فایل PowerPoint (اسلاید ها) رودخانه ها

    —         —    

ارتباط با ما     —     لیست پایان‌نامه‌ها

... دانلود ...

بخشی از متن فایل PowerPoint (اسلاید ها) رودخانه ها :

فایل PowerPoint (اسلاید ها) رودخانه ها

فایل PowerPoint (اسلاید ها) رودخانه ها
فهرست

فصل اول: کلیات فایل

فصل دوم: مبانی نظری

فصل سوم: زمینه شناسی منطقه- شرایط آب و هوا یی منطقه- خاک پوشش گیاهی منطقه

فصل چهارم: هیدرولوژی- ژئومورفولوژی- سیل خیزی

اهمیت موضوع:

با توجه به تأثیرات هیدرولوژی در ژئومورفولوژی و تغیرات پیکر زمین توسط جریان آب و ایجاد جریان رواناب و همچنین تأثیر شکل حوضه، جنس حوضه از نظر زمین شناسی، شیب حوضه و.... فایل در این مورد اهمیت پیدا می کند. زیرا می توان با مطالعه دقیق و زیر بنایی و برنامه ریزی مدون از خسارت های وارده به زمین های زراعی ،زمین هاو تأسیسات واقع در سواحل فایل PowerPoint (اسلاید ها) رودخانه ها و مسیل ها توسط آب های جاری و سیلاب پیشگیری کرد.و با توجه به اینکه حوضه رودخانه ده بالادر منطقه کوهستانی واقع شده و رواناب هلی حاصل از ریزش طولانی مدت باران و ذوب برف باعث بوجود آمدن سیل در این منطقه شده است باید تدابیری برای یشگیری از این بلایای طبیعی اندیشید. بنابراین این فایل با هدف شناسایی عوامل مؤثر در سیل خیزی و برآورد سیلاب در حوضه آبریز رودخانه ده بالا و امکان مهار و بهره برداری از آن هاانجام می شود.

بیان مسئله:

فایل PowerPoint (اسلاید ها) رودخانه ها جریان طبیعی آب های سطحی هستند که دربستر معین به صورت فصلی یا دائمی جریان می یابند. فایل PowerPoint (اسلاید ها) رودخانه ها محدوده وسیعی از آبراهه های کم عرض و با شیب تند کوهستانی تا بستر های کم شیب و عریض جاری در دشت ها را شامل می شوند. اگر چه فایل PowerPoint (اسلاید ها) رودخانه ها در توسعه شهری و تمدن بشری نقش مؤثری ایفا کرده اند اما با ملاحظه جریان توفنده سیلاب که حتی می تواند اتومبیل ها،خانه ها و درختانی که در مسیر جریان سیلاب قرار دارند رابا خود ببرند به خطرناک بودن زندگی در کنار آن ها پی می بریم . از طرف دیگر رسوبات حمل شده توسط سیلاب پس از ته نشین شدن باعث حاصلخیزی زمین های حاشیه رودخانه می شود. و بخش عمده تولید غذایی دنیا را فراهم می کند.

اهداف فایل:

اهداف فایل شامل هدف های نظری و هدف های علمی است.

هدف های نظری شامل شناخت روابط متقابل ژئومورفولوژی و هیدرولوژی در حوضه ده بالا است که بر اساس آن می توان به طور نظری عوامل مؤثر برشکل زایی فرسایش و نحوه ایجاد سیلاب ها در حوضه مربوطه را شناسایی و مورد مطالعه قرا رداد. اهداف علمی فایل، شامل کاربرد روابط و نظریه های موجود برای انجام کارهای مهار و مقابله با سیلاب و شناسایی عوامل مؤثردر سیل خیزی و برآورد سیلاب در حوضه آبریز رودخانه ده بالا می باشد.

مفاهیم:

هیدرولوژی:

برای علم هیدرولوژی تعاریف متعددی ارائه شده که هر یک نشان دهنده اهمیت این علم وارتباط آن با علوم دیگر است. بر اساس تعریفی که انجمن دولتی علوم و فن آوری برگزیده است هیدرولوژی علم مطالعه آب در کره زمین بوده و در مورد پیدایش، چرخش و توزیع آب در طبیعت، خصوصیات فیزیکی و شیمیایی آب، واکنش های آب در محیط و ارتباط آن با موجودات زنده بحث می کند اما عملاً واژه هیدرولوژی شاخه ای از جغرافیای فیزیکی است که گردش آب در طبیعت را مورد بررسی قرار می دهد.(اصغری مقدم،1384)

اطلاعات مورد نیاز در علم هیدرولوژی

مطالعات در محدوده علم هیدرولوژی مانند بسیاری از شاخه های جغرافیای طبیعی نیازمند دانش اطلاعاتی دقیق و بلند مدت از فرآیندها و عوامل مؤثر بر چرخه هیدرولوژی می باشد. که همین نیازمندی رابطه این علم را با علوم دیگر مشخص می کندکه به طور خلاصه عبارتند از :

1- اطلاعات و آمارهای اقلیمی، که نیازمندی به این اطلاعات ارتباط مستحکم بین این علم و علم اقلیم شناسی را مشخص می کند.

2- نفوذ آب درلایه های زیرزمینی که رابطه تنگاتنگی بین این علم و شاخه های مختلف علم زمین شناسی ،سنگ شناسی و تکتونیک ایجاد می کند.

3- بررسی کیفیت آب ها که ضمن ارتباط داشتن با عوامل زمین شناسی و اقلیمی نیازمندی این علم مهم را به فیزیک و شیمی مشخص می کند.

4- مطالعات فیزیو گرافی حوضه ها رابطه این علم را به غیر از متأثر بودن از زمین شناسی،اقلیم شناسی و هم چنین ارتباط آن را با ریاضی و فیزیک بیش از پیش مشخص می کند.

5- بهره برداری از منابع آبی اعم از سطحی و زیر زمینی غیر از وابستگی به علوم فوق وابستگی این علم را به علوم انسانی مانند جمعیت شناسی،اقتصاد،علوم اجتماعی و در نهایت جغرافیای انسانی اعم از روستایی و یا شهری نشان می دهد .(اصغری مقدم1386)

فصل اول

کلیات فایل

بیان مسئله:

فایل PowerPoint (اسلاید ها) رودخانه ها جریان طبیعی آب های سطحی هستند که دربستر معین به صورت فصلی یا دائمی جریان می یابند. فایل PowerPoint (اسلاید ها) رودخانه ها محدوده وسیعی از آبراهه های کم عرض و با شیب تند کوهستانی تا بستر های کم شیب و عریض جاری در دشت ها را شامل می شوند. اگر چه فایل PowerPoint (اسلاید ها) رودخانه ها در توسعه شهری و تمدن بشری نقش مؤثری ایفا کرده اند اما با ملاحظه جریان توفنده سیلاب که حتی می تواند اتومبیل ها،خانه ها و درختانی که در مسیر جریان سیلاب قرار دارند رابا خود ببرند به خطرناک بودن زندگی در کنار آن ها پی می بریم . از طرف دیگر رسوبات حمل شده توسط سیلاب پس از ته نشین شدن باعث حاصلخیزی زمین های حاشیه رودخانه می شود. و بخش عمده تولید غذایی دنیا را فراهم می کند.

طبق آمار تهیه شده توسط سازمان ملل متحد درمیان بلا یای طبیعی، سیل و طوفان بیشترین تلفات و خسارات را به جوامع بشری وارد آورده است به گونه ای که این امر در کشور ما نیز صادق است و در اغلب سال های گذشته حدود 70% اعتبارات سالانه طرح کاهش اثرات مخاطرات طبیعی و ستاد حوادث غیر مترقبه صرف جبران ناشی از سیل شده است. رشد 250 درصدی خسارات ناشی از سیل کشور در پنج دهه گذشته مؤید این مدعاست که روند طبیعی و خسارات ناشی از سیل مرتباً افزایش می یابد. اما متأسفانه موضوع سیل مدیریت و کاهش خسارات ناشی از آن در کشور مورد توجه جدی قرار نگرفته است و فقط زمانی که سیلاب مخربی جاری می شود و فاجعه ای بوجود
می آید توجه مسئولین به آن جلب می گردد. اگرچه بررسی طرح های مهار سیلاب که به صورت پراکنده در سطح کشور اجرا شده اند نشان می دهد که یک راه حل مشخص و مطمئن برای کلیه مناطق سیل گیر وجود ندارد اما بدیهی است که پدیده سیل علی رغم همه پیچیدگی هایش قابل بررسی و مطالعه بوده و می توان در جهت مهار و کاهش خسارات آن و حتی
بهره برداری اقتصادی ازسیل راه حل های مناسبی را جستجو کرد. بی شک مهم ترین علت وقوع سیل در فایل PowerPoint (اسلاید ها) رودخانه ها بارش درحوضه آبخیز مناطق سیل گرفته و بالا دست آن ها می باشد. بنابراین به منظور مقابله با خطر سیلاب علل سیل خیزی حوضه رودخانه ده بالا با تأکید بر مطالعه فاکتورهای اساسی نظیر ویژگی ها و شرایط ژئومورفولوژی،هیدرولوژی،زمین شناسی،آب و هوا و
فیزیو گرافی که هر کدام نقش عمده ای در ایجاد خطرسیلاب دارند مورد بررسی قرار می گیرد و در نهایت پیشنهاداتی در این زمینه در مورد جلوگیری از خطرات سیل ارائه می شود.

اهمیت موضوع:

با توجه به تأثیرات هیدرولوژی در ژئومورفولوژی و تغیرات پیکر زمین توسط جریان آب و ایجاد جریان رواناب و همچنین تأثیر شکل حوضه، جنس حوضه از نظر زمین شناسی، شیب حوضه و.... فایل در این مورد اهمیت پیدا
می کند. زیرا می توان با مطالعه دقیق و زیر بنایی و برنامه ریزی مدون از خسارت های وارده به زمین های زراعی ،زمین هاو تأسیسات واقع در سواحل فایل PowerPoint (اسلاید ها) رودخانه ها و مسیل ها توسط آب های جاری و سیلاب پیشگیری کرد.و با توجه به اینکه حوضه رودخانه ده بالادر منطقه کوهستانی واقع شده و رواناب هلی حاصل از ریزش طولانی مدت باران و ذوب برف باعث بوجود آمدن سیل در این منطقه شده است باید تدابیری برای یشگیری از این بلایای طبیعی اندیشید. بنابراین این فایل با هدف شناسایی عوامل مؤثر در سیل خیزی و برآورد سیلاب در حوضه آبریز رودخانه ده بالا و امکان مهار و بهره برداری از آن هاانجام می شود.

انگیزه فایل:

- امروزه رشد جمعیت و نیاز انسان ها به آب، توسعه بهداشت،صنعت کشاورزی و..... فایل PowerPoint (اسلاید ها) رودخانه ها و حوضه های آبخیز را از اهمیت بیشتری برخوردار کرده است. ایجاد شهرها و شهرک هاو یا هر نوع تأسیساتی در حاشیه این حوضه ها باید کاملاً بر اساس مطالعات هیدرولوژیکی و ژئومورفولوژیکی باشدو در هر گونه برنامه ریزی شهری و منطقه ای که انجام شود به حریم رودخانه نباید تجاوز شود و در بستر حوضه برای بهره برداری بیشتر، دقت کافی مبذول گردد. این خود باعث شد که روابط متقابل هیدرولوژی و ژئومورفولوژی و عملکرد اثرات متقابل آن ها که موجب بروز پدیده هایی می گردد انگیزه اینجانب را برای شناخت این روابط در حوضه ی ده بالا برانگیزدو علاقه مند شوم که فایلات خود را بر هیدرومورفولوژی رودخانه ده بالا متمرکز نمایم.

- با توجه به اینکه هر ساله سیلی در این حوضه رخ می دهد وکمبود مطالعاتی از این قبیل به عنوان نیاز اساسی محدوده مورد مطالعه وجودارد سیل خیزی حوضه رامورد بررسی قرار می دهیم.

- کاهش سرعت و شدت جریان سیلاب ها با ارائه راه حل های مناسب

- مهار سیلاب ها به منظور امکان تأمین میزان زیادی از آب مورد نیاز کشاورزان

اهداف فایل:

اهداف فایل شامل هدف های نظری و هدف های علمی است.

هدف های نظری شامل شناخت روابط متقابل ژئومورفولوژی و هیدرولوژی در حوضه ده بالا است که بر اساس آن می توان به طور نظری عوامل مؤثر برشکل زایی فرسایش و نحوه ایجاد سیلاب ها در حوضه مربوطه را شناسایی و مورد مطالعه قرا رداد.

اهداف علمی فایل، شامل کاربرد روابط و نظریه های موجود برای انجام کارهای مهار و مقابله با سیلاب و شناسایی عوامل مؤثردر سیل خیزی و برآورد سیلاب در حوضه آبریز رودخانه ده بالا می باشد.


سوالات فایل:

1) آیا فعالیت های انسانی در قرن اخیر باعث افزایش سیل خیزی در سطح حوضه شده است؟

2) آیا شرایط طبیعی حوضه موجبات بروز سیلاب ها را فراهم می آورد؟

فرضیات فایل:

1) توسعه فعالیت های انسان در چند سال اخیر در زمینه بهره برداری زیاد از اراضی سطح حوضه ، سیل خیزی و فرسایش بیشتر سطح حوضه رادر برداشته است.

2) شرایط طبیعی حوضه یکی از مهم ترین عواملی است که موجبات سیل را در منطقه فراهم می آورد.

قلمرو فایل:

حوضه آبخیز رودخانه ده بالا در 30 کیلومتری جنوب شهرستان تفت در استان یزد واقع شده است که ارتفاعات شیرکوه اطراف این حوضه را محصور
کرده است. گستره چهار گوش حوضه در مختصات جغرافیایی بین طول های شرقی ( 54،3،54 ) تا (54،10 ) و عرض شمالی (31،33،35 تا 31،39،14)
قرار گرفته است . با توجه به اینکه این حوضه در منطقه کوهستانی استان واقع شده است از آب و هوای سرد کوهستانی برخوردار می باشداین حوضه دارای مساحت 65 کیلومتر مربع و محیطی معادل 5/35 کیلومتر می باشد.بالاترین نقطه ارتفاعی حوضه4000 متر و پایین ترین نقطه ارتفاعی 2000متر واقع در خروجی حوضه می باشد. حوضه آبخیز ده بالا به دلیل استقرار روستای ده بالا در مرکزآن به این نام معروف شده است. این حوضه ازیک طرف به شهرستان تفت و از طرف دیگر به شهرستان مهریز ارتباط دارد.

نقشه زیر موقعیت حوضه مورد مطالعه را در استان و شهرستان نشان می دهد.

روش فایل:

اولین راه دستیابی به اهداف فایل، جمع آوری اطلاعات و دریافت واقعیات است. در این زمینه دورنبرگ اظهار می دارد که جغرافیدانان با کسب اطلاعات درباره مسائل مورد بررسی، فایل خود را به دو صورت می توانند انجام دهند.

1) روشی که مبتنی بر بررسی و استنتاج مدارک و اسناد است.

2) روشی که مبتنی بر مشاهدات میدانی است.

که هر دو بخشی از صندوقچه ابزار جغرافیدانان محسوب می گردد.

در این کمابیش ازهمه روش های فایلی نام برده استفاده کرده ولی مقدار استفاده از هر روش با توجه به ویژگی های آن مبحث متفاوت می باشد. به طور کلی درمرحله اول نقشه های توپوگرافی منطقه و زمین شناسی منطقه به منظور تعین مرز حوضه و شناخت لیتولوژی منطقه تهیه شده است. و در مرحله دوم، روش این فایل بر مطالعات کتابخانه ای و اسنادی و همچنین استفاده از داده های ماهواره ای و تکنیک های سیستم اطلاعات جغرافیایی GIS) ) مبتنی است. بنابراین کلیه اطلاعات موجود دررابطه با این حوضه جمع آوری شده و بعد از بررسی، مطالبی را که به موضوع مورد نظر مربوط
می شونداستخراج گردید. وجهت دسترسی به اطلاعات به مراکز مطالعاتی جهاد کشاورزی ، سازمان هوا شتاسی، سازمان زمین شناسی و سازمان آب منطقه ای مراجعه گردید. سپس در مرحله سوم به منظور تطبیق این یافته ها با شمای واقعی آن، حوضه مورد بازدید قرار گرفت و عکس هایی در رابطه با اطلاعات مورد فایل تهیه گردید و در نهایت تمامی اطلاعات بدست آمده و نتایج حاصل از آن به صورت نوشتار،نقشه و نمودار مورد تجزیه و تحلیل قرار گرفته و نتیجه گیری به عمل آمده است.

مشکلات و محدودیت های فایل:

هر فایلی در مسیر خود با پاره ای از مشکلات و موانع روبه رو خواهد شد. که گاهی این مشکلات و موانع جدی به حساب آمده و از کامل و دقیق بودن فایل می کاهد. وگاهی می توان این مشکلات را از سر راه برداشت.

در فایلات با دو دسته موانع روبه رو هستیم.

1) مشکلات اداری و انسانی

2) مشکلات طبیعی

مشکلات اداری و انسانی که در طولانی بودن کارهای اداری، دست نویس بودن و ناقص بودن بسیاری از آمارها و کمبود ایتگاه های هواشناسی که باعث

بروز مشکلاتی در نتیجه گیری شده است در منطقه دیده می شود.

مشکلات طبیعی نیز به کوهستانی بودن منطقه و عدم دسترسی به تمام نقاط حوضه برمی گردد.

به طور کلی در تدوین محدودیت هایی وجود داشت از جمله:

1) عدم تجربه محقق در کار فایل

2) عدم وجود راه های ارتباطی کافی و مناسب،عدم وجود وسیله نقلیه برای رفتن به قسمت های بالا دست حوضه وهمچنین نبود جاده آسفالته که این مسئله یک مانع عمده در مسیر انجام مطالعات میدانی می باشد.

3) ناقص بودن آمار برخی از ایستگاه های هواشناسی

4) نداشتن آمار بلند مدت هیدرومتری(14 ساله)

فصل دوم

مبانی نظری


مقدمه:

به طور طبیعی هر قلمرو در ارتباط با موقعیت جغرافیاییاز یک طرف و عامل ارتفاع از طرف دیگر تحت تأثیر دینامیک بیرونی و در طول زمان از شرایط خاصی برخوردار شده است. این شرایط از محلی به محل دیگر تفوت های آشکاری دارند و محیط های گوناگون و غالباً متضادی رابوجود
آورده اند(محمودی،1378)

در بررسی های ناحیه ای ژئومورفولوژیکی هدف، تشریح توپوگرافی موجود و تفسیر چگونگی شکل یابی آنهاست. ناهمواری های سطح زمین ابعاد متفاوت از چندین سانتی متر تا چندین صد و حتی چندین هزر کیلومتر دارند. در چنین مطالعاتی تعیین ابعاد واحدهایی که باید مورد بحث قرار گیرد از یک طرف تابع وسعت ناحیه بوده و از طرف دیگر به فرصت مطالعه بستگی دارد. (جداری عیوضی،1380)

امروزه ژئومورفولوگها نیز مانند سایر متخصصین علوم محیطی می دانند که بر پدیده ها فرآیندهایی پیچیده حاکم هستند که با یکدیگر در تقابل و بر یکدیگر تأثیر گذار می باشند. و چنانچه محیط طبیعی را یک سیستم فرض کنیم پدیده های ژئومورفولوژی هر کدام حکم یک سیستم پویا هستند که ازیک طرف تحت تأثیر فرآیندهای مختلف قرار دارند و از طرف دیگر خود بر سیستم های دیگر تأثیر می گذارند.(اصغری مقدم،1383)

آب موضوع اصلی علم هیدرولوژی است که اشکال مختف آن توزیع،نحوه ی گردش آب در طبیعت،اصول کاربرد رخدادهای آب و حرکت آن در اتمسفر، سطح و زیر زمین و تغیرات کمی لحظه به لحظه آن را از جایی به جای دیگرمورد بررسی قرار می دهد.(بهبهانی،1380)

در این مسائل هیدرو لوژی و ژئومورفولوژی و زمین شناسی مطرح شده و سپس عوامل مؤثر در سیلاب حوضه آبخیز رودخانه ده بالا مطرح می گردد.

پیشینه فایل:

از آن جا که حوضه مورد مطالعه یکی از زیر حوضه های کویرسیاه کوه محسوب می شود مطالعاتی در مقیاس کلان و کلی توسط دفترآبخیزداری جهاد سازندگی و باکمک مهندسین مشاور صورت گرفته است.

- گزارش مطالعات هواشناسی،هیدرولوژی و پوشش گیاهی حوضه میانکوه که در سال 1373 توسط مهندسین مشاور عمران کویر صورت گرفته است.

- گزارش مطالعات سیل خیزی و کنترل سیل حوضه ده بالا که توسط مشاورین مهاب صورت گرفته است.

- طرح جامع مرتع و آبخیزداری حوضه ده بالا در مورد زمین شناسی و ژئومورفولوژی که توسط آقای حسن خاوریان 1379 به عنوان کارشناسی مورد بررسی قرار گرفته است.

- بررسی هیدرو ژئومورفولوژی حوضه فخر آباد تفت (که در شرق حوضه واقع شده ) که توسط آقای محمد رضا نوجوان به عنوان کارشناسی ارشد مورد بررسی قرارگرفته است.

مفاهیم:

هیدرولوژی:

برای علم هیدرولوژی تعاریف متعددی ارائه شده که هر یک نشان دهنده اهمیت این علم وارتباط آن با علوم دیگر است. بر اساس تعریفی که انجمن دولتی علوم و فن آوری برگزیده است هیدرولوژی علم مطالعه آب در کره زمین بوده و در مورد پیدایش، چرخش و توزیع آب در طبیعت، خصوصیات فیزیکی و شیمیایی آب، واکنش های آب در محیط و ارتباط آن با موجودات زنده بحث می کند اما عملاً واژه هیدرولوژی شاخه ای از جغرافیای فیزیکی است که گردش آب در طبیعت را مورد بررسی قرار می دهد.(اصغری مقدم،1384)

اطلاعات مورد نیاز در علم هیدرولوژی

مطالعات در محدوده علم هیدرولوژی مانند بسیاری از شاخه های جغرافیای طبیعی نیازمند دانش اطلاعاتی دقیق و بلند مدت از فرآیندها و عوامل مؤثر بر چرخه هیدرولوژی می باشد. که همین نیازمندی رابطه این علم را با علوم دیگر مشخص می کندکه به طور خلاصه عبارتند از :

1- اطلاعات و آمارهای اقلیمی، که نیازمندی به این اطلاعات ارتباط مستحکم بین این علم و علم اقلیم شناسی را مشخص می کند.

2- نفوذ آب درلایه های زیرزمینی که رابطه تنگاتنگی بین این علم و شاخه های مختلف علم زمین شناسی ،سنگ شناسی و تکتونیک ایجاد می کند.

3- بررسی کیفیت آب ها که ضمن ارتباط داشتن با عوامل زمین شناسی و اقلیمی نیازمندی این علم مهم را به فیزیک و شیمی مشخص می کند.

4- مطالعات فیزیو گرافی حوضه ها رابطه این علم را به غیر از متأثر بودن از زمین شناسی،اقلیم شناسی و هم چنین ارتباط آن را با ریاضی و فیزیک بیش از پیش مشخص می کند.

5- بهره برداری از منابع آبی اعم از سطحی و زیر زمینی غیر از وابستگی به علوم فوق وابستگی این علم را به علوم انسانی مانند جمعیت شناسی،اقتصاد،علوم اجتماعی و در نهایت جغرافیای انسانی اعم از روستایی و یا شهری نشان می دهد .(اصغری مقدم1386)

ژئومورفولوژی:

ژئومورفولوژی واژه ای است یونانی که مرکب از سه کلمه، شامل geo به معنی زمین ،morph به معنی شکل وفرم ، logy به معنی شناسایی می باشد.به طور کلی میتوان گفت که ژئومورفولوژی علم مطالعه پدیده های سطح زمین است اما باتوجه به قلمرو این علم وتنوع پدیده های سطح زمین باید گفت که ژئومورفولوژی علم مطالعه پدیده های طبیعی سطح زمین و بررسی وشناخت فرآیندها و عوامل مؤ ثر بر تشکیل آن ها در گذشته، حال و آینده است. (اصغری مقدم،1383)

هیدرو مورفولوژی:

هیدرومورفولوژی یکی از زیر مجموعه های جغرافیای طبیعی است که به مطالعه اشکالی که بویژه در نتیجه ی رواناب های حوضه ایجاد می شود می پردازد. در واقع نحوه عملکرد روان شدگی و دینامیک آن ها از ویژگی های سطح زمین و ناهمواری ها تبعیت می کند. نیاز هیدرومورفولوژی به دلیل مشاهدات دبی و بار رسوبی و آنالیزهای مورفولوژی حوضه های زهکشی ازسویی و نیاز ژئومورفولوژی به مطالعه شبکه زهکشی حوضه ها اثرات آب های جاری و رواناب های سطحی در شکل گیری اشکال زمین از سوی دیگرچنین ارتباطی را نمایان می سازد.(اصغری مقدم، 1383)

سیل:

سیل عبارت است از جریان کوتاه با شیب بسیار تند در بستری از مواد کم مقاوم که معمولاً درسازند رسی ایجاد می گردد.البته آب و هوای منطقه در مقدار دبی سیلاب بسیار مؤثر است ولی به طور کلی سیلاب ها دارای دبی نامنظم و غیر عادی می باشند. سیلاب یکی از مسائل مهم فرسایش رودخانه ای است و موضوع قابل مطالعه عبارتند از1- مواد حاصل از تخریب که بوسیله سیلاب حمل می گردد.2- کیفیت حمل مواد و چگونگی رسوبگذاری آن ها

سورل سیلاب را چنین تعریف می کند ، هرز آب ها با تخریب دامنه ها و پیروی از ناهمواری های زمین راهی انتخاب میکنند که نامنظم بودن شیب نیز به این موضوع کمک میکند و مواد محموله خود را در نقاطی که شیب کاهش می یابد به جا گذاشته و موجب بالا آمدن بستر خود می گردد. نتیجه نهایی آن است که سیل این بستر راترک کرده و در پایین دست ، بستر جدیدی که به مراتب مناسب تراز نیمرخ اولیه جریان آب خواهد بود به وجود می آورد و به تدریج به مرحله نیمرخ تعادل نزدیک می شود. ( احمدی،1367). جریان سیل به طور عمده ناشی از رواناب سطحی می باشد که حاصل ازخصوصیات بازش و خصوصیات حوضه آبخیز است. که در این میان تأثیر پوشش گیاهی و خاک در کاهش جریان سیل حوضه های کوچک کمتر از حوضه هایی بامساحت زیادی می باشد. در یک طبقه بندی کلی می توان سیلاب های رخداده در کشود را در دسته های زیرتقسیم بندی نمود.

