روغن هداک با فرمول شیمیایی ) NH4(S2O8پرسولفات آمونیوم
ضد کف یا آنتی فوم ( : )Anti Foamپارافین ، اسید اولیک ، اسید چرب
پایه شیمیایی : پلی دی متیل سیلوکسان
ماهیت یونی : نانیونیک
بر اساس نوع مصرف تقسیم بندی زیر را دارند :
– روغن های غیرقطبی : مواد معدنی و سیلیکون ها
– روغن های قطبی : الکل های چرب،اسیدهای چرب،الکیل آمین ها و
آلکیل آمیدها
– ذرات جامد ناسازگار با آب : سیلیس تصفیه شده – آلومینیوم اکساید و
پلی پروپیلن

فصل اول

1-1-هيدرولوژي مهندسي

هيدرولوژي  مورد نگارش در اين كتاب، از بخش هاي زير تشكيل شده است:

1. گردش آب، خلاصه اي از هواشناسي مرتبط با هيدرولوژي  

2 – بارش

3 – تبخير

4 – رطوبت خاك و نفوذپذيري

5 – اندازه گيري دبي رودخانه – مسيل

6 – جريان هاي سطحي

7 – روان آب و سيلاب

8 – آب هاي زيرزميني

9 – استفاده از احتمالات در محاسبه حداكثر سيلاب و دوره بازگشت

10 – طراحي شبكه آب هاي سطحي

11- روند يابی سيلاب

كه در فصل اول، گردش آب و خلاصه اي از هواشناسي مرتبط با هيدرولوژي مورد بحث قرار خواهد گرفت.

1-2-گردش آب

با توجه به اهميت آب در چرخه زيستي، ميزان آب ذخيره شده در كره زمين در جدول 1-1 توضيح داده شده و سپس اساسي ترين مسئله يعني گردش آب مورد بررسي قرار گرفته است.

نرخ تبديل (سال)	درصد	حجم (106 كيلومترمكعب)
3000	2/94	1370	اقيانوس ها
5000	13/4	60	آب هاي زيرزميني
8000	65/1	24	پهنه هاي يخ و يخچال ها
7	019/0	28/0	آب هاي سطحي
1	0055/0	08/0	رطوبت خاك
031/0 (11 روز)	00008/0	0012/0	رودخانه ها
027/0 (10 روز)	000096/0	014/0	بخارموجود دراتمسفر

 

شكل 1-1: چرخه آب در طبيعت

 برف ها بيشتر در قطب هاي زمين و كوه هاي بلند جمع شده و تبديل به يخ مي شوند. چنان كه در جدول 1-1 نشان داده شده، آب يخ زده براي مدت طولاني تري باقي مي ماند. در سرزمين هاي معتدل ممكن است باران قبل از رسيدن به زمين توسط گياهان گرفته و به وسيله تعرق گياهان دوباره تبخير شود.

باراني كه به زمين مي رسد ممكن است به داخل زمين نفوذ كند و يا به شكل روان آب روي سطح زمين حركت كند. آبي كه به داخل خاك نفوذ مي كند از لايه هاي غير اشباع عبور كرده و در نهايت به سطح آب هاي زير زميني كه لايه اشباع شده هستند، مي رسد. ممكن است آب قبل از رسيدن به سطح آب هاي زير زميني توسط ريشه گياهان جذب شده و توسط تعرق آنها به اتمسفر برگردد.

روان آب هاي سطحي و آب هاي زير زميني كه داخل مسيل ها و رودخانه ها جريان پيدا مي كنند به طور موقت در درياچه ها ذخيره مي شوند و در نهايت به اقيانوس مي ريزند. گردش آب اهميت زيادی برای زندگي موجودات دارد و کل آب شيرين روي كره زمين از گردش آب توليد مي گردد.

1-3- هواشناسي در ارتباط با هيدرولوژي

علم هواشناسي بيشتر با فيزيك و رياضي در ارتباط است. ليكن هواشناسي مرتبط با هيدرولوژي شاخه اي تخصصي از هيدرولوژي است كه با دانش پايه اي هواشناسي در ارتباط است و مورد نياز هر هيدرولوژيست مي باشد. شكل 1-2 ارتباط علوم مختلف را با هيدرولوژي بيان مي كند.

شكل 1-2: بخش های مختلف هيدرولوژی و ارتباط آن با علوم مختلف

هيدرولوژيست بعضي اطلاعات مورد نياز  هواشناس را كه در ارتباط با پيش بيني وضع هوا و مطالعات مخصوص است، تأمين مي نمايد. به عنوان مثال ماكزيمم مقدار بارندگي را اندازه گيري مي كند و هواشناس ميزان باران و زمان بارش را برای هيدرولوژيست پيش بيني می نمايد.

آن قسمت از هواشناسي كه بر روي منابع آب زمين تأثير دارد و يا مطالعه پديده هايي از جـو را كه بر روي منابع آب اثر مي گذارد، هيدرومترولوژي گويند؛ و اما هيدرولوژي علمي است كه پيرامون وقوع گردش و توزيع آب در روي زمين بحث مي كند.

هواشناس با توضيح خواص اتمسفر و دورنماي اصلي تشعشع خورشيد اساس كار را براي هيدرولوژيست، برمبناي  ملاحظه فيزيك تبخير و شكل گرفتن باران، مشخص مي كند.

