هیدرولوژی مرتع

صفحه 1:
ee Joly ae Range Hydrology 

صفحه 2:
TEBE ee ee * هیدرولوژی به معنای وسیع کلمه علم آب است یعنی علمی که در مورد بيدايش» خصوصيات ونحوه توزيع آب در طبيعت بحث مى كند. اها تع ريف انجمن فد ر ال .علوم ور فنون ايلات متحده هیدرولوژی علم مطالعه آب در کره زمین است و در مورد پیدایش» چرخش ‎See aera ween BES)‏ ل ‎ene era‏ 3 Rt pe area ‏ا ل ا‎ ee 

صفحه 3:
تعريف هيدرولوزى مرتع: ا ا ا لت ‎ye‏ ‏رار ارا در حر ال ترس أل كاك كييك آبها و میکروکلیما مورد بحث قرار می دهد» هیدرو لوژی مرتع ناميده مى شود. 

صفحه 4:
سيكل هيدرولوزى: ا ا ا ا ل 0 حركت آب در كره زمين .سيكل هيدرولوزى يك جرخش ساده ئيست بلكه مجموعه اى از حركات و جرخشهاى مختلف است كه در سه بخش مختلف كره زمين يعنى؛ اتمسفرء هيدروسفر و ليتوسفر صورت مى كيرد. 

صفحه 5:
عوامل سيكل هيدرولوزى: ع ‎PRECIPITATION (P Sab #‏ " رواناب سطحى( 1) ‎UN OFF‏ م ۱۳۱/۰۱0 و 09 (رک را ۱3۹ CRUND WATER (pene eyes 

صفحه 6:
water vapor in atmosphere 13,000 km> precipitation ever land precipitation 110,000 km? over sea evaporation from sea 490,000 km? evaporation from land snow andice 20 eens 29 million km> Los 

صفحه 7:
موجوديت آب در كره زمين 2 اقيق حجم كل آب موجود در كره زمين در ا 00 ‎TES BE Ee‏ ا ا ل ۰ متر رامی پوشاند. ‎seme er eee ne eng‏ ۱ ‎rene env ECT‏ درخشكيهاست كه از آن مقدارى در اعماق است که از دسترس انسان دور می باشد.. 

صفحه 8:
ا 50-2 ا ا ل بخار وارد وارد اتمسفر مى شود كه 72020 آن از درياها ‎Adc)‏ ا ‎eter‏ ا 0 3 همين مقدار هم بصوريت نزولات جوى رريزش مى كند. توزيع مكانى و زمانى نزولات جوى در سطح كره زمين يكسان نمى باشد. بطور كلى از سطح خشكيها سالانه ۱ كيلومترمكعب آب تبخير و در عوض 1101 كيلومتر مکعب بصورت گوناگون ریزش ا ا ال ‎NGT eae Cx Oe‏ 1۱ ‎٠0101‏ ) كيلومترمكعب آبى است كه بصورت منابع آب شيرين و تجديد شونده در نظر كرفته مى شود. 

صفحه 9:
واحدهاى ضرورى در اندازه كيرى آب و ا له ۴ ا متر مربع ) مترمكعب-(000000 ليتر 0 0 براى اندازه كيرى وبيان حجم بكار مى رود و برابر است با حجم حادث از سطح يك ‎ere SIs ed‏ ا ا ا ل اال كت ااست. اا ا ا ل ا ل متر مكعب است كه در هر ثانيه از رودخانه عبور مى كند. Ja Aes ys eS ako pS UM ‏پگ مه در‎ ل ‎DN SI) eee‏ سرت سم سر ررست باس ‎SI‏ Boies RE ceca 

صفحه 10:
اه 1 دا و رابطه زير بين آب در داخل آن برقرار است: 50 بم - مقدار لبورودی 0 - مقدار آبخروجی ‎Cis SA‏ 

صفحه 11:
معادله بیلان در حوزه آبخیز مبارش -رولناب 0-لبزیرزمینی 8-تبخير تعرق 1 و-ذخيره 

