hydrology

پال دکتس هذوذ اس صافیتی شذ تسظ

1

Hydrologyهایدرولوژی

به (Logy)به معنی آب و لوژي (Hydro)هایدرولوژی از دو کلمه یونانی ترکیب شده است : هایدرو

معنی مطالعه میباشد . پس هایدرولوژی عبارت از علم مطالعه آب میباشد . در حال حاضر این کلمه را

به معنی خصوصی تر آن باید دانست .

آمدن ، توزیع و حرکت آب در زمین به شمول اتموسفیر و تحت زمین بحث می علم که درمورد بوجود

یاد می نماید . هایدرولوژینماید بنام

( را بشمول از ابحار، بحیره ها ، جهیل ها ، دریا ها ، جبه زارها (Hydrosphereعلم که هایدروسفیر

مچنان خواص آن پروسه ها و رونتي ، برف ، یخچال ها ، رطوبت اتموسفیر ، هگاکی و خ، آبهای

و محیط اجسام زنده (Lithosphere)، لیتوسفیر (Atmosphere)حادثات در ارتباط با اتموسفیر

گي می نمایند تحت مطالعه خویش قرار میدهد عبارت از علم هایدرولوژی میباشد . که درآن زنده

( Iceو جامد )یخ ( Liquid)ع ، در سطح زمین به شکل مای Vaporآب در اتموسفیربه شکل بخار

وجود دارد . (Ground water)و تحت زمین به شکل آب تحت االرضی

(Hydrometry)هایدرولوژی ارتباط نزدیک با هایدرومتری ارتباط هایدرولوژی با علوم دیگر :

.که علم درمورد طروق اندازه گیری پارامترهای آب که رژیم جریان را مشخص میسازد دارد

در ستیشن های هایدرومتری سرعت ،نوسات سطح آب ، حرارت آب و هوا ، امواج سطح آب وغیره

نظارت میگردد . نتائیج امور هایدرومتری دارای ارزش بسزای علمی برای طرح ریزی ساختمانهای

هایدروتخنیکي میباشد .

د اتموسفیر و پروسه که علم درمور ( Meteorology)هایدرولوژی ارتباط نزدیک به میترولوجی

ح آب ارزیابی می گردد طهائیکه در آن میگذرد در قدم اول به آن قسمت که در آن دوران رطوبت از س

دارد .تحت تأثیر فعالیت آب در پروسه تشکل سطح زمین ارتباط هایدروسفیر به لیتوسفیر از همه واضح

تر اظهار می گردد .

یان آبی تأثیرات مهم دارد . به همین منظور هایدرولوژی ریلیف سطح زمین به نوبه خویش در تشکل جر

به جیومورفولوژی که عبارت از علم مطالعه کننده قانونمندی تشکل و تغیرات شکل سطح زمین میباشد

از همه زیاد مسائیل مشترک را دارا می باشد .


2

یاد می گردد . ی طبیعیآبهاآب های زمین که در ترکیب آن ماده های جامد ، مایع و گاز می باشد بنام

قسمت آعظم آن آبها اوقیانوس ها را تشکیل میدهد ، و قسمت اصغری آن مربوط به قسمت خشکه زمین یا

ظم آن عطبقات کوهی میباشد . قسمت آبی خشکه در نتیجه رسوب نمودن ترسبات اتموسفیری که قسمت آ

تشکیل می گردد . آب یکه به اشکال در صورت تبخیر از سطح اوقیانوس ها و بحیره ها به وجود میاید

یاد می گردد . آبهای سطحیمختلف درسطح زمین وجود دارد بنام

که آب سطح زمین را تحت مطالعه خویش قرار میدهد بنام هایدرولوژی خشکه یاد می بخش هایدرولوژی

میدهد بنام که آب های اوقیانوس ها و بحیره ها را تحت مطالعه خویش قرار گردد . بخش هایدرولوژی

اوقیانوس شناسی یا هایدرولوژی اوقیانوس یاد میشود .

یدروجیالوژی یاد میگردد . در ترکیب ابنام ه (Ground water)هایدرولوژی آبهای تحت االرضی

هایدرولوژی آن بخش هایدروجیالوژی که ارتباط آب های سطحی و تحت االرضی ، تغذیه دریاها توسط

ره را مطالعه می نماید نیز شامل می گردد .هایدرولوژی علمیست که به آب های تحت االرضی و غی

علوم دیگر انجینری رابطه ناگسستنی داشته و مکمل علوم دیگر میباشد ، از انجمله میتوان گفت که

ه از قوانین حرکت آب بحث می نماید و ک ( Hydraulics)هایدرولوژی به علم هایدرولیک

ب های تحت االرضی را تحت مطالعه خویش قرار میدهد رابطه مستقیم جیالوژی که حرکت آوهایدر

دارد . عالوه براین علم هایدرولوژی ارتباط مستقیم به توپوگرافی ، شهر سازی ، خاکشناسی ،

سپورت ، سرک سازی ، آبیاری و زراعت را دارا میباشد .نترا

برقرار نمودن ارتباط بین پدیده های موضوعات اساسی هایدرولوژی مانند سایر علوم عبارت اند از

میباشد که این علم آنها را مطالعه می کنند .هایدرولوژی بصورت عموم مطالعه دریاها را در بر می

گیرد . یعنی موضوع اساسی آن عبارت است از برقرار نمودن رابطه بین رژیم جریان دریا ها و

ثیر وارد میکند . تأعواملیکه باالی این رژیم ها

ر هایدرولوژی خشکه مفهوم یا موضوع اساسی عبارت از ملکیت های )تأسیسات ( آبی میباشد . د

تأسیسات آبی به نوبه خویش به ذخایر آب )جهیل ها ، غدیرها( و جریان آبی تقسیم می گردد . مسیرها

نماید آبی که درآن آب به سمت )جهت( میالن تحت تأثیر قوه جاذبه یرقسمت عمیق شده زمین حرکت می

یاد میشود . مجرأهای آب به مجرأهای ثابت و موقتی تقسیم ( Channel or waterway)بنام مجرأ

میگردد . ذخایر آبی نیز به نوبه خویش به ذخایر طبیعی و مصنوعی تقسیم می گردد .

دانستن اساسات هایدرولوژی در همه ساحات ملکیت های آبی اهمیت داشته خصوصا در ساحات ذیل

عمده را بازی می نمایند : رول


3

دریافت قدرت تولیدی استیشن برقی آبی : طرح ریزی ( Water Power)در ساحه انرژی آبی -۱

ر جریان نظر به وقت یمربوط به ارقام هایدرولوژی است ، که ارقام ذکرشده نشان دهنده تغی

رژیم یخ و غیره میباشد .

: جهت آبیاری نمودن زمین های زراعتی ( Land Reclamanition)اصالحات کشاورزی - 2

منبع دیگری اخذ میگردد دانست که این موضوع باز هم از الزم است تا مقدار آبی راکه از دریا و یا

نیز (Land drainage)مربوط به ارقام هایدرولوژیکی میگردد.همچنان جهت خشک ساختن زمین ها

ی تحت االرضی بوده ضرورت میباشد . به ارقام هایدرولوژیکی که نشان دهنده سطح آبها

: آبرسانی مناطق مسکونی و صنعتی و همچنان حفاظت شهر ها از ( Water supply)آبرسانی - 3

ثیرات ناگوار آب مربوط به دانستن ارقام هایدرولوژیکی و رژیم جریان دریایی و آب های تحت أت

االرضی با کیفیت و مقدار آن ها میباشد.

: موضوع ترانسپورت آبی به اساس مطالعه ( Water transportation)آبی ترانسپورت - 4

رژیم دریا ها و بحیره ها صورت میگیرد که در اینجا نوسان سطح آب ، سرعت جریان ،اعماق مختلفه ،

شرایط یخ ،امواج و غیره را باید دانست که همه این مسا یل را به کمک هایدرولوژی و علوم مربوط به

ان حل نمود .آن میتو

: جهت پرورش و شکار ماهی مطالعه ( Fish culture and wild life) پرورش ماهیان – 5

رژیم مخازن آب و ذخیره آبی نیز بیدون هایدرولوژی نا ممکن میباشد .

در صورت اعمار کاسه ذخیره و یا دیگر ساختمانهای هایدروتخنیکی دانستن هایدرولوژی اهمیت به

میباشد ، زیرا که تعین اندازه های اساسی بند ،کاسه های ذخیره وایه های بند آبریز و خصوص را دارا

پل با دانستن رژیم دریا و دیگر منابع آبی رابطه مستقیم دارد .

Hydrologic Cycleدوران آب در طبعیت

تبخیر تبادله دایمی رطوبت بین هایدروسفیر ، اتموسفیر، و سطح زمین که مرکب از پروسه ها

(Evaporation ) انتقال بحارات آبی به اتموسفیر ، متراکم شدن آن در اتموسفیر ،

(Condensation) اتموسفیری ، رسوب نمودن ترسبات(Precipitation ) سطحی ، جریان


4

(Runoff) ، ذخیره(Deposition) انفلتریشن ،(Infiltration) ، تصفیه

(Sublimation ) ، تعرق(Transpiration ) ذوب شدن ،(Melting) ، تحت جریان آبهای

گی بنام دوران آب در طبعیت یاد میگردد . بارنده (Groundwater flow ) االرضی

ب دایمی و آ)ترسبات اتموسفیری ( قسما" دوباره تبخیر می گردد ، و قسما" از آن جریان ها و ذخایر

تشکیل می نماید . یک قسمت از ترسبات مذکور در زمین جذب شده و ذخایر آبهای تحت موقتی را

االرضی را تغذیه می نمایند .

جریان آب و ذخایر آبی در حدود یک ساحه بنام شبکه هایدروگرافیکی یاد میشود . مجموع

جه حرارت آب گردیده تابش مستقیم آفتاب به سطح باالیی ابحار و غیره آبهای سطحی باعث بلند رفتن در

ودر نتیجه آب به اتموسفیر تبخیر و صعود مینماید . بخارات آبی در اتموسفیر میکانیزم های مختلف سرد

به زمین (Atmospheric Precipitation)و متراکم گردیده و دوباره به شکل ترسبات اتموسفیری

زمین برسد دوباره تبخیر مینما ید. مقدار فرود میاید. که یک قسمت از ترسبات متذکره قبال ازینکه به

دیگری از این ترسبات باالی برگ ها، شاخه هاو ساقه درختان ، نباتات ، تعمیرات و غیره سطوح غیر

باریده ، که قسمت زیاد آن دوباره به اتموسفیر تبخیر میگردد.( Impermeable Layer)قابل نفوذ

مانع برخورد ننماید در روی زمین قسمی جریان ورقه هرگاه آبهای جمع شده در روی زمین به کدام

در روی زمین ایجاد شده جریان نامبرده بعدا از طریق راها یکه قبال میگردند. (Sheet flow)جاری

که در سطح زمین ، جوی ها و دریاها جریان پیدا است خود را به جوی ها دریا ها میرساند . آبهای

) و عملیه جریان آنها را بنام جریان سطحی(Surface runoff ) سطحی مینماید و بنام آبهای جاری

Surface flow) یاد مینماید. آن قسمت از آبهای سطحی که به سطح زمین ، جوی ها وسایر ذخایر

آبهای سطحی در تما س میباشد، سطح زمین را از طریق منفذ های موجود بین دانه های خاک قطع کرده

و عملیه آن بنام ( Infiltrated water) مینماید آب ذکر شده را بنام آب منفذی وذو به داخل زمین نف

یاد میگردد. آب در داخل زمین تاوقتی به حرکت خویش ادامه میدهد (Infiltration) عملیه نفوذ آب

و که به مانع مانند طبقات غیر قابل نفوذ زمین مقابل گردند . در چنین حالت حرکت آن ها بطی شده

را در داخل خأل های خاک به وجود ( Ground Water Resource)ذخایر ابهای تحت االرضی

میاورد. نظر به شرایط جیولوژیکی یک مقدار آبهای تحت االرضی از طریق چشمه ها ،جبه زار ها و

مین بیرون شده و شکل آب جاری سطحی را به خود میگرند. آبهای جاری زی ازیغیره به شکل طبع

که به هوا تبخیر نگردیده و به داخل زمین نیز نفوذ نموده نتواند از طریق دریاها خود را با ابحار سطحی

طی مینماید . میرساند و همین سایکل یا دوره را تکرارا

و انجام ندارد . اما از اینکه آب آبحار و اوقیانوس ها در حدود زدوران آب در طبیعت نقطه آغا

مینمایند. زه اند ، معموال آب دوره را از تبخیر آب آبحار آغاروی زمین را پوشانید%75


5

در اشکال ذیل شیماهای دوران آب در طبیعت نشان داده شده است.

.شیمأ دوران اب در طبعیت1شکل.


6

ذخایر آبی جهان

26.10.510از جمله مساحت مجموع کره زمین km 26.10.3,361نی ابحار جها km ( را تشکیل 71یا )%

می دهد . قسمت از سطح خشکه زمین جریان دریایی آن به آبحار می رسد بنام ساحه جریان خارجی یاد

%( . قسمت از سطح خشکه که جریان دریایی آن به آبحار نه می رسد بنام ساحه جریان 78میگردد )

36.10.1386وعی آب زمین مساوی است به %( . ذخایر مجم22داخلی یاد میگردد ) km از این جمله .

36.10.35حجم آبهای شیرین مساوس است به km ازینکه نقش آب شرین در حیات 2،5 کیعنی نزدی . %

ر و فعالیت روزمره انسانی خیلی زیاد میباشد . نظر به استفاده زیاد از آبهای دریایی باعث میگردد که د

پروسه دوران آب زود تر سهم میگردد . در جدول ذیل ذخایر مجموعی آبهای کره زمین نشان داده شده

است .

Table 8b-1: Inventory of water at the Earth's surface.

Reservoir Volume (cubic km x

1,000,000)

Percent of

Total

Oceans 1370 97.25

Ice Caps and

Glaciers 29 2.05

Groundwater 9.5 0.68

Lakes 0.125 0.01

Soil Moisture 0.065 0.005

Atmosphere 0.013 0.001

Streams and

Rivers 0.0017 0.0001

Biosphere 0.0006 0.00004


7

Water Balancesتعادل آبی ) بیالنس آبی (

ظش دس تا آب (هصشف) سفت آهذ سثت شذ اباتخ لتی ط دس هطالؼ تذت سادیک برای

کشی آت تؼادل هؼادل کیا هظس ت. گشددیه ادی یآت تؼادل تام سا ا آى شیرخا شاتیتغ داشت

نیوایه شیتذش سا يیصه خشک سطخ تذش اص آب سفت آهذ تؼادل ظیششا گشدد ةیتشت يیصه

:در رابطه های فوق

sP- مقدار ترسبات متوسط ساالنه باالی سطح خشکه زمین ؛

oP - مقدار ترسبات متوسط ساالنه باالی سطح اوقیانوس ها و بحیره ها ؛

sE - مقدار تبخیر متوسط ساالنه از سطح خشکه زمین ؛

oE - النه از سطح اوقیانوس ها و بحیره ها ؛مقدار تبخیر متوسط سا

R - طح خشکه زمین به بحر می ریزد.سجریان سطحی )دریا( میباشد که از

بعد از جمع نمودن مساوات فوق حاصل می گردد

ار یعنی مقدار آبیکه از سطح خشکه زمین و از سطح اوقیانوس جهانی تبخیر میشود مساوی است به مقد

ترسبات اتموسفیری که باالی سطوح فوق ترسب مینماید.

افاده ریاضیکی که تعادل آبی را ارایه مینماید بنام معادله بیالنس آبی یاد میگردد. که آنرا میتوانیم برای

ذخیره آب ( و غیره حوزه ، حوزه دریایی قسمت از یک مساحت ، منطقه تاسیسات مشخص آبی )جهیل،

ر، قاره، کره زمین ترتیب نمود. معادله آبی قانون تحفظ ماده را افاده مینماید. هایدرولوژیکی کشو

معادله تعادل آبی براعظم برای مرحله طویل المدت به شکل ذیل تحریر میگردد.

در رابطه فوق :

aP - رسوب می نماید ؛ ترسبات اتموسفیری که از انتقال رطوبت که از ابحار و ساحه مشخص

EP- ترسبات اتموسفیری که در نتیجه تبخیر موضعی تشکیل می گردد ؛

;

;

0 o

ss

ERP

ERP

sOs EEPP 0

EURPPP kEa


8

kP- ( رطوبت ؛ نتکاثف )متراکم بود

R - جریان دریایی )جریان سطحی( ؛

U - آبهای تحت االرضی ؛

E - . تبخیر مجموعی

در محاسبات عملی اجزأ ترکیبی معادل تعادل آبی این معادله را به شکل ساده استعمال می نماید که دارای

شکل ذیل میباشد

مجموع ترسبات اتموسفیری باالی قاره . - Pدرینجا

Precipitationبارنده گی

که از تتمام اشکال رطوبه گی از نقطه نظر هایدرولوجیستان یک کلمه عام بوده که در ان بارند

اتموسفیر به روی زمین می رسد شامل میباشد .

پروسه تشکیل بارنده گی در فضا الی رسیدن به زمین موضوع دلچسپ برای میترولوجیست ها میباشد ،

هم هایدرولوجی به شمار می رود . الکن زمانکه رطوبت به زمین میرسد منحیث عنصر م

Types and Formation ofانواع و تشکیل بارنده گی

Precipitation

برای وقوع و تشکیل بارنده گی موجودیت رطوبت به تنهائی کافی نبوده ، بلکه موجودیت رطوبت در

بت وجود دارد ، هوا منحیث عامل مهم و ضروری تشکیل بارنده گی میباشد . در فضأ برای همیش رطو

مگر هروقت بارندگی صورت نمی گیرد . بدین معنی که عوامل دیگر مانند متراکم شدن

(Condensation) و غیره باشد . برای بوجود آمدن ) تشکیل ( بارنده گی باید میکانیزم وجود داشته

راکم شدن بخار به به وسیله آن هوا دریک قسمت فضأ به حد کافی سرد شود تا حالت تجمع و متباشد که

وجود آید .

گردد ت میباشد که باالی آن ذرات بخارات جذب برای متراکم شدن و تجمع بخارات آبی به هسته ضرور

. خوشبختانه در فضأ چنین هسته ها به حد کافی وجود دارد .هوا به افزایش ارتفاع سرد میگردد . برای

.EURP


9

ند چبرای صعود وسرد شدن هوا رت میباشد .ورقابل مالحظه نسبتا" سرد شدن زیاد هوا ض بارنده گی

طریقه وجود دارد . انواع ذیل بارنده گی وجود دارد .

Cyclonic Precipitation بارنده گی سایکلونی -1

ه فشار پائین تشکیل می گردد . هبارنده گی سایکلونی که در نتیجه صعود هوا و داخل شدن آن به جب

زیات به وقوع میپوندد . بارنده گی سایکلونکی به هاها و صحرأشت داین نوع بارنده گی اکثرا" در

نوبه خویش به انواع ذیل تقسیم میگردد .

؛ Frontal Precipitationجبهه ای -1

. Non – Frontal Precipitationغیر جبهه ای – 2

جدا میسازد . جبهه عبارت از سیستیم ها نازک و کم عرض میباشد که دو کتله همجوار هوا را از هم

یا به عبارت دیگر ساحه سرحدی بین دو کتله مجاور هوا که دارای مشخصات مختلف باشد بطور

مثال درجه حرارت و رطوبت .

اگر کتله یک هوا باالی کتله هوا دیگر قرار گیرد . بارنده گی که درین -بارنده گی جبهه ای

ود . صورت بوجود می آید بنام بارنده گی جبهه ای یاد میش

اگر در ساحه فشار پائین بوجود آید ، هوا محیط این ساحه افقی حرکت می نماید ، که در نتیجه

صعود هوا فشار ساحه پائین میگردد . بارنده گی که از اثر این عامل بوجود می آید بنام بارنده گی

یاد میشود . Non – Frontal Cyclonic Precipitationغیر جبهه ای

.2شکل .