الف) سیل ناگهانی : ناشی از بارش شدید در حوضه های معمولاتً کوچک می باشدکه وقوع این نوع سیلاب ها معمولاً در فصل بهار و تابستان ناشل از عکس العمل سریع هیدرولیکی حوضه نسبت به بارش شدید می باشد و به دلیل ماهیت غافلگیر کننده این نوع سیلاب منجر به خسارات و ضایعات قابل توجهی می شود.

ب) سیل رودخانه ای:این سیل ناشی از بارش نسبتاً شدید و طولانی مدت در حوضه هایی با مساحت زیاد و یا بارش های متوالی، بیش از ظرفیت نفوذ پذیری حوضه می باشد.

ج) سیل دریایی: این سیل به خاطر بالا آمدن سطح آب دریا و یا دریاچه ها ایجاد می شود.

د) سیل ناشی از ذوب برف: این سیل ناشی از ذوب برف های بالا دست به دلیل افزایش ناگهانی دما است که می تواند توأم با بارندگی نیز باشد.(اقتباس از بررسی سیل کشور،مشکلات و راه ها)


بارش:

مقدار آبی که از سطح خشکی ها و دریاها تبخیر می شود به طور موقت در جو زمین به صورت بخار ذخیره می گردد این بخارآب موجود در جو طی فرآیندهای فیزیکی مختلف متراکم شده و به شکل ابر در می آید که پس از اشباع شدن ، قطرات آب یا ذرات یخ در آن شکل گرفته و به صورگوناگون مانند برف، تگرگ و غیره دوباره به زمین برمی گردد. که به همه آن ها واژه نزولات جوی و یا بعضاً بارندگی اتلاق می شود.

اطلاعات بارش بیشتر از دیگر اجزای چرخه هیدرولوژی در یک منطقه قابل بررسی است. و در بعضی نقاط دور افتاده بارش تنها اطلاعات موجود
می باشد. (بهبهانی،1380)

تبخیر:

تبخیر پدیده ای است که از هر گونه سطح مرطوب مانند سطوح آزاد آب و یا سطح مرطوب خاک و گیاه صورت گرفته و طی آن مایع به بخار تبدیل شده و مجدد اً به جو باز میگردد. در بین پدیده های مختلف چرخه هیدرولوژی، اندازه گیری تبخیر واقعی مشکل ترین آن هاست. (علیزاده،1381)


تبخیر و تعرق بالقوه به روش بلانی کریدل:

محاسبه تبخیر و تعرق بالقوه با روش بلانی کریدل بسیار ساده است و تنها، پارامتر اقلیمی دما را مورد بررسی قرار داده است.

(1/8+E= p(%46t

P=درصد ساعات روشنایی در ماه

T= میانگین درجه حرارت

رواناب:

هرگاه شدت بارندگی از ظرفیت نفوذ آب به داخل خاک بیشتر باشد بخشی از آب حاصله از بارندگی در سطح حوضه باقی می ماند. این آب پس از پر کردن گودیهای سطح زمین که به آن چالاب گفته می شود در امتداد شیب جریان پیدا کرده و از شبکه آبراهه ها و سپس رودخانه اصلی از حوضه خارج می گردد و به این بخش از بارندگی که می توان مقدار آن را در فایل PowerPoint (اسلاید ها) رودخانه ها اندازه گیری کرد رواناب سطحی می گویند.رواناب ایجاد شده برای رسیدن به انتهای شیب یا از آبراهه ها ی موجود استفاده می کند و به جریان خود ادامه می دهد و یا بر روی اراضی مساعد اقدام به حفر زمین و ایجاد آبراهه های جدید می نمایدکه این امر بستگی به میزان و شدت بارندگی دارد.

به هر حال رواناب های ایجاد شده از طریق آبراهه های فرعی به آبراهه های اصلی که همان رودخانه حوضه می باشد وارد شده و از طریق آن از حوضه خارج می شود.

حوضه آبخیز :

حوضه آبخیز محدوده ای از پستی و بلندی های سطح زمین است که بارش های انجام شده بر روی آن با ایجاد رواناب ها و زه آب ها از نقاط مرتفع در امتداد شیب زمین و در جهات مختلف به طرف پست ترین نقطه حوضه که نقطه ی تمرکز نامیده می شود روان می گردد. وضعیت قرار گیری نقطه تمرکز خود باعث به وجود آمدن دو نوع حوضه متفاوت می گردد. به طوری که اگر نقطه تمرکز در انتهای حوضه واقع شده باشد و باعث شود گه آب از حوضه خارج شود. حوضه مذکور را حوضه بازمی گویند در حالی که اگر نقطه تمرکز در داخل حوضه باشد حوضه بسته به وجود می آید.

اهمیت ژئومورفولوژی حوضه های آبخیز:

آب یک فرایند ژئومورفولوژیکی است که به عنوان یک عامل مهم فرسایشی هم در تبخیر وهم در حمل وهم د رروسوب گذاری ایفای نقش
می کند ،از دیدگاه ژئومورفولوژیکی جزءفرایند های شکل سازی است که از آغاز شکل گیری و فعالیت تا لحظه ای که به آرامش کامل برسد به ساخت و ساز اشکال ژئومورفولوژیکی مشغول است حوضه های آبخیز به عنوان یکی از مراکز اصلی فرسایش خاک در تشکیل پدیده های مورفو دینامیک اهعمیت دارند . رخدادهایی چون حرکت توده ای ، فرسایش قهقرایی ،حفر بستر رودخانه ،هوازدگی ،انحلال وغیره از فرایندهای ژئومورفولوژیک در حال رخداد است که میتوان با برنامه ریزی مناسب و عملیات مختلف میزان آن را کاهش داد .

همچنین اشکالی از قبیل یخچال ها و رسوبات ناشی از تراس های رودخانه ای و پدیده های کارست از مناظر جالب ژئومورفولوژیکی در حوضه هاست که میتواند موجب انگیزه در بین انسان ها برای فعالیت باشد به طوری که تراس های رودخانه ای و پدیده های کارست از مناظر جالب ژئومورفولوژیکی در حوضه هاست که می تواند موجب انگیزه در بین انسان ها برای فعالیت باشد به طوری که تراس های رودخانه ای مکانی مناسب برای کشاورزی و زراعت است .(رجائی، 1382)

علوم ذیر بط در مطالعات ژئومورفولوژی:

فرایندهای ژئومورفولوژی جزءتحولاتئ اساسی در حوضه های آبخیز محسوب شده و منجر به اثر گذاری بر شکل ناهمواری ها ،آبراهه ها ،ویژگی های رسوب دهی و در نهایت زندگی انسان می شود . لذا در راستای شناخت فرایندهای ژئومورفولوژی نیاز به مطالعات پایه در زمینه زمین شناسی ،اقلیم شناسی ،خاک ،پوشش گیاهی ویژگی های انسانی و هیدرولوژی لازم و ضروری به نظر می رسد

.1- زمین شناسی:

در خلال بیست و پنج سال گذشته، ژئومورفولوژی دیگر علمی جداگانه نیست و بخشی از جریان اصلی علوم زمین گردیده است. واضح است که ژئومورفولوژی در مقیاس وسیع (مگاژئومورفولوژی) مدیون کارهای اخیری است که ژئوفیزیکدانان و زمین شناسان در خصوص دیاستروفیسم کلی زمین انجام داده اند.(معتمد،1377) . در جغرافیاعوارض سطح زمین توصیف شده است. ولی در زمین شناسی از پیدایش زمین،چگونگی تغیرن و عواملی که سبب این تغیرات می شوندبحث و گفتگو می شود. و به همین دلیل بعضی از شاخه های علم جغرافیا مانند جغرافیای طبیعی و ژئومورفولوژی مستقیماً با زمین و عوارض زمین شناسی سرو کار دارند.و بعضی مانند جغرافیای انسانی به طور غیر مستقیم به آن مربوط می شود. برای پی بردن به جغرافیای طبیعی (ژئومورفولوژی ) یک سرزمین لازم است تاریخ زمین شناسی آن سرزمین را ورق بزنیم. مطالعه تاریخ زمین شناسی یک سرزمین با بررسی سنگ ها ، فسیل ها و شواهد زمین شناسی امکان پذیر است.

2- اقلیم شناسی:

ناهمواری ها از اشکال متنوعی برخوردارند. تنوع اشکال نه تنها در قلمرو های مختلف بلکه در یک محدوده مشخص طبیعی نیز مشاهده می شوند. حتی در گسترهی یک نوع سنگ با ساختمان زمین شناسی یکنواخت این تفاوت ها به چشم می خورند. مجموعه این ناهماهنگی ها چیزی جزاثر اقلیم در ارتباط با ساختمان زمین شناسی و سنگ شناسی نیست.

3- خاک شناسی:

خاک قسمت سطحی پوسته زمین است که براثر عوامل مختلف فیزیکی،شیمیایی و حیاتی بوجود می آید.(کردوانی،1378)

بطور کلی مسائلی که در خاک شناسی مطرح می باشدبه صورت زیر است:

تجزیه و تحلیل خواص فیزیکی و شیمیایی خاک

طبقه بندی خاک ها در برابر آبیاری

تعیین رابطه خاک با نوع کشت محصول

و حال آنکه در جغرافیای خاکها مسائلی چون، شرایط تکوین خاک، چگونگی توزیع سیاره ای آ ن، طبقه بندی خاکها از نظر ژنر،رابطه خاک با اقلیم و پوشش گیاهی،چگونگی بهره برداری و قابلیت خاکها و مشکلات بهره برداری آنها ، نقش خاک در ایجاد چشم اندازهای متفاوت جغرافیایی مورد توجه قرار می گیرد.(رامشت،1379)

4- پوشش گیاهی :

در اکوسیستمهای طبیعی به طور معمول جوامع گیاهی تحت تأثیر عوامل کلیماتیک خاک و ژئومورفولوژیکی شکل گرفته اند و به بیانی دیگر پوشش گیاهی از نوع و ساختار بر آیند عوامل موثر اکولوژیکی هر منطقه محسوب
می شود.

5- سنجش از دور:

در فایلات جغرافیایی یکی از روشهای شناسایی منابع ،روش نمونه برداری است که بر اساس تجربیات گذشته حاصل از کار آمار برداری پایه گذاری می شود. ارزیابی توان اکولوژیکی محیط نیازمند اطلاعات دقیق کمی از کیفیت سرزمین است بنابر این برای جمع آوری چنین اطلاعاتی نمی توان به نمونه برداری تنها بسنده کرد ، اگر چه منطقه ای غیر قابل دسترس باشد و نتوان به نمونه برداری پرداخت یا اگر بودجه کافی برای انجام کار صحرایی مورد نیاز در نمونه برداری در اختیار نباشد، برای رفع اینگونه مشکلات استفاده از عکس های هوایی ، تصاویر ماهواره ای ، نظام اطلاعاتی جغرافیایی GIS جهت انجام یک فایل جغرافیایی دقیق اجتناب ناپذیر است. برای استفاده از روش تفسیر عکسهای هوایی و تصاویر ماهواره ای در شناسایی منابع ، وجود اطلاعات گذشته از سرزمین ضروری است که اطلاعات گذشته توسط روشهای آمار برداری یا نمونه برداری جمع آوری شده اند.علاوه بر داشتن اطلاعات گذشته از سرزمین ، شناخت سه پدیده شکل ، تن و بافت عکس نیز ضروری است.بطور کلی استفاده از روش عکس های و تصاویر ماهواره ای در شناسایی منایع زیر کاربرد دارد:

منابع آب سطحی ، قنات ، چشمه ، واحد شکل زمین ، امتداد شیب ، طبقه شیب ، طبقات ارتفاع از سطح دریا ، گسلها و امتداد آنها ، نوع سنگها ، رنگ و بافت خاک ، تراکم پوشش گیاهی و....

زمانی که تفسیر اتوماتیک عکس های هوایی یا ماهواره ای برای تمامی یک منطقه یا کشور به عمل آمده باشد، یعنی نقشه های منابع به صورت نقشه های کامپیوتری و جدول های مربوط در بانک اطلاعات ذخیره شده و موجود باشند می توان این گونه اطلاعات وسیع را بر حسب موقعیت جفرافیایی تنظیم و گروه بندی نمود و کلیه اطلاعات مربوط به منابع را در منطقه های متفاوت در اختیار داشت . اگر این چنین اطلاعات با این ابعاد در دسترس باشد ، حتی
می توان عمل ارزیابی را بر روی نقشه های منابع انجام داده ، بطور مستقیم
می توان هر منطقه را بر حسب موقعیت جغرافیایی در بانک اطلاعات کامپیوتر به صورت نقشه و جدول ذخیره نمود. نمونه چنین روشی امروزه به صورت نرم افزارهای کامپیوتری GIS وجود دارد.

6- شناخت فعالیتهای انسان در مطالعات ژئومورفولوژی:

در رفع نیاز های جمعیتی که هر لحظه ، با سرعت فزاینده ای رو به ازدیاد است ، زمین و امکانات آن به عنوان تنها منبع منحصر به فرد ولی محدود، اهمیت خاصی پیدا می کند . این جاست که بهره گیری بیشتر از محیط های طبیعی آن ، برای پاسخگویی به نیاز های اولیه انسانها ، با ظرافت خاصی مطرح می شود . در این میان نقش روستا اساسی تر است . اگر میزان رشد کشاورزی در روستاها ، بطور منطقی افزایش یابد ، اولاً در شرایط زندگی روستائیان تغییراتی به وجود می آید که نتیجتاً « صنعت ایستاییکه ادامه آن خللی در اقتصاد کشور به وجود می آورد، رواج نمی یابد،ثانیاً طبق نظر آرتو لوئیز رشد و توسعه ی بخشهای دیگر ، در هر نوع آن به رشد و توسعه کافی بخش کشاورزی بستگی دارد. بنابر این ، از منابع موجود باید ، با اتخاذ روشهای مناسب در رشد منطقی این امر استفاده به عمل آورده باید دانست که منابع محدود یاد شده را نباید بیهوده به مصرف رسانید و یا در امر استفتده از آن اسراف در پیش گرفت ، بلکه باید نهایت دقت و کوشش را بکار برد تا مصرف آن موجب بروز زیانهای بعدی نشود . به همین دلیل که تنظیم برنامه های صحیح و منطقی که به شناخت دقیق امکانات بالقوه و بالفعل محیط طبیعی متکی باشد ضرورت تام دارد . مطالعات ژئومورفولوژیدر این شناخت نقش موثری بر عهده دارد و می تواند اطلاعات مورد لزوم را از دینامیک محیط طبیعی و امکانات آن فراهم آورد . با توجه به امکانات محیط طبیعی و دینامیک آن و با تحلیل داده های حاصل از فایل های ژئومورفولوژیکی ، بکار گیری تکنیک به طور متناسب امکان پذیر می شود . (رجائی ، 1382 )

مبانی نظری :

به منظور شرح تقریبی وضعیت پدیده های اقلیمی جهت تخمین بارندگی تعیین تبخیر و نوع اقلیم ، هیدروگرافی و هیدرولوژی با هدف تعیین شکل حوضه ، نسبت انشعاب ، تراکم شبکه رود خانه های حوضه ، زمانی تمرکز و تعیین میزان آب در طبیعت به سه شکل مایع ،جامد و بخار وجود دارد . آب همواره در بین سه شکل مذکور در گردش است . به این گردش چرخه ای یعنی تبدیل از حالتی به حالت دیگر و بر گشت از نقطه ای به نقطه دیگر ،اصطلاحاً سیکل هیدرولوژی یا سیکل آب می گویند . عوامل موثر بر این چرخه بارش ،تبخیر ،تعرق،نفوذ، جریانات سطحی وزیر زمینی می باشد . سیکل هیدرولوژی را ترازنامه آب می نامند وبه صورت رابطه زیر نشان
می دهند.


چرخه آب:

P=E+I+R

در این رابطه :

P= نزولات جوی

E= تبخیر وتعرق

I= نفوذ

R= رواناب

مساحت حوضه:

سطحی است که توسط مرز حوضه (حصار کوهستانی )مشخص شده و مهم ترین عامل فیزیکی بوده که دبی های حداکثر، حداقل،متوسط سالانه و هم چنین شکل هیدروگراف بدان بستگی دارد و معمولاً با حروف A مشخص می شود.

طول حوضه:

محیط حوضه به خط فرضی تقسیم آب گفته می شود که حوضه را از حوضه های مجاور مجزا می کندو معمولاً با حرف P مشخص می شود. برای مشخص کردن طول حوضه نمایه های زیادی به کار برده می شود که در تحلیل رواناب و سیل از آن ها استفاده می شود.

مرز حوضه:

خط فرضی است که محدوده حوضه را مشخص می کند و از به هم پیوستن خط الرأس هایی که حوضه را محدود کرده اند و بر روی نقشه های توپوگرافی رسم می شود.(اصغری مقدم،1387)

شکل حوضه:

شکل حوضه یکی از خصوصیات فیزیکی حوضه است که نقش مهمی را درفرم هیدروگراف سیل دارد. در صورتیکه سایر خصوصیات فیزیکی ثابت باشند دبی حداکثر سیلاب ها در حوضه های کشیده از حوضه های گرد کمتر است. دلیل ابن امر آن است که در حوضه های گرد زمان تمرکز کمتر است و در نتیجه عکس العمل حوضه نسبت به رگبارهای شدید سریعتر از حوضه های کشیده می باشد.

برای مقایسه اشکال حوضه روش های مختلفی تعریف شده است که از جمله آن ها ضریب گراویلیوس، هورتن، شیوم، میلر،و مستطیل معادل
می باشد.


- ضریب گراویلیوس (رابطه شماره 1)

این شاخص متداولترین ضریب شکل است که در بیشتر مطالعات مورد استفاده قرار می گیرد و صورت ساده شده آن را می توان به شکل زیر نوشت.

دراین رابطه :

R= ضریب شکل حوضه

A= مساحت حوضه به کیلومترمربع

L= طول حوضه به کیلومتر

- ضریب شکل هورتن: (رابطه شماره2)

هورتن در سال 1932 ضریب شکل حوضه یا کشیدگی را از رابطه زیر محاسبه نمود.

در این رابطه

R= ضریب شکل حوضه

A= مساحت حوضه به کیلومتر مربع

L= طول حوضه به کیلومتر

این ضریب و دو ضریب بعدی همیشه از یک کمتر هستند. هرچه این عدد به یک نزدیکتر باشد حوضه به مربه یا دایره نزدیکتراست و هرچه به سمت صفر میل کند میزان کشیدگی حوضه بیشتر است.

- ضریب شکل میلریا گردشدگی:(رابطه شماره3)

در این رابطه:

R= ضریب گردشدگی

A= مساحت حوضه به کیلومترمربع

P= محیط حوضه به کیلومتر

R همیشه بین 0-1 متغیر است و از یک بیشترنمی شود. هرچقدر ضریب به یک نزدیک باشد حوضه به دایره نزدیکتراست.


- ضریب شکل شیوم: (رابطه شماره 4)

ضریب شکل حوضه به روش شیوم یا همان نسبت طولی حوضه به طریق زیر محاسبه می شود.

R= ضریب شکل حوضه

DC=قطر دایره ای که مساحت آن معادل مساحت حوضه است.

L= طول حوضه ( طول مستطیل معادل)

مستطیل معادل: (رابطه شماره 5)

مستطیل معادل عبارتست ازطول مستطیلی که مساحت آن برابرمساحت حوضه و محیط آن برابر محیط حوضه باشد که از رابطه زیر بدست می آید.

A= مساحت حوضه به کیلومتر مربع

C=ضریب گراویلیوس

شبکه هیدروگرافی:

شبکه هیدروگرافی یا شبکه رودخانه ای، عبارت است از مجموع جریانات آب دائمی یا موقتی که شامل آبهای جاری شده ،یا ناشی از جریان سطحی و یا از طریق برگشت آب از سفره های آب زیرزمینی ویا تحت شکل چشمه ها وغیره می باشد ویا شبکه آبراهه ای به مجموع آبراهه هایی اطلاق میشود که عمل تخلیه رواناب را در سطح حوضه ،زیر حوضه ،ویا هیدرولوژیک انجام می دهند.

تراکم شبکه رودخانه ای(نسبت تراکم )(رابطه شماره6)

تراکم زهکشی از تقسیم طول کل شبکه هیدروگرافی شامل فایل PowerPoint (اسلاید ها) رودخانه های فرعی و آبراهه ها به مساحت حوضه به دست میآید وبا دبی های حداکثر حوضه همبستگی مستقیمی دارد. معمولاً بر حسب کیلو متر مربع توصیف
می شود.

که هرچقر به یک نزدیکتر باشد نشان دهنده نفوذ پذیری خوب و یا مقاومت مناسب زمین وبا پوشش گیاهی مناسب و هر چقدر به پنج نزدیکتر و از پنج بیشتر باشد نشان دهنده نامناسب بودن بستر است .


نسبت انشعاب( رابطه شماره 7)

یکی از راههای بررسی وضعیت شبکه آبراهه نسبت انشعاب است که عبارت از میانگین نسبت تعداد آبراهه های یک رده به تعداد رده بالاتر بوده و نحوه اتصال انشعاب در شبکه رودخانه بر حسب نوع می تواند به صورت شاخه درختی ،موازی و داربستی باشد . مشخص نمودن ضریب انشعاب به دلیل تاثیر گذاری که برهیدروگراف سیل دارد دارای اهمیت است .جدا از تاثیرات مناظر مورفومتری ،ضریب انشعاب یک روش عمده ی کنترل نقطه ی اوج رواناب هیدروگراف است .نسبت انشعاب به طریق زیر محاسبه می شود:

که در آن :

Br= نسبت انشعاب

N= تعداد آبراهه در هر رده

N= شماره آخرین رده آبراهه است .

در واقع نسبت انشعاب رودخانه از یک رده به رده ی دیگر عبارت است از نسبت تعداد فایل PowerPoint (اسلاید ها) رودخانه های یک رده مشخص به تعداد رده های بالاتر و اگر بخواهیم نسبت انشعاب را در یک حوضه به دست آوریم باید از نسبت انشعاب رده های مختلف آن حوضه میانگین بگیریم .نسبت انشعاب در حوضه های معمولی بین 3 تا 5 است .

شیب متوسط حوضه (رابطه شماره8)

شیب متوسط حوضه را می توان از روش زیر محاسبه کرد . ابتدا اختلاف ارتفاع حداکثر حوضه با حداقل ارتفاع حوضه را به دست آورده و بر مساحت تقسیم می کنیم تا شیب حوضه به دست آید .

در این رابطه:

Hmax= حداکثر ارتفاع حوضه به km

Hmin= حداقل ارتفاع حوضه به km

ارتفاع متوسط حوضه (رابطه شماره 9)

در این رابطه:

A= مساحت جزئی حوضه بین هر دو خط تراز

H= ارتفاع متوسط بین دو منحنی

A= مساحت کل حوضه به کیلومترمربع


پروفیل رودخانه

منظور از نیم رخ طولی رودخانه ،رسم منحنی تغییرات طول مسیر رودخانه نسبت به ارتفاع از یک مبنا در سطح افق می باشد .نیمرخ طبیعی نشان دهنده تغییرات ارتفاعی طول مسیر آبراهه اصلی می باشد. به طور کلی در پروفیل طولی یک رودخانه تکامل یافته می توان شاهد سه قسمت بود:

الف: قسمت سرابUPSTREAM )):

این قسمت داری شیب تند است و جریان آب دارای سرعت زیادی
می باشد ،فرایند تخریب وحفر بستر در این قسمت زیاد است تا اینکه به تدریج از حالت جوان بودن خارج شده و به مرحله ی تکامل برسد .

ب:قسمت میانی: این قسمت دارای شیب کمتری میباشد ،بیشتر شاخه های فرعی به آن می پیوندد ودر قسمت های مختلف آن یک مرتبه دبی افزایش پیدا می کندخصوصیات این قسمت از رودخانه عوامل اصلی طراحی را تشکیل
می دهد زیرا این قسمت از رودخانه تقریباً تکامل یافته است.

ج: قسمت پایاب( (Downstream:

در این قسمت رودخانه به میزان زیادی شیب خود را از دست داده است و عمل حفر و تخریب بستر پایان پذیرفته و با کم شدن شیب بسترجریان آب انرژی لازم برای حمل رسوبات را نداشته در نتیجه در این قسمت از رودخانه شروع به رسوب گذاری می کندو رودخانه به سن تکاملی خود رسیده است.


محاسبه شیب پروفیل رودخانه:

برای اندازه گیری شیب رودخانه روش های متعددی ارائه شده است که از بین آن ها روش های زیر ارائه می شود.

الف)شیب ناخالص (رابطه شماره 11)

شیب ناخالص از تقسیم اختلاف ارتفاع دهانه خروجی و بلندترین نقطه آبراهه اصلی بر فاصله افقی این دو نقطه بدست می آید.

شیب ناخالص رودخانه

اختلاف ارتفاع بلندترین نقطه رودخانه و نقطه تمرکز( m )

L= طول آبراهه اصلی(m)

ب)شیب متوسط وزنی(رابطه شماره 12):

شیب متوسط وزنی از آنجایی که امکان دست یابی به شیب واقعی را نیز فراهم می کند روش دقیقی است. در محاسبه این شیب قطعاتی از رودخانه که دارای شیب یکسان هستند مشخص شده و پس از اندازه گیری شیب این قطعات، شیب کلی به طریق وزنی محاسبه می گردد.

Sw=شیب متوسط وزنی آبراهه اصلی

Si= شیب بین دو نقطه از مسیر آبراهه یا فاصله li

Li= طول آبراهه اصلی بین دو نقطه

محاسبه زمان تمرکز:

زمان تمرکز، مدت زمانی است که آب لازم داردتا از دورترین نقطه حوضه به نقطه خروجی برسد. این زمان برحسب وسعت حوضه، شکل حوضه، جنس زمین شناسی حوضه، شیب حوضه، شیب حوضه، پوشش گیاهی و سایر مشخصات تفاوت می کند. این زمان از راه های متعددی محاسبه می گرددو پاسخ های مختلفی نیز دارند که علت آن نادیده گرفتن وضعیت مسیر جریان آب از نظر زبری بستر، پوشش گیاهی، شعاع هیدرولیکی در نقاط مختلف و سایر عوامل می باشند.

الف )روش برانسلی ویلیامز: (رابطه شماره 12)

این روش به صورت زیر محاسبه می شود.

A= مساحت حوضه به کیلومترمربع

Tc= زمان تمرکز برحسب ساعت

L= طول رودخانه اصلی به کیلومتر

H=اختلاف ارتفاع بین بالاترین نقطه و نقطه تمرکزبه کیلومتر


ب)روش کالیفرنیا( رابطه شماره 14):

این روش به صورت زیر محاسبه می شود.

در این رابطه:

Tc= زمان تمرکز برحسب ساعت

L= طول آبراهه اصلی به کیلومتر

H= اختلاف ارتفاع پست ترین و مرتفع ترین نقطه حوضه

ج) روش چاو(رابطه شماره 15):

در این رابطه:

L= طول آبراهه اصلی به کیلومتر

S= شیب آبراهه اصلی

د)روش کرپیچ رابطه شماره 16)

زمان تمرکز در این روش به صورت زیر محاسبه می شود.