صفحه 12:
© "" در يك حوزه آبخيز كه مساحت أن (0(0)©© كيلومتر مربع است ميانكين سالانه بارندكى (02000 ميلى متر بوده است. متوسط جريان خروجى از حوزه در طول سال (0© متر مكعب در ثانيه برآورد شده است. حساب کنید مقدار تلفاتی که مجموعا بصورت تبخير»تعرقءنفوذ و يا جريان زيرزمينى از حوزه خارج مى شود جقدر است؟ مقدار رواناب سطحى كه به رودخانه اين حوزه وارد مى شود جند سانتى متر است؟ ضريب رواناب (درصدى از بارندكى كه به رواناب تبديل مى كردد) جقدر است؟ 

صفحه 13:
P-R-G-ET= AS P-R = G+ET G+ET=130cm-30(m?/s)(86400s/day)(365 day/yr)(100 MUD ert env Te Cita) G+ET=130-37.9=92.1cm R=37.9cm C=R/P=37.9/130=0.29=29% 

صفحه 14:
۱5-1011۷10۱ " شرائط تشكيل بارش: ‎ea‏ اكت 5 وجود هستکهای تراکم ‎sls Gas SES‏ مرا طولب ‎ ‏ذرات هیگروسکوپی ‏ذرات غيرهيكروسكويى ‏اتساع ادياباتيكى ‏برخورد دو توده ‎ ‏برخورد با جسم سرد 

صفحه 15:
انواع بارش: 

صفحه 16:
باران:(:۳۸۲۰1 1۵۸) " باران از قطره هائيكه قطر آنها بزركتر از ©/. ميليمتر است تشكيل می گردد. حداکثر قطر قطرات باران 0 میلیمتر است و معمولا بر اساس شدت بارش به سه كروه به شرح زير تقسيم مى كردد: 2 ENN) eye كت ع ‎Ee)‏ شدت زياد ‎ ‎ ‎ ‎ ‎ 

صفحه 17:
اكالم ریزشهایی که به شکل بلور یخ به زمين می رسند برف نامیده می شوند وقتیکه تعدادی از بلورهای یخ به هم بچسبند آنها ريا يولك برف مى كويند. تراكم برف تازه از 0/© 0 ا ا ا ا ل د ب ان نظر می گیرند. 

صفحه 18:
ادامه 0 ‏ا ا ا‎ eee 2/00 ‏ميليمتر است باران ريز مى نامند. باران ريز داراى شدت كمتر از‎ ©/0( ‏ميلى متر در ساعت است و در حين ريزش در هوا معلق هستند.‎ ‏:باران يا باران ريز در اثر تماس با اجسام سرد روى زمين كه‎ 20202077 ‏درجه حرارت آنها كمتر از صفر درجه سانتى كراد است يخ بسته و زمين را‎ ‏مى يوشاند.‎ << . .۰۱۰ :قطره های باران در حین ريزش از مسيرهوايى كه درجه حرارت آن كمتر از صفر درجه سانتى كراد است يخ بسته دانه هاى شفاف يخ را تشکیل می دهند که آن را یخچه گویند.به ریزش همزمان بار آن و برف نیز "...۱ :ریزشی که به شکل دانه های کروی یخ نامنظم می بارد و قطر آن ‎Sum en os Ie)‏ ۱۳۳۰۱ 

صفحه 19:
BL el sil ‎O) MELE ene Te EEE) ELS!‏ ال )210 ‎e ese) 0N(‏ را ‎TSS Site)‏ ۱ 2 كيرد. این حالت معمولا در بعد ظهر اواخر تابستان که هوای گرم ومرطوب منطقه را مى يوشاند اتفاق مى افتد. اين نوع باران منطقه اى است و باران زیادی در مدت کوتاهی می بارد. ‏۴ ۰۱ 0۱0/0۵۱9131 مانی آنقاف می افنذ که فراع ‎ve BST aye Ter Ser‏ ال ‏در اين قبیل بارانها معمولا محلی است و شدت آن بیشتر در نوک قله ها است. ‏۴ ری خی 9 ۹۱۵/۱۱۰ 101:۵1بارانها در آثر صعود لایه ای و 20 ‎rab er ere)‏ ا ‎oN TE SOEs oT‏ ۷ ۱9 ‎es ies see Leh haere EC aes‏ ۳ ‎ee Tee‏ ۱ 