1-4- جو

اطراف كره زمين را جو نامند و ضخامت آن در حدود 100 كيلومتر مي باشد و از چهار لايه زير تشكيل شده است. (شكل 1-3)

1. تروپوسفر
2. استراتوسفر
3. مزوسفر
4. ترموسفر

هرچه ارتفاع از سطح كره زمين افزايش مي يابد ، دانسيته و فشار هوا سريع و پيوسته كم مي شود، اما در مورد تغييرات درجه حرارت شكل منظمي وجود ندارد و تنها به وسيله پروفيـل حرارتي مي توان لايه ها را از هم تشخيص داد. بعد از يك كاهش عمومي درجه حرارت در لايه تروپوسفر، به علت وجود لايه ازن، دما از ارتفاع 20 تا 50 كيلومتري سطح زمين افزايش پيدا مي كند. لايه ازن به دليل جذب موج كوتاه تشعشعات خورشيد، قسمتي از انرژي را به صورت انرژي حرارتي آزاد مي كند.

از نظر هيدرولوژي و براي هيدرولوژيست لايه اول يعني تروپوسفر، مهم ترين لايه است،  زيرا 75٪ وزن اتمسفر را تشكيل داده و در آن رطوبت وجود دارد. ولي براي هواشناس دو لايه استراتوسفر و مزوسفر مورد توجه و مهم است، چرا كه اين دو لايه روي لايه تروپوسفر و سطح زمين اثر مي گذارند.

شكل 1-3: ساختار اتمسفر

تروپوپاز مرز بين لايه اول و دوم است كه در شكل به صورت خط افقي نشان داده شده است، به طورمتوسط 11 كيلومتر ضخامت دارد و ضخامت آن از 8 كيلومتر در قطب تا 16 كيلومتر در استوا تغيير مي كند.

تغييرات فصلي نيز، ناشي از تغيير فشار و درجه حرارت در جو است. به طور كلي وقتي درجه حرارت سطوح و فشار، در سطح دريا بالاست، تروپوپاز تمايل دارد بيشترين ارتفاع را داشته باشد. به طور متوسط درجه حرارت زمين به سمت تروپوپاز با افزايش ارتفاع  و با سرعت 6.5C°/Km كاهش پيدا مي كند كه اين به عنوان Lapse Rate شناخته شده است. در ادامه برخی از مشخصات اتمسفر تعريف می گردد.

1-4-1- فشار جو و چگالي

فشار جو عبارت از وزن ستوني از هوا با سطح مقطع واحد از سطح اندازه گيري تا بالاي جو مي­باشد، كه برحسب ميلي بار اندازه گيري مي گردد. فشار يك بار معادل 760 ميليمتر جيوه مي باشد و فشار جو در سطح دريا معادل يك بار ( 1 bar =⁵ 10  N/m ^{2 )}ست و چگالي هوا عبارت است از:

r = P/RT

R = ثابت مخصوص گازها براي هواي خشك (Kj Kg^-1 K^-1 29/0  )

P = فشار جو

T = درجه حرارت هوا بر حسب درجه كلوين

r = چگالي هوا

1-4-2 تركيبات شيميايي جو  

هواي خشك تركيب بسيار ثابتي در سراسر اتمسفر تا سومين مرز بين لايه ها (مزوپز)  در ارتفاع 80 كيلومتري دارد. جدول1-2 درصد بيشترين عناصر اصلي و تركيبات شيميايي را  نشان مي دهد. ممکن است مقدار كمي هيدروكربن و آمونياك به طور موقت، در جو  وجود داشته باشد.  

جدول 1-2: عناصر و تركيبات جو

عناصر اصلي موجود در هوا	درصد جرمي
نيتروژن	51/75
اكسيژن	15/23
آرگون	28/1
دي اكسيدكربن و غيره	06/0

1-5- بخار آب

بخار آب در هوا تابعي از درجه حرارت است و نيز سبك تر از هوا است. وقتي درجه حرارت كاهش مي يابد،ميزان بخار آب نيز كاهش مي يابد. بخار آب تنها در لايه اول جو (تروپوسفر) وجود دارد زيرا با افزايش ارتفاع، دما كاهش مي يابد و از طرفي، افزايش ارتفاع سبب دور شدن بخار آب از درياها كه منبع اصلي آب به شمار مي روند، مي شود. جدول1-3 ميزان بخار آب را با توجه به ارتفاع مشخص مي نمايد.

بخار آب داراي چگالي كمتري از هوا مي باشد. بخار آب روي سطح زمين  بر حسب درجه حرارت، در نقاط مختلف زمين، متفاوت است که ميزان آن در قطب حداقل و در استوا حداكثر مي باشد. ميزان بخار آب با فشار آن اندازه گرفته مي شود و واحد آن ميلي بار است.

جدول 1-3: ميانگين بخار آب براي عرض هاي جغرافيايي با آب و هواي معتدل

ارتفاع (كيلومتر)	0	1	2	3	4	5	6	7	8
بخار آب (درصدحجمی)	3/1	0/1	69/0	49/0	37/0	27/0	15/0	09/0	05/0

1-5-1- اشباع

عبارت است از حداكثر بخار آب ممكن كه هوا مي تواند در يك حرارت معين در خود نگه دارد. رابطه بين فشار بخار اشباع (e) و درجه حرارت هوا در شكل1-4 نشان داده شده است. در درجه حرارت های مختلف تيپ نزديك سطح زمين ، e بين 5 تا 50 ميلي بار متغير است. در هر درجه T=T_a، اشباع در فشار بخار e=e_a اتفاق مي افتد.