10

. Convective Precipitation. بارنده گی کانویکتوی 2

به طور طبعیی صعود هوا گرم و سرد و داخل شدن آن دریک ساحه سرد –بارنده گی کاویکتوی

باعث تشکیل بارنده گی میگردد که بنام کانویکتوی یاد میشود . یا به عبارت دیگر از اثر حرکت

محیط خویش بوجود می آید . این نوع بارنده گی شکل محلی دارد ، صعودی هوا گرم نسبت به هوا

و شدت آن کم میباشد . الکن بعضی اوقات میتواند شدید نیز باشد . این نوع بارنده گی امکان دارد

که شدت آن زیاد با مداومت کمتر باشد .

. Or graphic Precipitation. بارنده گی اروگرافیک 3

بارنده گی میباشد . بارنده گی ذکر شده در نتیجه صعود هوا میخواهد از موانع انواع مهم یکی از

توپوگرافیکی مانند کوه ها بگذرد )عبور نماید ( ، الکن نمی تواند پیش حرکت نماید ، بلند میشود

متراکم شده بارنده گی را بوجود می آورد .

به طرل آن میباشد .بارنده گی به جهت شمال و کم ترین آن ع بخش اعظم این نو

. بارنده گی اروگرافیکی3شکل.

. Forms of Precipitationاشکال بارنده گی

طوریکه قبال" اشاره گردید بارنده گی بطور عموم انتقال رطوبت از اتموسفیر به زمین میباشد .

البلد به وجود می درینجا تماس به آن بخش از بارنده گی گرفته میشود که در قسمت وسطی عرض

آید . اشکال بارنده گی عبارت اند از :


11

incdنوعی از بارنده گی میباشد که قطرقطرات آن - (Drizzle)دریزل -1 02,0 . میباشد

inchمعموال" ضخامت قشر بارنده گی )شدت آن ( در یک ساحه 04,0 . میباشد

incdران نسبت دریزل بزرگتر میباشد که قطر آن قطرات با - (Rain)باران -2 25,002,0

incdمیرسد . اگر قطر باران از 25,0 باشد . در مسیر راه به زمین پارچه میشود . بدین

incdترتیب قطر اعظمی قطرات باران 25,0max . قبول گریده است

طرات دریزل و باران به اجسام که قد که در نتیجه یکجا شدن پوشش یخ میباش - (glaze)گلیز -3

در روی زمین بوجود می آید .

قطرات یخ شده باران میباشد که در مسیر راه به زمین از هوا میگذرد که - (Sleet)سلیـت -4

درجه حرارت آن از درجه تشکل یخ پائین باشد بوجود می آید .

که مستفیما" بخارات آبی به یخ تبدیل شده باشد کرستال ها یخ میباشد - ( Snow)برف -5

(Sublimation ) .

. برف4شکل .

6- Snow – falk – . از یکجا شدن کرستال های یخ بوجود می آید

Snow – falk .5شکل.


12

incdعبارت از بارنده گی میباشد که در آن با قطر بزرگتر از - (Hail)ژاله -7 2,0 یخ در

سطح زمین ترسوب می نماید .

(Hail)ژاله .6شکل.

Measurement of Rainfallاندازه نمودن بارنده گی

طرق و وسایل مختلف ایجاد گردیده است ، که با به گذشت زمان برای اندازه گیری مقدار بارنده گی

یزی ساختمانهای هایدروتخنیکی استفاده از آن درمورد بارنده گی معلومات مختلف النوع جهت طرح ر

راحاصل نمود . وسایل ک به استفاده از آن بارنده گی اندازه گیری میگردد دارای اهمیت زیاد میباشد .

. Rain – gaugesوسایل اندازه گیری

از هرظرف که دارای دیوار های عمودی باشد میتوان استفاده نمود . بارنده گیجهت اندازه گیری مقدار

وجودیت باد و دیگر عوامل استفاده از هرنوع ظرف جهت اندازه نمودن باران و مقایسه آن را الکن م

مشکل می سازد .

( ستندرد استفاده گیجبرای حل این مشکالت باید بخاطر اندازه نمودن مقدار بارنده گی از یک وسیله )

گردد .

ریان اندازه گیری مقدار بارنده گی در نصب و استفاده از آن باید شرایط مشابه مراعات گردد . در ج

همیشه تفاوت بین بارنده گی حقیقی و اندازه شده وجود دارد . معموال" قشر بارنده گی اندازه گیری شده

از اصل مقدار بارنده گی کمتر نشان میدهد ویا بر عکس . این تفاوت مربوط عوامل زیاد میباشد ، که

موجودیت باد نسانی میباشد . بطور مثال در زمان بارنده گی عمده ترین آن عبارت از عوامل طبیعی و ا

میتواند باعث بوجود آمدن تفاوت بیشتر بین بارنده گی واقعی و اندازه شده را نشان دهد . یا در زمان

ت و یا یاداشت نمودن ارقام صورت بگیرد .ئال امکان اشتباه در قرؤاندازه گیری از طرف شخص مس


13

ن اشتبهات باید به ارقام ثبت شده روی کاغذ قضاوت نه نماید که به ارقام واقعی بخاطر جلوگیری از ای

ت شده در دیگر ستیشن ها میترولوژی ارتباط داده شود .ئقت ندارد . باید آنرا با ارقام قرابمطا

های اندازه گیری مربوط یک سلسله عوامل می باشد . این عوامل عبارت اند از گیجدر یک ساحه تعداد

گی در ساحه میباشد . هفزیکی ساحه ، مساحت ، نوعیت بارنده گی و اهمیت بارند –الت جغرافیه وی ح

درین صورت به یکتعداد معین اگر دریک ساحه بزرگ و هموار تنها ارقام متوسط ساالنه مطلوب باشد .

در یک ساحه استیشن ها دریک ساحه ضرورت میباشد که آنها را در محالت مناسب نصب نماید . و اگر

. در یک ساحه غرض تثبیت نمودن تعداد ها را باید زیاد ساخت گیجضرورت باشد ، در انصورت تعداد

ها بتوانم بارنده گی گیجها و موقیعت آن باید خصوصیات فزیکی ساحه در نظر گرفته شود . تا از گیج

بتواند . باید خاطر نشان ساخت که را حاصل نمایم که بتواند در آن ساحه بارنده گی واقعی مطابقت کرده

ها یک عامل مهم میباشد که باید آن را در نظر گرفت . گیجحفظ و مراقبت

بدین تریب درنصب نمودن وسایل اندازه گیری یک تعداد محدودیت ها وجود دارد که آنرا باید در نظر

باشد . بطور مثال در گرفت . تعداد گیج های در یک ساحه مربوط به مقدار و شدت بارنده کی نمی

بارنده گی بیشتر باشد باید تعداد آن نسبت به ساحات که در آن بارنده گی کم باشد زیاد باشد ویا ساعات که

بر عکس . بلکه تعداد آن متناسب به مساحات باشد که بتواند معلومات د قیق را در مورد بارنده گی ارایه

جدول ذیل نظر به مساحت قبول می نماید .ها ( را از گیجنماید . تعداد ستیشن ها )

ها اندازه گیری نظر به مساحت گیج. تعداد 1جدول

Number of rain – gauge station Area in squire kilometer

1 0-80

2 80-160

3 160-330

4 330 -500

5 500

6 800-1200


14

Equipment for Measurementوسایل اندازه گیری بارنده گی

of Rainfall

طوریکه میدانیم منبع اساسی آبهای که در اصالحات کشاورزی ، تولید انرژی برق و غیر مورد استفاده

بارنده گی میباشد . ازینرو برای کسانیکه ساختمانهای هایدروتخنیکی را دیزاین و اعمار می دقرار میگیر

ی مقدار و و همچنان در مورد عواملیکه باال نماید . داشتن معلومات درمورد مقدار ، مشخصات ، توزیع

سایر خصوصیات آن تأثیر دارد امر ضروری میباشد .

هموار روی زمین ترسوب می نماید به سانتی متر ارایه گردیده و حمقدار بارنده گی که باالی سطو

ده گی اندازه میشود . وسایل که توسط آن مقدار بارن (Rain – gauge)توسط وسایل اندازه گیری

اندازه گیری میگردد قرار ذیل میباشد .

عبارت از : ( Non – automatic Rain – gauge)وسایل اندازه گیری غیر اتومات -1

اتومات فعالیت ندارد . شخص مسؤل باید روزانه از آن نظارت استیشن های میباشد که بطور

نموده و مقدار بارنده گی را اندازه و راجستر نماید .

: عبارت از ستیشن های میباشد ( Automatic Rain – gauge)ازه گیری اتومات وسایل اند -2

های اتومات به نوبه گیجکه مقدار بارنده گی را به شکل خود کار ثبت و راجستر می نماید .

خویش به انواع ذیل تقسیم میگردد :

1- Weighing bucket Rain – gauge ;

2- Tipping bucket Rain – gauge ;

3- Flout type Rain – gauge.

: عبارت از گیج معمولی میباشد که Symen’s Rain – gaugeهای غیر اتومات نوع گیج -1

( 7از طرف ادارات هواشناسی کشورهای مختلف جهان مورد استفاده قرار میگیرد در شکل )

ذیل نشان داده شده است .

گرفت :باید نکات ذیل را در نظر گیجدر انتخاب ساحه برای نصب نمودن

نصب میگردد باید باز باشد ؛ گیجساحه که در آن -

( Object)باید حداقل دو چند ارتفاع مانع ( Object)و نزدیک ترین مانع گیجین یفاصله -

( فاصله داشته باشد ؛m30 )باشد . در دیگر حالت باید از مانع حد اقل سی متر


15

، قلعه تپه در صورت که ساحه هموار دریافت شده بتواند را در هیچ صورت باالی نشیب گیج -

نصب گردد ؛

نباشد در آنصورت در محل باید گیجدر تپه زمانیکه امکانات دریافت نمودن ساحه هموار برای -

نصب گردد که از تأثیرات باد محفوظ باشد ؛

چهار طرف آن کتاره گرفته شود تا از صدمه حیونات ، انسانها محفوظ باشد . -

غیر اتومات اندازه گیری بارنده گی گیج. 7شکل

.Weighing bucket Rain – gaugeگیج اتومات نوع -2

یکی از گیج های معمولی خود کار )اتومات ( که در مدت زمان کوتاه مقدار بارنده گی را معلوم می

ده است .( نشان داد ه ش8میباشد که در شکل ) Weighing bucketنماید عبارت از

Weighing bucket Rain – gaugeگیج اتومات نوع .8شکل.


16

.Tipping bucket Rain – gaugeاتومات نوع گیج -3

های معمولی خود کار )اتومات ( که در مدت زمان کوتاه مقدار بارنده گی را معلوم می گیجیکی از

ذکر شده نسبت گیجان داد ه شده است . ( نش9میباشد که در شکل ) Tipping bucket نماید عبارت از

.خود کار قبلی دارای مزای خاص و سهولت ها میباشد گیجبه

Tipping bucket Rain – gaugeگیج اتومات نوع .9شکل.

. Flout type Rain – gaugeاتومات نوع گیج – 4

اه مقدار بارنده گی را معلوم می های معمولی خود کار )اتومات ( که در مدت زمان کوت گیجیکی از

ذکر شده نسبت به گیج( نشان داد ه شده است . 11میباشد که در شکل ) Flout typeنماید عبارت از

خود کار قبلی دارای مزای خاص و سهولت ها میباشد . گیج

: های خود ار )اتومات ( گیجمزایا

ازینرو ضرورت به نظارت کننده نمی چون که مقدار بارنده گی به شکل اتومات ثبت میگردد ، -1

باشد ؛

های غیر اتومات درینجا معلومات درمورد شدت بارنده گی در هرلحظه موجود گیجبرخالف -2

میباشد ؛

چون ضرورت به نظارت )مراقبت ( نداری ، فلهاذا میتوان در یک ساحه دور تر نصب نمود ؛ -3

جلوگیری از اشتباه انسان . -4


17

Flout type Rain – gaugeیج اتومات نوع گ .11شکل.

: های اتومات عبارت اند گیجنواقص

های غیر اتومات قیمت میباشد ؛ گیجبه مقایسه -1

ماشین خود کار . قنواقص در سیستم بر -2

: منبع اشتباهات در اندازه گیری

؛ گیجت مقیاس ئاشتباه در قرا -1

که در نتیجه اشتباه جا می گیردیری بیگه انداز (Strick)یک مقدار آب امکان دارد توسط تیر -2

% باال می رود ؛ 1

از بارنده گی به خاطر مرطوب شدن به مصرف میرسد ، که mm5,2قیف و سطوح آن در حدود -3

. mm25در سال

؛در کلیکتور باعث تغیر مساحت آبگیری میگردد Deants))موجودیت برآمدگی ها -4

یک مقدار بانده گی پاشان شده در کلیکتور ضایع میگردد ؛ -5

غلطی در اندازه گیری از اثرباد ؛ -6

% کمتر 1،5% باشد در نتیجه 11باعث جمع آوری کم آب میگردد . اگر میل گیجمایل بودن -7

آی ضایع میگردد .


18

بارنده گی متوسط در یک ساحه

نده گی متوسط میباشد . اندازه متوسط بارنده گی در یک ساحه جهت تحقیقات و مطالعه ضرورت به بار

ممکن درمورد یک بارنده گی خاص باشد و یا درمورد مجموع بارنده گی که در جریان یک ماه ، فصل

و یا سال باریده باشد به هرشکل که باشد جهت محاسبه بارندگی متوسط طرق مختلف وجود دارد .

Arithmetic average methodطریقه اوسط حسابی -1

یکی از سهل ترین طرق بارنده گی متوسط میباشد . این طریقه برای مناطق هموار قناعت بخش میباشد

به شرط اینکه در ساحه مراکز اندازه گیری به طور منظم تعین گردیده باشد و بارنده گی اندازه شده درین

مراکز زیاد با هم تفاوت نداشته باشد .

ین رفته میتواند که در انتخاب مرکز اندازه گیری تأثیرات توپوگرافی در نظر نی از بااین محدودیت ها زم

گرفته شده باشد . درین صورت مقدار بارنده گی متوسط را با استفاد از فورمول ذیل دریافت میگردد

21; PP - مقدار بارنده گی ثبت شده در مراکز مختلف ؛

n - . تعداد مجموعی مرکز اندازه گییری

Thiessen Polygon methodتاسین هطریق -2

این روش نسبت به طریقه اولی دارای محدودیت ها میباشد . درین طریقه برای هرمرکز اندازه گیری

ساحه مؤثریت آن مشخص میگردد . اندازه بارنده گی متوسط درین طریقه به ترتیب ذیل محاسبه میگردد

:

در روی نقشه ساحه مراکز اندازه گیری مشخص میگردد ؛ -1

مراکز اندازه گیری را باهم دیگر توسط خطوط مستقیم با هم وشل می نماید ؛ -2

در محیط مرکز اندازه گیری ساحه چند ضلعی حاصل .ناصف عمود باالی هر خط رسم میگردد -3

گیری را نشان میدهد ؛ میگردد . این شکل حاصل شده سرحدات ساحه مربوطه مرکز اندازه

مساحت ساحه را دریافت میدارد . (Plan meter)با استفاده از پالنومتر -4

محاسبه به ترتیب جدول به استفاده از فورمول ذیل اجرأ میگردد

.....321

n

PPPP

n

PP nn

av


19

Thiessen Polygon methodطریقه تاسین .محاسبه بارنده گی متوسط به 11شکل.

Isohyetal Methodمساوی . طریقه خطوط بارنده گی 3

این طریقه نسبت به طریقه خطوط بارنده گی مساوی بنام ایزوهات یاد میشود. – (Isohyet)ایزوهات

و مقدار بارنده گی را روی نقشه نشانی می .قبلی دقیق تر میباشد . درین طریقه مراکز اندازه گیری

بارنده . درنتیجه ساحه مطلوب دربین دوخط نماید . نظربه آن خطوط بارنده گی مساوی ترسیم میگردد

بارنده گی این دو خط عبارت از بارنده گی برای ساحه ذکر شده میباشد . قیمت گی مساوی قرار میگردد .

برتری این طریق درین است که مشخصات توپوگرافی ساحه در نظر گرفته میشود . با استفاده از

فورمول ذیل بارنده گی متوسط محاسبه میشود

Isohyetal Methodطریقه خطوط بارنده گی مساوی .محاسبه بارنده گی متوسط 12شکل.

.....

....

21

2211

n

nnav

AAA

APAPAP

A

APP


20

مثال عملی :

. Snowبرف

برف با دیگر انواع بارنده گی تفاوت دارد . تفاوت آن عبارت اند از قبل از اینکه برف به تدریجی ذوب

اید و با آبهای دریا یکجا گردد . برف یک ، و آب حاصله از ذوب شدن برف روی زمین جریان نمگردد

مدت باالی روی زمین باقی می ماند . برف به طور مکمل به آب جاری تبدیل نمی گردد . یک مقدار آن

تر به فضا تبخیر گردیده ، و یک مقدار دیگر آن در زمین جذب میگردد و ذخایر آبهای تحت ابه شکل متو

االرضی را تقویه می نماید .

مودن ضخامت قشر )عمق( برف وظیفه معمولی و عادی کارمندان میترولوجی و هوا شناسی اندازه ن

میباشد . در مناطق که مقدار برف زیاد نمی باشد اندازه ضخامت برف توسط خط کش عادی یا میتر

اندازه میگردد . مگر در مناطق که مقدار برف زیاد باشد . بخاطر اندازه نمودن آن در محالت مناسب

ن های ثابت و درجه دار نصب می گردد . برای هایدرولوجیستان نسبت عمق برف اندازه آب معادل ستو

اندازه آب معادل برف مربوط به عمق و کثافت برف میباشد . بوجود می آید اهمیت بیشتر دارد .ن آکه از

ر شده کثافت برف عبارت از نسبت آب حاصل شده از حجم معین برف بر حجم برف که از آن آب ذک

حاصل گردیده . مقدار آب حاصل شده از برف مرطوب و متراکم نسبت به آب حاصل شده از برف

خشک و تازه بیشتر میباشد .

Evaporation and Transpirationتبخیر و تعرق

Evaporationتبخیر

های آب و در قشر نازک ایکه سطح آب با هوا غیر مشبوع اتمسفیری در تماس میباشد تبادله مالیکول

هوا بین قشر مشترک آنها بطور دوامدار درجریان میباشد .

عملیه تبدیلی آب از حالت مایع به بخار است قبل ازینکه به نقطه جوش خود برسد . عملیه جدا تبخیر

یاد تبخیرشدن مالیکول های آب از سطح آب که عموما" در آثر تابش شعاع آفتاب صورت می گیرد بنام

عبارت دیگر عملیه تبدیلی آب از حالت مایع از سطح آزاد آب یا خاک به بخار آب تبخیر میشود . یا به

نامیده شده است ، که با بلند رفتن درجه هوا تسریع یافته و به پائین آمدن درجه حرارت بطی می گردد .

.2

21

A

PPA

Pav


21

سیال تعادل انتشار مالیکول های آب در هوا و از هوا در آب تا زمانی ادامه می یابد که بین این دو

مالیکولی قرار گردد . به عبارت دیگر هوا از بخارات آبی و آب از گازات ایکه در هوا موجود بوده و

در آب انتشار یافته بتواند مشبوع شده باشند .

