مجموعه آموزش هیدرولوژی - هیدروگراف جریان
3.8 هیدروگراف جریان
هیدروگراف کل تاریخچه تغییر سرعت جریان از حوضه آبریز به دلیل یک رویداد بارشی را توصیف می کند. درک برخی از مولفه های ساده آن ضروری است.
شکل 7.8 هیاتوگرام و هیدروگراف حاصل از یک حادثه طوفان (جریان باران) [Musy, 2001]
در شکل 7.8، شدت بارندگی (i، بر حسب میلی متر در ساعت) در فواصل بلوک گسسته زمان (t) نشان داده شده است. منحنی مداوم پایین تر دبی (Q در m3/s) هیدروگراف حاصل از رویداد است. هیدروگراف تخلیه از سطح رودخانه به طور مداوم ثبت شده و رابطه سطح تخلیه مناسب برای یک ایستگاه اندازه گیری رودخانه به دست می آید. هیدروگراف تخلیه دارای دو جز main اصلی است: ناحیه زیر قله، رواناب سطحی دارای برچسب (که توسط حجم آب حاصل از رویداد طوفان تولید می شود) و باند وسیع نزدیک محور زمان، که نشان دهنده جریان پایه است.
در ابتدای باران سطح رودخانه کم است و یک دوره زمانی می گذرد تا رودخانه شروع به بالا آمدن کند. در این دوره میزان بارندگی توسط پوشش گیاهی قطع شده و یا در زمین فرو می رود و کمبود رطوبت خاک را ایجاد می کند. طول تأخیر قبل از طغیان رودخانه به رطوبت حوضه آبریز قبل از طوفان و شدت بارندگی بستگی دارد.
هنگامی که میزان بارندگی کمبودهای حوضه آبریز را تشکیل می دهد و وقتی سطح و خاک اشباع می شوند، باران شروع به کمک به جریان جریان می کند. بخشی از بارندگی که به رودخانه راه پیدا می کند به عنوان بارندگی موثر شناخته می شود، بقیه در اثر تبخیر، بازداشت در سطح یا احتباس در خاک از بین می رود. با پیشروی طوفان، نسبت بارندگی موثر افزایش یافته و میزان بارندگی از دست رفته کاهش می یابد.
حجم رواناب سطحی را که با ناحیه فوقانی هیدروگراف منهای جریان پایه نشان داده شده است، می توان در دو زیرمجموعه اصلی در نظر گرفت تا حرکات پیچیده آب را روی سطح و زمین ساده کند. بارندگی موثر کمک فوری به اندام در حال افزایش تا اوج هیدروگراف می کند و حتی در صورت قطع بارندگی، تا زمان انعطاف به آن کمک می کند. فراتر از این نقطه، به طور کلی در نظر گرفته می شود که جریان از آب ذخیره شده به طور موقت در خاک است. این جریان به اصطلاح جریان جریان منحنی رکود را تا زمان تخلیه کامل آب از بارندگی مولفه ادامه می دهد.
یک ترم آخر، زمان تأخیر، نیاز به توضیح دارد. تعاریف زیادی از تأخیر ارائه شده است که اندازه گیری زمان پاسخ حوضه آبریز است، اما در اینجا از مرکز ثقل بارش موثر تا مرکز ثقل رواناب سطح مستقیم در نظر گرفته می شود.
تعیین مرز بین رواناب سطحی و جریان پایه دشوار است و به ساختار زمین شناسی و ترکیب حوضه آبریز بستگی دارد. در طی یک رویداد بارشی منفرد، جریان پایه هیدروگراف حتی پس از شروع به افزایش سطح رودخانه همچنان ادامه دارد. منحنی تقسیم جریان پایه فقط زمانی شروع می شود که باران طوفان به سطح آب برسد.
هیدروگراف واحد
هیدروگراف واحد هیدروگراف رواناب سطحی ناشی از بارانی است که در یک واحد زمان می بارد (1 ساعت یا 1 روز) و در فضا و زمان در سطح کل حوضه آبریز به طور یکنواخت تولید می شود (Sherman, 1942).
در عمل، هیدروگراف واحد ساعت t به عنوان نتیجه یک عمق واحد بارندگی موثر که در t ساعت بیش از حوضه آبریز می شود تعریف می شود. مقدار انتخاب شده برای t بستگی به اندازه حوضه آبریز و زمان پاسخ به حوادث عمده بارندگی دارد. عمق استاندارد بارندگی موثر توسط شرمان 1 یا 10 میلی متر انتخاب شد.