صفحه 20:
9 * بارندگی دارای دو نوع بر اکن زمنی و مکی می باشد. يراكنش زمانى دلالت بر مقدار بارانى مى كند كه در دوره اى از زمان مانند روزء ماهء فصل و سال ريزيش مى كند و توزيع مكانى» مقدار نزول بارش را در مناطق مختلف مورد توجه قرار مى دهد. دامنه تغيرات سالانه مقدار بايش از صفر درجه در نواحى بيابانى تا بيش از 6200© در هند نوسان دارد. 

صفحه 21:
اندازه كيرى بارندكى: ل 0 052550 ‎TERED‏ ا ا ا ا ا ا ‎Rey‏ ‏مربوط به كره ايها است در سال (06*000 ميلادى. ثبت خودكار بارندكى از سال (0©000 در انكلستان شروع كرديد. ‎Tee TS) ia‏ 200 ل ا ‏" در اندازه كيرى بارندكى؛ ارتفاع آب حاصل از انواع مختلف بارندكى به ‎ed‏ ا ا ل ل ا ا ‎Se‏ ‏مختلف ضرب شده و حجم آب باريده شده معلوم كردد. از آنجايى كه اندازه گیری بارندگی در سطح بسیار کوچک صورت گرفته و سپس برای سطوح وسیعی تعمیم داده می شود باید نهایت دقت در انتخاب محل مناسب اعمال کرده ‎Bee Se ETC SPER SECC PET PIED ENC OOO‏ ‎ 

صفحه 22:
انواع باران سنجها: سس كيرنده باران: ()©/©سانتيمتر قطر بارات سنج ‎aly‏ ا لل ا ااا ‎pen‏ ا مرن ام 3 ‏له‎ ‏رل‎ errs ye) + خط کش اندازه گیری 1100011۱3 0۵5 ‏نات رال کر‎ ۳ hy 200 ‏باران سنج ترازويى‎ © sly 

صفحه 23:


صفحه 24:


صفحه 25:
باران نگار ترازویی 20 0 is fee er) ‏ترازو هدایت مي شود که در زیر آن قرار گرفته است و کفه هاي‎ ‏ترازو طوري طراحي شده اند كه در اثر يك وزن معين تعادل خود‎ را از دست داده و به پایین مي افتند . اين وزن مي تواند برابر ارتفاع بارندكي معين در سطح باران نكار مثلاً يك ميلي متر باشد . هر بار كه كفه جا به جا مي شود جرخ دنده يك دنده جلو مي افتد . حرکت این چرخ دنده ها روي استوانه مدرج مي گردد و کنتور ‎ee DESC‏ ا ا ا سيم ها بارندكي را بتوان از راه دور نيز اندازه كيري نمود . 

صفحه 26:
۱۱۵۱1۵300 0۸ 

صفحه 27:
باران نكار سيفونى eee ‏ا ا ل‎ CTO BENS BTS lhe ‏بوده و آب هاي ناشي از نزولات به داخل استوانه اي مي‎ ee Mees are ‏ريزد كة داراي يك جسم‎ ‏ورودي » جسم شناور نيز بالاتر قرار مي كيرد كه تغيير‎ ‏مكان عمودي آن توسط يك سري اهرم بر روي استوانه‎ ۱ ‏ل ا ل ا ا ا‎ . ‏دستگاه يك منحني بر روي آن رسم مي کند‎ 

صفحه 28:


صفحه 29:
باران نكار وزنى "" شبيه باران نكَارِ سيفوني است كه در آن وزن آب حاصل از بارندگي که در يك سطل ريخته مي شود باعث حركت كفه ‎ad) pans oils‏ كت اتکی فد تک بر روص اراد بات دریج مي گردد . تخلیه اين باران نگاررها توسط مأمور ايستكّاه صورت مي كيريد . مشكل موجود در آنها تبخير است كه در اين صورت مي توان از مواد روغني استفاده کرد . بهترین وسیله اندازه گيري نزولات به صور مختلف بوده جون نياز به ذوب نزولات جامد مانند بيف و تكرك براي اندازه كيري ندارد . 