ه آید که تحت آن تبادل یبوجود م Gradientدر حقیقت از اثر عدم تعادل مالیکولی بین آب و هوا

و از هوا به آب صورت می پذیرد.مالیکول های آب و هوا

تبخیر مفدار اعظمی آب که از سطح آبحار ، جهیل ها و سایر آبهای سطحی تبخیر می گردد بنام

میشود . مقدار آب را که هوا بتواند در خود جا دهد از یاد Potential Evaporationپوتینسیالی

ار آبیکه بصورت واقعی از سطح آبهای موجود و مقدار تبخیر پوتینسیالی تجاوز نمی نماید . بر عکس مقد

یا سطوح مرطوب زمین به هوا تبخیر می نماید کمتر از تبخیر پوتینسیالی میباشد مقدار کل که از زمین

وده اند .میاد ن Actual Evaporationتبخیر حقیقی به اتمسفیر تبخیر می نماید بنام

Factors Effecting Evaporation Lossesعوامل تبخییر

مقدار تبخیر از سطوح آب مربوط عوامل میباشد ، که بخشی از این عوامل باعث افزایش مقدار تبخیر

گردیده و یا برعکس باعث کاهش آن میگردد . عوامل ذکر شده عبارت اند از :

موجودیت منبع انرژی میباشد تا آبهای سطحی را گرم ساخته بتواند .. 1

یر مشبوع درتماس آبهای سطحی .. موجودیت هوای غ 2

. باد و سرعت باد . 3

. پوشش نباتی سطح زمین . 4

. فشار بخار آب . 5

. کیفت آب . 6

. فشار هوا . 7

. رطوبت . 8

. عمق آب . 9

. مساحت سطح آزاد آب . 11

Vapour Pressure آبفشار بخار

فشار بخار اشباع نظر به درجه سب به تفاوت مقدار تبخیر متنا (John Dalton)بر اساس قانون دالتن

است بنأ براین aeبا فشار بخار واقعی در هوا weحرارت آب


22


E- مقدار تبخیرdaymm ؛

C - ؛که مربوط به فشار هوا و سرعت باد می باشد ضریب ثابت

we - فشار بخار اشباع در درجه حرارت آب Hgmm ؛

ae - فشار بخار واقعی در درجه حرارت هوا Hgmm .

awازینرو تا زمانیکه ee باشد تبخیر صورت میگردد و وقتی کهaw ee گردد تبخیر توقف می گردد

.

Temperatureحرارت

مقدار تبخیر با افزایش حرارت آب و در نتیجه افزایش نوسان مالیکول های آب بیشتر می شود . البته

تبخیر نگردد . و لذأ تأثیر افزایش یکسان حرارت آب و هوای اطراف ممکن است باعث افزایش شدت

ثر است .ؤحرارت در درجه حرارت آب بر شدت تبخیر م

Wind and Wind Velocityباد و سرعت باد

با وجود اینکه باد عامل بوجود آمدن تبخیر نمی باشد ، الکن باعث افزایش تبخیر می گردد . باد سبب

ه پوتینسیال تبخیری هوا جابجا شده را افزایش جابجای سازی هوای مشبوع باالی آب گردیده و در نتیج

می دهد . با افزایش سرعت باد جابجا سازی هوای مشبوع باالی آب سریعتر انجام شده و درنتیجه

سرعت تبخیر افزایش می یابد .

Atmospheric Pressureفشار هوا

ر تبخیر نسبت به شرایط مشابه یری کاهش یافته و ازینرو مقدابا افزایش ارتفاع از سطح بحر فشار اتمسف

افزایش می یابد .

Quality of Water کیفت آب

به .به هراندازه که مواد محلول در آب از قبیل انواع امالح )نمک ها ( و کاتیون ها آنیون ها بیشتر باشد

آب نسبت به ا براساس قانون دالتن تبخیر از سطح چنین ذل .همان اندازه فشار بخار آب آن کاهش می آید

.aw eeCE


23

می گردد . به طور مثال در شرایط یکسان مقدار تبخیر از آبهای شور دریاها و ابحار در کمترآب خالص

% نسبت به تبخیر از سطح آبهای شرین کمتر میباشد .3-2حدود

Depth of water in the water bodyآب عمق

ای با عمق کم دارد . یک مخزن عمیق آب های با عمق بیشتر قابلیت ذخیره نمودن حرارت نسبت به آبه

آب ممکن است انرژی آفتابی را که در فصل تابستان گرفته و در خورد ذخیره کرده در زمستان آزاد

ا در زمستان نیز تبخیر نسبتا" باالیی نسبت به مخزن با عمق کم داشته باشد .ذنموده و ل

Area of the water surfaceمساحت سطح آزاد آب

احت ستبخیر از سطح آب مستقیما" متناسب به مساحت سطح آزاد آب میباشد .به هرمقدار که م مقدار از

میباشد . زیاددازه مقدار تبخیرنسطح آزاد بیشتر باشد به همان ا

Humidity رطوبت

به هر اندازه که رطوبت نسبتی هوا بیشتر باشد به همان اندازه تبخیر کم میباشد . بخاطر یکه در جریان

روسه تبخیر بخارات آبی از محل حرکت می کند که رطوبت بیشتر باشد به طرف ساحه که رطوبت پ

کمتر دارد ، که مقدار این حرکت به اساس گرادینت رطوبت در هوا موجود صورت میگردد .

Measurement ofاندازه گیری مستقیم مقدار تبخیر

Evaporation

بند های دز طرح های هایدرولوژیکی و سیستم های هایدرولیکی مانناز آنجا که مقدار تبخیر در بسیاری ا

ذخیره وی و سیستم های آبیاری تأثیر زیادی دارد ، لذا اندازه گیری مستقیم آن می تواند به عنوان

به هرحال اندازه گیری بخیر در منطقه تحت مطالعه مورد استفاده قرار می گیرد .تشاخصی از مقدار

مخازن بزرگ مانند بند ها به ساده گی امکان پذیر نبوده و یا تقریبی همرا است . اندازه مستقیم تبخیر از

توسط طرق ذیل صورت میگیرد :تبخیر مقدار گیری مستقیم

؛ Pan measurement method. توسط تشتک )تشت ( 1

؛ Using Empirical Formulae . با استفاده فورمول های تجربوی 2

؛ Storage equation methodمعادله ذخیره وی . با استفاده 3


24

. Energy budget methodه تحفظ انرژی ق. با استفاده طری 4

Pan measurement methodاندازه گیری مقدار تبخیر توسط تشت

. استفاده میشود از تشت های با ابعاد ستندرد که از آب به عمق و سطح معین پرمیگردد طریقه درین

ردد گمیاندازه قشر تبخیر درواحد وقت از واحد مساحت آب تبخیر شده از تشت ازجنس ضخامتمقدار

محاسبه میشود . مقدار آب تبخیرشده را در ضریب تشت ضرب نموده و مقدار حقیقی تبخیر محاسبه

میگرد .ضریب ذکر شده را بخاطر در نظر میگیرد که قیمت تبخیر از تشت کوچک و مساحت سطح آزاد

درهیچ حالت با هم مساوی نمی باشد .آب

یری توسط انجینران غرض اندازه گیری مستقیم مقدار تبخیر از سطح گاشکال مختلف تشت های اندازه

آزاد آب دیزاین گردیده است که مشهور ترین انها عبارت اند از :

1- U.S. Weather Bureau Class A Pan ;

2- Colorado Sunken Pan;

3- U.S. Geological Survey Floating Pan ;

4- I.S.I. Standard Pan .

1 .U.S. Weather Bureau Class A Pan

مشهور ترین نوع تشتک که با استفاده از آن میتوان مقدار تبخیر را به طور مستقیم اندازه گیری نمود

ذیل نشان ( 13)میباشد که در شکل U.S. Weather Bureau Class A Panعبارت از تشت

mmdقطرداخلی آن ده است . داده ش in 1210 و ارتفاع آنmmh 255 میباشد . سعی گردد که عمق

mmhwآب در تشت در حدود 200180 نگهداشته شود . تشت اندازه گیری از ورقه فوالدی ضد

از سطح زمین گذاشته cm15ه ارتفاع زنگ تهیه گردیده است . تشت اندازه گیری باالی پایه های چوبی ب

شده است. تا از یک طرف از تبادله حرارتی با زمین در امان باشد و از طرف دیگر دوران هوا در زیر

آن برقرار گردد .مقدار تبخیر در زمان مشخص مساوی به کاهش عمق آب در تشت درجریان مدت زمان

نظارت میباشد .

تذکر داده شد اندازه تبخیر از تشت مدل مناسبی برای اندازه تبخیر از مخازن بزرگ طوریکه قبال"

نیست. باید نظر به دالیل ذیل برای استفاده جهت مخازن بزرگ آنرا اصالح نمود یعنی ضریب تشت را

8,06,0درینصورت (Pan Coefficient)درنظر گرفت . قیمت عددی ضریب تشت pC د.میباش


25

. ظرفیت ذخیره وی حرارتی تشت با مخزن بزرگ آب یکسان نبوده و همچنین تأثیر انتقال حرارت 1

بین جدار و کف تشت در اندازه تبخیر زیاد است ، در حالیکه در مخازن بزرگ این تأثیر کمتر میباشد .

تبخیر نسبت به . ارتفاع تشت تا سطح آب از تأثیر باد برروی تبخیر می کاهد و باعث کاهش سرعت 2

مقیاس های بزرگ می گردد .

. تابش آفتاب موجب گرم شدن دیوار و کف تشت شده و باعث افزایش مقدار تبخیر نسبت به مخازن 3

بزرگ می گردد .

U.S. Weather Bureau Class A Pan. تشت نوع 13.شکل

Colorado Sunken Pan. تشت نوع 2

cmAبوده )شکل این تشت مربع ای 90*90 حدود ( و عمق آن درcmd 9030 میباشد . جدار آن

نشان داده شده است سطح آب باید از سطح زمین ( 14)میباشد . طوریکه در شکل cm10از سطح زمین

86,075,0پائین تر قرار دارد . ضریب تشت cm5,2به pC "78,0تغیر می نماید . معموالpC

قبول می گردد .

U.S. Geological Survey Floating Pan. تشت نوع 3

cmh( و ارتفاع آن cm90*90تشت اندازه گیری ذکر شده مربع ای بوده ) 45 میباشد در حجم بزرگ

41*41که در مرکز تخت چوبی drumالی آب با گذاشته شده است در حالت شنا میباشد . سطح آب

بلند میباشد . cm5,7در تشت به سطح در اطراف آن مطابقت دارد . جدار جانبی از سطح آب به اندازه

دیده است .قبول گری 8,0pCبطور عموم ضریب تشت


26

Colorado Sunken Pan. تشت نوع 14.شکل

I.S.I. Standard Panتشت نوع .4

مشخص گردیده است که در IS-5973-1970توسط ( Pan evaporation)این تشت تبخیر سنج

میباشد . 8,0pCذیل اجزای ترکیبی و ابعاد آن نشان داده شده است .ضریب تشت ذکر شده (15)شکل

% کم نشان میدهد .14مقدار تبخیر را U.S. Weather Bureau Class A Panبه مقایسه به

I.S.I. Standard Panتشت نوع .15شکل.

قابل یاداوری می باشد که عالوه بر تشت های فوق الذکر مقدار تبخیر از سطح آب را توسط حوضهای

و متر مربع با عمق دو متر میباشد و در ساحل موقعیت دارد اندازه می نماید . که دارای مساحت چند کیل


27

قثمت عددی تبخیر از سطح آب در مدت معین نظر به فورمول ذیل محاسبه می نماید و به ملی متر اندازه

میگردد


P - قشر بارنده گی به ملی متر ؛

1h 2وh - ؛ارتفاع سطح آب در شروع و انجام نظارت

k - . ضریب تصحیحی است که از طریق تجربه بدست می آید

. حوض اندازه گیری تبخیر16.شکل

فاده از رابطه ذیل میتوان مقدار آب تبخیر شده از یک سطح مورد نظر در فی واحد زمان را با است

دریافت نمود

k- ضریب تناسب ؛

A - مساحت سطح تبخیری ؛

E - ارتجاعیت بخارات که توسط هوا مشبوع شده باشد که توسط در صورت حرارت ساحه تبخیری

اندازه گیری می شود ؛ Paپاسکال

e - ارتجاعیت آن بخارات میباشد که به شکل واقعی در هوا موجود میباشد که توسط پاسکالPa اندازه

گیری می شود ؛

H - . فشار هوا میباشد . واحد اندازه گیری آن پاسکال است

mmkhhPEw ;21

kAH

eEq


28

های تجربوی برای تخمین مقدار تبخیرفورمول

فورمول تجربوی زیاد برای محاسبه مقدار تبخیر از سطح آزاد آب ارائه شده است ، که اکثر ان با اساس

قانون دالتن استوار میباشد


E - تبخیر از سطح آزاد آبyearmm ؛

ae - فشار بخار واقعی در درجه حرارت هوا Hgmm؛

we - فشار بخار اشباع درجه حرارت آب Hgmm ؛

uf - تابع سرعت باد ؛

k - . ضریب ثابت میباشد

گردیده است فورمول های مایرقانون دالتن که به شکل معادله فوق تحریر به استفاده از

(Mayer’s formula) و روهور(Rohwer’s formula) . حاصل گردیده است

فورمول مایر

است از سطح زمین به شکل ذیل ارائه نموده m9مایر فورمول خود را بر اساس سرعت باد در ارتفاع

9V - ( متری 9سرعت متوسط ماهوار باد در ارتفاع )horkm ؛

mk - 36,0ضریب ثابت است که برای آبهای عمیق درحدودmk 5,0و برای آبهای کم عمقmk

میباشد .

هور فورمول رو

کرده و رابطه روهور عالوه بر ضریب اصالحی جهت سرعت باد از فکتور دیگر جهت فشار استفاده

خودرا به شکل ذیل ارائه نموده است

;aw eeukfE

;16

1 9

VeekE awm

;0733,044,0000732,0465,1771,0 6,0 awa eeVPE


29


aP - فشار متوسط هوا Hgmm؛

6,0V - سرعت باد در ارتفاعm6,0 از سطح آزاد آبhorkm ؛

ae - فشار بخار واقعی در درجه حرارت هوا Hgmm؛

we - فشار بخار اشباع درجه حرارت آب Hgmm ؛

Storage)ده معادله متمادیت مقدار تبخیربا استفامحاسبه

equation or water – budget method for

estimating evaporation losses)

روش سومی که با استفاده از آن محاسبه مقدار تبخیر از مخازن ، دریا و غیره صورت می گیرد معادله

متمادیت میباشد که بطور ذیل تحریر میگردد


P - بارنده گی مجموعی باالی سطح آب ؛

inQ - جریان سطحی دخولی ؛مقدارمجموع

uQ0 - جریان سطحی خروجی ؛مقدارمجموع

uQ جریان تحت االرضی که امکان دارد مثبت و یا منفی باشد ؛مقدارمجموع

0Q - در مخازن ممکن مثبت ویا منفی باشد ؛ مقدار جریان تغیرات

E- . تبخیر از سطح آب

.قابل یاد اوری میباشد که تمامی فکتور ها داری عین واحد اندازه گیری است

Transpirationتعرق

سفیر که از طریق سطح برگها ، ساقه ها و تنه گیاه به اتم )نبات(تعرق عبارتست از انتقال آب توسط

نبات صورت می گیرد .آب از طریق ریشه نبات به ساقه و برگها منتقل و در اثر حرارت از این سطوح

تبخیر می گردد . عوامل مؤثر در تعرق عبارت اند از : فشار بخار هوا ، حرارت ، باد ، شدت تشعشع

;0QQEQQP ouuin


30

تفاوت اصلی بین تبخیر ازسطوح آزاد با تعرق برگهای آن . آفتاب و خصوصیات نبات ، سیستم ریشه و

فتاب وجود دارد اتفاق می افتد و مقدار آن بستگی به آعرق درساعاتی که نور تدر این است که اصوال"

دوره رشد و نمو نبات میباشد . در حالی که تبخیر یک عملیه پیوست در طول شبانه روز بوده و شدت آن

شتر است . فقط در طول روز بی

Evapotranspirationتبخیر و تعرق

مجموع اندازه تبخیر و اندازه تعرق را تبخیر و تعرق می گویند . تبخیر و تعرق مجموعا" از سطوح

نباتات ، زمین های مرطوب و سطوح آزاد صورت میگیرد که درعمل در مقیاسهای بزرگ منطقه ای

جوی اندازه تبخیر و تعرق بستگی به وجود آب شرایط دیگر محاسبه میگردند . دریک یکباره با یک

دارد . آگر آب کافی جهت مرطوب نگهداشتن و به ویژه نیاز نبات وجود داشته باشد ، تبخیر و تعرق به

معروف است . (PET)و تعرق پوتنسیل مقدار حداکثر ممکن خود رسیده که بنام تبخییر

موجود در مارمشخصات اقلیمی دارد . در مقابل با توجه به آ تا" رابطه بهدتبخیر و تعرق پوتینسیل عم

محل ، رطوبت خاک و ضرورت نبات ، تبخیر و تعرق که در عمل صورت میگیرد بنام تبخیر و تعرق

. که همواره کمتر و در صورت وجود آب به اندازه کافی با تبخیر و (AET) پوتینسیلی یاد میشودواقعی

با اندازه گیری مشخص میگردد ، در حالی (AET)ست . تبخیر و تعرق واقعی پوتینسیلی مساوی ا تعرق

از معادالت تجربوی استفاده به عمل می آید . (PET)که عموما" برای تعین تبخیر و تعرق پوتینسیلی

Measurement ofاندازه گیری تبخیر و تعرق

Evapotranspiration

و ( Lysimeter)واقعی دو روش استفاده از الیسیمتردر عمل برای اندازه گیری تبخیر و تعرق

معمول است . الیسیمتر مخزن ساده ای ( Field plots)اندازه گییری در قطعات کوچک صحرایی

است که در آن شرایط کشت گیاه و آبیاری آن مهیا شده و مقدار آب اضافی به صورت زهکشی جمع

روزانه ، هفته ای یا ماهانه مجموع آبی که جهت آبیاری یا آوری میگردد . بنا براین در یک دوره معین

مقدار تبخیر و تعرق .ده شطریق بارنده گی وارد الیسمیتر شده معلوم و با کسر اندازه آب زهکشی

واقعی به دست می آید . استفاده از الیسیمتر جهت اندازه گیری تبخییر و تعرق نیاز به صرف وقت زیاد

. و هزینه باالیی دارد

صحرایی ، در یک قطعه زمین کوچک کلیه اجزأ قطعات کوچک تبخیر و تعرق در در روش اندازه

ب مانند آب ورودی جهت آبیاری ، بارنده گی ، جریان سطحی ، تغییر ذخیره رطوبتی خاک و آ سبیالن


31

به سیالنضایعات به آب زیرزمینی برای یک دوره زمانی مشخص اندازه گیری و با استفاده از معادله ب

صورت زیر ، مقدار تبخیر و تعرق واقعی در دوره زمانی مورد نظر اندازه گیری می شود :


P - 3حجم بانده گی در سطح قطعه زمینcm ؛

I - 3دخولی جهت آبیاری بحجم آcm؛

R - 3حجم جریان سطحی خروجی از قطعه زمینcm ؛

S - 3ده باشد شخاک مصرف وه شدن رطوبت حجم آبی که در عالcm ؛

GS - 3زمینی مصرف شده باشد حجم آبی که در تغذیه آب های زیرcm .

تبخیر و تعرق به ربه شکل حجمی است . با تقسیم حجم آبی که د ساز انجا که رابطه فوق معادله بیالن

مصرف رسیده بر مساحت قطعه زمین انتخابی و دوره زمانی اندازه گییری . واحد اندازه گیری شدت

میباشد . daymmتبخیر و تعرق

بطور معمول سعی می گردد که با انتخاب قطعه زمین مورد نظر با اولویت منطقه ای که آب زیر زمینی

صرف نظر تا تخمین اندازه تبخیر و تعرق واقعی ساده تر گردد برتری GSآن عمیق باشد . از پارامتر

وچک صحرایی نسبت به الیسیمتر در هزینه کمتر آن و روش اندازه گیری تبخیر و تعرق در قطعات ک

ر گیاه ، خاک و شرایط رطوبتی خاک است .ظتطبیق آن با شرایط واقعی محیط از ن

معادالت تجربوی برای تعین تبخیر و تعرق پوتینسیل

باال و نیاز به صرف مصرف از انجا که اندازه گیری تبخیر و تعرق واقعی در عمل مشکل ، دارای

معلوم شود . از طرف یلات زیادی است . لذا عمال" سعی می گردد مقدار تبخیر و تعرق پوتینسیوق

دیگر در طرح های هایدرولوژیکی و هایدرولیکی جهت تعین آب مورد ضرورت کشاورزی و آبیاری

ازاینرو پارامتر تبخیر و تعرق فرض اساسی بر تأمین آب به مقدار مورد نیاز جهت نبات است .

