1

هیدرولژی مهندسی

گروه عمران دانشگاه گرمسار

تحقیقات میدانی و نگارش:

دکتر اسماعیل عاشوری

سخن اول: -1

{ به مفهوم آب logy(و )Hydroهمانطور که می دانیم هیدرولژی مهندسی از دو واژه )

شناسی شکل گرفته و واژه مهندسی یعنی بررسی و شناخت آب از دیدگاه کمی و مهندسی

ارزیابی قرار میگیرد. قبل از اینکه آب از دیدگاه مهندسی به بحث کشیده شود. الزم است مورد

بدانیم منشاء و پیداش آب چگونه بوده است.که این موضوع در زمین شناسی مهندسی به بحث

کشیده شد. ولی همین اندازه بدانیم که منشاء و تحول و تغییرات آب در سطح سیاره زمین به

و کیفی عناصر آب و هوایی یا اقلیم بستگی دارد.و لذا در زیر به ویژگی جو یا تغییرات کمی

آتمسفر و عناصر اقلیمی و سپس به بخش های مختلف هیدرولژی مهندسی اشاره می شود.

:بخش اول

فیزیک فضا و اتمسفر

ای پاسخگوی هزاران سؤال موجود های علم فیزیک است که تا اندازه فیزیک فضا یکی از شاخه

باشد. بخشی از فیزیک فضا که در آن اجرام آسمانی مورد مطالعه در ذهن بشر در مورد فضا می

گیرد، مکانیک سماوی است. در این بخش نیروهای مؤثر بر حرکت اجسامی نظیر قرار می

میالدی 6161گیرد. در سال های مصنوعی مورد مطالعه قرار می ها و پروپ هسیارات، ماهوار

کوپلر در مورد حرکت سیارات سه قانون اساسی خود را با استفاده از مشاهدات تیکو براهه بیان

2

کرد. قوانین کپلر که پایه و اساس قوانین نیوتن و مکانیک کالسیک برای حرکت سیارات

گیرد که سیارات به دور خورشید در یک مدار بیضوی انجام میحرکت -6است، عبارتند از:

دارد.های آن بیضی قرار خورشید در یکی از کانون

شده دهد که این سطح جاروب مدار یک سیاره به دور خورشید، سطحی را تشکیل می-6

نسبت بین -3توسط خط واصل بین سیاره و خوشید، با زمان حرکت سیاره نسبت مستقیم دارد.

ی تناوب گردش هر سیاره و مکعب نصف محور بزرگ مدار بیضوی، در مورد هر ربع دورهم

ی منظومه شمسی عدد یکسانی است. فیزیک فضا علمی بسیار جدید است. با وجود این سیاره

های قبلی بوده است. در فیزیک اتمسفر، یک تکنولوژی مهم سبب حل بسیاری از نا شناخته

هر نقطه از اتمسفر مانند فشار، چگالی، دما، میدان مغناطیسی زمین، پارامترهای مهم معین در

ها مورد سنگ میدان الکتریکی، تابش الکترومغناطیسی موجود در اتمسفر، ذرات باردار و شهاب

ی امواج الکترو معناطیسی دهنده کنش فوتون )که تشکیل هم گیرد. در اثر بر مطالعه قرار می

های یونیزه دوباره بر اثر شوند. اتم جو زمین، این گازها یونیزه میاست( با گازهای موجود در

کنند. که این های موجود در اتمسفر، در فرآیند ترکیب مجدد شرکت می برخورد با الکترون

شود. فرایند در جو زمین انجام می

،به ترتیب به معنای کره و بخار)هوا( Sphereو Atomاتمسفر از ترکیب دو واژه یونانی

ساخته شده است. مطالعه و بررسی اتمسفر و ویژگی هاوتاثیرات آن در رشته هایی چون

هواشناسی و بخشی از فیزیک فضا از زیر شاخه ها ی ژئوفیزیک انجام می پذیرد.

در فیزیک اتمسفر، پارامترهای مهم معین در هر نقطه از اتمسفر مانند فشار، چگالی، دما، میدان

الکتریکی، تابش الکترومغناطیسی موجود در اتمسفر، ذرات باردار و مغناطیسی زمین، میدان

ی امواج دهنده کنش فوتون )که شکیل هم گیرد. در اثر بر ها مورد مطالعه قرار می سنگ شهاب

3

های شوند. اتم الکترو معناطیسی است( با گازهای موجود در جو زمین، این گازها یونیزه می

های موجود در اتمسفر، در فرآیند ترکیب مجدد شرکت د با الکترونیونیزه دوباره بر اثر برخور

شود. کنند. که این فرایند در جو زمین انجام می می

پیدایش جو6-6

شاید بهتر باشد برای پی بردن به چگونگی پیدایش اتمسفر نیم نگاهی هم به پیدایش جهان

-از عناصری چون اکسیژن میلیارد سال پیش( هیچ خبری63.33وعناصر موجود در ان زمان )

کربن و.... وجود نداشته وتنها عناصر موجودهیدروژن وهلیم بود.اما با انفجار ستاره های موجود

میلیارد سال پیش زمین ما 4..4حدود در ان زمان عناصر سنگین پدید آمدند. طبق یک نظریه

ک سیاره دنباله دار یک سیاره بسیار گرم ومذاب و بدون وجود هیچ گونه حیاتی با بر خورد ی

بر سطح زمین عناصر سازنده حیات وارد زمین شدند

وجود جودرسیاره به دوعامل بسیار مهم بستگی دارد:

دمای سیاره 2-6

سیاراتی که در زمان پیدایش منظومه شمسی بزرگ وحجیم بودند,نیروی جاذبه بیشتری

وکم حجمی مانند داشتندوگاز های پیرامون خود را حفظ کردند.ولی اجرام کوچک

تیر)عطارد(وماه گازهای پیرامون خود را در مرحله اولیه پیدایش از دست دادند.آنها پس از

مدتی سرد شدند وبه شکل جامد در آمدند.همه ذرات با یک سرعت خاص می توانند بر نیروی

ی جاذبه سیارات غلبه کنندواز آنها بگریزند. این سرعت در سیارات مختلف متفاوت است.برا

کیلومتر در ثانیه برای گریز از پیرامون زمین نیاز است.66.2مثال در کره زمین سرعتی معادل

4

سرعت یک ذره گاز به چگالی آن ودمای اطرافش بستگی دارد.هیدروژن وهلیم بسیار سبک

هستند بنابراین نخستین گاز هایی اند که از محیط یک سیاره می گریزند. برخالف آنها دی

وآرگون که گاز های سنگینی هستند پس از سایر گازها از اطراف سیارات دور اکسید کربن

می شوند. به همین دلیل بود که ماه وتیر جود خود را سالیان پیش از دست دادند.

مطالعات نشان داده است که سیاراتی مانند زهره,زمین,مشتری,زحل,اورانوس ونپتون

خورشید است ودمای بسیار زیادی دارد,بنابراین جو جوضخیمی دارند.تیر نزدیکترین سیاره به

بسیار رقیقی داردبه نوعی که می توان گفت جو ندارد. جو سیاره زهره بسیار ضخیم است وغالبا

از دی اکسید کربن تشکیل شده است وفشار جو در این سیاره صد برابر فشار جو زمین

فشار جو زمین است.6...است.فشارجودر مریخ کمتر از

جو )اتمسفر(زمین چیست؟3-6

گرداگرد سطح زمین را پوششی از هوا احاطه کرده است. این پوشش آدمی را از تابش فرابنفش

خورشید محفوظ می دارد و موجب اعتدال دما های بسیار متفاوت سطح زمین می شود. هوا

نیتروژن مخلوطی از چند گاز است نه ترکیب شیمیایی. هفتادوهشت درصد حجمی این مخلوط

درصد آن اکسیژن وکمتر از یک درصد آن آرگون است ومقدار بسیار کمی گاز 26و

کربنیک وبخار آب دارد.

کیلومتراز .3تا ..احتماال این درصدها در بخش فوقانی جو متفاوت است ودر ارتفاعا ت

ح سطح زمین هیدروژن وهلیوم اهمیت خاصی پیدا می کنند. فشار متوسطی که این جو در سط

میلی بار است .]میلی بار 632..6نیتون بر متر مربع یا .6.6.32دریا وارد می آورد برابر با

واحدی است که در هوا شناسی به کار می رود[ البته این مقدار یک مقدار متوسط است ,مقدار

5

عیت با وض -میلی بار .3..6مثال -کند. معموال فشار های زیاد واقعی فشار جو با زمان تغییر می

با بارندگی. -میلی بار .18مثال -جوی خوب همراه است وفشار های کم

فشار در سطح دریا را وزن هوایی موجب می شود که روی آن قرار دارد.چون از سطح دریا

میلی با ر است ودر 63..6کیلومترفشار نصف ...باالتر رویم فشار کم می شود.درارتفاع

کیلومتر،فشار به نصف مقدار قبلی کاهش پیدا ...هر کیلومتری یک چهارم آن. 66ارتفاع

می کند.

کیلومتر از سطح دریا ...چگالی هوا نیز از همان قاعده فشار تبعیت می کند. در ارتفاع

کیلومتری،چگالی هوا کمتر از .61درصد مقدار آن در سطح دریا است.در ..،چگالی

توان به دست آورد.اطال عاتی که از چگالی بهترین خالء ایی است که در آزمایشگاه می

( به دست آمده به وضوح تمام نشان می دهد 6116) 1( و اکسپلور61.8ماهواره های ونگارد)

که چگالی در هر ارتفاع معین از روزی به روز دیگر کامال تغییر می کند وعلت عمده این تغییر،

تغییرات فعالیت خورشیدی است.

ی نیست که کامال مشخص ومجزا باشد .مطالعه نقشه های هوایی جو زمین دارای الیه ای فوقان

کیلومتری سطح زمین است؛مطالعه شفق های قطبی از وجود هوا .61دال ر وجود هوا تا حدود

کیلومتر از سطح دریا حکایت می کند ..3، دست کم در ارتفاع

Troposphereوردسپهر یا گشتکره:-

.6تا 1، دارای ضخامتی حدود (Troposphereوردسپهر یا تروپوسفر )به انگلیسی:

کیلومتر در مناطق استوایی است. از ویژگی عمده آن کاهش دما ۶۱تا ۶۱ها و کیلومتر در قطب

متر افزایش ۶۱۱۱کلوین(، در هر ۹۷۲فارنهایت یا ۶۱°گراد ) سانتی ۱°در جهت قائم حدود

6

است، و به طور کلی قابل مالحظه سرعت بادها با افزایش رطوبت نسبت به سطوح پایین تر

شود در این الیه قابل بررسی هستند. وردایست های هواسپهری که هوا نامیده می مجموعه پدیده

مرز میان وردسپهر و الیه باالیی آن یعنی پوش سپهر که مرز (Tropopause)به انگلیسی:

دهد. این تالط را تشکیل میهای هواسپهری را در مقیاس بزرگی از تالطم و اخ انتقال ویژگی

است، این مرز فوقانی وردسپهر نسبت به فصول [ در ناحیه استوا نسبتا مشخص شده۵ژرفا] الیه کم

[.۱کند] سال تغییر می

Stratosphereپوشکره یا آرامکره-

: دومین الیه بزرگ اتمسفر که باالی تروپوسفر (Stratosphereاستراتوسفر )به انگلیسی:

شود. افزایش تدریجی دما از ویژگی آن است، مزوسفر قرار دارد، استراتوسفر نامیده می و پایین

های استراتوسفر میزان نسبتا زیاد گاز اوزون به ویژه در اطراف الیه یکی دیگر از ویژگی

Ozoneازن )به انگلیسی کیلومتر دارد و الیه ۰۱تا ۶۱استراتوپوز است که ضخامتی حدود

Layer) گراد سانتی -۱۱°شود، دما در بعضی نواحی این الیه به ز در این الیه را تشکیل مینی

های رسد. این الیه از نظر جلوگیری از اثرات مرگبار تابش کلوین( می ۹۶۰فارنهایت یا -°۷۱)

شدید ماوراء بنفش با وجود اوزون موجود در آن بسیار موثر است. از طرف دیگر گاز ازن توأم

دی اکسید اثر بسزای در پراکندگی عمودی دما دارد. استراتوپوز )به انگلیسی: با کربن

Stratopause) ۵۶مرز میان این الیه و الیه فوقانی آن یعنی مزوسفر، از ارتفاع حدود

دهد کیلومتری شروع شده و ناحیه انتقالی بین استراتوسفر و مزوسفر را تشکیل می

mesosphereمیانکره-

7

کیلومتر و در این ۰۵تا ۰۱: دارای ضخامتی حدود (Mesosphere)به انگلیسی: مزوسفر

کیلومتری میزان آن به ۱۱یابد به حالتی که در ارتفاع الیه درجه حرارت به سرعت کاهش می

رسد که سردترین مکان زمین کلوین( می ۶۱۱فارنهایت یا -۲۷°گراد ) سانتی -۱۵°حدود

۵۱آن از یک میلی بار در ارتفاع است. فشار هوا در مزوسفر بسیار پایین است و میزان

مرز (Mesopauseیابد. مزوپوز )به انگلیسی: کیلومتری کاهش می ۲۱در ٪۶کیلومتری به

کیلومتری به ۱۵تا ۱۱میان این الیه و الیه فوقانی آن یعنی ترموسفر است. مزوپوز در ارتفاع

کلوین( و وارونگی پس از آن ۶۷۰فارنهایت یا -۶۶۹°گراد ) سانتی -۶۱۱°وسیله حداقل دما

دهد شود. مزوپوز ناحیه انتقالی بین مزوسفر و ترموسفر را تشکیل می مشخص می

Thermosphereدماکره-

: فاقد مرز فوقانی معین است. اصطالح ترموسفر (Thermosphereترموسفر )به انگلیسی:

به این الیه (Thermodynamicsبه سبب دمای بسیار زیاد ترمودینامیک )به انگلیسی:

۶۵۱۱فارنهایت یا ۶۹۰۲°گراد ) سانتی ۶۹۹۷°است که این میزان ممکن است به داده شده

های ترموسفر پایینی است قسمت پایینی کلوین( برسد، جلوه سرخی شفق یکی از پدیده

( به صورت مولکولی یا اتمی است O۹( و اکسیژن )N۹ترموسفر به طور عمده ترکیبی از ازت )

کند. دمای زیاد در این غلبه میN) 2و( به ازتO2حالی که در کیلومترهای باال اکسیژن )در

الیه به دلیل جذب تشعشع ماوراء بنفش بوسیله اکسیژن اتمی است، تربوپوز )به انگلیسی:

Turbopause) دهد. ناحیه انتقالی بین ترموسفر و اگزوسفر را تشکیل می

Ionosphereیونکره-

8

: بخشی از اتمسفر زمین است که از حدود باال (Magnetosphereنگلیسی: یونسفر )به ا

های( آزادی در ها و الکترون کیلومتر به سبب یونیزاسیون، به صورت ناحیه )تمرکز یون ۱۱ی

شود. از طرف دیگر فجرهای قطبی شمالی و جنوبی آید که سبب بازتاب امواج رادیویی می می

کیلومتری به ویژه در مناطق حدود ۱۱تا ۰۱زه، در درون اتمسفر از نیز بوسیله نفوذ ذرات یونی

شوند. این الیه فاقد گازهای سنگینی نظیر های مغناطیسی مشاهده می از قطب ۹۵°تا °۹۱

های حالت مولکولی است. در این الیه ناوهN2{ و ازت} )O2{, اکسیژن )H2oبخارآب )

شوند. که به ترتیب در جداسازی می F2و F1و Eهای یونسفری ژرفا به صورت الیه کم

های رادیویی گاهی در سطوحی به ارتفاع کیلومتری قرار دارند. بازتاب ۰۱۱و ۶۱۱، ۶۶۱حدود

شوند. این الیه با حداکثر تمرکز نامیده می Dدهند که به نام الیه کیلومتری رخ می ۱۱تا ۱۵

شود. یونیزاسیون مشخص می

ها های حداکثر خود از نظر یون و چگالی، الکترون تقریبا منظم و در میزان F1و Eهای الیه

در ارتباط F2باشند. الیه های خورشیدی می دارای تغییرات منظم روزانه یا فصلی و چرخه لک

های غیر طبیعی بسیاری را های خورشیدی، قمری و اثر میدان مغناطیسی زمین واکنش با کشنده

های کوتاه مدت از پراکندگی و تمرکز در این الیه دقیقا وابسته به ابجاییدهند. ج نشان می

شوند. های یونسفری نامیده می های مغناطیسی ای است که به نام طوفان طوفان

Exusphereبرونکره -

کیلومتری از زمین و در ورای ۰۱۱: در ارتفاع بیش از (Exosphereاگزوسفر )به انگلیسی:

{ و هلیوم Oهای اکسیژن ) یی که جاذبه زمین نیروی چندانی ندارد. در اینجا اتما یونسفر، ناحیه

(Heاتمسفر رقیقی را تشکیل می ) ( دهند. هلیومHeخنثی و اتم ) ( {های هیدروژنH2 که

9

توانند فرار کنند. هیدروژن با تجزیه بخار آب و متان از دارای جرم اتمی پایینی هستند می

های کیهانی در ازت و شود. در حالی که هلیوم به روش عمل پرتو ین مینزدیکی مزوپوز جایگز

های)عناصر( پرتوزا در پوسته سطحی زمین به طور آرام ولی مداوم تولید از تجزیه آخشیج

شوند می

(Magnetospereمغناطکره:) -

تا دور در این الیه عمدتا امواج الکترو مغناطیس ناشی از طوفان های خورشیدی است که دور

کره زمین را احاطه کرده است

تابش خورشیدی -2

تابش خورشید منبع اصلی انرژی سیاره زمین و عامل اصلی کنترل حیات و آب و هوا در سطح

زمین به شمار می آید . انرژی خورشید ، با کنترل حرارت سطح زمین ، پراکندگی زمانی و

براین ، بررسی همه جانبه آن برای درک آب و مکانی رطوبت و فشار را نیز تعیین می کند . بنا

هوای کره زمین ضروری است . چراکه تسلط یک و یا چند عنصر آب و هوایی می تواند یک

منطقه را به سوی تری)آب و هوای مرطوب( و یا خشکی)آب و هوای کم آب و یا بی آب(

دی و یا سوق دهد. به عبارتی روشن تغییرات آب وهوایی به تغییرات تابش خورشی

زمینی)زمینتاب( بستگی دارد.پس بررسی همه جانبه تابش در مطالعه روند خشکی ضروری

است.

در اوایل قرن بیستم ، ماکس پالنک نظریه ذره ای تابش خورشیدی را ارائه کرد . طبق نظریه

پالنک ، انتشار تابش خورشید ، به صورت بارشی از ذرات ریز صورت می گیرد که توزیعی

ت بر روی یک سطح ندارند و کم و زیاد می شوند ، به طوری که در صورت تداوم یکنواخ

10

تابش ، به بارش یاد شده حالت موجی می دهند . می توان گفت که ذرات کوانتوم در بستر این

موجها حرکت می کنند .

باتحقیقات انجام شده مقدار انرژی تابشی امواج کوتاه بیش از امواج بلند است .

مطالب فوق انرژی ای که توسط امواج کوتاهتر ) نظیر اشعه ایکس یا گاما ( حمل می شود بنابر

، خیلی بیشتر از انرژی موجود در امواج بلندتر ) مثال در محدوده مادون قرمز ( است . اگر چه

تابش خورشید در سرتاسر طیف الکترومغناطیسی صورت می گیرد ، بیشتر انرژی این تابش در

درصد این انرژی در 1میکرن قراردارد . .در مجموع 4میکرن تا ./2ی از حدود محدوده خاص

درصد آن در باند مادون قرمز توزیع می 41درصد آن در باند مرئی و .4باند ماورای بنفش ،

شود .

: () زمینتاب تابش زمینی

هر جسم که دمای آن بیشتر از صفر مطلق باشد ، انرژی گسیل می کند اگر دمای متوسط سطح

کلوین( فرض شود .محدوده تابش ..3درجه سلسیوس )یا 23زمین در مناطق استوایی حدود

زمینی ، خارج از باند مرئی است ودر نتیجه با چشم انسان دیده نمی شود . بیشتر انرژی زمینیاب

میکرن ، یعنی طول موج بلند ، گسیل می شود؛ به همین دلیل ، تابش ..6تا 4 در محدوده

زمین را در مقایسه با تابش خورشیدی که تابش موج کوتاه نامیده می شود ، تابش موج بلند می

نامند .

، تابش ورودی خورشید است . فاصله متوسط زمین تا خورشید منبع اصلی تابش زمین

کیلومتر است و شدت انرژی رسیده به سیاره زمین ، به نسبت عکس میلیون ..6، حدود

میلیاردم از انرژی تابش 2مجذور فاصله کاهش می یابد ؛ در نتیجه ، به طور متوسط ، حدود

11

( . بررسیهای مختلف ثابت می 6314خورشید به سطح خارجی جو زمین می رسد )عاشوری ،

تواند به انرژی گرمایی تبدیل شود ؛ به این کند که تابش الکترومغناطیسی در پی جذب می

دلیل ، گرمای تشعشعی رسیده به سیاره زمین را در هوا شناسی برحسب واحد گرما محاسبه می

(می سنجند lyکنند و مقیاس آن را بیشتر بر حسب کالری در سانتیمتر مربع در دقیقه یا النگلی )

وات در متر مربع یا .633بیرون جو ، حدود .مقدار انرژی خورشیدی رسیده به سیاره زمین در

النگلی ) کالری در سانتیمتر مربع در دقیقه ( است . این مقدار را ثابت خورشیدی می 18/6

نامند که برای سطح عمود بر پرتوهای خورشید در باالی جو اعتبار دارد .

عوامل موثر در تابش خورشیدی:

ین ، به یک سطح مشخص می رسد، تحت تاثیر مقدار کل انرژی خورشیدی که در مدتی مع

چهار عامل تغییر می کند که عبارتند از مقدار انرژی تابشی گسیل شده از خورشید ، فاصله

عرض خورشید تا زمین ، ارتفاع خورشید )یا زاویه تابش خورشید ( و سرانجام ، مدت تابش .

جغرافیایی،جنس و رنگ زمین، آلبدو....

رشیدی مقدار انرژی تابش خو

در نتیجه فعالیتهای دوره ای معین ،لکه های تیره رنگی بر سطح خورشید ظاهر می شودو پرتو

سال یک بار 66افکنی آن را هر چند ناچیز ، تغییر می دهد . لکه های خورشیدی اصوال هر

ظاهر می شود و در نتیجه ، ارسال انرژی تابشی خورشید نیز دستخوش تغییر قرار می گردد .

دوم:دما

عوامل مؤثر در دما-

12

مقداری از انرژی تابشس خورشید توسط عوارض سطح زمین جذب شده ، تبدیل به انرژی

و با انگاره درجه حرارت بیان می شود.« دما» حرارتی می شود.این انرژی ، به شکل

تأثیر تابش

ظه ای از دمای مناطقی که در معرض تابش شدید خورشیدند،در صورتی که بخش قابل مالح

این تابش جذب شود، باالست. اگر شرایط تابشی ، همانند مناطق گرمسیری، در تمام طول سال

باال باشد، نوسان ساالنه دمای زیاد حاکم برمحیط، چندان زیاد نیست . برعکس ، در مناطق

معتدل و عرضهای باال تغییرات ساالنه تابش بسیار مشخص و در نتیجه نوسان ساالنه دما نیز

شدید است.

اتالف شدید انرژی تابش از سطح زمین ، به کاستن دمای محل منجر می شود ؛ بنابراین ، جذب

یا هرز تابش در سطح زمین ، برای روند روزانه و ساالنه دما، چه از نظر کمی و چه از نظر

کیفی، تعیین کننده است.

