صفحه محصول - پیشینه تحقیق و مبانی نظری الگوهای منجر به بارش

پیشینه تحقیق و مبانی نظری الگوهای منجر به بارش (docx) 16 صفحه

دسته بندی : تحقیق

نوع فایل : Word (.docx) ( قابل ویرایش و آماده پرینت )

تعداد صفحات: 16 صفحه

قسمتی از متن Word (.docx) :

2- مبانی نظری تحقیق12 2-1- مقدمه12 2-2- فرآیند بارش12 2-3- بارش و مشخصات آن13 2-3-1- تقسیم بندي بارش14 2-3-4-1- بارش همرفتی15 2-3-4-2- بارش کوهستانی16 2-3-4-3- بارش سیکلونی17 2-3-2-اندازه گیري بارندگی17 2-4- مفهوم بارش سنگین17 2-5- عوامل و محل حدوث بارش سنگین18 2-6- انواع روشهاي مطالعه بارش سنگین19 2-7- بارندگی های یک روزه (24 ساعته)21 2-8- متوسط بارندگی ماهانه22 2-9- بارندگی فصلی22 2-10- فضای شهری22 27307766725948 2- مبانی نظری تحقیق 2-1- مقدمه بارندگی در سطح کره زمین داراي تغییرات مکانی و زمانی زیاد است. میانگین بارندگی در سطح کره زمین بین 700 تا 900 میلی متر در سال تخمین زده شده، ولی تغییرات بارندگی در دنیا به گونه اي است که برخی نواحی کره زمین در 20 سال متوالی هیچگونه بارندگی دریافت نمی کنند، در حالی که در بعضی نقاط دیگر مانند چراپونچی واقع در شمال خلیج بنگال سالانه در حدود 24600 میلی متر بارندگی دریافت می کند . اگر این مقدار را با میانگین بارندگی سالانه ایران که در حدود 240 میلی متر است مقایسه کنیم بارندگی ایران کمتر از یک سوم متوسط بارندگی در سطح دنیاست( علیزاده، 1380 ) نحوه پراکندگی بارش بر روي زمین را عوامل بوجود آورنده آن، یعنی عامل صعود و منبع رطوبت تعیین می‎کند. در جایی که این دو عامل در کنار هم باشند حداکثر بارش رخ می دهد و در جایی که هیچ کدام از این عوامل موثر نباشد میزان بارش به حد اقل ممکن می رسد . از این رو کره زمین را ازنظر میزان بارش به سه ناحیه می توان تقسیم کرد که عبارتند از : نواحی پرباران، نواحی کم باران و نواحی با بارش متوسط(علیجانی و کاویانی، 137 ) 2-2- فرآیند بارش از لحاظ تعریف، بارش (Precipitation)، هر گونه رطوبت متراکمی است که به سطح زمین فرو می ریزد. بنابراین، فرآیند تراکم باید قبل از بارندگی صورت گیرد. معمولاً بارندگی، از انواع ابرها می بارد. اما ممکن است تمام ابرها ایجاد بارندگی نکنند. فقط وقتی قطرات آب، تکه های یخ و یا بلورهای آن آنقدر بزرگ می‎شوند که بر نیروهای شناوری و بالا دهنده ی قطرات آب در هوا فایق آینده بارندگی انجام می شود. وقتی مقایسه ای بین اندازه ذرات ابری که باران ازآن می بارد یا ابری که ایجاد باران نمی کند به عمل می‎آید، متوجه می شویم فرآیند و یا فرآیندهایی وجود دارند که هنوز شناخته نشده اند. برای مثال، متوسط اندازه یک ذره ابر، که تخمین زده می شود در مدت 100 ثانیه متراکم شده باشد، 04/0 میلی متر است، و حداکثر اندازه یک ذره متراکم 2/0 میلی متر است. به هر حال، قطرات باران معمولی از 5/0 تا 4 میلی متر تغییر می کنند. مساله مهم در فیزیک بارندگی این است که چرا بعضی از ابرها قطراتی به اندازه قطره باران درست می کنند و دیگر ابرها چنین کاری را ننمی کنند. اگرچه تراکم مستقیم سبب ایجاد قطرات بزرگ نمی شود، اما برخورد و همامیزی قطرات با یکدیگر قطرات بزرگی ر ابوجود می آورد. برخورد مکرر، قطراتی با اندازه باران ر اتشکیل می دهد. کارآرایی همامیزی در شکل 2-1 که سرعت رشد قطرات آب ر ادر حالت تراکم و همامیزی نشان می دهد مشخص شده است. پس از این که اندازه قطرات به 04/0 میلی متر رسید، رشد آنها بیشتر به علت همامیزی است تا تراکم. هنوز این سوال وجود دارد که چرا همامیزی در بعضی از ابرها اتفاق می افتد و در بعضی دیگر نه. جواب این سوال تا حدودی در شکل 2-1 نشان داده شده است. کمتر از یک حد آستانه (حدود 04/0 میلی متر) قطرات آن قدر کوچک هستند که بطور مداوم با یکدیگر ادغام نمی‎شوند. اما چرا بعضی از ابرها به این اندازه می رسند و بعضی دیگر نمی رسند؟ جواب این سوال در طبیعت و اندازه هسته های تراکم اولیه نهفته است. در مناطق حاره، که بیشتر سطوح آنها اقیانوس است، ذرات درشت نمک در هوا وجود دارد و قطرات باران در اطراف آنها تشکیل می گردد. این قطرات سپس با همامیزی درشت تر می شوند. در عرض های جغرافیایی میانه و زیاد، ابرها ان قدر مرتفع هستند که درجه حرارت آنها در زیر نقطه انجماد است. در چنین ابرهایی قطرات کوچک آب و بلورهای یخ به صوزت توام وجود دارند(شکل 2-2). در این وضعیت چون فشار بخار آب بیشتر از فشار بخار یخ در همان درجه حرارت است لذا چنین به نظر می رسد که هوا از نظر قطرات آب در حالت اشباع، و از نظر بلورهای یخ در حالت فوق اشباع است. با توجه به این که بخار آب بتدریج در اطراف ذرات یخ انباشته می شود کم کم هوا از حالت اشباع خارج شده و قطرات کوچک آب شروع به تبخیر می کنند. این عمل آن قدر ادامه پیدا می کند تا تمام قطرات کوچک آب تیخیر شوند و یا آن که بلورهای یخ به قدری بزرگ شوند که از ابر خارج و به پایین سقوط نمایند. در طی سقوط، گرم و ذوب می شوند و به عنوان قطرات باران در می آیند که با همامیزی، درشت و درشت تر می شوند. این پدیده، که معمولاً در ابرهایی که دماهای آنها 10- تا 30- درجه سانتی گراد است به خوبی عمل می کند به نام پدیده برژرون (Bergeron) نام گذاری شده است ( برژرون دانشمند هواشناسی نروژی است که برای اولین بار این پدیده را توصیف نمود). 2-3- بارش و مشخصات آن منظور از بارندگی، کلیه نزولات جوي است که به سطح زمین و ارد می شوند . تشکیل قطرات باران یکی از پیچیده ترین پدیده هاي هواشناسی است . اگر هوا خالص می بود عمل تقطیر فقط زمانی صورت می گرفت که هوا بیش از اندازه از بخار آب اشباع می بود، اما وجود ذرات ناخالص در هوا اطلاق می شود، باعث می گردد تا در شرایط اشباع معمولی نیز (aerosol) که به آن هستک یا آئروسل بخار آب در اطراف ذرات تقطیر شود. اگر چه وجود رطوبت در اتمسفر براي ایجاد بارندگی الزامی است اما تنها این شرط کافی نیست . معمولاً رطوبت در اکثر اوقات در اتمسفر وجود دارد ولی حتی در هواي ابري نیز ممکن است باران تشکیل نشود. بطور کلی براي ایجاد بارندگی سه شرط لازم است: - وجود رطوبت - وجود هسته هاي کوچک از اجسام جامد که عمل تقطیر در اطراف آن صورت گیرد. - خنک شدن هواي مرطوب(صعود) هر بارش داراي مشخصاتی است که عبارتند از: الف- مدت بارندگی: فاصله زمانی بین شروع و خاتمه بارندگی را مدت بارش یا مدت بارندگی گویند که به 3 دسته کوتاه، متوسط و دراز مدت تقسیم بندي می شوند . دوام بارانهاي کوتاه مدت کمتر از 6 ساعت، بارانهاي متوسط مدت دوامی بین 6 تا 24 ساعت داشته و به بارانهائی دراز مدت گفته می شود که دوام آنها بیش از یک روز باشد. ب- مقدار بارندگی: ارتفاع آب حاصل از بارندگی را در طول مدت بارش مقدار بارندگی گویند که برحسب میلی متر، سانتی متر و یا اینچ توصیف می شود. ج- شدت بارندگی: شدت بارش عبارتند از مقدار بارندگی در واحد زمان که معمولاً برحسب میلی متر بر ساعت، میلی متر بر دقیقه و یا اینچ بر ساعت توصیف می شود. د- فراوانی وقوع: منظور از فراوانی وقوع یک باران با مدت مشخص این است که در یک دوره زمانی معین چند بار می توان انتظار داشت که بارانی مشابه آن رخ دهد و گاهی به جاي فراوانی وقوع از واژه دوره برگشت استفاده می شود.( علیزاده، 1376 ) بارندگی معرف میزان باران در مدت معین است. در آمریکا بارندگی بر حسب شدت باران به سه گروه زیر تقسیم می شوند که می توان در ایران نیز مورد استفاده قرار گیرد. باران سبک با شدت حداکثر 5/2 میلیمتر در ساعت باران متوسط با شدت 8/2 تا 6/7 میلیمتر در ساعت باران شدید با شدت بیش از 6/7 میلیمتر در ساعت 2-3-1- تقسیم بندي بارش بارندگی ها بسته به این که مکانیسم سرد شدن هواي مرطوب چگونه صورت گرفته باشد به سه نوع کلی تقسیم می شوند که عبارتند از: - بارانهاي کوهستانی - بارانهاي جبهه اي - بارانهاي همرفتی در شرایط آب و هوایی ایران هر سه نوع بارندگی را می توان مشاهده کرد . نزولات زمستانی بیشتر از نوع جبهه اي و بارانهاي کوتاه مدت تابستانی، عمدتاً از نوع همرفتی می باشند و در کوهپایه ها نیز بارندگی ها بیشتر از نوع بارانهاي کوهستانی است. علاوه بر مکانیسم تشکیل بارندگی، نزولات جوي به لحاظ شکل به دو گروه عمده طبقه بندي می شوند: نزولات مایع و