ینسیالی در مرحله طراحی در نظر گرفته می شود . مقدار تبخیر و تعرق پوتینسیالی نه تنها در مرحله پوت

طراحی ساختمانهای هایدرولیکی مانند آبیگرها ، کانال ها ، بند ها ، بند های ابگردان و انتقال آب باید

که در قسمت تحتانی باید ظر گرفت . بلکه در بهره برداری از این سیستم ها به خصوص بند های ندر

رت کشاورزی را تأمین می کنند باید به دقت معلوم گردد و مورد استفاده قرار گیرد .وآب مورد ضر

GSSRIPAET


32

و نیمه تجربوی زیادی ارائه شده است یبرای تخمین اندازه تبخیر و تعرق پوتینسیالی ، معادالت تجربو

کریدل –النی ، ب ( Penman’s method)که در بین انها سه روش پنمن

( Blaney – Criddle formula ) و تورنسویت(Thornthwaite formula) بیشتر مورد

استفاده قرار میگیرد .

Penman’s methodروش پنمن

تله و روش پنمن جهت تخمین مقدار تبخیر و تعرق پوتینسیالی اصوال" برمبنای ترکیب معادالت انتقال ک

بقای انرژی تهیه گردیده است و همان روشی است که برای تخمین مقدار تبخیر در بخش گذشته ارائه

گردید است . لذا معادالت که درینجا از ان استفاده به عمل می آید عبارت از همان معادالت تجربوی

اسبه میگردید حبه کمک ان مقدار تبخیر ماست که


E - تبخیر از سطح آزاد آبdaymm ؛

nQ - ب که از جنس ارتفاع معادل آب تبخیر شونده ارئیه میگردد آانرژی خالص موجود برای تبخیر

daymm ؛

aE - دینامیک معادله ایرو قسمت یا جزdaymm ؛

- 0شار بخار اشباع با حرارت فمیالن منحنیCmbar ؛

- 0ضریب سایکرومتریکCmbar؛

025CTaایکه با شرط مقدار میالن منحنی فشار بخار اشباع با حرارت باشد

به سانتی گیرد میباشد . aTکه درینجا درجه حرارت متوسط

فت می نماید اضریب سایکرومتریک را با استفاده از رابطه ذیل دری

aP - متوسط قیمت آن ربحر میباشد که بطوفشار هوا در محل ، چون فشار هوا نیز تابع ارتفاع از سطح

مطابق رابطه ذیل دریافت میگردد

;an EQE

78912,000815,0 aT

1000

66,0 aP


33

. mبه متر آب از سطح آزاد عارتفا hدر رابطه فوق

aE یل را دارا میباشد که جزء ایرو دینامیک معادله پنمن میباشد نیز بر اساس قانون دالتن که شکل ذ

محاسبه میگردد

2V - سرعت باد در ارتفاع دو متر از سطح زمینdaykm؛

برای محاسبه مقدار انرژی خالص موجود برای تبخیر میتوان از رابطه ذیل استفاده نمود

ر نیمکره شمالی به جدول .حد متوسط تشعشع آفتابی در باال اتمسفیر د

daycm

cal2

.

عرض جغرافیایی

90 80 70 60 50 40 30 20 10 0

ماه ها

September 2.6 4.0 6.8 8.5 10.5 12.2 13.5 14.4 14.9 14.9

October - 0.2 2.4 4.7 7.1 9.3 11.3 12.9 14.1 15.0

November - - 0.1 1.9 4.3 6.7 9.1 11.2 13.1 14.6

May 14.9 14.6 13.6 14.6 15.4 15.9 16.0 15.7 15.0 13.9

March - 1.8 4.3 6.8 9.1 11.0 12.7 13.9 14.8 15.2

Jun 18.1 17.8 17.0 16.5 16.7 16.7 16.5 15.8 14.8 13.4

July 16.8 16.5 15.8 15.7 16,1 16.3 16.2 15.7 14.8 13.5

January - - - 1.3 3.6 6.0 8.5 10.8 12.8 14.5

February - - 1.1 3.5 5.9 8.3 10.5 12.3 13.9 15.0

December - - - 0.9 3.0 5.5 7.9 10.3 12.4 14.3

August 11.2 10.6 11.4 12.7 13.9 14.8 15.3 15.3 15.0 14.2

April 7.9 7.8 9.1 11.1 12.7 13.9 14.8 15.2 15.2 14.7

Z - عرض جغرافیایی 00 600 Z؛

sH - تشعشعات آفتابی به صورت امواج کوتاه

daycm

cal2

؛

n تعداد ساعات آفتابی در روزhr ؛

2610*544,01152,01013 hhPa

;160

5,02625,0 2asa ee

VE

02,12,710*39,2

10*94,38,1710*26,510*14,7

229

2687,163

as

sassn

TH

HTHHQ

As HN

nCosZH

52,029,095,0


34

N - ی که از جدول اخذ میگردد حد اکثر ساعات ممکن آفتابhr ؛

AH - انرژی آفتابی در باالی اتمسفیر که از جدول اخذ میگردد

daycm

cal2

.

قابل یاداوری است که

day

mm

daycm

cal48,58

.1

2 .

جدول . حد اکثر ساعات آفتابی در نیمکره شمالی در روز hr

عرض جغرافیایی0 10 20 30 35 40 45 50

ماه ها

January 12.48 12.0 11.4 10.8 10.44 10.08 9.6 8.88

February 11.28 10,92 10.8 10.44 10.2 9.96 9.72 9.36

March 12.48 12.36 12.36 12.36 12.36 12.36 12.24 12.24

April 12.12 12.36 12.6 12.96 13.08 13.32 13.56 13.8

May 12.48 1296 13,56 14.16 14.52 14.88 15.36 15.96

Jun 12.12 12.72 13.32 14.04 14.52 15.0 15.48 16.32

July 12.48 12.96 13.68 14.4 14.76 15.24 15.72 16.44

August 12.12 12.84 13.32 13.68 13.92 14.16 14.52 15.0

September 12.48 12.24 12.24 12.36 12.36 12.48 12.48 12.72

October 12.12 12.24 12.0 11.76 11.64 11.52 11.28 11.04

November 12.48 11.76 11.16 10.68 10.32 9.96 9.48 9.12

December 12.12 11.88 11.28 10.56 10.2 9.72 9.0 8.40

اج با طول کوتاه وجدول . ضریب انعکاس از سطوح مختلف برای ام

ضریب انعکاس نوع سطح r

0.9 - 0.8 برف تازه

0.8 - 0.6 برف کهنه

0.6 – 0.4 برف درحال ذوب

0.5 – 0.4 یخ

0.15 – 0.05 آب

0.20 – 0.05 نواحی جنگلی ، پوشش نباتی سبز

0.3 – 0.15 ی و کشتزاراراضی مزروع

0.2 - 0.1 ریگ

0.25 – 0.15 علف خشک

0.45 – 0.05 اراضی بدون پوشش نبااتی

Blaney – Criddle methodکرایدل –روش بالنی

در نواحی ازین روش خصوصا" در مناطق خشکه و نیمه خشکه استفاده میگردد و برای اولین بار

این روش فرض شده که تبخیر و تعرق پوتینسیالی تابع ساعات خشک غرب امریکا توسعه یافت . در

کرایدل برای محاسبه تبخیر و –روشنایی و درجه حرارت میباشد . روابط عمومی درطریقه بالنی

به شکل ذیل میباشد Crop- growing seasonتعرق پوتینسیالی در طی دوره رشد و نمو نبات


35

PET - بخیر و تعرق پوتینسیالی در طی دوره رشد و نمو نبات تcm ؛

K - ضریب تجربوی مصرف نبات که نظر به نوع نبات از جدول اخذ میگردد ؛

hP - فیصدی ساعات روشنایی که نظر به عرض البلد از جدول اخذ میگردد ؛

aT - درجه متوسط حرارت ماهانه به سانتی گیرد ؛

F - . ضریب تبخیر و تعرق فصل روئیدن نبات

در طول ماه های رشد نبات محاسبه میشود . Fواضح است که مقدار

ای محاسبه نورم آبیاری نباتات استفاده میگردد .کرایدل بر –قابل یاد اوری میباشد که از روش بالنی

به تفکیک ماه های مختلف سال در نیمکره شمالی hPجدول . فیصدی ساعات روشنایی

عرض البلد60 50 45 40 35 30 25 20 15 10 0

ماه

January 4.47 5.98 6.41 6.76 7.05 7.30 7.53 7.74 7.94 8.13 8.5

February 5.65 6.30 6.54 6.72 6.88 7.03 7.14 7.25 7.36 7.47 7.66

March 8.08 8.24 8.29 8.33 8.35 8.38 8.39 8.81 8.23 8.45 8.49

April 9.65 9.24 9.09 8.95 8.83 8.72 8.61 8.52 8.44 8.37 8.21

May 11.72 10.68 10.33 10.02 9.76 9.53 9.33 9.15 8.98 8.81 8.50

Jun 12.39 10.91 10.46 10.08 9.77 9.49 9.23 9.00 8.80 8.60 8.22

July 12.31 10.99 10.57 10.22 9.93 9.67 9.45 9.22 9.05 8.86 8.50

August 10.70 10.00 9.75 9.54 9.37 9.22 9.09 8.96 8.83 8.71 8.49

September 8.57 8.46 8.42 8.39 8.36 8.33 8.32 8.30 8.28 8.25 8.21

October 6.98 7.51 7.60 7.75 7.87 7.99 8.09 8.18 8.26 8.34 8.50

November 4.31 6.10 6.43 6.72 6.97 7.19 7.40 7.58 7.75 7.91 8.22

December 4.22 5.65 6.12 6.52 6.86 7.15 7.42 7.66 7.88 8.10 8.50

KFPET

37,39

328,1

a

h

TPF


36

کرایدل –بالنی در فورمول Kجدول . قیمت ضریب

Kحدود تغییرات Kضریب فصلی نبات

1.3 – 0.85 1.1 برنج

0.75 – 0.5 0.65 گندم

0.8 – 0.5 0.65 ذرت

1.0 – 0.75 0.9 جغندر قند

0.9 – 0.5 0.65 پنبه

0.79 – 0.65 0.7 کچالو

1.25 – 0.95 0.85 یونچه

1.0 – 0.75 0.85 ت باوحب

0.75 – 0.6 0.65 باغات

برای تعدات ساعات روشناییی و تعداد روزهای ماه در نیمکره شمالی aLجدول.ضریب اصالحی

عرض البلد0 10 15 20 25 30 35 40 45 50

ماه

January 1.04 1.00 0.97 0.95 0.93 0.9 0.87 0.84 0.80

February 0.94 0.91 0.91 0.90 0.89 0.87 0.85 0.83 0.81

March 1.04 1.03 1.03 1.03 1.03 1.03 1.03 1.03 1.02

April 1.01 1.03 1.04 1.05 1.06 1.08 1.09 1.11 1.13

May 1.04 1.08 1.11 1.13 1.15 1.18 1.21 1.24 1.28

Jun 1.01 1.06 1.08 1.11 1.14 1.17 1.21 1.25 1.29

July 1.04 1.08 1.12 1.14 1.17 1.20 1.23 1.27 1.31

August 1.04 1.07 1.08 1.11 1.12 1.14 1.16 1.18 1.21

September 1.01 1.02 1.02 1.02 1.02 1.03 1.03 1.04 1.04

October 1.04 1.02 1.01 1.00 0.99 0.98 0.97 0.96 0.94

November 1.01 0.98 0.95 0.93 0.91 0.89 0.86 0.83 0.79

December 1.04 0.99 0.97 0.94 0.91 0.88 0.85 0.81 0.75

Thornthwait method روش تورنسویت

انه جهت تعین مقدار ابتدا برای شرق آمریکا توسعه یافت و تنها از حرارت متوسط ماهدر این روش

تفاده می نماید . رابطه تورنسویت به صورت زیر می باشد :تبخیر و تعرق پوتینسیالی اس

PET - تبخیر و تعرق پوتینسیالی ماهانهcm ؛

aL - ضریب اصالحی برای تعدات ساعات روشنایی و تعداد روزهای ماه که براساس عرض جغرافیایی

اخذ میگردد ؛ از جدول ذیل

aT - 0درجه متوسط ماهانهC ؛

tI - اندیس حرارتی ماه 12مجموع

12

im

mt iI ؛

همچنین اندیس حرارتی برا بر است به

a

t

aa

I

TLPET

106,1


37

a - ربوی است که از رابطه ذیل حاصل میگردد ثابت تج

است که بین حرارت و تشعشعات افتاب نتفاده به عمل آمده است ایسدر روش فرضیه اساسی که از ان ا

لذا فقط از حرارت جهت تعین تبخیر و تعرق پوتینسیالی خوبی برقرار است . رابطه، رطویت هوا و باد

نباتی در معادله تورنسویت تأثیر ندارد .استفاده شده است . همچنین نوع پوشش

جدول .تعین فیصدی رطوبت نسبتی بر اساس درجه حرارت خشک و تر

حرارت خشک

0C

تفاوت درجه حرارت خشک و تر 0C

0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15

-10 91 60 31 2

- 8 93 65 39 13

- 6 94 70 46 23 0

- 4 96 74 53 32 11

- 2 98 78 58 39 21 3

0 100 81 63 46 29 13

2 100 84 68 52 37 22 7

4 100 85 71 57 43 29 16

6 100 86 73 60 48 35 24 11

8 100 87 75 63 51 40 29 19 8

10 100 88 77 66 55 44 34 24 15 6

12 100 89 78 68 58 48 39 29 21 12 4

14 100 90 79 70 60 51 42 34 26 18 10 3

16 100 90 81 71 63 54 46 38 30 23 15 8

18 100 91 82 73 65 57 49 41 34 27 20 14 7

20 100 91 83 74 66 59 51 44 37 31 24 18 12 6

22 100 92 83 76 68 61 54 47 40 34 28 22 17 11 6

24 100 92 84 77 69 62 56 49 43 37 31 26 20 15 10 5

26 100 92 85 78 71 64 58 51 46 40 34 29 24 19 14 10

28 100 93 85 78 72 65 59 53 48 42 37 32 27 22 18 13

30 100 93 86 79 73 67 61 55 50 44 39 35 30 25 21 17

32 100 93 86 80 74 68 62 57 51 46 41 37 32 28 24 20

34 100 93 87 81 75 69 63 58 53 48 43 39 35 30 26 23

36 100 94 87 81 75 70 64 59 54 50 45 41 37 33 29 25

38 100 94 88 82 76 71 66 61 56 51 47 43 39 35 31 27

40 100 94 88 82 77 72 67 62 57 53 48 44 40 36 33 29

514,1

5

aT

i

4924.010*792,110*71,710*75,6 22537

ttt IIIa


38


39

جدول . تعین نقطه شبنم و رطوبت نسبی بر اساس حرارت خشک و تر

درجه خشک

0C

0Cتفاوت حرارت خشک و تر فشار بخار اشباع

mbar Hgmm 0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15

-10 2.86 2.15 -11 -16 -24

- 8 3.35 2.52 -9 -13 -20 -33

- 6 3.91 2.94 -7 -11 -16 -24

- 4 4.55 3.42 -5 -8 -12 -19 -32

- 2 5.28 3.97 -2 -5 -9 -14 -22

0 6.11 4.59 0 -3 -6 -11 -16 -27

2 7.05 5.30 2 -1 -3 -7 -12 -19 -33

4 8.13 6.11 4 2 -1 -4 -8 -13 -21 -47

6 9.35 7.03 6 4 2 -1 -5 -9 -14 -23

8 10.72 8.06 8 6 4 1 -2 -5 -9 -15 -26

10 12.27 9.23 10 8 6 4 1 -2 -5 -10 -17 -29

12 14.02 10.54 12 10 8 6 4 1 -2 -6 -11 -18 -34

14 15.98 12.02 14 12 11 9 6 4 1 -2 -6 -11 -19

16 18.17 13.66 16 14 13 11 9 7 4 1 -2 -6 -11

18 20.63 15.51 18 16 15 13 11 9 7 4 2 -2 -6 -10

20 23.37 17.57 20 19 17 15 14 12 10 7 5 2 -1 -4

22 26.43 19.87 22 21 19 17 16 14 12 10 8 5 2 -1 -5

24 29.83 22.43 24 22 21 20 18 16 15 13 11 8 6 3 -1 -5 -10

26 33.61 25.27 26 25 23 22 20 19 18 15 13 11 9 6 4 0 -4 -9

28 37.80 28.42 28 27 25 24 22 21 19 18 16 14 12 10 7 4 1 -3

30 42.43 31.90 30 29 27 26 25 23 22 20 18 17 15 13 10 8 5 2

32 47.55 35.75 32 31 29 28 27 25 24 22 21 19 17 15 13 11 9 6

34 53.20 40.00 34 32 32 30 29 28 26 25 23 21 20 17 16 14 12 10

36 59.32 44.68 36 35 34 32 31 30 28 27 25 24 22 21 19 17 15 13

38 66.26 49.82 38 37 36 34 33 32 30 29 28 26 25 23 21 20 18 16

40 73.78 55.47 40 39 38 36 35 34 34 31 30 28 25 25 24 22 20 19


40

Infiltrationانفلتریشن

بخشی از بارنده گی که به سطح زمین می رسد از طریق سطح خاک به داخل زمین نفوذ کرده که ممکن

خارج گردد ، یا با تراوش عمقی است در قشر های فوقانی زمین باقی مانده و به صورت تبخیر و تعرق

یاد میگردد . انفلتریشن مانند تبخیر و تعرق به آبهای تحت االضی یکجا شود ، این عملیه بنام انفلتریشن

انفلتریشن عمقی آب در خاک باعث تغذیه آبهای گردیده . Run offباعث )سبب ( کاهش جریان سطحی

در اکثرمواقع آب نفوذ کرده فقط تحت االرضی شده و آنرا از تأثیر تبخیر و تعرق دور می سازد .

که پس از قطع بارش به مرور در اثر تبخیر و تعرق رطوبت خاک سطحی شده اندازه صرف افزایش

کاسته میشود . در مطالعه نفود اب در خاک سه شاخص تعین کننده عملیه افزایش رطوبت خاک اندازهاز

Cumultative)، مقدار تجمعی ( Infiltration rate)و اندازه گیری عبارت اند از شدت نفوذ

infiltration ) ظرفیت نفوذ ،( infiltration Capacity ) .

د ملی متر در حعبارتست از ارتفاع آب نفوذ کرده در واحد زمان ،که عموما" از جنس وا شدت نفوذ

ساعت محاسبه می شود .

مقدار نفوذ تجمعی معادل ارتفاع مجموعی اب نفوذ کرده در طی یک دوره زمانی مشخص است و

کل زمان بارش است از جنس واحد ارتفاع ملی ده در مجموعی ، مقدار اب نفوذ کر مقدارنفوذ تجمعی

عبارتست از حد اکثر نفوذی در یک خاک مشخص در تحت شرایط ظرفیت نفوذمتر سنجیده میشود .

معین اتفاق می افتد .

عوامل مؤثر در نفود )انفلتریشن(

مشخصات بارش مقدار و شدت نفوذ آب در خاک از سطح زمین بستگی به پارامترهای مختلفی از جمله

، شرایط خاک سطحی و مشخصات خاک از اعم از مشخصات فزیکی و میخانیکی ان دارد . شدت و

سریع ظرفیت نفوذ مدت بارش در میخانیزم نفوذ مؤثر است . بارش های متداوم و سنگین ، باعث کاهش

ظرفیت نفوذ کمتر خاک شده تا به یک مقدار ثابت نفوذ برسد .در بارش های با شدت کم ، میزان کاهش

شده و باران با شدت ثابتی در مدت طوالنی تری به میزان نسبتا" ثابتی نفوذ می کند .