ن کننده ای است . ، در میزان جذب تابش خورشیدی، عامل تعییآلبدوی سطوح مختلف

در حقیقت، آلبدوی شدید، توان جذب تابش را ضعیف می کند و بر عکس، آلبدوی ضعیف،

با توان جذب شدید تابش همراه است . در این رابطه ، آنچه تعیین کننده است، این است که

جذب مذبور تنها در سطحی ترین قشر یا تا اعماق قابل توجهی از سطح زمین انجام می گیرد.

مقایسه آب، خشکی و پوشش برف با یکدیگر، این نکته را بخوبی نشان می دهد.

آب دریاها تابش خورشید را بشدت جذب می کند. این انرژی تا اعماق زیاد در آب نفوذ می

کند و در بخش وسیعی از آن توزیع می شود. سطوح سنگ و شن نیز به اندازه کافی ، توان

جذب، تنها در سطحی ترین قشر آنها انجام می پذیرد. در مقابل ، جذب تابش را دارند، اما این

13

برف توان جذب ناچیزی دارد و انرژی تابشی تنها تا اعماق نیم الی یک متری آن می تواند نفوذ

کند.

بنابراین ، سطوح مختلف در شرایط یکسان تابش و تأثیر یکسان عوامل گوناگون جوی ، دمای

نگونه است که آب دریا در طول روز به مقدار ناچیز، و سطح شنزار متفاوتی خواهند داشت. بدی

به مقدار زیاد گرم می شود، اما در مورد سطح برفی، شرایط پیچیده تری حاکم است که به

حالت برف بستگی دارد. در حالی که دمادر برف در حال ذوب، تقریبا ثابت و میزان آن در

در موارد نزول برف خشک و تازه، درصورتی که حول صفر درجه سانتیگراد باقی می ماند،

دمای هوا کمترازصفردرجه باشد، دمای سطح برف بشدت دستخوش تغییر می شود.

برای شناخت نوسان دما در سطح زمین و قضاوت در مورد آن ، باید به مکانیسم هدایت انرژی

وجیه انرژی جذب شده به الیه های زیرین توجه کرد. در حقیقت،گرماجزمفهومی برای ت

حرکتی مولکولها ودر نهایت، اتمها نیست.معموال گرما ازنقاطی که دمای بیشتری دارند، به

سمت نقاطی که دمای کمتری دارند جریان می یابد. قدرت هدایت گرمایی، یک ثابت فیزیکی

است که برای شی ء جامد،پیوسته عددی است معین.

ز می توانند منتقل کنند که بسیار مؤثرتر است.در گازها و مایعات، گرما را از طریق دیگری نی

ورای سرعتی بحرانی که به شرایط مختلف ، از قبیل دما ، فشار و ماهیت سیال بستگی دارد،

حرکتی نامنظم و گردابی در جریان مایعات و گازها به وجود می آیدکه کما بیش اجزاء مایع یا

یط جدید مخلوط می کند. از طریق این گازی را از محیط اطراف خود جدا و با اجزاء مح

آمیختگی ، ویژگیهای مشخص این اجزاء ) مانند دما ، اندازه حرکت و تعداد ذرات( به محیط

جدید منتقل می شوند. به این حرکات نامنظم و گردابی،تالطم می گویند که یکی از ویژگیهای

رارت از طریق مولکولی، گازها و مایعات) از جمله هواوآبها( است. در موارد انتقال ح

14

خصوصیات ویژه هرمولکول براثرحرکات نامنظم مولکولی انتقال می یابد که اینگونه انتقال

بمراتب کمترازانتقال از طریق حرکات تالطمی مؤثر است، اما دراجسام جامد،گرماتنهااز طریق

هندسی وفیزیکی هدایت مولکولی یااتمی انتقال می یابد؛ زیرا مولکولها و اتمهادرجایگاههای

اصوال ثابتی مستقرند.

آبها بخش عمده ای از تابش خورشیدی را جذب می کنند، اما قسمت قابل مالحظه ای از این

انرژی صرف تبخیر می شود.بقیه نیز ضمن تالطم به الیه های عمقی آب انتقال پیدا می کند.

مین دلیل، دمای سطح آبها در روند البته تالطم در انتقال سرما به اعماق آب نیز مؤثر است و به ه

درجه 6تا ./.تغییرات روزانه دما تقریبا تغییر نمی کند،به طوری که دامنه نوسان آن حداکثر به

سلسیوس می رسد.

گرمای ویژه باالی آب باعث می شودکه دریا ها منبع ذخیره گرما به حساب آیند. بر اثر حرکت

انوس ها، این گرمای ذخیره شده به مناطق کمتر منتقل و جریان های بزرگ در آب دریا ها و اقی

منتقل، و از آن جا به هوا پس فرستاده می شود؛ بنا بر این، آبها نقش متعادل کننده ای در مورد

دما دارند، به این نحو که باعث تعدیل گرمای تابستان و سرمای زمستان می شوند و اختالف

طبیعتا این تاثیر آبها تا مسافت های معینی به درون دمای بین شب و روز را پایین می آورند.

از روی آبها می گذرد)مثال سواحل « باد های غالب» خشکی ها نفوذ می کند و در مناطقی که

غربی اروپا، جزایر کوچک، حواشی قاره ها و سواحل دریای خزر( در ایجاد و تثبیت اقلیم های

6331( اسماعیل -) عاشوریدریایی نقش فعالی دارند.

سطح زمین در مقایسه با آب، همانگونه که اشاره کردیم ، خیلی سریعتر به شرایط حرارتی

محیط پاسخ می دهد؛ بنابر این، سطح زمین و هوای مجاور آن با دمایی نسبتا باال در تابستان و

و دمایی نسبتا پایین در زمستان مشخص می شود. این نکته در مورد شب و روز نیز صادق است

15

به همین دلیل، اختالف دمای شب و روز در قاره ها قابل مالحظه است. سرما در خشکیها موقعی

اوج می گیرد که سطح زمین از برف پوشیده شود. تضاد فصلی دما با بارش برف در زمسنان و

ذوب آن در بهار، کامال چشمگیر است. بر مناطقی که پیوسته در زیر پوششی از برف قرار

های منجمد( سرمای شدید زمستانی حاکم است، اما ذوب برف، برای افزایش دمای دارند)قاره

تابستان نیز به وجود می آوردو دمای سطحی آن حداکثر می تواند به صفر درجه برسد . فقط

هوای مجاور سطح آن کمی باالتر از صفر درجه می شود.

لیم قاره ای به وجود می آید؛ وقتی سطح دریاها از برف پوشیده شود،به طور موقت، نوعی اق

زیرا منطقه ای وسیع که پوشیده از یخ باشد، از دیدگاه هواشناسی ، نظیر یک سطح جامد در

فرایند های حرارتی شرکت می کند.بنابراین، همانگونه که مالحظه می شود، خصوصیات

نده ای دارد.متفاوت سطح زمین در اقلیم حرارتی الیه هوای مجاور سطح زمین ، نقش تعیین کن

گردش عمومي جو:

مقدمه

گردش عمومی هوا بر اثر اختالف فشار بین منطقه حاره نواحی برون حاره به وجود آمده است

و در مقیاس وسیع تبادالت انرژی و ماده سیاره زمین را سبب می شود. گردش عمومی هوا از دو

رژیم گردشی مرتبط تشکیل شده است. رژیم گردشی هدلی در منطقه حاره و رژیم گردش

ون حاره استیال دارد. اگر چه گردش عمومی هوا به صورت پدیده ای دائمی رزبای درمنطقه بر

در اقلیم سیاره زمین عمل می کند ولی عناصر تشکیل دهنده آن تغییرات فصلی دارند و همزمان

با جابجایی خورشید تغییر مکان داده و با اینکه تضعیف و تشدید می شوند. حرکتهای گردش

16

که سیستمهای هوایی گوناگون را در مقیاس سیاره ای و یا منطقه عمومی هوا به گونه ای است

ای از سرزمینهای دور و نزدیک به ایران آورده و اقلیم آن را تحت تاثیر قرار می دهد. هر کدام

از عناصر تشکیل دهنده گردش عمومی هوا اثرات ویژه ای دارد و زمان تاثیر آن علیرغم

از ثبات نسبی برخوردار می گردد. عناصر عمده گردش تغییرات سال به سال در دراز مدت

عمومی عبارتند از : کمربند همگرایی بین حاره ای، بادهای بسامان، رودباد جنب حاره ای، و

پرفشار جنب حاره ای در رژیم هدلی؛ بادهای غربی، موجهای کوتاه و بلند، جبهه قطبی، رودباد

ژیم رزبای.جبهه قطبی، سیکلونها و آنتی سیکلونها در ر

کمربند همگرایی بین حاره ای و بادهای بسامان تاثیری چشمگیر بر اقلیم ایران ندارند. در بعضی

شرایط استثنایی ممکن است کمربند همگرایی بین حاره ای از طرف جنوب شرقی وارد ایران

شود و همراه خودش عامل صعود حاره ای را به ایران بیاورد.

رودباد جنب حاره ای

..2رودباد در دوره گرم سال بر باالی ایران مستقر می شود. بیشتر ایام در سطح این

هکتوپاسکال جریان دارد و بدین جهت اثرات ناپایداری آن به سطح زمین نمی رسد. . محل

استقرار این رودباد در طول سال بین شمال و جنوب ایران تغییر می کند. در دوره سرد سال با

متر در ثانیه بر باالی بحرین ظاهر می شود. اما در دوره گرم سال بر 2.تا 33سرعتی معادل

باالی تهران مستقر شده و سرعت آن نیز کاهش می یابد. در تابستان وضعیت چندان مشخصی

متر در ثانیه نیز تنزل می یابد. جهت وزش آن در هردو فصل از مغرب می 63ندارد و گاه تا

باشد.

گرای جهت وزش

17

یی فصلی رودباد جنب حاره ای سبب استیالی متناوب رژیمهای حاره ای و برون حاره . جابجا

ای بر اقلیم ایران می گردد. در دوره سرد سال که این رودباد بر باالی خلیج فارس مستقر است

عوامل آب و هوایی برون حاره مانند بادهای غربی و سیکلونها به ایران وارد می شود و جو

وای منقلب ایجاد می کنند. اما در دوره گرم سال که رودباد بر باالی کوههای باروکلینیک و ه

البرز قرار دارد عوامل آب وهوایی حاره بر ایران مستولی می شوند و شرایط جو باروتروپیک و

هوای پایدار به وجود می آید. جابجایی شمال به جنوب رودباد جنب حاره ای آهسته تر از

آن است. بدین جهت است که در اغلب نواحی ایران بهار کوتاهتر است انتقال جنوب به شمال

وحتی در بعضی جاها وجود ندارد.

(STHPپرفشار جنب حاره ای)

در دوره گرم سال به دلیل فرونشینی مداوم هوا در جنوب و زیر رودباد جنب حاره ای، پرفشار

کز جدا از هم در حوالی جنب حاره ای تشکیل می شود. پرفشار جنب حاره ای به صورت مرا

مدار راس السرطان تشکیل می شود. پرفشاری که اقلیم ایران را کنترل می کند بر روی مجمع

الجزایر آزور مستقر است و در فصل تابستان به صورت زبانه ای از طریق مدیترانه بر باالی

ی ایران از سطح خاورمیانه، و جمله ایران، کشیده می شود. گسترش عمودی این پرفشار بر باال

هکتوپاسکالی و یا پایین تر کشیده شده است. علت عدم ..3هکتوپاسکالی تا سطح ..2

گسترش آن به سطوح پایین تر و یا سطح زمین وجود گرمایش شدید سطح زمین بر اثر تابش

آفتاب است که سبب می شود بر روی زمین ایران مرکز کم فشار ایجاد شود.

ور پدیده غالب دوره گرم ایران است و تمام ایران را در جنوب پرفشار جنب حاره ای آز

کوههای البرز تحت استیالی خود در می آورد.

18

به دلیل نزول دایمی هوا، هیچ نوع حرکت صعودی انجام نمی گیرد و تمام ایران از آسمانی

دن صاف و بدون ابر برخوردار است. استقرار دراز مدت هوا بر روی ایران سبب به وجود آم

گرم و خشک می گردد. صافی آسمان سبب می شود که CTتوده هوای قاره ای حاره ای

ورود و خروج انرژی تابشی خورشید سریع و آسان انجام گیرد و تفاوت دمای شب و روز بیشتر

باشد. ارتفاع کف پرفشار جنب حاره ای آزور در همه جای ایران و از روزی به روز دیگر ثابت

زدیک است ولی در قسمتهای جنوب شرقی نیست. در نواحی غربی ایران به سطح زمین بسیار ن

متر نیز فاصله پیدا می کند و ...3یا ...2از سطح زمین فاصله دارد و در بعضی ایام حتی تا

اجازه می دهد که هوای گرم و مرطوب زیرین بر اثر عامل همرفتی تا ارتفاع الزم صعود کرده

نیز گسترش می یابد و سبب نفوذ ابر و باران ایجاد بکند. این وضعیت گاهی تا شمال ایران

بارانهای موسمی حتی تا تهران می گردد. در مجموع هوای ایران در دوره گرم بر اثر استیالی

این پرفشار گرم و خشک است و فقط باریکه های ساحلی خزر و آذربایجان و کردستان از

(.638اسماعیل -) عاشوریبارشهای تابستانه اتفاقی بهره مند می گردند.

در دوره سرد سال بر اثر گسترش حلقه بادهای غربی، رودباد جنب حاره ای به جنوب ایران می

رود و پرفشار جنب حاره ای آزور نیز از ایران خارج شده بر بیابان شمال افریقا مستقر می گردد.

(Westerliesبادهای غربی)

ب، بادهای غربی به ایران در دوره سرد سال به دنبال پسروی رودباد جنب حاره ای به طرف جنو

وارد می شوند. این پیشروی از اوایل پاییز آغاز می شود و تا شروع زمستان بادهای غربی بر همه

جای ایران مستقر شده اند. گسترش بادهای غربی با تشدید سرعت آنها همراه است و در نتیجه با

ه موجهای کوتاه و بلند خود و خودشان رودباد جبهه قطبی را نیز می آورند. این بادها به همرا

19

سیکلونها و آنتی سیکلونهای روی زمین مهمترین عامل آب وهوایی ایران در دوره سرد سال به

حساب می آیند. ورود بادهای غربی به ایران توسط فرود بلند مدیترانه کنترل می گردد.

فرود بلند مدیترانه

یب بر روی ایاالت متحده آمریکا، شرق بادهای غربی در دوره سرد سال سه فرود بلند به ترت

آسیا، و دریای مدیترانه تشکیل می دهند. فرود مدیترانه در طول زمستان در محدوده دریای

مدیترانه جابجا می شود و سبب می شود که بادهای غربی و سیستمهای هوایی همراه، تمام یا

مشاهده نموده است که در ( در تحقیق خود .638قسمتی از ایران را فرا بگیرند. )عاشوری

النهاری پیدا می کند و سبب می شود –اوایل زمستان پرفشار جنب حاره ای آزور جهت نصف

که فرودی عمیق روی دریای مدیترانه تشکیل شود. اما در اواخر دوره سرد بر اثر قرار گیری

ترانه به دو غربی پفشار آزور و گسترش نفوذ آن تا شمال غرب آفریقا، فرود بلند مدی -شرقی

واحد نسبتا کوچکتر تقسیم می شود، به گونه ای که یکی در غرب دیگری در شرق دریای

مدیترانه مستقر می گردند.

در ماه ژوئیه)تابستان( محور فرود روی اقیانوس اطلس قرار دارد و تمام مدیترانه و خاورمیانه از

تحت نفوذ فراز بادهای غربی و قلمرو بادهای غربی خارج هستند. در این فصل، خاور میانه

پرفشار جنب حاره ای آزور است. با آغاز فصل پاییز محور فرود به طرف مشرق جا به جا می

شود به طوری که در ماه اکتبر بر باالی ساحل غربی اروپا قرار می گیرد. در این فصل ایران

یران افزایش می یابد و تحت استیالی کامل بادهای غربی نیست ولی به تدریج گسترش آنها بر ا

نواحی شمالی ایران تحت تسلط کامل آنها در می آید. با پیشروی دوره سرد، فرود مدیترانه هم

عمیق تر می شود و هم به طرف مشرق منتقل می گردد به طوری که ماه ژانویه محور آن بر

را فرا می گیرد و مرکز دریای مدیترانه واقع می شود. تحت این شرایط بادهای غربی تمام ایران

20

با آوردن سیستمهای غربی هوای ایران را ناپایدار می کنند. در اواخر زمستان به دنبال تضعیف

بادهای غربی فرود مدیترانه نیز ضعیف شده و واحد شرقی آن روی سوریه مستقر می گردد و

بادهای غربی را از روی بیابانهای افریقا و عربستان به ایران می آورد.

دیترانه با هدایت سیستمهای سینوپتیک برون حاره به طرف ایران، آب و هوای دوره سرد فرود م

اسماعیل -)عاشوریایران را کنترل می کند.

(Extratropical Synoptic Systemsسیستمهای سینوپتیک برون حاره ای)

ا در ابعاد سیستمهای سینوپتیک از چندین صد تا چندین هزار کیلومتر می رسد. این سیستمه

داخل بادهای غربی تولید شده، حرکت کرده، و باالخره از بین می روند. عمده ترین این

سیستمهای عبارتند از موجهای کوتاه، توده های هوا، جبهه قطبی، رودباد جبهه قطبی، سیکلونها

و آنتی سیکلونها. چون این سیستمها موقع ورود به یک منطقه، هوای آنجا را آشفته و منقلب می

کنند، اغتشاش نامیده می شوند و همه آنها یک جا به اغتشاشات غربی موسوم است.

الف( موجهای کوتاه

موجهای کوتاه روی بستر موج بلند مدیترانه به طرف ایران حرکت می کنند. این موجها در جلو

بب فرود مدیترانه تشدید شده ناپایداری بیشتری تولید می کنند. ناپایداری به وجود آمده س

صعود هوای زیر موجها می گردد و در صورت داشتن رطوبت ایجاد ابر و باران می کند. اگر

ناپایداری زیر موج کوتاه بسیار شدید باشد، در صورت فراهم بودن دیگر شرایط سیکلون

تشکیل می شود. تعداد موجهای کوتاه از شمال به جنوب از مغرب به مشرق کم می شود.

ا در جنوب شرقی کشور مشاهده می شود برای اینکه بادهای غربی در کمترین فراوانی موجه

زمان اوج گسترش خود نیز به این منطقه کمتر نفوذ می کنند.

21

ب( جبهه قطبی

جبهه قطبی مرز بین هوای سرد قطب و هوای گرم استوایی را تشکیل می دهد. در فصل سرد بر

تان در ساحل شمالی مدیترانه به دلیل وجود ساحل شمالی دریای مدیترانه قرار می گیرد. در زمس

کوههای آلپ در شمال و آب گرم دریای مدیترانه در جنوب جبهه طبیعی نیز ایجاد می شود.

جبهه قطبی در تشکیل سیکلونهای برون حاره نقش عمده دارد و در صورت فراهم بودن دیگر

را در دریای مدیترانه و بر باالی شرایط آنها را تولید می کند. سیکلونهای دوره سرد ایران اکث

جبهه قطبی تشکیل می شوند. در ایران نیز، جبهه قطبی در حاشیه جنوبی هوای سرد و خشک

سیبری تشکیل می شود ولی چون شرایط دیگر مهیا نیستند، سیکلونی تشکیل نمی شود. پس از

سیلکونها به ایران می تشکیل سیکلونها، جبهه قطبی به دو جبهه سرد و گرم تبدیل شده همراه با

آید و بارشهای جبهه ای ایران را تولید می کند.

(PFJج( رودباد جبهه قطبی )

رودباد جبهه قطبی بر باالی جبهه قطبی و در داخل بادهای غربی تشکیل می شود. هسته سرعت

هکتوپاسکال نمایان می شود. هسته های سرعت رودباد ...این رودباد اغلب اوقات در سطح

جهه قطبی به همراه موجهای کوتاه و در بستر موج بلند مدیترانه به طرف مشرق حرکت می

کنند. بنابرانی همراه با جابجایی فرود بلند مدیترانه، مسیر حرکت هسته های رودباد جبهه قطبی

نیز جابجا می شود. درماه دسامبر از شمال ایران ولی در ماه مارس از جنوب آن می گذرد. نقش

رودباد جبهه قطبی تولید سیکلونها و هدایت آنها در بستر موج بلند می باشد. اصلی

د( سیکلونها

22

سیکلونها عمده ترین و مهمترین اغتشاش بادهای غربی هستند که در صورت قرار گرفتن یک

موج کوتاه عمیق همراه با هسته رودباد بر روی جبهه قطبی تشکیل می شوند و در صورت

گرم جبهه، تقویت شده فعال می شوند. سیکلونهای موثر در آب و هوای مرطوب بودن هوای

ایران قسمتی از سیکلونهای خاورمیانه هستند که پس از تشکیل بر روی دریای مدیترانه توسط

فرود بلند به ایران هدایت می شوند. این سیکلونها در دیای مدیترانه یا بر روی جبهه قطبی و یا

آلپ تشکیل می شوند. که در حالت اول به سیکلون جبهه ای و در در دامنه جنوبی کوههای

حالت دو سر سیکلون باد پناهی نامیده می شوند. در بعضی موارد هم ممکن است سیکلونهای

خاورمیانه در اقیانوس اطلس تولید شوند. اغلب سیکلونهای خاورمیانه چه آنهایی که در خود

شوند در منطقه جزیره قبرس تقویت می شوند. از این مدیترانه و یا اقیانوس اطلس تشکیل می

نظر بعضی محققین به آنها فروبارهای قبرس گفته اند.

است. 6131جدیدترین کار تحقیقی راجع به سیکلونهای خاورمیانه کار دکتر عاشوری درسال

نتیجه کار به این شکل است که. بیشتر سیکلونهای خاورمیانه در چهار مرکز اصلی سیکلون

زایی، در دریای آدریاتیک، دریای یونان، جزیره قبرس و جنوب شرقی زاگرس ایجاد می شود

را سیکلونهای جبهه ای تشکیل می دهند که در فصل پاییز در مرکز Aواغلب سیکلونهای مسیر

دریای مدیترانه تشکیل می شوند و پس از گذشتن از کوههای پونتوس و قفقاز به دریای خزر

ونهای این مسیر به ایران وارد نمی شوند وفقط دنباله جبهه سرد آنها منطقه می رسند. سیکل

آذربایجان را تحت تاثیر قرار می دهد، با پیشروی فصل زمیتان و جابجایی محور فرود مدیترانه

را انتخاب می کنند. محل سیکلون زایی اصلی این Bبه طرف شرق، سیکلونهای خاورمیانه مسیر

ک می باشد و سیکلونهای آن در امتداد مرز جنوبی ترکیه وارد ایران می مسیر دریای آدریاتی

شوند. بر باالی کشور عراق مسیری فرعی از آن به طرف شمال خلیج فارس جدا شده و پس از

23

عمده Bرسیدن به خلیج فارس دوباره به طرف شمال شرقی به منطقه خراسان می روند. مسیر

در اواخر Cایران به حساب می آید. سیکلونهای مسیر ترین مسیر سیکلونهای خاورمیانه و

زمستان پس از اینکه فرود مدیترانه بر روی سوریه مستقر گردید درمناطقی چون جنوب

کوههای اطلس، بیابانهای عربستان و دریای یونان زاییده شده و به طرف شمال خلیج فارس

یابانهای خشک افریقا و عربستان به حرک می کنند. سیکلونهای این مسر اغلب به دلیل گذر از ب

جای بارش، طوفانهای گرد و غبار تولید می کنند.