نزولات جامد. نزولات مایع شامل باران، نم نم باران و شبنم است که در مورد اول در ایجاد رواناب و بطور کلی در حرکت سیکل هیدرولوژي نقش سریع دارد و نزولات جامد شامل برف، یخبرف، تگرگ و یخپوشه تشکیل می‎شوند. (علیزاده، 1376 ) 2-3-4-1- بارش همرفتی همرفت توده هوا در مقیاس های محلی و در نتیجه ناپایداری صورت می گیرد، اما در صورت مساعد بودن شرایط، رگبارهای شدید بوجود می آورند. ناپایداری همرفتی موقعی حاصل می شود که توده هوا، در یک سطح معین، گرمتر از هوای مجاور خود شود. گرم شدن توده هوا نسبت به محیط اطراف خود، در نزدیکی سطح زمین به دو طریق اتفاق می افتد. اول اینکه ممکن است یک قسمت از زمین در منطقه ای وسیع انرژی تابشی بیشتری نسبت به اطراف کسب کند و به تدریج تا آنجا گرم شود که گرمای آن، قسمت زیرین توده هوا بالایی را گرمتر از هوای مجاور خود کند. چنین هوایی ناپایدار می شود. دوم اینکه توده هوا در مسیر حرکت خود از مناطق گرم عبور کند. گرمای چنین منطقه ای از طریق رسانایی به وای گذرنده منتقل می شود و قسمت زیرین آن را گرمتر از قسمت های بالایی اش می کند. صعود همرفتی با ابرهای جوششی که در صورت شدت به برج شبیه می شوند همراه است. ابرهای جوششی یاد شده از نوع کومولوس و در حالت های شدید از نوع کومولونیمبوس هستند که از پایین منظره صفحاتی خیلی تیره، و از بالا منظره ای خیلی روشن دارند و بر روی تصاویر ماهواره ای به صورت نقاطی رون می درخشند. تصاویر ماهواره ای بهترین تائید کننده برای موضعی و شدید بودن صعود و بارش حاصل از عملکرد همرفتند (علیجانی و کاویانی، 1371). 51054004370070جبهه گرم00جبهه گرم33528004370070جبهه سرد00جبهه سرد565785039890700039338253989070003933825398907000481012535979100041910002997835جبهه ای00جبهه ای14097002997835غیر جبهه ای00غیر جبهه ای200977526168350048101252616835002009775260667500330517522256750027051001625600سیکلونی00سیکلونی50196751577975همرفتی00همرفتی55721251196975009810751196975003524251577975کوهستانی00کوهستانی981075119697500330517559690000263842525400انواع بارش00انواع بارش نمودار شماره(1-1): نمودار انواع بارش ها با توجه به منشا و عوامل ایجاد کننده 2-3-4-2- بارش کوهستانی این نوع بارش در اثر صعود مکانیکی هوا مرطوب در حاشیه کوهستان حاصل می شود. ناهمواری سطح زمین در واقع عامل صعود نیست، بلکه مانع حرکت افقی هواست و توده هوا را وادار به صعود از قله می‎نماید. با استقرار سیستم فشار در یک منطقه ممکن است بادها از دامنه کوه بالا بروند که ضمن این حرکت، دمای توده هوا کاهش می یابد. زمانی فرامی رسد که بر اثر کاهش دما، گنجایش نگهداری رطوبت هوا از میزان رطوبت موجود کمتر می شود. در نتیجه تراکم آغاز و ابر و باران ایجاد می شود (علیجانی و کاویانی، 1371). 2-3-4-3- بارش سیکلونی بارش سیکلونی در اثر بالا رفتن هوا به وجود می آید. بارش های دو چرخه ای معمولاً منشا جبهه ای یا غیر جبهه ای دارند. در بارش های سیکلونی هوای گرم به علت ناپایداری ذاتی خود، در هر دو جبهه سرد و گرم وجود و در نهایت ایجاد بارش می کند. بنابراین هر چه مقدار رطوبت هوای گرم بیشتر باشد، مقدار بارش نیز بیشتر است. برای مثال سیکلون های جنوب ایران، به جهت دسترسی به رطوبت فراوان خلیج فارس و دریای عمان، باران شدیدتری تولید می کنند در صورتی که سکلون های شمال ایران، چون از منبع رطوبتی دریای مدیترانه و خلیج فارس دورند، بارش ملایم تر و نسبتاً کمتری تولید می کنند. اغتشاشات سیکلونی از عوارض عمده فصل یا زمان سرد به شمار می آیند. در فصل سرد بادهای غربی گسترش پیدا می کنند و با خود سیستم های سیکلونی ر ابه ارمغان می اورند بنابراین، عامل چرخندگی، به ویژه سیکلون‎ها از انواع عمدئه ایجاد بارش در فصل سرد در منطقه برون حاره اند (علیجانی و کاویانی، 1371). 2-3-2-اندازه گیري بارندگی منظور از اندازه گیري باران تعیین مقدار ارتفاع آب حاصل از نزولات جوي در سطح زمین است بدون آنکه تبخیر شده یا در زمین نفوذ کند. اندازه گیري باران توسط دستگاههاي به نام باران سنج انجام می شود که دو نوع است. باران سنج ساده و ثبات یا باران نگار. باران سنجهاي ساده به دو دسته باران سنج روزانه معمولی و باران سنج ذخیره اي تقسیم می شوند.