شرایط خاک سطحی اعم از وجود پوشش گیاهی در آن ،نوع استفاده اراضی شیب سطح زمین در میزان

اراضی مشابه نفوذ مؤثر است . بطوری که اراضی دارای پوشش گیاهی ، ظرفیت نفوذ بیشتری نسبت به


41

و بدون پوشش گیاهی دارند . به افزایش شیب زمین ، ارتفاع آب روی زمین کاسته شده و باعث نفوذ

کمتر آب به داخل خاک می شود .

و هدایت هایدرولیکی در اولیه ، تخلخل ، بافت و ساختمان خاک تشرایط و مشخصات خاک شامل رطوب

د خاک باعث افزایش شدت نفوذ شده و خاکهای با بافت میده نفوذ اولیه و شدت نفوذ مؤثرند . تخلخل زیا

هرچه اندازه رطوبت دانه )ریزدانه( ، ظرفیت نفوذ به مراتب کمتری نسبت به خاکهای درشت دانه دارند.

اولیه خاک کمتر باشد به همان نسبت شدت نفوذ اولیه بیشتر می گردد .شرایط آب در حال نفوذ نیز در

است ، بطوریکه آب گل آلوده یا به لزوجیت بیشتر ، شدت نفوذ کمتری نسبت به آب میخانیزم نفوذ مؤثر

صاف دارد .

اندازه گیری مقدار نفوذ

اذاص گیشی همذاس فر تسظ فر سج ا ت صست سادی )صذشایی( صست هی گیشد . هشج تشیي

است . فر سج ( Doubl – ring infiltrometer)ع فر سج ا اص ع فر سج تا دلم هضاػف

ساتیوتش 03 تیشی 03دلم دسی تیشی تشکیل شذ است ک لطش دلم داخلی رکششذ اص د

52ساتیوتش است . ایي دلم ا تسظ چکش ت داخل صهیي کتیذ شذ تا دذد استفاع 52استفاع اا

دسی تیي دلم ا سا آب هی سیضذ . سپس دس فاصل ساتیوتش اا دس خاک فش سد . داخل دلم

ساػت همذاس پائیي سفتگی سطخ آب استا داخلی 0دلیم تا دذد 03 03، 53، 52، 53، 2صهای

آب تیي استا داخلی خاسجی فمظ تشای کتشل دشکت ػودی آب دس استا اذاص گیشی هی گشدد .

اص گیشی تش سی آى صست وی گیشد . تا اذاص گیشی افت سطخ آب سثت داخلی است یچگ اذ

ت صهاى ، ساتط تیي شذت فر صهاى ت دست هی آیذ .


42

معادالت نفوذ

تعین اندازه نفوذ در برسی پروسه های هایدرولوژیکی به خصوص تبدیل بارش به جریان از از انجا که

لذا تاکنون بطور نظری و با در نظر گرفتن عوامل مؤثر در پدیده نفوذ اهمیت خاصی برخوردار است .

و شدت آن معادالت متعددی ارائه گردیده که هر کدام دارای مزیت ها و قابلیت های استفاده خاص خود

است . درینجا به دو معادله کاربردی در زمینه تعین مقدار و شدت نفوذ یعنی معادالت نفوذ هورتن

Horton) و فیلیف )(Philip) . میباشد

معادله هورتن

نشان می دهند . هرگاه cfهمان طور که ذکر شد ، شدت نهایی نفوذ آب در خاک را ظرفیت نفوذ گفته با

شدت بارنده گی کمتر از ظرفیت نفوذ خاک باشد ، شدت نفوذ عمال" برابر با شدت بارش بوده و

بروی زمین تشکیل نمی شود . در صورت که شدت بارنده گی (Run off)یان سطحی هیچگونه جر

به صورت ربیشتر از ظرفیت نفوذ باشد ، آنگاه بخشی از بارش در داخل خاک نفوذ کرده و بخشی دیگ

جریان سطحی بر روی سطح زمین جریان می یابد . بدیهی است ظرفیت نفوذ خاک با افزایش زمان به

به صورت توانی نسبت به زمان کاهش می یابد ، بطوری که در ابتدای بارنده گی ظرفیت وتقریبا"شدت

( می رسد .cf( و در نهایت به یک مقدار ثابت )0fآن حد اکثر )

معادله هورتن شکل ذیل را دارا می باشد

در معادله فوق :

tf - شدت نفوذ در زمانt ( از شروع بارنده گیhr

mm )

cf- ( شدت نفوذ نهاییhr

mm)

ef - ( شدت نفوذ اولیهhr

mm)

t - زمان ا( ز شروع بارندگیhr )

kt

cct effff 0


43

k - ( 1ثابت هورتون که مربوط استفاده ارضی و نوعیت خاکhr. )

بدیهی است مقدار نفوذ مجموعی از محاسبه مساحت سطح زیر منحنی شدت نفوذ به دست آمده و یا با

محاسبه می گردد نفوذانتگرال گیری از رابطه

در رابطه فوق

F - ( نفوذ مجموعیmm)

tf - شدت نفوذ در زمانt (hr

mm )

دارد . پوشش گیاهی خود مقدار شدت نفوذ نهایی عمدتا" بستگی به جنس خاک و پوشش گیاهی منطقه

باعث افزایش مقدار شدت نفوذ نهایی به دلیل متخلخل کردن بیشتر خاک توسط ریشه های ان میگردد .

( ضریب تعدیل جهت انواع پوشش گیاهی در 2برای انواع خاکها و درجدول )cf( مقادیر 1درجدول ذیل)

منطقه ارائه گردیده است .

cf. سرعت نفوذ نهایی آب در خاک 1-ول جد

نوع خاک

hr

mmf c

25 - 13 جغل غیر متراکم

7.6 – 2.5 چونه

2.5 – 0.25 گل متراکم

dtfF

t

t0


44

. ضرایب تعدیل سرعت نفوذ نهایی بر اساس نوع پوشش گیاهی 2-جدول

تعدیل ضریب تراکم پوشش گیاهی نوع پوشش گیاهی

جنگل ها

7.5 - 3 زیاد

3 - 2 متوسط

1.4 – 1.2 کم

گیاهان ردیفی )قطار(

1.5 – 1.3 زیاد

1.1- 1.3 متوسط

1.1 – 1.0 کم

گیاهان غیر ردیفی

3.0 – 2.5 زیاد

2.0 – 1.6 متوسط

1.3 – 1.1 کم

و پوشش گیاهی تخمین شود . البته در همچنین سرعت نفوذ اولیه آب در خاک نیز بایستی به توجه به نوع

( مقادیر 4صورت نیاز به دقت بلند الزم است این مقدار درمحل اندازه گیری گردد . در جدول )

( ارائه گردیده است .0fسرعت اولیه نفوذ آب در خاک )تجربوی

(0f. سرعت اولیه نفوذ آب در خاک )4-جدول

نوع خاک و پوشش گیاهی

hr

mmf0

16.2 خاک های فاقد پوشش گیاهی

117 اراضی جنگلی و علفزارها

36 خاکهای گلی بدون پوشش گیاهی

108 دارای پوشش گیاهی متراکمخاکهای جغلی

.مقادیر تجربوی پارامترهای معادله هورتون5-جدول

نوع خاک و پوشش گیاهی

hr

mmf0

hr

mmf c 1min k

1.6 220 – 6 380 خاک کشاورزی بدون پوشش گیاهی

0.8 290 – 20 900 خاک کشاورزی پوشیده از جمن

325 2 – 29 1.8 (Peat)خاک های آلوی

2.0 25 – 2 210 خاکهای گلی حاوی جغل میده دانه بدون پوشش گیاهی

1.4 30 - 10 670 اکهای گلی حاوی جغل میده دانه دارای پوشش چمنخ


45

( است که با انجام آزمایش در محل تعین می گردد . در kاز فکتور دیگر معادله هورتون ، ثابت آن )

درج صورت نیاز به یک تخمین اولیه از مقادیر پارامترهای معادله هورتون می توان از مقادیر من

( نیز استفاده نمود .5درجدول )

لیپیمعادله ف

هرگاه شدت بارش از مقدار نفوذ بیشتر باشد ، فیلیپ معادله خود را به شکل ذیل ارائه نمود :

درینجا :

pf - ( شدت نفوذhr

mm)

t- ( زمان از شروع نفوذhr )

a وb ضرایب تجربوی هستند ، که براساس اندازه گیری های محلی تعین می گردند . با انتگرال گیری

از معادله شدت نفوذ فیلیپ مقدار مجمع آب نفوذ کرده در هرزمان بدست می آید و لذا داریم

بر حسب ملی متر است .( t )مجموع ارتفاع آب نفوذ کرده تا زمان Fکه در آن

Infiltration Indicesاندیس های نفوذ

دد به جای استفاده از معادالت نفوذ رهایدرولوژیکی جهت سهولت محاسبات سعی می گدر طرح های

در واقع شاخص های نفوذ مان تغییر می کند ، از یک نفوذ ثابت در طول بارندگی استفاده گردد .که با ز

عبارتست از مقدار متوسط نفوذ در طول یک بارنده گی که متواند شدت بارنده گی نیز درطول مدت

وذ بیشتر و فبارش متغیر باشد . بدیهی است مقدار نفوذ واقعی در ابتدای بارنده گی از میزان اندیس ن

درانها بارندگی کمتر خواهد بود .

atb

f p 5.0

2

atbtdtfF

t

p 5.0

0


46

در واقع بر اساس تعریف اندیس های نفوذ ، مقدار شدت بارنده گی بیشتر از این اندیس ها به جریان

سطحی تبدیل شده و لذا به سادگی با استفاده از هیتوگراف بارنده گی و مقدار اندیس نفوذ می توان حجم

و اندیس معمول قابل استفاده در هایدرولوژی عبارتند از اندیس های جریان سطحی را به دست آورد . د

وW که تفاوت در میزانInterception ,Depression storage . است

اندیس

که باالتر از آن بطور کامل به جریان سطحی تبدیل شده و عبارتست از متوسط شدت بارشی اندیس

نمایش داده شده برابر با حجم جریان سطحی خروجی از مطقه است . در شکل ذیل مفهوم اندیس

Interception ,Depression، کلیه تلفات بارش مشتمل بر نفوذ است . بر اساس تعریف

storage . در تعین اندیس مؤثرند

بروی هیتوگراف بارش شکل . شیمأ از اندیس

از انجا که مقدار تبخیر و تعرق در طول مدت بارنده گی ناچیز می باشد ، لذا مقدار آن عموما" به عنوان

با استفاده از حجم محاسبه اندیس برای تلفات بارنده گی در طول مدت بارش مطرح نمی گردد .

جریان سطحی خروجی از منطقه و نیز هیتو گراف بارنده گی که حجم بارش را بدست می دهد ، مقدار

برابر با اختالف این حجم تلفات به کسر حجم بارش از حجم جریان سطحی حاصل می گردد . اندیس

ور از طول مدت بارنده گی مازادات مدت ظم تقسیم بر طول مدت بارنده گی مازاد می باشد . مندو حج

باشد . لذا تعین مقدار اندیس زمانی است که شدت بارنده گی بیشتر از شدت متوسط تلفات یا اندیس

صورت می گیرد . از حدس اولیه آن ابه صورت حدس و خط


47

Wاندیس

Interception ,Depressionکلیه تلفات بارنده گی اعم از نفوذ ، از آنجا که در تعریف اندیس

storage د خالت داده شده ، اندیس دیگری به نام اندیسW ن منظور از تلفات که در ا تعریف گردیده

Interception ,Depressionفقط نفوذ است و لذا به غیر از میزان جریان سطحی مقادیر

storage نیز ازمقدار بارنده گی تفریق می گردد . لذا می توان اندیسW را بدین صورت تعریف

گی در طول این مدت شدت بارنده گی نموده که عبارتست از متوسط شدت نفوذ در مدت زمان بارنده

بیشتر از ظرفیت نفوذ باشد یا :

درین رابطه :

P - ( قشربانده گی مجموعیcm)

R - ( قشر جریان سطحیcm )

lI - به شمول تلفات اولیهInterception ,Depression storage (cm)

et - آن شدت بارنده گی بزرگتر از رزمان بارنده گی مازاد که دW ( استhr)

W - شدت متوسط نفوذ یا اندیسW (hr

cm )

در شرایطی که خاک کامال" مرطوب باشد و یا ظرفیت نفوذ آب در خاک به حد اقل خود رسیده ، اندیس

W به حداقل خود می رسد . الزم به تذکر است که در طول یک بارش همواره مقدار اندیس بزرگتر

ل از بارندهگی شرایط مرطوب داشته ویا تلفات اولیه شامل باست و در حاالتی که خاک قWاز اندیس

Interception ,Depression storage . ناچیز باشد ، مقدار این دو اندیس با یکدیگر برابر است

Surface runoffجریان سطحی

سطح زمین وا اشباع نمودن اراضی و کاهش سرعت نفوذ آن در خاک به بارش بعد از رسیدن به

Depressionصورت جریان سطحی جریان یافته و پس از پرکردن اراضی ناهموار به صورت

storage اصلی ساحه به طرف میالن حرکت و توسط مجرأ های فرعی جمع آوری و نهایتا" به مجرأ

دیلی بارش به جریان سطحی ممکن است هریک از عوامل تبخیر ابریز تخلیه می گردد . در طی عملیه تب

باعث کاهش حجم جریان Infiltrationو Interception ,Depression storageو تعرق ،

تولیدی نسبت به حجم مجموعی بارش گردد . البته که در حوضه های آبریز کوچک و به ویژه در بارش

e

l

t

IRPW


48

ه های با پوشش گیاهی ضتوان صرف نظر کرد . ولی در حوهای کوتاه مدت از عوامل تبخیر و تعرق می

خاک در طی عملیه بارش عامل مهم است . همچنین در حوضه های به Interceptionزیاد عامل

های نفوذ پذیر بخش عمده از بارش به خصوص در ابتدایی بارنده گی ، به داخل خاک نفوذ کرده و در

افزایش و حتی پس از Depression storageزان صورت وجود مناطق ناهموار در حوضه ، می

قطع بارش ممکن است در داخل خاک نفوذ یا به صورت تبخیر به اتمسفیر باز گردانده شود .

بخشی از آب نفوذ کرده به ویژه درالیه های باالیی خاک تحت تأثیر شیب زمین حرکت کرده و بخش

ینی به صورت عمقی نفوذ می کند . بخشی از آب نفوذ دیگری به الیه های پائین تر یا الیه آبدار زیرزم

ثیر شیب زمین حرکت کرده و ممکن است در برخی از مجرأ ها أکرده که در الیه های سطحی تحت ت

می نامند و اغلب Subsurface flowتببدیل گردد را جریان زیر سطحی دوباره به جریان سطحی

قطع بارندهگی می شود . در حوضه های آبریز بزرگ باعث افزایش جریان در مجرأ ها مدتی پس از

ممکن است جریان زیر سطحی روزها و یا حتی هفته ها پس از قطع بارندهگی به جریان سطحی تبدیل

در مجرأها برقرار باشد . البته در برخی Base flowگردد و باعث شود همواره یک جریان اساس

ازینرو در مجموع در مجرأ اشی از ذوب برف نیز باشد . حوضه های برف گیر می تواند جریان اساس ن

هارا میتوان به دوبخش جریان سطحی و جریان اساسی تقسیم بندی نمود .

Factors Affecting Runoffعوامل جریان سطحی

در عملیه تبدیلی بارش به جریان سطحی دو گروپ عوامل ، شامل پارامترهای اقلیمی و دیگری عموامل

یکی حوزه رول عمده دارند . عوامل اقلیمی شامل نوع ، شدت و تداوم بارش و نیز توزیع فیزوگراف

تبخیر و مکانی بارنده گی ، همچنین جهت حرکت کتله ها )هسته ها( باران زا و دیگر عوامل از قبیل

تعرق و رطوبت می باشد . پارامترهای فیزوگرافیکی شامل نوع ریلیف حوزه ، نوعیت خاک ، مساحت

حوضه آبریز ،ارتفاع ، شیب ، جهت و توع شبکه زهکشی است .همه این عوامل هم در میزان حجم

به نحوی مؤثرند . به گونه مثال ، به هر (Yield)جریان سطحی و هم در مقدار پیک )اوج( آبدهی

عث افزایش و ازینرو بااندازه که مداومت بارنده گی بیشتر باشد ، ظرفیت نفوذ آب در خاک کاهش یافته

نبوده و عموما" در حوضه های بزرگ توزیع مکانی بارنده گی یکسان حجم جریان سطحی میگردد .

ه دارای بارش بیش از مقدار متوسط و بخش دیگر کمتر از اندازه بارنده گی ضممکن است بخشی از حو

شتر باریده و در متوسط باشد . اگر بارش در قسمت پائینی حوضه نسبت به نقطه خروجی آن به شدت بی

الف -1مجموع اندازه بارنده گی متوسط حوضه ، بارش بیشتری دریافت کند ، مطابق شکل


49

هایدروگراف خروجی از حوضه زود تر به مقدار پیک خود رسیده ، در حالیکه در حالت عکس ، که

یر بیشتر است . پیک اعظمی آبدهی باتأخاندازه شدت بارنده گی در قسمت های باالیی حوضه بیشتر

ب خواهد داشت .-1نسبت به حالت قبلی مطابق شکل

. هایدروگراف ناشی از بارنده گی غیر یکنواخت در سطح حوضه 1-شکل

اگر خاک حوضه به دلیل بارنده گی های قبلی دارای رطوبت زیادی باشد ، در اثر بارنده گی جدید اندازه

نوع کاربری اراضی ، لت خک خشک ایجاد خواهد شد . جریان سطحی به مراتب بیشتری نسبت به حا

ه سطح زمین نفوذ ناپذیرتر باشد ، تبدیل بارش به جریان سطحی سریعتر و اندازه بیشتری نسبت به چهر

سطوح نفوذ پذیر تر صورت می گیرد . لذا هم حجم جریان سطحی و ابدهی اعظمی آن در اراضی نفوذ

موع برای محاسبه اندازه تبدیل بارش به جریان سطحی باید کلیه نا پذیر بیشتر خواهد بود . در مج

پارامترهای فوق در نظر گرفته شود .


50

Computing Runoffمحاسبه جریان سطحی از اثر بارندگی

from the Given Rainfall

Fundamental Equation forمعادله اساسی برای محاسبه جریان سطحی

Runoff Computation

بارنده گی که عامل اساسی تشکیل به شمار پروسه تشکیل جریان را در پاراگرف قبلی تشریح گردید .

به چهار قسمت جداگانه ذیل تقسیم میگردد : می رود

1- Interception ( iP ) ;

2- Depression storage ( dS );

3- Absorbed by the soil moisture deficiency ( dM );

4- Surface Runoff (Q ).

Initial basinبه نام سازد می را مرفوع 3و 1،2ورت های شماره ربارنده گی که ض

recharge یاد و توسطL عالمه گذاری میگردد .

الذکر آب داخل خاک جذب گردیده و به حیث منشأ آبهای ورت فوقربعد از مرفوع ساختن سه ض

(مستقیم روی زمین Qن سطحی )اتحت ارالرضی به مصرف می رسد . آب اضافی به شکل جری

حرکت می نماید . درنتیجه بارش مجموعی را میتوان به شکل معادله اساسی ذیل تحریر نمود :

یا

یعنی

Runoff = Precipitation – Basin recharge - Ground water accretion

ddi MSPL

QGLP

GLPQ


51

Computingاستفاده از ضریب جریان سطحی با . محاسبه جریان سطحی 1

Runoff by Using Runoff Coefficient

حجم جریان سطحی رابطور تخمینی میتوان مستقیما" از معادله ذیل محاسبه نمود

درینجا :

Q - جریان سطحی

P - قشر بارنده گی

K - ضریب ثابت میباشد که قیمت عددی آن مربوط به نفوذ پذیری ساحه آبریز میباشد که قیمت

عددی آن از جدول ذیل نظر به ساحه تعین میگردد

Tab. Values of Runoff Coefficient ( K )

S. No.

Type of area

Value of K

Flat land 0 to 5% slope

Rolling land 5% t0 10% slope

Hilly land 10% t0

30% slope

a

Urban areas

30% area impervious (paved) 0.40 0.50 -



b Single family residence in urban

area 0.3

2

Cultivated Areas

Open Sandy Loam 0.30 0.40 0.52

Clay and Silt Loam 0.50 0.60 0.72

Tight Clay 0.60 0.70 0.82

3

Pastures



Tight Clay 0.40 0.55 0.60

4

Wooded land or Forested Area



Tight Clay 0.40 0.50 0.60

KPQ


52

Computingه جریان سطحی با استفاده از منحنی ظرفیت نفوذ . محاسب2

Runoff by Using Infiltration Capacity Curve

(ICC)ظرفیت نفوذ عبارت از منحنی نفوذ در مقابل زمان میباشد . اگر منحنی ظرفیت نفوذ منحنی

است جریان سطحی باالتر ازشدت بازنده گی قرار گیرد درنتیجه طوری که در شکل نشان داده شده

Runoff ود نداردجو .