هیدروگراف پاسخ یک حوضه آبریز با توجه به فصل متفاوت است: میزان بارندگی موثر همانند رواناب سطحی در فصل تابستان که حداکثر رشد گیاه را دارد بیشتر خواهد بود و رفتار هیدرولیکی حوضه "خشن" خواهد بود . در کشورهایی که هیچ بارندگی فصلی یا اختلاف دما و شرایط آبگیر ثابت در طول سال وجود ندارد، هیدروگراف واحد ابزاری بسیار سازگارتر برای استفاده در استخراج رواناب های سطحی از بارندگی های موثر خواهد بود. یکی دیگر از نقاط ضعف هیدروگراف واحد این فرض است که بارندگی موثر هم در زمان و هم در سطح حوضه آبریز به طور یکنواخت تولید می شود. در واقع، توزیع واقعی باران در یک طوفان به ندرت یکنواخت است. برای حوضه های آبریز کوچک یا متوسط (حداکثر 500 کیلومتر مربع)، یک رویداد بارشی قابل توجه ممکن است در کل منطقه گسترش یابد و اگر حوضه از نظر ترکیب همگن باشد، حتی ممکن است یک توزیع نسبتاً یکنواخت بارندگی موثر نیز تولید شود. بیشتر اوقات، طوفان هایی که باعث تخلیه رودخانه های بزرگ می شوند، از نظر شدت، از نظر فضا و همچنین زمان متفاوت هستند. حرکت طوفان اغلب بر واکنش ناشی از حوضه آبریز تأثیر می گذارد. کوچکتر شدن T می تواند اثر شدت متغیر باران را کاهش دهد.
روش هیدروگراف واحد دارای مزیت سادگی زیاد است. هنگامی که یک هیدروگراف واحد با مدت زمان مشخص T برای یک حوضه آبریز بدست آمد، سپس، برای هر دنباله بارشی موثر در دوره های T، می توان تخمین رواناب سطح را با خصوصیات ساده ای که در بالا ذکر شد، بدست آورد. این تکنیک سالها در سراسر جهان به کار گرفته شد و مورد استفاده قرار گرفت.
بسیاری از محققان از سراسر جهان مطالعات اصول هیدروگرافی واحد را بررسی کرده اند. Dooge در (1959) یکی از تحقیقات اساسی و اساسی را ارائه داد. وی با تمرکز بر مکانیسم خطی، پیشنهاد کرد که می توان با ترکیب اثرات ذخیره سازی و اثرات ترجمه، پاسخ حوضه آبریز را مدل کرد.
ساده سازی بیشتر رویکرد Dooge با استفاده از نظریه خطی نیز توسط Diskin در (1964) انجام شد که پاسخ حوضه را با استفاده از دو سری مخزن خطی برابر به صورت موازی مدل کرد. سینگ یک مدل حوضه آبریز خطی دیگری را توسعه داد و نشان داد که در عمل می توان از اشکال هندسی ساده به جای منحنی منطقه واقعی استفاده کرد. Kulandaiswamy با استفاده از یک عبارت ذخیره غیرخطی، یک تابع پاسخ حوضه غیرخطی تولید کرد و از این رو روابط غیر خطی گنجانیده شده ای را که برای مدت طولانی به عنوان واقعی تر در توصیف رفتار حوضه آبریز شناخته شده اند، در بر می گیرد.
هیدروگراف واحد و مدل های مشتق آن بیشتر براساس یک ورودی بارشی منفرد ساخته می شوند، زیرا معمولاً پس از کسر ضررها، یک بارندگی موثر یا مازاد ایجاد می شود. بعضی اوقات مقدار ورودی از اندازه گیری های یک باران سنج یا از منطقه باران بیش از حوضه آبریز محاسبه شده از چندین اندازه گیری بارندگی حاصل می شود. در هر دو حالت یک مقدار واحد نشان دهنده بارش حوضه آبریز است که ورودی توده ای نامیده می شود (Shaw، 1988).
منابع
Musy, A. 1998. Hydrologie appliquée, Cours polycopié d'hydrologie générale, Lausanne, Suisse.
Musy, A. 2001. e-drologie. Ecole Polytechnique Fédérale, Lausanne, Suisse.
Shaw, E. M. 1988. Hydrology in practice. Van Nostrand Reinhold International, London, United Kingdom.
Vladimirescu, I. 1978. Hidrologie. Ed. Didactica si Pedagogica, Bucuresti, Romania.
تماس واتساپ: 09190622992 (98+)
شناسه تلگرام مدیر سایت: Basin_Ir_bot@
نشانی ایمیل: www.Basin.ir@Gmail.com
(سوالات تخصصی را در گروه تلگرام ارسال کنید)
_______________________________________________________
تماس با ما
تماس واتساپ
گروه تلگرام ما
هشدارهای ما
آمار و اطلاعات
سفارش پروژه
در منابع آب
نظرات (۰)