صفحه 30:


صفحه 31:
اشتباهات در اندازه گیر 2 اشتباه در خواندن اشل به هنكام اندازه كيرى ا ل ep ey rer ee ew ‏ا‎ از دست رفتن مقدارى از باران براى مرطوب كردن سطوح انحراف دانه هاى باران در نتيجه برخورد با لبه يا سطح قيف مانند 30 تبخير از مخزن در درجه حرارت بالا 2 ا 0 0 

صفحه 32:
محل نصب باران سنجها: * دور بودن از ساختمانها يا درختان بلند ‎Is‏ ا ا ل ا ا اك زاویه کوچکتر از (00 درجه باشد. 

صفحه 33:
۳ ل 0 * میانگین ریاضی " روش تيسن ا ل لك 

صفحه 34:
بررسى مشخصات بارندكى و روابط بين آنها * مدت بارندگی ۳-0 شدت بارندگی " فراوانى وقوع ل 

صفحه 35:
مدت بارندكى و فاصله بین زمان شروع و خاتمه بارندگی را مدت بارش گویند. مدت بارش يك متغير تصادفى ييوسته مى باشد.بارش را با حرف : نمايش داده و واحد أن ثانيه»دقيقه و ساعت مى باشد. ل ل ا ا ل 1 دك ار رو زج ف وا ب رای رس که رت ارس (ع۲ تفرگ رات ی رانر ‎Cae ene ea En‏ اك ل 

صفحه 36:
مقدار بارندگی ارتفاع آب حاصل ان باررندكى را در طول مدت بارش مقدار بارندگی گویند که بر حسب ا سانتی متر یا اینچ می باشد. اين مقدار می تواند ار تفاع بارندگی روزانه» ماهانه یا سالانه باشد. مقدار بارندگی یک متغیر تصادفی بوده و داراى فركانس وقوع مشخصى مى باشد كه بر اساس قوانين آمارى مى تواند مورد تجزيه و تحليل قرار گیرد.مقدار بارندگی را با حرف نمایش می دهند. 

صفحه 37:
فراوانى وقوع:0]1161207 1176 # منظور از فراوانی وقوع یک باران با مدت مشخص این است که در یک دوره زمانی مشخص چند بارمی توان انتظار داشت بارانی مشابه با آن رخ دهد. مثلا ۱ ‎e-ecre en‏ 0 ‎SSIES ONT = ON em)‏ ل سال يكبار اتفاق مى افتد. به جاى فراوانى وقوع در اكثر موارد از واه دوره بازكشت(761100 16111111 (استفاده مى كردد.و عبارت است از تعداد ل ا ل ا ال ‎Pee eset‏ برگشت معکوس است 81/1 مثلا یک باران با دوره بازكشت (0) سال دارای فراوانی وقوع 0.(دفعه در سال است.بارندگی با دوره برگشت © سال تا ‎Seater hes We eer cen lg aw Nees LeeLee Seen‏ دقيقا در هر © سال اين بارندكى اتفاق مى افتد بلكه در دراز مدت متوسط سالهاى بين اين دو نوع بارندكى © سال است. 