شکل . . منحنی ظرفیت نفوذ

روش فوق را متوان به بسیار ساده گی میتوان استفاده نمود اگر اندازه بارنده گی از اندازه ظرفیت

اما بارنده گی طبیعی با شدت متغیر ، بعضی اوقات از ظرفیت نفوذ پأئین تر قرار نداشته باشد .

ی متداول بلند تر و بعضی اوقات پائین تر قرار می گیرد ، که در نتیجه باعث انحراف منحنی نفوذ

معموال" فرض میشود که ظرفیت نفوذی در هرزمان ظرفیت اندازه بارنده گی و زمان می گردد .

توسط کتله نفوذ که الی زمان مطلوب بوقوع می اید ، تعین گردد . بنا بر ین هرگاه بارنده گی از

نفوذ نماید ، اندازه تآن در یک ساع 32اندازه کمتر آغاز گردد و در اثنای ساعت اول بارنده گی

hrtظرفیت در ختم مساوی به 3

2 وده نه درتمام زمان بیک ساعتhrt 1.


53

Computing Runoff byذی . محاسبه جریان سطحی با استفاده اندیس نفو 3

Using Infiltration Indices .

منحنی ظرفیت نفوذی را نمی توان با ترسیم نتایج برای یک حوزه آبگیر غیر متجانس بزرگ تطبیق

در هرلحظه در مساحت بزرگ ظرفیت نفوذی مانند اندازه بارنده گی از یک نقطه تا یک نقطه نمود .

نیز بسیار مهم تلقی می گردد . تازمانیکه یالوه جریانات زیرزمیندیگر بسیار متغیر می باشد . برع

نورمال شامل محاسبه جریان سطحی جریان آب یک قسمت نفوذی باشد ، نمی تواند به شکل

Runoff با استفادهICC که توسط نتایج تجارب ترسیم می گردد شامل شود . معموال" برای

( Infiltration indices)استفاده از اندیس نفوذی ساحات بزرگ ابریز حجم جریان سطحی را با

محاسبه می نماید .

indexW وindexمعموال" زیاد موارد استعمال دارد .این دو اندیس از

رفیت نفوذی در اندازه متوسط نفوذی می باشد یا به عباره دیگر قیمت متوسط شده ظ indexWاندیس

تمام مرحله جریان می باشد که با استفاده از رابطه ذیل محاسبه می گردد


F - نفوذ مجموعی با شمولInitial basin recharge که بنام انفلتریشن پوتینسیالی

(Potential infiltration ) . یاد میشود

P - بارنده گی مجموعی

Q - جریان مجموعی

rt - مداومت بارش به ساعاتhr .

index را مانند مقدار متوسط ضایعات تعریف می نماید . بطور مثال حجم بارش اضافی که به حجم

تقیم مساوی می باشد . جریان سطحی مس

این اندیس را میتوان بطور غیر مستقیم نیز دریافت نمود ، مانند اندازه بارنده گی که باالتر از ان

حجم بارش مساوی است به حجم جریان سطحی .

index . )به طور عموم میتوان به شکل گرافیکی نمایش داد )شکل

.rr

indext

QP

t

FW


54

مساوی است به indexمتوان مشاهده نمود که اندیس از شکل فوق

در حالیکه

index اوindexW بطور واضح برای بارش منظم با هم مساوی می باشد که در شکل ذیل ان را

از شکل باال دیده میشود با هم مساوی برای بارش های غیزمنظم طوریکه امامیتوان مشاهده نمود ،

نیستند .

گرچه برای باران های منظم قبول شده یا برای باران های شدید این اندیس ها مساوی دریافت شده

. این مشخصات با indexWکمی بیشتر از indexاست .مگر برای باراش های با شدت مالیم و نامنظم

تغیر می نماید . initial moistureو interception ،depression storageغییر ت

این تغیرات قیمت اصلی نفوذ را نشان نمی دهد و یر می نماید .یهمچنان به تغیرات بارنده گی نیز تغ

)(.inf..

.inf....inf.

e

indextexcessallraofPeriod

excessallraofperiodduringiltrationTotal

e

indext

AAA 642

r

indext

AAAAAAAW 7654321


55

د را بیان میدارد . که بعضا" بنام نفوذ پوتینسیالی یا potential basin rechargeفقط اندازه

. potential basin rechargeو مانند infiltrationگردیده و شامل

Floods and Droughtsسیالب و خشک سالی

طح حوضه آبریز و یا در یک قسمت اعظم سر دبعضی اوقات بعد از یک بارنده گی شدید کوتاه مدت ،

و تخریبات شه باعث سیل های وحشتناک از حوضه باعث وقوع سیل می گردد ، این بارنده گی دوم همی

می شود .از بارنده گی های که باعث سیل می شود یکی هم بارنده گی ها خارج فصل می باشند )مانند

بارنده گی های تابستانی ( .

که های یخ های بزرگ و یا تدر خالل یا پس از یک بارنده گی شدید و دوامدار یا آب شده برفها و

ر جریان دریاها به سرعت افزایش یافته و یا مقدار ، آب جاری در حوزه از ظرفیت طغیان دریا ها مقدا

نگهداری آب در یک آبخیزی تجاوز می نماید ودر نتیجه آب از بستر عادی خود به صورت جریان

سطحی سریزه کرده وبه مناطق پایان آب انتقال می یابد و در زمین های هموار و مناطق اطراف را

که به این جریان عظیم سیالب گفته می شود . دربر می گیرد

علل وقوع سیالب

عوامل متعددی در بروز سیالب دخالت دارند که در زیر به مواردی آن اشاره میشود :

تجاوز به حریم و بستر مجرأها -1


56

گاهی بارنده گی های خارج فصل بارنده گی )مانند بارنده گی تابستانی ( باعث سیالب می شوند . -2

و غیره پر آب هستند و دیگر اینکه به ستان مجرأها به علت های مختلف مانند ذوب برفها در تاب

علت گرم بودن خاک و اختفای هوای گرم مرطوب درحفره های خاک ، باران شدید تابستانی که

به صورت رگبار می باشد نمی تواند در روزنه خاک نفوذ کند و ناچارا جاری می شود و سیالب

ه وجود می آورند .و طغیان را ب

نبود یا کمبود پوشش گیاهی : از بین بردن پوشش گیاهی منطقه در اثر عدم تعادل بین داشت و -3

و تخریب جنگل های که باعث کم شدن فرصت کافی برای نفوذ به اعماق خاک مراتعبرداشت

ته می شود و درنتیجه باعث از هم پاشیدن خاک به ویژه در مناطق پر شیب شده و موجب شس

ل آلود و در نهایت سیالب می گمنطقه و ایجاد جریان های سطحی شدید و شده سریع خاک های

شوند .

باال آمدن سطح آب های زیر زمینی ناشی از نفوذ مقادیر زیادی آب به طبقات آبده به ویژه به -4

طبقات آبده نسبتا کم عمق و یا به قابلیت کم .

نی ، مواد گیاهی و هوموس بیشتر باشد آب بیشتری در نوعیت خاک : به هراندازه که کود حیوا -5

ند و به هراندازه که گل بیشتر باشد ، به همان اندازه آب کمتر نفوذ میکنند . بنا بر کآن نفوذ می

این در اراضی با خاک های گلی و مرتبط و فقیر از لحاظ کود ، و پوشش گیاهی و هوموس به

گردد. قطرات باران بر اثر ضربه به خاک باعث به خصوص در مناطق شیبدار سیالب ایجاد می

آب هم فشرده شدن و چسپندگی قشرهای سطح فوقانی خاک شده و از قدرت جذب خاک و نفوذ

در عمق می کاهد و به همین علت آب بارنده گی در خاک نفوذ نکرده و جاری می شود و در

ین دانه ها را همراه خود به همین حال شدت ضربات باران باعث حرکت دانه های خاک شده و ا

حرکت در می آورد و معلق شدن این ذرات خاک باعث زیاد شدن حجم آب جاری شده می

گردد .

تدریج ذوب شده و گاهی به هذوب سریع برف ها و یخ ها : برفها درکوه ها در فصل بهار ب -6

ب رابه وجود می بارنده گی های شدید این فصل توام شده و طغیان دریاها را سبب شده و سیال

آورد.

شکسته شدن یخبندان : وقتیکه دریاها مقدار زیادی یخ را از مناطق کوهستانی می آورد پس از -7

کاهش سرعت جریان یخ ها به هم پیوسته ، اولین شبکه یخی را تشکیل می دهند و با پیوستن

آورد . دیگر یخ ها دیوارها درشکاف درهها گیرکرده و سد )بند ( یخی را به وجود می

در عقب آن به عث سرریز شدن آب جمع شده اشکسته شدن این دیواره بر اثر گرمی و یا فشار ب

مناطق تحتانی آن خواهد شد .


57

حوض ها و مخازنی که نسبت به زمینهای اطراف باالتری درحایشه دریا ها ، نزمی لرکردن -8

و آنها را دربر می گیرد .قرار دارند باعث جاری شدن آب آنها به سمت مناطق پائین تر شده

قلبه نمودن اراضی کشاورزی در جهت وتبدیل نمودن زمین های ناهموار به ارضی کشاورزی -9

شیب که باعث عدم نفوذ آب به داخل شده و سیالب جاری می شود .

6عظیمی از آب دریا که گاها کتلهباال آمدن سطح آب دریا ها و دریاچه ها : دریک موج مدی -11

111تا 81ارتفاع دارد .ناحیه گسترده ای از زمین ساحلی راکه ممکن است حد آن به متر 7الی

له های زیر دریایی اتفاق می افتد ولی متر برسد را فرا می گیرد اغلب این امواج مد دریا در اثر زلز

گاهی به دنبال طوفان نیز حادث می شوند .

11-

خسارات سیالب

خسارات سیالب به دونوع اند:

تپه ها و جنگل ها ،چاه ها و ل ها ، زمین های زراعتی ، پمالی : تخریب سرکها ، خسارات -1

تخریب بندهای سیالب گیر ، تخریب منازل مسکونی ، ازدیاد بیماری و ناقلین ما الریا ،

آلودهگی آب ها ، از بین رفتن محصوالت و حیوانات اهلی ، اسیب به مکان های بهداشتی و

ری کشاورزی از جمله خسارت های مالی ناشی از سیالب می باشد.سات آبیایارتباطی و تأس

صدمات وارده به بعضی از تأسیسات مانند مناطق مسکونی و مخازن )ذخیره خسارات جانی : -2

های مواد سوختی ( مانند بنزین ، نفت و گاز و سیستم های انتقال برق رادرببر دارد و بسیاری

ان و تعداد محدود تری مجروح می گردد . علل عمده از موارد مشابه موجب مرگ و میر فراو

حیوان ،عفونیت های تنفسی ،برق گرفتگی ،بیماری و مرگ ها اصوال در اثر غرق شدن

گزیدیگی و زخم هادربین ضعیف ترین افراد جامعه اتفاق می افتد.

راه های جلوگیری از سیالب

طروق جلوگیری از حوادث ناگوار سیالب عبارت اند :

حفظ و گسترش پوشش گیاهی : -1

بهترین و ارزانترین روش می باشد در واقع با حفاظت بیولوژیکی و عدم کشت درخت در سواحل دریا

و ذها و ایجاد پوشش گیاهی و جنگل ها برای کم کردن سرعت قطرات باران و فرصت کافی برای نفو

تغذیه ذخایر آبهای زیر زمینی می باشد .


58

ب بندها :دن سدها و آومناعمار -2

برای کم کردن سرعت حرکت آب های جاری و ذخیره و نگهداشت آب که می توان در تولید برق و

آبیاری از آن استفاده نمود .

شیبدار : اعمار نمودن جرها باالی زمین ها ی -3

این جرها خالف جهت میل برای تجمع آب و گاه توام با عملیات بیلوژیکی مانند غرس نمودن نهال ها

ته احداث می گردد، دراین زمینه باید عمق چقری ، جر و نهال مورد نظر باید با میزان بارنده و بو

گی منطقه متناسب باشد.

رعایت اصول و نورم هاانجنیری در احداث پل ها مطابق استاندارد. -4

اصالح بستر رود خانه ها از طرق مختلف : -5

الف : عریض کردن بستر دریا ها

ی دریا از طریق دورساختن انباشته های طبیعی و غیرطبیعی ب : عمیق کردن مجرأ

ریا ها دج: هموار ساختن

طول دریا اصالح مسیر برای کم کردن :د

توزیع اب سیالب درزمین های اطراف : -6

پخش آب درزمین های قابل نفوذ برای تغدیه ذخایر آب های زیرزمینی به صورت طبیعی و همچنین

گسترش پوشش گیاهی .

Flood بسیال

طوریکه قبال یاداور گردیدیم سیالب )سیل ( به وضیعتی گفته میشود که در آن جریان دریا و سطح

آب بصورت غیر منتظره افزایش پیدا کرده و باعث خسارات مالی و جانی گردد. خصوصیات سیل

سیل های گوناگون پیش بینی کرد . برای پیش بینی خصوصیاتدریک مکان با استفاده از روش

دریک مکان مشخص بهتر این است که تعدادی از سیل هایی راکه قبال درآن منطفه اتفاق افتاده است

تحلیل ارقام آنها وضعیت سیل هایی را که در آینده اتفاق اسطهاندازه گییری و ثبت کرده باشیم تا بو

ند های ابگردان ، ا ، بهخواهد افتاد پیش بینی کنیم . درطرح ریزی ساختمانهای کوچک مانند پل

ترسبگاه و بند های کوچک تنها دانستن مقدار اعظمی جریان لحظه ای سیل کفایت می کند و نیازی

به داشتن هایدروگراف نیست . زیرا این تأسیسات عمدتا در مقابل حداکثر مقدار جریان حساس اند و

ت آبی عالوه بر حداکثر مقدار شاید حجم سیالب تأثیر چندانی برآنه نداشته باشد. دربخشی از تأسیسا

حجم سیالب و سایر خصوصیات آن مانند مداومت سیل نیز حائز اهمیت است. ،جریان لحظه ای


59

دراینصورت عالوه بر احد اکثر مقدار جریان سیل الزم خواهد بود هایدروگراف سیالب طرحریزی

درولیکی آنجام و اجرأ می سیالبی راکه براساس آن طرحریزی یک ساختمان های نیز پیش بینی شود .

با طرحریزی باید عوامل متعددی را در نظر شود بنام سیالب طرح ریزی گویند . در انتخاب سیل

گرفت که برخی از آنها عبارت اند از :

اهمیت ساختمان -

مسائل اقتصادی -

اثرات خراب شدن ساختمان بر مناطق تحتانی -

عمر فنی و اقتصادی ساختمان -

قاط پائین تر ساختمان تراکم جمعیت درن -

تأثیرات تخریب ساختمان باالی کشاورزی -

وضعیت اجتماعی و رفاهی ساکنین پأین تر محور ساختمان . -

برای محاسبه سیالب طرحریزی از چند روش استفاده بعمل می آید که از آن جمله می توان به موارد

زیر اشاره نمود :

( Frequency Based Flood or FBF) ل هاطراحی براساس تحلیل تکراری وقوع سی –الف

1111یا 111سیلی که براساس تحلیل ارقام موجود و درنظر گرفتن دوره برگشت مشخص )مثال

می شود . نامیده FBFساله ( انتخاب گردد سیل برمبنای دوره برگشت

( PMFطرح ریزی براساس حداکثر سیل احتمالی ) –ب

به سیالبی گفته میشود که اگر تمام عوامل (Probable Maximum Flood)حد اکثر سیل احتمالی

هایدرولوژیکی و اقلیمی یکجا شده در یک منطقه امکان وقوع آن وجود داشته باشد. برخی ، فزیکی

طرح PMFآنها نمی توان پذیرفت براساس ازساختمانهای بزرگ که ریسکی را برای خراب شدن

سیلی است که نمی توان برای آن دوره تکراری راقائل شد و لذا عمال PMFریزی می شوند . درحقیقت

از حداکثر باران احتمالی PMFنباید سیلی بزرگتر از آن در منطقه امکان وقوع داشته باشد . اساسا

(PMP) . ناشی می شود

(SPF)طرح ریزی براساس سیل ستندرد –ج

نه باشد . مناطق مشابه یا استاندردی را که از نگاه شرایط حاالتی که ارقام بارندگی یا سیل موجوددر

اقلیمی با منطقه مورد نظر مشابهت دارد انتخاب نموده و سیالب طرح ریزی را بر اساس خصوصیات

Standard)آن حوضه و شرایط آب و هوا آن محل بدست می آورند که به آن سیل ستندرد طرحریزی

Project Flood) سیل 61-41 ودا ستندرد از نظر مقدار حدیل گفته میشود . س %PMF .می باشد


60

طرح ریزی به اساس تحلیل منطقه ای سیل –د

درمنطقه مورد مطالعه می توان بین برخی خصوصیات حوضه مانند مساحت حوضه A یا سایر

مشخصات توپوگرافی آن و حد اکثر مقدار جریان لحظه ای Q یک معادله رگریشن برقرار گردد . مثال

اگر فقط مساحت A حوضه راکه عامل اصلی است درنظر بگیریم چننین معادله ممکن است

باید تعین کرد . بدین ترتیب با ضرایب ثابتی هستند که براساس رگریشن هرمنطقه nو Cدرین معادله

ه ای سیالب های آن حوضه را ظداشتن خصوصیات توپوگرافی حوضه میتوان حداکثر مقدار جریان لح

پیش بینی کرد .

حال این که برای یک ساختمان هایدرولیکی چه روشی را برای بدست آوردن مقدارجریان طرح ریزی

اور اردو امریکا ساختمان های هایدرولیکی را نظر به انجنیران مشانتخاب کنیم نظرات متفاوت است .

ابعاد و مساحت حوضه تقسیم بندی نموده و درهرمورد روش خاص را پیشناد نموده است . صنف بندی

ذکرشده درج جدول ذیل میباشد .

جدول . . صنف بندی ساختمانهای هایدرولیکی نظر به سیالب طرح ریزی

ظرفیت مخزن ساختمان 3.mM ارتفاع m اساس سیالب طرح ریزی

نظر به ابعاد ساختمان بند های مرتفع –الف

>60 >30 PMF

ساله 1111سیالب یا بزرگتر

بندهای متوسط –ب

10-60 12-30 SPF SPS

ساله 111سیالب

12-7.5 10> ساختمانهای کوچک –ج 111تا -5دوره تکراریت

سال روش استداللی

نظر به مسحت حوضه حوضه های کوچک –الف

2250km هایدروگراف واحد

تحلیل منطقه ای

25000250 حوضه های متوسط -ب km هایدروگراف واحد

تحلیل منطقه ای

25000km حوضه های بزرگ –ج

هایدروگراف واحد تحلیل منطقه ای

تحلیل تکراری وقوع

در انتخاب سیالب طرح ریزی دوحالت ممکن وجود دارد :

( Ungauged catchment)عدم موجودیت ارقام درمورد مقدار جریان حوضه -1

(.( gauged catchment درصورت موجودیت ارقام -2

nCAQ


61

روش زیر استفاده می نماید :در حالت اول معموال از سه

( Rational approach)روش استداللی -

(Empirical equations)معادله تجربوی -

(Envelope curves)روش منحنی های پوش -

درحالت دوم از دو روش ذیل استفاده بعمل می آید :

( Unit hydrograph approach)راف واحد گروش هایدرو -

( Flood frequency analysis)روش تکراریت وقوع سیل -

مقدار جریان سیالبی در حوضه های فاقد ارقام

روش استداللی

از اکیلومترمربع کمتر باشد . ام 15که مساحت آنها از این روش برای حوضه های قابل استفاده است

این روش در حوضه بزرگ نیز استفاده میشود . دراین روش فرض میشود بارندگی روی حوضه

ت بوده و مدت بارش مساوی زمان تمرکز یکنواخ cT حوضه باشد . چنانچه شدت بارندگی را معادلi

در نظر بگیریم حد اکثر مقدار جریان لحظه ای pQ برابر خواهد بود

A - 2مساحت حوضهkm ؛

C - ضریب جریان سطحی حوضه ؛

i - شدت بارنده گیmm؛

pQ - حد اکثر مقدار جریان سیلsec3m.