TC= زمان تمرکز برحسب ساعت

L= طول آبراهه اصلی به متر

H= اختلاف ارتفاع بلندترین و پایین ترین نقطه حوضه به متر

ارتفاع رواناب:

از تقسیم حجم آب جاری شده بر سطح حوضه بدست می آیدکه برحسب میلیمتر و یا سانتی متر بیان می گردد و در یک نقطه با مساحت حوضه نسبت معکوس دارد

ضریب رواناب:

ضریب رواناب نشان دهنده عکس العمل مورفولوژیک یک حوضه آبخیز به بارندگی است. به بیانی دیگر این ضریب عبارت است از نسبت ارتفاع آب جاری شده به بارندگی متوسط حوضه که بین صفر تا یک متغیر است.

C= ضریب رواناب

H=ارتفاع رواناب (mm)

P=متوسط بارندگی (mm)


روش برآورد سیلاب:

روش های بسیار زیادی برای برآورد سیلاب وجود دارد. بالغ بر صد رابطه تجربی دراین زمینه مورد استفاده قرار گرفته که در زیر روش به کار برده شده شرح داده شده است.

برآورد رواناب با استفاده از روش scs:

این روش بر اساس فایلات گسترده تفضیلی در حوضه ها ی مختلف و اقالیم متنوع توسط دفتر حفاظت خاک ایالات متحده آمریکا تهیه گردیده و از اعتبار بین المللی برخوردار است.

در ابن روش با استفاده از روش مسدود نمودن منحنی رواناب که معمولاً CN خوانده می شود به برآورد سیلاب پرداخته می شود.شماره منحنی رواناب یاCN به خصوصیات فیزیکی حوضه بستگی دارد. در این روش نیازی به داشتن اطلاعات آب و هوایی نیست. مقدار CN براساس گروه های هیدرولوژی و پوشش گیاهی در حوضه محاسبه می شوند.


جدول زیر طبقه هیدرولوژیک خاک ها را شرح می دهد.

گروه هیدرولوژیک خاک

تعدادایجاد رواناب

حداقل سرعت نفوذ آب در خاک(میلیمتر در ساعت)

A

کم

6/7 تا7/12

B

متوسط

8/3 تا6/7

C

نسبتاًزیاد

3/1 تا8/3

D

زیاد

0تا3/1

مأخذ: رفاهی،1385



تخمین رواناب از طریق روش scs در مراحل زیر محاسبه می شود.

مرحله اول:محاسبه رواناب

محاسبه رواناب در روش scs از رابطه زیر محاسبه می شود.

در این رابطه:

Q= ارتفاع رواناب برحسب میلیمتر

P= ارتفاع بارندگی برحسب میلیمتر

S= حداکثر ظرفیت نگهداشت

مقدار S از رابطه زیر محاسبه می شود.

در مواردی که کاربردهای متفاوتی داشته باشیم CN متوسط را با توجه به سطح هر یک از کاربرها بایستی بدست بیاوریم.

هیدروگراف حوضه:

هیدروگراف عبارت است از نموداری که در آن رفتار حوضه در مقابل بارندگی تصویر می شود. لذا می توان از آن برای مجسم کردن وضعیت سیلاب هایی که در آینده اتفاق خواهد افتاد استفاده نمود و اصولاً با استفاده از دستگاه ثباتی که ارتفاع آب رودخانه را از مبدأ نشان می دهد بدست می آید و متعاقباً با به کار بردن منحنی سنج تبدیل به هیدروگراف دبی جریانی می گردد.به عبارت دیگر هیدروگراف یا آب نمود عبارت است از رابطه بین دبی سطح ایستابی،سرعت و خصوصیات دیگر رودخانه را که بر حسب زمان نشان داده می شود.

هیدروگراف ها از سه قسمت تشکیل شده اند.

1) بازوی بالا رونده 2)نقطه اوج 3)بازوی پایین رونده

هر هیدروگراف از شروع تا خاتمه مدتی را طی می کند که آن زمان پایه هیدروگراف گفته می شود.

رسم هیدروگراف سیل از چند نظر حائز اهمیت است.

1) از هیدروگراف می توان زمان شروع و پایان بارندگی را نسبت به آغاز بارندگی مشخص نمود.

2) دبی اوج و زمان وقوع آن از روی هیدروگراف قابل تشخیص است.

3) شکل بازوی بالارونده و پایین رونده هیدروگراف مشخص کننده چگونگی افزایش و فروکش کردن سیل است.

4) حجم سیلاب را می توان از روی مساحت زیر منحنی هیدروگراف محاسبه نمود.

میزان بارندگی و ارتفاع ایستگاه ها ر ابطه شماره 17)

رابطه ارتفاع و بارندگی به صورت زیر محاسبه می شود.

P= بارندگی متوسط سالانه

H= ارتفاع ایستگاه از سطح دریا

R= ضریب همبستگی در این رابطه 97/0 می باشد.

طبقه بندی اقلیمی:

1- طبقه بندی اقلیمی به روش دومارتن (رابطه شماره18)

برای شناخت این که منطقه مورد مطالعه از چه ویژگی های آب و هوایی برخوردار است از روش دومارتن نوع اقلیم بررسی شده است.که به صورت زیر محاسبه می شود.

در این رابطه:

= P متوسط بارندگی به میلیمتر

T= متوسط دمای سالانه (درجه سانتی گراد)

I= ضریب خشکی

براساس فرمول دومارتن 6 نوع اقلیم به شرح جدول طبقه بندی شده است.

جدول تعین نوع اقلیم براساس دومارتن

نوع اقلیم

شاخص خشکی اقلیم

خشک

کوچکتر از 10

نیمه خشک

10 تا 9/19

مدیترانه ای

20 تا9/23

نیمه مرطوب

24 تا9/27

مرطوب

28 تا 9/34

بسیار مرطوب

بیشتر از 35

مأخذ: علیزاده،1381

2- طبقه بندی اقلیمی به روش آمبرژه: (رابطه شماره 19)

در این روش ابتدا میزان بارندگی سالیانه مشخص و سپس با استفاده از میانگین دما و اختلاف دمای ناحیه ضریب رطوبت مشخص می شود که فرمول کاربردی آن به شرح زیر است.

در این رابطه:

Q= ضریب اقلیمی آمبرژه

P= بارندگی سالانه (میلیمتر)

M=متوسط حداکثرهای دما در گرم ترین ماه سال (درجه کلوبن)

M= حداقلهای دما در سردترین ماه سال (درجه کلوین)

3- طبقه بندی اقلیمی به روش کوپن:(رابطه شماره 20)

در روش کوپن انواع آب و هوا با 5 دسته اصلی که با حروف A- B- C - D –E مشخص می گردد تقسیم شده است. در این طبقه بندی طبقات اصلی آب و هوایی بهشرح زیر می باشد.

A= آب و هوای گرم استوایی

B= آب و هوای خشک

C= اقلیم معتدل مرطوب و نیمه مرطوب

D= اقلیم سردمرطوب

E= اقلیم قطبی و یا کوهستانی بسیار سرد

برای شناسایی اقلیم هرمنطقه بارندگی سالانه، دمای متوسط ماه گرم، دمای متوسط ماه سرد،و هم چنین بارندگی ماه های خشک مورد توجه قرار می گیرد.


فصل سوم

زمینه شناسی منطقه

شرایط آب و هوا یی منطقه

خاک پوشش گیاهی منطقه


زمین شناسی عمومی منطقه:

مقدمه:

اشکال اولیه زمین بر اثر فرآیندهای درونی، فعالیت های زمین ساختی و فعالیت های آتشفشانی شکل گرفته است و ساختمان زمین شناسی که بلا فاصله در معرض هوازدگی و فرآیند های فرسایشی قرار می گیرند اشکال ثانوی را در زمین ایجاد می کند.

وضع پیچیده ی ساختمان رسوبی کنونی ایران معرف این واقعیت است که بخش های مختلف آن در طول زمان،ویژگی های زمین شناسی متفاوتی را نسبت به هم پیدا کرده و از هم متمایز شده است.

بنابر این اگر چه در پرکامبرین،ایران ساختمان زمین شناسی ساده و تقریباً یکنواختی را داشته است ولی بعد ها در نتیجه عملکرد عوامل مختلف مانند شکستگی پی سنگ ایران،حرکات افقی و یا قائم قطعات حاصل از شکستگی پی سنگ،شکل قطعات و نحوه حرکت آن ها نسبت به هم،شکل گیری محیط های رسوبی یا شکل ابعاد و سن متفاوت و عملکرد نیروهایی که طی دوران های زمین شناسی در جهات متفاوت و با شدت های مختلف ایران را تحت تأثیر قرار داده اند.مناطقی با ساختمان و سرگذشت زمین شناسی متفاوتی را بوجود آورده اند.

از آن جایی که هدف فایل شناخت ویژگی های زمین شناسی و ژئومورفولوژی و ارتباط آن ها با منابع آب می باشد و همچنین تأثیری که روی کیفیت و مقدار آب در منطقه دارند. شناخت واحد های ساختمانی و نقش آن ها در زمین ساختار حوضه،مورد مطالعه و بررسی قرار می گیرد.

زمین شناسی عمومی منطقه:

م.ح. نبوی در سال 1355 ایران را به 17 واحد ساختمانی – رسوبی تقسیم کرده است. بر اساس این تقسیم بندی محدوده ی مورد مطالعه در زون ایران مرکزی قرار می گیرد.

ایران مرکزی یکی از واحد های اصلی و عمده ای است که به شکل مثلث در مرکز ایران قرار دارد.

ایران مرکزی یکی از واحدهای اصلی و عمده ای است که به شکل مثلث در مرکز ایران قرار دارد.و جزءبزرگترین و پیچیده ترین واحد زمین شناسی به شمار می رود. در این واحد قدیمی ترین سنگ های دگرگون شده ی(پرکامبدین)تا آتشفشان فعال و نیمه فعال امروزی وجود دارد. در واقع این منطقه را می توان محل قدیمی ترین قاره در ایران محسوب داشت که حوادث زمین شناسی فراوانی به خود دیده است .

حد شمالی زون ایران مرکزی زون البرز و حد غربی آن یک منطقه فرورفته شامل دریاچه ارومیه ، کویراراک و فرورفتگی گاو خونی – سیدجان است که تا گودال جازموریان ادامه دارد. حد شرقی زون ایران مرکزی چندان مشخص نیست زیرا بعضی از زمین شناسان بلوک لوت را جزء ایران مرکزی به حساب می آورند و بعضی دیگر بلوک لوت را قطعه مجزایی از آن می دانند.

روند های ساختمانی عمده مناطق مجاور ( روند شرقی- غربی البرز ، شمالی – جنوبی لوت ، شمال غربی- جنوب شرقی زاگرس) به صورت پیچیده ای در ایران مرکزی دیده می شود. به این ترتیب شکلی در هم و موزائیکی بوجود آمده است. این ساختمان ها به ظاهر بر اثر حرکات کوهزایی مزوزئیک ، یعنی هنگامی که پلاتفرم یکپارچه اولیه به صورت قطعات مختلف شکسته شده و حرکات افقی و قائم مداوم را متحمل شده بوجود آمده است.

فعالیت ماگمایی و دگرگونیی در ایران مرکزی فراوان بوده و به شرح زیر می باشد:

1- فعالیت ماگمایی و دگرگونی پرکامبرین در ساغند اردکان ، ترود و ارومیه،ضخامت بیرون زدگی سنگهای پرکامبرین زیرین در ایران مرکزی بیش از ده هزار متر است و این سنگ ها از فرسایش سنگ های آذرین قدیمی تر بوجود آمده اند. این مجموعه بر اثر حرکات کوهزایی کاتانگایی به شدت دگرگون شده و پلاتفرم ایران مرکزی را تشکیل داده است.

2- فعالیت آتشنشانی سیلورین ترود

3- گرانیت زایی و دگرگونی تریاس ساغند

4- گرانیت زایی ژوراسیک شیرکوه یزد، جنوب اصفهان

5- فعالیت های آتشنشانی مهم کرتاسه و ائوسن ، به ویژه در نور آتشفشانی سهند- بزمان

بخش غربی ایران مرکزی عمدتاً از سنگ های آتشفشانی و سنگهای آذر آواری وابسته به آن تشکیل یافته که درامتداد نوارطویلی از سهند تابزمان و پهنای تقریبی 150 کیلومتر به موازات زون دگرگون شده سنندج –سیدجان قرار دارد و به نام زون آتشفشانی سهند- برمان یا ارومیه– دخترنیز نامیده
می شود. این آتشفشان ها عموماً به ترشیاری تعلق دارند و در امتداد گسل ها بیهرون ریخته اند. در داخل این زون آتشفشانی توده های نفوذی متعددی بیرون زده اندکه سن و ترکیب این توده های نفوذی متفاوت است و اغلب به ترشیاری تعلق دارند. بعلاوه افیولیت ملانژهای کرتاسه فوقانی (نایین) نیز در کنار گسل های اصلی این زون رخنمون دارند.

- فعالیت های آتشفشانی نیمه فعال امروزی مثل آتشفشان بزمان ، جنوب یزدو انار.

مختصری از زمین شناسی استان یزد:

استان یزد که حوضه ده بالا،جزیی از آن است در زون ایران مرکزی واقع شده است دارای قدیمی ترین تشکیلات زمین شناسی پرکامبرین تا جوانترین آن هولوسن است. تشکیلات پرکامبرین از سنگ های دگرگونی به فرم های مختلف و سنگ های آذرین تشکیل می گرددکه حتی لایه های گچ نیز در آن ها دیده می شود.

تشکیلات پرمین (در شرقی ترین قسمت استان یزد )و دونین و کربونیفر در مقیاس محدودتری اغلب به صورت سنگ های آهکی و سنگ های قرمز رنگ کنلگومراتا سنگ های دولومیتی و بالاخره مارن و شیل وجود دارند.

ژوراسیک و کرتاسه که قسمت اعظم تشکیلات زمین شناسی استان و حوضه ی ده بالا را تشکیل می دهند سنگ های آهکی مارنی ، سنگ های آهکی و شیل ، سنگ های آهکی شنی و سنگ های آذرین (گرانیت )،سنگ های کوارتزینی،مارن قرمز و سبز و بالا خره کنگلومرا را شامل می شود.

تشکیلات تریاس محدود بوده واغلب شامل سنگ های آهکی تیره متراکم شیل و دولومیت می شود.

تشکیلات پالئوژن از سنگ های رسوبی و سنگ های آذرین (بازی) تشکیل می گردد. که در بعضی موارد همواره با گنبد های نمک و لایه های گچ نیز
می باشد. وجود گنبد های نمکی سبب شوری وآلودگی آب های زیر زمینی و رسوبات سطحی وقشر خاکی تحت می گردد که مسلماًبرشدت گسترش دامنه کویری نیز می افزاید.رسوبات مربوط به تشکیلات نئوژن(میوسن – پلیوسن ) شامل سنگ های شنی-مارنی،شنی متمایل به قرمز، کنلکومرای شنی که اغلب با لایه های گچ و نمک همراه خواهند بود. به طوری که هر جایی که رسوبات نئوژن وجود دارند اغلب پا شوری منابع و خشک شدن منطقه تحت نفوذ خود همواره خواهد بود و اراضی عمیق رابوجود خواهد آورد.

تشکیلات مربوط به کواترنر دروهله اول کلیه برکه ها را در برمی گیرند که رسوبات آبی و بادی، تراس های جدید و قدیمی ، مخروطه افکنه ها و تشکیلات گراولی را شامل می شوند. کلیه تشکلات زمین شناسی استان که اشاره شد عمرآن ها به بیش از 570 میلیون سال تا عصر حاضر مربوط
می شود.

به طور کلی این تشکیلات، ذخائر عظیم مواد معدنی را در دل خود جای داده اند که عظیم ترین آن ها معدن آهن چغارت با ذخائر بسیار بالا، معادن سرب درونی، معادن انواع خاک های رس ، سنگ های مرغوب مرمر، معادن گچ و نمک ، سنگ تالک و انواع سنگ های ساختمانی و .... است که در این استان به وفور وجود دارد.


چینه شناسی و لیتولوژی:

محدوده ی مورد مطالعه از نظر لیتولوژی و جنس طبقات زمین شناسی از تنوع زیادی برخوردار نیست. و فقط چهار نوع سازندزمین شناسی در آن شناسایی شده است. بطور یکه در بخش وسیعی از حوضه، بیرون زدگی های گرانیت شیرکوه و گرانودیوریت به چشم می خورد. و در بعضی قسمت های حوضه ماسه سنگ و آهک های کرتاسه بادگرشیبی زاویه ای برروی گرانیت شیرکوه قرار گرفته است.هم چنین رسوبات کواترنری نیز در حوضه وجود دارد که بخش های مرکزی حوضه را در برگرفته است.

به طور کلی کهن ترین سنگ های موچود در حوضه ده بالا سازند آذرین (گرانیت شیرکوه ) است که پی سنگ منطقه به شمار می آید. توالی رسوب های منطقه به زمان ژوراسیک ، کرتاسه و کواترنر وابسته است که در زیرتوضیح داده می شود.

دوره ی ژوراسیک :

فاصله ی زمانی 195 تا 135 میلیون سال قبل را دوره ی ژوراسیک نامیده اند که به سه بخش به شرح زیر تقسیم می شود.

ژوراسیک

بخش بالایی یا مالم

بخش میانی یا دوگر

بخش زیرین یا لیاس

مهمترین حرکت کوهزایی این دوره، فاز کوهزایی سیمرین پسین می باشد که بر اثر عملکرد این فاز کوهزایی ، بخش هایی از ایران مرکزی و البرز از آب خارج می شوند که وقوع این فاز کوهزایی با پسروی دریا و ایجاد دگر شیبی و وقفه در رسوبگذاری در قاعده کرتاسه به خوبی آشکار است.

در حوضه ده بالا سازند گرانیت شیرکوه در این دوره تشکیل شده است.

سازند گرانیت شیرکوه : ( gSh )

بخش عظیمی از حوضه ده بالا از گرانیت شیرکوهتشکیل شده است.و اکثر روستاهای منطقه برروری آن بنا شده است.

این سازند در قسمت جنوب حوضه گسترش بیشتری نسبت به جهات دیگر دارد. گرانیت شیرکوه از توده های ماگماتیستی دوره دوم (ژوراسیک )
می باشد و از بزگترین توده های با توده یی است که 40کیلومتری متری جنوب غربی یزد قرار دارد. گستره ی پیوسته آن از نزدیک تنگ چنار تا کوهستان سنگستان(واقع در گردنه بیدا خوید) می باشدکه درازایی بیش از 45 کیلومتر دارد پهن ترین بخش آن در نزدیکی اسلامیه تا سخوید می باشد که روند کلی این توده ، شمالی غربی جنوب شرقی است.

بطریکی سازند گرانیت شیرکوه دراثر جنبش کوهزایی اواخر ژوراسیک (حرکات فاز سیمرین پسین ) بوجود آمده است و از نظر لیتولوژی شامل انواع و اقسام سنگ های نفوذی خانواده کالکو آلکان می باشد و کانی های تشکیل دهنده آن عمدتاً فلدسپاتهای قلیایی ، کوارتز، بیوتیت و هورنبلند می باشد. این سازند تقریباً 81/45 کیلو متر مربع یعنی حدود 6/66 در صد از سطح حوضه را شامل می شود.

آهک های کرتاسه پایین ( بارمبق- آپسین) و همچنین سازند سنگستان متشکل از شیل ، ماسه سنگ و کنگلومرا باناپیوستگی آذرین پی برروی سازند گرانیت نشته است . بنابر این پیش از پیش وی دریای ژوراسنک و کرتاسه زیرین این توده بزرگ به شدت هوازده و فرسایش یافته است بطور یکه سطح ناپیوستگی آن به صورت سطح بسیار هموار و گسترده ای دیده می شود.

سن این توده گرانیتی در سال 1978 به روش را دیو متری
(روش روبیدیم ، استرانسیوم) 180 میلیون سال تعین شده است که مشخصه ژوراسیک بالا یی است. در حوضه مورد مطالعه سازند گرانیت شیرکوه تا اندازه ای خرد شده و تکتونیزه بوده است که در زیر میکروسکوپ اثرات این حالت را می توان برروی کانی تشکیل دهنده آن به اثبات رساند.این تغییرحالت احتمالاً در کرتاسه پسین و همزمان بافشردگی هایی اتفاق افتاده است.

یک از مهترین حوادثی که بعد از فعالیت با تولیت شیرکوه در منطقه اتفاق افتاده است نفوذ دایک های باازیک با ترکیب کابرو تامونزدر داخل این
توده است که در بعضی جاها آهک های نهشته شده برروی آن رانیز متأثر نموده است. این پدیده بویژه در امتداد گسل طرزجان تفت به وضوح دیده
می شود.نبوی معتقد است توده های گرانیتی کوچکی که در ایران مرکزی و با موقعیت چینه شناسی گرانیت شیر کوه وجود دارند همگی به یک با تولیت بسیار بزرگ متعلق هستند که مساحتی بیش از 195 کیلو متر مربع رادر بر
می گیرد.

دوره کر تاسه:

این دوره ، آخرین دوره از دوران دوم است . در طی این دوره ، دریای وسیعی قسمت اعظم ایران را فرا گرفته و آثار پیشروی دریا در اکثر نواحی ایران برروی سنگ های قدیمیتر به خوبی مشهود است. حرکات مهم کرتاسه در ایران از نظر زمانی به دو بخش تقسیم می شود

1) حرکت کرتاسه بالایی (حرکات سانتونین پایانی)

2) حرکات کرتاسه زیرین (نئوکومین پایانی- آلبین)

در حوضه ده بالا سازند سنگستان و سازندآهک تفت در این دوره تشکیل شده اند.


سازند سنگستان:

این سازند یک سازند غیر رسمی متشکیل از آوارهای قرمزرنگ شامل (کنگومرا،ماسه سنگ دانه ریز تا دانه درشت است که همراه بالایه های شیلی و آهکی در قسمت بالا قرار گرفته است .این آوار ها در ردیف های پیشرونده کرتاسه پایینی ایران مرکزی می باشند که با سنگ آهک های اربیتولین دار بارمین- آلبین ارتباط پیوسته دارد و جزء قدیمیترین تشکیلات کر تاسه زیرین است.

بایدتوجه داشت که سازند سنگستان ، حاصل تخریب گرانیت شیرکوه در اثر فرآیند(compaction)می باشدکه بیشتر نیمه جنوبی منطقه را تحت پوشش قرارداده و به صورت پیشرونده با واسطه کنلگومرایی، به طور دگر شیبی های آذرین پی برروی گرانیت شیرکوه (ژوراسیک بالایی) جای گرفته اند و به علت نیافتن شواهد دیرینه شناسی ، این نهشته های آواری قرمز رنگ را به سن ژوراسیک پایانی تا نئوکومین(قاعده ی کرتاسه) در منطقه یزد نسبت داده اند که معرف سازند نئوسیمرین و معادل سازند شوریجه در کپه داغ،ژیپس در البرز مرکری، سازند بید در کرمان است.

ضخامت این تشکیلات در حوضه مورد مطالعه زیاد نبوده و در ارتباعات شیرکوه از 30-10 متر متغیر است (اگر چه خارج از محدوده مطالعاتی و در غرب تفت ضخامت آن به تا 1000 متر هم دیده شده است.)که این تغییرات ضخامت در حوضه، معرف ناپایداری محیط رسوبگذاری می باشد.همچنین وابستگی سازند سنگستان با واحد آهکی(سازند تفت) روی آن رابه صورت تدربجی گزارش کرده اند.

برش الگوی این سازنده در پهلوی جنوب خاوری خارکوه در جنوب علی آباد اندازه گیری شده است.به طوری که در این برش، سازند سنگستان 1100 متر ستبرا دارد و در یک نگاه کلی می توان آن را به سه عضو تقسیم کرد.

عضو پایینی:

با 975 متر ستبرا، دارای توالی آواری به رنگ قرمز است.این عضو با افق های کنگلومرایی که دارای قلوه های گرانیت شیرکوه است آغاز می شود وبه ردیف های ماسه سنگ می رسد.که این چرخه ی تناوبی کنگلومرا و ماسه سنگ چند بار تکرار می شود.

عضو میانی :

دراین عضوحدود 35 متر سنگ آهک و شیل است. و سن آن را به کمتریحین تا پر تلندین می دانند.

عضو بالایی:

این عضو شامل 90 متر ماسه سنگ همراه با هوازدگی و به رنگ سرخ تا ارغوانی است و در بخش انتهایی آن لایه های متعدد مارنی و آهکی
وجود دارد. سن این بخش براساس فیسل های ذره بینی متعدد تا بارمین زیرین مشخص شده است .

گفتنی است که عضوهای پایینی و میانی در همه جا وجود ندارد و سازند سنگستان منحصر به عضو ماسه سنگ بالایی است. به همین دلیل تفییرات ستبرای آواری های منسوب به سازند سنگستان در خورتوجه است.

داده های منطقه ای نشانگرآن است که عضوهای پایینی و میانی
می تواندهم ارز آواری های ژوراسیک بالا در دیگر نواحی ایران مرکزی باشد ولی عضو ماسه سنگ بالایی در ردیف های پیشرونده کرتاسه پایینی است که به سنگ آهک های اربیتولین دار گذر تدریجی دارد. این سازند (6/1) کیلو مترمربع و حدود 3/2 در صد از حوضه را شامل می شود.

سازند تفت:

برونزدگسترده ای از این سازند در کوهستان های جنوب گالیوک ، بندازان ،دره زرشک و اطراف توران پشت مشاهده می گردد. برش نمونه این سازند به صورت بسیار گسترده پیرامون شهرستان تفت دیده می شودکه گرداگرد شهر را به صورت دیواری فراگرفته است. این سازنداز نظر آب نگاری مهم ترین و از نظر گستردگی دومین تشکیلات منطقه به شمار می آید و به صورت نا پیوستگی هم شیب روی واحدآواری قرمز رنگ سازند سنگستان و یا مستقیماً برروی گرانیت شیرکوه نهشته شده است. این سازند از لایه های آهکی خاکستری رنگ پرفسیل با ضخامت 250-20 سانتی متر تشکیل شده است. لیتولوژی آن در سراسر گستره و به طور کلی در ایران مرکزی تغییر
نمی کندولی ضخامت آن از جایی به جای دیگر متفاوت است.رسوبات آهکی تنها در شرق و شمالی غرب حوضه وجود دارد. امتداد لایه های آهکی در حوضه، شرقی – غربی است و شیب لایه هانیز حدود 8 درجه به طرف شمال می باشد.

به طور کلی سازند تفت را می توان به سه بخش تقسیم کرد. که به ترتیب از بالا به پایین به شرح زیر می باشد.

