرام هوای اشباع و غیر اشباع مجاور سطح زمین بر اثر تشعشعات خورشید بویژه به روش غیر مستقیم گرم و در نتیجه منبسط شده و به طور عمودی جابجا می‌شود. در حین صعود بسته به وضعیت رطوبتی طبق گرادیان آدیاباتیک خشک (یعنی ۱۰ درجه سانتیگراد به ازاء هر کیلومتر) و یا آدیاباتیک اشباع (یعنی ۴ تا ۸ 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 جابجایی 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[۵]

زمانیکه بادهای مرطوب در حال وزش از اقیانوسها به طرف خشکیها به یک مانع کوهستانی برخورد کرده،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 اغتشاشات سیکلونی می‌باشد. 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 با بارندگی کمتر در پشتکوه می‌گردد.