 

شكل1-4: فشار بخار اشباع و دماي هوا

1-5-2- فوق اشباع

هواي اشباع شده امكان دارد بخاري بيشتر از حد اشباع  را در خود نگهداري كند كه به اين حالت فوق اشــباع مي گويند و اين زماني پيش مي آيد كه هوا در تماس با آب در حالت مايع كه به ذرات خيلي ريز تقسيم شده، قرار گرفته باشد (براي مثال قطرات بسيار كوچك در ابر).

در درجه حرارت های زير صفر، دو منحني فشار بخار اشباع وجود دارد، يكي نسبت به آب (e_w) و ديگري نسبت به يخ (e_i) (شكل1-4). در منطقه مابين منحني ها، هوا نسبت به آب غير اشباع، اما نسبت به يخ فوق اشباع است که اين يك حالت عمومي در جو مي باشد.

1-5-3- نقطه شبنم

توده اي از هواي اتمسفري را با فشار بخار e_d و درجه حرارت T_a (چنانچه ميزان فشار بخار ثابت باشد) در نظر گرفته و آن را سرد كنيد تا به درجه حرارت T_d برسد.  اين درجه حرارت T_d (درجه حرارت محل تقاطع خط افقي با منحني اشباع) را نقطه شبنم مي گويند (شكل1-4). به عبارت ديگر نقطه شبنم درجه حرارتي است كه جرمي از هواي غير اشباع را با فشار ثابت، سرد نموده تا اشباع گردد.

1-5-4- كمبود از اشباع

تفاوت بين e_d و e_a را بنا به تعريف، كمبود از اشباع گويند و يابه عبارت ديگر كمبود از اشباع( e_a-e_d )عبارت است از مقدار بيشتري از بخار آب كه هوا مي تواند در درجه حرارت T_a قبل از آنكه اشباع شود در خود نگه دارد. e_a فشار بخار اشباع و e_d فشار بخار واقعی است.

1-5-5 رطوبت نسبي

عبارت از نسبت مقدار رطوبت موجود در هوا به مقدار رطوبت لازم براي هواي اشباع ، در درجه حرارت يكسان (يعني e_d/e_a = رطوبت نسبي) مي باشد كه به صورت درصد مشخص مي گردد. °C 30 = T_a و     °C 20 = T_d باشد، آنگاه ميزان رطوبت نسبي با توجه به

mb 5/42 e_a =

mb 23 e_d =  

برابر با

 = رطوبت نسبي

خواهد شد.

1-5-6 -رطوبت مطلق

جرم بخار آب در واحد حجم هوا در درجه حرارت معين را رطوت مطلق مي نامند.

جرم بخار آب

r_w =                   (g/m³)                                

حجم هوا

r_w

در اين رابطه v  عبارت است از حجم هوا برحسب مترمكعب و m_w جرم بخار آب بر حسب گرم است.

1-5-7 رطوبت مخصوص

عبارت از نسبت جرم بخار آب (m_w) بر حسب گرم به جرم هوای مرطوب  بر حسب كيلوگرم در حجم داده شده است و برابر است با رطوبت مطلق(r_w) بر حسب گرم بر متر مکعب به چگالي حجم مساوي هواي از غير اشباع (r) بر حسب کيلوگرم بر متر مکعب و m_d عبارت از جرم هواي خشك بر حسب کيلوگرم مي باشد.

 

1-6-تشعشع خورشيد

اين انرژي در زمين عبارت است از انرژي ناشي از تشعشع خورشيد كه باعث گردش آب در طبيعت مي گردد. ميزان انرژي تشعشعي خورشيد كه توسط زمين دريافت مي گردد در هر نقطه تابع عوامل زير مي باشد.

1. بازده تابش
2. فاصله از خورشيد
3. طول روز
4. بلنداي خورشيد

1-6-1-بازده تابش

خورشيد كره اي گرمازاست. لايه خارجي آن 320 كيلومتر گاز احاطه نموده است و نور از فاصله 145 ميليون كيلومتري به سطح زمين مي رسد. ميزان انتشار انرژي خورشيد در شكل1-5 مشخص شده است . فقط مقدار كمي از اين انرژي توسط زمين جذب مي گردد. نيمي از مجموع انرژي منتشرشده از خورشيد نور مرئي با طول موج هاي بين 4/0 تا 7/0ميكرومتر و بقيه اشعه ماوراء بنفش يا مادون قرمز با طول موج 25/0 تا 3 ميكرومترمي باشد. بيشترين ميزان انتشار نور در طول موج 5/0 ميكرومتر برابر با 10500 كيلووات برمترمربع مي باشد كه در محدوده اشعه مرئي است.

شكل 1-5: تشعشع خورشيد

1-6-2- فاصله از خورشيد

مسافت هر نقطه زمين از خورشيد به علت مدار خروج از مركز زمين دائما در حال تغيير مي باشد. نزديك ترين فاصله خورشيد از زمين در ماه ژانويه (دي ماه) در perihelion (سمت الشمس-نقطه الراس) و دورترين فاصله در ماه جولاي (تير ماه) در aphelion مي باشد.

1-6-3- طول روز

مجموع مقدار تشعشع در يك نقطه از سطح زمين به طول روز، و طول روز نيز به نوبه خود به فصل و عرض جغرافيايي بستگي دارد. 

مجموع تشعشع خورشيدي دريافت شده در واحد زمان روي واحد سطح زمين تحت زاويه 90 درجه و با مقدار متوسط فاصله خورشيد از زمين، تشعشع ثابت ناميده مي شود.