همه سیکلونهای خاور میانه به ایران نمی رسند و بعضی از آنها در سرزمینهای غرب ایران از بین

حرکت می Iوpمی روند. سیکلونهایی که به ایران وارد می شوند اغلب بر دو مسیر اصلی

خاورمیانه منطبق است. از این مسیر اصلی بر روی عراق و شمال Bتقریبا بر مسیر Pکنند.. مسیر

ایران دو مسیر فرعی به طرف جنوب شرقی ایران جدا می شود. اغلب این سیکلونها در مرکز

Bایران دوباره به طرف شمال شرق تغییر مسیر می دهند. میانگین فشار مرکزی سیکلونهای مسیر

کال است و نسبتا قوی هستند. قسمت اعظم بارش زمستانه نواحی شمال هکتوپاس 1..6حدود

غربی ایران توسط سیکلونهای این مسیر تولید می شود.

خاورمیانه منطبق می باشد. محل سیکلون زایی این مسیر شرق Cبر مسیر Iسیکلونهای مسیر

ست. سیکلونهای دریای مدیترانه، شمال شبه جزیره عربستان، و جنوب شرقی کوههای زاگرس ا

این مسیر از فشار مرکزی بیشتری برخوردار بوده و نسبتا ضعیف هستند. میانگین فشار مرکزی

هکتوپاسکال است. بارشهای اواخر زمستان در نواحی جنوبی و مرکزی 8..6آنها حدود

کشور توسط این سیکلونها ایجاد می شود. سیکلونهایی که در جنوب شرقی زاگرس ایجاد می

اغلب ضعیف می باشند و فقط زمانی که به رطوبت دریای عمان دسترسی پیدا کنند بسیار شوند

قوی شده و بارشهای نواحی شرقی ایران را سبب می شوند.

24

فراوانی مکانی و تعداد سیکلونها در شمال ایران بیشتر از جنوب است. برای اینکه بادهای غربی

جنوب می باشند و سیکلونها فقط موقعی به جنوب و موجهای کوتاه در شمال ایران فراوانتر از

ایران می روند که از قدرت بیشتری برخوردار باشند. بیشترین فراوانی سیکلونها در استان

آذربایجان مشاهده شده است. تعداد زیادی از سیکلونها موقع رسیدن به ایران جبهه ها خود را از

فروبار وارد کشور می گردند. هوای سرد دست می دهند و به صورت سیکلون بدون جبهه یا

اکثر سیکلونها ضمن عبور از سرزمینهای گرم خشک. در اکثر ایستگاهها تعداد فروبارها

چشمگیر است.

سیکلونها در همه فصول به استثنای تابستان در ایران مشاهده می شوند. در فصل تابستان به دلیل

ونی به ایران وارد نمی شود ودر طول و میانه استقرار پرفشار جنب حاره ای آزور هیچ سیکل

مسیر گرم شده و سبب می شود که جبهه گرم سیکلون و حتی جبهه سرد آن ماهیت خود را از

دست بدهد.

همان طوری که از مطالعات بر می آید بیشترین سیکلون کامل در منطقه مرکزی ایران یعنی

برای اینکه مسیر اصلی سیکلونی در ایران از مسیر شهرکرد تا تربت حیدریه مشاهده شده است.

این منطقه می گذرد. در مدت مطالعه فقط یک جبهه گرم در ایران مشاهده شده است. یعنی

اینکه اکثر سیکلونهای ایران در طول مسیر بر اثر گرم شدن هوای جلو آنها جببه گرم خود را از

یار فراوانتر از قسمتهای دیگر می باشد. دست داده اند. تعداد جبهه های سرد در شمال ایران بس

برای اینکه اوال شمال ایران عالوه بر سیکلونهای ایران از جبهه سرد سیکلونهای روسیه نیز

استفاده می کند وثانیا جبهه های سرد ضمن حرکت به طرف جنوب ایران به دلیل گرم شدن

هوای پشت آنها ماهیت خود را از دست می دهند.

25

(Saturationاشباع )

اگر مقدار بخار آب موجود در جو به طریقی افزایش یابد ، زمانی فرا می رسد که دیگر جو

نمی تواند رطوبت جذب کند آب اضافه برگنجایش رطوبی هوا به صورت قطرات آب در می

آید . در این حالت هوا به ظرفیت نهایی خود رسیده است ؛ یعنی هوا اشباع شده است .

ا به دو طریق اشباع می شود: توده هو

دمای آن را آنقدر پایین بیاریم که به دمای نقطه شبنم ؛ چون شبنم رطوبت موجودرا بیان می -6

کند و اگر هوا را تا حد نقطه شبنم سرد کنیم ، رطوبت موجود در آن گنجایش نهایی رطوبت

آن است و هر گونه تبدیل به آب شده ، ازهوا خارج می شود .

از طریق افزایش رطوبت به هوا ؛ این افزایش تا آنجا ادامه پیدا می کند که رطوبت هوا با -2

گنجایش نهایی هم پاسخ با دمای هوا مساوی شود شود. در این ، همراه با افزایش رطوبت ،

دمای نقطه شبنم را نیز باال می بریم تا با دمای هوا مساوی شود .

ی هوا و دمای نقطه شبنم را برابر می کنیم : یا از طریق پایین بنابراین ، در هر دو روش ، دما

آوردن دمای هوا تا حد دمای نقطه شبنم یا از طریق باال بردن دما نقطه شبنم ) افزایش رطوبت (

تا حد دمای موجود هوا .

د نتیجه آنکه از مقایسه دما و دمای نقطه شبنم یک توده هوا می تواند به وضعیت اشباع آن پی بر

. هر قدر این فاصله بیشتر باشد ، رطوبت نسبی هوا کمتر ) درجه اشباع آن پایین تر ( است و

برعکس ، هر قدر این فاصله کمتر باشد ، نشانه رطوبت باالتر و نزدیکی توده هوا به حالت اشباع

است اشباع از طریق افزایش رطوبت زمانی رخ می دهد که هوا سرد و خنک از روی

ریای گرم عبور کند . ضمن گذر چنین هوایی از روی دریا ، به علت اختالف فشار بخار آب د

26

بین هوا و سطح دریا ، بخار آب از طریق تبخیر به الیه های پایین هوا وارد می شود و آن را

مرطوب می کند . از طرفی توده هوا نیز بر اثر تماس با سطح دریا ، گرمتر و در نهایت گرم و

و ناپایدار می شود . اگر مسیر گذر توده هوا طوالنی باشد ، زمانی می رسد که هوا به مرطوب

درجه اشباع می رسد این فرایند در طبیعت کمتر اتفاق می افتد و در بیشتر موارد اشباع نتیجه

سرد شدن توده هواست . توده هوا اصوال با صعود به الیه های باالی جو سرد می شود .

توده هوا به هر دلیل به طبقات باالی جو صعود کند ، بتدریج وزن یا فشار وارد بر آن وقتی که

کاهش می یابد . نتیجه این کاهش فشار ، انبساط توده هواست ، به طوری که حجم یک متر

متر مکعب می رسد . چنین توده هوایی 2متری ، به ..4.مکعب هوا پس از صعود به ارتفاع

د ، باید هوایی موجود در محیط را کنار بزند و برای این کنار زدن نیاز به برای جا یابی خو

صرف انرژی از داخل خود توده هوا تأمین می شود . مصرف انرژی یاد شده ، دمای توده هوا را

پایین می آورد . البته توده هوا ، به هنگام صعود ، با هوای محیط مجاور خود هیچگونه مبادله

نمی دهند . کاهش دما را در توده هوای در حال صعود بدون تبادل انرژی با انرژی ای انجام

درجه .6محیط مجاور ، افت ادیاباتیک می نامند . آهنگ افت آدیاباتیک هوای غیر اشباع

متر صعود است که به آهنگ افت آدیاباتیک خشک موسوم است . ...6سیلسیوس در هر

رطوبت موجود در توده هوا با حداکثر گنجایش رطوبتی در طول این فرایند زمانی می رسد که

معادل می شود ؛ یعنی در آن لحظه ، توده هوا اشباع می گردد . سطحی را که هوا در آن اشباع

رسیده است ، سطح اشباع نامیده اند . در حالت اشباع ، رطوبت موجود در هوا به صورت بخار

آب است .

ح اشباع ادامه یابد ، گنجایش رطوبت هوا کم می شود و اگر صعود توده هوا به بیش از سط

رطوبت موجود در آن بیش از گنجایش رطوبت هوا خواهد شد ؛ در نتیجه ، رطوبت اضافی که

27

دیگر نمی تواند به حالت بخار آب باقی بماند ، تغییر حالت می دهد و به صورت مایع در می

می نامیم . آهنگ افت آدیاباتیکی هوای اشباع ، آید . فرایند تغییر حالت بخار به آب را تراکم

متر ...6درجه سیلسیوس در هر 1کمتر از هوای خشک است و مقدار آن را که به حدود

صعود بالغ می شود ، آهنگ افت آدیاباتیک خشک موسوم است . در طول این فرایند زمانی

آن معادل می شود ؛ یعنی می رسد که رطوبت موجود در توده هوا با حداکثر گنجایش رطوبتی

در آن لحظه ، توده هوا اشباع می گردد . سطحی را که هوا در آن به اشباع رسیده است ، سطح

اشباع نامیده اند . در حالت اشباع ، رطوبت موجود در هوا بصورت بخار آب است . اگر صعود

ود و رطوبت موجود توده هوا به بیش از سطح اشباع ادامه یابد ، گنجایش رطوبت هوا کم می ش

در آن بیش از گنجایش رطوبت هوا خواهد شد ؛ در نتیجه ، رطوبت اضافی که دیگر نمی توان

به حالت بخار به آب را تراکم می نامیم . آهنگ افت آدیاباتیکی هوا اشباع ، کمتر از هوای

می متر صعود بالغ ...6درجه سیلسیوس در هر 1خشک است و مقدار آن را که به حدود

شود ، آهنگ افت آدیا باتیک اشباع می نامند . علت کم شدن آهنگ افت آدیاباتیک اشباع ،

آزاد شدن مقداری از انرژی نهانی بخار آب است که ضمن صعود ، به آب تبدیل می شود . این

انرژی شده ، هوای در حال صعود را تا اندازه ای گرم می کند .

( Air Mass Upliftingصعود توده هوا)

صعود توده هوای به ارتفاعات باالتر در شرایط خاصی صورت می گیرد . هوا موقعی می تواند

صعود کند که از هوای باالتر و مجاور خود سبکتر باشد . شرط الزم برای سبکتر شدن هوا ،

گرم شدن آن است ، اما عامل ادامه صعود همیشه گرم شدن زمین نیست ، بلکه عوامل دینامیکی

ی ) از قبیل موجهای بادهای غربی و سیکلونها ( نیز دخالت دارند .دیگر

28

در هرصورت ، صعود هوا تا ارتفاعی ادامه دارد که سبکتر ، یعنی گرمتر از هوای محیط

خود باشد . در چنین شرایطی هوا ناپایدار است و چنین حالتی را ناپایداری می گویند . توده

ارتفاعی ، سردتر و در نتیجه سنگین تر از هوای باالی خود خواهد هوای صعود کننده ، در یک

شد و دیگر نمی تواند در صعود کند . در این حالت آن را هوای پایدار می نامند و این شرایط را

پایداری نامیده اند .

مقایسه افت محیطی دما و افت آدیاباتیک دما در محل مورد نظر است . اگر آهنگ افت محیطی

بیشتر از آهنگ افت آدیاباتیک آن باشد ، هوا پایدار است . هوا پایدار است . برای مقایسه دما

این دو ، نمودار خاصی به نام تفی گرام تهیه کرده اند

Compression تراکم

نتیجه فرایند اشباع ، پر شدن هوا از بخار است ، ولی در طول این فرایند ، رطوبت جو به صورت

است . اما اگر توده هوا به صعود خود ادامه دهد ، دما هوا کمتر ورطوبت موجود بخار نامرئی

در آن بیش از گنجایشش می شود و در نتیجه ، بخار آب اضافی به صورت قطرات آب در می

آید . این فرایند به تراکم موسوم است .

تبدیل می شود . در هوای بنابراین ، در فرایند تراکم ، رطوبت جو از حالت بخار به حالت مایع

غیر اشباع ، مولکولهای بخار آب با مولکولهای هوا هم حالت و یکسانند و حرکت آزاد دارند ،

اما موقعی که بخار آب هوا به حداکثر ظرفیت آن برسد ، مولکولهای بخار آب از حرکت آزاد

تراکم باید از زمان باز می مانند و متراکم شده ، به قطرات آب تبدیل می شوند . نتیجه آنکه

رسیدن رطوبت نسبی به صددرصد آغاز شود ، ولی در هوای خالص چنین نیست . تجربه نشان

داده است که نم نسبی هوای خالص برای آغاز فرایند تراکم باید چهار برابر حالت عادی باشد.

29

د ندارد فرایند تراکم در طبیعت به کمک ذرات ناخالص جو انجام می شود . هوای خالص وجو

و ذرات گرد و غبار هوای ، با ایجاد هسته های تراکم ، نقش عمده ای در وقوع تراکم ایفا می

درصد نیز عمل تراکم آغاز می شود . 18کنند ، به طوری که در طبیعت ، حتی در نم نسبی

ذرات گردو غبار ) هواویزها ( ، در واقع ، محملی برای قطرات آب هستند . فشار بخار آب در

هوای بیشتر از فشار آن در سطح هواویز است و در نتیجه بخار آب به طرف بدنه ذره کشیده می

شود و بر اثر تماس ، بصورت مایع برروی آن جمع می شود .

ب ، وضعی نظیر حالت یاد شده دارد . هنگام شب که ایجاد شبنم برروی برگ درختان در ش

دمای هوای مجاور برگها پایین می آید ، هوا اشباع می شود و رطوبت هوا به صورت قطرات

آب برروی برگها ظاهر می شود .

در بین هواویزها ، ذرات نمک بهترین هسته تراکم و در عین حال فراوانترین آنها هستند اندازه

.6میکرون باشد . ذرات بزرگتر یک هزاروم از .6اکم باید بین یک هزارم تا هسته های تر

میکرن هم به دلیل سنگینی ، جو باقی نمی مانند و رسوب می کنند . هرچه تعداد ذرات بیشتر

باشد ، تراکم سریعتر انجام می شود .

قطرات مرئی آب که به با شروع فرایند تراکم ، ابر تشکیل می شود . ابر عبارت است از اجتماع

دور هسته های تراکم به وجود آمده اند . هر هسته تراکم می تواند قطره آبی تا حدود صد برابر

میلیمتر است . ابتدا 2تا ./. .اندازه خودش به وجود می آورد . قطره معمول ذرات آب بین

د . ضمن این قطرات ریز به وجود می آیند و بعد بتدریج قطرات درشت تر تشکیل می شون

چگونگی تشکیل ابر ضمن صعود توده 1-1فرایند ، ابر رفته رفته بزرگتر می شود . در شکل

هوای ناپایدار از دامنه کوه مالحظه می شود.

30

همه قطرات آب به باران تبدیل نمی شوند ؛ زیرا باران موقعی به وجو د می آید که قطرات آب

ند و در ضمن سقوط به سطح زمین برسند . بیشتر این به اندازه کافی سنگین شوند و سقوط کن

قطرات ، یا خیلی کوچک هستند و سقوط نمی کنند یا اینکه ضمن سقوط ، در طول مسیر ،

دوباره تبخیر می شوند و از بین می روند .

Precipitationبارش

عاملهای موثر در ایجاد بارش

صعود هر دو با هم در منطقه وجود داشته بارش زمانی اتفاق می افتد که هوای مرطوب و عامل

باشند ، به عبارت دیگر هوای مرطوب باید تا ارتفاع معینی باال رود تا بر اثر سرد شدن

آدیاباتیک به نقطه اشباع برسد و در مرحله بعد ابر بارش را پدید آورد . نبود هر یک از این دو

عامل مانع وقوع بارش می شود

ریاهای گرم را علی رغم داشتن هوای کامال مرطوب ، بیابان به حساب مناطق وسیعی از سطح د

می آورند . قسمتهای شرقی اقیانوس اطلس در مجاورت مراکش و سواحل خلیج فارس و

دریاعمان از جمله این مناطقند . این مناطق در بیشتر ایام سال در سیطره مراکز پر فشار جنب

نها مشاهده نمی شود . از طرف دیگر بیابانهای موجود حاره هستند و هیچ نوع عامل صعود در آ

ی چین ، بر اثر بدر دامنه باد پناه و سدهای عظیم کوهستانی مانند کویر نمک ایران و بیابان گ

نرسیدن رطوبت ایجاد شده اند .

صعود هوای مرطوب برای ایجاد بارش به عوامل متعددی نسبت داده شده است . بر اساس این

، بارش را به انواع جداکانه ای تقسیم می کنند . متداولترین این انواع عبارتند از : عوامل صعود

31

بارش جبهه ای یا سیکلونی ، بارش همرفتی و بارش کوهستانی . در این تقسیم بندی به نقش

(6331اسماعیل -) عاشوریاغتشاش های سطوح باال اشاره نشده است .

یا امواج سطوح باال ایجاد می شوند ولی در بیشتر موارد اگر چه سیکلونها خود بر اثر اغتشاش

این اغتشاش ها آنقدر نیستند که فروباری پدید اورند . هر چند برای باال بردن هوای مرطوب و

ایجاد بارش توان کافی دارند . موجهای واقع در سطوح باال و سیکلونهای روی زمین بر اثر

بهتر است که همه اینها را در یک گروه به نام تغییرات چرخندگی به وجود می آیند . و

چرخندگی قرار دهیم . عامل کوهستانی به معنای وسیع کلمه ناشی از ناهمواری های سطح

به کار رود تا هرگونه "ناهمواری "زمین است و بهتر آن است که به جای عامل کوهستانی

اختالف ارتفاع سطح زمین را شامل شود

انشجویان مهحترم در زمینه عناصر آب و هوایی بدانند. تعیین حداکثر ها و آنچه که الزم است د

حد اقل های متوسط روزانه و ماهانه و ساالنه که از طریق داده های آماری ایستگاههای

هواشناسی به راحتی قابل محاسبه است.

بخش دوم :

آنهاویژگی هیدرولژیک و آبریز های حوضه

سخن آغازین 11-1

و ایجاد جریان سطحی، آب از بارشکه هنگام نزول موجب میگرددزمین رویدر ها و پستی و بلندی هاناهمواری

قلل ارتفاعات در امتداد شیب زمین جریان پیدا کرده و به سمت نقاط پست زمین حرکت کند. خط الراس ارتفاعات

در .شوندمی روانابا محل تمرکز بین طرفین ارتفاعات بوده و خط القعره (devides)در واقع خطوط تقسیم آب

مورد نیاز 02222/1و 122222/1و 002222/1مطالعات هیدرولزی مهندسی نقشه های توپوگرافی به مقیاس

به این یک حوضه آبریز به مساحتی از زمین گفته می شود که اطراف آن را ارتفاعات در برگرفته و در واقع است.

این سطح در گودترین نقطه آن تمرکز پیدا کرده و از نقطه ای که پایین حاصله از بارندگی روی رواناب ترتیب

32

روانابترین ارتفاع را دارا می باشد از حوضه خارج می گردد. بعبارت دیگر، حوضه آبریز مساحتی است که

هدایت می شود شکل (Point of concentrationسطحی در آن بطور طبیعی به نقطه واحدی به نام نقطه تمرکز)

نقطه تمرکز داخل حوضه قرار گرفته باشد آن را حوضه بسته می گویند، مانند کویر مرکزی ایران که . اگر10-1

از حوضه روانابسلسله ارتفاعات اطراف آن یک حوضه مسدود بزرگ را بوجود آورده اند. در حوضه های بسته

بطوریکه آب بتواند از آن نقطه به خارج از خارج نمی شود، اما اگر نقطه تمرکز در انتهای حوضه واقع شده باشد

گویند. از آنجایی که حوضه ها نقش یک کاسه یا حوض را ایفا می کنند به حوضه بازحوضه جریان پیدا کند ان را

آنها حوضه آبریز گفته می شود که به معنی حوضی است که آب داخل آن ریخته می شود. در برخی نوشته های

که اشتباه بوده ولی اگر منظور محدودهباشد بیراه نیست.می نویسندفارسی آن را حوزه نیز

که حوزه یک مفهوم غیر فیزیکی داشته ولی حوضه آبریز مفهوم فیزیکی و توپوگرافیک دارد. الزم به ذکر است

که به معنی حوضچه یا لگن است می گویند و در نوشته های basinحوضه آبریز را به زبان فرانسه و انگلیسی

watershedگفته می شود. واژه watershedو در متون علمی آمریکایی catchmentانگلیسی به آن

managemant که در فارسی آن را آبخیزداری می گوییم به معنی مدیریت حوضه های آبریز در جهت حفظ و

بی سروکار ما غالبا با حوضه های باز است که نقاط تمرکز روی خط القعرها که نگهداری آنهاست. در کارهای آ

همان رودخانه ها باشند واقع می شوند. هر نقطه ای را که روی یک رودخانه در نظر بگیریم برای منطقه یا حوضه ای

شود، یک منطقه توجه 0-10تمرکز به حساب می آید. اگر به شکل که باال دست آن نقطه واقع شده است نقطه

( گفته می شود و water devideمحصور شده توسط ارتفاعات است که به آن مرز حوضه یا خط تقسیم آب )

نشان داده شده است. Aتشکیل حوضه آبریز باز را داده اند که در آن نقطه تمرکز یا محل خروجی آب از حوضه با

رندگیهایی که روی حوضه می بارد به آنجا هدایت می حاصله از با روانابپایین ترین نقطه ای است که Aنقطه

33

از روانابشود. داخل این حوضه یک دره مرکزی یا رودخانه اصلی وجود دارد که با خط سیاه درشت رسم شده و

که در داخل حوضه قرار گرفته است فقط Hو... به داخل آن تخلیه می شود. مثال نقطه C,Bدو طرف در محلهای

ز حوضه را که با هاشور مشخص شده است دریافت می دارد. به این قسمت از حوضه که خود یک قسمتی ا رواناب

گفته می شود. هر (sub-basin)ارتباط پیدا می کند زیر حوضه Hبخش جداگانه بوده و با رودخانه اصلی در نقطه

به واحدهای کوچک تقسیم حوضه آبریز از مجموعه زیادی زیر حوضه تشکیل شده و زیر حوضه ها نیز بنوبه خود

می شوند. حتی یک برگ ساده و کوچک که باران روی آن می بارد یک حوضه آبریز بشمار می رود که در آن

به خارج هدایت می شود. کوچکترین جزء یک حوضه آبریز که عملیات باران اضافی از قسمت انتهایی یا دمبرگ

نام دارد. (parcel)آبخیزداری روی آن پیاده می شود قطعه یا پارسل

تصویر توصیفی از حوضه آبریز و زیر حوضه های مربوطه 0-10شکل

که بخواهیم حوضه های آبریز آزاد را از نظر مساحت مشخص کنیم الزم است نقطه تمرکز و کلمه وقتهر

حبله رود)نمرود(رودخانه یکی از سرشاخه های وسعت »باالدست یا فراز آب را نیز ذکر کنیم. مثال گفته می شود

و حوضه آن خود نمروداین بدان معنی است که رودخانه «. کیلومتر مربع است502 علی آباددر باالدست روستای

)واقع در حاشیه این علی آبادیک حوضه بزرگی است که ما فقط بخشی از آن را که در باالدست روستای

رودخانه( است در نظر داریم. در غیر این صورت ذکر مساحت حوضه بدون توجه به نقطه تمرکز فقط برای حوضه

(1830) علیزاده امین های بسته صادق خواهد بود.

عروف م ( watershed) یگر مجزا می سازد به خط تقسیم آبخط فرضی که حوضه های مختلف را از یکد

کل خط تقسیم آب فقط به توپوگرافی حوضه بستگی دارد و از بهم پیوستن خط الرأسهای ارتفاعات به است. ش

دست می آید. در نقشه های توپوگرافی معموال قلل ارتفاعات به صورت دوایر یا منحنی های مسدود کوچکی

34

مشخص می گردد. مشاهده می شود که اگر بهم متصل شوند حوضه رودخانه ای که در آن قرار گرفته است

آنها به نقطه تمرکز حوضه نخواهند رسید زیرا آنها به حوضه رواناببارندگیهایی که خارج از مرز حوضه می بارند

طریقه مشخص کردن محدوده یک حوضه آبریز روی نقشه های 8-10دیگری متعلق می باشند. در شکل

الی شکل بوسیله اتصال خط الرأسها با خط مشکی توپوگرافی نشان داده شده است. محدوده این حوضه در قسمت با

و خروج جریان سطحی از حوضه می باشد. روانابدر این شکل محل تمرکز Aدرشت مشخص شده است. نقطه

همین حوضه بطور مجزا رسم شده و رودخانه های اصلی و فرعی و زیر حوضه های آن نیز مشخص 4-10در شکل

شده اند.