صفحه 38:
اگر. تعداد سالهای آماری در دسترس ,و باشد و مقادیر بارندگی ‎on)‏ و ‎Ce Tere cee Lae‏ ‎Te Tey)‏ 7 دوره بركشت ان (1) رابطه زير برقرار است: ‎Y=mt‏ ‏| 

صفحه 39:
3 ‎Re Te CUE OVW COPED OP OKE EEL |‏ ۱۳0 خشک ترین سالى كه دوره بركشت آن © سال است چقدر است؟ aa ee one oon ee) ۱۳۳77211 code ee nd 66 | 66 | ‏6ه‎ 

صفحه 40:
(Ce) 9 (ce) ar 9 9 9 09 3 co 9 ‏كت‎ 4 4 y=mT ۱۹ m=3 بنابراين هر *6 سال جنان خشكسالى بيش خواهد آمد ‎SOON er ore EEC‏ ‎Rene‏ 

صفحه 41:
سطح بارش به مساحتى كفته مى شود كه در هنكام اندازه كيرى باران در يك نقطه مى توان براى اطراف آن نقطه تعميم داد. در اه بارش گویند. سطح بارش در طول بارندگی ثابت نمی باشد و مرتب در حال تغيير است براى تعيين سطح بارش نياز به نصب باران سنج در نقاط مختلف می باشد تا گسترش بارش را در هنگام وقوع تخمین زند. 

صفحه 42:
| # شدت بارش عبارت است از مقدار بارندگی در واحد زمان 9 ۱ ‎gi UES)‏ قله ‎ery‏ ‏بطور كلى هر جه مدت بارش كوتاه باشد شدت آن بيشتر مى باشد وبر عكس رابطه بين مدت و شدت در مورد بارندكى هاى بالاى © ساعت و كمتر از آن در مشهد به قرار زير است: را م۵۸ ۱57/2 رابکی رت بارشگ با فر ارانی با بررد رارکت بر بشیر ات درب تررریار کت رو فد اقا رار فک داب ‎AEs AIA‏ 

صفحه 43:
برای بدست آوردن روابط شدت -مدت- فراوانی بارندگی از روی ‎Sere ew oy‏ ۳ مختلف محاسبه مى شود. مثلا ادر منحنى باران نكار مربوط به يك بارندكى © ساعته در دست باشد در تداومهاى باران مثلا 000 دقيقه» در طول باران حداكثر باران ريزش شده در (00 دقيقه _ محاسبه مى شود و همينطوردر طول تمام بارندكّى هاى دوره آمارى براى (00 دقيقه تداوم» حداكثر باران بدست مى أيد و همجنين در مورد ساير مدتها هم اين ادامه مى يابد. با انجام تجزيه و تحليل احتمالى؛ دوره بازك هر کدام از این حداکثرها در مورد هر تداوم 7 منحنی شدت- مدت.-فراوانی رسم می گردد که جهت خط بودن» منحنی بصورت لگاریتمی رسم می شود. 

صفحه 44:
a ۱۳۳ ۳ 9 enn 

صفحه 45:
و ‎Rete Ewe ee Te ee Creep eee See Nee ene Dr‏ قهرمان در سال 96 فرمول زیر را در مورد باران های با مدت 02 دقيقه تا (0)© ساعت براى نقاط مختلف ايران ارائه كرده است: ‎={0.4524+0.24711n(T-0.6)}(0.3710+0.6184t9%)P, ,‏ رام ‎Ps, ‎98 0 inh ee Lele et ‏زا‎ ‎Brn BESTE Se) oer = eSB 5 ‎0 Nee OPESCS ED WE) Gia ‎RW (ORe eS HES ee sere STC SES 2 ‏.۳ مقدارباران .دقيقه با دوره بازگشت ۲ سال 

صفحه 46:
حداكثر بارندكى محتمل21/]2: حداكثر با رندكى محتمل به شديد ترين ميزان با رندكى اتلاق 0 ‏ا الا ل ا‎ eet) ۱ Auulas Ug استفاده از روش هواشناسی كك 

صفحه 47:
برآورد حداكثر بارندكى محتمل: 2 فرمول هرشفيلد: ‎PMP=P+K.S‏ ‏>1 -از روىمنحنىهرشفيلد بدستمىئليد. در حوزه هاى بزركتر از ©© كيلومترهوبع بايد در ضریب كاهش دهنده ضرب شود که از منحنی بدست مى يد. 