1-6-4- بلنداي خورشيد

بلنداي خورشيد بالاي افق داراي تاثير به سزايي روي ميزان تشعشع خورشيدي دريافت شده در هر نقطه زمين دارد. فاكتورهاي تعيين كننده بلنداي خورشيد عبارتند از عرض جغرافيايي، فصل و زمان روز.

1-7- اثرات جو زمين بر روي تشعشع خورشيد

اتمسفر اثر مشخصي بر روي تعادل انرژي زمين دارد و به عنوان پوسته اي زمين را از تأثيرات خارجي شديد حفاظت مي كند و هم چنين باعث عدم از دست رفتن سريع و مستقيم حرارت مي گردد. پس به عنوان فيلتر انرژي در دو جهت عمل مي كند. مقداري از انرژي خورشيدي كه به شكل تابش از جو عبور مي­كند ، تلف مي گردد كه به نام تقليل  معروف است.

عواملي كه باعث اتلاف انرژي خورشيد مي شوند عبارتند از:

1. پراكندگي
2. جذب
3. انعكاس

1-7-1- پراكندگي

9٪ از انرژي خورشيد كه برسطح كره زمين مي تابد قبل از برخورد با زمين به فضا برمي گردد و علت آن برخورد با مولكول هاي هوا يا بخار آب است. 16 ٪ ديگر هم پراكنده شده اما با زمين برخورد مي نمايد، به خصوص طول موج هاي كوتاه كه به آسمان ظاهري آبي رنگ مي دهد.

1-7-2- جذب

15٪ از تابش خورشيدي توسط گازهاي جو مخصوصاً ازن و بخار آب و دي اكسيد كربن جذب مي شود. گازهاي مذكور طول موج هاي كوتاه كمتر از 3/0 ميكرومتر را جذب مي كنند و مقدار ناچيزي از اين تشعشع مي تواند تا شعاع پايين 40 كيلومتر نفوذ كند.

1-7-3- انعكاس

33٪ از تشعشع خورشيد از طريق ابرها و زمين به هوا منعكس مي گردد. ميزان اين انعكاس بستگي به ضريب شكست  ( r ) و سطوح انعكاسي دارد. ابرهاي سفيد و برف تازه  90٪  از تابش را منعكس مي كنند و9/0 r= است، اما در درياها، اقيانوس ها و مناطق گرم، درصد انعكاس  تقريباً صفر است و r به سمت صفر ميل مي كند. ما بين اين دو موقعيت، ضريب شكست بستگي به زبري، نوع خاك و ميزان آب درون خاك دارد. به طور مثال ضريب شكست آب هاي سطحي يك مخزن 05/ 0و علف هاي كوتاه 25/0 مي باشد.

1-8- تشعشع خالص

در نتيجه اتلاف هاي مختلف جو، فقط 43  ٪ از تابش خورشيد به سطح زمين مي رسد. امواج تابيده شده با طول موج كوتاه (43٪)، سبب گرم شدن زمين و درياها مي گردند. زمين نيز اين انرژي دريافتي را با طول موج بلند منعكس مي كند كه اين تشعشعات توسط جو جذب مي شوند (شكل1-6). سطح زمين بيش از دو برابر انرژي در دامنه مادون قرمز دريافتي از انرژي با طول موج كوتاه خورشيدي را منتشر مي كند.

شكل 1-6: تشعشع خورشيد و زمين

مقدار انرژي در دسترس در هر نقطه از زمين براي گرم نمودن لايه هاي پايين و براي تبخير آب را تشعشع خالص گويند. تشعشع خالص R ممكن است مطابق معادله پايين تعريف شود :

R=S↓ – r(S↓) + L↓- L↑

 Sعبارت از تشعشع با طول موج كوتاه و L تشعشع با طول موج بلند و r ضريب شكست مي باشد.

پيكان به سمت پايين، انرژي وارد شده به سطح زمين و پيكان به سمت بالا، انرژي خارج شده ازسطح زمين را نشان مي دهد. تشعشع با طول موج بلند از طريق ابرها به زمين مي تابد و اين تشعشع اثرات زير را در معادله تعادل انرژي به وجود مي آورد .

در هواي صاف L↑ ( 0.8 تا  0.6  (  ≈ L↓   مي باشد. پس L↑– L↓  تشعشع خالص با طول موج بلند را نشان مي دهد.

براي هواي ابري L↓≈L↑ و L↓=0–L↑  است.

مهمترين تغييرات در تشعشع خالص عبارتست از تغييرات روزانه كه منابع اوليه انرژي، براي تبخير مي باشند.

درشب S=0 و L↓ خيلي كوچك و قابل اغماض است، بنابراين R≈-L↑ و به عبارتي تشعشع خالص منفي است و مقداري از انرژي حرارتي تلف مي گردد، بخصوص زماني كه هوا صاف است. در جدول1-4 مقادير متوسط S و L و N براي نقاطي از كره زمين نشان داده شده است.

جدول 1-4: مقادير متوسط تشعشع براي عرضهاي جغرافيايي منتخب (برحسب Wm^-2)

فصل زمستان (ژانويه)	فصل تابستان (جولاي)
R	L	S	R	L	S
120-	190	70	40	210	250	50 درجه شمالي
70	240	310	40	240	280	خط استوا
90	230	320	50-	220	170	30 درجه جنوبي

1-9- مكانيزم ايجاد قطره باران

تحقيقات قابل ملاحظه اي توسط فيزيك دانان ابر در مورد مراحل مختلف تبديل بخار آب موجود در هوا به قطرات باران و يا برف انجام گرفته است. تبديل بخار آب به ابر و تبديل ابر به قطرات باران يا برف مكانيزم ساده اي نيست. اين موضوع ارزش فكر كردن را دارد كه چه طور يك ميليون قطره به شعاع ده ميكرومتر معادل يك قطره كوچك باران به شعاع يك ميليمتر مي باشند. در شكل1-7 مشخصات هسته، قطرات ابر و باران نشان داده شده است.