زمان تمرکز است . مثال اگر زمان تمرکز در روش استداللی زمان رسیدن به مقدار جریان پیک برابر

دقیقه طول خواهد کشید تا مقدار جریان سیل به حد 45دقیقه باشد از شروع بارنده گی 45در حوضه

در این اکثر برسد .البته با این شرط که مدت بارنده گی مساوی یا بزرگتر از زمان تمرکز باشد .همچنین

ن نفوذ آب در خاک بیشتر باشد و آنچه در روش استداللی روش فرض می شود که شدت بارش از میزا

ئز اهمیت است انتخاب ضریب جریان سطحی است که مقدار آن بصورت مستقیم مقدارجریان سیالب اح

را تحت تأثیر قرار می دهد . منحیث مواد رهنمأ میتوان از جدول استفاده نمود . قابل یاداوری می باشد

CiAQp 78.2


62

درین روش زمان تمرکز را معموال اوت انجنیر دیزاین اهمیت خاص دارد . که در این مورد تجربه و قض

با استفاده از فورمول کرپیچ محاسبه میگردد

درین رابطه

cT - ساعت( ؛ ( زمان تمرکز بهL - ؛ )متر( حد اکثر طول مسیر حرکت آبS - زمین می )میل )شیب

باشد .

جدول . . ضریب جریان سطحی درفورمول استداللی

ضریب جریان سطحی نوع حوضه آبریز C

مناطق مسکونی

0.5 - 0.3 خانه های با حویلی

0.7 - 0.5 آپارتمانها

مناطق صنعتی

0.8 - 0.5 تراکم ضعیف

0.9 – 0.6 تراکم زیاد

مناطق تجارتی

0.95 – 0.7 مرکز شهر

0.7 – 0.5 خارج شهر

میدان

0.95 – 0.7 آسفالت

0.35 – 0.25 غیر آسفالت

حوضه آبریز

0.05 خاکهای جغل با میل کم

0.15 – 0.1 خاکهای جغلی با میل متوسط

0.20 – 0.15 خاکهای جغلی با میل خیلی زیاد

0.17 – 0.13 خاکهای گلی با میل کم

0.22 – 0.15 خاکهای گلی با میل متوسط

0.30 – 0.20 خاکهای گلی با میل زیاد

: ترتیب محاسبه

زمان تمرکز را برای حوضه محاسبه کنید -1 cT؛

دوره تکراریت سیالب طرح ریزی را انتخاب نماید -2 T؛

–مداومت –ه تکرایت با استفاده از معادله و یا از روی گراف شدت تمرکز و دورباداشتن زمان -3

و دوره تکراریت را بدست آورید ؛ cTتناوب شدت باران با تداوم

385.077.00003.0 SLTc


63

با توجه به سطح حوضه ضریب جریان سطحی را تخمین نماید -4

با استفاده از فورمل پیک مقدار جریان را محاسبه نماید . -5

جربویروشهای ت

بسیار سعی شده است تا حداکثر مقدار جریان لحظه ای سیالب دریک منطقه با برخی ازخصوصیات

احت آن ارتباط داده شود و در این مورد فورمول زیادی نیز ارایه شده است . اما سضه مانند موفزیکی ح

ب احتیاط را رعایت چون این فورمول ها در شرایط خاص بدست آمده است باید در استفاده از آنها جان

کرد .

(Dicken’s formula)فورمول دیکن -

در فورمول فوق

A - مساحت حوضه 2km ؛C - : ضریب جریان میباشد که قیمت عددی آن به ترتیب ذیل میباشد

؛ 2814Cبرای مناطق کوهستانی -

6,58,2برای دشت ها - C.

(Creager)فورمول کریگر -

(Fanning)فورمول فانینگ -

مساحت حوضه - Aدرین فورمول ها 2km و مقدار جریان بهsec3m ارایه شده است . قابل یاد

درنظر گرفته نشده است . عالوه Tعامل دوره باذگشت ی باشد که درفورمول تجربوی ذکرشده اوری م

براین فورمول های وجود دارد که درآن دوره تکراریت درنظر گرفته شده است . به گونه مثال :

sec; 375,0 mCAQp

08,0386,0894,0

386,0130

A

p AQ

8,064,2 AQp


64

(Horton)فورمول هورتن -

احت حوضه مس - A درین فورمول 2km ؛T- دوره بازگشت سیل (Year) ؛pq - مقدار

23مخصوصه .sec kmm .

(USGS)فورمول سازمان زمین شناسی امریکا -

مساحت حوضه - A درین فورمول : 2km ؛C - ضریب ثابتی که مربوط به حوضه آبریز بین

سال است که برابر مقدارجریان 2،33مقدار جریان به دوره بازگشت - 33,2Qمتغیر است ؛ 111 – 1

متوسط لحظه ای در روش تحلیل با توزیع گامبل می باشد .

حنی های پوشروش من

ک باشد می توان از روش استداللی که در واقع یک چدربحث های قبل مالحظه شد که اگر حوضه کو

معادله ژنتیکی است استفاده کرد. این معادله برمبنای مالحظات فزیکی و مفاهیم تیوری استواراست .

آنها به مکانیزم ایجاد ازطرف دیگر برای حوضه های بزرگتر فورمول های تجربوی ارئه شده اند که در

مجموعه عوامل موثر بر جریان سطحی در نظر ننتیجهجریان سطحی توجه نشده است و در واقع فقط

گرفته شده اند . چون فورمول های تجربوی بر اساس تحلیل های منطقه ای سیالب استخراج شده اند

ها روش های پیشنهاد شده است که درآن استفاد ه از آنها نیز جنبه منطقه ای دارد . برای رفع این نقیصه

از تجارب اکثر نقاط جهان استفاده شده است . این روش ها که بنام روش های منحنی های پوش معروف

شده است در محاسبات هایدرولوژیکی کاربرد فراوان دارد و دراینجا به یکی از روش های عمده آن بنام

می شود . اشاره (Creager)روش منحنی های پوش کریگر

کریگر برای بدست آوردن مقدار جریان مخصوصه حوضه آبریز فورمول ذیل را پیشنهاد نمود که :

5,025,02,71

ATqp

7,0

33.2 0147.0 CAQ


65

Ground waterآبهای زیرزمینی

یک بخش دوران آب در طبعیت در زیر سطح زمین صورت می گیرد که منابع آبهای زیر زمین یکی از

( Ground water)باشد که انچه بنام آب زیرزمینی اجزأ آن محسوب می شود . قابل یاد آواری می

یکی دانست . هرچند هر دو آب ( Sub – surface water)مشهور است نباید به آب زیر سطحی

از انجائیکه موارد استفاده متفاوت دارند و ابوده و هر دو آب زیر الیه سطحی خاک قرار دارند .ام

مورد برسی قرار می گیرند . بین این دو نوع آب تفاوت درحقیقت توسط متخصصان به شکل جداگانه

به کلیه آب های زیر الیه زمین ( Sub – surface water)در واقع آب زیر سطحی کلی وجود دارد .

فقط به آن قسمت از آبهای که در ( Ground water))سطحی( قرار گرفته اند . آما آب زیر زمینی

آزاد در اثر قوه جاذبه در داخل منافذ و یا درز و ترکها حرکت نماید زمین وجود داشته و بتواند بصورت

گفته می شود . بنابراین آب زیر زمینی فقط می تواند در قسمتهای اشباع شده و الیه های زیر زمینی

بر اساس تعریف که از آن بعمل آمد به تمام آبهای که بر وجود داشته باشد ، حال انکه آب زیر سطحی

داخل زمین قرار دارند گفته می شود . هرشکل در

بر اساس طبقه بند ی اواگر از سطح زمین بطرف پائین نزول کنیم سه منطقه متمایز را در رابطه به آب

زیر سطحی مشاهده خواهیم کرد که عبادت اند از :

Zone of aerationمنطقه هوادار -1

Zone of capillary fringeمنطقه کاپیلیاری -2

Zone of saturationع منطقه اشبا -3

در منطقه هوا دار آب بصورت رطوبت موجود بوده و عالوه بر آب برخی از منافذ خاک به هوا پرشده

اند . این آب گرچه ممکن است دارای حرکت باشد اما از نظر حفر چاه ، بهره برداری اقتصادی از آن

( Capillary force)ای صعود کاپیلیاری امکان پذیر نمی باشد . در منطقه کاپیلیاری آب در اثر قوه ه

از قسمت اشباع زیرین باال کشیده شده و لذا قسمت از خاک را بصورت اشباع در می آورد . این الیه

146048,0894,0

ACAq


66

ند سانتی متر تا چند متر چبصورت نواری که ضخامت آن مربوط ابعاد )ریزی( و درشتی منافذ خاک از

متفاوت است از آب اشباع می باشد .

نگهداری می شود قابل استخراج نبوده و آب در داخل ( Capillary force)ن آب توسط نیروها اما چو

آن دارای فشار مثبت که بتواند آزادانه حرکت کند نمی باشد .منطقه اشباع در زیر این الیه قرار گرفته و

واقعی نیز به همین در داخل آن منافذ درشت آزادنه در اثر قوه ثقل جابجا می شود . آب زیر زمینی بآ

آب اطالق شده و طبقات که این آب در آن وجود دارد بنام طبقه آبدار نامیده می شود .

شکل . ساحه )منطقه های ( زیر سطح زمین

آب زیر زمینی یا در میان فضا های خالی در بین رسوبات سفت شده وجود دارد و یا درمیان درزها و

ساختمانهای سخت وجود دارد ) جای می گیرد ( . برخی از سنگهای از ابتدای شکاف های موجود در

های جیولوجیکی به پروسهدا طی عتشکیل دارای منافذ و درز و شکاف هستند ولی بعضی دیگر ب

ساختمان دارای منفذ تبدیل گردیده اند . برعالوه عملیه فزیکی و کیمیاوی بطور متداوم بر سنگها اثر می

ی نرم اموجب افزایش حجم یا کاهش منافذ ذر آنها می شوند . رسوبات سفت نشده یا ساختمانه گذارد که

که عمده ترین منابع و مخازن آب های زیر زمینی را تشکیل می دهند ، مواد فرسایش یافته ای هستند که

می شود . این توسط آب ، باد و یا نیروی ثقل از مناطق مرتفع به نقاط پست و کم شیب انتقال و ذخیره

مواد به دلیل که کامال سخت و غیر قابل نفوذ نبوده و دارای خلل و درزها هستند . قابلیت نفوذ آب یافته


67

را در میان فضای خالی بین دانه ها جای داده و مخازن آب های زیر زمینی را بوجود می آورد . کمی و

سوبی چگوکه پهلوی هم دیگر قرار گرفته که مواد رباشد می زیادی حجم فضا های خالی مربوط به این

باشند .

از طرف دیگر سترکچر های سخت رسوبات یا سنگهای سخت شده ای هستند که ممکن است عالوه بر

داشتن منافذ اندک ، دارای درز و شکاف که آب در داخل خود جای دهند نیز باشند . تفاوت عمده منافذ

درزها و ترکهای موجود درساختمان سخت درین است که در موجود در مواد رسوبی ساختمانهای نرم با

اولی منافذ معموال بهم پیوسته اند و لوله های کم و بیش باریکی را در سرتاسرضخامت قشر مواد رسوبی

بوجود می آورند ولی درزها و ترکها ممکن ناپیوسته و مجزأ باشند .

تخلخل و آبدهی

لخل مفیده مواد حائز اهمیت فراوان است . تخلخل که برحسب در آبهای زیر زمینی تخلخل بخصوص تخ

فیصدی نشان داده میشود عبارت از نسبت حجم منافذ خالی در الیه آبدار به حجم کل مواد تشکیل دهنده

آن الیه . تخلخل را به استفاده از رابطه ذیل درافت می گردد .

(1)

خلخل )منفذ داری ( مجموعی ؛ ت - nدر رابطه فوق :

vV- حجم مجموعی مواد رسوبی ؛

tV- حجم منفذ های موجود مواد رسوبی ؛

b- کثافت ظاهری ذرات ؛

m - . کثافت حقیقی ذرات

ای تخلخل زیاد باشد قادر خواهد بود که مقدار زیاد آب را در خود اگر یک تشکل و یا ساختمان دار

ذخیره نماید بنا براین تخلخل عمده ترین خصوصیات است که در مطالعه آبهای زیر زمینی مورد توجه

قرار گبرد . گاهی اوقات حجم منافذ موجود یک کتله از مواد نسبت به حجم جامد آن کتله سنجیده می

نسبت منفذ داری یاد می کند .شودکه انرا بنام

m

b

t

v

V

Vn

1


68

(2 )

درین معادله :

e - نسبت منفذ داری وsV - ( بین تخلخل 2( و )1)حجم مواد جامد می باشد .به توجه به فورمول های

(n و نسبت منفذ داری ) e طه ذیل برقرار است راب

رسوبات حاصله از مواد گلی و خاکهای الیویی ممکن است تخلخل بسیار باال داشته باشند . زیرا این مواد

هنمی توانند بخوبی پهلوی هم قرار گیرند . با الکتریکی ذرات گل )منفی ( مانع از نزدیک شده آنها ب

قدار است متغیر که به شکل ، اندازه و طرز قرار یکدیگر می شود . بنا برین تخلخل کل مواد رسوبی م

بهای زیر زمینی مهم می گرفتن ذرات نسبت به یکدیگر بستگی دارد . تخلخل مجموعی مواد که از نظر آ

باشد به صورت زیر است :

تخلخل مجموعی % نواع مواد رسوبی

35 -21 مخلوط جغل و ریگ

51 - 21 جغل و یا ریگ با اندازه های مساوی

51 – 35 سیلت

61 - 33 گل

مواد تشکیل دهنده طبقات آبدار

در آبهای زیر زمینی دو موضوع حائز اهمیت است .یکی حجم آب موجود در داخل مواد که به تخلخل آن

براین بستگی دارد و دیگری ضریب نفوذ پذیری مواد که سرعت حرکت آب تابع مستقیمی از آن است .

ارنده آب در طبقات آبدار به چند گروه تقسیم می شوند که عبارت اند از : اساس مواد نگهد

ختمان جیولوجیکی استعبارت از الیه آبدار زیر زمینی می باشد . اکیفر سا - ( Aquifer)اکیفیر

که عالوه بر دارا بودن آب قادر است که درصورت برقراری میالن هایدرولیکی آب را از یک نقطه به

s

v

V

Ve

n

ne

1


69

( دارسی یا 1،11گر انتقال دهد . ضریب نفوذ پذیری ذاتی مواد تشکیل دهنده اکیفیر در حدود )نقطه دی

باال تر از آن است .

ممکن است که یک الیه محدود کننده غیر قابل نفوذ وجود داشته باشد . Aquiferدر باال و پائین الیه

که دارای آب می باشند ولی هدایت عبارت از ساختمان جیلوجیکی می باشد - (Aquitard)آکی تارد

واقع شده باشد انتقال آب ازیک aquitardهایدرولیکی آنها کم است . درصورت که دو اکیفر ، الیه

از نظر تغذیه حائز aquitardاکیفر به اکیفر دیگر و لو با سرعت کم امکان پذیر است . بنا بر این

aquitardفر شود آبدهی نخواهد داشت . بطور خالصه اهمیت می باشد ولی اگر چاهی صرفا در آنها ح

طبقه است که با نفوذ پذیری کم که می تواند آب را درخود ذخیره کرده و آن را از یک اکیفر به اکیفر

دیگر با سرعت کم انتقال دهد .

ود ذخیره که به دلیل داشتن منافذ زیاد می تواند آب را درخبه طبقه یی گفته . ( aquiclude)اکی کلود

هدایت آب در آنها بقدری کم است که نمی تواند آب را به مقداری زیاد انتقال دهند . اکی کلود ها اکنند ام

معموال بصورت الیه ها در باال و پائین اکیفرها قرار گرفته و برای آنها سرحد های محدود کننده را ایجاد

بقدری aquicludeدر حقیقت هدایت هایدرولیکی می کنند . طبقات گلی نمونه از اکی کلود ها هستندد.

کرد .کم است که میتوان آنهارا به الیه های آبدار بسته یا محصور قلمداد

به الیه های گفته می شود ، که کامال غیر قابل نفوذ که دارای منافذ متصل - (aquifuge)اکی فوژ

دیگر منتقل سازند . اگر بین دو اکیفر الیه ای از بهم نبوده و لذا قادر نیستند آب را از یک نقطه به نقطه

aquifuge تبادل آب کامال قطع می شود . یک الیه گرانتیکی قرار داشته باشد ارتباط بین آهنها از نظر

اکی فوژ ها معموال فاقد آب می باشد . بنا برین اکیفر الیه است که نمونه از یک اکی فوژ می باشد .

را ازیک نقطه به نقطه دیگر هدایت می کند . اکی تاردها دارای آب است ولی دارای آب بوده و آب

هدایت هایدرولیکی آن نسبت به اکیفرها بسیار کم است . اکی کلود ها نیز دارای آب بوده ولی غیر قابل

نفوذ می باشند . و اکی فوژها الیه هستند که فاقد آب می باشد ودرصورت دارا بودن آب به دلیل بسته

ودن منافذ نخواهند توانست آب را از نقطه ای به نقطه دیگر منتقل نماید .ب

آبدار غیر محصور الیه

غیرمحصور )آزاد( که درنزدیک سطح زمین مشاهده می شوند به الیه گفته می شود که مواد الیه آبدار

نسبتا زیاد است . ی ذاتی تشکیل دهنده آنها از سطح زمین تا الیه غیر قابل نفوذ انتهایی دارای نفوذ پذیر

تغذیه این اکیفرها می تواند از اثر بارنده گی های که روی آنها باریده می شود صورت گرفته و یا آن که


70

از منابع دیگر تأمین شود . اگردر این الیه چاهی حفر گردد سطح ستاتیکی مشخص درآنها مشاهده خواهد

را ازهمدیگر متمایز می سازد . شد ، که الیه اشباع پائین و طبقه هوادار باال

شکل .

محل برخورد چاه به قشر اشباع موقعیت سطح ستاتیکی را نشان میدهد )شکل فوق ( . سطح ستاتیکی در

طبقه آبدار آزاد یک سطح افقی نبوده و مربوط به محل تغذیه ، یا پمپاژ دارای پستی و بلندی است . از

آن است که آب داخل این الیه تحت فشار هایدروستاتیکی بوده و مقدار مشخصات الیه آبدار غیر محصور

این فشار درسطح ستاتیکی مساوی به صفراست .

الیه آبدار محصور

نیز گفته می شود سطح ستاتیکی به (artesian)در الیه آبدار محصور که به آنها طبقات تحت فشار یا

وجود نداشته بلکه بجای آن سطح فشار یا سطح پیزومتریکی آن در الیه های آبدار آزاد مشاهده می شود

در این وضعیت معموال اکیفر بین دو الیه غیر قابل نفوذ قرار دارد و تغذیه آن از محلی مطرح است .