اصلی نامیده یا آبراهه زیر حوضه ها به آن می ریزد به نام زه کش اصلی یا رودخانه روانابرودخانه ای که تمامی

می شود. ابتدای رودخانه اصلی معموال مرتفع ترین قسمت حوضه است و هر چه به طرف نقطه تمرکز جلو برویم

می پیوندد و بر وسعت حوضه افزوده می شود. انآبراهه های دیگری که زه اب زیر حوضه ها را تخلیه می کند بد

نشان داد. از روی این نمودار می توان 0-10روند افزایش سطح حوضه را می توان به صورت نموداری مشابه شکل

مشخص کرد که شاخه های رودخانه در کدام محل به رودخانه اصلی می ریزند و یا وسعت هر یک از زیر حوضه

35

نشان داده شده و مشخص می کند که 0-10مربوط به حوضه ای است که در شکل 0-10چه مقدار است. نمودار

اوال چه مقدار مساحت مربوط به آبراهه های ساحل راست رودخانه اصلی و چه مقدار مربوط به ساحل چپ بوده و

بطوریکه مشاهده می این زیر حوضه ها در کدام نقاط و با چه فواصلی از نقطه تمرکز به رودخانه اصلی می پیوندند.

شود غالبا طرفین رودخانه ها از نظر مساحت و محل اتصال سر شاخه ها متقارن نمی باشند. قسمتهای اولیه رودخانه

می نامند. اگر در جهت حرکت (downstream)( و قسمتهای انتهایی آن را پایاب upstreamاصلی را فراز آب)

باشد دست راست را ساحل راست یا جناح راست رودخانه و سمت آب طوری بایستیم که صورت ما به طرف پایاب

چپ را ساحل چپ یا جناح چپ رودخانه گویند.

مشخص کردن شاخه های روخانه اصلی درحوضه آبریز 4-10شکل

رودخانه بکهش 11-1

شبکه رودخانه به مجموعه آبراهه هایی گفته می شود که در سطح حوضه عمل تخلیه جریان های سطحی را عموما

انجام می دهند. برخی از این آبراهه ها به صورت رودخانه های دائم، برخی به صورت فصلی و بعضی دیگر

رودخانه های دائم بیش از مسیلهایی هستند که فقط در هنگام بارندگی ممکن است آب در آنها جاری باشد. در

36

سطحی یا ذوب روانابدرصد اوقات سال آب جاری است. آب موجود در رودخانه های دائم ممکن است از 02

02شدن برفهای ارتفاعات و یا از منابع آب زیر زمینی تامین گردد. از طرف دیگر رودخانه های فصلی بیش از

ست هر سه نوع رودخانه مذکور وجود داشته باشد ولی در درصد ایام سال خشک می باشند. در یک حوضه ممکن ا

تشکیل می دهد. هر چه شبکه (ravin)حوضه های مناطق خشک قسمت اعظم آبراهه ها را خشک رودها یا مسیلها

رودخانه های یک حوضه تکامل یافته تر باشد یعنی تعداد آنها زیاد بوده و تمام سطح حوضه را در بر گرفته باشند

از آن حوضه بهتر و ساده تر انجام می شود. اگر تمام رودخانه های موجود در یک حوضه آبریز را نابرواتخلیه

اعم از بزرگ، کوچک، دائم و غیر دائم روی یک نقشه رسم کنیم وضعیتی مشابه یک درخت با تنه و شاخه های

آبراهه ها که معموال طوالنی بزرگ و کوچک بوجود می آید که همان شبکه آبراهه های حوضه است. یکی از این

ترین آنها نیز می باشد آبراهه اصلی و بقیه آبراهه های فرعی هستند. شبکه آبراهه های حوضه نشان دهنده چگونگی

از حوضه بوده و لذا شناخت آن از اقدامات اساسی در عملیات هیدرولوژی است. سنجش درجه روانابتخلیه

(bifurcation)و انشعاب (order)، رده (density)با نمایه های تراکم حوضه و شبکه رودخانه های آن تکامل

اگر مجموع طول تمام رودخانه ها و آبراهه های حوضه اندازه گیری و بر مساحت حوضه تقسیم صورت می گیرد.

km/kmشود عدد به دست آمده که معموال بر حسب کیلومتر در هر کیلومتر مربع)( توصیف می شود، تراکم 2

شبکه رودخانه های حوضه نامیده می شود.

(10-1 ) 𝜇

Li طول هر یک از آبراهه های حوضه، اعم از آبراهه دائم یا خشک رودها، بر حسب =km

A مساحت حوضه بر حسب =km2

μ تراکم شبکه رودخانه های حوضه بر حسب =km/km2

چهار منطقه از حوضه های مختلف که مساحت هر منطقه یک کیلومتر مربع ولی تراکم شبکه 5-10در شکل

اوت است از نظر مقایسه نشان داده شده است. تراکم شبکه رودخانه معیاری است که فقط طول رودخانه در انها متف

رودخانه ها را مشخص می سازد و از طرز شبکه بندی و اتصال شاخه های مختلف اطالعی به دست نمی دهد. برای

شاخه هر آبراهه ها را که از اطالع از نحوه ارتباط انشعابات مختلف از رده بندی رودخانه ها استفاده می شود. سر

ارتفاعات شروع می شود رودخانه رده یک گویند. رودخانه رده یک، رودخانه ای است که هیچ شاخ دیگر به آن

37

زمانی به رودخانه 0بوجود می آید. رودخانه رده 0نمی پیوندد. از اتصال حداقل دو رودخانه رده یک رودخانه رده

دیگر به آن بپیوندد. در غیر این صورت هر تعداد رودخانه 0یک رودخانه رده تبدیل می شود که حداقل 8رده

رودخانه 8باقی خواهد ماند. از اتصال دو یا چند رودخانه رده 0رده یک به آن ملحق شود باز هم شماره رده آن

ه آبراهه ها در و الخ تشکیل می شود. شماره رده رودخانه در نقطه تمرکز نشان دهنده درجه تکامل شبک 4رده

رده بندی یک سیستم رودخانه نشان داده شده است که شماره 7-10حوضه باالدست آن نقطه است. مثال در شکل

0تکامل یافته تر از یک رودخانه رده 5می باشد. مسلم است که مثال یک رودخانه رده 0رده آن در نقطه تمرکز

است. انشعابات رودخانه در پاره ای از حوضه ها ها بسیار متفاوت است. نحوه اتصال انشعابات در شبکه رودخانه 4یا

به شکل شاخه های درخت، در برخی به طور موازی، در بعضی دیگر بصورت داربستی و یا در مواردی راست

(. شکل پیوستن رودخانه ها به یکدیگر بستگی به ساختار زمین شناسی و عمر سیستم 3-10گوشه ای است)شکل

دارد. برای مشخص کردن تاثیر انشعابات شبکه رودخانه بر هیدروگراف سیل، از نمایه نسبت رودخانه ای

استفاده می شود. (bifurcation ratio)انشعاب

38

باشد برحسب تعریف نسبت i،...و 1،0،8به ترتیب تعداد رودخانه های رده ni، ... و n3,n2,n1اگر در حوضه ای

انشعاب رودخانه های این حوضه برابر است با :

(10-0 )

که در آن :

BR نسبت انشعاب رودخانه ها در حوضه و =i .شماره رده رودخانه اصلی حوضه می باشد =

39

واقع نسبت انشعاب رودخانه از یک رده به رده دیگر عبارت است از نسبت تعداد رودخانه های یک رده مشخص به

به تعداد رودخانه های رده باالتر

و اگر بخواهیم نسبت انشعاب را در یک حوضه آبریز

آمده است 0-10بدست آوریم باید از نسبت انشعاب رده های مختلف آن حوضه میانگین بگیریم. آنچه در فرمول

نسبت انشعاب i-1رده رودخانه وجود داشته باشد به اندازه iاین میانگین را نشان می دهد زیرا اگر در حوضه ای

است. هر چه این نسبت کوچکتر باشد نشان 0تا 8د داشت. نسبت انشعاب در حوضه های معمولی بین وجود خواه

دهنده این است که منحنی تغییرات دبی سیل نسبت به زمان )هیدروگراف( در مقایسه با حوضه های دیگر دارای

4، 17( به ترتیب BRشعاب )که در آنها نسبت ان Cو B,Aسه حوضه 12-10نقطه اوج تیزتر خواهد بود. در شکل

می باشد نشان داده شده است. همانطور که مشاهده می شود منحنی تغییرات جریان خروجی از حوضه در 00/0و

است. Cپهن تر از هیدروگراف حوضه Aاثر یک بارندگی مشابه در حوضه

طول و شیب آن( روابط مستحکمی دریافته اند که بین رده آبراهه و خصوصیات فیزیکی آبراهه )مانند دانشمندان

برقرار است بطوری که حالت قاعده بخود گرفته است مانند قاعده هورتون در مورد تعداد آبراهه ها که بیان می دارد

تعداد آبراهه های هر رده از معادله زیر تبعیت می کند.

(10-4 )

BRنسبت انشعاب آبراهه های حوضه =

Kباالترین رده آبراهه های حوضه =

Uشماره رده مورد نظر =

Nuتعداد آبراهه های رده مورد نظر =

عبارت خواهد بود از : 0آبراهه های رده محاسبه شد تعداد 5/8که نسبت انشعاب 1-10مثال در مورد مثال

K=5 U=2

BR=3.6

Nu=(3.6)5-2=46

40

نیز می گویند. عالوه بر قانون تعداد آبراهه ها (law of stream number)را قانون تعداد آبراهه ها 4-10معادله

قوانین دیگری که در مورد آبراهه ها به اثبات رسیده و به نام قوانین هورتون معروف می باشند عبارتند از : قانون

طول، قانون مساحت و قانون شیب.

در یک حوضه iبراساس این قانون متوسط طول آبراهه های رده (law of stream lengths)قانون طول آبراهه ها

(Li: برابر است با )

(10-0 )

iر= شماره رده آبراهه مورد نظ

Li متوسط طول آبراهه های رده =i

=متوسط طول آبراهه های رده یک

r1 نسبت طولی آبراهه ها در حوضه. نسبت طولی آبراهه ها عبارت است از متوسط نسبت های طول آبراهه های=

هر رده به طول آبراهه های رده پایین تر .

قانون مساحت آبراهه ها مشابه قانون طول آبرهه هاست: (law of stream areas)قانون مساحت آبراهه ها

(10-5 )

41

در این معادله :

i شماره رده آبراهه مورد نظر =

Ai متوسط مساحت مربوط به آبراهه های رده =i

=متوسط مساحت مربوط به آبراهه های رده یک

ra نسبت مساحت آبراهه ها در حوضه. نسبت مساحت آبراهه ها عبارت است از متوسط نسبت های مساحت =

مربوط به آبراهه های هر رده به متوسط مساحت آبراهه های رده پایین تر.

بطور مشابه قانون شیب آبراهه ها به صورت زیر است: (law of stream spopes)قانون شیب آبراهه

(10-7 )

i شماره رده مورد نظر =

Si آبراهه های رده شیب در= متوسطi

آبراهه های رده یک شیب در=متوسط

rs = نسبت شیب آبراهه ها در حوضه. این نسبت برابر است با متوسط نسبتهای شیب آبراهه های هر رده به شیب

آبراهه های رده پایین تر

معروف می باشند. (Horton’s law)قوانین چهارگانه تعداد، طول، مساحت و شیب آبراهه ها بنام قوانین هورتون

از کاربردهای قوانین فوق آن است که اگر برای یک حوضه آبریز هیچ گونه اطالعی از سیستم رودخانه ای نداشته

منطقه بدست آورده و سپس با تعمیم آن به حوضه باشیم می توانیم فرمول های مذکور را برای یک حوضه مشابه در

مورد نظر تعداد و طول و مساحت هر آبراهه را در حوضه بدست آورد.

42

شیب تند و مقطع آنها به رودخانه به سه گروه جوان، کامل و مسن طبقه بندی می شوند. رودخانه های جوان دارای

است. فرسایش در این رودخانه ها نسبتا زیاد است. در رودخانه های مسن و کامل بیشترین انرژی صرف Vشکل

انتقال مواد رسوبی می شود و میزان فرسایش در آنها کمتر از رودخانه های جوان است مقطع این رودخانه ها به

زنقه ای به خود می گیرد. رسوب است. رودخانه های مسن شیب بسیار کم دارند و مقطع آنها حالت ذو Uشکل

گذاری از خصوصیات اصلی این رودخانه هاست. معموال در مسیر یک آبراهه هر سه نوع رودخانه مشاهده می شود.

بطوری که قسمت علیای رودخانه ممکن است جوان، قسمت میانی آن کامل و قسمت انتهایی آن را رودخانه مسن

تشکیل دهد.

ضه هاخصوصیات فیزیکی حو 11-3

فیزیکی حوضه های آبریز را می توان به دو گروه کلی تقسیم بندی کرد که عبارتنداز: خصوصیات ویژگی های

و سیل روانابمربوط به پستی و بلندی و خصوصیات مربوط به نفوذپذیری. این دو ویژگی از عوامل موثر بر ایجاد

یب، الگوی رودخانه ای و نمایه نفوذپذیری شامل می باشند. نمایه های پستی و بلندی حوضه شامل سطح حوضه، ش

خاک و ذخیره رطوبت درآن می باشد. اما اگر بخواهیم عوامل موثر در پاسخ توان جذب آب به داخل

گروه مستقل زیر را می توانیم از 3هیدرولوژیک حوضه های آبریز را بر شماریم بسیار زیاد خواهند بود و حداقل

یکدیگر متمایز سازیم.

(خصوصیات هندسی حوضه : از قبیل سطح، محیط، شکل، موقعیت، طول آبراهه ها، شیب متوسط آبراهه اصلی و 1

تراکم شبکه رودخانه ها.

( خصوصیات خاکهای حوضه : شامل تیپ هیدرولوژیک خاکه، دانه بندی ذرات خاک، بافت، ساختمان، قابلیت 0

فرسایش و نفوذپذیری.

حوضه، توزیع پوشش گیاهی از نظر برگاب و تعرق. ( پوشش گیاهی : تیپ گیاهان8

( خصوصیات آب شناسی : نگهداشت سطحی و آبهای زیر زمینی.4

( خصوصیات زمین شناسی : نوع سنگها، درز و شکافها، گسلها و چین خوردگیها.0

( آب و هوا : دما، مقدار ونوع بارندگیها و فراوانی وقوع آنها.5

43

تقال و رسوبگذاری، تخریب و مناطق رسوب خیز حوضه.( بار رسوب : فرسایش، ان7

( عوامل انسانی: عملیات کشاورزی، دامداری، احداث جاده ها، تاسیسات و غیره.3

و خصوصیات سیالبها دارد که در روانابدر مورد یک حوضه اثرات بسیار بارزی بر حجم 3تا 0هر چند عوامل

هندسی حوضه ها نیز در آبدهی حوضه موثر است که در این جا جای خود از آنها بحث شده است ولی ویژگیهای

به اختصار بحث شده است. خصوصیات هندسی یا ژئومتری حوضه به مجموعه عوامل فیزیکی گفته می شود که

مقادیر آنها برای هر حوضه نسبتا ثابت بوده و نشان دهنده وضع ظاهری حوضه است. این عوامل از این جهت حائز

حوضه همبستگی وجود دارد و در مورد حوضه هایی که در آنها داده های اندازه رواناببین آنها و اهمیتند که

یا شدت سیالبها را تخمین زد. روانابگیری دبی وجود ندارد می توان از این روابط استفاده نمود و مقدار

هم گفته می شود (oro-hydrography)آبنگاری -خصوصیات مهم ژئومتری حوضه که به آنها خصوصیات کوه

عبارتند از: مساحت، محیط، طول آبراهه اصلی، شکل حوضه، عرض متوسط حوضه، شیب حوضه، ارتفاع حوضه،

پستی و بلندی)نمودارهای آلتی متری و هیپسومتری حوضه( عرض مستطیل معادل و زمان تمرکز. این خصوصیات را

حوضه نیز می نامند. (morphometry)عوامل مورفومتری

مساحت حوضه 11-3-1

حوضه بطور مستقیم به مساحت حوضه روانابمشخصه حوضه مساحت آن است. دبی سیالبها و حجم مهمترین

یا میل مربع (km2)نشان داده می شود و بر حسب کیلومترمربع Aبستگی دارد. مساحت حوضه معموال با عالمت

(mile2) احت در نقشه های هیدرولوژی استفاده از دستگاه توصیف می شود. ساده ترین وسیله برای سنجش مس

است. حوضه ها از نظر مساحت به سه دسته تقسیم می شوند : حوضه های کوچک با (planimeter)مساحت سنج

کیلومترمربع است و 1222تا 122کیلومترمربع، حوضه های متوسط که مساحت آنها بین 122مساحتی کمتر از

کیلومتر مربع می باشد. هر چند مساحت کل حوضه بر مقدار و 1222ها بالغ بر حوضه های بزرگ که مساحت ان

حوضه و تعیین (impervious)و نفوذناپذیر (pervious)موثر است اما تفکیک بخشهای نفوذپذیر روانابشدت

شن کند. مقدار یا درصد مربوط به مساحت هر کدام از آنها بهتر می تواند چهره حوضه را از نظر سیل خیزی رو

همانطور که در مورد آبراهه ها سلسله مراتب رده برقرار بود در حوضه های آبریز نیز سلسله مراتب مساحت نیز

به مساحتی گفته می شود که Auوجود دارد. هر آبراهه رده یک دارای مساحت رده یک است و مساحت رده

44

به اضافه مساحتهای A1مساحت تمام ریز حوضه های 10-10را تامین می کند. مثال در شکل uآبراهه رده رواناب

را تشکیل می دهد. 0بین حوضه ای آنها جمعا مساحت رده

یا حداکثر دبی لحظه ای سیالبها مورد استفاده قرار می گیرد. در روانابمساحت حوضه غالبا برای تخمین حجم

10-10ساالنه حوضه رابطه مستقیمی مانند آنچه در شکل رواناببسیاری از مناطق بین مساحت حوضه و حجم

نشان داده شده است وجود دارد. این رابطه حالت کلی داشته و معادله آن به صورت می باشد که در

ضرایب ثابت می باشند که از روی تحلیل های منطقه ای بدست nو Kمساحت حوضه و Aساالنه، رواناب آن

می آیند.

می ریزد 0و رواناب مساحت های بین زیر حوضه ها مستقیما به رودخانه رده 1(. روانات زیر حوضه های رده A1مساحت های بین زیر حوضه های رده یک) 11-10شکل

محیط حوضه 11-3-1

( به طول خط تقسیم آب گفته می شود که حوضه را از حوضه های مجاور مجزا می سازد. Pمحیط حوضه)عمدتا

محیط حوضه بر حسب کیلومتر یا میل سنجیده می شود. برای اندازه گیری محیط حوضه معموال از منحنی سنج

45

(curve meter) که در طبیعت قابل رویت است و یک استفاده می شود. حوضه ها یک محیط توپوگرافیک دارند

محدوده ژئولوژیک که به خصوصیات زمین شناسی حوضه بستگی داشته و از سطح زمین قابل رویت نیست بطوری

که ممکن است تغذیه حوضه از مناطقی ورای محدوده سطح حوضه نیز صورت گیرد.

وضهطول ح 11-3-3

و سیل از آنها استفاده روانابمشخص کردن طول حوضه نمایه های زیادی بکار برده می شود که در تحلیل جهت

به طول مسیر آبراهه اصلی از نقطه خروج تا دورترین قله روی خط تقسیم (L)می شود. در یک تعریف طول حوضه

نشان داده شده است. در تعیین Lو با حروف 1تحت عنوان تعریف 18-10آب گفته می شود. این طول در شکل

بحساب طول حوضه از روی نقشه های توپوگرافی غالبا این سوال پیش می آید که کدام آبراهه را باید آبراهه اصلی

آورد در چنین وضعیت آبراهه ای که بزرگترین طول را داشته باشد آبراهه اصلی است. در تعریف دیگر الزم نیست

که رودخانه را تا قله ارتفاعات ادامه دهیم بلکه طول حوضه فقط از نقطه خروجی تا جایی است که رودخانه بطور

نشان داده شده Lcو با عالمت 0عنوان تعریف تحت 18-10مشخص روی نقشه وجود درد. این طول در شکل

درصد طول رودخانه قرار گرفته است بعنوان طول 30تا 12از رودخانه اصلی را که بین است. برخی فاصه ای

نشان داده شده است. یکی L10-85و با عالمت 8تحت عنوان تعریف 18-10حوضه مطرح کرده اند که در شکل

ضه این است که از نقطه خروجی در مسیر رودخانه اصلی تا نقطه ای که نزدیک ترین دیگر از نمایه های طول حو

نشان داده می شود در تحلیل Lcaفاصله را با مرکز ثقل حوضه داشته باشد اندازه گیری کنیم. این نمایه که با عالمت

هیدروگراف که بعدا شرح داده خواهد شد مورد استفاده قرار می گیرد.

نشان داده شده است در نظر بگیریم با توجه به مقیاس نقشه طول رودخانه 4-10ای را که در شکل اگر حوضه

متر است. اما اگر 1022و 701، 1038 روی نقشه رسم شده اند به ترتیب 8و 0و 1اصلی که در زیر حوضه های

46

م الزم است رودخانه های بخواهیم طول هر زیر حوضه را از نقطه خروجی تا نقطه انتهایی حوضه را بدست آوری

ادامه دهیم تا مرز حوضه ها را قطع کند و سپس طول کلی آنها را بدست آوریم. 0و 1اصلی را در زیر حوضه های

. در این حالت طول این وضعیت ها را نشان می دهد( 0و 1خطوط نقطه چین در زیر حوضه های 4-10)در شکل

برای بدست آوردن طول زیر 8تر خواهند بود. اما در زیر حوضه م 1552و 0874به ترتیب 0و 1زیر حوضه های

حوضه باید نقطه ای را در نظر داشت که دورترین فاصله را با نقطه خروجی داشته باشد. این نقطه گوشه سمت

وصل 8می باشد که به صورت نقطه چین به رودخانه اصلی زیر حوضه 8و 0راست و مرز مشترک زیر حوضه های

متر و فاصله محل اتصال تا 355برابر 8اگر فاصله این نقطه تا محل اتصال به رودخانه اصلی زیر حوضه شده است.

( 355+302=1715متر خواهد بود ) 1715برابر 8متر باشد در این صورت طول زیر حوضه 302نقطه خروجی

براهه اصلی عملی است که طول حوضه و طول آ متر قبلی متفاوت می باشد در هر حال تعیین1022که با عدد

توسط هیدرولوژیست و با مهارت باید صورت گیرد.