صفحه 48:
تجزيه تحليل بارندكى منطقه اى: 2 براى طرحهاى بزرك بايد علاوه بر تغيرات زمانى تغيرات مكانى نيز مورد بررسى قرار كيرد اما مقدمات زیر قبل از هر ‎a‏ الازم است: 2 تخاب ‎Bh fake Aly ly‏ 7 ل كيفيت آما های موجود 7 بازسازی نواقصر آما 55 

صفحه 49:
روش جرم مضاعف ۸655 1(12۵۵16 ‎ad‏ ا ا ا ل لال لك ‏0 ا ل ل ‎Pe‏ ‎3 ‏ا ا ل ا ا‎ ١ 0100 nena nc) ‏مثل گام ردیف می کنیم.فرض بر‎ 1100 ‎000 ‏ا ا ل‎ ١ ‏مقادیر تجمعی میانگین ایستگاههای مجاور را برای هر سال حساب می کنیم. ‎١‏ ا ‎Po \Lcen gt Ep SeC HEF EN LE CRD Wy ees‏ دا و محور عمودی را به به داده های تجمعی ایستگاه ۸ اختصاص دهید.و موقعیت مختصاتی ‎ogee a Mere eyes Aeepyy ta pyrG‏ 1 ‎Fen ‏ا‎ PRC ‏ایستگاه ۸ همگن است. در غیراین صورت از هر جا که‎ ‏شده شيب خط تغيير كرده و دال بر عدم همكنى داده ها است.‎ ‎ ‎ ‎ ‎ ‎۱ ‎eee nec) 

صفحه 50:
براى همكن كردن داده ها از فرمول زير استفاده مى شود: ‎Pa=(Ma/Mo)Po‏ 3 <شیب‌خطیکه دادم هاومربوط بسه آن صحیح لستدادم های‌جدیدتر). ۱/۲0 شيب خطى كه داده هاى آن بايد اصلاح شود(داده هاى قديمى). -20 داده هاى مشاهده شده در ايستكاه لكر 2- داده هاى اصلاح شده براى براى ايستكامثر 

صفحه 51:
وجوه جووه موه موم جووه تن رت تب همهم مووه تن وووه وجوه تس جوجو مو وم Cen) ۵۵ ‏موم‎ ‏موووه‎ ‎Com ‏وجوه‎ ‏وجوه‎ ‎Coy ‎er) ‎Coen ‏مهمه‎ ‏مم‎ ‎Coe ام شيع 0 ‎ot‏ مووه ‎Kn)‏ ‏ات ‏مو‌وو ‏وجوه ‏مووه ‏جووه ‏جووه ‏وجوه ‏ووه ‏كك ‏ووجو ‏جوهو ‏وووم ‏وووه ‏موجه ‏تس موه هه تست موجهو ومع ووووه مم رفوه ‎eae)‏ ‏مومع ‏همم ead 66و 00 وموم 99 موجهو ‎oo‏ وهوه ‎Cond‏ ‏نت ‎Cone‏ ‏حموه ‏مدمه ‏جهرووة ‏0 ‏وووه 

صفحه 52:
double wuss une double Wiss rune 

صفحه 53:
Quvble wuss vuve aw 1 ۵ 8 01 0 5 sg & x SS gerd Se تجمعی میانگین ایستگاههای منطقه 

صفحه 54:
Pa=(Ma/Mo)Po ® Pa=(Ma/Mo)=1.06/0.79=1.34 ® Py 369=32-85*1.34=44.01 ® P136:=28.08*1.34=37.62 ® " 33.51*1.34-44.90 د روورط " 29.58*1.34-39.63دووورط 