( علیزاد، 1376) 2-4- مفهوم بارش سنگین بارشهاي سنگین نشان از یک حداکثر آب و هوایی است و اینگونه بارندگی ها صدمات زیادي بر روي اقتصاد می گذارد. تعریف بارش سنگین با آنچه که در عرف وجود دارد بسیار متفاوت است و چند معیار براي متمایز ساختن این نوع بارشها از انواع دیگر آن وجود دارد که عبارتند از شدت زیاد، وسعت زیاد و ثبات و پایداري آن. براي تعریف هر پدیده اقلیمی یک آستانه وجود دارد که این مقدار درنقاط مختلف کره زمین متفاوت می‎باشد. در کره زمین نقاطی وجود ندارد که از نظر اقلیمی کاملاً مشابه باشند و اگر هم تشابه اندکی وجود داشته باشد عوامل محیطی بر روي آن اثر گذاشته و آن را تغییر می دهد . لذا تعریف و یا معیار ثابتی براي شناخت اینگونه پدیده هاي اقلیمی وجود ندارد. تاکنون تعاریف متفاوتی، بر اساس معیارهاي مختلف، در مراجع علمی ارائه گردیده است که مواردي از آن اشاره می گردد: - رخدادهایی از بارندگی که باعث تجمع زیاد آب حاصل از باران در یک سطح مشخص گردد. - در کشور ما براي بارش سنگین یک معیار تعیین شده وجود دارد که عبارت است از، هر روزي که بارندگی آن 30 میلی متر و یا بیشتر باشد آن را روز با بارندگی سنگین گویند. 2-5- عوامل و محل حدوث بارش سنگین محل حدوث بارشهاي سنگین، عوامل ایجاد آن را به خوبی مشخص می کند که عبارتند از عوامل صعود و بخصوص دسترسی به بخار آب. فراوانی روزهاي بارش سنگین در ساحل غربی دریاي خزر آن هم در فصل پاییز، وجود بخار آب فراوان دریاي خزر و ناپایداري حاصل از همرفت وزشی نسبتا سرد سیبري به هنگام عبور از روي دریاي خزر را نشان می دهد . در تمام سواحل خزر، فصل بیشینه بارشهاي سنگین فصل پاییز است و تعداد آنها به تناسب کاهش اثر بادهاي سیبري از غرب به شرق کاهش می یابد. در دیگر نقاط کشور فراوانترین فصل این گونه بارشها زمستان است . در زمستان مسیراصلی سیکلونهاي مدیترانه از زاگرس مرکزي می گذرد که با خود عامل صعود و رطوبت فراوان می آورد. در سواحل جنوب هم به جهت دسترسی به بخار آب فراوان به هنگام ورود عوامل صعود قوي، باران هاي سنگین اتفاق می افتد. عامل اصلی کاهش بارندگی هاي سنگین در مرکز و شرق کشور نرسیدن بخار آب کافی به منطقه است. جدول شماره(2-1): متوسط آمار روزهاي با بارش 30 میلی متر و بیشتر(علیجانی، 1376 ) ایستگاهفصلبندر انزلیبهار 4/1تابستان9/3پاییز10زمستان2/3سال5/18 شدیدترین بارشها در ساحل دریاي خزر بویژه در قسمت غربی آن رخ می دهد و هر چه که از غرب به شرق می رویم از تعداد روزهاي داراي بارش سنگین کاسته خواهد شد . ناحیه دیگري از کشور که داراي بارش سنگین است ارتفاعات زاگرس است که از دزفول شروع شده و تا سنندج ادامه می یابد . ناحیه سوم که این گونه بارشها در آن رخ می دهد ساحل خلیج فارس از بوشهر تا جاسک است. در بقیه نقاط کشور در نواحی کوهپایه اي و کوهستانی روزهاي بیش از 30 میلی متر بارندگی بسیارکمتر اتفاق می‎افتد و در نواحی پست مرکزي هم اصلاً اتفاق نمی افتد (علیجانی، 1376 ). 2-6- انواع روشهاي مطالعه بارش سنگین سه روش براي مطالعه این پدیده اقلیمی وجود دارد که هر کدام از آنها رامی تواند بایکدیگر تلفیق و به صورت یک روش جدید ارائه نمود. سه روش اصلی عبارتند از: - روشهاي سینوپتیک : مطالعات زیادي در زمینه بارشهاي سنگین، درداخل و خارج ازکشور، با استفاده از الگوهاي سینوپتیکی انجام شده که در ذیل به چند نمونه از آن اشاره می گردد: - لشکري ( 1375 ) الگوهاي سینوپتیکی بارشهاي شدید جنوب غرب ایران را بررسی نمود و وقوع بارشهاي سنگین و سیل آسا در جنوب غرب ایران را نتیجه تقویت و تشد ید فعالیت مرکز کم فشارمونسونی،سودانی ومنطقه همگرائی دریاي سرخ وتبدیل آنهابه سیستم دینامیکی وترمودینامیکی میداند. - خوشحال دستجردي ( 1376 ) مدلهاي سینوپتیک و کلیماتولوژي براي بارشهاي بیش از صد میلی متردر سواحل جنوبی دریاي خزر را تحلیل و بررسی نموده است. نتایج بررسی هاي ایشان نشان داده که ریزش این بارانها در اثر