-بخش پایینی:

این بخش بطور مستقیم روی گرانیت شیرکوه قرار گرفته است و حدود
1 تا10 متر اول آن ماسه ای (ماسه سنگی- آهکی ماسه ای) و به رنگ سفید یا کمی متمایل به صورتی قرمز رنگ می باشد. پس از آن لایه های سنگ آهک با ضخامت متفاوت تشکیل شده که رنگ آن خاکستری و حاوی فسیل اربیتولین است.

-بخش میانی:

روی بخش پایینی در اولین ردیف ، لایه های آهک مارنی و مارن دیده
می شود وروی آن لایه های سنگ آهک که بیشتر نازک لایه اند و حاوی چندین لایه ضخیم می باشد به چشم می خورد این بخش در سنگ آهک که بیشتر نازک لایه اند و حاوی چندین لایه ضجیم می باشد به چشم می خورد این بخش در مقایسه با بخش پایینی توانایی حل شدن کمتری دارد.

بخش بالایی:

گسترده ترین و مشخص ترین بخش سازند تفت می باشد که با لایه های مارنی کرم- زرد رنگ شروع شده و حاوی فسیل رودیست فراوانی
می باشد. این رسوبات به صورت بیرون زدگی های تپه مانند،کم ارتفاع و کوچک مشاهده می شود و مشخص ترین پله توپوگرافی را در شیرکوه بوجود آورده است. مارن ها با لایه های سخت تر آهک مارنی و آهکی همراه
می باشند و پس از آن لایه های ضخیم سنگ آهک خاکستری تا خاکستری تیره تشکیل شده که برخی از آن ها ضخامتی حدود 5 متر دارند.است مارن ها با لایه های سخت تر آهک مارنی و آهکی همراه می باشند و پس از آن لایه های ضخیم سنگ آهک خاکستری تا خاکستری تیره تشکیل شده که برخی از آنها ضخامتی حدود 5 متر دارند.

با توجه مطالعات فسیل شناسی سن سازند تفت را به بارمین- آلبین و یا قدیمتر نسبت داده اند.اصو لاً این تشکیلات در ارتفاعات شیرکوه چین خوردگی ملایمی را تحمل نموده و به صورت منوککنیی با شیب ملایم حدود 16-11 درجه به سمت شمال شرقی گسترده می باشد. مساحت این واحد سنگی در حوضه مورد مطالعه58/14 کیلو متر مربع می باشد که حدود 2/21 در صد از حوضه را شامل می شود.(خاوری،1379)

تشکیلات آهکی کرتاسه زیر ین (تشکلات تفت ) که در محدوده مطالعاتی تنها تشکیلات آهکی منطقه می باشد از نظر فرآیند کارستی شدن توسعه زیادی نیافته و این پدیده تنها در سطح به صورت غارچه و ساختمان های لانه زنبوری مشاهده می گردد.حفر چاه های اکتشافی آهکی در این سازند در انتهای دره ده بالا موید عدم گسترش پدیده کارست در عمق است ولی این پدیده در مناطق گسلی که نواحی سستی را بوجود آورده و امکان جذب آب بیشتری را نیز فراهم کرده است توسعه یافته و چشمه های آهکی نیز پدیدار گشته اند.

آهک های کرتاسه:

ماده اصلی سنگ های آهکی کربنات دو کلسیم co3 ca یا کالیست است که در واقع سنگ آهک خالص می باشد. مشخصات فیزیکی و شمیایی سنگ های آهکی مربوط به تر کیبات سنگ است . در حالت طبیعی سنگ آهک خاکستری است ولی اگر مواد خارجی همراه داشته باشد به رنگ های سیاه قرمز ، صورتی و زرد دیده می شود .سنگ آهک سنگی است سخت ، طبقه طبقه که در برابر فشار چین می خورد. و تیغه های برجسته، دره های عمیق و دامنه های پرشیب ایجاد می نماید. قابلیت نفوذ و حل آن زیاد است . اسید در آن اثر می کند، بطوریکه حتی اسید کربنیک باران ، سنگ آهک را متخلخل نموده و از بین می برد.منشأ پیدایش سنگ های آهکی در طبیعت به چند صورت است:

آهک های تخریبی ، آهک های آبی و آهک های شیمیایی
(حریریان 1369 ) . آهک های کرتاسه بخش سترگ ناودیسی را با راستای محوری شمال باختری- جنوب خاوری وبا نشست به سوی خاوری پدید
می آورد. کفه مهریز - ثانی آباد ، یال شمالی ناودیس را از یال جنوبی آن جدا می سازد. یال جنوبی این ناودیس چنین می نماید که از تحرک کمتری برخوردار بوده است. زیرا همه واحد های سنگی سامان دهنده آن دست نخورده و از روندی ویژه پیروی می نماید. در این بخش سنگ های آهکی وابسته به سازند غیر رسمی تفت ( kt ) بانهشته های تخریبی در پای خود(ks) با ناپیوستگی هم ساز به گونه پیشرونده روی سنگ های نفوذی وابسته به گرانیت شیرکوه حضوری همیشگی دارد. درحالی که یال شمالی آن که در همه موارد سنگ های کرتاسه و پالئوزئیک را در خود جای داده است دارای تحرک بیشتری است و همه واحد های سنگی جای گرفته در آن،در بیشتر جاها گسلیده شده و جابه شده هستند. تأثیر این جنبش ها هارا می توان در دولویتی شدن آهک های تفت و کانی سازی های هم سو موجود درروند یال شمالی ناودیس مهریز - ثانی آباد خلاصه کرد.

سنگ های آهک مورد بحث در بیشتر جاها پهنه هایی گسترده از جنوب شهرستان تفت و باروند شمال باختری – جنوب خاوری که همان یال جنوبی ناودین بزرگ مهریز – ثانی آباداست را در بر می گیرد .

در مسیر راه تفت به ده بالا ودر ناحیه دره زنجیر، روی سنگ های آهکی
( kt )تفت یک سری آهک مارنی ، شیل آهکی (kaz) که برخی از آن هارا آهک زیست تخریبی همراهی می کندمشاهده می شود که دارای آمونیت های مشخص آلبین است. در ناحیه دره زنجیر و پیرامون معدن چینی ده بالا آهک های سفید رنگی دیده می شود که همان آهک تفت ( kt ) است. با این ویژگی که تزریق سنگ هایی با ترکیب گرانو دیوریتی در میان آن ها موجب دگرسانی و بلورین شدن آن ها شده است.

رسو بات کواترنری (دوارن چهارم):

از تخریب ارتفاعات بالا دست حاصل و بلافاصله با کاهش شیب در پایه دامنه کوه ها به جا گذاشته شده است که فشردگی و به هم چسبیدگی آن ضعیف است.

به طور کلی این رسوبات از نفوذپذیری بسیار خوبی برخوردار می باشند و توجه به ضخامت مناسب آن ها محلی برای تجمع آب های زیر زمینی و تشکیل آبخوان ها می باشد. خاک این واحد رسوبی حاصل از تخریب گرانیت از نظر زمین شناسی پس از انقطاع چنیه شناسی دوره کرتاسه ، رسوبات دوران چهارم واضح ترین و پراهمت ترین سازند موجود در حوضه را تشکیل می دهند. رسوبات کواترنری و نهشته های مربوط به آن در همه جا برر وی یک سطح فرسایش یافته که در حقیقت یک دگر شیبی است قرار می گیرد .

سطح فرسایش می تواند از هر نوع سنگ و از هر زمانی باشد. به طور یکه در حوضه مورد مطالعه گرانیت شیر کوه سنگ مادر اغلب رسوبات این
دوره است .

به طور کلی رسوبات و نهشته های آبرفتی عصر حاضر در حوضه توسعه چند انی ندارد.وتنها درسطح قابل ملاحظه ای از مرکز حوضه به چشم
می خورند

این رسوبات 71/5 کیلو متر مربع و تقریباً 8/9 درصد از مساحت حوضه را می پوشاند که در مجموع شامل تراس های آبرفتی ، رسوبات آبرفتی بستر رودخانه و مواد واریزه ای ناشی از تخریب گرانیت و سنگ های آهکی است.این رسوبات عمدتاً دانه متوسط در حد ماسه و بیشتر از جنس کوارتز و فلدسپات بوده که همراه با قطعات و قلوه های گرانیتی مشاهده می شود. به همین علت رسوبات مذکور روشن تر از رسوبات حاصله از ارتفاعات آهکی می باشد.که این مسئله فرسایش پذیری بیشتر گرانیت را در مقابل سنگ آهک به اثبات می رساند.(مشاورین عمران کویر،1376)

- تراس های آبرفتی مرتفع :

این آبرفت ها که متشکل از شن و ماسه و کمی رس است همراه با قلوه سنگ و تخته سنگ هایی کوچک و بزرگ تا قطر چند متر، پهنه اراضی بین کوهی را با شیب نسبتاً تندی پوشانده اند که روستاهای ده بالا، باغستان و نظایر آن روی همین آبرفت ها با استفاده از شیوه تراس بندی احداث گردیده است . به نظر می رسد که این رسوبات ، حاصل دوره های بین یخچالی باشد. که با ضخامت بالسنبه زیاد و بدون هیچ نوع جورشدگی از تخریب ارتفاعات بالاتر حاصل و بلافاصله باکاهش شیب در پای دامنه کوه ها به جا گذاشته شده است.این رسوبات از نفوذ پذیری بسیار خوبی برخوردار می باشند و باتوجه به ضخامت مناسب ،محلی برای تجمع آب های زیرزمینی و تشکیل آبخوان ها می باشد. خاک این واحد زسوبی حاصل از تخریب گرانیت می باشد و به دلیل وجود کانی های مختلف که شامل عناصر متعددی می باشد از حاصلخیزی بسیار خوبی برخوردار بوده و مناطق مستعدی را برای کشاورزی و کشت درختان میوه فراهم آورده است.

رسوبات بستر رود خانه و دره یخچالی :

مسیل ها و رود خانه ها متناسب با طول مسیر ، تغیرات شیب ، دبی پایه وسعت و نوع سنگ های پراکنده در حوضه آبگیرشان در بخش های مختلف مسیر حوضه دارای مشخصات سنگ شناسی و بافتی مختلف می باشند. اما به دلیل یکسان بودن سنگ مادر در حوضه آبزیر ده بالا (گرانیت و گرانودیوریت ) جنس ذرات در این حوضه از همکنی خاصی بر خوردار است ولی با ملاحظه برخی قواعد و اصول کلی کنترل کننده ویژگی های بافتی و ساختی آن ها
می توان به ارزیابی خصوصیات نسبی آن ها در مناطق مختلف رودخانه پرداخت. مبنی بر این قواعد رسوبات بستر رود خانه حتی آبراهه های پراکنده در گستره مورد مطالعه عموماً ریز تا در شت دانه و از جو رشدگی متفاوتی برخوردارند.بطوریکه در نقاط کم شیب جور شدگی و گرد شدگی خوب و در مناطقی با شیب بیشتراز درجات ضعیف تری برخوردارند براساس بازدید های منطقه ای به طور کلی آبرفت های مذکور را می توان با عرض های متفاوت در اغلب واحد های کاری مرکزی و شمالی حوضه مشاهده کرد. با کمی تأمل و مشاهده دقیق می توان بسیاری نهشته های یخچالی را در حوضه ده بالا بوضوح دید و مورد مطالعه قرار داد. چنانچه که در تصویر زیر بقایای پهنه های یخچالی ورودی دشت کهابتدا توسط یخ و سپس رودخانه بریده شده است نشان داده می شود.


جدول مشخصات زمین شناسی حوضه رودخانه ده بالا

دوران زمین شناسی

نام سازند

علامت اختصاری

جنس سنگ ها

شیب دامنه

مساحت به کیلو متر مربع

در صد مساحت

دوره عصر حاضر کواترنر

سازند کواترنر

Qt

تراس های قدیمی مرتفع

11-3

71/5

8/9

Qa

آبرفت های و رسوبات یخچالی سمبر رودخانه

(گرانیت وگرانودیوریت

دوره مزوزئیک

سازنده سنگستان

ks

کنگلومرا،چاسه سنگ همراه بالایه های سیل و آهک

بیش از 31 درجه

6/1

3/2

سازنده تفت

kt

آهک

بیش از 31 درجه

58/14

2/21

سازند گرانیت شیرکوه

گرانیت تا گرانودیوریت شیرکوه

در قسمت های پست 10-3 درجه در قسمت های مرتفع بیش از 31 درجه

81/43

7/66

جمع

65

100

زمین شناسی ساختمانی:

از لحاظ ساختمانی منطقه تفت قسمتی از منطقه مستقل کمر بند آذرین سرتاسری ایران می باشد. در این منطقه مانند سایر مناطق ایران ، تشکیلات متعلق به دوران پرکامبرین براثر کوهزایی آسنتیک چین خوردگی پیدا کرده، دگرگون شده و بالاخره برسطح زمین ارتفاعات و ناهمواری هایی را ایجاد نموده است. که این زمین ها زیر بنای تشکیلات زمین شناسی بعدی رابوجودآورده اند.رخدادآسنتیک بایک ناپیوستگی خفیف همراه است که در گذراز سنگ های وابسته به پرکامبرین به سازند کربنایه سلطانیه در ناحیه مزرعه حاجی حسین (رستم آباد) مشهور است. در طول دوران اول در این منطقه آرامش کامل حکمفرما بوده است و بدلیل نبود رسوبات وابسته به کامبرین ، اردوسین و سیلورین رخداد کالدونین در ناحیه دیده نمی شود. و یا تأثیر فرایندفرسایش در منطقه موجب حذف این نهشته ها شده است و جای گرفتن سنگ ها ی پرمین بالایی با واسطه سنگ ماسه ای روی نهشته های کربناته کربونیفر و نبود نهشته های پرمین پایینی می تواند گواهی بر عملکرد رخداد هر سی نین بوده باشد. دوره پرمین بالایی با کم ژرفاشدن حوضه و خروج حوضه از آب و درنتیجه تغییر رژیم آب و هوایی همراه است که پیامد آن برجای گذاری لاتریت می باشد .

در فخرآباد در همسایگی شرقی این حوضه افق لاتریت و به همراه آن دولومیت شتری وجود دارد. که متأسفانه در این حوضه ، جابه جایی شدید و تکتونیزه بودن موجب حذف اینگونه سنگ ها شده است. در طول دوران های دوم ، سوم و….. ، جنبش های کوهزایی بسیار مهمی در مراحل مختلف زمین های این منطقه را تحت تأثیر قرار داده است دردوران سه گانه فوق که رویهم سیکل کوهزایی آلپی را تشکیل می دهند منطقه تفت صحنه ایجاد چین خوردگی ها ، گسل ها همراه با راندگی ها و حتی تکاپوی ماگمایی است که سر انجام آن ترزیق توده نفوذی گرانیت (گرانودیوریت شیرکوه ) در میان سنگ های وابسته به سازند شمشک است. که در گستره ای وسیع نمایان شده است. و این خودگویای این مطلب است که زمان جایگزینی ماگمای گرانیت شیرکوه پس از ژوراسیک زیرین بوده و پیامد کوهزایی سیمرین پسین می باشد. جنبش های مربوط به لارامید، همراه با چین خوردگی ، فرسایش ، حمل و نقل و برجای گذاری نهشته های تخریبی کنگومرای هم ارزکرمان آغازوسپس با جای گیری نهشته های رسوبی- آتشفشانی ائوسن زیرین دنبال می شود.

قرار گرفتن توده های نیمه ژرف در میان سنگ های کرتاسه ، در ناحیه دره زنجیر( معدن چینی ده بالا) نیز در همین ارتباط است وجود رسوبات تخریبی نئوژن از یک سو و نبود رسوبات وابسته به ائوسن – الیگوسن از سوی دیگر نشانگر رخداد کوهزایی پیرنه در منطقه می باشد و چنین می نماید که این عملکرد با بالا آمدگی و بلافاصله تخریب همراه بوده و موجب برجای گذاشتن رسوبات تخریبی نئوژن شده است.وجود شیب کم (5 درصد) در کنگومرای موجود در منطقه ، نشان از بازپسین حرکات و جنبش های آلپی با سازوکار خفیف می باشد.

رفتار سنگ ها در مقابل هوازدگی و فرشایش:

سنگ ها متشکل از کانی ها می باشند.اما فرسایش یک سنگ ارتباط کاملاً مستقیمی با فرسایش یکایک کانی ها به طور مجزا ندارد رفتار سنگ ها در مقابل هوازدگی و فرسایش تابع عوامل متعددی است. که شامل موارد زیراز جمله ترکیب کانی شناسی دانه های اصلی و مواد سیمان کننده ، بافت و ساخت سنگ ، درجه انقطاع یا ناپیوستگی سنگ ، تحلخل ، نفوذ پذیری و قابلیت جذب آب ، تورم سنگ می باشد. زروسکی و نوویک 1971رده بندی زیررا برای سنگهای موجود در حوزه ارائه داده اند.

طبقه بندی سنگ ها بر اساس سختی آن ها(زروسکی ونوویک،1971)

ضریب سختی

نوع سنگ ها

درجه

رده

10

گرانیت

سنگ های خیلی سخت

I I I

8

سنگ های آهکی(سخت)

سنگ های سخت

I I Ia

5

شیل های ماسه ای و ماسه سنگ های رسی متورق

سنگ های نسبتاً سخت

IVa

6/0

خاک زراعتی ، خاک غنی سبک ، آبرفت قدیمیتر (LOMA)

سنگ های پودری

VI I I

نتیجه اینکه مقاومت سنگها در مقابل فرسایش بستگی به خصوصیات و سرشت سنگ ، اقلیم ، ژئومورفولوژی و پوشش گیاهی منطقه دارد و به طور کلی هرچند که اغلب سنگ های رسوبی نسبت به سنگ های آذرین از مقاومت کمتری برخوردارند ولی در پاره ای از شرایط خاص آب و هوایی از جمله اقلیم های خشک و سرد از پایداری بیشتری نسبت به سنگ های آذرین و دگرگونی از جمله گرانیت برخوردارند. در حوضه ده بالا نیز بررسی های عملی شامل شیب ، سختی ، حجم رسوبات تولیدی سازنده ها وآب و هوا نشان می دهد که مقاومت سنگ های آهکی کرتاسه(سازند تفت) تا حدی از گرانیت شیرکوه مقاوم تر می باشد. و حجم کمتری در تولید رسوب دارد .

عواملی که باعث حساسیت بیشتری گرانیت شیرکوه در مقابل فرسایش نیست به آهک می شود. را می توان در

1- تنوع بیشتر کانی های گرانیت که هر کدام دارای ضریب سختی و ضریب انبساط حرارتی متفاوتی نسبت به سنگ آهک دارد که دارای ترکیب نسبتاً یکنواختی است

2- فراوانی بیوتیت

3- وجود دانه های درشت

4- فراوانی درز و شکاف.

5- فراوانی پلاژیوکلاز- دانست .

به طور خلاصه می توان مقاومت سازندها به فرسایش را در حوضه مورد مطالعه به صورت زیر دانست

1)سازند آهک کرتاسه 2)سازند گرانیت شیرگوه

3)سازند سنگستان 4)سازند کواترنر

تکتونیک :

برزگترین توده گرانیتی در ایران مرکزی با تولیت شیرکوه است . این توده در زمان های گوناگون به صورت سرزمینی بلند، برجسته و تا اندازه ای همواره خود نمایی کرده است. این توده گرانیتی توسط گسل تفت از سوی شمال محدود می شود که از شهر تفت تا آبادی گالیوگ و ندوشن امتداد دارد.

نفوذ توده بزرگ گرانیتی در ژوراسیک پایانی و پس از پیشروی سراسری دریای کرتاسه را می توان مهمتر ین رویداد تکتونیکی ماگمایی منطقه به شمار آورد. تأثیر این عمل تکتونیکی در این منطقه به صورت رسوب سازندهای کرتاسه تحتانی روی گرانیت می باشد. با پیشروی دریای کرتاسه ابتدا ماسه سنگ های قرمز سازند سنگستان (ks)رسوب نموده روی آن آهک های ضخیم لایه سازند تفت ته نشین شده اند این عمل رسوبگذاری در کرتاسه در سرتاسر ایران مرکزی مشاهده می شود . گرانیت شیرکوه به صورت توده ای مقاوم در برابر فاز کوهزایی لارامی عمل کرده وسبب گردیده که پوشش آهکی آن کمتر تحت تأثیر فشار های تکتونیکی قرار گرفته و تنها چین خوردگی ملایمی
پیدا کند.

به طور کلی مهتر ین رویداد تکتونیکی منطقه به نام کوهزایی سمیرین پسین معرفی شده استو پس از آن ، رویداد های تکتونیکی اتریش، لارامی و پیرنه ای موجب تغیر و تبدیل سنگ ها شده که نتیجه آن وضعیت زمین شناسی کنونی است که در زیر شرح داده می شود.

1) کوهزایی سیمیرین پسین:

از اعلائم این رویداد می توان موارد زیر نام برد:

- چین خوردگی ، گسلش و نفوذ توده گرانیتی شیر کوه در سنگ های قدیمی تر از ژورااسک پسین

- فعال شدن روند های شمالی- جنوبی قدیمی که در گسله هایی مانند تفت – طرزجان باز تاب دارد.

- فرسوده شدن و از میان رفتن بخش بسیار بزرگی از سنگ های روی گرانیت شیر کوه

- دگرگون شدن سنگ ها در رخساره شیست سبز در اثر دگرگونی
منطقه ای

2) کوهزایی لارامی:

در زمان پایانی کرتاسه فاز اصلی کوهزایی آلپی (لارامی) سراسر ایران مرکزی رانحت تأثیر خود قرار داده که نشانه های آن درمحدوده مورد مطالعه به شرح زیر آشکار است.

- فعالیت شدید آتشفشانی این فاز ماگمایی ،درپیرامون باتولیت شیرکوه

- آشکار شدن سنگ های کربناتی بویژه سازند تفت

- روند شمال غرب و جنوب شرق گسل ها و چین های محدوده

3) گسل :

گسل نوعی شکستگی می باشد که با جابه جایی در امتداد سطوح گسیختگی همراه است و این امر عامل مهم تمایز آن ها از انواع سیستم های شکستگی است.

در نقشه ی زمین شناسی، هر نقطه از ایران را که مورد بررسی قرار دهیم گسل فراوانی دیده می شود که در جهات مخطلف کشیده شده است. در این نگاه گسل های فرعی فراوانی در ناحیه دیده می شود که همگان ازدوروند چیره پیر وی می نمایند. گسل ها با راستای شمال با ختری – جنوب خاوری از نوع امتداد راست لغز و گسل های شمال خاوری – جنوب باختری که جوان تر از گسل های نوع اول است ودارای حرکت چپ برهستند.

عامل اولیه در ایجاد دره ده بالا گسل بوده است و بعد از آن عوامل فرسایشی مثل انحلال ، تخریب مکانیکی و... به عنوان عامل ثانوی به گسترش دره ده بالا کمک کرده اند. به دلیل حرکات کوهزایی در دوره ی دونین شاهد گسل هایی هستیم که به صورت موازی و بعضاً متقاطع در حوضه
قرار گرفته اند. این گسل ها بخصوص در قسمت جنوبی برروی با تولیت شیرکوه بوده و دارای جهات مختلف است. گسل هایی که منطقه مورد مطالعه را تحت تأثیر قرار داده در زیر شرح داده شده است به طور کلی وجود این گسل ها نشانگر آن است که منطقه بشدت تکنونیزه بوده است که دلیل آن با تولیت شیرکوه در زیر آهک است که در حال بالا آمدن می باشد.

گسل تفت :

این گسل که ساز و کار آن از شمال تفت و تا پایانه مرکزی ورقه در باختر دیده می شوداز نوع امتداد لفر راست است. این گسل از شمال تفت و تا بخشی های مرکزی دارای روند خاوری- با ختری است و به سوی شمال باختری تغیر جهت می دهد. و داری راستای خمدار شمال غربی جنوب شرقی و طول 15 کیلو متر می باشد.

ادامه گسل تفت به سوی خاور توسط نهشته های آبرفتی پوشیده و از
دید پنهان می شود. در دو سوی این گسل به ویژه بخش شمالی، واحدهای سنگی به شدت گسلیده و جا بجا شده است. و این گمان را می توان زد که پیش از رخداد این گسل ، تنش های تکتونیکی که پیامدآن حرکت های شاقولی بوده وجود داشته است به هر حال زمان وقوع گسل تفت هر چه باشد پس از زمان گسله های فشاری و راندگی است. در راستای این گسل چند زمین لغزه بزرگ کواترنر وجود دارد که گویای زایش آن ها در پی زمین لرزه است اماهیچ گونه داده لرزه خیزی و یا سن دقیقی از آن موجود نمی باشد.


گسل دره زنجیره :

این گسل دارای روند شمالی- جنوبی واز نوع امتداد لغز راست است . در راستای این گسل در حوالی روستای ده بالا و منشاد شماری از دایک های دیابازیک با ترکیب گا برویی دیده می شود. ضمن آنکه به نظر می رسد احتمالاً فر آیند دگرسانی سفیدرنگ در آهک های تفت نتیجه ساز و کاراین گسل بوده باشد.نتیجه این که همه واحدهای سنگی جای گرفته در آن در بیشتر جاهاگسلیده و جابجا شده هستند. همچنین تأثیر این جنبش ها را می توان در دولومیتی شدن آهک های تفت و کانی سازی هم سوموجود در روند یال شمالی ناودیس مهریز- ثانی آباد خلاصه کرد.