شکل حوضه 11-3-4

سطحی و روانابحوضه های آبریز از نظر ظاهری دارای شکلهای گوناگون می باشند تاثیر شکل حوضه بر تمام

-10هیدروگراف سیل محرز و این موضوع را عده زیادی از هیدرولوژیستها مورد بررسی قرار داده اند. در شکل

. در این شکل هفت تاثیر شکلهای مختلف حوضه بر وضع هیدروگراف و دبی اوج آن نشان داده شده است 14

نظر شکل با هم متفاوتند مقایسه شده اند. حوضه که از لحاظ وسعت و سایر خصوصیات با یکدیگر مشابه و فقط از

بطوریکه مالحظه می شود هیدروگراف خروجی از این حوضه ها هم از نظر تداوم سیل و هم از نظر دبی ماکزیمم با

یکدیگر متفاوتند. حال آنکه بارندگی در تمام آنها یکنواخت در نظر گرفته شده است. حوضه ها از نظر شکل بسیار

10-10توان سه گروه عمده را مشخص کرد: حوضه های کشیده، پهن و بادبزنی که در شکل متنوعند ولی می

نشان داده شده اند. برای آن که حوضه ها را از نظر شکل مقایسه کنیم از ضرایب یا نمایه های خاصی استفاده می

شود. نمایه های شکل حوضه عبارتند از :

به مجذور (A)عبارت است از نسبت مساحت حوضه (form factor): ضریب شکل الف( ضریب شکل

نشان داده می شود. FFو با عالمت (L2)طول حوضه

47

و لذا : A=B.Lباشد Bو عرض متوسط آن Lاگر حوضه را مستطیلی فرض کنیم که طول آن

(10-0 )

( که عکس nBبنابراین ضریب شکل حوضه نسبت عرض متوسط حوضه به طول آن می باشد. نسب طول به عرض )

ورت خواهیم داشت: ضریب شکل می باشد. نیز گاهی اوقات بعنوان نمایه شکل بکار برده می شود در این ص

(10-12 )

برای 1مشاهده می شود که نمایه طول به عرض از 14-10نمایه طول به عرض حوضه می باشد. در شکل nBکه

حوضه های مربع شکل تا چندین برابر آن در حوضه های کشیده متغیر است.

( حداقل یک )برای حوضه های مربع شکل( بوده و هر چه مقدار آن بیشتر باشد نشان دهنده nBضریب شکل )

)مربع، مستطیل، و مستطیل 4و 8، 0در حوضه های nBنمایه 14-10حوضه است. مثال در شکل کشیدگی شکل

است که تاثیر آنها بر شکل هیدروگراف سیل نیز نشان داده شده است. برخی 0و 7/1، 1کشیده( به ترتیب

د.نام گذاشته ان (shape factor)را ضریب فرم حوضه و عکس آن را ضریب شکل حوضه FFمتخصصان

که به نام ضریب گراویلیوس (compactness)ضریب فشردگی رویهم رفته : ب( ضریب فشردگی

(Gravelius) ( نیز نامیده می شود عبارت است از نسبت محیط حوضهP به محیط دایره فرضی که مساحت آن )

(. برابر مساحت حوضه باشد)

48

که آن را می توان بصورت زیر نیز نوشت :

(10-11 )

در غیر این صورت مقدار این ضریب بزرگتر از یک خواهد بود است C=1اگر حوضه دایره ای کامل باشد ضریب

می باشد. 0/0تا 0/1که نشان دهنده انحراف شکل آن از دایره است. ضریب گراویلیوس حوضه ها معموال بین

( عبارت است از نسبت مساحت حوضه به مساحت دایره ای Rc: نسبت دایره ای حوضه ) نسبت دایره ایج(

که محیط آن مساوی محیط حوضه باشد یعنی :

(10-18 )

49

زیر قرار است.در این صورت بین ضریب گراویلیوس و نسبت دایره ای رابطه

(10-14 )

ست. لذا توجه شود در برخی نوشته های هیدرولوژی از نسبت دایره ای بعنوان ضریب فشردگی حوضه نیز یاد شده ا

که نام یک ضریب یا نمایه مطرح نبوده و آنچه اهمیت دارد طرز بدست آوردن آن نمایه می باشد.

باشد در این صورت قطر دایره Aیک حوضه اگر مساحت آن یک شبکه آبریز یا: در د( نسبت کشیدگی

معادل آن

(elongation ratio)خواهد بود. در چنین حوضه ای بر حسب تعریف نسبت کشیدگی

بصورت زیر بیان شده است.

(10-10 )

مساحت حوضه است. لذا نسبت کشیدگی Aطول حوضه در جهت موازی با بزرگترین آبراهه حوضه و Lmکه

برابر است با نسبت قطر دایره فرضی هم مساحت حوضه به طول حوضه.

حوضه ها از نظر شکل ظاهری با یک مستطیل فرضی بنام مستطیل معادل معموال : هـ( مستطیلی معادل

معادل نمایش دهنده حوضه آبریزی است که محیط آن به شکل مستطیل تغییر یابد ولی مقایسه می شوند. مستطیل

مساحت آن برابر مساحت حوضه باشد. بعبارت دیگر مستطیل معادل دارای سطح، محیط و ضریب گراویلیوس

عرض آن باشد خواهیم داشت : Bطول مستطیل معادل و Lمساوی حوضه اصلی است. بنابراین اگر

لف( ا 10-15)

50

(10-15 )

بدین ترتیب با داشت معادله های فوق می توان ابعاد مستطیل معادل حوضه یعنی طول و عرض آن را بدست آورد.

باشد. 10/1های فوق در شرایطی صادقند که ضریب گراویلیوس حوضه بیشتر از الزم به ذکر است که معادله

( را بدین صورت می توان Lcaطولی فاصله تا مرکز ثقل حوضه ) پارامتر: و( فاصله تا مرکز ثقل حوضه

رودخانه اصلی و یا روی 4-10تعریف کرد که هر حوضه آبریز دارای یک مرکز ثقل که ممکن است مانند شکل

ن که خارج از رودخانه اصلی واقع باشد. اگر مرکز ثقل روی رودخانه اصلی واقع باشد فاصله آن تا انتهای حوضه ای

از آن استفاده بعمل می آید. روانابنشان داده می شود. این نمایه از عوامل مهمی است که در تخمین Lcaبا عالمت

چنانچه این نقطه خارج از رودخانه اصلی قرار گیرد در این صورت روی رودخانه اصلی نقطه ای را که در مقابل

حوضه است مشخص می کنیم )معموال از مرکز ثقل بر رودخانه اصلی خط عمود وارد می شود و نقطه مرکز ثقل

خانه در نظر گرفته می شود( و سپس فاصله این نقطه را تا نقطه خروجی تالقی بعنوان تصویر مرکز ثقل روی رود

در نظر می گیریم. بطوریکه مشاهده می شود مشخص کردن موقعیت مرکز ثقل در حوضه ها Lcaحوضه بعنوان

دارای اهمیت می باشد. برای بدست آوردن مرکز ثقل حوضه کافی است که شکل ان حوضه را روی یک کاغذ

کرده و سپس حاشیه حوضه را با قیچی ببریم تا صفحه ای مشابه شکل حوضه در اختیار قرار گیرد. مقوایی رسم

سپس در دو نقطه از گوشه های حوضه سوراخی را ایجاد کرده و یک نخ از آن گذرانده و حوضه را در امتداد آن

51

قاطع آنها مرکز ثقل حوضه نخ رها کنید. خط امتداد نخ را در هر یک از حاالت روی حوضه رسم کنید. محل ت

خواهد بود.

فاصله تا مرکز ثقل حوضه باشد بر حسب Lcaطول رودخانه اصلی و Lاگر : در هر حوضه آبریز ز( عامل شکل

نشان داده می شود برابر است با : L1که با عالمت (shape factor)تعریف عامل شکل

(10-17 )

ارتفاع حوضه )پستی و بلندی( 11-3-5

مناطق مرتفع ارتفاع حوضه نسبت به سطح دریا نشان دهنده موقعیت اقلیمی آن حوضه است. در حوضه های بلندی یا

نه تنها بارندگی بیش از حوضه های پست است بلکه در قلل ارتفاعات غالبا نزوالت جوی به صورت برف می باشد

که هیدرولوژی آن متفاوت با رگبارهاست.

02درصد مساحت اراضی حوضه ارتفاعی باالتر از آن و 02برحسب تعریف ارتفاع متوسط حوضه رقومی است که

ارتفاعی پایین تر از آن داشته باشند. بنابراین تشخیص ارتفاع متوسط حوضه از روی نقشه درصد مساحت حوضه

های توپوگرافی ساده نخواهد بود مگر این که منحنی تجمعی تغییرات سطح حوضه نسبت به ارتفاع از پایین ترین

بوط به نیمی از مساحت رقوم حوضه را روی یک دستگاه مختصات رسم کرده و سپس از روی آن ارتفاعی را که مر

حوضه باشد مشخص کنیم. نحوه توزیع ارتفاعات در حوضه ها معموال با دو نمودار که بنامهای منحنیهای ارتفاعی

( رسم می شود که هر دو مفهوم واحدی داشته اما altimetryو آلتی متری hypsometryمعروفند )هیپسومتری

حنی هیپسومتری ابتدا پس از تعیین و رسم مرز حوضه روی نقشه بصورتهای متفاوت رسم می شوند. برای رسم من

توپوگرافی مساحتی از حوضه که بین هر دو خط تراز واقع شده است با پالنی متر اندازه گیری می شود. سپس در

یک دستگاه محور مختصات، ارتفاع نسبت به مساحتی از حوضه که باالتر از آن ارتفاع قرار دارد به صورت تجمعی

متر با 1702تا 1102خطوط تراز 15-10سم می شود. به عنوان مثال اگر فرض شود در حوضه ای مطابق شکلر

متری رسم شده باشد، مساحتی از حوضه که بین هر دو خط تراز قرار گرفته است در ستون دوم 122فواصل

هر خط تراز قرار می گیرد نوشته شده است. در ستون سوم این جدول مساحتی از حوضه که در باالی 1-10جدول

محاسبه شده است. ارقام ستون چهارم این مساحت ها را بر حسب درصد نسبت به سطح کل حوضه نشان می دهد.

52

بدست خواهد آمد که 17-10رسم شود شکلی مطلبق منحنی 4یا 8حال اگ ارقام ستون اول نسبت به ستونهای

درصد مساحت حوضه نشان دهنده 02د. ارتفاع مربوط به منحنی ارتفاعی یا هیپسوگراف حوضه نامیده می شو

متر است. ارتفاع متوسط حوضه از 1452مربوط به رقوم 17-10ارتفاع متوسط حوضه است که در شکل

نیز محاسبه می شود. 13-10فرمول

1-10جدول

(4) (8) (0) (1)

درصدی از مساحت حوضه که

ارتفاعی بیش از... دارند

که باالتر از... مساحتی از حوضه

قرار گرفته است

(mارتفاع ) km2مساحت بین دو خط تراز

122 33 52 00 84 17 12 2

130 152 112 00 50 81 10

00 02 10 88 81 10 10

1102 1002 1802 1402 1002 1502 1702 1312

53

(10-13 )

aمساحت جزیی حوضه که بین هر دو خط تراز واقع شده است =

H متوسط ارتفاع در جزء =a ت می به دس 0از مساحت )از جمع کردن خط تراز باالیی و پایینی و تقسیم آن بر

آید(.

Aمساحت کل حوضه =

برابر است با : ، مقدار 15-10بعنوان مثال برای شکل

داشتن منحنی هیپسومتری حوضه ها در هیدرولوژی کاربرد فراوان دارد از جمله این که می توان از روی آن

مساحت سطوح پوشیده از برف را اندازه گیری کرده و یا با داشتن ارتفاع متوسط حوضه مقادیر دما، بارندگی و

بی بعد نیز رسم می شوند تا بتوانند برای تبخیر در سطح حوضه را تخمین زد. غالبا منحنی های هیپسومتری بصورت

حوضه هایی که اطالعات فیزیکی از آنها در دست نمی باشد مورد استفاده قرار گیرد. برای این منظور کافی است

اعداد محور افقی را بر مساحت حوضه و ارقام محور عمودی را بر بلندترین ارتفاع حوضه 17-10که در شکل

الف که تغییرات ارتفاع 13-10باشد. مثال در حوضه فرضی شکل 1محور اعداشان از صفر تا تقسیم کنیم تا هر دو

54

میل مربع می باشد منحنی هیپسومتری بصورت بی بعد رسم شده 32فوت و مساحت کل حوضه 122تا 02از

است.

ر مقایسه حوضه ها مورد حال از روی منحنی بی بعد هیپسومتری می توان برخی از نمایه های فیزیکی مهم را که د

استفاده قرار می گیرد بدست آورد. این نمایه ها عبارتند از:

این نسبت برابر است با سطح زیر (hypsometric area ratio, Ha) نسبت مساحت هیپسومتریک( 1

(. 1.1( و)2.1(و )2.2( و )1.2منحنی هیپسومتریک بی بعد به مساحت مربع تشکیل شده از نقاطی با مختصات )

می باشد. 48/2این نسبت 10-10مثال در شکل

نی دو نقطه ابتدا و انتهای منح 10-10( اگر مطابق شکل profile factor, Fp( عامل نیمرخ حوضه )0

باشد Dmو حداکثر فاصله آن تا منحنی هیپسومتری Ldهیپسومتریک بی بعد را بهم وصل کنیم و طول این خط

. Dm/Ldعامل نیمرخ حوضه برابر است با

55

شیب حوضه 11-3-6

قدرت نیمرخ طولی رودخانه اصلی می تواند اطالعات مفیدی در مورد حوضه مانند سرعت حرکت آب،پروفیل

توجه شود نیمرخ رودخانه ها معموال از سه 00-10فرسایشی رودخانه و زمان تمرکز را به دست دهد. اگر به شکل

قسمت مجزا تشکیل شده است ؛

شیب آن تند و سرعت آب در این قسمت زیاد است. بستر رودخانه در این قسمت : الف( قسمت فراز آب

بتدریج از حالت جوان بودن خارج وبه مرحله تکامل برسد.از مسیر مرتب در حال فرسایش است تا

شیب آن کمتر از شیب قسمت سرآب است. در این قسمت اغلب شاخه های فرعی به ب( قسمت میانی :

رودخانه می پیوندند و دبی رودخانه در قسمتهای مختلف آن دفعه افزایش می یابد. خصوصیات این قسمت از

رودخانه عوامل اصلی طراحی را تشکیل می دهد زیرا این قسمت از رودخانه تقریبا تکامل یافته است.

رودخانه شیب خود را از دست داده و محلی است که بار رسوب برجای : قسمت فرود آب یا پایابج(

گذاشته می شود و رودخانه به سن تکاملی رسیده است)رودخانه مسن(. برای اندازه گیری شیب آبراهه اصلی

و انتخاب نوع روش به روشهای متعددی مرسوم است که از بین آنها سه روش عمده مورد استفاده قرار می گیرد

تشریح شده اند. 00-10قضاوت شخصی مهندسان بستگی دارد این سه روش نیز در شکل

-10در شکل a( ابتدا و انتهای رودخانه روی نقشه بهم وصل می شوند تا خط مستقیمی مانند خط روش اول

بدست آید، شیب این خط را می توان بعنوان شیب رودخانه اصلی در نظر گرفت. در این روش اگر اختالف 00

خواهد بود ولی از باشد متوسط شیب برابر Lو طول آن ارتفاع ابتدا و انتهای آبراهه اصلی

56

می شود شیب بدست آمده از این طریق در یک ضریب آنجایی که در باالی حوضه ها ارتفاع بطور ناگهانی زیاد

بسته به این که نیمرخ آبراهه Cضرب می شود تا شیب تعدیل شده بدست آید. مقدار ضریب اصالحی (c)اصالحی

اصلی مقعر یا محدب باشد از فرمول های زیر بدست می آید :

نیمرخ های مقعر برای( 10-10)

برای نیمرخ های محدب( 10-02)

ین فرمول ها :در ا

Ap(00-11= سطح واقعی در زیر نیمرخ طولی آبراهه اصلی )شکل

At(.00-10= سطح مثلثی که از وصل کردن ابتدا و انتهای آبراهه اصلی بدست می آید)شکل

درصد طول )از انتهای رودخانه( و دیگری 12روی نیمرخ رودخانه دو نقطه را که یکی مربوط به روش دوم (

درصد طول رودخانه )از انتها( باشد مشخص کرده و آن دو را بهم دیگر وصل می کنیم تا خطی مشابه 30مربوط به

b در نظر گرفته شود. بدست آید. شیب این خط نیز بعنوان شیب آبراهه اصلی می تواند 00-10در شکل

طوری رسم می شود که اوال نقطه انتهایی آن منطبق بر C( روی نیمرخ رودخانه خط مستقیمی مانند روش سوم

نقطه انتهایی نیمرخ رودخانه باشد و ثانیا سطح مثلث ایجاد شده توسط آن با محورهای مختصات برابر سطح زیر

منحنی نیمرخ رودخانه با این محورها باشد. در این صورت نیز شیب این خط برابر شیب متوسط رودخانه در نظر

شود. معموال در کارهای هیدرولوژی بیشتر از روش دوم استفاده می شود. در مطالعات هیدرولوژی گرفته می

صفحه سه بعدی ممکن است فقط داشتن شیب رودخانه اصلی کفایت کند ولی از آنجایی که حوضه آبریزیک

تفاوت است، لذا است که رودخانه ها در جهات مختلف آن جریان دارند و شیب حوضه نیز در قسمتهای مختلف م

در بعضی موارد ممکن است عالوه بر شیب رودخانه اصلی به محاسبه شیب اراضی حوضه نیز نیاز باشد. در این

از روشهای زیر عمل کرد. در روش نخست که به روش هورتون معروف است اگر صورت می توان به یکی

57

رسم شده اند Hه با فاصله ارتفاعی کیلومتر مربع و مجموع طول خطوط تراز داخل حوضه ک Aمساحت حوضه

حدودا برابر خواهد بود با : (S)کیلومتر باشد شیب متوسط حوضه برابر

(10-01 )

. شیب اراضی حوضه می باشد sکه

A)کیلومتر( و مساحت حوضه Hmin)کیلومتر( و حداقل ارتفاع آن Hmaxدر روش دوم اگر حداکثر ارتفاع حوضه

)کیلومترمربع( باشد شیب متوسط حوضه از فرمول تجربی زیر محاسبه می شود.

(10-00 )

متر و حداقل ارتفاع 0302کیلومتر مربع است 122برای مثال اگر حداکثر ارتفاع در یک حوضه که وسعت آن

درصد خواهد بود. در یک 0/15یا 150/2متوسط شیب اراضی این حوضه متر از سطح دریا باشد 1022برابر

روش دیگر نقشه توپوگرافی حوضه که فاصله ارتفاعی خطوط تراز آن مشخص است شبکه بندی شده و یا کاغذ

شفاف شبکه بندی شده ای بر روی نقشه توپوگرافی حوضه قرارداده می شود. طول خطوط افقی و عمودی شبکه که

در جهت افقی و عمودی( و تعداد محلهایی که خطوط شبکه و خطوط تراز داخل محدوده حوضه قرار می گیرند )

( از Sv( و عمودی )SHنقشه یکدیگر را قطع می کنند اندازه گیری می شود سپس شیب حوضه در دو جهت افقی )

(1830اسماعیل -) عاشوریحوضه بدست می آید . (S)فرمول های زیر محاسبه و از روی آنها شیب متوسط

(10-08 )

(10-04 )

(10-00 )

58

در معادله های فوق :

SH غربی( -= شیب حوضه در جهت افقی )شرقی

SV جنوبی –= شیب حوضه در جهت عمودی )شمالی

N1 تعداد نقاط تالقی خطوط تراز با خطوط افقی شبکه در محدوده داخل حوضه =

H.)فاصله ارتفاعی خطوط تراز )متر =

L1)مجموع طولهای خطوط افقی شبکه در داخل حوضه )متر =

N2 تعداد نقاط تالقی خطوط تراز با خطوط عمودی شبکه رسم شده در محدوده حوضه =

L2 شبکه در داخل محدوده حوضه )متر(.طولهای خطوط عمودی = مجموع

S حوضه.= شیب متوسط

0-10مثال

متری شبکه بندی شده است. مجموع طول خطوط افقی شبکه که در 02نقشه یک حوضه آبریز با خطوط تراز

متر است. تعداد تقاطع خطوط افقی 72122متر و طول خطوط قائم آن 30022داخل حوضه قرار می گیرد

می باشد، شیب متوسط حوضه 121و تعداد تالقی خطوط عمودی با منحنی های تراز 38های تراز شبکه با منحنی

را محاسبه کنید.

حل

غربی )%( –= شیب در جهت شرقی

جنوبی )%( –= شیب شمالی

= شیب متوسط )% (

ی شده و بزرگترین شیب در داخل هر یک از مربع های شبکه از روی کمترین در روش رایج دیگر حوضه شبکه بند

فاصله خطوط تراز داخل همان مربع بدست می آید که به عنوان شیب نقطه مرکزی آن مربع در نظر گرفته و سپس

59

00مساحاتی که شیب آنها در یک بازه خاص قرار می گیرند مشخص می شود. مثال مشخص می گردد که فرضا

08-10درصد دارد. بدین ترتیب نقشه شیب مطابق نمونه شکل 12تا 0یلومترمربع از مساحت حوضه شیبی بینک

بدست می آید.

بطور دقیق تر می توان شیب در چهار گوشه مربع و وسط مربع را از روی خطوط ترازی که از آن نقاط می گذرد

متوسط آن مربع حساب کرده و سپس نقشه شیب را رسم نمود. با نقطه را بعنوان شیب 0بدست آورده و میانگین این

می توان شیب متوسط حوضه را از فرمول زیر بدست آورد. هداشتن نقشه شیب و متوسط شیب در داخل هر محدود

شیب متوسط حوضه متوسط شیب قطعه مساحت هر قطعه شیب

مساحت حوضه

جهت حوضه 11-3-7

از نظر تاثیر آن بر بعضی فرآیندهای هیدرولوژیک مانند ذوب برفها و تنوع پوشش گیاهی عامل جهت شیب در واقع

در حوضه های آبریز حائز اهمیت است. جهت حوضه را بطرق مختلف می توان اندازه گیری وتوصیف کرد. یک

شمالی روش آن است که فقط جهت عمومی حوضه را در نظر بگیریم مثال یک حوضه ممکن است در دامنه های

یک رشته کوه قرار گیرد در این صورت کال مشخص است که جهت شیب حوضه رو به شمال است. ممکن است

بطور دقیق تر برای تعیین جهت حوضه جهات چهارگانه)شمال، شرق، جنوب و غرب( و یا جهات هشت گانه مورد

ای حوضه بر نوع فرسایش خاک دارد بررسی قرار گیرد. در مطالعات آبخیزداری از نظر تاثیری که جهت دامنه ه

در مطالعات هیدرولوژی غالبا شیب و جهت حوضه بصورت گرافیکی الزم است نقشه جهت شیب نیز تهیه شود.

60

بررسی می شود تا بتواند تصویر عینی از وضعیت حوضه را در اختیار قراردهد. برای این منظور به ترتیبی که در زیر

بیان شده است عمل می گردد.

شبکه بندی کنید. 04-10از حوضه نقشه توپوگرافی تهیه کرده و آن را مطابق شکل -1

در محل تقاطع هر یک از خطوط افقی و عمودی این شبکه جهت شیب را رسم کرده و مقدار آن را اندازه گیری -0

شیب بوده و کنید. الزم به ذکر است که خطی که از رئوس شبکه عمود بر نزدیکترین خط تراز رسم شود امتداد

جهت شیب ها با 04-10جهت شیب از طرف خط تراز باالتر به سمت خط تراز پایین تر خواهد بود. در شکل

پیکان های سیاه در راس هر مربع مشخص شده است.

یه ای که هر یک از پیکان ها)جهت شیب ها( با خط شمال می سازند توسط یک نقاله اندازه گیری و وزا-8

درجه خواهد 072و پیکان غربی 132برای پیکان شمالی صفر و برای پیکان جنوبی این زاویه یادداشت شود. مثال

بود.

مقدار شیب را بر حسب درصد در محل هر یک از خطوط شبکه اندازه گیری و آن را یادداشت کنید الزم به -4

تراز در این محل مقدار شیب ذکر است که با داشتن فاصله دو خط تراز محل نقاط شبکه و اختالف ارتفاع دو خط

4متر باشد مقدار شیب 0متر و اختالف آنها 02قابل اندازه گیری است. مثال اگر فاصله دو خط تراز دو نقطه

درصد است.