شكل 1-7: مقايسه اندازه­ها، غلظت­ها و سرعت­هاي بارش برخي ذرات كه در فرايندهاي تراكم و ايجاد باران قرار دارند.

r = شعاع برحسب ميكرومتر،

n = تعداد در هر دسيمترمكعب (معادل 1000سانتيمترمكعب)

V = سرعت نهايي (برحسب سانتيمتر بر ثانيه)

تئوري هاي مختلفي جهت مراحل تبديل بخار آب به ابر وجود دارد كه عبارتند از :

1. فرايند برجيرون
2.  رشد توسط تصادم
3. رشد توسط يكپارچگي

1-9-1- فرايند برجيرون  (اين نام گذاري به نام هواشناس معروف نروژي است)

در دماي زير صفر، هوا، نسبت به آب اشباع، اما نسبت به يخ فوق اشباع است. بنابراين بخار آب به شكل بلورهاي يخ، بر روي ذرات يخ مي چسبد و به صورت كريستال (بلور) درمي آيد. در نتيجه هوا نسبت به آب، غيراشباع شده و قطرات آب تبخير مي گردد. اين عمل آنقدر ادامه پيدا مي كند تا تمام بخار آب تبخيرشده و يا كريستال يخ آنقدر بزرگ شود كه بتواند از ميان ابر خارج گشته، آب شده و سقوط نمايد. اين مكانيزم براي ابرهايي با درجه حرارت بين 10- تا 30- درجه سانتيگراد با ذرات مايع كوچك مناسب است .

1-9-2- رشد توسط تصادم

وقتي كه درجه حرارت ابر بالاي صفر است ذرات يخ وجود ندارند و قطرات ابر با هم برخورد كرده و ادغام مي شوند. اندازه­هاي ذرات اين قطرات خيلي متغيرند كه البته بستگي به هسته اوليه آنها نيز دارد. ذرات بزرگ سقوط نموده و با سرعت زياد به قطرات كوچك تر برخورد كرده و با آنها ادغام مي شوند و به شكل قطرات باران در مي آيند.

وقتي درجه حرارت ابرها زير صفر است و ابر از يخ تشكيل شده، تصادم باعث ادغام و ايجاد دانه هاي برف مي شود. مناسب ترين ابرها در درجه حرارت صفر تا4- درجه سانتيگراد تشكيل ميشوند. اندازه دانه هاي برف با افزايش درجه حرارت ابر و ميزان آب آن كاهش مي يابد.

1-9-3- رشد توسط يكپارچگي

اين پديده زماني اتفاق مي افتد كه ابرها از مخلوطي از قطرات آب و ذرات يخ تشكيل شده باشند كه در اين حالت ضمن تماس با هم يخ مي زنند و به اين ترتيب تكه هاي تگرگ يا دانه­هاي برف، شكل مي گيرد. به محض اينكه قطرات ابر با يخ تركيب شوند يكپارچگي به آساني اتفاق مي افتد. يكپارچگي براي ابرهايي كه مناسب براي تئوري فرايند برجيرون هستند به آساني اتفاق مي افتد، به جز اينكه مقدار زياد آب، لازم است كه قطرات آب به ذرات يخ برخورد نمايند. مراحل بتديل ابر به باران در شكل 1-8 نشان داده شده است.

 

شكل1- 8 : مراحل تبديل ابر به باران

1-10- نمونه هايي از هواي توليد كننده باران

مهم ترين موضوع قابل ملاحظه در هواشناسي دانستن گردش عمومي جو با هدف پيش بيني حركات نمونه هاي فشار، همراه با باد و هوا مي باشد. براي هيدرولوژيست كافي است بتواند موقعيت هايي را مشخص نمايد كه باران به وجود مي آيد و براي مهندسين عمران درك اين مسئله كه بارندگي اثر نامطلوب براي كارگاه نداشته باشد،كافي است. توزيع متوسط و تغييرات فصلي مناطق پر فشار و كم فشار را مي توان در اطلسهاي خوب پيدا نمود.

در محلهاي پرفشار، توسعه توده هاي هواي هموژن وجود دارد. توده هاي هواي هموژن حجم عظيمي از هوا هستند كه معمولاً منطقه وسيعي به شعاع 1000 كيلومتر را مي پوشانند و تغييرات افقي كمي در درجه حرارت يا رطوبت ايجاد مي كنند. به طور كلي توده هاي هواي هموژن كه سرد و پايدار هستند مشخصات مناطق قطبي، جايي كه از آن سرچشمه گرفته اند را بيان مي كنند و هم چنين توده هايي كه گرم و غير پايدار هستند، مشخصات مناطق حاره اي خود را آشكار مي كنند. ميزان رطوبت موجود در توده ها به ميزان پوشش آنها در مناطق اقيانوسي و يا قاره اي بستگي دارد . توده هاي هواي فشرده در جدول1-5 آمده است. تفاوت در فشار جو سبب حركت توده هاي هوا  از مناطق پرفشار به مناطق كم فشار مي گردد . اين حركت و جابجايي ، با توجه به محيط هايي كه از آنها عبور مي كنند سبب ايجاد  تغييراتي در آنها مي شود .

چند نمونه از هوا كه باران توليد مي نمايد براي توضيح جزييات بيشتر انتخاب شده است.