فرارفت سرد سیبري برروي ایران انجام نمی گیرد و مقدار ریزش باران در دامنه هاي شمالی البرز با ارتفاع کاهش نیافته بلکه افزایش می یابد. همچنین در این تحقیق نشان داده شده که این بارانها در اثر ورود جبهه هاي تقویت شده نسیم دریا توسط سیستمهاي سینوپتیکی در ساحل، ریزش می‎نمایند. - باشکند (1379) به بررسی و ارائه مدلهاي سینوپتیکی بارشهاي سنگین در شمال غرب ایران پرداخت و نشان داد که بخشی از ریزشهاي جوي منطقه شمال غرب ایران ناشی از ویژگی هاي جغرافیایی منطقه است. او با بررسی بارشهاي 24 ساعته، 30 میلی متر یا بیشتر در یک دور ه 5 ساله، نشان داد که وقوع بارشهاي سنگین و سیل آسا در منطقه با توجه به عامل توپوگرافی در ماههاي فصل بهار و پاییز، بیشتر از بقیه ماهها می باشد، و اکثر آن در ساعات بعد از ظهر و اوایل شب اتفاق می افتد. لانا و همکاران (Lana et al., 2007) به بررسی الگوهاي اتمسفري براي رخدادهاي بارش سنگین درجزایر بلاریک پرداخته اند . آنها در این تحقیق مکانیسم هاي ایجاد بارشهاي سنگین را بوسیله الگوهاي اتمسفري نشان داده و یک رابطه قوي بین پدیده هاي بارش سنگین و سیکلونها تشخیص داده اند. تانگ یانبینگ و همکاران ( 2006Yanbing et al.) شرایط اقلیمی بارش هاي پایدار در چین را بررسی نموده و به این نتیجه دست یافتندکه می توان 130 رخداد بارش سنگین در چین را به صورت بارشهاي بسیار شدید ، شدید و متوسط طبقه بندي نمود. آنها توزیع مکانی براي فراوانی آنرا بدست آوردند و نتیجه گرفتندکه این پدیده در 8 ناحیه جغرافیایی در چین رخ می دهد که عبارتند از : شمال چین، شمال شرق، رودخانه Huaihe دره رودخانه Huaihe رودخانه Yangteze ، دره رودخانه ، Yangteze ناحیه ساحلی جنوب شرقی و جنوب غرب چین. پدیده بارش سنگین در چین به رژیم ، w وابسته است و معمولاً با تغییر رژیم خصوصیات رخدادها نیز تغییر می کنند مثلاً رخدادهاي وابسته به رژیم غربی طولانی مدت و گسترده اند. - روشهاي آماري: روش آماري از جمله روشهاي دیگري است که در مطالعات مربوط به بارشهاي سنگین از آن استفاده شده است. نمونه اي از مطالعه مربوط به بارشسنگین با استفاده از روش آماري، در ذیل ارائه می گردد: باري دي کیم و همکار (1998 Keimet al) مقایسه روشهاي برآورد کمی بارشهاي سنگین در نواحی خشک وکوهستانی، درمنطقه غرب تگزاس در ایالات متحده، پرداخته اند . در این تحقیق نشان داده شده که روش هاي کمی، بهترین تطبیق را با داده هاي این منطقه دارد و استفاده از روش گمبل تطبیق مناسبی را ارائه نمی کند، بلکه یک تخمین بیش از اندازه براي بارشهاي 50 و 100 ساله ارائه می دهد. براساس آنالیز طبقات تجمعی ، نتایج آزمایش k-s روش H-A را بهترین تکنیک ارزیابی می کند و روشSRCC به عنوان بهترین توزیع احتمالاتی منطبق با داده هاي حداکثر این منطقه است. - روشهاي سنجش از دور: این روش از جمله روشهایی است که در داخل کشور به آن بسیار کم توجه شده است ولی در خارج از کشور بررسی هاي زیادي با استفاده از این روش انجام شده که در ذیل به دو نمونه از آن اشاره می گردد: بیک و همکار (1997 Baeck et al) به پیش بینی بارش بوسیله WSR-88D براي رخدادهاي بارش سنگین پرداخته اند . منطقه مورد مطالعه در Blue Ridge در ویرجینیا قراردارد . دراین تحقیق از اطلاعات رادارهاي هواشناسی براي طوفانهاي تولید کنن ده بارشهاي حداکثر استفاده شده است . پنج مورد از این نوع طوفانها در منطقه مورد بررسی قرارگرفته که باعث ایجاد سیلابهاي حداکثر در ایالات متحده شده است. در این آنالیز اهمیت پارامترهایی چون آلودگی باند تابشی، شیب انتخابی، تگرگ، کالیبراسیون رادارها و روابط Z-R براي برآورد بوسیله ،WSR-88D نشان داده شده است. وینجی زاو ( 1997 zhao) به مقایسه تشخیصی و مدلسازي عددي بارش سنگین در دشتهاي مرکزي آمریکا پرداخته است. او براي این تحقیق از داده هاي مشاهداتی رادار براي بارشهاي طولانی مدت وطوفانهاي دشت مرکزي استفاده نموده است. نتایج این بررسی به فهم رخداد بارش سنگین بسیار کمک کرده است. در این بررسی توجه ویژه اي به محیط اتمسفري بارش سنگین، کلیماتولوژي بارش منطقه اي و مشخصات زمانی - مکانی نرخ بارش شده است . در شبیه سازي انجام شده حساسیت بالاي بارشهاي طوفانی به تغییرات رطوبت اتمسفري نشان داده شد. در بخش مرکز کوههاي راکی تاثیر بسیار مهمی روي بارشهاي طوفانی داشته و بدون کوههاي راکی، کاهش بیش از 40 درصد در تمامی مدلهاي شبیه سازي شده مشاهده شده است. 2-7- بارندگی های یک روزه (24 ساعته) به بارشی که در طول یک روز (24 ساعت) و در طی یک دوره زمانی معین مانند ماه ، یک سال ریزش می‎کند اطلاق می شود. اندازه گیریهای بارندگی در هر ایستگاه در دو نوبت یکی در ساعت 6:30 و دیگر ساعت 18:30 به وقت ساعت رسمی کشور انجام می پذیرد . در گزارشات ثبت شدة مرسوم معمولاً این دو اندازه گیری با هم جمع و به عنوان یک اندازه گیری 24 ساعته بیان می شود . باید توجه داشت که بارندگی های اندازه گیری شده به شرح فوق به عنوان 24ساعته بدین معنی نیست که بارندگی برای هر 24 ساعت متوالی اندازه گیری شده است ، بلکه مقدار ریزش را در طول یک دورة تعریف شدة 24 ساعته ( یک روز) نشان می دهد . بنابراین بهتر است که به جای بارندگی های 24ساعته ، بارندگی یک شبانه روز به کار رود . متأسفانه به علت عدم اندازه گیری های روزانه در نواحی مرتفع بیش از 600 متر از شدیدترین بارندگی در ارتفاعات اطلاعات کافی در دسترس نیست و نمی توان دربارة آن بطور صریح اظهار نظر کرد . همچنین به سبب عدم پوشش گياهي مناسب و در پی آن عدم شاخ و برگ ریخته شده بر روی زمین و همچنين لخت بودن زمين، شدّت جریان سطحی به حد زیادی افزایش یافته است . این در حالیست که بارندگی های شدید ممکن است منجر به سیل و خساراتی بر پایین دستهای حوضه وارد سازد ، که این طغیان آبراهه ها در سطح حوضه بوضوح قابل مشاهده است. برای بررسی و مطالعة باران های 24ساعته در منطقة مورد مطالعه، از آمار حداکثر بارندگی 24 ساعته ایستگاههای بندر انزلی استفاده شده است. مناسبترین توزیع گامبل برای برازش داده ها بکار گرفته و میزان بارندگی های حداکثر به ازای دوره برگشتهای مختلف برای ایستگاه مذکور محاسبه شده است . 2-8- متوسط بارندگی ماهانه مقدار کل متوسط نزولات جوی در طول هریک از ماهای سال می باشد. 2-9- بارندگی فصلی به مقدار کل بارش درطول یک فصل خاص اطلاق می شود. 2-10- فضای شهری فضای شهری به ترکیبی اطلاق می شود که از فعالیت ها، بناهای مختلف فرهنگی، اجتماعی، اداری، تجاری و مانند آن و عناصر و اجزای شهری به صورتی آراسته، هماهنگ و واجد نظم و بالطبع با ارزش های بصری سازمان یافته باشد. فضای شهری جزئی جدایی ناپذیر از ساختارفضایی یک شهر در ادوار مختلف تاریخ شهر است و به همین دلیل مانند ساخت کلی شهر، تابع شرایط اجتماعی و اقتصادی متغییر است. «ادموند بیکن» عقیده دارد که فضا، مکانی است در همه ی ادوار، استوار بر گذشته ای وزین، حال زنده و انعطاف پذیر برای آینده. بنابراین امروز هم باید از فضاهای گذشته استفاده کرد و اگر جوابگو نیست باید بتوان با مهارت و استادی، فضاهایی نیز به آن افزود. در تعریف فضای شهری لازم است حوزه ی این تعریف مشخص باشد. به طور کلی پس از بررسی و مطالعه پیرامون شهرها و فضای شهری می توان گفت که فضای شهری (شامل منظر شهری) فضایی است که حوزه ی عمومی را می سازد و فضای معماری، حوزه ای خصوصی تر محسوب می شود. رابطه میان عناصر تشکیل دهنده فضای شهری باید برای فرد ناظر قابل درک باشد، و فرد بتواند از رابطه ی موجود، ساختاری در ذهن خود ایجاد کند. به این ترتیب فضای شهری هدفمند بوده و بستر رویدادهای تعریف شده ای خواهد شد. فضای شهری به عنوان یکی از ارکان اصلی ساخت کالبدی شهر دارای مفهومی عام و اجتماعی است. فضای شهری فضایی است که به همه ی مردم اجازه می دهد به آن دسترسی داشته باشند و در آن فعالیت کنند. در این فضا فرصت آن وجود دارد که برخوردهای از پیش تدوین نشده اتفاق افتد و افراد در یک محیط اجتماعی جدید با هم رابطه برقرار کنند. بنابراین شرط اساسی برای این که فضای عمومی، فضای شهری باشد برقراری تعاملات اجتماعی بین مردم در آن است. منابع و ماخذ 1- آذر، عادل و منصور مومنی (1377)، آمار و کاربرد آن در مدیریت، انتشارات سمت. 