بدین ترتیب با توجه به نقشه ای که رسم کرده اید تقریبا به تعداد نقاط شبکه جهت شیب )از نظر زاویه نسبت به -0

عدد 05نقطه شبکه 05ممکن است به ازاء 04-10تعداد مقدار شیب خواهید داشت. مثال در شکل شمال( و بهمان

(.n=05برای مقدار شیب حوضه در اختیار داشته باشید )

( اختصاص mاعداد بدست آمده برای شیب را به ترتیب صعودی ردیف کنید و به هر کدام یک شماره ردیف )-5

(.04-10جدول در شکل 8دهید )ستون

با استفاده از فرمول -7

-10جدول در شکل 0احتمال وقوع هر یک از شیب ها را بدست آورید )ستون

04. )

را نسبت به همدیگر رسم کنید تا منحنی تغییرات شیب 0و 8در یک دستگاه محور مختصات معمولی ستون -3

(.04-10نسبت به درصد احتمال هر وقوع بدست آید )شکل

61

فراوانی)%(

m/n

شماره ردیف

m

شیب)%(

ترتیب صعودی

نقاط شبکه شیب)%(

(0) (4) (8) (0) (1)

1.78 3.56 5.35 7.12 8.90

10.68 12.46 14.24 16.02 17.08

0 0 0

100

1 2 3 4 5 6 7 8 9

10 0 0 0

56

0 0.1 0.2 0.3 0.3 0.4

0.05 0.6 0.7 1.1 0 0 0

1.5

0.2 0.5 1.2 0.7 0

0.1 0.2 0.3 0.4 1.1 0 0 0

0.6

1 2 3 4 5 6 7 8 9

10 0 0 0

56

درصد روی محور افقی)احتمال( خط عمودی رسم کنید تا منحنی شیب را در نقطه ای 02از نقطه مربوط به -0

تالقی کند. از محل تالقی یک خط افقی اخراج نمایید تا محور قائم را قطع نماید. عدد بدست آمده روی محور قائم

عنوان نمونه برای شیب اراضی حوضه دو منحنی ب 04-10متوسط شیب اراضی حوضه را بدست می دهد در شکل

وردن جهت شیب آرسم شده است که یکی از آنها نشان دهنده شیب مالیم و دیگری شیب تند است. برای بدست

حوضه نیز بصورت زیر عمل شود.

15از نظر زاویه ای که با شمال می سازد به 00-10یک صفحه دایره ای را انتخاب کرده و آن را مطابق شکل -1

درجه خواهد بود. 0/00تقسیم کنید که هر قسمت شامل قسمت

62

نقطه( از لحاظ جهت شیب بدست آورده اید 05با توجه به زاویه ای که برای هر یک از نقاط شبکه )مثال برای -0

گانه صفحه دایره ای قرار می 15مشخص کنید هر یک از نقاط شبکه از نظر جهت در کدام یک از قسمتهای

شماره گذاری کنید. 15تا 1ید این قسمتها را در جهت حرکت عقربه ساعت از گیرند. می توان

درجه ای قرار می گیرند شمارش کرده و درصد آن را نسبت به کل نقاط 0/00تعداد نقاطی را که در هر قطاع -8

نقطه 11د درجه می باش 180و 0/110که زاویه آن نسبت به شمال بین 5شبکه بدست آورید. مثال اگر در قطاع

می باشد. 5/10قرار گرفته اند درصد شیب هایی که در این جهت می باشند

صفحه ای دایره ای که در اختیار دارید دوایر متحدالمرکز به فواصل مساوی رسم کرده و انها را از مرکز به روی-4

این دوایر 00-10 که نشان دهنده درصد می باشد درجه بندی کنید. مثال در شکل 122سمت خارج از صفر تا

رسم گردیده که این مقادیر روی دوایر نوشته شده است. 42و 82و 02و 12برای درصدهای

از نظر درصد بدست آورده اید با توجه به قطاع شیب و مقدار درصد شیب روی 8موقعیت نقاطی را که در بند-0

نقطه وجود داشت و 11( 5)منطقهدرجه 180تا 0/110صفحه درجه بندی شده مشخص کنید. مثال اگر برای جهت

درص عالمت گذاری کنید.توجه شود 02و نزدیک خط 5می باشد نقطه ای را در مرکز ناحیه 5/10درصد آن

که ممکن است برای برخی نقاط هیچ درصدی وجود نداشته باشد.

ه شده است، بهم پس از تکمیل شدن نقشه، نقاط بدست آمده را با نقطه چین همانطور که در شکل نشان داد-5

وصل کنید تا محدوده مسدودی متناسب با وضعیت جهت شیب حوضه بصورت تصویری نشان داده شود. مثال در

می باشند. یعنی حوضه از (SW)شکل مشاهده می شود که برای یک حوضه جهت شیب عمدتا بطرف جنوب غربی

نظر جهت یک حوضه جنوب غربی است.

63

زمان تمرکز 11-3-8

طی کرده و حداکثر زمانی که طول می کشد تا آب از دورترین نقطه حوضه مسیر هیدرولوژیکی خود رابطور کلی

نام دارد. دورترین نقطه نسبت به خروجی حوضه (time of concentration)به نقطه خروجی برسد زمان تمرکز

ممکن است فاصله فیزیکی آن دو نقطه نباشد بلکه فاصله هیدرولوژیکی آنها مورد نظر است. اگر فرض شود بارانی

روی حوضه ای ببارد و شدت بارندگی نیز زیادتر از ظرفیت (tr)و برای مدت بسیار طوالنی (Ie)با شدت یکنواخت

نیز ایجاد می شود. بتدریج با گذشت زمان دبی خروجی از رواناباصله پس از بارندگی جریان نفوذ باشد بالف

دیگر نقاط حوضه نیز در دبی خروجی مشارکت می نمایند(. سرانجام پس از روانابحوضه افزایش می یابد)زیرا

تا زمانی روانابد. از شروع می رسد و از آن به بعد تغییر در دبی رخ نخواهد دا (Qmax)مدتی دبی به حداکثر خود

( tcبرسد مدتی به طول می انجامد که آن را زمان تمرکز) (Qe)که دبی به حداکثر مقدار یا تعادل خود

(. چنانچه مدت بارندگی از زمان تمرکز حوضه بیشتر باشد و شدت بارندگی نیز افزون بر 05-10گویند)شکل

ق افتد بدست آوردن زمان تمرکز از روی شکل بسیار ساده اتفا 05-10ظرفیت نفوذ باشد که حالتی مشابه شکل

است اما این وضعیت، بخصوص در حوضه های بزرگ، کمتر اتفاق می افتد لذا همیشه زمان تمرکز برابر فاصله

شروع سیالب تا نقطه اوج منحنی سیل نمی باشد عالوه براین در حوضه های تحت مطالعه که فاقد داده های اندازه

قبلی از باران و سیل می باشند تخمین زمان تمرکز امری است که می بایست بدون توجه به این مسائل گیری شده

انجام شود. برای این منظور فرمولها و روشهای تجربی زیادی توسط متخصصان پیشنهاد شده است که به ذکر پاره

ای از آنها می پردازیم.

میالدی معادله زیر را برای تخمین زمان تمرکز پیشنهاد نمود. 1044در سال (Izzard): ایزارد معادله ایزارد(1

(10-05 )

64

)زمان تمرکز( را بر حسب ساعت بدست می دهد: tcدر این فرمول که

L طول مسیر آبراهه اصلی =(km)

i شدت بارندگی =(mm/hr)

H اختالف ارتفاع دو طرف آبراهه اصلی =(m)

C بدست می آید 0-10که مقادیر آن برای سطوح مختلف از جدول رواناب= ضریب

K: ضریب مربوط به نوع سطح که مقدار آن برابر است با=

اسفالت

بتن

اراضی لخت

اراضی کشاورزی

مراتع

K = 0.007

K = 0.012

K =0.017

K = 0.046

K =0.060

شدت بارندگی بر حسب iباشد که i.L < 3.8برحسب تجربه معادله ایزارد برای شرایطی صادق است که در آن

mm/hr وL .طول مسیر آبراهه برحسب کیلومتر می باشد

معادله زیر را برای تعیین زمان تمرکز پیشنهاد نمود. 1000در سال (Kerby)کربای ربای :(معادله ک1

(10-07 )

سطوح صاف-

لخت و متراکم خاکهای -

خاکهای با پوشش گیاهی کم -

r =0.02

r=0.10

r=0.30

r=0.40

r=0.80

65

مراتع معمولی و فقیر -

مراتع با پوشش خوب -

توصیف شده اند. براساس تجارب حاصله از کاربرد این فرمول معادله کربای 05-10بقیه اجزاء فرمول در معادله

متر صادق است. 022تا 422با حداکثر طول فقط برای حوضه های بسیار کوچک

برای استفاده در معادله تخمین زمان تمرکز به روش ایزارد (C)روانابضریب 0-10جدول

مالحظات )اضافه یا کسر شود( C ضریب وضعیت سطح حوضه

اراضی کشاورزی

اراضی لخت و بدون پوشش گیاهی

اراضی با پوشش گیاهی

اراضی جنگلی

پوشش آسفالتی

رکهاپا

اراضی سکونی

پشت بامها

چمن زارها

0.30 0.40 0.35 0.18

0.7-0.9 0.05-0.10 0.18-0.22

0.7-0.9 0.015-0.2

(0.05-درصد)0برای شیبهای کمتر از

(0.05+)درصد12برای شیبهای بیش از

600mm(0.03-)برای بارندگی سالیانه کمتراز

900mm(0.03+)برای بارندگی سالیانه بیش از

درجه 7برای شیبهای بیش از

برای (Williams)و ویلیامز (Bransbyویلیامز : معادله ای که توسط برانس بای) -( معادله برانس بای3

مساحت حوضه بر حسب کیلومتر مربع و سایر Aزمان تمرکز پیشنهاد گردید بصورت زیر می باشد. در این فرمول

اجزای فرمول واحدهای معادله ایزارد را دارند.

(10-03 )

بی قابل استفاده است.این معادله نیز برای حوضه های کوچک بخو

66

رواناب: سازمان هوانوردی آمریکا برای ساخت فرودگاهها و تخلیه (معادله سازمان هوانوردی آمریکا4

حاصله از بارندگیها روی باند فرودگاهها دستورالعملی را پیشنهاد نموده است که در آن محاسبه زمان تمرکز از

فرمول زیر صورت می گیرد.

(10-00 )

که در آن اجزاء فرمول و واحدهای مربوط مشابه معادله ایزارد می باشد.

براساس فرمول (Meadows)و میدوز (Overton)اورتون 1075: در سال میدوز -معادله اورتون( 0

مانینگ معادله ای را برای تخمین زمان تمرکز پیشنهاد نمودند در این روش ابتدا زمان حرکت جریان ورقه ای

بصورت زیر محاسبه و از روی آن زمان تمرکز بدست می آید.

(10-82 )

t1 تا هنگامی که بصورت ورقه ای در سطح حوضه جریان دارد. رواناب= زمان از شروع

nضریب زبری مانینگ=

L)طول آبراهه اصلی )فوت =

P2 ساعته )اینچ( 04= میانگین حداکثر بارش

S( شیب آبراهه =ft/ft)

فوت را روی حوضه طی کرد جریان ورقه ای بصورت آبراهه ای 822معموال پس از این که آب فاصله ای بطول

درآمده و سرعتی پیدا می کند که با توجه به معادله مانینگ برابر خواهد بود با :

(10-81)

67

سرعت v( و ft/ftشیب آبراهه ) Sشعاع هیدرولیکی آبراهه)فوت(، Rضریب مانینگ برای آبراهه، nکه در آن

نیز می توان سرعت حرکت آبراهه ای آب با توجه به 07-10در آبراهه است. از روی شکل (ft/sec)حرکت آب

نوع پوشش و درصد شیب بدست آورد. با داشتن سرعت حرکت آبراهه و طول مسیر، زمان طی حرکت بدست می

. مثال مطابق جمع کنیم زمان تمرکز حوضه بدست می آید 82-10آید که اگر آن را با زمان بدست آمده از معادله

درصد و نوع پوشش جنگلی باشد 0این شکل سرعت حرکت آب در سطح حوضه ای که شیب متوسط آن

متر در ثانیه( است. زمان الزم برای این که جریان مسیر آبراهه ای خود را طی کند 17/2فوت در ثانیه) 00/2معادل

از تقسیم طول مسیر بر سرعت حرکت آب بدست می آید.

حوضه کوچک معادله 5براساس داده های حاصله از (Kirpich)کرپیچ 1042در سال کرپیچ :( معادله 6

زیر را برای تخمین زمان تمرکز ارائه داده است.

(10-80 )

که در آن :

tcزمان تمرکز بر حسب ساعت =

Lطوالنی ترین مسیر حرکت آب در داخل حوضه )کیلومتر( یا طول مسیر آبراهه اصلی =

H اختالف ارتفاع بین نقطه تمرکز و بلندترین قسمت حوضه )متر( یعنی اختالف ارتفاع بلندترین و پایین ترین نقطه=

حوضه.

یچ نیز برای حوضه های کوچک قابلیت کاربری دارد.معادله کرپ

68

روشهایی که تا بحال گفته شد بیشتر در مورد حوضه های کوچک مورد استفاده داشته وبرای حوضه های بزرگ

کارایی چندانی ندارد. هر چند از روش کرپیچ در حوضه های متوسط نیز استفاده می شود اما در عملیات

های بزرگ از روشهای دیگری مانند روش پیشنهادی سازمان حفاظت خاک هیدرولوژی برای حوضه

معروف است استفاده می شود. زمان تاخیر بر حسب تعریف (lag time)که به روش زمان تاخیر (SCS)آمریکا

ابتدا زمان SCSفاصله زمانی بین مرکز بارش)نقطه زمانی وسط بارندگی( تا زمان اوج هیدروگراف است. در روش

(1852اسماعیل -) عاشورییر از فرمول زیر محاسبه می گردد.تاخ

(10-88 )

Lزمان تاخیر )فاصله زمانی بین مرکز بارندگی تا نقطه اوج هیدروگراف( حوضه بر حسب ساعت، tlagکه در آن

متوسط شیب حوضه )درصد (که غالبا برابر شیب متوسط رودخانه yطول رودخانه اصلی بر حسب فوت،

قدار آن نمایه نگهداشت آب در داخل حوضه)اینچ( است که م s( و 00-10در شکل cاصلی)محاسبه شده به روش

برابر است با

(10-84 )

69

از (tc)زمان تمرکز حوضه tlagنمایه خصوصیات حوضه از نظر نفوذپذیری است. پس از محاسبه CNدر این فرمول

معادله زیر محاسبه می شود.

(10-80 )

برای تخمین زمان تمرکز ابتدا الزم است نمایه مربوط به خصوصیات نفوذ SCSمشاهده می شود در روش بطوریکه

در سطح CNمعروف است تعیین شود. برای تعیین (Curve Number)یا شماره منحنی CNحوضه که بنام

حوضه به ترتیب زیر عمل می شود.

نید. در این رابطه حوضه ها (ابتدا گروه هیدرولوژیک خاکهای حوضه را با توجه به نفوذپذیری خاکها مشخص ک1

استفاده نمود. 8-10تقسیم می شوند. برای این منظور می توان از ارقام جدول Cیا C,B,Aبه یکی از گروههای

طبقه بندی خاکهای حوضه بر حسب نفوذپذیری 8-10جدول

گروه حداقل نفوذپذیری)میلی متر در ساعت(

0/11-0/7

0/7-3/8

3/8-8/1

8/1-2

A

B

C

D

حوضه را به دست آورید. CNبا توجه به نوع خاک و پوشش حوضه مقدار 4-10(از جدول0

8 )CN برای وضعیتی است که در آن خاک به لحاظ رطوبتی قبل از بارندگی در وضعیت 0بدست امده از بند

متوسط باشد، یعنی نه خشک باشد و نه مرطوب. ولی اگر بارندگی زمانی باشد که از قبل حوضه خشک باشد و یا

طوب باشد، در این صورت بارندگی در زمانی صورت گیرد که قبل از آن باران دیگری باریده و خاک حوضه مر

برای حالت CNداشتنبا 0-10برای هر یک از دو وضعیت خشک یا مرطوب اصالح شود. در جدول CNباید

را برای شرایط خشک یا مرطوب اصالح کرد. CNمتوسط می توان

(و پوشش سطح D,C,B,Aبرای حوضه های مختلف با توجه به نفوذپذیری خاک)گروههای CNمقدار 4-10جدول

وضهح

70

A B C D خصوصیات پوشش سطح حوضه

پوشش جنگلی متوسط

پوشش جنگلی خوب

مراتع طبیعی با پوشش متوسط

مراتع طبیعی با پوشش خوب

اراضی کشاورزی

زیر کشت حبوبات

زیر کشت غالت)ردیفهای مستقیم(

زیر کشت غالت)ردیفها به موازات خطوط تراز(

زیر کشت گیاهان ردیفی

ردیفهای مستقیم با پوشش متوسط

ردیفهای مستقیم با پوشش خوب

ردیفها به موازات خطوط تراز

با پوشش متوسط

با پوشش خوب

و دیگر جاهای اسفالتی پشت بامها، پارکینگها

% اسفالت 50مناطق مسکونی با

% اسفالت 02مناطق مسکونی با

اسفالتی خیابانها و جاده های

جاده های خاکی

جاده های شوسه

85 00 40 80

00 50 52

70 57

72 50 03 77 01 03 70 75

52 00 50 51

50 75 78

31 73

70 70 03 30 53 03 30 30

78 72 70 74

73 34 31

33 30

34 30 03 02 70 03 37 30

70 77 34 32

38 33 34

01 30

33 35 03 00 34 03 30 01

از شرایط متوسط به شرایط خشک و مرطوب CNتبدیل 0-10جدول

CN در وضعیت متوسط

رطوبتی خاک

CN تصحیح شده

برای زمین مرطوب برای زمین خشک

122 00 02

122 37 73

122 00 03

71

30 32 70 72 50 52 00 02 40 42 80 82 00 02 10 12 0 2

72 58 07 01 40 42 80 81 07 08 10 10 10 0 7 4 0 2

07 04 01 37 38 70 70 72 50 52 00 02 40 80 88 05 17 2

برای کل CNیکنواخت نباشد باید مقدار میانگین وزنی CNدر صورتی که شرایط حوضه از نظر عوامل موثر بر

حوضه محاسبه گردد، بدین ترتیب که :

(10-85 )

در این معادله :

در سطح حوضه CN=میانگین وزنی

Ai درصد مساحتی از حوضه که شماره منحنی آن=CNi .است

نیز استفاده می شود. براساس فرمول پیشنهادی توسط از روش شماره منحنی برای تخمین زمان تمرکز

زمان تمرکز عبارت است از )بر حسب ساعت( : (Schwab)شواب

72

(

)

در این فرمول:

L)طول آبراهه اصلی )متر =

CNشماره منحنی =

S( شیب متوسط حوضه =m/m)

می باشد. زمان 24/2و شیب حوضه ft = 1951 m 6400ل آبراهه ، طوCN=70مثال با توجه به مثال که در آن

تمرکز برابر است با :

(

)

پیمایش –خطوط هم 11-4

مکان هندسی نقاطی هستند که زمان تمرکز آنها مساوی باشد. اگر در (isochronal)پیمایش-خطوط همدر واقع

پیمایش –یک حوضه آبریز خطوط هم پیمایش همانند خطوط همباران رسم شده باشد آن را نقشه ایزوکرونال یا هم

رسم شده است در محاسبه حداکثر دبی 00-10گویند. وجود نقشه های ایزوکرونال که نمونه ای از آن در شکل

حظه ای سیالبهای حوضه مفید واقع می گردد. بعنوان مثال اگر نقاطی از حوضه را که فاصله زمانی حرکت آب از ل

آن نقاط تا نقطه خروجی حوضه یک ساعت باشد بهم وصل می کنیم خط ایزوکرونال یک ساعته بدست می آید.

، ویا ... ساعته حوضه را 8، 0یزوکرونال بهمین ترتیب می توانیم از روی تجربه یا به روشهای غیر مستقیم خطوط ا

رسم کرد.

برای رسم خطوط هم پیمایش می توان از نقطه خروجی حوضه خطوط شعاعی اخراج کرده و با توجه به شیب زمین

در امتداد هر کدام از این خطوط سرعت آب را تخمین زده و سپس نقاطی را که زمان پیمایش آنها یکسان است

نیز 07-10بدست آوردن سرعت حرکت آب در امتداد هر یک از خطوط می توان از شکل بدست آورد. برای

استفاده کرد. با این وجود رسم خطوط هم پیمایش بستگی به مهارت هیدرولوژیست و دیدگاههای تجربی وی دارد.

73

ضعیت نکته قابل توجه آن است که خطوط ایزوکرونال عالوه بر شیب حوضه و خصوصیات سنگ شناسی به و

پوشش گیاهی حوضه نیز بستگی داشته و لذا می تواند در طول سال و یا از سالی به سال دیگر تغییر نماید.

( سطحی رواناب) Run off

مقدمه 13-1

شدت بارندگی از ظرفیت نفوذ آب به داخل خاک بیشتر باشد بخشی از آب حاصله از بارندگی در سطح زمانی که

حوضه باقی می ماند. این آب پس از پر کردن گودیهای سطح زمین که به آن چاالب گفته می شود، در امتداد شیب

وضه خارج می گردد. به این بخش از زمین جریان پیدا کرده و از طریق شبکه آبراهه ها و سپس رودخانه اصلی از ح

( می گویند. surface run-offسطحی) رواناببارندگی که می توان مقدار آن را در رودخانه ها اندازه گیری کرد

اصوال جریانی که در سطح زمین پس از بارندگی بصورت ورقه ی راه می افتد قبل از آنکه به اولین رده آبراهه برس

کیلومتر درهر Ddگفته می شود. اگر تراکم شبکه آبراهه های حوضه (overland flow)جریان روی زمینی

چنانچه تراکم 1-10خواهد بود. مثال با توجه به مثال Dd/0.50کیلومترمربع باشد متوسط طول جریان روی زمینی

بصورت جریان روی روانابکیلومتر در هر کیلومتر مربع باشد طولی را که 58/0شبکه رودخانه ها در حوضه

متر می باشد. با توجه به این که 102کیلومتر یا 10/2زمینی قبل از رسیدن به آبراهه ها طی می کند بطور متوسط

می توان یک رابطه مستقیم را انتظار روانابخصوصیات فیزیکی حوضه نسبتا ثابت است قاعدتا بین بارندگی و

بارندگی ساالنه حوضه و روانابی را که از آن خارج می شود اندازه داشت. بطوریکه اگر برای چند سال متوالی

گیری کرده و سپس مختصات نقاط مربوطه را نسبت بهم در یک دستگاه محور مختصات رسم کنیم، از بین این

ساالنه )سانتی متر( و رابطه بین بارندگی 1-18نقاط می توان یک خط یا منحنی را برازش داد. مثال در شکل

74

ساالنه )سانتی متر( برای یک حوضه آزمایشی براساس داده هایی که در سالهای مختلف موجود بوده است نابروا

بصورت نمودار رسم شده است. پراکندگی نقاط نسبت به این خط به دلیل تغییراتی است که در شدت بارندگی و

وضه وجود داشته است. از روی شیب وضعیت رطوبتی خاکهای حوضه قبل از شروع بارندگیها و یا تغییرات سطح ح

را بدست آورد. در این روانابمی باشد می توان رابطه ریاضی بین بارندگی و 07/2خط مذکور که در این شکل

سانتی متر است. 04شکل دیده می شود که خط از مرکز مختصات عبور نکرده است بلکه دارای عرض از مبداء

و روانابوجود نداشته است. رابطه روانابسانتی متر بوده، عمال 04کمتر از یعنی در سالهایی که بارندگی ساالنه

رسم شده است از نظر ریاضی بصورت زیر می باشد. 1-18بارندگی براساس نموداری که در شکل

(18-1 )

در این معادله :

R رواناب=ارتفاع ساالنه ،cm

S’ شیب خط نسبت به محور طولها=

P ،بارندگی ساالنه =cm

75

Pa عرض از مبداء=

شیب خط نسبت به محور عرض ها می باشد Sکه در آن R=S(P-Pa)معادله خط را به صورت 1-18در شکل

نیز می توان نوشت که در این صورت با توجه به آنچه روی شکل مشاهده می شود این معادله به وضعیت

R=0.57(P-24) از روی شکل یا سانتی متر باشد مقدار رواناب 84خواهد بود. اگر مثال بارندگی در یک سال

شود استخراج چنین رابطه هایی برای حوضه ها در هیدرولوژی با اهمیت بوده سانتی متر تخمین زده می 7/0معادله

و می تواند از نظر تخمین آورد ساالنه رودخانه ها مفید باشد، اما بدست آوردن این نوع رابطه تنها در صورتی امکان

پذیر است که داده های اندازه گیری شده بارندگی و رواناب در حوضه وجود داشته باشد.