1. بارندگيهاي كنوكسيون Convective
2. بارندگيهاي كوهستاني Orographic
3. بارندگيهاي سيكلونيك يا جبهه اي Fronts

جدول 1-5: طبقه بندي توده هاي هوا

خصوصيات توده در مبدأ	منطقه مبدأ	توده هوا
خنك، كمي مرطوب، ناپايدار خنك، خشك، ‌پايدار بسيار سرد، خشك، پايدار   گرم و مرطوب؛ ناپايدار همراه با پديده وارونگي گرم و خشك	اقيانوس ها؛ عرض جغرافيايي 50 درجه مناطق مجاور قطب شمال؛ قطب جنوب حوزه آبريز قطب شمال و مركز قطب جنوب در زمستان اقيانوس هاي زير استوايي بيابان هاي با عرض جغرافيايي كم؛ به ويژه صحراي عربستان و بيابان هاي استراليا	آب هاي قطبي خشكي قطبي قطب شمال يا جنوب   آب هاي حاره اي مناطق حاره اي

1-11-1-بارندگي هاي كنوكسيون

بررسي اين نوع بارندگي معمولاً تحت تأثيرموقعيت محلي انجام مي گيرد و آن را بر روي نقشه ي جهاني نمي توان ترسيم كرد. وقتي توده ي هواي حاره اي دريايي روي منطقه اي با درجه حرارت بالا حركت مي نمايد هوا گرم شده و توسط كنوكسيون به سمت بالا حركت كرده و ابر متراكم غليظي را تشكل مي دهد كه به سمت تروپوپاز گسترش مي يابد . در شكل1-8 مراحل ايجاد اين نوع باران نشان داده شده است. بعضي اوقات ابرها به طور جدا تشكيل مي شوند اما معمولاً با هم تركيب شده و آسمان تيره مي گردد. توسعه توده هاي كنوكسيون به طور روزانه در سرتاسر سال در بيشتر قسمتهاي حاره اي ايجاد مي شود، اما هميشه توليد باران نمي كند. ابرهاي تيره ممكن است توليد شوند و وقتي هوا از حركت به سمت بالا بازايستاد مجدداً تبخير شوند. با سرعتهاي عمودي زياد هوا، مقادير زيادي رطوبت به سمت بالا حركت مي كند و به محض سرد شدن ، باران با شدت زيادي مي بارد. در شرايط خاص، توسط حركت بالا و پايين ذرات در ابر، تگرگ شكل مي يابد، در لايه بالاتر ذرات يخ مي زنند و ابعادشان با جذب رطوبت بيشتر مي شود. معمولاً رعد و برق نيز با اين نوع بارندگي همراه است كه ناشي از اثر برخورد ابرها با يكديگر است. فشار اتمسفر در زمان بارندگي نامنظم مي باشد. اين نوع بارندگي محدود به مناطق حاره اي نمي باشد و معمولاً در مناطقي كه داراي عرض جغرافيايي بالا است به خصوص در تابستان انجام مي شود. مطالعات اخير نشان داده است كه اين پديده در طول ناحيه ي جبهه اي نيز اتفاق مي افتد و به شدت بارندگي افزوده مي گردد. هر وقت نيروهاي زياد كنوكسيون روي هواي مرطوب گرم اثر كنند احتمال تشكيل باران بيشتر است و معمولاً با شدت بيشتري روي منطقه اي محدود مي بارند. (Harrold، سال 1973)

1-11-2- بارندگي­هاي كوهستاني

باران (يا برف چنانچه درجه حرارت پايين باشد) مي تواند مستقيماً از توده هواي دريايي كه از مناطق كوهستاني عبور كرده و سرد شده به وجود بيايد . اين نوع بارندگي را بارندگي كوهستاني مي نامند. باران كوهستاني اغلب در سراسر جهان ، با مشخصات ثابت محلي و در فصول مخصوص  روي تپه ها و كوهستانها، با بارشي مشابه مي بارد. وقتي هوا سرد مي شود، در نتيجه همگرايي دو توده ي هواي همگرا، باران گسترده اي ، مستقل از سطح زمين مي بارد.

شكل 1-8: مراحل ايجاد بارندگي كنوكسيون–  مدت زمان هرمرحله عبارتست از:(a) تقريباً 20دقيقه،(b) تقريباً 20 دقيقه، بارش شديد و احتمالاً همراه با رعد و برق،(c) 30 دقيقه تا 2 ساعت، كاهش شدت بارندگي. كل چرخه بين يك تا دو ساعت است. علامات عبارتند از: يخ * برف  . باران و تگرگ باد

1-11-3- بارندگي­هاي جبهه­اي

مرز بين دو توده ي هوا را جبهه ي هوا  گويند. اين جبهه با باندي به طول حدود 200 كيلومتر با زمين برخورد مي نمايد. مشخصه ي جبهه بستگي به تفاوت دو توده ي هوا دارد. اگر جبهه اي داراي درجه حرارتي با شيب تند باشد نتيجه آن جبهه اي قوي با بارندگي زياد است ، اما اگر تفاوت درجه حرارت كم باشد جبهه اي ضعيف با باران كم و يا حتي بدون باران به وجود مي آيد.

در شكل1-9 ابتدا نمونه هايي از ابر و هوا كه با جبهه ي هواي گرم همراه است نشان داده شده است كه هواي گرم جاي هواي سرد را مي گيرد و در قسمت بعد جبهه هواي سرد، از زير  به توده ي هواي گرم فشار مي آورد. در هر دو حالت هواي گرم، بالا برده شده و سرد مي گردد، و بخار آب متراكم به شكل ابر در آمده و سپس به باران تبديل مي شود. بارش در جبهه ي هواي گرم معمولاً طولاني و با افزايش تدريجي شدت همراه است.