2- اشجعی باشکند، محمد (1379)، بررسی و ارائه مدلهاي سینوپتیکی بارشهاي سنگین در شمال غرب ایران، پایان امه کارشناسی ارشد، به راهنمایی محمد خیر اندیش، دانشگاه تربیت مدرس. 3- امیدوار، کمال، (1386)، بررسی و تحلیل شرایط سینوپتیکی و ترمودینامیکی رخداد بارش در منطقه .98- شیرکوه، پژوهشهاي جغرافیایی شماره 59، ص 81 4- بابائی فینی، ام السلمه و منوچهر فرج زاده اصل، (1381) الگوهاي تغییرات زمانی و مکانی بارش در ایران، فصلنامه مدرس شماره 4 5- بابایی فیئی، ام سلمه و فرج زاده، منوچهر، (1382)، شاخص های مکانی بارش و تغییرات آن در ایران، سومین کنفرانس منطقه ای و اولین کنفرانس ملی تغییر اقلیم، دانشگاه اصفهان 6- براتی، غلامرضا و حیدری، ایرج، (1382)، رده بندی منابع رطوبی بارش های غرب ایران (سال آبی 85-1984)، سومین کنفرانس منطقه ای و اولین کنفرانس ملی تغییر اقلیم، دانشگاه اصفهان 7- جهانبخش- سعید و سیما ترابی، بررسی و پیش بینی تغییرات دما و بارش در ایران، فصلنامه تحقیقات .125- جغرافیایی شماره 74، ص 104 8- حافظ نیا، محمدرضا (1371)، روش تحقیق در علوم انسانی، انتشارات سمت، چاپ اول. 9- خوش اخلاق، فرامرز، پدیده انسو و تأثیر آن بر رژیم بارش ایران، فصلنامه تحقیقات جغرافیایی شماره 51 .139- ص 121 10- خوشحال دستجردي، جواد، (1376)، تحلیل و ارائه مدلهاي سینوپتیک - کلیماتولوژي براي بارشهاي بیش از صد میلی متر در سواحل جنوبی دریاي خزر، رساله دوره دکتري، به راهنمایی هوشنگ قائمی، دانشگاه تربیت مدرس. 11- شایان، سیاوش (1378)، فرهنگ اصطلاحات جغرافیاي طبیعی، انتشارات مدرسه. 12- عربی، زهرا (1379)، تحلیل و ارائه الگوهاي سینوپتیکی بارشهاي شدید، رساله دوره دکتري، به راهنمایی بهلول علیجانی، دانشگاه تربیت مدرس. 13- عساکره، حسین، (1384)، تغییرات زمانی- مکانی بارش استان اصفهان طی دهه هاي اخیر، مجله پژوهشی .116- دانشگاه اصفهان (علوم انسانی) شماره 1، ص 91 14- عسگری، احمد و رحیم زاده، فاطمه، 1382، برجستگی نوسان بارش در کشور نسبت به روند و جهش، سومین کنفرانس منطقه ای و اولین کنفرانس ملی تغییر اقلیم، دانشگاه اصفهان 15- علایی طالقانی، محمود (1381)، ژئومورفولوژي ایران، نشر قومس. 16- علیجانی، بهلول و محمدرضاکاویانی (1379)، مبانی آب و هواشناسی، انتشارات سمت، چاپ هفتم. 17- علیجانی، بهلول (1376)، آب و هواي ایران، تهران، انتشارات دانشگاه پیام نور، چاپ دوم. 18- عليزاده وهمکاران (1374) بررسي جامع رگبارهاي كوتاه مدت درمشهد، داده‌هاي باران نگاري مشهد در دوره آماري 93-1969 19- علیزاده، امین (1376) اصول هیدرولوژي کاربردي، انتشارات آستان قدس، چاپ نهم. 20- غریب، معصومه و مساعدی، ابوالفضل، (1382)، بررسی نحوه تغییرات زمانی و مکانی بارندگی در بخشی از حوزه آبریز گرگانرود، سومین کنفرانس منطقه ای و اولین کنفرانس ملی تغییر اقلیم، دانشگاه اصفهان 21- غلامی، فاطمه (1387)، تحلیل مکانی و زمانی بارش سنگین در ایران، پایان نامه کارشناسی ارشد، به راهنمایی منوچهر فرج زاده اصل، دانشگاه تربیت مدرس. 22- غیور، حسنعلی و محمود خسروي، تأثیر پدیده انسو بر نابهنجارهاي بارش تابستانی و پاییزي منطقه جنوب .174- شرق ایران، فصلنامه تحقیقات جغرافیایی، شماره 62، ص 141 23- فرج زاده اصل منوچهر (1386)، تکنیکهاي اقلیم شناسی، انتشارات سمت. 24- فرج زاده اصل منوچهر (1384)، سیستم اطلاعات جغرافیایی و کاربرد آن در برنامه ریزي توریسم، انتشارات سمت. 25- قنبرپور و تلوري، (1382)، "الگوي توزيع زماني بارشهاي رگباري در ايستگاه هاي سينوپتيك شمال ايران" 26- قویدل رحیمی، یوسف (1384)، اثر الگوي بزرگ مقیاس گردش جوي - اقیانوسی برتغییرپذیري فصلی اقلیم در ایران:آثار النینو و لانینا بر تغییر پذیري بارشهاي بهاري در آذربایجان شرقی، فصلنامه .88- مدرس شماره 4، ص 71 27- قهرمان، ، (1374)، برخي از خصوصيات رگبار 16 خرداد 1371 مشهد 28- لشکري، حسن (1375)، الگوهاي سینوپتیکی بارشهاي شدید در جنوب غرب ایران، رساله دوره دکتري، به راهنمایی هوشنگ قائمی، دانشگاه تربیت مدرس. 29- محمدي، حسین و مجید جاوري (1385)، تغییرات زمانی بارش