ارتفاع رواناب 13-1

رواناب حاصله از بارندگی را می توان بر حسب ارتفاع یا حجم توصیف کرده و آن را به روشهای مختلف برآورد

است که برا (SCS)نمود. از جمله روشهای معمول در هیدرولوژی روش پیشنهادی سازمان حفاظت خاک آمریکا

ارتفاع رواناب scsحوضه هایی که در آنها داده های اندازه گیری دبی رواناب وجود ندارد بکار می رود. در روش

حاصله از یک بارندگی بصورت زیر محاسبه می شود :

(18-0 )

که در آن :

Rارتفاع رواناب بر حسب اینچ =

P)ارتفاع بارندگی )اینچ=

S با:= عامل مربوط به نگهداشت آب در سطح زمین است که مقدار آن برابر است

(18-8 )

76

شماره منحنی مربوط به مقدار نفوذ آب در حوضه می باشد که روش بدست آوردن آن در فصل CNدر این معادله

می توان از روی معادالت فوق (CN)( و شماره منحنی حوضه Pقبل بحث شده است. با داشتن مقادیر بارندگی)

ت مگر این که رابطه بین بارندگی و رواناب بر خالف تصور همیشه خطی نیس ارتفاع رواناب را بدست آورد.

رواناب( از -که در این صورت منحنی)رابطه بارندگی (CN=100)در حوضه ناچیز باشد (S)نگهداشت سطحی

مرکز مختصات نیز می گذرد، اما برای حوضه هایی که در آنها نگهداشت سطحی زیاد است اوال این رابطه بصورت

رکز مختصات نیز فاصله گرفته و بخش زیادی از بارندگی منحنی از م sیک منحنی نمایی است، ثانیا با افزایش نمایه

بدون آن که جاری شود در سطح حوضه نگهداشته می شود. در عمل ضریب رواناب حوضه بعنوان درصدی از

تبدیل می شود مشخص و ارتفاع رواناب با فرمول ساده زیر تخمین زده می شود : بارندگی که به رواناب

(18-4 ) R= C .P

مقدار ارتفاع رواناب است. ضریب رواناب بستگی به Rمقدار ارتفاع بارندگی و Pضریب رواناب، Cکه در آن

تخمین زد. برآورد رواناب ساالنه 1-18دار آن را می توان از جدول خصوصیات فیزیکی حوضه داشته و مق

)آبدهی ساالنه( در حوضه های آبریز از عملیاتی است که باید توسط هیدرولوژیست ها انجام شود. در صورتی که

Sه نیز بر حسب میلی متر محاسبه شود الزم است ک Rبر حسب میلیمتر باشد و بخواهیم Pمقدار 0-18در فرمول

برابر خواهد بود با : sنیز بر حسب میلی متر باشد در این صورت مقدار

الف( 18-0)

(

)

ب( 18-0)

( در حوضه های مختلفCضریب رواناب ) 1-18جدول

شیب زمین نوع پوشش سطح حوضه

0-5% 5-10% 10-30% اراضی مرتعی

77

خاک شنی لومی

خاک رسی لومی

خاک رسی سنگین

اراضی جنگلی

خاک شنی لومی

خاک رسی لومی

خاک رسی سنگین

اراضی کشاورزی

خاک شنی لومی

خاک رسی لومی

خاک رسی سنگین

اراضی شهری

% آسفالت82

% آسفالت02

% آسفالت72

0.1

0.3

0.4

0.1

0.3

0.4

0.3

0.5

0.6

0.4

0.55

0.65

0.16

0.36

0.55

0.25

0.35

0.50

0.4

0.6

0.7

0.5

0.65

0.80

0.22

0.42

0.60

0.3

0.5

0.6

0.52

0.72

0.82

فقط مربوط به یک بارش مجزاست و نمی توان آن را 4-18تا 0-18باید توجه داشت که استفاده از فرمول های

فرضا برای کل بارندگی ساالنه که در آن بارندگی ها به دفعات صورت می گیرد بکار برد. با این وجود از آنجایی

که در مناطق خشک بارشها عمدتا زمستانه و فقط در یک دوره کوتاه زمستانه صورت می گیرد بعضی از کارشناسان

برای آن که نقش رطوبت خاک در تولید رواناب فرمول های فوق را برای بارندگی ساالنه نیز بکار برده اند.

در یک روز که خاک خشک بوده است میلی متر بارندگی 122مشاهده گردید که 4-18مشخص شود در مثال

میلی متر بارندگی که روی یک 0میلی متر رواناب تولید کرد حال آن که در همان حوضه در روز بعد 18تنها

میلی متر رواناب ایجاد نماید. این وضعیت همان بحثی است که در 55/01خاک مرطوب باریده است توانست

ت اولیه خاک بر مقدار نفوذ آب گفته شد.( در مورد تاثیر رطوب4-3فصل هشتم)شکل

تخمین آبدهی ساالنه حوضه 13-3

78

ساالنه یک رودخانه)آورد ساالنه( از مهمترین پارامترهایی است که انتظار بدست آوردن آن از سیالب یا رواناب

ند کار یک هیدرولوژیست می رود. این موضوع در رودخانه هایی که دارای ایستگاه اندازه گیری آب می باش

چندان دشواری نیست اما برآورد آن برای حوضه های فاقد ایستگاه نسبتا مشکل است. امروزه مدلهای کامپیوتری به

انجام این امر کمک فراوان کرده اند اما در طرحهای کوچک اگر دسترسی به این مدل ها وجود نداشته باشد می

ن روشها که برای تخمین آورد ساالنه بکار می رود روشی توان از روشهای ساده تجربی استفاده کرد. یکی از ای

معروف است. روش جاستین براساس عملکرد مشابه حوضه ها استوار است. در (Justin)است که بنام روش جاستین

این روش ابتدا در منطقه مورد نظر یک حوضه آبریز را که دارای آمار اندازه گیری آب بوده و مشخصات زیر در

(1830اسماعیل -)عاشوریاشد در نظر می گیریمآن معلوم ب

)کیلومتر مربع( Aمساحت حوضه، -

)کیلومتر( Hmaxحداکثر ارتفاع حوضه، -

)کیلومتر( Hminحداقل ارتفاع حوضه، -

)میلیون متر مکعب( Wآبدهی ساالنه، -

)سانتی متر( Pمتوسط بارش ساالنه در حوضه، -

)سانتی گراد( Tمتوسط دمای ساالنه هوا، -

را که بنام ضریب جاستین معروف می باشد برای این Kحال با داشتن این مشخصه ها محاسبات زیر را انجام و ضریب

حوضه بدست می آوریم.

(18-5 )

(18-7 )

(18-3 )

79

( را برای حوضه مورد Wبرای حوضه مذکور با انجام عمل عکس آبدهی ساالنه ) Kپس از بدست آوردن ضریب

ع شده است مطابق مثال زیر بدست می آوریم.اقلیمی واق قهنظر که در همان منط

رواناب در یک حوضه مشخص برای شده باید توجه داشت که در صورت عدم دسترسی به داده های اندازه گیری

الزم خواهد بود حسب وضعیت حوضه رقمی را برای آن تخمین زد. روش دیگری که در این مورد Kتعیین ضریب

است که اساس کار آن بر مبنای میزان کمبود (Cotaigne)اصطالح کتاین می تواند بکار برده شود روش به

زیر بدست می آید. در حوضه استوار می باشد. این مقدار از رابطه (D)جریان

(18-0 )

(18-12 )

(18-11 )

در این معادله ها :

P)بارندگی ساالنه حوضه )متر=

T)دمای متوسط حوضه )سانتی گراد =

D)کمبود جریان ساالنه )متر=

R)رواناب )متر =

منظور ارائه داده است که عالوه بر روشهای فوق انجمن تحقیقات کشاورزی در هند نیز فرمول ساده ای را برای این

بصورت زیر می باشد.

80

(18-10 )

در این معادله :

P)بارندگی ساالنه حوضه )سانتی متر=

T)دمای متوسط ساالنه حوضه )سانتی گراد =

Q)رواناب ساالنه حوضه )سانتی متر =

A کیلومتر مربع()حوضه = مساحت

میلی 002کیلومتر مربع و بارندگی ساالنه0272ا مساحتبرای حوضه رودخانه ساالر ب 0-18مثال در مورد مثال

برابر 10-18درجه سانتی گراد مقدار رواناب ساالنه از روی معادله 7/18سانتی متر( و دمای متوسط ساالنه00متر)

میلیون متر مکعب می باشد. 5/44سانتی متر بدست می آید که با توجه به سطح حوضه معادل 10/0

روانابحداکثر دبی 13-4

طراحی سازه های آبی عالوه بر حجم یا ارتفاع رواناب حاصل از بارندگیها حداکثر شدت لحظه ای تمامی در

رواناب نیز مورد نظر می باشد. ساده ترین رابطه ای که برای تخمین حداکثر دبی رواناب می توان نوشت معادله

باشد اگر شدت Aببارد و مساحت حوضه معادل روی حوضه iاست. چنانچه بارانی با شدت (rational)استداللی

Aبارندگی ثابت و مدت بارندگی برابر زمان تمرکز حوضه یا بیشتر از آن باشد با فرض این که بارندگی تمام سطح

(1800اسماعیل -)عاشوریبرابر خواهد بود Cرا در بر گرفته باشد حداکثر دبی رواناب با توجه به ضریب رواناب

(18-18 )

در این معادله :

i(شدت بارندگی بر حسب )سانتی متر بر ساعت =

81

A)سطح حوضه )هکتار =

C (1-18= ضریب رواناب )از جدول

Q =)حداکثر دبی رواناب )متر مکعب در ثانیه

چنانچه شدت بارندگی برحسب میلی متر در ساعت و مساحت حوضه بر حسب کیلومتر مربع باشند دبی

بر حسب متر مکعب در ثانیه عبارت خواهد بود از : (Q)خروجی

(18-14 )

در روش استداللی حداکثر دبی لحظه ای با این فرض محاسبه می شود که مدت بارندگی برابر زمان تمرکز حوضه

در غیر این باشد. یعنی حداکثر شدت بارانی که مدت آن برابر زمان تمرکز حوضه است در فرمول لحاظ می شود.

صورت دبی کمتر از مقدار فوق خواهد بود. زیرا اگر مدت بارندگی بیشتر از زمان تمرکز باشد براساس رابطه

مدت چنین بارانی از شدت کمتری برخوردار است و لذا دبی به این دلیل کاهش می یابد و بر عکس اگر -شدت

سطح حوضه در رواناب مشارکت نمایند باران خاتمه پیدا مدت بارندگی از زمان تمرکز کمتر باشد قبل از آنکه تمام

کرده و لذا دبی کمتر می شود لذا حداکثر دبی وقتی است که مدت بارندگی برابر زمان تمرکز باشد. روش

استداللی بسیار ساده بوده و در کارهای کوچک مانند محاسبه حداکثر دبی جریان هایی که در راه سازی باید از زیر

ور کند از این روش استفاده می شود.پل ها عب

time-area)مساحت -روش دیگری که برای تخمین حداکثر شدت رواناب بکار برده می شود روش مدت

method) روش استداللی است. با این روش در مواردی که تر مساحت در واقع حالت پیشرفته -است . روش مدت

شدت بارندگی در ساعتهای مختلف تغییر کند می توان با دقت بیشتر رواناب را تخمین زد. فرض کنید در یک

)مثال یک ساعت( مطابق tحوضه آبریز، بارانی به مدت چند ساعت ببارد و شدت باران در دوره های زمانی

که در اینجا یک ساعت Δپیمایش حوضه را برای -باشد اگر خطوط هم in، ... و i4,i3,i2,i1به ترتیب 0-18شکل

است الزم به ذکر An،... و A3,A2,A1پیمایش به ترتیب -خط هم فرض شده است رسم کنیم مساحت بین هر دو

82

دبی که است که خطوط هم پیمایش خطوطی هستند که نقاط همزمان تمرکز را به یکدیگر متصل می کنند مقدار

در دوره های مختلف از حوضه خارج می شود با توجه به فرمول استداللی به شرح زیر است.

در دبی خروجی دخالت دارد A1( که فقط مساحت t1برای دوره اول) -

(18-10 )

نیز در دبی لحظه ای دخالت دارد با توجه به این که A2، مساحت A1( که عالوه بر مساحت t2برای دوره دوم ) -

( را در نظر گرفت و برای i2نزدیک قسمت خروجی است لذا برای آن باید شدت باران در ساعت دوم) A1مساحت

شدت مربوط به ساعت اول موثر بوده است یعنی تاثیر مجموع این مساحتها بصورت زیر است. A2مساحت

(18-15 )

و چهارم خواهیم داشت که : و به همین روش در انتهای ساعتهای سوم

(18-17 )

(18-13 )

مشاهده می شود که دبی مرتب در حال افزایش خواهد بود تا هنگامی که به زمان تمرکز حوضه برسیم که در آن

موقع دبی خروجی به حداکثر میرسد و اگر شدت بارندگی افزایش نیابد چنانچه مدت بارندگی بیشتر از زمان تمرکز

ش پیدا خواهد کرد.حوضه باشد دبی هیدروگراف کاه

83

مساحت این است که در آن فرض یکنواخت بودن بارندگی در طول مدت بارش وجود ندارد. -مزیت روش مدت

از طرف دیگر شدت بارندگی بستگی به مدت بارندگی داشته و برای ما پیش بینی مدت بارندگی از قبل مشخص

دبی، مورد نظر می باشد برای تخمین حداکثر جریانی که نمی باشد. ازآنجایی که در اکثر موارد پیش بینی حداکثر

( باشد tcاز حوضه ممکن است خارج شود می توان چنین فرض نمود که مدت بارندگی برابر زمان تمرکز حوضه)

( از الگوی توزیع بارندگی منطقه پیروی کند. اگر تغییرات شدت ولی شدت بارندگی در هر یک از دوره ها)

( در دست باشد محاسبات بیشتر با واقعیت تطبیق خواهد داشت در hyetographهایتوگرافزمان) بارندگی نسبت به

(. روش ساده تر این 8-18الگوهای مرسوم توزیع زمانی بارندگی استفاده کرد)جدولاز غیر این صورت می توان

-ناسب با رابطه شدتاست که فرض کنیم که شدت بارندگی در هر ساعت کمتر از ساعت قبل بوده و کاهش آن مت

ساعت است در ساعت اول برای بارندگی شدتی معادل 8مدت بارندگیهای منطقه باشد. مثال اگر زمان تمرکز

حداکثر شدت بارانهای یک ساعته منطقه فرض کرد، در ساعت دوم شدتی معادل حداکثر شدت بارانهای دو ساعته

را برای آن فرض نمود. البته در واقع چنین نبوده و اگر و در ساعت سوم شدتی معادل حداکثر بارانهای سه ساعته

باران سه ساعت بطور پیوسته ببارد با توجه به مطالب فوق شدت آن در ساعات اول و دوم زیادتر از معمول لحاظ

شده است که این می تواند به عنوان ضریب اطمینان در نظر گرفته شود. بدین ترتیب می توانیم حداکثر روانابی را

عملیات زیر را انجام می دهیم :برای این منظور که از حوضه خارج خواهد شد با اطمینان زیاد پیش بینی نماییم.

مضربی (tc)رسم کنید. سعی شود زمان تمرکز حوضه پیمایش حوضه را برای دوره های زمانی -خطوط هم -1

باشد. زمان تمرکز برای حوضه های کوچک از فرمول کرپیچ که در سیستم متریک بصورت زیر است از

محاسبه می شود.

84

(18-10 )

بر tcشیب آبراهه اصلی )بر حسب متر بر متر( و Sطول حوضه در مسیر رودخانه اصلی بر حسب متر، Lمعادلهدر این

پیمایش ساده ترین روش استفاده از تعیین سرعت آب از روی شیب -حسب ساعت می باشد. برای رسم خطوط هم

د.حوضه و بدست آوردن فاصله ای است که آب در دوره زمانی مورد نظر طی می کن

از روی الگوی توزیع بارندگی منطقه مقدار و سپس شدت بارندگی را برای هر یک از دوره های زمانی -0

برای توزیع مقدار بارش در طول (WMO)و... تخمین بزنید. الگویی که سازمان هواشناسی جهانی

الگو امکان تعیین مقدار و شدت است که با استفاده از این 8-18بارندگی پیشنهاد نموده است به شرح جدول

بارندگی در هر کدام از این دوره ها امکان پذیر است.

مساحت، دبی خروجی از حوضه را محاسبه کنید.-با فرمولهای روش مدت -8

WMOروشتوزیع بارندگی در طول بارش براساس 8-18جدول

زمان بارندگی )%( مقدار بارندگی )%(

2 8 18 02 52 72 73 38 02 02 122

2شروع

12 02 82 42 02 52 72 32 02

122پایان

هیدروگراف 13-5

85

نموداری است که تغییرات دبی رواناب را نسبت به زمان نشان می دهد. در قسمت قبل گفته شد که اگر روی یک

باشد دبی خروجی از tc<Dساعت ببارد و Dاست باران یکنواختی به مدت tcحوضه آبریز که زمان تمرکز آن

حوضه بتدریج افزایش می یابد و در زمانی که برابر زمان تمرکز حوضه است به حداکثر خود می رسد. سپس تا

زمانی که بارندگی ادامه دارد دبی ثابت باقی مانده ولی بالفاصله پس از قطع باران دبی نیز تقلیل می یابد. چنین

تیپ هیدروگرافهایی 0-18ختلف نشان می دهد هیدروگراف گویند. شکلمنحنی که تغییرات دبی را در زمانهای م

( بیشتر است.در چنین وضعیتی زمان رسیدن به اوج tcاز زمان تمرکز حوضه) (D)است که در آن تداوم بارندگی

(D=tc). اما اگر مدت بارندگی برابر زمان تمرکز حوضه (tp=tc)با زمان تمرکز برابر خواهد بود (tp)هیدروگراف

باشد در شکل هیدروگراف تغییرات بوجود می آید و قسمت اوج آن از حالت پهن بودن خارج شده و شکل قله ای

بخود می گیرد. بطوریکه هیدروگراف بالفاصله پس از رسیدن به اوج دوباره نزول کرده و منحنی شکل مثلثی یا

برابر زمان تمرکز حوضه است زمان رسیدن به زنگوله ای پیدا می کند. در چنین وضعیتی چون تداوم بارندگی دقیقا

نشان داده شده است. این شکل برای وضعیتی 5-18اوج نیز برابر زمان تمرکز خواهد بود. که این وضعیت در شکل

. در نتیجه هیدروگراف در (tc=D)با هم برابر بوده اند. (D)و تداوم بارندگی (tc)است که زمان تمرکز حوضه

که بارندگی به اتمام رسیده باشد. در این وضعیت زمان رسیدن به اوج در (tp)ود می رسدزمانی به اوج خ

. (tp=tc=D)هیدروگراف برابر زمان تمرکز و تداوم بارندگی است

اگر مدت بارندگی کوتاهتر از زمان و تمرکز حوضه باشد باز هم هیدروگراف شکل زنگوله ای خود را حفظ

(. فاصله زمانی بین مرکز 7-18از یک تاخیر زمانی به نقطه اوج می رسد )شکل خواهد کرد ولی هیدروگراف پس

(.3-8در شکل tlagو یا -8در شکل t1می گویند. ) (lag time)بارندگی تا نقطه اوج هیدروگراف را زمان تاخیر

86

هیدروگراف از سه قسمت اساسی تشکیل شده است که عبارتند از :هربطور کلی

توجه شود بارانی که با شدت معین روی حوضه باریده 7-18: اگر به شکل (rising limb)بازوی باال رونده *

در خاک نفوذ نموده است مازاد آن در سطح حوضه جاری شده و Φاست پس از آن که به اندازه نمایه

را بازوی باال رونده Bتا Aهیدروگرافی را مشابه آن چه در شکل مشاهده می کنید تشکیل می دهد. قسمت

هیدروگراف می گویند که نشان می دهد چگونه دبی خروجی از حوضه پس از بارندگی افزایش می یابد. این

قسمت از هیدروگراف بیشتر تحت تاثیر خصوصیات بارندگی و سطح حوضه می باشد و قاعدتا کمی حالت

اب خروجی مشارکت نمودند هیدروگراف به دارد. پس از آن که تمام سطح حوضه در روان (concave)محدب

نقطه اوج خود می رسد.

: حداکثر دبی هیدروگراف معموال یک نقطه نیست بلکه بخشی از منحنی (crest segment)یا تاج (peak)اوج*

می باشد. با این وجود همیشه هیدرولوژیست ها عالقمند هستند Cتا Bاز 7-18هیدروگراف می باشد که در شکل

در هیدروگراف مشخص کنند تا ازآن به عنوان حداکثر دبی استفاده نمایند. Pک نقطه مشخص را مانند که ی

که حالت مقعر دارد 7-18را روی شکل Dتا C: بخش (recession limb)* بازوی پایین رونده هیدروگراف

بازوی پایین رونده هیدروگراف گویند. این بخش نشان دهنده چگونگی تخلیه آب ذخیره شده در حوضه طی

جایی Dآب در حوضه ذخیره شده و از آن به بعد تخلیه می گردد. نقطه Cبارندگی می باشد. بعبارت دیگر تا نقطه

ر رودخانه عمدتا از آب های زیرزمینی و زیر سطحی تامین می شود و بارندگی است که از آن به بعد آب جاری د

تاثیری برآن ندارد. شیب بازوی پایین رونده هیدروگراف نشان دهنده سرعت آب ذخیره شده در چاالبهای سطحی

time to)طی می شود بنام زمان رسیدن به اوج Pتا Aفاصله ای که از 7-18روی محور افقی در شکل می باشد.

87

peak) و فاصله ای که ازA تاD طی می شود زمان پایه هیدروگراف(Base time) نام دارد. زمان رسیدن به اوج

نشان داده می شود. tbو زمان پایه هیدروگراف با عالمت tpمعموال با عالمت

زمان تمرکز را بدست آورد. چنانچه مدت بارندگی کمتر از زمان تمرکز باشد دقیقا نمی توان از روی هیدروگراف

اما تجربه نشان داده است که فاصله زمانی بین انتهای بارندگی موثر تا نقطه ای که هیدروگراف در قسمت نزولی

(. مثال 3-18خود تغییر شیب می دهد)نقطه عطف در بازوی پایین رونده( برابر زمان تمرکز حوضه خواهد بود)شکل

ساعت بعد 0ساعت روی حوضه نسبتا بزرگ باریده است زمان وقوع اوج سیل 8که بارانی به مدت 3-18در شکل

( است و زمان وقوع اوج هیدروگراف نسبت به 12-8=7ساعت ) 7از شروع بارندگی و زمان تمرکز حوضه برابر با

ساعت تاخیر دارد. رسم هیدروگراف های سیل از چند نظر حائز اهمیت است که در زیر به 0/8مرکز بارندگی

برخی از آنها اشاره شده است.