گسل طزرجان-تفت:

حرکات این گسل و گسل های وابسته به آن نقش اساسی در زمین ساخت منطقه دارد که از غرب تفت شروع شده و تاشمال طزرجان ادامه داردطول آن روی نقشه زمین شناسی 19 کیلو متر می باشد ولی شواهد روی زمین احتمل این را می داد که تا گردنه منشاد امتداد داشته باشند این گسل داری رون شماالی جنوبی و حد اکثر زمین لرزه 2/6 ریشتر می باشد.گسل فوق و شکستگی های جانبی آن نقش بسزایی در تغذیه سفره های آب زیرزمینی دشت یزد- اردکان دارد. زیرا تزریق توده های نفوذی در مجاورت آن و شیب عمومی آهک ها آب حاصل از نزولات جوی و ذوب برف ها را از طریق معابر و مجراهای موجود به سمت سفره های آبی هدایت می کند.در امتداد گسل اصلی طزرجان-تفت توده های نفوذی با ترکیب دیوریتی تا گرانودیوریتی، آهک های کرتاسه پایینی(تشکیلات تفت را قطع نموده و در اطراف خود آهک های مذکوررا به مرمر تبدیل نموده اند. سن تشکیل این توده های نفوذی بطور قطع از کرتاسه پایینی و ازکرتاسه بالایی جوانتر می باشد و این احتمال وجود دارد که تشکیل این توده هامنطبق بر پایان حرکات فاز کوهزایی لارامین و شروع حرکاتی که ماگما باعث تشکیل آن ها در دوران سوم شده است باشد.در محدوده سنگ معدن جینی ده بالا بطور مشخص دیده می شود که هرچه به سمت گسل طزرجان-تفت نزدیک می شویم درجه تبلور آهک های کرتاسه بالا رفته تا آنکه در خود معدن تبدیل به مرمر شده است.و هر چه از زون گسلی طزرجان-تفت دور می شویم شدت دگرگونی کاهش یافته ، تا به آهک های دگرگون نشده کرتاسه بالایی می رسیم. هم چنین در اثر حرکات گسل مذکور لایه هایی از تراورتن دراین ناحیه به وجود آمده است. که جوان ترین تشکیلات زمین شناسی ناحیه محسوب می شود

شرایط آب و هوایی منطقه

مقدمه:

اصطلاح هوا، شرایط جوی موجود در زمان معین و محدود را مشخص می­کند. هوا برآیند عملکرد فرایندهای متعدد و تغییرات حاصل در عوامل کنترل کننده جو است. بدیهی است که وضع هوا ثابت نیست و پیوسته در حال تغییر است اما معمولا در هر مکان مشخص، در طول سال هوایی معین به دفعات بیشتری جابه­جامی­شود. به طوری که از نظر فراوانی این هوا در آن مکان
نمود چشمگیری می­یابد. پس آب و هوا عبارت است از هوای غالب محل در دراز مدت. اقلیم هم مانند هوا در حال تغییر است و فقط در زمان طولانی توزیع به هنجار پیدا می­کند. در تغییرات آب و هوای یک منطقه یا توزیع آب و هوایی در سطح زمین، پوشش گیاهی آن، آب و خاک و عرض جغرافیایی نیز موثر است. آب و هوا یا اقلیم یک منطقه می­تواند بر روی کشاورزی، فعالیت­های انسانی و تنوع زندگی، ساختمان شهر، حمل­و­نقل، صنعت بازرگانی، منابع آب و اوقات فراغت تاثیرگذار باشد. همچنین فعالیت­های انسانی نیز می­تواند بر روی آب و هوای یک منطقه تاثیرگذار باشد. (علیجانی، 1379)

جریانات هوایی موثر بر حوضه مورد مطالعه:

چون حوضه مورد مطالعه در قسمتی از استان یزد و در نتیجه در فلات مرکزی ایران واقع است، لذا توده­های هوایی که بر استان تاثیر می­گذارند بر منطقه مطالعاتی نیز اثر دارند که در اینجا یک شمای کلی از توده­های هوا ذکر می­گردد.


توده هوای پرفشار سیبری:

در فصل زمستان به علت تشعشعات زمین و انرژی کم خورشید و وجود خشکی­های وسیع صحرای سیبری سطح زمین سرد شده و در نتیجه هوای مجاور خود را نیز سرد می­کند.این هوای سرد شده در سطح زمین ایجاد یک فرابار حرارتی می کندکه این مرکز پرفشار از طریق دره­ها و
گذرگاه­های شمال­شرقی کشور وارد ایران می­گردد و تا مناطق مرکزی هم نفوذ می­کند و هوای سرد و سوزان را به ارمغان می­آورد با ورود این توده هوا در منطقه، دما به سرعت پایین می­آید و در صورت برخورد این توده هوایی با هوای گرم و مرطوب باعث ریزش برف می­گردد.

توده هوای قاره­ای قطبی: CP

این توده هوایی در زمستان وارد منطقه می­گردد اگر از شمال­شرق وارد کشور گردد به همراه فرابار سیبری می­آید و هوایی خشک و سوزان و بدون بارش را به ارمغان می­آورد. اما اگر از
شمال­غرب وارد ایران گردد در پشت جبهه سرد سیکلون­های مدیترانه­ای حرکت و به صورت آنتی­سیکلون دینامیکی وارد منطقه می­گردد که این توده هوا معتدل­تر و مرطوب­تر از توده شمال­شرق است و باعث ایجاد ریزش­های برف می­گردد. گاهی این توده هوایی از روی دریای مدیترانه و سیاه عبور کرده و به توده هوای اقیانوس قطبی (MP) تبدیل می­گردد که همراه سیکلون­ها و موج­های کوتاه غربی وارد استان شده و منشاء عمده بارش­های منطقه می­گردد.

جریانات موسمی:

این جریان هوا در تابستان به علت شرایط خاص منطقه جنوب­شرق و وجود کمربند همگرای حاره­ای در روی منطقه هند و جنوب­شرق آسیا تشکیل می­شود و به سمت دامنه­های جنوبی هیمالیا حرکت می­کند. جهت آن شمال­شرق است که سپس وارد فروبار گنگ شده و جهت غربی پیدا می­کند و به سمت پاکستان و ایران حرکت کرده و مناطق جنوب­شرق ایران را تحت تاثیر قرار می­دهد. این توده هوا گاهی در ادامه مسیر خود تا نواحر مرکزی ایران که منطقه مورد مطالعه نیز جزء آن محسوب می­گردد، کشیده شده و به علت از دست دادن رطوبت خود به یک هوای گرم و خشک تبدیل
می­گردد.

توده هوای قاره­ای حاره­ای:

توده هوایی است گرم و خشک که در فصل گرم، اقلیم منطقه را تحت تاثیر قرار می­دهد. این توده هوا از صحرای عربستان یا آفریقا منشاء گرفته و به منطقه می­آید و یا اینکه در خود ایران به علت گرمای زیاد زمین ایجاد می­شود.این توده هوا باعث افزایش دما و خشکی هوا می گردد. اگراین توده هوا به همراه سیکلون ها وارد ایران گردد به جای بارش، ایجاد طوفان­ها و گردوغبار می­ نماید.

موقعیت ایستگاه­های هواشناسی منطقه مورد مطالعه:

به طور کلی مسئولیت ایستگاه­های هواشناسی در ایران به عهده دو سازمان هواشناسی کشوروابسته به وزارت راه و ترابری و سازمان فایلات منابع آب، وابسته به وزارت نیرو می­باشد. برخی از سازمان هاو وزارتخانه های نفت، جهاد کشاورزی،و ....... در مناطق مورد لزوم اقدام
به تأسیس ایستگاه می نمایند. در حوضه مورد مطالعه از ایستگاه­ های کلیماتولوژی و باران سنجی که متعلق به سازمان هواشناسی و وزات نیرو می­باشد استفاده شده است. همچنین از کل ایستگاه های منطقه 5 ایستگاه باران سنج معمولی ،2 ایستگاه باران سنج ذخیره ای و 2ایستگاه کلیماتولوژی
می باشد. به طور کلی بررسی هوا و اقلیم شناسی در حوضه مورد مطالعه دارای 30 سال سابقه و خدمت می­باشد. لازم به توضیح است که برخی از ایستگاه­ها در طول دوره آماری منتخب یا به طور کلی تعطیل شده و یا به طور موقت آماربرداری نشده است. ولی 15 سال منتخب دارای آمار نسبتا کاملی بوده و سال­های فاقد آمار با استفاده از روش نرمال (رابطه شماره21) بازسازی و و تکمیل گردیده است برای بررسی وضعیت اقلیمی منطقه مورد مطالعه(خصوصاً بارش )از آمارتعدادی از ایستگاه های باران سنجی و هواشناسی استفاده شده است . همان گونه که ملاحظه می­گردد از ایستگاه­های موجود در اطراف حوضه مورد مطالعه، مزرعه آمحسن ده­بالا با ارتفاع 2950 متر،
مرتفع­ترین ایستگاه و تفت با ارتفاع 1580 متر کم­ارتفاع­ترین ایستگاه است.

جدول زیر مشخصات ایستگاه ­های اطلاعاتی داخل حوضه و اطراف آن را نشان می­دهد

مشخصات ایستگاه­های هواشناسی حوضه ده­بالا و اطراف حوضه

ردیف

نام ایستگاه

ارتفاع(متر)

طول جغرافیایی

عرض جغرافیایی

نوع ایستگاه

سال تاسیس

1

تفت

1580

باران سنج معمولی

1370

2

ده­بالا

2580

کلیماتولوژی

1367

3

نیرپشتکوه

2500

کلیماتولوژی

1364

4

طزرجان

2180

باران سنج ذخیره­ای

1351

5

مزرعه آمحسین ده­بالا

2950

باران سنج ذخیره­ای

1353

6

سخوید

2540

باران سنج

1351

7

طزنج

1690

باران سنج معمولی

1368

8

معدن چینی ده­بالا

2200

باران سنج معمولی

1368

9

فیض­آباد

2020

باران سنج معمولی

1368

10

اسلامیه

1760

باران سنج معمولی

1357

مأخذ: سازمان هواشناسی


دما:

مقداری از انرژی تابشی خورشید توسط عوارض سطح زمین جذب شده و تبدیل به انرژی حرارتی می­شود این انرژی به شکل دما یا درجه حرارت جلوه می­کند.

دما یکی از عناصر اساسی اقلیم است. با توجه به دریافت نامنظم انرژی خورشیدی توسط زمین دمای هوا در سطح زمین دارای تغییرات زیادی است که این تغییرات به نوبه خود سبب تغییرات دیگری در سایر عناصر هوا می­گردد.

به طور کلی عوامل مختلفی از جمله ارتفاع، جهت چین­خوردگی­ها (دامنه رو به آفتاب و یا پشت به آفتاب) و توده­های هوایی در تفاوت دمای منطقه تاثیر می­گذارند.

با توجه به دمای ثبت شده توسط ایستگاه کلیماتولوژی منطقه مورد مطالعه، میانگین دمای
گرم­ترین ماه مربوط به ماه تیر با 21/5 درجه سانتی­گراد و میانگین دمای سردترین ماه ده­بالا مربوط به ماه دی با 0/1 درجه سانتی­گراد می­باشد. حداقل میانگین درجه حرارت سالیانه در ارتفاعات بلند حوضه (شیرکوه) اتفاق می­افتد و به تدریج با کاهش ارتفاع افزایش می­یابد. .هم چنین متوسط حداکثرو حداقل دما و حداکثر و حداقل مطلق دمای ایستگاه ده بالا بیانگر این است که ماه تیرگرمترین و ماه دی سردترین می باشد. و میانگین دمای سالیانه منطقه حدود 75/10 درجه
سانتی گراد می باشد.

در این ایستگاه ها، ضریب تغییر پذیری دمای ماه های تابستان نسبت به به ماه های زمستان از ثبات بیشتری برخوردار است.

به منظور بررسی تغییرات دما، جدول منحنی­های پنجگانه دما، شامل دمای متوسط، دمای ماهانه، دمای حداقل متوسط و حداکثر متوسط، دمای متوسط، دمای حداقل مطلق و حداکثر مطلق رسم
شده است.


جدول پارامترهای درجه حرارت ماهانه برای ایستگاه ده­بالا بر حسب درجه سانتی­گراد

ماه

پارامتر

مهر

آبان

آذر

دی

بهمن

اسفند

فروردین

اردیبهشت

خرداد

تیر

مرداد

شهریور

سالانه

میانگین

13/65

8/2

4/45

0/1

1/6

2/1

6/9

13/9

18/8

31/5

21/1

18/8

10/75

میانگین حداکثر

20/1

12/9

8/2

3/75

5/5

5/9

11/2

18/6

25/5

27/5

26/65

24/85

15/75

میانگین حداقل

7/2

3/55

0/7

-3/35

-3/9

-1/8

2/65

9/2

12/1

15/5

15/55

12/75

5/7

حداکثر مطلق

26/5

19

16

10

11/5

16

21

29

30

31/5

30/5

30

31/5

حداقل مطلق

1

-2

-6

-11

-16/5

-13

-12

0/5

5/5

10/5

10/5

5

-16/0

مأخذ: سازمان هواشناسی


مهر

آبان

آذر

دی

بهمن

اسفند

فروردین

اردیبهشت

خرداد

تیر

مرداد

شهریور



بارش:

از لحاظ تعریف، بارش (Precipitation) هرگونه رطوبت متراکمی است که به سطح زمین می­ریزد. بنابراین فرآیند تراکم باید قبل از بارندگی صورت گیرد. معمولاً بارندگی ، از انواع ابرها
می­بارد امام ممکن است تمام ابرها ایجاد بارندگی نکنند. فقط وقتی قطرات آب، تکه­های یخ و یا بلورها آنقدر بزرگ شوند که بر نیروهای شناوری و بالا دهنده قطرات آب در هوا فائق آیند بارندگی ایجاد می­شود. (علیزاده و همکاران،1384)

ریزش های جوی در منطقه مورد مطالعه اکثراً تحت تأثیر سیستم های کم فشار مدیترانه ای است. هرقدر این سیستم فعال تر باشد و از دمای نسبی مناسبی برخوردار باشد آب حاصل از بارندگی در سیستم بیشتر خواهد بود و این عمل معمولاً در فصل بهار(اوایل فروردین تا اواخر خرداد ماه) رخ می دهد. ولی در زمستان به علت سرمای زیاد آن و هم چنین ارتفاع منطقه ،اکثر ریزش ها در زمستان به صورت برف خواهد بود.

توزیع زمانی و مکانی بارش:

رژیم بارندگی حوضه مطالعاتی، مدیترانه­ای است بدین مفهوم که اکثر بارندگی در فصل زمستان یعنی منطبق با دوره سرد سال می­باشد و تابستان بارندگی ناچیزی دارد.

توزیع زمانی بارندگی بر حسب مقدار کل درصد بارش ماهانه برای بعضی ایستگاه­های منطقه در جدول زیر درج شده است. که بر اساس آمار موجود، حدود 90% از مجموع بارش سالانه در
ماه­های بین آبان تا فروردین به وقوع می­پیوندد. حداکثر بارش ماهانه به مفهوم آماری در فروردین ماه صورت گرفته است که این حداکثر می­تواند در یکی از ماه­های دی، بهمن و اسفند و یا حتی آذرماه نیز صورت بگیرد.

با قطع جریان­های مدیترانه­ای در اواخر بهار و همزمان با کشیده شدن فشار زیاد جنب حاره­ای به روی مناطق مرکزی ایران و بیرون رفتن سیکلون­ها و جریانات مرطوب و باران­زا از ایران مرکزی باعث خشکی هوا در اواخر بهار و فصل تابستان می­شود.که منطقه مورد مطالعه نیز تحت تأثیر پرفشار حاره قرار گرفته و دارای اقلیمی خشک می­گردد. شروع بارندگی از فصل پائیز است به طوری که در اوایل با بارش کم شروع و و سپس رو به افزایش می­گذارد تا اینکه در زمستان و اوایل بهار به حداکثر می­رسد. مقدار بارش در منطقه کمتر از 200 تا بیش از 300 میلی­متر متغیر است.به طوری که حداقل مقدار آن در مناطق دشتی حوضه و حداکثر آن در خط­الراس شیرکوه و کوه برفخانه مشاهده می­شود.


مقدار و درصد بارش ماهانه حوضه ده­بالا و ایستگاه­های اطراف آن بر حسب میلی­متر

ماه

ایستگاه

مهر

آبان

آذر

دی

بهمن

اسفند

فروردین

اردیبهشت

خرداد

تیر

مرداد

شهریور

سخوید

0/94

11/72

64/67

62/84

29/71

33/8

39/11

7/65

3/11

1/83

0/33

0

درصد

0/4

4/6

25/3

24/5

11/6

13/2

15/3

3

1/2

0/7

0/1

0

ده­بالا

1/61

12/44

55/82

67/94

58/57

45/66

93/91

9/55

0/32

2/22

1/66

0/33

درصد

0/5

3/5

15/9

19/4

16/7

13

26/8

2/7

0/1

0/6

0/5

0/1

تفت

3/2

7/6

18/3

23/25

25

32

19/3

8/2

0/3

0/7

0/03

0

درصد

2/3

5/5

13/27

16/84

18/1

23/2

14

5/95

0/2

0/5

0/02

0

مآخذ: سازمان هوا شناسی


نمودار بارندگی ماهانه حوضه رودخانه ده بالا

فصول

ایستگاه

پاییز

زمستان

بهار

تابستان

بارندگی

درصد

بارندگی

درصد

بارندگی

درصد

بارندگی

درصد

ده­بالا

69/9

19/9

172/2

49/1

103/8

29/6

4/2

1/2

تفت

29/1

21/1

80/3

58/2

27/8

20/2

0/7

0/5

سخوید

77/3

30/3

126/4

49/3

49/9

19/5

2/2

0/8

جدول توزیع بارندگی فصلی در ایتسگاههای منطقه


نمودار درصد بارندگی فصلی حوضه رودخانه ده بالا

شدت بارندگی:

برای محاسبه شدت بارندگی در یک حوضه احتیاج به گراف­های باران سنج ثبات می­باشد. از ایستگاه­هایی که در داخل محدوده مطالعاتی قرار دارند تنها ایستگاه ده­بالا دارای بارن سنج ثبات
می­باشد. شدت بارندگی در زمان­های 15 دقیقه­ در این ایستگاه توسط سازمان آب منطقه­ای
جمع­آوری شده است. در نتیجه حداکثر شدت­های بارندگی در زمان­های 30 دقیقه، 1 ساعته، 3 ساعته، 6 ساعته و 12 ساعته برای هر سال به دست آمد و در نتیجه با استفاده از توزیع گامبل که برای بارش­های حداکثر پیشنهاد شده است مقدار بارش در دوره بازگشت ­های مختلف برای ایستگاه ده­بالا به دست آمده است و در جدول زیرکه اصطلاحاً جدول شدت،مدت و فراوانی بارش نامیده میشود درج گردیده است.

جدول شدت، مدت، فراوانی بارش در ایستگاه ده­بالا

دوره بازگشت

مدت

2

5

10

25

50

100

200

500

1000

30 دقیقه

9/7

11/34

12/42

13/8

14/8

15/8

16/8

18/14

19/14

60 دقیقه

7/56

10/32

12/15

14/46

16/17

17/87

19/57

21/8

23/5

180 دقیقه

5/53

8/15

9/89

12/08

13/7

15/32

16/93

19/05

20/65

360 دقیقه

3/95

6/68

8/49

10/77

12/47

14/15

15/83

18/04

19/71

720 دقیقه

2/73

4/24

5/25

6/51

7/45

8/38

9/31

10/53

11/46

1440 دقیقه

1/88

3/11

3/93

4/96

5/72

6/48

7/24

8/23

8/99

براساس جدول فوق، نمودار شدت بارش در دوره برگشت های مختلف ترسیم گردیده است.

نمودار شدت ، مدت و فراوانی بارش در ایستگاه ده بالا

بارندگی سالیانه:

به مقدار کل بارندگی که به طور متوسط در طول یک سال در سطح حوضه باریده است بارندگی سالیانه می­گویند.

جدول بارندگی سالیانه ایستگاه­ه ده­بالاو ایستگاه های اطراف (1376-84)

ایستگاه

سال

ده­بالا

طزرجان

سخوید

تفت

1376

424

315/5

299/3

174/5

1377

393

298/5

297

218/8

1378

196

149/5

83

45

1379

309

205/5

157/3

142

1380

347/8

325

289/8

109/2

1381

422/8

559/5

324/5

132/6

1382

448/3

534

335/3

103/1

1383

360/5

434

315/8

140/1

1384

249/8

340/3

200/3

106/4

میانگین

350/03

351/31

256/5

130/18

به منظور بررسی پراکندگی بارندگی از سه پارامتر استفاده شده است.

الف) حدود تغییرات حقیقی بارندگی:

یعنی کمترین و بیشترین بارندگی در سری آماری مورد مطالعه که هرچه اختلاف بیشتر باشد موید بارندگی نامنظم با اقلیم خشک است.

ب) انحراف معیار:

انحراف معیار معرف میزان تغییرات در اطراف میانگین است و بزرگی آن به معنی تغییرات بیشتر و مقدار کوچکتر آن نشان دهنده تغییرات کمتر بارندگی در اطراف میانگین است.


ج) ضریب تغییرات ( cv):

این شاخص معیار خوبی برای بیان خصوصیات آب و هوایی است. هرچه این ضریب بیشتر باشد نشان دهنده پراکنش نامنظم بارندگی است. این نسبت در مناطق خشک نسبت به مناطق مرطوب عدد بزرگتری را نشان می­دهد.

جدول پارامترهای بارندگی سالیانه در ایستگاه­های حوضه ده­بالا

پارامتر

ایستگاه

متوسط بارش سالانه در دروه آماری

کمترین بارش سالانه

بیشترین بارش سالانه

انحراف معیار

ضریب تغییرات

طزرجان

351/31

149/5

559/5

137/12

0/35

ده­بالا

350/03

196

448/3

85/68

0/24

تفت

130/18

45

218/8

48/8

0/37

سخوید

256/5

83

335

88/53

0/34

نمودار تغییرات بارش سالانه حوضه ده بالا (1384-1376)

با توجه به جدول بیشترین ضریب تغییرات مربوط به ایستگاه تفت و کمترین آن مربوط به ایستگاه ده­بالا می­باشد که در دامنه ارتفاعات شیرکوه واقع شده است. بنا براین پراکنش بارندگی در ایستگاه تفت بیشتر از ایستگاه های دیگر می باشد.


تغییرات بارندگی در حوضه رودخانه ده­بالا:

در این حوضه پراکندگی بارندگی از یک رابطه مطلوب با طول و عرض جغرافیایی، وضعیت عمومی جو و ارتفاع بارش ایستگاه­ها پیروی می­کند و در نتیجه با بررسی قسمتی از حوضه می­توان آن را به کل حوضه تعمیم داد. به همین علت در اینجا به عنوان نمونه پراکندگی تغییرات ماهانه و فصلی ایستگاه ده­بالا بررسی می­شود. همان گونه که مشاهده می­شود بیشترین بارش متوسط ماهانه مربوط به ماه­های آذر، بهمن و فروردین می­باشد و کمترین بارش متوسط ماهانه مربوط به ماه­های خرداد، تیر، مرداد و شهریور می­باشد. بنابراین رژیم بارش در این حوضه زمستانه بوده و پس از آن فصل پائیز بارش بیشتری را به خود اختصاص داده است و مانند دیگر مناطق شیرکوه کمترین بارندگی در فصل تابستان اتفاق می­افتد. به طور کلی یکی از عواملی که در نحوه توزیع بارندگی موثر است ارتفاع می­باشد. بر طبق یک اصل هرچه ارتفاع منطقه افزایش یابد حجم بارندگی نیز بیشتر
می­شود. البته این افزایش بسته به وضع عمومی منطقه تا ارتفاع معینی متوقف می­شود. در برخی نواحی ممکن است عکس این حالت دیده شود. در حوضه ده­بالا صحت این اصل نشان داده می­شود به این معنی که با افزایش ارتفاع بارندگی نیز افزایش می­یابد (به ازاء هر 100 متر ارتفاع به طور متوسط حدود 12/6 میلی­متر بر میزان بارندگی منطقه افزوده می­شود که ارتفاعات شیرکوه در آن نقش دارد).با استفاده از چند ایستگاه که آمار آنها مورد استفاده قرار گرفته است رابطه ارتفاع و بارندگی در این حوضه طبق رابطه شماره به صورت زیر به دست آمده است. (مشاورین عمران کویر 1373)

جدول تغییرات بارندگی ایستگاه ده­بالا و ایستگاه­های اطراف بر حسب ارتفاع

نام ایستگاه

ارتفاع

نوع ایستگاه

بارش (mm)

ده­بالا

2950

باران سنج ذخیره­ای

350

تفت

1580

باران سنج معمولی

130

طزرجان

2880

باران سنج ذخیره­ای

351/31

نیر

2500

باران سنج

194

سخوید

2540

باران سنج

256

اسلامیه

1760

باران سنج معمولی

136/3

فیض آباد

2020

باران سنج معمولی

170

طرنج

1690

باران سنج معمولی

134

معدن چینی ده­بالا

2200

باران سنج معمولی

310

حداکثر بارش محتمل (PMP) در حوضه آبخیز رودخانه ده­بالا:

بر حسب تعریف حداکثر بارندگی محتمل (Probable Maximum Precipitation)، حداکثر بارشی است که در یک مدت معین یک تداوم مشخص در یک ناحیه با توجه به شرایط اقلیمی و توپوگرافی امکان ریزش دارد و بارانی بزرگتر از آن نخواهد بارید. دانستن PMP از آن نظر حائز اهمیت است که سازه­های بزرگ، تاسیسات هیدرولیکی، جاده­ها، پل­ها، فرودگاه­ها و ... بر اساس آن طراحی می­شوند و این تاسیسات از نظر بارندگی و سیل هیچ­گاه در معرض خطر قرار نگیرند.

در صورتی که در طرحی نیاز به دانستن حداکثر بارش محتمل باشد مقدار آن به روش­های مختلف قابل تخمین است. روش به اصطلاح سینوپتیکی که در آن از وضعیت توده­های هوا، آمار بارش و رطوبت و مشخصه­های دیگر هوا استفاده می­شود. دقیق­ترین روش می­باشد، اما روش­های آماری که فقط بر اساس داده­های گذشته صورت گیرد از نظر کاربردی در مطالعات شناسایی ساده­تر می­باشد (علیزاده 1381)

متداول­ترین روش محاسبه PMP به روش آماری روشی است که توسط هرشفیلد (Hershfild) ارائه گردیده است. معمولا PMP یک ایستگاه، معرف سطحی به وسعت 25 کیلومتر مربع در اطراف آن بوده و برای تبدیل آن به سطوح وسیع­تر می­توان از ضرائب تعدیل استفاده نمود به منظور برآورد مقدار حداکثر بارندگی محتمل در حوضه آبخیز مورد مطالعه از متوسط مقادیر
ایستگاه­های طزرجان، تفت، سخوید که جملگی در فاصله مناسبی از حوضه مورد مطالعه واقع گردیده و اعدا و ارقام همخوانی را نسبت به یکدیگر به دست داده­اند، استفاده به عمل آمده است که بر اسا س آن مقدار PMP حوضه آبخیز رودخانه ده­بالا معادل 284 میلی­متر به دست آمده است. (مشاوران عمران کویر 1379)

منحنی آمبروترمیک:

برای مطالعه رابطه بین دما و بارندگی و در نتیجه تعیین زمان خشکی هوا از منحنی آمبروترمیک استفاده می­شود. منحنی آمبروترمیک عبارت است از ترسیم حرارت و بارندگی در مقابل زمان، روی یک دستگاه مختصات، به نحوی که محور عرض­ها حرارت و بارندگی ماهانه و محور طول­ها ماه­های سال باشد. در این روش ترسیم، مقیاس محور حرارت دو برابر مقیاس محور بارندگی است. این منحنی نشان دهنده زمان پرآبی و کم آبی سالانه منطقه است. به این صورت که در منحنی ماه ­هایی که بارندگی بالاتر از حرارت قرار دارد ماه­های مرطوب و در غیر این صورت ماه­های خشک محسوب می­شوند. بنیاد تئوریک این منحنی نظریه کوپن است و برای مناطقی که بارندگی آن­ها بیشتر زمستانه است مانند اکثر نقاط ایران رسم شده است.