ایران، محیط شناسی شماره 40، ص 87 .100 30- نجارسلیقه، محمد (1377)، الگوهاي سینوپتیکی بارشهاي تابستانه جنوب شرق ایران، رساله دوره دکتري، به راهنمایی بهلول علیجانی، دانشگاه تربیت مدرس. 31- نصیري، بهروز (1378)، تحلیل الگوهاي سینوپتیکی و دینامیکی بارشها در حوضه کرخه و دز، رساله دوره دکتري، به راهنمایی هوشنگ قائمی، دانشگاه تربیت مدرس. 32- نيسي، يونس، (1375)، "شناسايي توزيع‌هاي زماني رگبارهاي مولد سيلاب در حوضه آبريز خراسان (بارز)" 33- وزيري، ، 1376-1359، "تجزيه و تحليل رگبارها در نقاط مختلف ايران (تعيين توابع شدت-مدت)" 34- هدایتی دزفولی، اکرم، (1382)، تحلیلی بر تغییرات تاریخ شروع بارش و روندآن درتهران، سومین کنفرانس منطقه ای و اولین کنفرانس ملی تغییر اقلیم، دانشگاه اصفهان 35- Alijani1, B., O’Brien, J. & Yarnal, B. (2007). Spatial analysis of precipitation intensity and concentration in Iran. Theor. Appl. Climatol. DOI 10.1007/s00704-007-0344-y. 36- Analyses of heavy rain in Huaihe River Basin during, (1998). Acta Meteorologica sinica, 60, 774-779 (in chinese). 37- Baeck, M. L., Smith, J. A. (1997). Rainfall Estimation by the WSR- 88D for Heavy Rainfall events, Department Of Civil Engineering and Operations Research, 416-436. 38- Chen,C.S., Chena,W. C., Chenb,Y. L., Lina, P, L & Laic. 39- Chen,C.S., Linb, C. Y., Chuanga, Y. J. & Yehc, H. C. (2002). A study of afternoon heavy rainfall in Taiwan during the mei-yu season. Atmospheric Research, 29-149. 40- Hsin,C. (2005). Investigation of orographic effects on two heavy rainfall events over southwestern Taiwan during the Mei-yu season. Atmospheric Research, Issues 1-2, 101-130. 41- Keim, D. B., Faiers, E. G. (2000). A comparison of techniques to produce quantile estimates of heavy rainfall in arid an mountainous environments: atest case in western texas, Journal of Arid Environments, 44, 267-275. 42- Lana, A., Campins, J., Genov´es, A. & Jans`a, A. (2007). Atmospheric patterns for heavy rain events in the Balearic Islands. Adv. Geosci, 12 , 27–32. 43- Li, J. (1996). A Barrier jet and its role in the enhancement of heavy rainfall over north western Taiwan during tamex. Hawaii university, PHD Thesis. 44- Lin, M. L. & Jeng, F. S. (2000). Characteristics of hazards induced by extremel heavy rainfall in Central Taiwan—Typhoon Herb. Engineering Geology, 58, 191-207. 45- Luino, F. (2005). Sequence of instability processes triggered by heavy rainfall in the northern Italy,Geomorphology, 66, 13-39. 46- Nishiyama, K., Endoa, S., Jinnoa, K., Bertacchi, U., Cintia, A., Olssonc, J. & Berndtssonb, R. (2007). Identification of typical synoptic patterns causing heavy rainfall in the rainy season in Japan by a Self-Organizing Map. Atmospheric Research, Issues 2-4, 185-200. 47- Pochette, M. S. (1998). Numerical simulation of a heavy rainfall event associated with elevated convection, Saint louis university, PHD Thesis. 48- Romero, R., Sumner, G., Ramis, C., & Genov´es, A. (1999). A classication for the atmospheric circulation patterns producing significant daily rainfall in the Spanish Mediterranean area, Int. J. Climatol, 19, 765–785. 49- Shuyuin, L., Yongguang, Z., Hongqing, W. & Qingli, W. (2002). 50- URL1:http:// www.usgs.gov 51- URL2:http://www.ngdir.ir 52- Yanbing, T., Jingjing, G., Lu, Z. & Kun, G. (2006). On the climatology of persistent heavy rainfall events in china, Advances in atmospheric sceiences, 678-692. 53- Zhao,W. (1997). Diagonstic studies and numerical modeling of heavy rainfall in the central plains,Princeton university,PHD Thesis.