از هیدروگراف می توان زمان شروع و پایان سیل را نسبت به آغاز بارندگی مشخص کرد.-

از روی هیدروگراف قابل تشخیص است. دبی اوج سیل و زمان وقوع آن-

ست.شکل بازوی باال رونده و پایین رونده هیدروگراف مشخص کننده چگونگی افزایش و فروکش کردن سیل ا-

حجم سیالب را می توان از روی سطح زیر منحنی هیدروگراف محاسبه کرد.-

(.tbتداوم سیل برابر زمان پایه هیدروگراف است)-

88

0-18مثال

در یک رودخانه دبی سیل در زمانهای مختلف اندازه گیری و ارقام زیر بدست آمده است.

t)ساعت(

Q)متر مکعب در ثانیه(

میلی 10و در نیم ساعت بعد 02این سیل ناشی از باران یک ساعته ای است که شدت بارندگی در نیم ساعت اول

کیلومترمربع است.00متر در ساعت است. مشخصات سیل را به دست آورید. مساحت

تحلیل هیدروگراف

مقدمه 15-1

تحلیل هیدروگراف بخش عمده ای از عملیات هیدرولوژی سیل را به خود اختصاص می در هیدرولژی مهندسی

رفتار حوضه در مقابل بارندگی تصویر می دهد. همانطور که قبال گفته شد هیدروگراف نموداری است که درآن

شود، لذا می توان ازآن برای مجسم کردن وضعیت سیلهایی که درآینده اتفاق خواهد افتاد استفاده نمود. یکی از

های آب هدفهای عمده در هیدرولوژی مهندسی به کمیت در آوردن هیدروگراف است. دراین مورد از اندازه گیری

وبا تجزیه و تحلیل آنها هیدروگرافی که ممکن است درآینده انتظار وقوع آن وجود داشته سنجی قبلی استفاده شده

باشد رسم می شود. این هیدروگراف بعنوان هیدروگراف طرح در کارهای آبی بکار برده می شود.

89

هیدروگراف واحد 15-1

هیدروگرافهای طرح برداشته شده است از مهمترین قدمهایی که در تجزیه و تحلیلهای هیدرولوژی وتهیه یکی

توسط یک مهندس 1080( است که برای اولین بار در سال unit hydrographمفهوم هیدروگراف واحد)

هیدروگرافی است (UH)پیشنهاد گردید. بر حسب تعریف، هیدروگراف واحد (Sherman)آمریکایی بنام شرمن

شد. یعنی اگر حجم رواناب این هیدروگراف را بر سطح حوضه که ارتفاع رواناب درآن به اندازه یک واحد طول با

یک واحد گردد. این واحد می تواند سانتی متر، میلی متر و یا اینچ انتخاب شود. در تقسیم کنیم ارتفاع حاصله ازآن

واحد الزم است مدت بارندگی نیز مشخص گردد، بطوریکه معلوم باشد ارتفاع یک واحد تعریف هیدروگراف

و یا چند ساعته 8، 0، 1، مربوط به چه مدت از بارندگی است. بنابراین هیدروگراف واحد می تواند مثال رواناب

ساعت بارندگی حاصل شده و در ضمن ارتفاع tساعته یعنی هیدروگرافی که از tباشد. لذا هیدروگراف واحد

ینچ را بکار برد اما واحدهای سانتی متر و رواناب آن نیز مثال یک میلی متر باشد. شرمن برای ارتفاع رواناب واحد ا

حتی میلی متر هم به کار برده می شود. بنابراین در سیستم متریک هیدروگراف واحد هیدروگرافی است که رواناب

آن یک سانتی متر یا یک میلی متر باشد. توجه داشته باشید که در هیدروگراف واحد ارتفاع رواناب مورد نظر است

دگی، منظور از رواناب در این جا بارندگی موثر است که به جریان سطحی تبدیل شده باشد و اگر ارتفاع بارن نه

رودخانه قبال دارای دبی پایه بوده است نباید آن را به عنوان رواناب موثر بارندگی به حساب آورد. در این تعریف

مقداری مشخص نشده است پس هر حوضه می تواند بی نهایت هیدروگراف واحد (t)چون برای مدت بارندگی

ساعته و... 0داشته باشد، مانند هیدروگراف واحد یک ساعته، هیدروگراف واحد

ویژگی هیدروگراف واحد آن است که اگر برای یک حوضه هیدروگراف واحد را داشته باشیم قادر خواهیم بود از

که قرار است سازه آبی براساس آن طراحی شود، به شرط آنکه مدت بارندگی برابر روی آن هیدروگراف طرح را

همان مدت هیدروگراف واحد در نظر گرفته شود، بدست آوریم. بنابراین تهیه هیدروگراف واحد حوضه برای

مولی تداومهای مختلف از اقدامات اساسی در هیدرولوژی است. هیدروگراف واحد یا از روی هیدروگرافهای مع

حوضه که قبال اندازه گیری شده اند استخراج می شود و یا در صورت عدم وجود این هیدروگراف باید بصورت

مصنوعی اقدام به تهیه آن نمود.

90

استخراج هیدروگراف واحد 15-1-1

استخراج هیدروگراف واحد را از روی هیدروگراف سیل با ذکر یک مثال بهتر می توان تشریح کرد. فرض روش

کنید بارانی به مدت یک ساعت روی حوضه ای بوقوع پیوسته و همزمان دبی رودخانه نیز اندازه گیری شده است

ساعت 10نوشته شده است. اگر دبی پایه رودخانه طی مدت 1-10که داده های اندازه گیری در ستون دوم جدول

رواناب مستقیم حاصل از این 8و 0ام ستوناندازه گیری سیل مطابق ارقام ستون سوم این جدول باشد از تفاضل ارق

بارندگی یک ساعته بدست می آید، که ارقام مربوطه در ستون چهارم جدول نوشته شده است. هیدروگراف سیل

رسم شده است. حال با توجه به مقادیر رواناب در هر ساعت می توان حجم 1-10در شکل 4رودخانه براساس ارقام

م کل سیالب را مدت تداوم سیل از مجموع رواناب های ساعتی بدست آورد حال رواناب در هر ساعت و لذا حج

چنانچه این حجم را بر سطح حوضه تقسیم کنیم ارتفاع رواناب بدست می آید با توجه به وسعت حوضه فرض کنید

است اگر میلی متر 14چون ارتفاع رواناب مستقیم این بارندگی میلی متر بدست آمده باشد، 14ارتفاع رواناب

میلی 12بنویسیم ارقام این ستون، ابعاد هیدروگراف برای 0تقسیم کرده و نتیجه را در ستون 4/1را بر 4اعداد ستون

متر)یک سانتی متر( رواناب خواهد بود که در واقع همان هیدروگراف واحد یک ساعته حوضه برای یک سانتی

زا رسم کنیم وضعیتی مانند منحنی خط چین در متر رواناب است. حال اگر این هیدروگراف را بصورت مج

بوجود خواهد آمد. این منحنی هیدروگراف واحد یک ساعته این حوضه خواهد بود که ارتفاع رواناب 1-10شکل

حاصله از آن یک واحد)یک سانتی متر( است. با توجه به نقطه صفر در شروع هیدروگراف واحد، زمان بندی این

جدول نوشته شده است. 5ونهیدروگراف از شروع در ست

تعیین ابعاد هیدروگراف واحد 1-10جدول

(5) (0) (4) (8) (0) (1)

زمان شروع هیدروگراف

واحد

دبی هیدروگراف واحد

رواناب مستقیم

(8)-(0)

دبی پایه

M3/sec

دبی رودخانه

M3/sec

زمان

hr

2 1 0 8 4 0 5 7

2 2

73.7 803 870 000 100 54.0 80.7

2 2

112 452 082 802 132 02 02

112 100 102 113 110 114 118 110 112

112 100 082 073 540 484 008 020 152

1 0 8 4 0 5 7 3 0

91

3 0

3.5 2

10 2 2

120 02 32

117 02 32

12

بدست آوردن هیدروگراف طرح از روی هیدروگراف واحد نیز امکان پذیر است که جهت این امر باید بصورت

عمل نماییم. بعنوان مثال اگر درمورد قبل که هیدروگراف واحد یک ساعته حوضه را استخراج کرده ایم، عکس

میلی متر هیدروگراف سیل را بسازیم، چنانچه ضریب رواناب را 40بخواهیم برای باران یک ساعته ای به مقدار

اب مستقیم بدست آید. سپس ببینیم که داشته باشیم کافی است این ضریب را در مقدار بارندگی ضرب کنیم تا روان

میلی متر انتخاب نموده ایم( است. حال 12مقدار رواناب مستقیم چند برابر رواناب مربوط به هیدروگراف واحد)که

تشریح شده 1-10به همان نسبت ابعاد هیدروگراف واحد را بزرگ یا کوچک می نماییم. این موضوع در مثال

است.

نتیجه گیری می شود که برای استخراج هیدروگراف واحد حوضه الزم است قبال یک از مطالب باال چنین

هیدروگراف واقعی سیل برای همان مدت مورد نظر موجود باشد. به عبارت دیگر اگر بخواهیم هیدروگراف واحد

مار اندازه یک ساعته حوضه ای را به دست آوریم باید قبال بارانی به مدت یک ساعت در حوضه باریده باشد و آ

گیری هیدروگراف آن موجود باشد تا بتوانیم براساس آمار موجود، هیدروگراف واحد یک ساعته را استخراج

کنیم. این امر استفاده از کاربرد مستقیم هیدروگراف واحد را مشکل می سازد زیرا ممکن است اگر هدف مثال یک

سطح حوضه اتفاق نیفتاده و یا در صورت وقوع اندازه هیدروگراف واحد دو ساعته باشد هیچ وقت چنین بارانی در

واحد دو ساعته حوضه را بدست آوریم. حال ببینیم گیری نشده باشد تا با استفاده از دبی حاصله از آن، هیدروگراف

در این شرایط چگونه باید عمل کرد.

92

م ولی هدف ما داشتن ساعته را در اختیار داری 0الف(فرض کنید برای یک حوضه هیدروگراف واحد مثال

ساعته یا یک ساعته است یعنی هیدروگراف واحدی به غیر از هیدروگراف واحدی که در 8هیدروگراف واحد

اختیار داریم.

ب(در وضعیتی که اصوال هیچگونه هیدروگراف واحدی برای حوضه در اختیار نداریم ولی می خواهیم مثال

ساعت روی این حوضه ببارد بدانیم 0م تا بتوانیم اگر بارانی به مدت ساعته برای آن داشته باشی 0هیدروگراف واحد

اول با روشهایی که ذیال بحث خواهد شد می توان مدت سیل چگونه هیدروگرافی را بوجود خواهد آورد. در حالت

بسازیم اما تر مدت هیدروگراف واحد موجود را تغییر داده و از آن یک هیدروگراف واحد بلند مدت تر یا کوتاه

برای حالت دوم باید اقدام به استخراج هیدروگرافهای واحد ساخته ای یا مصنوعی کرد.

تغییر مدت هیدروگراف واحد 15-1-1

هیدروگراف : الف(استخراج هیدروگراف واحد بلندمدت از یک هیدروگراف واحد کوتاه مدت

وجود دارد که از روی آن بتوان برای آن حوضه ساعته حوضه ای موجود باشد، این امکان tحاصله از یک باران

می تواند هر عدد صحیحی باشد(. مثال اگرآمار هیدروگراف nساعته بسازیم) ntساعته یا tهیدروگراف واحد

گفته شد 1-0-10حاصله از باران دو ساعته حوضه ای در دست باشد ابتدا برای آن حوضه مطابق آنچه در بخش

می سازیم و سپس به ترتیبی که در مثال زیر آمده است از روی هیدروگراف واحد دو هیدروگراف واحد دو ساعته

ساعته حوضه را استخراج کنیم. 2n،... و یا بعبارت دیگر 3، 5، 4ساعته خواهیم توانست هیدروگراف واحد

طریقه استخراج هیدروگراف واحد دو ساعته از هیدروگراف یک ساعته 5-10جدول

3 7 5 0 4 8 0 1 عرض

هیدروگراف

واحد دو ساعته

0( :7)

جمع ستونهای

5و 0

(5(+)0)

هیدروگراف

واحد با یک

ساعت تاخیر

عرض

هیدروگراف

واحد

4/1( :4)

رواناب مستقیم

یا موثر،

مترمکعب در

ثانیه

دبی پایه

متر مکعب

در ثانیه

رواناب کل

مترمکعب

در ثانیه

زمان

ساعت

2 2

80.8 028.8 808.0 824 170 05.5

2 2

73.7 425.7 727 523 803 108.0

2 2

73.7 803 870 000 100

2 2

73.7 803 870 000 100 54.0

2 2

112 452 082 802 132 02

112 100 102 113 110 114 118 110

112 100 082 073 540 484 008 020

1 0 8 4 0 5 7 3

93

40.0 00.1 4.8 2 2

00.0 44.8 3.0 2 2

54.0 80.7 3.5 2

80.7 3.5 2

02 10 2 2

112 120 02 32

152 117 02 32

0 12 11 10

میلی متر آن از هیدروگراف اول و یک 12میلی متر رواناب دارند که یک واحد یا 02این دو هیدروگراف جمعا

کنیم تقسیم 0واحد دیگر از هیدروگراف دوم تامین شده است. بنابراین اگر ارقام این هیدروگراف را بر

میلیمتر( می باشد. بنابراین 12هیدروگراف واحد دو ساعته ای به دست می آید که رواناب حاصله از آن یک واحد )

جدول ابعاد هیدروگراف واحد دو ساعته ای را نشان می دهد که از هیدروگراف واحد یک ساعته 3ارقام ستون

ساعته( از هیدروگراف کوتاه مدت 0دت)روش استخراج هیدروگراف بلند م 8-10در شکل ساخته شده است.

)یک ساعته( به صورت نموداری نشان داده شده است. با انجام ترکیبات مختلف می توان انواع هیدروگراف های

واحد را ساخت، مثال اگر هیدروگراف واحد یک ساعته را داشته باشیم می توانیم سه تای آنها را که هر کدام نسبت

داشته باشد نوشته و سپس مجموع آنها را بر سه تقسیم کنیم. تا هیدروگراف واحد سه به قبلی یک ساعت تاخیر

به دست آید. حوضه ساعته

ب( استخراج هیدروگراف واحد کوتاه مدت از یک هیدروگراف واحد بلند مدت برای تبدیل یک هیدروگراف

ده می شود. در این مورد ابتدا الزم یا هیدروگراف مجموع استفا Sواحد بلندمدت به کوتاه مدت از روش منحنی

ساعته tساخته و سپس آن را به مدت مورد نظر تبدیل کرد. اگر هیدروگراف واحد Sاست هیدروگراف مجموع یا

ساعت ببارد و باز پس از tساعت باران مشابه دیگری به همان مدت tاز پایان ای را داشته باشیم و فرض شود که پس

شود ه دیگری آغازباران مشاب تمام شدن آن،

94

هیدروگرافهای واحد این بارانها نیز با تاخیر بطور مشابه تکرار خواهند شد که اگر با همدیگر جمع شوند سرانجام

-10دبی ثابت خواهد شد زیرا در واقع مثل آن است که باران یکنواختی بطور دائم ادامه دارد. برای مثال در جدول

ای را داریم که دبی آن در زمانهای مختلف در ستون دوم نوشته شده است )متر ساعته 4هیدروگراف واحد باران 7

ساعت تاخیر ایجاد 4مکعب در ثانیه(. باران مشابهی که پس از پایان این باران شروع شود هیدروگراف مشابهی با

ب بارانهای دیگری ساعت تاخیر نوشته شده است. به همین ترتی 4مقادیر مربوط به آن با 8خواهد کرد که در ستون

ساعت تاخیر نسبت به هم تکرار می شود. در این 4ساعت تاخیر می بارند دبی های آنها نیز با 4که هر کدام با

ساعته متوالی تکرار شده اند تا اینکه سرانجام دبی ثابت شده است. مجموع این هیدروگرافها، 4باران 5جدول

جدول نوشته شده است. مشاهده می شود که در این 3در ستون را تشکیل می دهد که Sهیدروگراف مجموع یا

Tساعته برابر tمترمکعب در ثانیه ثابت باقی مانده است. اگر زمان پایه هیدروگراف واحد 027ستون دبی در حد

)در این مثال T/tالزم است تعداد sساعت باشد برای رسیدن به هیدروگراف

( هیدروگراف واحد را با

ساعته ای را داشته باشیم که tجمع کنیم تا هیدروگراف مجموع بدست آید. بنابراین اگر هیدروگراف واحدهم

ساعت با هم جمع کنیم tهیدروگراف های واحد را با زمان تاخیر T/tباشد الزم است حداقل تعداد Tزمان پایه آن

(.4-10تا دبی ثابت شود)شکل

مدت از هیدروگراف واحد بلند مدت تهیه هیدروگراف واحد کوتاه 7-10جدول11 12 0 3 7 5 0 4 8 0 1

حد وا

فگرا

روید

ه

ت

ساعسه

×

ونست

12

دو ل

اضتف

ف گرا

روید

هل

اض:تف

وعجم

م

ونست

0و 3

سه با

فگرا

ورید

ه

خیر تا

تساع

ف گرا

روید

ه

وعجم

م

ی

نهاتو

سمع

ج 7تا0

فگرا

روید

ی هدب

با4×

0ت

ساع

خیرتا

فگرا

روید

ی هدب

با4×

4ت

ساع

خیرتا

فگرا

روید

ی هدب

با4×

8ت

ساع

خیرتا

فگرا

روید

ی هدب

با4×

0ت

ساع

خیرتا

فگرا

روید

ی هدب

با 4

خیر تا

تساع

ف گرا

روید

ی هدب

m3 s

ec

وعشر

از ن

زما

ف

گرارو

یده

h

2 3 43 33 110 121 34 70 58 00 44 05 81 00 02 18.0 10.0 5.0

2 5 85 55 30 75 58 04 47 41 00 07 08 10 10 12 0 0

-

-

-

2 5 85 55 01 110 100 140 100 172 173 135 108 107

2 5 85 55 01 110 100 140 100 172 173 135 100 107 021 028 025 025

-

-

-

-

-

2 5

-

-

-

-

-

-

2 5 85 55 01 125 08

-

-

-

-

2 5 85 55 01 125 08 70 53 03 40 41

2 5 85 55 01 125 08 70 53 03 40 41 84 07 08 17 18 0

2 1 0 8 4 0 5 7 3 0 12 11 10 18 14 10 15 17

95

0.0 2

4 2 2 2 2

021 028 025 025 027 025 027 025 027

027 025 027 025 027 025 027 025

-

-

-

-

2 5 85 55 01 125

-

-

-

2 5 85 55 01 125 08 70 53 03

85 55 01 125 08 70 53 03 40 41 84 07

70 53 03 40 41 84 07 08 17 18 0

04 07 08 17 18 0 5 8 1.0 2

5 8 1.0 2

13 10 02 01

ساعته. 4زمان بر حسب ساعت از شروع هیدروگراف واحد-1ستون

ساعته. 4دبی بر حسب متر مکعب در ثانیه در هیدروگراف واحد-0ستون

ساعته تاخیر نسبت به ستون ماقبل.4واحدتکرار دبی های هیدروگراف -8ستون

ساعته تاخیر نسبت به ستون ماقبل.4تکرار دبی های هیدروگراف واحد -4ستون

ساعته تاخیر نسبت به ستون ماقبل.4تکرار دبی های هیدروگراف واحد -0ستون

ساعته تاخیر نسبت به ستون ماقبل.4تکرار دبی های هیدروگراف واحد -5ستون

ساعته تاخیر نسبت به ستون ماقبل.4ی های هیدروگراف واحدتکرار دب -7ستون

.7تا 0حاصل جمع هیدروگراف ستونهای sهیدروگراف مجموع یا -3ستون

هیدروگراف مجموع با سه ساعت تاخیر نسبت به ستون قبل.-0ستون

. 0و 3اختالف ستون -12ستون

در 0حاصلضرب ستون-11ستون

باشد. که دبی هیدروگراف واحد سه ساعته می

96

8ساعته که منحنی مجموع را برای آن ساخته ایم مثال هیدروگراف واحد 4حال اگر بخواهیم از هیدروگراف واحد

(. پس از آن 0را با سه ساعت تاخیر تکرار می کنیم)ستون 7-10جدول 3یا ستون Sساعته بسازیم، هیدروگراف

که تفاضل 12فاضل آنهاست حاصل شود. ارقام ستونکه ت 12کسر می کنیم تا ارقام ستون 3را از ستون 0ستون

از تفاضل 12می باشد در واقع روانابی است که از سه ساعت بارندگی حاصل شده است ولی چون ستون 3و 0ستون

می کردند اگر ساعت یک سانتی متر رواناب تولید 4به دست آمده است که هر کدام در مدت 3و 0دو ستون

را در 12ارقام ستون میلی متر رواناب را تولید کند باید 12ساعت همان 8در مدت 12بخواهیم هیدروگراف ستون

در 12از حاصلضرب ارقام ستون 11ضرب کنیم. ستون

ساعته 8به دست آمده است که هیدروگراف واحد

ساعته حاصل شده است. طرز 4ساعته در واقع از هیدروگراف واحد 8حوضه را نشان می دهد. این هیدروگراف

به صورت نمودار نیز نشان 4-10هیدروگراف واحد بلندمدت در شکل استخراج هیدروگراف واحد کوتاه مدت از

ساعت تاخیر تکرار کرده 0ساعت تاخیر تکرار کنیم با 8را بجای این که با 0ام ستونداده شده است. حال اگر ارق

ساعت تاخیر می باشد در 0را که تفاضل هیدروگراف مجموع با 12بودیم و ارقام ستون

ضرب می کردیم

97

راف ساعته بدست می آمد. یعنی در واقع از هیدروگراف مجموع می توان هم هیدروگ 0هیدروگراف واحد

0بلندمدت تر و هم هیدروگراف کوتاه تر مدت بدست آورد. زیرا به هر تعداد ساعت که بخواهیم می توانیم ستون

sساعته را به روش منحنی ’trساعته هیدروگراف trرا تشکیل دهیم. بطور خالصه برای این که از یک هیدروگراف

Sبا یکدیگر جمع کنیم تا پس از ثابت شدن دبی منحنی tr ساعته را با زمان تاخیر trبسازیم ابتدا چند هیدروگراف

بدست آید. 4-10رسم می کنیم تا دو منحنی جداگانه مطابق شکل ’trرا با زمان تاخیر Sبدست آید. سپس منحنی

اگر اختالف این دو منحنی را در هر یک از زمانهای مربوطه در

ضرب کنیم هیدروگراف حاصله هیدروگراف

ساعته بدست خواهد آمد. ’trواحد

منابع :

. 1852اسماعیل. مشاور پروژه سد خاکی گنداب. اداره سازمان آب استان سمنان. -عاشوری -1

1800عاشوری اسماعیل. مشاور پروژه سد خاکی دامغان. اداره سازمان آب استان سمنان - -0

تلفات آب رودخانه حبله رود.سخنران سمینار بین المللی اسماعیل. مهندسی–عاشوری -8

1831رودخانه اهواز

اسماعیل. هیدرولژی مهندسی رودخانه حبله رود. سخنران سیمینار بین المللی آب -عاشوری -4

1830اهواز

اسماعیل. کشف و معرفی فرمولی جهت تلفات آب رودخانه و پشت سدها از -عاشوری -0

1830طریق گسل ها

سمینار بین المللی در بیابانزایی کشورهای اسالمی.STHPاسماعیل. مقاله نقش -عاشوری -5

1832کشورهای مسلمان

اسماعیل. .متن سخنرانی تحت عنوان تفاوت اقلیمی شناسی سینوپتیک شمال و -عاشوری -7

1875جنوب البرز.

1830امین. هیدرلژی مهندسی. انتشارات آستان قدس رضوی –علیزاده -3