در جبهه هواي سرد هر چند شدت بارندگي زياد است اما مدت زمان آن كوتاه است. به طور حتمي جبهه هاي هواي سرد از موقعيت متوسطي برخوردار مي باشند و بعضي اوقات نيزسبب بارندگي نمي شوند.

شكل 1-9: شرايط هواي جبهه اي. (a) جبهه هواي گرم. (b) جبهه هواي سرد. (c) سطح مقطع جبهه هواي گرم شامل ابري كه با صعود هواي گرم تشكيل مي شود. (d) سطح مقطع جبهه هواي سرد كه خصوصيات هوا را نشان مي دهد. (e) منظر سه بعدي جبهه هواي سرد ابري و باراني.

1-12- سيكلون نيمه جغرافيايي

هوايي كه فشار آن كاهش مي يابد اغلب سبب بارندگي مي شود. اين نمونه هوا يكي از بزرگ ترين توليدكنندگان باران در مناطق معتدل مي باشد. بيش از 60٪ باران سالانه در جزيره  انگلستان از چنين هوايي ناشي مي شود. اين نمونه هاي هوا بين ناحيه  ي جبهه اي قطب، مابين قطب و توده هاي هواي حاره اي گسترش مي يابد.

رشد دانش هواشناسي، تشخيص توده هاي هوا و تعريف جبهه ها مرهون هواشناسي نروژي ها در سال 1920 است ؛ و هم چنين محققان ديگري از كشورهاي مختلف  كه در اين رشته تحقيق داشته اند . (مانند Smebye و Petterssen در سال 1971 )

دورنماي اصلي در توسعه و عمر اين نوع هوا در شكل1-10 نشان داده شده است. اولين دياگرام ديد ، در پلان خطوط جغرافيايي هم فشار، موقعيت پيوسته اي را در جبهه ي قطبي، مابين توده هاي هواي متفاوت نشان مي دهد.

ترتيب دياگرام ها، مراحل پي در پي عمر متوسط اين نوع هوا را نشان مي دهد. انحراف كمي كه به وسيله موقعيتهاي نامنظم سطحي و يا شايد يك توزيع در سطح پايين ترايجاد مي شود (استراتوسفر) ، سبب توسعه موج كم عمق در ناحيه ي جبهه اي  مي شود. موج اوليه ممكن است در خط جبهه، با سرعت 15 تا 20 متر بر ثانيه تا 1000 كيلومتر بدون گسترش بيشتر انتقال يابد. اگر طول موج بيشتر از 500 كيلومتر باشد معمولاً دامنه موج افزايش يافته و هواي گرم با فشار، وارد توده هواي سرد مي شود و جبهه اي فعال شكل مي گيرد. در نتيجه، فشار هوا كاهش يافته و يك سلول از فشار كم در توده هواي سرد وارد گشته و به تدريج، جبهه سرد بر جبهه گرم غلبه كرده و هواي گرم مجبور به صعود شده و اين نوع هوا مسدود مي گردد.مركز كم فشار شروع به پر شدن نموده و اين هوا از بين مي رود. به محض افزايش فشار، زنجيره ي رشد به طور متوسط از اولين انحراف (آشفتگي) جبهه تا انسداد، سه تا چهار روز طول مي كشد. معمولاً باران در طول جبهه ها اتفاق مي افتد و در يك سيكلون نيمه جغرافيايي مقدار زيادي باران توسط انسداد (Occlusion) توليد مي شود بخصوص اگر سرعت عبور بوسيله افزايش اصطكاك سطح زمين كند شود.

تمام مراحل تأثيرات كوهستان همراه با افزايش باران است. وجود يك رشته كوهستان ، سبب برخورد جبهه با آن مي شود . در اين صورت عبور جبهه با تأخير انجام شده  و باعث طولاني شدن مدت زمان بارندگي مي شود. هم چنين تأخير عبور جبهه ي هواي گرم حاصل از كوهستان، ممكن است سبب سرعت بخشيدن به انسداد اين نوع هوا بشود .

در سال هاي اخير، تحقيقات قابل ملاحظه اي درباره اين نوع سيكلون نيمه جغرافيايي در انگلستان انجام شده است و هواشناسان در جهت توضيح سلولهايي كه توليد باران شديد مي نمايند و سبب سيلاب هاي جدي در حوزه هاي متوسط روستايي مي شوند ، پيشرفت هاي زيادي كرده اند. پيش بيني چنين پديده هاي هندسي مشكل است و كار تحقيقاتي بيشتري لازم دارد. (Browning و Harrold، سال 1969؛ Atkinson و Smithson، سال 1974)

شكل 1-10: چرخه ايجاد الگوي كاهش فشار هوا

1-13- باد

باد عبارت از حركت هوا است و بر تعدادي از فرايند هاي هيدرولوژي تأثيرگذار است. توسط باد رطوبت و گرما به راحتي به داخل توده اي از هوا وارد و از آن خارج مي شود. باد  باعث تسريع در تبخير آب هاي سطحي شده و هم چنين سبب ذوب شدن برف هامي شود و در توليد باران نيز مؤثر است. وارد شدن توده هاي هواي مرطوب مي تواند باعث ادامه بارندگي شود.