تحلیل دیاگرام آمبروترمیک حوضه رودخانه ده­بالا:

با توجه به نمودار آمبروترمیک ایستگاه ده­بالا، این ایستگاه دارای 6 ماه خشک می­باشد.
(مهر، آبان، خرداد، مرداد، تیر و شهریور) و سایر ماه ­ها که خارج از محدوده قرار دارند ماه­های مرطوب هستند. همان طور که دیاگرام آمبروترمیک نشان می­دهد، ملاحظه می­شود که در این ایستگاه ­ها نیز مانند اکثر نقاط ایران رژیم بارش، زمستانی است. به عبارت دیگر عمده بارش ایران در فصل سرد سال فرو می­ریزد و این زماین است که به دلیل پائین آمدن درجه حرارت، کشاورزی در اکثر نقاط ایران تقریبا ناممکن است. برعکس زمانی که درجه حرارت مطلوب برای کشاورزی به وجود می­آید فصل باران نیز قطع می­شود. همچنین با توجه به نمودار ملاحظه می­شود که هرچه به سمت مناطق کوهستانی حرکت کنیم با افزایش بارندگی دما کاهش می­یابد و به تعداد ماه­های مرطوب افزوده می­شود به طور کلی بررسی نمودار آمبروترمیک از نظر برنامه ریزی اقتصادی مهم می­باشد. به خصوص در کشاورزی. درجه حرارت نه تنها زمان فعالیت گیاه را تعیین می­کند بلکه رشد آن را هم کنترل می­کندو در هر منطقه­ای عواملی بر روی دما و بارش اثر دارد و از جمله عواملی که بر روی درجه حرارت این منطقه اثر می­گذارند می­توان به عوامل زیر اشاره نمود:

1- وجود ارتفاعات شیرکوه در اطراف حوضه مورد مطالعه که نقش بسزایی در تعدیل درجه حرارت و بروز باران­های کوهستانی دارند.

2- افزایش دمای منطقه از ارتفاعات به طرف دشت.

3- اثر دریای مدیترانه در جهت ایجاد ریزش­های جوی و کاستن دمای هوا

4- استقرار پر فشار جنب حاره­ در تابستان در بالای جو منطقه


دیاگرام آمبرومتریک حوضه رودخانه ده بالا

درجه حرارت به سانتی گراد

بارندگی (میلی متر)

سال

هاتیرگراف (Hythergraph):

یکی دیگر از نمودارهای اقلیمی، کلیماگراف یا هاتیرگراف است که در آن متوسط بارندگی هر ماه نسبت به میانگین درجه حرارت آن ماه سنجیده می­شود. (علیزاده 1384)

اگر تنها بارندگی را در مقابل درجه حرارت ترسیم کنیم به نحوی که محور طول­ها درجه حرارت و محور عرض­ها بارندگی باشد، مختصات مربوط به هر ماه نسبت به بارندگی و درجه حرارت روی دستگاه مشخص می­شود که از به هم پیوستن نقاط، منحنی مسدودی به وجود می­آید که هاتیرگراف نام دارد. شکل هاتیرگراف نشان دهنده خصوصیات آب و هوایی آن محل است. کشیده بودن این منحنی در جهت طول نشان دهنده تغییرات شدید درجه حرارت و در جهت محور عرضها نشان دهنده تغییرات شدیدتر باراندگی است.

نکته: هر نقطه ار منحنی درجه حرارت و بارندگی مربوط به یک ماه به خصوص می­باشد.

جدول اطلاعات مربوط به دیاگرام­ها تیرگراف حوضه رودخانه ده­بالا

ماه

ژانویه

فوریه

مارس

آوریل

می

ژوئن

ژولای

آگست

سپتامبر

اکتبر

نوامبر

دسامبر

بارندگی

67/94

58/57

45/66

93/91

9/55

0/32

2/22

1/66

0/33

1/61

12/44

55/82

دما

0/1

1/6

2/1

6/9

13/9

18/8

21/5

21/1

18/8

13/65

8/2

4/54

دیاگرام هایترگراف حوضه آبخیز رودخانه ده بالا

رطوبت نسبی:

معمولا وقتی از رطوبت نام برده می­شود منظور اصلی رطوبت نسبی است. (Relative Bumedity) رطوبت نسبی یکی از شاخص­های اقلیمی هر منطقه بوده و عبارت است از نسبت بخار آب موجود در هوا به مقدار بخار آبی که اگر هوا در همان درجه حرارت می­داشت به صورت اشباع می­شد. این نسبت همیشه به صورت درصد بیان می­شود. رطوبت نسبی با تغییر درجه حرارت به طور معکوس کم و زیاد می­شود کاهش درجه حرارت کم شدن ظرفیت را به دنبال دارد. اگر ظرفیت پذیرش بخار آب در هوا کاهش یابد رطوبت نسبی هوا افزوده می­شود. سرد شدن بیشتر هوا باعث عمل میعان بخار آب خواهد شد. (علیزاده و همکاران 1384)

اندازه گیری رطوبت نسبی معمولا در ایستگاه­های سینوپتیک و کلیماتولوژی سازمان هواشناسی و ایستگاه­های تبخیرسنجی وزارت نیرو انجام می­گیرد.

سازمان هواشناسی این پرامتر را در سالنامه­های خود ارائه می­دهد و وزارت نیرو در نشریات سالیانه خود این پارمتر را درج می­نماید.

میزان رطوبت نسبی معمولا با استفاده از ارقام دمای تر و خشک هوا محاسبه می­شود. هرچقدر اختلاف دمای تر و خشک بیشتر باشد هوا از رطوبت کمتری برخوردار است و هرچقدر اختلاف دمای تر و خشک کمتر باشد رطوبت هوا بیشتر است.

اندازه گیری رطوبت هوا معمولا سه بار در روز انجام می­گیرد که ارقام ساعت 6/5 به عنوان حداکثر و ارقام ساعت 12/5 به عنوان حداقل رطوبت نسبی محسوب می­شود. میانگین رطوبت نسبی از متوسط این دو رقم به دست می­آید.

ارقام متوسط حداکثر، متوسط حداقل، متوسط ماهانه و متوسط سالانه رطوبت نسبی ایستگاه
ده­بالا در جدولی تنظیم گردیده است به طوری که ملاحظه می­شود متوسط رطوبت سالانه 41/1 درصد است. در ایستگاه یاد شده ماه­های آذر تا بهمن دارای بیشترین و ماه­های خرداد تا شهریور دارای کمترین دصد رطوبت نسبی می­باشند. همچنین در این ایستگاه بیشترین درصد رطوبت نسبی ماهانه 63 درصد بوده که مربوط به ماه بهمن می­باشد و کمترین آن 27 درصد بوده که متعلق به ماه مرداد می­باشد.


جدول متوسط حداقل، حداکثر و ماهیانه حوضه رودخانه ده­بالا

ماه

مهر

آبان

آذر

دی

بهمن

اسفند

فروردین

اردیبهشت

خرداد

تیر

مرداد

شهریور

سالانه

متوسط حداقل رطوبت نسبی

25

28

38

51

44

31

26

25

21

23

27/8

21/5

30/1

متوسط حداکثر رطوبت نسبی

45

50

66

75

72

63

49

59

45

39

35/5

32

52/1

متوسط ماهیانه

35

39

52

58

63

47

37/5

42

33

31

27

29

41/1

نمودارتوزیع ماهیانه رطوبت نسبی در حوضه رودخانه ده بالا

باد:

حرکات افقی هوا را باد گویند. این حرکات می­تواند در جابه جایی هوای مرطوب و در نتیجه بارندگی ،کاهش دما،افزایش تبخیر و ذوب برف نقش مهمی را ایفا نماید و موجب می­شود تا اختلاف مربوط به دما، رطوبت و فشار که در جهات افقی جو وجود دارد از بین رفته و هوا به حالت تعادل درآید. هرچند این تعادل هیچ وقت حاصل نمی­شود. زیرا به محض اینکه در یک جا تعادل برقرار شود، اختلاف در جای دیگر به وجود آمده و این روند مرتبا ادامه خواهد داشت. اما جریان باد برای جبران این تفاوت­ها متوقف نمی­شود. پس به طور کلی می­توان گفت که باد از یک طرف هم تعدیل کننده مهم در طبیعت و عامل دارای انرژی مطرح و قابل بهره­برداری است و از طرف دیگر هم می­تواند عامل مخرب و فرساینده نیز باشد. به طور مثال با افزایش تبخیر، میزان رطوبت خاک را کاهش می­دهد و آن را آماده فرسایش می­کندکه این امر در مناطق خشک بسیار حائز اهمیت است. آمار و اطلاعات هواشناسی بیانگر سرعت باد با حداکثر سرعت 117 کیلومتر در ساعت در یزد
می­باشد که بیشتر در فصل گرم سال می­وزد و باعث طوفان­های شن وحشتناک و مخرب می­شود. در ایستگاه ده­بالا بادسنج مکانیکی و یک دستگاه بادنگار وجود دارد.

با توجه به بررسی­های به عمل آمده، جهت باد غالبا در حوضه ده­بالا، به سمت جنوب و
جنوب­غرب و با سرعت 50 کیلومتر در ساعت گزارش شده است.

سرعت متوسط باد در دوره آماری (1983-2000) میلادی مورد بررسی قرار گرفته که نتایج آن به صورت زیر تنظیم گردیده است.

جدول متوسط سرعت باد در ایستگاه ده­بالا بر حسب کیلومتر در ساعت

ماه­ها

مهر

آبان

آذر

دی

بهمن

اسفند

فروردین

اردیبهشت

خرداد

تیر

مرداد

شهریور

سالانه

متوسط سرعت باد

2/8

3/7

4/5

4/5

5/6

5/8

5/2

4/4

3/2

3/1

3/1

2/8

4/1

مأخذ:سازمان هواشناسی

آمار فوق نشان می­دهدکه وزش باد در منطقه از شرایط ناآرام جو در زمستان و فصل سرد پیروی می­کند. کمترین مقدار سرعت باد مربوط به ماه مهر با سرعت 2/8Km/h می­باشد و بیشترین بادها مربوط به ماه اسفند، معادل 5/8 کیلومتر در ساعت می­باشد. و مقدار سرعت باد سالیانه، بطور متوسط 4/1 کیلومتر در ساعت است.


یخبندان:

حوضه مورد مطالعه به علت داشتن موقعیت کوهستانی و ارتفاع زیاد آن و دلایل دیگر از جمله فشار جوی، میزان تشعشع و ... جزء نقاط سرد محسوب می­شود. و بیشتر ریزش­های جوی به صورت برف است.

طبق تعریف روز یخبندان روزی است که طی آن دمای هوا به صفر درجه سانتی­گراد رسیده و توسط ایستگاه­های سازمان هواشناسی ثبت و گزارش شود.

در جدول زیر ارقام متوسط ماهانه و سالانه روزهای یخبندان و هم چنین ارقام حداکثر و حداقل روزهای یخبندان ارائه شده است. همانطور که در جدول مشهود است متوسط روزهای یخبندان سالانه در ایستگاه مذکور 101/4 روز می­باشد.

تاریخ شروع و خاتمه طول روزهای یخبندان در حوضه مورد مطالعه تقریبا از اواخر آبان شروع و تا اوایل اردیبهشت ادامه دارد.

جدول ماهانه و سالانه روزهای یخبندان

ماه­ها

پارامتر

مهر

آبان

آذر

دی

بهمن

اسفند

فروردین

اردیبهشت

خرداد

تیر

مرداد

شهریور

سالانه

حداکثر مطلق

0

12/5

28

30

30

29/3

13/4

2

0

0

0

0

101/4

متوسط

0

6/8

23

21/5

22

20/4

6/7

1

0

0

0

0

حداقل مطلق

0

1

18

13

14

11

0

0

0

0

0

0

مأخذ: سازمان هواشناسی

تبخیر:

به فرآیند انتقال آب از سطح خاک یا از سطح آزاد آب به صورت بخار تبخیر گفته می­شود. تبخیر در روز و شب انجام می­شود ولی تعرق در روز توسط گیاهان صورت می­گیرد.

به طور کلی دما، نور، رطوبت نسبی هوا و باد روی تبخیر اثر می­گذارد.

تبخیر از مهم­ترین پارمترهای اقلیمی است که اهمیت آن در برنامه ریزی طرح­های آبی و برآورد پتانسیل منابع آب واضح و بدیهی است. معمولی­­ترین روش تعیین تبخیر استفاده از تشتک­های تبخیر است.

وضعیت تبخیر در منطقه مورد مطالعه مورد بررسی قرار گرفته است و در اطلاعات به دست آمده ذکر این نکته ضروری است که در ایستگاه ده­بالا در فصل سرد سال به علت یخبندان میزان تبخیر در این ماه ­ها بسیار کم می­باشد. و مقدار تبخیر در کل این ماه­ها حدود 5 تا 8 درصد کل تبخیر سالانه برآورد شده است.

جدول متوسط میزان تبخیر در ایستگاه ده­بالا

مهر

آبان

آذر

دی

بهمن

اسفند

فروردین

اردیبهشت

خرداد

تیر

مرداد

شهریور

سالانه

حداقل

140/1

105/1

13/9

0

0

0

0

0

211/3

240/2

244/5

204/3

1354/6

حداکثر

197/8

124/8

102/2

59/3

60

98/3

144/6

216

304/2

324/2

322/4

300/8

1945/3

متوسط

163/1

116/2

15/4

18/4

19/7

30/6

81

155/1

254/3

289/2

289/6

225/6

1726/3

متوسط اصلاح شده

114/2

81/3

10/8

12/9

13/8

21/3

56/7

108/6

178

202/4

202/7

178/2

1181

بررسی وضعیت تبخیر در ایستگاه ده­بالا نشان می­دهد که متوسط تبخیر سالانه در این ایستگاه 1726/3 میلی­متر است که چنانچه ضریب اصلاحی /7 (مابین /6 و /8) برای آن اعمال شود معادل 1181 میلی­متر متوسط تبخیر سالانه در ایستگاه ده­بالا خواهد بود.

ماه مرداد با متوسط اصلاح شده 202/7 میلی­متر حداکثر تبخیر ماهانه و آذرماه با 10/8 میلی­متر حداقل تبخیر ماهانه را دارند که منطبق با حداکثر و حداقل زاویه میل خورشید در نیمکره شمالی
می­باشند.

نمودار تغییرات متوسط ماهانه تبخیر در حوضه رودخانه ده بالا

تبخیروتعرق پتانسیل :

از آنجا که در روش ثبتی میزان تبخیر در ایستگاه­های هواشناسی، موقعیت سطح زمین و شرایط محیطی مانند وجود گیاهان و تبخیر و تعرق حاصل از آن در نظر گرفته نمی­شود اقدام به تخمین تبخیر از روش تجربی (بلانی کریدل) شده است.

جدول تبخیر و تعرق پتانسیل اصلاح شده به روش بلانی کریدل

ماه­

مهر

آبان

آذر

دی

بهمن

اسفند

فروردین

اردیبهشت

خرداد

تیر

مرداد

شهریور

سالانه

تبخیر و تعرق اصلاح شده

87

63

27

24

24

46/5

89/9

120/9

158/1

167/4

158/1

124

1089/9

نتایج جدول فوق نشان می­دهد که بین تبخیر و تعرق اصلاح شده به روش بلانی کریدل و اصلاح شده از طریق تشت تبخیر تفاوت زیادی وجود ندارد. به این ترتیب که میزان تبخیر سالیانه ایستگاه ده­بالا 1181 میلی­متر را در سال نشان می­دهد و روش بلانی کریدل 1089/9 میلی­متر را نشان می­دهد.


تعیین نوع اقلیم حوضه:

اقلیم یا آب و هوا عبارت است از مجموع حالت یا وضع آب و هوایی منطقه که به وسیله میانگین دراز مدت عناصر یا عوامل آب و هوایی و دامنه تغییرات این عناصر در طول زمان مشخص می­شود. مهم­ترین عوامل موثر در پیدایش اقلیم مشخص در یک منطقه عرض جغرافیایی، ناهمواری دوری و نزدیکی به دریا، جهت و شدت بادهای غالب و موقعیت منطقه به شمار می­رود. تا به حال تقسیم­بندی­های اقلیمی متعددی در تفکیک آب و هوایی توسط دانشمندان مختلف انجام گرفته است که هریک از آنها یک یا چند عامل از عناصر آب و هوایی را در تقسیم­بندی خود دخالت داده­اند. بطور کلی ، برای شناسایی اقلیم حوضه مورد مطا لعه از سه روش زیر استفاده شده است.

تعیین اقلیم به روش دومارتن:

اساس طبقه بندی اقلیمی دومارتن استفاده از حرارت و بارندگی می­باشد. در این روش ضریبی به نام شاخص خشکی است که با رابطه شماره18محا سبه می­شود. اقلیم حوضه ده­بالا بر اساس ضریب خشکی دومارتن که برابر (16/9) است دارای آب و هوای نیمه خشک می­باشد.

جدول نوع اقلیم حوضه ده­بالابراساس روش دومارتن

نام ایستگاه

میانگین بارش سالانه(P)

میانگین دمای سالانه

شاخص اقلیمی

نوع اقلیم

ده­بالا

350/03

10/75

16/9

نیمه خشک

تعیین اقلیم به روش کوپن:

این روش بر اساس رابطه بین بارندگی،مقدار توزیع آن در طول سال و دمای هوا استوار است . بر اساس این روش مناطق کوهستانی و نیمه کوهستانی شیرکوه که حوضه ده­بالا مشخصه آنها می­باشد دارای اقلیم csa می­باشند. که شامل آب و هوایی مدیترانه­ای (معتدل و خشک با تابستان­های داغ) می­باشد.

جدول نوع اقلیم حوضه ده­بالابر اساس روش کوپن

نام ایستگاه

بارندگی سالانه(mm)

دمای متوسط سالانه c

دمای متوسط ماه گرم

دمای متوسط ماه سرد

بارندگی ماه خشک

نوع اقلیم

ده­بالا

350/03

10/75

21/5

1/6

0/33

csa

تعیین اقلیم به روش آمبرژه:

سیستم طبقه بندی آمبرژه بر اساس رابطه شماره (19) دارای سه پارامتر مهم اقلیمی بارش ، دمای حداکثر متوسط و دمای حداقل متوسط بر حسب کلوین می­باشد. بر اساس این روش مشخص
می شود که حوضه ده­بالا دارای آب و هوای نیمه خشک سرد می­باشد.

جدول نوع اقلیم حوضه ده­بالا- روش آمبرژه

نام ایستگاه

بارندگی سالانه (P)

دمای حداکثر متوسط (M)

دمای حداقل متوسط (m)

ضریب رطوبیت (a)

نوع اقلیم

ده­بالا

350/03

27/5

-5/5

37/2

نیمه خشک سرد

به طور کلی برای تعیین اقلیم منطقه به روش آمبرژه همان طور که از شکل آن معلوم است صفحه اقلیم نمای آمبرژه دارای دو محور مختصات است که محور عمودی آن به مقدار Q2 و محور افقی آن به مقدار m بر حسب درجه سانتی­گراد اختصاص داده شده است و در آن پهنه بندی اقلیمی مشخص گردیده است. سپس مختصات هر منطقه از نظر Q2 و m در هر کدام از پهنه-های این اقلیم نما واقع می­گردد، و اقلیم آن منطقه به همان اسمی است که روی آن پهنه نوشته شده است.

خاک های محدوده مورد مطالعه:

خاک هر منطقه نتیجه وضعیت توپوگرافی، جنس سنگ ها، آب و هوا و عوامل فرسایشی
می باشد. قسمت اعظم اراضی محدوده مورد مطالعه را کوه های آهکی و گرانیتی تشکیل می دهد. ارتفاع زیاد منطقه که بیش از 4000- 2000 متر از سطح دریا متغیر می باشد موجب شده تا ریزش های جوی در مقایسه با نواحی کم ارتفاع مجاور نه تنها بیشتر شده باشد بلکه عمدتاً به صورت برف نزول نماید. این نزولات جوی به همراه یخبندان های پیاپی در ماه های سرد سال از جمله عوامل فرسایشی هستند که نقش مهمی در تشکیل خاک این منطقه دارند. به عوامل فوق باید عامل شیب تند منطقه را نیزافزود. چرا که شیب زیاد به عنوان مهم ترین عامل انتقال خاک از مناطق مرتفع به مناطق پست، در مواقع جاری شدن رودها و سیلاب ها اهمیت دو چندان می یابد. به طوریکه امروزه عمق خاک هیچ یک از نقاط محدوده مورد مطالعه به بیش از 50 سانتی متر نمی رسد.

به طور کلی در این منطقه سه نوع اراضی عمده مشاهده می شود. که عبارتند از کوه ها،واریزه ها و آبرفت های رودخانه ای

الف) کوه ها:

کوه ها عمدتاً اراضی واقع در ارتفاع 2700 تا 4000 متر را در بر می گیرد و دارای لایه نازکی از خاک ناشی از عمل هوازدگی می باشد. این پوشش خاکی به صورت لیتوسل می باشد. البته این نوع خاک تا حداکثر ارتفاع 3200 متر مشاهده می گرددکه ضخامت این لایه خاک با توجه به شیب و ارتفاع از سطح دریا متغیر است. به طوری که در ارتفاع بالاتر از 3200 متر، پوشش خاکی لازم برای رویش گیاهان مشاهده نمی شود. میزان سنگریزه موجود در خا ک های فوق ارتباط مستقیم با شیب و ارتفاع از سطح دریا دارد. به گوه ای که به موازات افزایش ارتفاع بر میزان سنگریزه ها افزوده
می شود. بنابراین از ارتفاع 3200 متر به بالا اراضی دارای رخنمونی لخت ،عریان و سنگی می باشد.

ب) واریزه های بادبزنی شکل سنگریزه دار:

این نوع اراضی که محدوده کم وسعتی از کل منطقه را شامل می گردد حاصل عمل فرسایش مکانیکی و ریزش قطعات خرد شده سنگ های ارتفاعات بالا دست در طول هزاران سال می باشند.

این اراضی از واریزه های بادبزنی سنگریزه دار نشکیل شده اند که دارای پستی و بلندی و بریدگی های کم عمق و سطحی می باشد. خاک های کم عمق تا نیمه عمیق با بافت متوسط تا سنگین که اکثراً با مواد آهکی همراه می باشد عمده ترین محدودیت این اراضی می باشد. عوامل محدود کننده دیگر در این اراضی فرسایش آبی، پستی و بلندی و خاک کم ضخامت است که دارای سنگریزه زیاد در سطح و مخلوط با خاک هستند.


ج) آبرفت های رودخانه ای:

خاک همه دره های سرسبز منطقه را آبرفت های رودخانه ای در بر می گیرد. حمل ذرات معلق در آب تسط جریان های فصلی و ته نشین شدن آبرفت ها در طول مسیر و در دو طرف بستر رودخانه در طی صدها سال موجب تشکیل این نوع آبرفت ها شده است که امروزه خاک حاصلخیز منطقه را تشکیل می دهد. بنابراین اکثر باغات و زمین های کشاورزی منطقه بر روی این خاک
ایجاد شده است. این نوع از خاک ها در اثر کشت و کار می توانند به خاک های تکامل یافته تر تبدیل شوند.

وضعیت پوشش گیاهی منطقه:

هر نوع پوشش گیاهی کم و بیش ذرات خاک را از برخورد مستقیم قطرات باران محفوظ
می دارد. و این امر خود به پایداری بافت خاک کمک شایانی می کند . باتوجه به تجارب بدست آمده از استان یزد در ارتباط با پوشش گیاهی ، خصوصاً در این حوضه دو عامل سنگ شناسی و ارتفاع تأثیر زیادی در تغییر تیپ ها و درصد پوشش گیاهی دارند. هر چند این حوضه از نظر دریافت نزولات جوی نسبت به سایر مناطق استان وضعیت مطلوب تری داردو انتظار می رود پوشش گیاهی متراکم تری داشته باشد ولی به دلیل گسترش توده های سنگی و عمق کم خاک و نبودن آن درشیبهای تند مناطق کوهستانی تراکم پوشش ،به جز در نواحی محدودی قابل ملاحظه
نمی باشد.وبه طور کلی پوشش گیاهی موجود در حوضه مورد مطالعه رامی توان به دو دسته پوشش گیاهی مرتعی و پوشش گیاهی درختی و درختچه ای تقسیم بندی کرد.

پوشش گیاهی مرتعی:

در منطقه مورد مطالعه چند نوع تیپ گیاهی که شامل گونه های گیاهی مرتعی بوده و عمدتاً بوته ای و چند ساله هستند تشخیص داده شده است. که در اینجا به شرح مفصل هریک از تیپ های گیاهی منطقه می پردازیم.

- تیپ گیاهی درمنه کوهی:

درمنه کوهی تیپ غالب منطقه مورد مطالعه می باشد.که در مناطق کوهستانی حوضه و تشکیلات سنگ های سخت آهکی و تا حدودی گرانیتی وهمچنین در ارتفاع 2200تا 2700 متری از سطح دریا و شیب 12 تا 40 درصد قرار دارد. حداقل درصد پوشش 9% و حداکثر 23% و در مجموع متوسط پوشش گیاهی تیپ فوق 16% می باشد. وضعیت این تیپ فقیر و گرایش آن منفی است. رشد گیاهان خوشخوراک بسیار ناچیز و ضعیف بوده و به علت قرار گرفتن بر روی اراضی سنگلاخی و شیب دار فرسایش خاک مشهود است. نقاط عاری از پوشش گیاهی و وجود قطعه سنگ هایی در سطح خاک حاکی از شست و شوی خاک در این تیپ می باشد. همچنین اثر رفت و آمد دام دراین مرتع به شکل میکرو تراس قابل توجه بوده است. لذا با توجه به عوامل فوق این تیپ گیاهی دارای وضعیت فقیر با گرایش منفی (سیر قهقرایی) می باشد.

- تیپ درمنه کوهی- بادام کوهی:

از نظر ژئومورفولوژی این تیپ در اراضی کوهستانی بر روی سنگ های آهکی و خاک های کم عمق تا نیمه عمیق و هم چنین محدوده ارتفاعی 2200تا 2700 متری از سطح دریا و شیب 12 تا40 درصد واقع شده است که دارای متوسط پوشش گیاهی15% می باشد. گیاه غالب این تیپ درمنه کوهی است که فاقد ارزش مرتعی و غیرخوشخوراک می باشد. ولی گیاه غالب دوم دارای ارزش مرتعی متوسط است و سرشاخه ها و بخش های گل و میوه آن مورد تعلیف قرار می گیرد.

وضعیت این تیپ فقیر با گرایش ثابت می باشد. ترکیب پوشش گیاهی دراین تیپ نسبتاً مناسب و تکثیرگیاهان مرغوب به چشم می خورد. چرای مفرط در این تیپ دیده نمی شود و همچنین به خاطر درصد پوشش نسبتاً خوب آثار فرسایش آبی کمی مشاهده می گردد. به همین دلایل وضعیت مرتع فقیر و با گرایش ثابت برآورد گردیده لست.