صفحه 55:
37 در یک حوضه ابخیز بارندگی سالانه ایستگاه «از سال 2 لغایت 19726 به شرح جدول زیر است. میانگین بارندگی ایستگاههای دیگر حوضه نیز در سالهای مشابه محاسبه شده و در جدول امده است به روش جرم ‎tery‏ ا 0 ل ‎tn eR Bee Bie‏ 

صفحه 56:
aor aor 2 aor 4 aor 9 9 9 aor ap aor 99 199 S10) Sos إعالكت een 199 «متوسط 99 9960 900 99۶ كت الاك 999 اسال dP 2 06 4 06 6 9 9 6 9 0660 99 g 4 009 Soo) Sed cor Seo) 08 999 «متوسط 990 99 990 ‎Ode}‏ ‏3900 ‏وک 999 

صفحه 57:
روش آزمون توالى1©51 121111 كامهاى آزمون: 1 2 داده ها بر طبق سال وقوع ردیف می شوند. | در جدول داده ها هر داده كه بزركتر از ميانه يا ميانكين است با حرف و هر داده که کوچکتر از میانه یا میانگین است با حرف 13 و داده مساوی میانه ۳ تعداد علامتها شمارش می شودو مجموع دنباله ها ل] نامیده می شود. See yor Ome as WSC nee eRe yOr Cas Enron ney ‏تعیین شده از جدول باشد نشانه همگن یا تصادفی بودن داده هاست در سطح‎ ‏ری اس‎ 

صفحه 58:
Mean=47.8 Che 24 U=11 table=19, 0 

صفحه 59:
37 * دادهها مربوط به حداکثر بارندگی 60 ساعته در سال در ایستگاههای واقع در یک حوزه آبخیز به شرح زیر در دست است.با روش ران تست تصادفى بودن داده هارا بررسى نماييد. 7] | *] | 8] oo 2 © هه 9 ® هه 20 

صفحه 60:
بازسازى نواقص آمارى : uN اقش روش ايستكاه معرف روش نسبت نرمال روش همبستگی ساده روش همبستگی چند متغیره روش محور مختصات ‎Gis)‏ 9 روش انالیز سری زمانی روش فازى روش شبکه عصبی 

صفحه 61:
برف 

صفحه 62:
عوامل ذوب برف " ديجه حرارت برف " تبادل حرارتى با زمين " كرماى نهان ذوب و 5ه 

صفحه 63:
مزایای برف "" برف جاری نمی شود ول "" تحت تاثيرٍ عوامل مختلف تغيير شكل مى دهد "" بلافاصله نفوذ نمى كند " برف عايق حرارتى است 

صفحه 64:
لت ۴ حرارت " وزن برف " تبادل حرارتى برف با زمين " باران ل باد 

صفحه 65:
اندازه گیری برف: وجود برف در حوزه آبخیز یک ذخیره آبی بوده و اطلاع از آن برای پیش بینی و ۱ ‎ns Ir) 7)‏ )95 ۰ ارتفاع معادل آب تبديل مى نمايند. ‏دو روش برای اندازه گیری وجود دارد: ‏* مقدار برف را بوسيله قسمت دريافت كننده ايستكاه جمع آورى نموده وبه اندازه كيرى آن اقدام مى كنند. ‏* يس از ريزش بر سطح معينىء ارتفاع برف را اندازه كيرى مى كنند. ‎00 ‏ل ا ا‎ ces OP ere 9 ‏م‎ ae Tee To ee) ‏هیدرولوژیست هاست. بطور کلی اندازه گیری دقیق برف محال است بدلیل پستی و‎ ‏كك‎ BTC eye 

صفحه 66:
برف راهه ۱ fee es SESE eS Se) ‏كيرد و وضعيت ريزش برف كاملا مشخص شود لازم است يك شبكه‎ ‏مشاهدات و نمونه بردارى را كه برف راههع 26001115 58120118 نام‎ دارد تشكيل داد.براى تعيين برف راهه سه روش وجود دارد: ig jp Eis AA ag ‏امسن حا‎ ‏مثلثى برداشت شود.‎ " روى خطوط مستقيم در راستاى جهت باد ۳ 