صورت می گیرد که اکیفر با سطح زمین تماس پیدا می کند و ممکن است این محل در فاصله زیادی از

اشد .محل حفر چاه واقع شده ب

اگر در این اکیفر ها چاهی حفر شود پس از برخورد چاه با اکیفر آب در داخل آن باال آمده )چاه نیمه

از سطح زمین نیز فوران نماید )چاه ارتیزن ( . این جاه ها را به این ارتیزن ( و ممکن است گاهی اوقات

فرانسه است اولین بار این پدیده در دلیل چاه های ارتیزن می گویند که برگرفته از نام منطقه ارتوز در

آنجا مشاهده گردیده .باال آمدن آب در چاه به این دلیل است که آب موجود در اکیفر در هرنقطه از آن


71

تحت فشار است که برابر با فاصله عمودی آن نقطه تا سطح ستاتیکی واقعی ، امتداد سطح ستاتیکی در

.حقیقت سطح فشار یا سطح پیزومتریک گویند

شکل .

اگر در اکیفر ها تحت فشار چاهی را حفر کنیم ، آب در داخل آن تا سطح پیزومتریک باال خواهد رفت .

درواقع این سطح مشابه به یک سطح ستاتیکی مجازی که در اکیفرهای غیر محصور دیده شده عمل می

کند .

ز قسمت باال پائین نشست داشته باشد آن را الیه اگر این الیه آبدار محصور ا – اکیفر های نمیه محصور

گویند . مانند یک الیه جغل که از یک یا دو طرف به وسیله های ( Semi- confined)نیمه محصور

محصور شده باشند . به این الیه اکیفرهای نشستی ( Sandy – clay- silt)ریگ –گلی –سیلت

(leaky aquifer ) . نیز گفته می شود

این اکیفر ها حالتی بین اکیفرهای آزاد و نیمه محصور می باشند . دراین اکیفرها - های نیمه آزاد اکیفر

مقدار زیادی آب می تواند از الیه های محصور کننده باال یا پائین عبور کند مانند یک بستر جغلی که

جغلی قرار داشته باشد . –روی آن قشر از گل


72

وان به چهار گروپ ذیل تقسیم نمود .بنا براین اکیفرها را میت

نوع الیه باال و پائین نوع اکیفر

Confined غیر قابل نفوذ

Semi – confined نیمه نفوذ پذیر به شکل که از جریان افقی می توان صرف نظر نمود ولی

جریان عمودی وجود دارد

Semi – unconfined ن از جریان افقی صرف نظر نمود نفوذ پذیرتر از مواد اصلی اکیفر ولی نمیتوا

Unconfined . مشابه مواد اصلی اکیفر

هرچند ممکن است دریک منطقه فقط یک الیه آبدار آزاد و یک الیه آبدار محصور وجود داشته باشد اما

نهومناطقی را هم می توان یافت که در انجا انواع الیه های آبدار در اعماق مختلف وجود داشته باشد . نم

آن در شکل ذیل نشان داده شده است .

شکل .

مشخصات الیه های آبدار

ص می گردد :خاکیفر ها با دو مشخصه مهم که بنام ضرایب هایدرودینامیک الیه آبدار معروف است مش

؛ Transmissivityضریب انتقال -1

Storage coefficientضریب ذخیره -2


73

Transmissivityضریب انتقال

ضریب انتقال یک الیه آبدار عبارت است از مقدار آبی که از یک واحد سطح مقطع طبقه آبدار تحت

میالن هایدرولیکی واحد عبور می کند . اگر ضریب هدایت هایدرولیکی مواد تشکیل کننده طبقه اکیفر

K و ضخامت الیه b یب انتقال عبارت است از باشد در انصورت ضر

(3 )

در مورد اکیفرهای که از چند الیه مجزأ تشکیل شده باشند درانصورت

واحد اندازه گیری متر مربع در شبانه روز )یعنی متر در شبانه روز در هرمتر ضخامت (

آبدار افقی می قابل یاد آوری می باشد که در مفهوم ضریب انتقال فرض می شود که حرکت آب در الیه

باشد .

. مثال عملی

Storage coefficientضریب ذخیره

بطور عموم ضریب ذخیره شکل است که مربوط به اکیفر های محصور بوده و در مشخص ساختن

خارج شده آب یا داخل شدن آن به داخل اکیفر در اثر تغیر سطح فشار می باشد . درصورت نوسان سطح

Storageقدار آب از طبقه خارج و یا اضافه می شود . ضریب ذخیره فشار در طبقات محصور م

coefficient یا قابلیت ذخیرهstoravity که معموال با عالمت S نشان داده می شود به حجم آب

KbT

12; TLbKT ii


74

فر خارج گفته می شود که در اثر پائین یا بال رفتن سطح فشار به اندازه یک واحد از هرواحد مساحت اکی

باید توجه داشت که درالیه های محصور هر چند سطح فشار تغییر شده و یابه ذخیره آن افزوده می شود.

می کند اما این الیه همواره از آب اشباع بوده و برخالف الیه های آبدار آزاد خارج شده آب از منافذ

یش یا کاهش فشار همیشه پرآب باقی می تحت تأثیر قوه ثقل نمی باشد . بلکه دلیل آن تغیر در فشار با افزا

مانند ولی در الیه های غیر محصور با کاهش سطح ستاتیکی آب از الیه خارج شده و هوا جایگزین آن

می شود . در اکیفر های تحت فشار در اثر باال رفتن و پائین رفتن سطوح فشار ، در حالی که اکیفر پر

توسعه و فشرده شدن مواد تشکیل دهنده اکیفر و یا قابلیت از آب باقی می مانند فقط ممکن است در اثر

(Jacob)تراکم خود آب ، مقدار بسیاری کمی آب از اکیفر خارج گردد که بر اساس پیشنهاد ژاکوب

درین وضعیت مقدار ضریب ذخیره که نشان دهنده خروج آب است برابر می باشد

(4 )


S- ضریب ذخیره ؛

n - تخلخل مواد اکیفر ؛

b- ضخامت الیه آبدار )به متر ( ؛

- وزن مخصوصه آب 39810 mN ؛

- قابلیت انقباض آب wE1؛

- قابلیت انقباض مواد الیه آبدار sE1 .

چون ضخامت الیه ابدار b متغیر است اگر ضریب ذخیره S را بر ضخامت الیه آبدار تقسیم کنیم

Specific)ضریب مخصوص ذخیره مستقل از الیه آبدار بوده و بنامعددی که بدست می آید

storage) . یاد می شود

(5)

مقدار آبی است که اگر بار فشار به اندازه یک واحد کم و یا زیاد شود در - ضریب ذخیره مخصوص

اثر قابلیت تراکم مواد تشکیل دهنده اکیفر و آب موجود در بین منافذ از هر واحد حجم اکیفر خارج و یا به

شود . آن اضافه می

nbS

. ngnb

SSs


75

باید توجه داشت که الیه های آزاد هم مسأله تراکم مواد صدق می کند یعنی در الیه های آبدار آزاد نیز

پائین رفتن سطح ستاتیکی باعث تخلیه آب ثقلی در بخشی از اکیفر می شود . به عبارت دیگر در پائین

رفتن سطح ستاتیکی در الیه های آزاد هم ضریب ذخیره مخصوص sS و هم آبدهی مخصوص yS

یعنی

(6)

h - ضخامت الیه اشباع اکیفر است . چونyS با مقایسهsS بسیار زیاد است لذا می توان عمال ازsS

را مساوی به صفر فرض نمود . به این دلیل است که در الیه های غیر shSکرد و مقدار صرف نظر

و hمحصور ضریب ذخیره برابر با آبدهی مخصوص فرض می شود . اگر سقوط سطح ستاتیکی

درین شرایط از الیه آبدار خارج می شود باشد درین صورت حجم آبی که Aمساحت الیه wV مساوی

است به

(7 )

:مثال محاسبوی

Darcy’s lawقانون دارسی

.مطابق قانون دارسی توسط هانری دارسی ارائه شد 1856قانون اساسی جریان آب زیر زمینی در سال

( Hydraulic gradient)اسب به میالن هایدرولیکی سرعت جریان آب در منفذ هلی خاک مستقیما متن

می باشد که توسط رابطه ذیل ارئه می گردد

(8 )

sy hSSS

hSAVw

KIV


76


K - ضریب نفوذ پذیری خاک(Coefficient of permeability ) واحد اندازه گیریsecm؛

I - یالن هایدرولیکی می باشد که با استفاده از رابطه ذیل محاسبه می گردد م

شکل . دستگاه تجربوی دارسی

نیز یاد می شود . ( Hydraulic conductivity)ضریب نفوذ پذیری خاک بنام هدایت هایدرولیکی

می توان با استفاده از رابطه مقدار جریان دریافت نمود سرعت جریان می باشد که V( 8در رابطه )


Q - مقدار جریان که از مقطع عرضی خاک در واحدزمان عبور می نماید ؛

L

h

L

HHI

21

sec;mA

QV


77

A - طریق منفذ های مساحت مجموعی کتله خاک به شمول منفذ ها می باشد . بخاطریکه آب تنها از

خاک و ذرات جامد میگذرد ازین رو سرعت ذکرشده sV با سرعت V تفاوت دارد . سرعت ذکر شده

را بنام سرعت دارسی یاد نموده و با استفاده از رابطه ذیل محاسبه می گردد

عمال مشکل بوده و از سرعت منفذی ) سرعت دارسی( قابل یاداوری می باشد که اندازه نمودن سرعت

ریان منفذی را با جه مقدار ججریان در صورت موجودیت ضریب منفذی خاک استفاده می نماید . در نتی

ستفاده از رابطه ذیل محاسبه می نماید ا

دارسی برای حاصل نمودن فورمولشکل . شیمأ محاسبوی

n

VVs

sec; 3mVKAQ


78

دق می کند که رژیم حرکت لمینار صباید توجه داشت که قانون دارسی در حرکت آب زیر زمینی زمانی

(Laminar ) . طوری که میدانیم که در حالت جریان لمیناری عدد رینولدز باشد Re کوچکتر از یک

ز میتوان جریان لمینار را درنظر گرفت ( نی11می باشد اما در مورد آبهای زیر زمینی تا عدد )


V - سرعت دارسی secm اندازه مؤثر ذرات اکیفر - 10؛ cm ؛w - 3کثافت ابcmgr ؛ -

لزوجیت آب sec

cmgr .

: مثال عملی

جریان افقی در الیه های محصور در حالت حرکت منظم

اگر در یک الیه تحت فشار جریان به صورت منظم وجود داشته باشد ، میالن هایدرولیکی در امتداد

که میالن هایدرولیکی کاهش پیدا می کند . درین مسیر حرکت برقرار خواهد بود و حرکت به سمت است

حالت میتوان قانون دارسی را مستقیما استفاده می نماید .

شکل . جریان منظم در اکیفر محصور

10ReVdw


79

ازیک الیه تحت فشار که در آن دوه حلقه چاه با فاصله L از یکدیگر حفر شده اند نشان داده شده است.

فشار سطح فشار دارای میالن است که مرتسم آن درشکل به صورت خط مستقیم مشاهده می شود .

هایدرولیکی د محل چاو اول 1h و در چاه دوم 2h است . با توجه به این که میالن هایدرولیکی

dldh صه جریان که از مقطع الیه آبدار به ضخامت می باشد لذا مقدار مخصو m و عرض یک متر

1.mA عبور می نماید عبارت خواهد بود از

درنتیجه

اگر این معادله بین دوحد 0,1h و Lh خواهد بد ست امد انتگرال گرفته شود در نتیجه 2,

بنا بر این مقدار جریان مخصوصه که از واحد عرض الیه عبور می نماید عبارت است از

dl

dhmKq

dl

dhKAq

1.

mK

dlqdh

2

1 0

h

h

L

Km

dlqdh

LKm

qhh 12

L

Kmhhq 12


80

و اگر بخواهیم ارتفاع هایدرولیکی را در فاصله برابر به a از چاه اول به دست اوریم در نتیجه رابطه

فوق شکل ذیل را اختیار می نماید

قابل یاداوری می باشد که عالمه منفی نشان دهنده آن است که به سمت جریان پوتیانسیال هایدرولیکی

کاهش می یابد .

حال وضعیت دیگری را مطابق شکل ذیل درنظر می گیریم که در آن جریان زیر زمینی بین دوکتله آب

از داخل یک الیه محصور صورت می گیرد .

شکل .

دله اساسی جریان درصورت استفاده از آن برای حرکت آب زیر زمینی برای یک الیه آبدار متجانس معا

که ضریب نفوذ پذیری آن به همه جهات یکسان باشد دارای شکل ذیل می باشد

. درنتیجه حاصل حذف می گردد از معادله ,zy( بوده و جهات xچون جریان یک بعدی )در جهت

می گردد

aKm

qhh 1

02

2

2

2

2

2

z

h

y

h

x

h


81

حل عمومی معادله تفاضلی فوق مطابق شکل عبارت اند از

0hhمقدار جریان 0xبا نظر داشت شرایط سرحدی دوطرف جریان به اندازه می باشد لذا

یا

که الیه آبدار عبور می نماید نظر به قانون دارسی مقدار جریان

مساحت مقطع جریان برای یک واحد عرض . برای بدست - aضخامت الیه و -Dدراین رابطه

آوردن dx

dh باید مشتق معادله را بگیریم

بنا براین خواهیم داشت

02

x

h

BAxh

BAh 00

Bh 0

KaIq

dx

dhDKq 1.

aKm

qhh 1

BAxh


82

درنتیجه

BAxhاگر در معادله قیمت های پارامترهایA وB وضع نمایم حاصل می گردد

که درنتیجه شکل دیگری معادله

a

Km

qhh و عبارت خواهد بود 1

ازینجا

آید درنتیجه بدست می

Adx

dh

dx

dhKDq

KDAq

KD

qA

0hxKD

qh

KD

x

hhq 0

KDx

hhq

0


83

جریان شعاعی آب درچاه در حالت حرکت منظم

درجریان شعاعی به طرف چاه ها می توان مستقیما از قانون دارسی استفاده نمود . قانون ذکر شده را

برای حالت حرکت منظم برای الیه های آبدار آزاد و محصور تحت برسی میگیریم .

: جریان شعاعی درالیه آزاد

آزاد حفر شده aquiferالیه غیر قابل نفوذ کف دریک مطابق شکل فرض می شود که از سطح زمین تا

باشد .

xKD

qhh 0


84

آب در الیه آبدار به متر ؛ - 0hشعاع تأثیر چاه به متر ؛ - 0rدرشکل و رابطه های محاسبوی :

wh - . ارتفاع آب در چاه پمپاژ

موقعیت سطح ستاتیکی توسط خط نامری و منحنی رکود توسط خط درشت نشان داده شده است . سقوط

whhسطح آب ) 0 . )

د خطوط افقی صورت گیرد میل خطوط جریان ابا فرض اینکه جریان شعاعی آب به طرف چاه در امتد

ورت میتوان از فورمول دارسی استفاده نمود .صمیباشد . دراین مساوی به میل منحنی رکود

دریک نقطه کیفی M باالی سطح منحنی رکود که ارتفاع آب در آن h می باشد میالن هایدرولیکی

0drdhI رف چاه حرکت می کند و مساحت که جریان آب آن را قطع و از آن بط A برابر به سطح

جانبی )محیط( استوانه ای است به شعاع r و ارتفاع h یعنی

نظر به شکل معادله

KAIAVQ

rhA 2

dr

dhKhQ 2

Khdhr

drQ 2

00

2

h

h

r

r ww

Khdhr

drQ


85

در نتیجه

یا

(9)

مقدار 0r می توان به سادگی اندازه گیری نمود ولی در عمل محاسبه ابدهی در چاه های که درالیه را ن

های غیر محصور حفر می شود برای 0r ( 9( متر در نظر گرفته می شود . معادله )111-511بین )

که از آن میتوان مقدار تغیرات مقدار جریان چاه را نظر به شعاع تأثیر و سقوط سطح آب را نشان میدهد

K( عوض 9را دریافت نمود . اگر در معادله ) 22

0 whh مقدار متناظر آن را به ترتیب ذیل وضع

نمایم حاصل می گردد

مقدار whh 0 مساوی به سقوط سطح آب در چاه می باشد که آنرا می توان توسطS عالمه گذاری

نمود و whh 0 الیه ابدار اکیفر تقریبا دو برابر ضخامت b2 می باشد ، زیرا عمال سقوط سطح آب

در چاه نسبت به عمق آب در چاه اندک و whh 0 است لذا

.ln 0

22

0

w

w

rr

hhKQ

w

w

rr

hhKQ

0

22

0

log3,2

www hhhhhh 00

22

0

bShh 22

0

2

0


86

( شکل ذیل را اختیار می نماید 9درین صورت معادله )

TKbاگش ػض سا ضغ واین داصل هی گشدد

دستیج همذاس سطح آب دسچا هسای است ت

ww

w

rr

bSK

rr

hhKQ

00

22

0

log3,2

2

log3,2

wrr

STQ

0log3,2

2

wr

r

T

QS 0log

2

3,2


87

تاشذ . تؼثاست دیگش هطاتك تایذ تج داشت ک سمط کلی سطخ آب دس چا ػوال تیشتش اص همذاس فق هی

شکل فق سمط الؼی سطخ آب دس چا tS شاهل د جضء است یک جضء آى واى aS یا سمط

( ک دس اثش پوپ ودى آب )پوپاژ( داصل هی شد جضء دم سمط اشی اص ػثس 9داصل اص هؼادل )

کشیي( ت داخل چا سپس اسد شذى آى ت پوپ است آب دس جذاس پایپ )اس wS ک تام ضایؼات چا

یاد هی شد ک اص هؼادل ریل داصل هی گشدد

C - 52گش چا ت شکل دسست طشادی گشدد همذاس آى هسای ت اضشیة استmin5,0 m خاذ تد

دس هؼادل Sدسیي صست تجای دس ظش گشفت هی شد . 25,0Cوال هسای ت ػ

wr

r

T

QS 0log

2

3,2

تا یذ tS دس ظش گشفت شد . دستیج

2CQSw

wat SSS

wt SSS

20 25.0log

2

3,2Q

r

r

T

QS

w

t


88

مثال عملی :

در الیه های محصورجریان شعاعی

ای آتذاس هذصس یض دالت هشات ت الی ای غیش هذصس است . اگش فشض شد چا طسی دس الی

دفش شذ تاشذ ک اص الی غیش لاتل فر الی گزشت تا الی غیش لاتل فر تذتای اداه داشت تاشذ جد

فشاص دس داخل الی آب تا سطذی هؼادل سطخ فشاس دس داخل چا تاال هی آیذ .


89

تذى اک الی اص آب تخلی شد سطخ فشاس دس اطشاف چا سمط هی کذ یک Qتا پوپاژ آب ت اذاص

هخشط هجاصی هشات ت هخشط سکد دس دالت ال تجد هی آیذ . ایي هخشط شاى دذ تغیشات

ي دالت اگش سمط فشاس دس اطشاف چا است . دس ای 0r ، شؼاع تأثیش چا b ضخاهت الی آتذاس

wh استفاع آب دس داخل چا دس صهاى پوپاي تاشذ هی تاى هؼادل دسسی استفاد ود

هسادت A دس مط M هسای است ت

دستیج

یا

wwهؼادل اخشی سا دس دذد rrhh ; 00 ; rrhh اتیگشال گیشی هی واین یؼی

dl

dhKAKAIAVQ

rbA 2

dl

dhrbKQ 2

dhKrbr

drQ 2

00

2

h

h

r

r w

bdhKr

drQ


90

لیوت ضشیة فد پزیشی ااع هختلف خاک ا دس جذل ریل دسج هی تاشذ

sec;cmK خاک شواس

910 گل 1

89 گل سیگذاس 2 1010

78 پیت 3 1010

67 سیلت 4 1010

56 سیگ هیذ دا 5 1010

45 سیگ هتسظ دا 6 1010

34 سیگ تضسگ دا 7 1010

23 جغل 8 1010

مثال عملی :

w

w

rr

hhKbQ

0

0

log3,22

hydrology

Documents