- تیپ درمنه کوهی- شکر تیغال :

این تیپ گیاهی در مناطق کوهستانی با تشکیلات سنگ های سخت آهکی بر روی خاک های کم عمق در محدوده ارتفاعی 2200تا 2400 متری از سطح دریا و شیب 12- 5 درصد قرار
گرفته است. متوسط پوشش گیاهی آن 23درصد می باشد بنابراین یکی از بهترین مراتع حوضه از نظر درصد پوشش به حساب می آید. گیاهان غالب این تیپ ، هر دو فاقد ارزش علوفه ای هستند ولی از نظر آبخیزداری حائز اهمیت می باشد. پس حفظ و نگهداری آن مناسب بوده و باید از ورود بی رویه دام به آن جلوگیری کرد. ترکیب پوشش گیاهی نسبتاً یکسان گونه های غیر خوشخوراک و تکثیر کم گیاهان مرغوب و هم چنین وقوع فرسلیش سطحی آب بر روی خاک های این تیپ وضعیت فقیر با گرایش منفی را بوجود آورده است. این تیپ گیاهی بیشتر در حوالی روستای باغستان
مشاهده می شود.

- تیپ جارو- درمنه:

این تیپ در واریزه های بادبزنی شکل سنگریزه دار در خاک کم عمق تا نیمه عمیق با بافت متوسط قرار گرفته است. و محدوده ارتفاعی آن از 2200 تا 2500 متر و شیب آن از15- 5 درصد متفاوت است. تیپ جارو- درمنه به دلیل چرای بی رویه و زود رس دامهای منطقه از مراتع اطراف خود به وجود آمده است. و متأ سفانه سیر قهقرایی آن به گونه ای است که به صورت یک مرتع کاملاً تخریب یافته و غیر قابل برگشت در آمده است. بنابراین با توجه به موارد مذکور وضعیت این تیپ فقیر و با گرایش منفی می باشد.

- تیپ گیاهی گلاه میر حسن- چوبک:

این تیپ در اراضی کوهستانی با تشکیلات سنگ های سخت آهکی بر روی ارتفاعات 2800 متر به بالا و شیب متوسط 20تا12 درصد مشاهده می شود. به علت پوشش گیاهی نسبتاً مناسب و تکثیر اندک گونه های مرغوب و عدم چرای مفرط به علت صعب العبور بودن و ارتفاع بالای منطقه و هم چنین وضعیت ظاهری خاک علی رغم وقوع فرسایش سطحی گرایش این تیپ در شرایط کنونی ثابت به نظر می رسد. ولی مسلماً در اثر فشار چرای بیش ازحد ظرفیت روندی منفی را خواهد داشت. مجموع عوامل فوق ارزیابی وضعیت این تیپ را فقیر و با گرایش ثابت نشان می دهد.

تیپ گون- وارس:

این تیپ در اراضی کوهستانی با تشکیلات سنگ های سخت آهکی و شیب متوسط قرار
گرفته است. و گسترش آن در حد ارتفاعی 2800 تا2400 مترو شیب های 40تا 20 درصد متفاوت است. متوسط پوشش گیاهی این تیپ 17% بوده و از نظر مرتعی با ارزش می باشند. وجود سنگ و قلوه سنگ در اراضی این تیپ، آثار حرکت بیش از حد دام بخصوص در نقاط شیبدار و تکثیر گونه های نامرغوب و سمی مانند سمیسک وضیعیت این تیپ را فقیر و با گرایش منفی نشان می دهد.

درمنه کوهی- جاشیر:

این تیپ در اراضی کوهستانی در حدود ارتفاعی 2800 تا2400 متر وشیب متوط 15-5 بر روی خاک های نسبتا عمیق قرار گرفته است. متوسط پوشش گیاهی آن 17% می باشد . در این تیپ گونه درمنه کوهی فاقد ارزش مرتعی و گونه جاشیر دارای ارزش مرتعی بالایی می باشد.

کاهش چشمگیر گونه های خوشخوراک و ظهور گونه های غیر خوشخوراک در اثر چرای مفرط و وجود آبراهه های نسبتاً عمیق با دیواره تند و فاقد پوشش گیاهی از جمله علائم قهقرا در این تیپ می باشد که نتیجه آن وضعیت فقیر با گرایش منفی برآورد می گردد. این تیپ گیاهی در حوالی روستای شیخ علیشاه دیده می شود.

- تیپ درمنه کوهی- چوبک:

این تیپ دراراضی کوهستانی پرشیب (40تا 12 ) و در محدوده ارتفاعی 2800تا2400 متر گسترش دارد. متوسط درصد پوشش گیاهی در تیپ مذکور16% بوده که دارای تراکم نسبتاً خوبی است .ولی از نظر مرتعی ارزش چندانی ندارد. وضعیت این تیپ به دلیل تکثیر کم گونه های مرغوب و سطح پایین تولید علوفه نسبت به تولید پتانسیل فقیر و از آنجایی که در معرض فرسایش بادی نبوده و آثار فرسایش آبی نیزکمتر مشاهده می شود از نظر گرایش تابث تشخیص داده شده است. (مهندسین مشاور عمران کویر)


- تیپ جارو- درمنه:

این تیپ در واریزه های بادبزنی شکل سنگریزه داربا بافت کم عمق تا نیمه عمیق
قرارگرفته است. محدوده ارتفاعی آن از 2500تا2200 متر و شیب آن از 15تا5 درصد متفاوت است. تیپ جارو- درمنه به دلیل چرای بی رویه و زودرس دام های منطقه از مراتع اطراف خود بوجودآمده است و متأسفانه سیر فهقرایی آن به گونه ایست که به صورت یک مرتع کاملاً تخریب یافته و غیر قابل برگشت در آمده است. بنابراین وضعیت فقیر این تیپ و گرایش منفی آن حاکی از چرای
بی رویه دام، ترکیب پوشش گیاهی نامرغوب مرتعی در این تیپ و همچنین عدم مدیریت صحیح دراراضی این تیپ می باشد.


فصل چهارم

هیدرولوژی

ژئومورفولوژی

سیل خیزی


فیزیوگرافی حوضه مورد مطالعه

مقدمه:

برای هر محقق دانش ژئومورفولوژی شناسایی اشکال ظاهری ناهمواری­ها و تشخیص آنها در مرحله نخست قرار دارد. در مرحله بعدی به توصیف دقیق این پدیده­ها از نظر شکل ظاهری، جنس سنگ، شیب زمین و منشا ایجاد آن­ها می­پردازد و نحوه پراکندگی و استقرار آن­ها را از نظر جغرافیایی در قالب واحدهای ژئومورفولوژی بررسی می­کند.

پس از فایلات،نتیجه­گیری کرده و برای درک و استفاده بهتر انسان از محیط خود، طرح­ها و رهنمودهایی را برای فعالیت­های مختلف ارائه می­دهد.

از آنجایی که فیزیوگرافی حوضه می­تواند به­طور مستقیم به رژیم هیدرولوژیک آب­ها و ازجمله میزان تولید آبی سالانه، حجم سیلاب­ها، شدت فرسایش خاک و میزان رسوب تولیدی اثر گذاشته و یا ضمن تاثیر غیرمستقیم بر آب و وهوا و وضعیت اکولوژی و پوشش گیاهی به میزان زیادی رژیم آبی حوضه آبخیز را تحت تاثیر قرار دهد. در این فایل سعی شده است آن دسته از خصوصیات فیزیوگرافی حوضه آبخیز ده­بالا که از اهمیت بالایی در مطالعات هیدرولوژی و ژئومورفولوژی برخوردارند مورد بررسی قرار گیرند، که مهم­ترین آنها عبارتند از:

ـ سطح و پیرامون حوضه:

برای انجام محاسبات مربوط به بررسی فیزیوگرافی حوضه، دو عامل مساحت و پیرامون بسیار مورد استفاده می­باشد که هر دو آن­ها از طریق اندازه­گیری­های معمول چه به صورت دستی و چه با استفاده از ابزارهای مربوطه از جمله (پلانی متر و کرویمتراز روی نقشه­های توپوگرافی به­دست
می­آید. به هر حال سطح و پیرامون حوضه نشان دهنده گستردگی حوضه می­باشد. و هرچه وسعت آن بیشتر باشد میزان دریافت بارندگی و در نتیجه آب خروجی از حوضه بیشتر خواهد بود.بنابراین مساحت حوضه ده­بالاکه ازطریق اتصال خط­الراس­هابرروی نقشه توپوگرافی با مقیاس مشخص گردیده است برابر با 65 کیلومترمربع اندازه­گیری شده است که بر طبق تقسیم­بندی حوضه­ها، حوضه ده­بالا در ردیف حوضه­های کوچک قرار دارد.

جدول ویژگی­های فیزیوگرافی حوضه مورد مطالعه

نام حوضه

مساحت حوضه به کیلومترمربع

محیط حوضه به کیلومتر

طول آبراهه اصلی

شیب حوضه در صد

ارتفاع ماکزیمم

ارتفاع مینیمم

اختلاف ارتفاع

ده­بالا

65

35/5

15/55

22/3

4000

2200

18m

ـ تراکم شبکه آبراهه­ها (تراکم زهکشی):

شکل آبراهه­ای به مجموعه آبراهه­هایی اطلاق می­شود که عمل جمع­آوری و تخلیه آب­های حاصل از بارندگی (رواناب) را در سطح حوضه، زیر حوضه و یا واحد هیدرولوژیک انجام می­دهند. نحوه اتصال انشعابات در شبکه آبراهه­ای متفاوت و بررسی نحوه ارتباطات این انشعابات در شبکه آبراهه­ای نیز متفاوت بوده که بررسی ارتباط این انشعابات را نظام رودخانه­ای می­نامند. انشعابات رودخانه­ای تعیین چگونگی و یا درجه انشعاب رودخانه در یک حوضه آبخیز است.تشخیص طرح شبکه آبراهه ای به شناخت بهتر ویژگی های حوضه آبخیز کمک می کند.

به عنوان مثال شبکه آبراهه­های راست گوشه معرف عدم یکنواختی سنگ مادرمی باشد.به منظور بررسی شبکه رودخانه­ای ابتداآبراهه­ها از روی نقشه توپوگرافی منطقه با مقیاس استخراج کرده و سپس شکل آبراهه­ای حاصل را با انواع شبکه هیدروگرافی مقایسه نموده که باتوجه به شبکه آبراهه­ای حوضه مورد مطالعه و مقایسه آن باانواع شبکه هیدروگرافی می­توان نوع آن را درختی یا شاخه­ای یا دندریتی تعیین نمود.

برای محاسبه تراکم شبکه آبراهه­ای حوضه مورد مطالعه بایست آبراهه­های موجود در حوضه آبخیز را رتبه­بندی و سپس شمارش نمود. در مرحله بعد اگر مجموع طول همه رودخانه­ها و
آبراهه­های حوضه اندازه­گیری و بر مساحت حوضه تقسیم شود، عدد به­دست آمده که معمولا بر حسب کیلومتر در هر کیلومترمربع توصیف می­شود. تراکم شبکه رودخانه­های حوضه
نامیده می­شود.بنابراین طبق رابطه شماره(6) در فصل دوم که محاسبات آن در زیر آمده است

مجموع طول شبکه آبراهه­های حوضه آبخیز رودخانه ده­بالا برابر با 161/3 کیلومتر است.و با توجه به اینکه مساحت حوضه ده­بالا برابر با 65 کیلومترمربع می­باشد،تراکم شبکه آبراهه­های حوضه مطالعاتی برابربا 2/5 کیلومتربدست می آید.که بر اساس آن یعنی در هر کیلومترمربع از سطح حوضه 2/5 کیلومتر شبکه آبراهه­ای وجود دارد.به طور کلی عدد به­دست آمده برای حوضه ده­بالا نشان دهنده این است که حوضه مورد نظر از لحاظ نفوذپذیری و پوشش گیاهی از شرایط مناسبی برخوردار نیست و کمابیش تحت تاثیر فرسایش قرار دارد.

رده­بندی رودخانه:

به­طور کلی رده­بندی رودخانه­ها نحوه اتصال رودخانه را در شبکه آبراهه­ها از سرمنشاء تا نقطه خروجی حوضه نشان می­دهد. رتبه بندی شبکه آبراهه ای یک رودخانه بر اساس منظم کردن سیستماتیک آبراهه ها عملی است بسیار ساده، به­طوری که برای این کار هریک از آبراهه­های انتهایی را که بر روی یک نقشه توپوگرافی مشخص می­شود و دیگر آبراهه­ای از آن جدا نمی­شودآبراهه­های رتبه یک می­نامند.

هردو آبراهه رتبه یک که به هم می­پیوندند آبراهه­های رتبه دو نامیده می­نامند و از پیوند دو آبراهه رتبه دو آبراهه­های رتبه سه ایجاد شده و به همین ترتیب ادامه پیدا می کند تاآخرین رتبه که هرچه رتبه آبراهه ها بیشترشود از تعدادآن هاکاسته میشود، بنابراین آخرین رتبه فقط مشمول یک آبراهه می­گردد که در حقیقت می-تواند قسمتی از آبراهه اصلی و یا آبراهه انتهایی نامیده­شود.

نسبت انشعاب:

برای مشخص کردن تاثیر انشعابات شبکه رودخانه بر هیدروگراف سیل، از نمایه نسبت انشعاب (Bilurcation ratio) استفاده می­شود. نسبت انشعاب در حوضه­های معمولی بین 3-5 است.و هرچه این نسبت کوچک­تر باشد نشان دهنده این است که منحنی تغییرات دبی­سیل به زمان (هیدروگراف سیل در مقایسه باحوضه­های دیگر دارای نقطه اوج تیزتر خواهد بود و بنابراین
سیلاب­ها و تخلیه خطرناک­تر خواهد بود. و هرچه این نسبت بیشتر باشد توان سیل­خیزی سیستم کمتر است. نقشه شبکه آبراهه­های حوضه از نقشه رقومی سازمان نقشه­برداری کشور استخراج گردیده است. پس از ویرایش شبکه­های آبراهه با استفاده از روش رتبه­بندی استدالر تمامی سرشاخه­های رودخانه­های ده­بالا رتبه­بندی گردید. بر این اساس شاخه­هایی با رتبه 1,2,3,4,5
در حوضه ده­بالا شناسایی گردید و طولانی­ترین آبراهه شامل رودخانه ده­بالا است.نسبت انشعاب حوضه مورد مطالعه بر اساس رابطه شماره(7) در فصل دوم به صورت زیر می­باشد:

جدول رتبه­بندی و تعداد انشعابات در حوضه ده­بالا

ردیف

رتبه بندی

طول به کیلومتر

تعداد آبراهه

تراکم آبراهه

1

1

103

134

2

2

2

31/55

30

0/35

3

3

16/7

10

0/1

4

4

5/7

2

0/02

5

5

4/4

1

0/01

6

جمع

161/3

177

2/48

7

تهیه کننده: فایلگر

بنابراین تراکم آبراهه­ای درحوضه ده­بالا 2/5 و نسبت انشعاب آبراهه­ای آن 3/61 است.

شکل حوضه:

شکل حوضه­های آبخیر متاثر از توپوگرافی حوضه است. تاثیر شکل حوضه بر رواناب سطحی و هیدروگراف سیل خروجی از حوضه محرز است.به طور کلی حوضه­ها از نظر شکل بسیار متنوعند ولی می­توان آن هارادر سه گروه عمده:حوضه­های کشیده، پهن و بادبزنی طبقه­بندی کرد. که هرکدام از آنها اثرات خود را بر ویژگی رفتار آب می­گذارندو همجنین بر میزان دبی نیز مؤثر می باشد.به طوری که دبی حداکثر سیلاب­ها با مساوی بودن سایر شرایط فیزیکی در حوضه­های گرد بیشتر از حوضه­های کشیده است.زیرا زمان تمرکز در حوضه­های گرد کوتاه­تر بوده و عکس­العمل آنها نسبت به رگبارهای سیل­زاشدیدترازحوضه­های کشیده می­باشد.در هیدرولوژی برای مقایسه حوضه از نظر شکل و برای آنکه از وضعیت سیل­خیزی، زمان تمرکز و حداکثر جریان در حوضه آگاهی پیدا کنند از ضرایب شکل حوضه با نمایه­های خاصی استفاده می­شود. که عبارتند از:

ـ ضریب فشردگی (گراویلیوس):

بر اساس رابطه شماره(1)در فصل دوم،ضریب فشردگی حوضه عبارت است از:

اگر حوضه دایره­ای کامل باشد است. در غیر این صورت مقدار این ضریب بزرگتر ازیک خواهد بود که نشان دهنده انحراف شکل آن از دایره است. ضریب گراویلیوس حوضه مورد مطالعه 1/23 می­باشد که بیانگر انحرافی معادل 0/23 نسبت به دایره فرضی هم مساحت خود می­باشد.

ـ ضریب کشیدگی (روش هورتن):

بر اساس رابطه شماره(2)در فصل دوم،ضریب کشیدگی حوضه ده­بالا عبارت است از:

این ضریب نشان دهنده نسبت عرض حوضه به طول حوضه است. و هرچه این ضریب از یک کوچک­تر باشد حوضه کشیده­تر است.

تذکر:

هرچقدر کشیدگی حوضه بیشتر باشد منحنی هیدروگراف سیل خمیدگی بیشتری دارد و هر قدر گرد شدگی حوضه بیشتر باشد هیدروگراف سیل تیزتر و کشیده­تر است.(اصغری مقدم،1387)

ـ ضریب میلر:

میلر بر اساس محاسبات خود ضریب شکل حوضه را بر اساس رابطه شماره(3)در فصل دوم، به صورت زیر ارائه داده است:

- مستطیل معادل:

طول و عرض مستطیل معادل به صورت زیر محاسبه می شود.

- ضریب شکل شیوم:

ضریب شکل شیوم بر اساس رابطه شماره(4)در فصل دوم، به صورت زیر محاسبه می­شود:

هرچقدر مقدار این ضریب از یک کمتر باشد شکل حوضه از دایره­ای دور شده و کشیده­تر
می­شود. و به همان نسبت از میزان احتمال سیلابی و طغیانی بودن حوضه کاسته می­شود.

جدول ضرایب شکل حوضه ده­بالا

ضریب گراویلیوس

(C)

ضریب هورتن

(RF)

ضریب میلر

(RC)

ضریب شیوم

(Re)

مستطیل معادل

محیط و مساحت حوضه

طول به Km

محیط به Km

مساحت به Km2

1.23

0.42

0.64

0.73

12.41

5.1

35.5

65

تهیه کننده: فایلگر

بررسی شیب در حوضه ده­بالا:

شیب حوضه در مطالعات هیدرولوژیکی از دو نظر اهمیت دارد. در وهله اول میزان شیب است که که جزء عوامل فیزیوگرافی می باشد. و دیگری جهت شیب است که در مسائل هیدرولوژیکی رودخانه بسیار مهم و با ارزش است.

الف) میزان شیب حوضه:

همانطور که گفته شد میزان شیب حوضه از عوامل فیزیوگرافی یک حوضه است که برمیزان شدت جریان ها و در نتیجه میزان فرسایش . قدرت آب مؤثر است که در نهایت بر رفتار رودخانه تأثیر می گذارد.میزان شیب ارتباط مستقیمی با جوان بودن تشکیلات زمین شناسی دارد. بطوری که در ارتفاعات جوان، شیب دامنه ها شدید و در نتیجه جریان فایل PowerPoint (اسلاید ها) رودخانه ها تندو مخرب می باشد. در این حوضه ها شدت فرسایش زیاد می باشد درحالیکه در حوضه های بالغ و یا مسن از میزان شیب کاسته شده بنابراین رفتار و شدت آب رودخانه کاهش می یابد.(اصضری مقدم،1387)علاوه بر موارد فوق شیب به عنوان یک عامل بسیار مهم و حساسدر تعیین نوع بهره برداری از زمین نیز مطرح بوده و فاکتور اساسی در انتخاب سرزمین برای انواع سود آوریها نطیر کشاورزی، جنگلداری، مرتع داری،توریسم و حیات وحش تلقی می شود.به نحوی که در تشخیص هر یک از موارد فوق به عنوان عامل تعیین کننده وارد عمل شده نوع بهره برداری از سرزمین را تعیین می کند.

محاسبه شیب متوسط حوضه:

بر اساس رابطه شماره(8)شیب حوضه مورد مطالعه به صورت زیر محاسبه می­شود:

به طور کلی از وژگی های خطوط منحنی میزان بر روی نقشه های توپوگرافی این است که نمایشگر تغیرات شیب نیز می باشدکه در کار نقشه سازی شیب استفاده می شود. خطوط منحنی میزان، تغیرات شیب هر ناحیه که می تواند از صفر تا 90 درجه نوسان داشته باشدرا نشان می دهد.


ارتفاع حوضه:

ارتفاع حوضه یکی از ویژگی­های فیزیوگرافی حوضه است و به طور کلی ارتفاع حوضه نشان نشان دهنده شرایط اقلیمی حاکم بر حوضه می­باشد. حوضه­هایی که از اختلاف ارتفاع قابل توجهی برخوردارند معمولا از شرایط زیر برخوردارند:

- در قسمت­های مرتفع حوضه بارندگی بیشتر از مناطق پست حوضه می­باشد.

- در قسمت­های مرتفع نزولات جوی غالبا به صورت برف است که بارش در ارتفاعات حوضه از اواسط پاییز تا اوایل بهار به صورت برف می­باشد.

- قسمت­های مرتفع حوضه از گرادیان حرارتی بیشتری برخوردار می­باشند.

بررسی شرایط ارتفاعی حوضه آبخیز ده­بالا به دلیل تاثیرگذاری عامل پستی و بلندی در ظهور شرایط محیطی مورد توجه قرار گرفته است.عوامل محیطی نظیر پوشش گیاهی، خاک، آب و هوا و هیدرولوژی به نسبت ارتفاع تغییر کرده و به شدت از آن تبعیت می­نماید. به طوری که در ارتفاعات بالای حوضه (تقریبا تا 3000 متری) اختصاص به مناطق ییلاقی دارد و در ارتفاعات پایین پراکنش باغات و درختان دست کاشت مشاهده می­شود.

تغییر ارتفاع در سطح حوضه آبخیز نشان دهنده تغییرات پستی و بلندی حوضه آبخیز می­باشد که توسط منحنی هیپسومتری و آلتی متری مطالعه می­شود. برای رسم این دو منحنی به اطلاعات مندرج در جدول زیر نیاز داریم:

جدول سطوح ارتفاعی بین منحنی­های میزان در حوضه رودخانه ده­بالا

نقاط ارتفاعی(m)

سطوح بین دو ارتفاع (Km2)

سطوح بالای هر منحنی Km2

متوسط ارتفاع

درصد سطوح

2200-2400

4

65

2300

100

2400-2600

12/50

61

2500

93/ 84

2600-2800

12

48/5

2700

74/ 61

2800-3000

11

36/5

2900

56 / 15

3000-3200

8/6

25/5

3100

39/ 23

3200-3400

7

16/9

3300

26

3400-3600

5/70

9/9

3500

15/ 23

3600-3800

2/2

4/2

3700

6/ 46

3800-4000

2

2

3900

3/ 07

تهیه کننده:فایلگر

منحنی هیپسومتری حوضه:

منحنی هیپسومتری حوضه نموداری است که توزیع ارتفاعات در حوضه را شنان نی­دهد. جهت رسم نمودار هیپسومتری حوضه رودخانه ده­بالا پس از تعیین و رسم مرز حوضه به روی نقشه توپوگرافی مساحتی از حوضه که بین دو خط تراز با اختلاف 200متری واقع شده است را با دستگاه پلانی متر اندازه­گیری کرده و سپس در یک دستگاه مختصات به صورت تجمعی یادداشت گردیده که با توجه به داده­های جدول فوق منحنی هیپسومتری حوضه ترسیم می­شود.

منحنی آلتی متری حوضه:

نمودار آلتی متریک نیزیکی از روش­ها برای نشان دادن توزیع ارتفاعات حوضه می­باشد. برای این کار محور عرض­ها نمایش دهنده ارتفاع و محور طول­ها نمایش دهنده مساحت بین دو ارتفاع می­باشد که به صورت نمودار ستونی نشان داده می­شود. این نمودار بهتر می­تواند مشخص کند که بیشترین سطح حوضه در چه ارتفاعی قرار گرفته است. به طوری کهدر حوضه ده بالا بیشترین سطح حوضه مورد مطالعه در ارتفاع 2400-2600 متر قرار گرفته است و کمترین سطح حوضه بین ارتفاع 3800-4000 متری واقع شده است.

بطورکلی نمودارآلتی متری و نمودار هیپسومتری هر دو کاربردهای مختلفی در مطالعات هیدرولوژیکی حوضه­ها دارد. و به خصوص برای ایجاد عرصه­های آبخیزداری و فعالیت­هایی مبنی بر جلوگیری از رواناب­ها، فرسایش خاک و ... مورد استفاده کاربران قرار می­گیرد.(اصغری مقدم،1387)

محاسبه ارتفاع متوسط حوضه:

بر حسب تعریف، ارتفاع متوسط حوضه رقمی است که 50 درصد مساحت اراضی حوضه،ارتفاعی بالاتر از آن و 50 درصددیگراز مساحت حوضه،ارتفاعی پایین­ترازآن را داشته باشند. تشخیص ارتفاع متوسط حوضه از روی نقشه­های توپوگرافی ساده نخواهد بود مگر اینکه منحنی تغییرات افزایش سطح حوضه را نسبت به ارتفاع، جداگانه روی یک دستگاه محور مختصات رسم نموده و سپس از روی آن ارتفاعی که مربوط به نیمی از مساحت حوضه باشد را مشخص نماییم. طبق رابطه شماره(9)که محاسبه آن در زیرآمده است.

ارتفاع متوسط حوضه ده­بالا 3080 متر می­باشد. که 50 درصد مساحت منطقه کمتر و بیتشر از آن است. بنابراین ارتفاع­های بالاتر از ارتفاع 3080 پستی و بلندی شدیدی دارند در حالی که اراضی پایین­تر از آن دارای شیب نسبتا کمتری هستند.

نمودار آلتی متری حوضه رودخانه ده بالا

مساحت بین خطوط تراز (كیلومتر مربع

ارتفاع متوسط حوضه

پروفیل طولی رودخانه:

نیمرخ طولی رودخانه اصلی می­تواند اطلاعات مفیدی در مورد حوضه­ها مانند تغییرات شیب در طول مسیر رودخانه، سرعت حرکت آب، قدرت فرسایش رودخانه و زمان تمرکز را به دست دهد. منظور از نیمرخ طولی رودخانه رسم منحنی تغییرات طول مسیر رودخانه نسبت به ارتفاع از یک سطح مبنا افقی می­باشد. نیمرخ رودخانه معمولا از سه قسمت سراب،میانی و پایانی تشکیل شده است. پروفیل طولی رودخانه و سرشاخه­های آن­ها می­تواند در برآورد سرعت آب و قدرت تخریبی آن و یا برعکس مناطق رسوب­گذاری کمک نماید. در کل با توجه به نقشه توپوگرافی منطقه و مساحت آن و همچنین ارتفاع نقاطی که محل تلاقی آبراهه با خطوط میزان می­باشند. می­توان پروفیل طولی رودخانه را رسم نمود.