باد داراي سرعت و جهت است و به وسيله بادسنج  اندازه گيري مي شود. جهت باد از جايي كه شروع به وزيدن مي نمايد شروع مي شود.

يكي از فرمول هاي مورد استفاده براي محاسبه سرعت باد ، پروفيل لگاريتمي سرعت براي اهداف هواشناسي مي باشد.

 

=`v سرعت متوسط باد براي حداقل چند دقيقه در ارتفاع z بالاي سطح زمين مي ­باشد.

 k = ضريب ثابت karman كه معمولاً برابر با 4/0 است.

z₀ = ارتفاع زبري  است. در اين ارتفاع سرعت باد صفر فرض مي گردد و z₀ بايد كمتر از z باشد.

 V_* = سرعت اصطكاكي گه بستگي به طبيعت سطح دارد

t = تنش برشي وتنش رينولد

r = دانسيته هوا

در تحقيقات هواشناسي در لايه سطحي مرزي t را معمولاً مستقل از ارتفاع در نظر گرفته مي شود. V_* وابسته به جنس سطح و سرعت متوسط  (`v )است كه معمولاً مقداري بين 3 تا 12 درصد سرعت متوسط  `vرا دارد. مقادير پايين `v مربوط به سطوح صاف است. با يك فرض تقريبي در مطالعات هواشناسي v<sub>*</sub>=`v/10 است. بعضي از مقادير V_*  و z₀  ، با سرعت متوسط m/s 5 ، در ارتفاع 2 متر بالاي زمين ، در جدول1-6 نشان داده شده است.

جدول 1-6 : مقادير طول زبري (Z₀) و سرعت اصطكاكي  (V_*)براي سطوح طبيعي

سرعت اصطكاكي	طول زبري	نوع سطح
ft/s	Cm/s	in	cm
5/0	16	0004/0	001/0	بسيار صاف (سطوح لجني، يخ)
9/0	26	4/0	1/0	چمنزار با چمن حداكثر يك سانتي متر (4/0 اينچ) مرتع با علف كم پشت ، حداكثر10سانتي متر (4 اينچ)
2/1	36	28/0	7/0	علف پرپشت ، حداكثر 10 سانتي متر (4 اينچ)
5/1	45	91/0	3/2	علف كم پشت ، حداكثر 50 سانتي متر (20 اينچ)
1/2	63	5/3	9	علف پرپشت ، حداكثر 50 سانتي متر (20 اينچ)

پايداري بي اثر عبارت است از مقادير سرعت اصطكاكي بر حسب سرعت متوسط 0/5متر بر ثانيه (11 مايل بر ساعت) در ارتفاع 2 متر (5/6فوت) مي­باشد.

فرمول ديگري كه در هواشناسي از آن استفاده مي شود فرمول زير است كه به نام Power-law Profile معروف است.

 = سرعت در ارتفاع Z

 = سرعت در ارتفاع Z₁

k با توجه به زبري سطح و ارتباط لايه متغير است و معمولاً بين 1/0 تا 6/0 بوده و 0<z<10m و »¹/₇ K مي باشد. جدول 7-1 مقادير 2*Z و K را نشان مي دهد.

جدول 1-7: ميزان K براي مقادير مختلف تغيير دما

		محدوده ارتفاع	سطح
وارونگي	پايدار	بي اثر	عايق	فوت	متر
61/0 36/0 77/0-32/0 … … …	… 25/0 27/0 18/0 22/0 35/0	27/0 20/0 17/0 08/0 18/0 29/0	25/0 16/0 14/0 09/0 15/0 19/0	230-33 161-36 394-26 89-30 200-20 407-36	70-10 49-11 120-8 27-9 61-6 124-11	چمنزار زمين مسطح علفزار فرودگاه بيابان مجاورمنطقه جنگلي

1-14- آب قابل بارش چرخه

مجموع مقدار بخار آب، در ستوني از هوا را كه ارتفاع آن (برحسب mm) از سطح زمين شروع و تا نقطه مشخص ادامه داشته باشد ، آب قابل بارش گويند. ارزيابي اين مقدار آب قابل بارش وظيفه اصلي هواشناس مي باشد.

آب قابل بارش ، تخمين ماكزيمم مقدار باران تحت فرض غير واقعي تغليظ كل  را بيان مي كند. اگر ستوني به مقطع واحد و ضخامت كوچك dz از رطوبت هوا پر شود جرم آب واقع در ستون عبارت است از:

پس در ستوني از هوا از ارتفاع هاي Z₁ به Z₂ و با فشار هاي p₁ و p₂ مجموع جرم آب برابر خواهد شد با :

در نتيجه :

rw : رطوبت مطلق بر حسب g/m3  r : دانسيته در حجم يكسان هواي غير اشباع

با تغيير جرم آب (m_w ) به معادل ارتفاع ، روي يك سطح مقطع واحد مقدار آب قابل بارش برابر است با :

p : بر حسب ميلي بار   q : رطوبت مخصوص بر حسب g/Kg و g=9.81 m/s2

در عمل نمي توان از اين انتگرال استفاده نمود ؛ چون q تابعي ازp شناخته نشده است. مقدار w را مي توان از رابطه زير بدست آورد:

`q: متوسط رطوبت مخصوص روي هر لايه     Dp : تفاوت فشار در لايه

مثال 1-1: يك راديوسوند كه توسط بالن رها شده، جفت اندازه گيري هاي فشار و رطوبت مخصوص را مطابق جدول زير نشان داده است. مقدار آب قابل بارش در ستوني از هوا تا فشار mb 250 را محاسبه نماييد.

 g=9.81 m/s²