برای رسم نمودار پروفیل رودخانه از اطلاعات جدول زیر که برای رودخانه ده­بالا محاسبه شده استفاده می­نماییم.

جدول اطلاعات مربوط به رودخانه ده­بالا

نقاط ارتفاعی (m)

فاصله رودخانه بین دو منحنی (m)

فاصله از خروجی

2200-2400

5100

5100

2400-2600

3200

8300

2600-2800

1950

10250

2800-3000

1550

11800

3000-3200

850

12650

3200-3400

600

13250

3400-3600

350

13600

3600-3800

950

14550

3800-4000

1000

15550

تهیه کننده: فایلگر

اطلاعات جدول فوق از روی نقشه توپوگرافی حوضه رودخانه که رودخانه اصلی بر روی آن مشخص شده محاسبه می­گردد و بعد از آن برای رسم پروفیل ابتدا بر روی دستگاه مختصات محور Yها را به عنوان نقاط ارتفاعی و بر روی محور Xها فاصله رودخانه از خروجی را مشخص می­کنیم. بعد نقاط مربوط به هم را بر روی دستگاه مشخص کرده و آنها را به هم وصل می­کنیم. بدین صورت پروفیل رودخانه رسم و نمایش داده می­شود.

نمودار پروفیل طولی حوضه رودخانه ده بالا در امتداد آبراهه اصلی

طول آبراهه اصلی و شیب متوسط آن:

آبرزاهه اصلی به رودخانه­ای گفته می­شود که در خط­القعر جریان داشته و رواناب زیر
حوضه­های مختلف به آن می­ریزد. طول آبراهه اصلی یکی از عوامل مهم در تعیین زمان تمرکز حوضه بوده و با استفاده از کرویمتر از روی نقشه­های توپوگرافی به دست می­آید.طول آبراهه اصلی حوضه مورد مطالعه از نقطه سراب تا نقطه تمرکز حوضه (خروجی) 15/55 کیلومتر می­باشد. شیب طولی نیز عامل موثر دیگری در زمان تمرکز حوضه بوده و روی شکل هیدروگراف اثر می­گذارد.

بنابراین طبق رابطه شماره(11) شیب آبراهه اصلی حوضه ده­بالا به صورت زیر محاسبه
می­شود:

به کارگیری شیب آبراهه­ها یا رودخانه در محاسبات مربوط به زمان تمرکز و متعاقب آن دبی لحظه­ای و طغیانی،اهمیت برآورد این عامل را در طراحی ابنیه­ها و تاسیسات و در مجموع برنامه­ریزی و مدیریت حوضه آبخیز نشان می­دهد.

از طرفی تولید رسوب و فرسایش و حمل و نقل آن­ها توسط آب­های جاری که ناشی از انرژی نهفته در آب می­باشد بستگی مستقیم به سرعت آب داشته که تحت تاثیر شیب رودخانه می­باشد. همچنین مناطقی که رودخانه، رسوب خود را بر جای می­گذارد. مکان­هایی هستند که شیب بستر به شدت کاهش یافته و در حقیقت انرژی خود را بر جای جای گذاری رسوبات تخلیه می­کند. محاسبات مربوط به شیب رودخانه ده­بالا در جدول زیر آمده است.

جدول مقادیر شیب در حوضه ده­بالا

شیب

خالص

ناخالص

متوسط وزنی

درصد

6.74

11.57

12.70

تهیه کننده: فایلگر

زمان تمرکز:

زمان تمرکز یکی از مهم­ترین پارامترهای فیزیکی حوضه است. زمان تمرکز یا زمان تجمع هر نقطه از آبراهه اصلی و یا خروجی هر واحد مطالعاتی حوضه آبخیز مدت زمان مورد نیازی است که آب ناشی از ریزش باران و ذوب برف از دورترین منطقه به آن مکان برسد. منظور از دورترین نقطه منطقه نسبت به نقطه تمرکز ممکن است فاصله فیزیکی آن دو نباشد بلکه فاصله هیدرولوژیکی آنها مورد نظر است. بدین ترتیب در صورتی که بارانی با شدت یکنواخت و برای مدتی بسیار طولانی بر سطح حوضه ببارد و شدت بارندگی نیز بیشتر از ظرفیت نفوذ باشد بعد از مدت زمانی که بارندگی شروع شدجریان روانابایجاد می شودوبتدریج باگذشت زمان دبی خروجی حوضه افزایش
می یابدتااینکه به حداکثر خود برسد. و بعداز مدتی تغییری در رواناب ایجاد نمی گردد.بنابراین ازشروع رواناب تازمانی که دبی به حداکثر رسیده و ثابت می شود مدتی طول می کشد که ابن مدت را زمان تمرکز می نامند.

زمان تمرکز در تعیین دبی طغیانی آبراهه­ها و در مجموع رودخانه اصلی، هیدروگراف جریان­های سطحی مطالعات سیل­خیزی، نجات از سیل و برآورد حجم سیل نقش مهمی ایفا می­کند. و در مطالعات هیدرولوژی و فرسایش مورد استفاده مستقیم قرار می­گیرد. زمان تمرکز به وضعیت توپوگرافی و فیزیوگرافی شامل شکل طول آبراهه اصلی، شیب آبراهه، ناهمواری، زبری مسیر و نوع خاک، تراکم و تیپ پوشش گیاهی، مدیریت و نوع بهره­برداری از اراضی و عوامل دیگر بستگی دارد. هرچند که زمان تمرکز شاخصی متغیر است ولی معمولا آن را مقداری ثابت فرض می­کنند.

برای محاسبه زمان تمرکز روابط زیادی که ناشی از روش-های تجربی است پیشنهاد می­شود. که بیشتر آنها بر اساس دو عامل طول ابراهه اصلی و شیب می­باشند که خروجی از آنها عبارتند از:

زمان تمرکز به روش برانسلی ویلیامز:

این رابطه برای حوضه­های کوچک قابل استفاده می­باشد. و بر اساس رابطه شماره(13) به صورت زیر محاسبه می­شود:

زمان تمرکز به روش کرپیچ:

این رابطه برای حوضه­های کم وسعت کاربرد دارد. و بر اساس رابطه شماره(16) به صورت زیر محاسبه می‌شود.

زمان تمرکز به روش کالیفرنیا:

این رابطه برای حوضه­های کوچک بسیار مناسب است . و بر اساس رابطه شماره (14) به صورت زیر محاسبه می­شود.

زمان تمرکز به روش چاو :

این روش بر اساس رابطه شماره(15) به صورت زیر محاسبه می­شود.

ارتباط بین ریزش­های موجود و هرزآب (رواناب)

برای محاسبه رواناب تولید شده از بارش در حوضه­ها بر اساس ارتباط تنگاتنگ بین باران و رواناب از روش s.c.s استفاده شده است.

روش سازمان حفاظت خاک امریکا (s.c.s) بر اساس میزان رواناب سطحی ناشی از بارندگی با در دست داشتن ارتفاع بارندگی و پاره­ای از مجموع خصوصیات خاک، گیاه، فیزیوگرافی و نحوه استفاده از زمین در یک حوضه آبخیز صورت می­پذیرد.

با توجه به رابطه شماره(17) ملاحظه می-گردد که CNتنها پارامتری است که بایستی در روش فوق تعیین گردد تا بتوان میزان رواناب حاصل از بارندگی را مشخص کرد. بنابراین دقت و کیفیت برآورد فوق به میزانCN بستگی دارد. مقدار CN به بررسی و مطالعه دقیق وضعیت سطحی از نظر خاک، پوشش گیاهی، چگونگی استفاده از زمین و میزان رطوبت اولیه خاک بستگی دارد. که با توجه به دستورالعمل روش s.c.s مقدار CN برای حوضه برآورد گردیده است. شرایط انتخاب CN به موارد زیر بستگی دارد:

الف) نوع استفاده از زمین land us مرتع طبیعی یا کشت نشده

ب) وضعیت هیدرولوژیکی Hydrologie-Condition

ج) عملیات زراعی Treatmenor Practices

د) گروه هیدرولوژیکی خاک Hydrologic Soil Group که شامل گروه­های A,B,C,D می­باشد. با در نظر گرفتن کلیه پارامترهای فوق و از طریق میانگین وزنی مقدار CN برای حوضه
ده­بالا 75.15 به دست آمده است.

با استفاده از آمار متوسط ماهانه بارندگی، هرزآب تولید شده حوضه تعیین شده است و ملاحظه می­گرددکه مقدار هرزآب تولید شده با افزایش بارندگی ارتباط مستقیم داشته و حداکثر آن در بهمن ماه برابر 9.50 میلی­مترمی باشد. که نشان دهنده افزایش بارندگی در این ماه است. جدول زیررواناب متوسط ماهانه و سالانه حوضه مورد مطالعه را نشان می­دهد.

جدول رواناب متوسط ماهانه و سالانه حوضه ده­بالا

ماه

مهر

آبان

آذر

دی

بهمن

اسفند

فروردین

اردیبشهت

خرداد

تیر

مرداد

شهریور

سالانه

میزان رواناب (mm)

1.8

1.91

8.6

8.94

9.50

3.17

2.14

1.23

1.10

0.39

0.55

0.51

39.30

مأخذ: معاونت آبخیزداری استان یزد

دبی:

سیر ماهیانه دبی:

سیر ماهیانه دبی در ماه­های مختلف سال تغییر می­کند. این تغییرات ناشی از تغییرات بارندگی در طول سال است. دبی متوسط ماهانه مربوط به رودخانه ده­بالا از آمار 17 ساله هیدرومتری بدست آمده است. با توجه به جدول زیر مشخص می­شود که حداکثر دبی ماهانه در رودخانه ده­بالا به ترتیب مربوط به دبی اردیبهشت با 1.14 متر مکعب بر ثانیه و فروردین ماه با 1.12 متر مکعب بر ثانیه
می­باشد و پایین­ترین آن مربوط به ماه­های مهر، ابان و شهریور می­باشد. که چون بارش بسیار ناچیزی دارد دبی وجود ندارد.




جدول دبی متوسط ماهانه رودخانه ده­بالا (1370-1387) مترمکعب/ثانیه

ماه

دبی

مهر

0

آبان

0

آذر

0.001

دی

0.003

بهمن

0.045

اسفند

0.248

فروردین

1.15

اردیبهشت

1.14

خرداد

0.36

تیر

0.06

مرداد

0.001

شهریور

0.251

ماخذ: سازمان آب منطقه­ای یزد تنظیم : فایلگر

بر اساس جدول فوق نمودار دبی متوسط ماهانه رودخانه ده­بالا ترسیم شده است.

نمودار دبی متوسط ماهانه رودخانه ده‌بالا

شهریور مرداد تیر خرداد اردیبهشت فرودین اسفند بهمن دی آذر آبان مهر

جدول دبی متوسط رودخانه ده­بالا در ایستگاه باغستان با دوره بازگشت مختلف
(متر مکعب در ثانیه)

ردیف

دوره بازگشت(سال) ماه

2

5

10

25

50

100

1

مهر

0

0

0

0

0

0

2

آبان

0

0

0

0

0

0.01

3

آذر

0

0.02

0.06

0.12

0.18

0.24

4

دی

0

0.17

0.40

0.79

1.13

1.51

5

بهمن

0

0.14

0.28

0.50

0.68

0.87

6

اسفند

0.10

0.45

0.77

1.23

1.60

1.99

7

فروردین

0.30

0.73

1.05

1.50

1.84

2.18

8

اردیبهشت

0.48

1.21

1.73

2.41

2.92

3.43

9

خرداد

0

0.08

0.15

0.25

0.34

0.43

10

تیر

0

0

0

0

0

0

11

مرداد

0

0

0

0

0

0

12

شهریور

0

0

0

0

0

0

بر اساس جدول فوق نمودار دبی متوسط ماهیانه رودخانه ده بالا در دوره ه برگشت های محاسبه شده ترسیم گردیده است.


نمودار دبی متوسط ماهانه رودخانه ده‌بالا در دوره بازگشت 5 الی 100 ساله

شهریور مرداد تیر خرداد اردیبهشت فرودین اسفند بهمن دی آذر آبان مهر


دبی حداکثر و حداقل:

روند تغییرات حداکثر و حداقل دبی حوضه مورد مطالعه در جدول زیر آمده است. با توجه به جدول زیر مشخص می­گردد که حداکثر دبی ماهیانه مبروط به ماه فروردین با 3.25 متر مکعب در ثانیه و پایین­ترین آن مربوط به ماه­های فصل تابستان می­باشد و میانگین حداکثر دبی سالیانه حوضه 0.553 متر مکعب بر ثانیه می­باشد.

جدول دبی حداکثر و حداقل ماهانه حوضه رودخانه ده­بالا (به متر مکعب در ثانیه)

دبی ماه

مهر

آبان

آذر

دی

بهمن

اسفند

فروردین

اردیبشهت

خرداد

تیر

مرداد

شهریور

سالانه

دبی حداکثر

0

0

0

0

0

1

3.25

2.5

2.52

0

0

01

0.553

دبی حداقل

0

0

0

0

0

0

0

0

0

0

0

0

0



دبی فصلی:

با استفاده از دبی متوسط ماهانه، مقادیر دبی فصلی را در ایستگاه باغستان ده­بالا محاسبه گردیده که به صورت جدول و نمودار در زیرارائه شده است. همانگونه که از جدول و نمودار زیر مشخص است میزان حداقل دبی حوضه ده­بالا مربوط به فصل پاییز،نزدیک به صفر بوده و حداکثر دبی حوضه به فصل بهاراختصاص دارد.

جدول تغییرات فصلی دبی رودخانه ده­بالا درایستگاه باغستان

فصل

پاییز

زمستان

بهار

پاییز

سالانه

دبی متوسط

0.001

0.2

2.4

0.1

0.27

نمودار تغیرات دبی فصلی رودخانه ده بالا

دبی سالانه:

با توجه به جدول دبی متوسط سالانه رودخانه ده­بالا که در زیر آمده مشخص می­شودکه بالاترین دبی مربوط به سال 73-74 با 0.55 متر مکعب در ثانیه و پایین­ترین آن مربوط به سال 86-87 است که معادل صفر می­باشد.

جدول دبی متوسط سالانه رودخانه ده­بالا به متر مکعب در ثانیه (1370-87)

حجم (میلیون متر مکعب)

دبی سالانه

سال

11.2

0.35

1370-71

13.08

0.415

71-72

0.31

0.01

72-73

17.2

0.54

73-74

14.8

0.47

74-75

1.2

0.04

75-76

8.5

0.27

76-77

17.44

0.55

77-78

0

0

78-79

0.15

0.005

79-80

12.17

0.38

80-81

6.44

0.20

81-82

10.5

0.33

82-83

6.28

0.19

83-84

1.42

0.04

84-85

13.55

0.42

85-86

0

0

86-87

ماخذ: سازمان آب منطقه­ای استان یزد

تنظیم: فایلگر


نمودار تغییرات دبی سالیانه رودخانه ده‌بالا در محل ایستگاه باغستان (87-1370)


رسم هیدروگراف سیل حوضه:

هیدروگراف عبارت است از نموداری که رابطه بین دبی سطح ایستابی، سرعت و خصوصیات دیگر رودخانه را بر حسب زمان نشان می­دهد.

با توجه به اهمیتی که هیدروگراف سیل و شکل آن در تعیین روند سیل و ابعاد شازه­ای کنترل سیلاب دارا می­باشد نمودار هیدروگراف سیل را برای حوضه رسم می­کنیم.

برای رسم این هیدرورگراف به اطلاعات حجم بارش در برهه­های زمانی خاص نیاز داریم که این اطلاعات را جمع­آوری و پردازش کرده و سپس اطلاعات پردازش شده را بر روی محور مختصاتی که ستون افقی آن زمان و ستون عمودی آن را حجم رواناب مشخص می­کند تعیین
می­کنیم.(اصغری مقدم1387)

به عنوان نمونه بر اساس آمار و اطلاعات موجود که از سازمان آب منطقه­ای یزد گرفته
شده است رودخانه ده­بالا در سال 86 دارای یک سیلاب عمده در تاریخ 86/1/7الی 9/1/86باحداکثر دبی لحظه­ای 24.9 متر مکعب در ثانیه و تداوم 64 ساعت و دارای حجمی در حدود 1.566 متر مکعب بوده است.که می­توان هیدروگراف سیلاب را در تاریخ مذکور برای حوضه رسم کنیم.

با توجه به هیدروگراف سیل حوضه مشخص می­شود که سیل از ساعت 12 ظهر، مورخ/71/86شروع شده و در ساعت 4 صبح، مورخ 86/1/8با حداکثر دبی 24.9 متر مکعب در ثانیه به اوج خود رسیده و در نهایت در ساعت 24 روز بعد به پایان رسیده است.

وضعیت منابع آب (سطحی و زیرزمینی):

رودخانه ده­بالا از نظر هیدرولوژی جز زیرحوضه­های رودخانه فخرآباد واقع در منطقه میانکوه می­باشد که از اتصال شاخه­هایی به نام­های جان برازجان، مزرعه آمحسین، بنادک سادات، آشنایی و طزرجان به وجود می­آید که این شاخه­ها از ارتفاعات مرتفع رشته­کوه­های شیرکوه سرچشمه­می­گیرند. مزرعه آمحسین از ارتفاع 4000متر در دامنه­های شیرکوه سرچشمه­می­گیرد و پس از طی مسافت حدود 7.5 کیلومتر در محل روستای قرق به رودخانه جان برازجان متصل می شودو پس از طی مسافتی حدود 13 کیلومتر در محل روستای آشنایی شاخه آشنایی به آن اضافه می­شود.

این رودخانه ادامه یافته و پس از طی مسافتی حدود 19 کیلومتر در محل مزرعه آقا و شاخه ظزرجان به آن می­پیوندند و پس از پیمودن مسافت حدود 25 کیلومتر شاخه بنادک سادات به آن اتصال می­یابد. جهت جریان این شاخه عمدتا از جنوب غربی به شمال شرقی می­باشد، جهت جریان رودخانه اصلی از جنوب به شمال می­باشد. قسمت عمده جریان رودخانه از شاخه جان برازجان و مزرعه آمحسین تامین می­گردد (بقایی نیا،1387

ارتفاعات شیرکوه به دلیل برفگیر بودن و بارندگی قابل توجه و وجود درزها و شکاف­های موجود در آهک­ها و گرانیت­ها و مهم­تر از همه در اثر فرسایش گرانیت­ها و سنگ­های آهکی باعث ایجاد سفره سطحی غنی از آب­های زیرزمینی گردیده که محیطی مناسب جهت فعالیت­های کشاورزی ساکنان منطقه را فراهم نموده است. بدین لحاظ در زمان قدیم چشمه­های متعددی در منطقه وجود داشته و حفر قنوات کوچک و بزرگ به تعداد زیاد دلیل گسترش روستاهای میانکوه گردیده است. منابع آب منطقه از لحاظ تعداد قابل توجه بوده و دارای اختصاصاتی به شرح زیر می­باشد:

1. طول قنوات از 20m تا حدود 3Km متغیر است و تراکم آنها گاهی به 4 قنات در کیلومترمربع می­رسد.

1. آبدهی آنها در فصول مختلف سال بسیار متفاوت بوده و کلا از قنوات هوابین می­باشد.

2. در محل کنتاکت آهک و گرانیت چشمه­های متعددی وجود داشته است که با کاهش میزان بارندگی در سالهای اخیر از مقدار آبدهی آنها کاسته شده و به تدریج به قنوات و چشمه قنوات کوچک تبدیل شده­اند حتی بعضی از این چشمه قنوات بدون میله چاه می­باشد و فقط چند متری پیشکار دارند.

3. آبرفت موجود در دره­ها دارای تکه سنگ­های خیلی بزرگ هستند که باعث ایجاد مشکلات فراوان در حفر قنوات گردیده که گاهی ادامه حفر قنوات و برخورد به این سنگ­ها مانع ادامه حفر در همان عمق گردیده و به ناچار دنباله قنات در عمق کمتری صورت گرفته و یک حالت پله مانند در گالری قنات دیده می­شود.

4. آبرفت دانه درشت منطقه ضریب انتقال آب را زیاد نموده و با پایان ذوب برف­ها به سرعت آبدهی قنوات کم می­گردد.

5. شیب زیاد منطقه باعث ایجاد مشکلات فراوان در حفر چاه عمومی و تامین آب آشامیدنی اهالی گردیده است و همچنین این مسئله دلیلی برای حفر چاه­های کم عمق و دستی، خانگی جهت شرب و بهداشت شده که بعضی از این چاه-ها به طور غیر مجهز به الکتروموتور جهت آبیاری منزل می­باشد و تاثیر قابل توجهی در آبدهی قنوات دارند.

6. بعضی از قنوات در مجاورت مسیل­ها و رودخانه­هایی که آب­های بهاره را انتقال می­دهند حفر گردیده که با خشک شدن رودخانه­ها به سرعت از آبدهی آنها کاسته شده و بعضی از آنها خشک می­گردند.

در منطقه میانکوه رودخانه­های دائمی وجود ندارد. رودخانه­هائی که معمولا در محل وجود داشته تماما از رژیم آبی فصلی، برخوردار بوده که میزان نزولات جوی عامل تعیین کننده در مقدار و مدت زمان جریان آب در آنها می­باشد. بعضا نیز بر اثر یک بارش کوتاه مدت و شدید دارای جریان آب سیلابی شده و بعد از مدتی فروکش کرده و خشک می­شوند. از مهم­ترین رودهای موقتی می­توان به نمونه­های زیر اشاره نمود:

1. رودخانه فخرآباد

2. رودخانه ده­بالا (شاخه آشنائی- شاخه جان برازجان- شاخه مزرعه آمحسن ده­بالا)

3. رودخانه منشاد

4. رودخانه روباز

5. رودخانه دون گائون

6.رودخانه تنگ لابید

که تماما به رودخانه اصلی که به دشت ابراهیم آباد منتهی می­شود و فقط برای تخلیه سیلاب­ها و آب­های جاری ناشی از بارش­های ارتفاعی اتفاقی است می­ریزند.

مجددا اشاره می­شود که این رودخانه­ها به صورت مسیل­های سیلابی که کف آنها پوشیده از مواد سنگلاخی و ماسه و ریگ زیاد است، مشاهده می­شود. قبل از بحث موارد فوق لازم است علل پیدایش و جریان یافتن سیلاب­ها در منطقه مورد بررسی قرار گیرد.

پدیده سیلاب یک واقعیت تجربه شده در سطح منطقه می­باشد. از ویژگی­های مناطق خشک و نیمه خشک ایران به ویژه بخش های مرکزی و جنوبی بارندگی نامنظم و به صورت رگبار،بویژه رگبارهای اواخر زمستان و اولیل بهاربوده که باعث تسهیل و تسریع در امر ذوب شدن برف و یخ در ارتفاعات شده و قادر است حجم وسیعی از آب جاری شده از دامنه­ها رابه سمت نقاط پست جاری نماید، این جریان­ها از طریق مسیل­ها و شیارهای متعدد و ممتد در جهت شیب حوضه به سمت نقاط پست جاری می­شود که شرایط و ویژگی­های منطقه مورد مطالعه را جهت جاری شدن سیلاب بدین ترتیب به شرح زیر می­توان نام برد:

1. ویژگی توپوگرافی حوضه: مجاورت دشت ابراهیم آباد در مقابل ارتفاعات شیرکوه که تحت تاثیر ارتفاع و شیب محل، بیشتر مناطق آن امکان جاری شدن سیلاب فراهم است.

2. پیکره بخشی از کوه­ها از سنگ­های آذرین و آتشفشانی نظیر گرانیت و آندزیت
می­باشد و این سنگ­ها مقاوم و غیر قابل نفوذ بوده و امکان نفوذ آب به زیر لایه­ها کمتر فراهم می­شود و آب دریافت شده در سطح جریان می­یابد (البته نقش درزه­ها و گسله-ها دراین نقطه قابل توجه می­باشد).

3. شیب اراضی: با عنایت به نقشه شیب حوضه مشاهده می­شودکه شیب تند منطقه موجب تسهیل در جریان سیلاب می­شود.

4. تنک بودن پوشش گیاهی: به طور کلی و به عبارتی دیگر عدم پوشش گیاهی مفید در مناطق پر شیب دامنه­ها موجب جریان یافتن شبکه­های آبی موقتی شده و در جهت کاهش سرعت جریان آب و پخش شدن آن مانع طبیعی موثری وجود ندارد (البته بخشی از ارتفاعات بالای 2500 متر که شیب در آنجا چندان زیاد نیست بعضا بالای 20% پوشش مرتعی موضعی مشاهده می­شود).

با عنایت به رژیم این سیلاب­ها استفاده صحیح از آب آن در جهت آبرسانی به مزارع و یا مصارف روستائی نمی­شود و تنها تاثیر مثبت آن افزایش رطوبت خاک در مناطق اطراف سیل و افزایش تراکم پوشش گیاهی به عنوان مرتع خواهد بوداما اثرات منفی و تخریبی آن به مراتب بیشتر بوده به طوری که باعث تخریب و فرسایش دامنه ها و گود کردن دره­ها خصوصا در ارتفاعات و قسمت­های آبگیرمی شود.

به طور کلی آب زیرزمینی در منطقه به سه صورت مورد استفاده قرار می­گیرد:

الف: از طریق چاه

ب: از طریق خروج آب چشمه­ها

ج: از طریق قنات

چشمه های بسیارزیادی در حوضه مورد مطالعه وجود داردکه آبدهی این چشمه دائمی بوده و بیشتر به مصرفشرب و کشاورزی می رسد.

ارتفاعات شیرکوه از لحاظ نزولات جوی به ویژه در ارتفاعات به صورت برف و باران از میزان خوبی بهره­مند می­باشد و موجب تغذیه مستقیم سفره­های کوهستانی می­شود. این بارندگی معمولا از ارتفاع 3200 متر به بالا بیشتر به صورت جامد بوده و سماحتی نزدیک به 150 کیلومتر مربع را شامل می­شود که از نظر میزان دریافت برف قابل توجه می­باشد. وجود سیرک­های یخچالی متعدد در منطقه موجب می­گردد تا در بساری از مواقع برف­های زمستانه را تا زمستان سال بعد به علت برودت هوا، در خود نگه داشته و در ذخیره و تغذیه آب زیرزمینی منطقه نقش بسیار مهمی را داشته باشد. به عبارتی دیگر معمولا همواره پوششی از یخ و نوه در این برف خانه­ها وجود دارد.

لینک کمکی