صفحه 67:
روشهای اندازه گیری برف ا ‎Pe‏ ‏8 با استفاه از روش ميز * با استفاده از روش اشعه گاما "ا با استفاده از بالشتك "" با استفاده از ماهواريه ‎٩‏ خط هم دمای صفر 

صفحه 68:
" ضريب برف: در هر منطقه نسبت ارتفاع آب معادل برف را به بارندكى سالانه» ضريب برف كويند. اين ضريب در دشتها كم و در ارتفاعات زياد است.ميزان اين ضريب را يا مى توان از طريق اندازه كيرى مستقيم ‎ee‏ رت و ۳ حرارت زیر صفر است به کل بارندگی سالانه براورد نمود که اين ا ‎STE CN‏ درجه ميسر است.در كوههاى الب تحقيقات ضريب را به صورت زير نشان مى دهد: ارتفاع از سطح دریا 50000 1000 4800 6000 6600 90000 ضريب برف 0 00 6 4 99 69 

صفحه 69:
" ضريب انباشت برف015© 111211011 ۱۳۱ عبارت است از مقدار برف جمع شده یک سطح معين به ارتفاع برف در سطح خاك مى باشد.اين ضريب براى يك ‎saw)‏ ع ا 7 زمین های لم یزرع 0.0) در کوهپایه ها 0/6 و در بستر روتكف نكن ناكم 0 ‏ا‎ Des ارتفاع برف به تنهايى معيار مناسبى براى تعيين مقدار آب برف نمى باشد لذا از تراكم برف نيز بهره ككرفته مى شود. 

صفحه 70:
مقدار تراكم يذيرى از نسبت ارتفاع آب معادل برف به ارتفاع برف جمع شده در سطح دستگاه اندازه گیری می باشد ‎ots‏ ‏ضریب برای برف تازه(برفی که ماکزیمم 06۴ساعت از باريدن آن كذشته است)(0006*/0 براى برف كهنه(برفى كه بيش از <©© ساعت از باريدن آن كذشته است) تا 00.90 است.متوسط ضريب تراكم براى برفهاى تازه 0.1 120/127 مى باشد و براى برفهاى حوالى بهار 0(.8-0(.8 120/107 مى باشد.اما همان برف يشته در دماى <4© درجه ساتى كراد داراى تراكم 0000© 0/123ع] مى باشد تراكم بلافاصله يس از ريزش برف شروع مى شود مثلا برفى ا ل 2 از 06 ساعت داراى ضريب (0©90 120/127 مى رسد. 

صفحه 71:
دبى حاصل از ذوب برف در حوزه آبخيز در حالت كلى براى براورد آب حاصل از ذوب برف يى آبخيز از فرمول زير استفاده مى شود: 4.57211-<5 5 -ارتفاع لبحاصلازذوببرفدر روز ب4 ميلىمتر -ضریبمربوط به شرلیط لقلیمی ‎eee we ae ab De SBE REC Soom)‏ ارتفاع متوسط حوزم لبخيز در روزوكه 5 محاسبه مىوشود.(از درجه حرارت ماكزيمم و منيمم منطقه متوسط مىوكيريم لكر بالآر از صفر بود به ازلی‌هو درجه با-لثر از صفر یکدرجه روز حساب‌می‌گردد) 

صفحه 72:
ضريب ع1 ‎CM/o+ K Jai‏ شرایط ذوب برف ‏09 ذوب به ملایمت ‏۱۳۱5۰۹۸ جنگل انبوه زمین لخت دامنه شمالی ‎oy SR erlo ‏/ع-مرهه 20 ‏6/0 ذوب سریع ‎ ‎ ‎ ‎ ‎ ‎ ‎ ‎ ‎ 

صفحه 73:
زه * بریای اندازه گیری درجه حرارت ارتفاع متوسط ‎T,,=t,-7/1000(h,,-h,)‏ 0 ارتفاع محل‌لیستگام ب .درجه حرارتمحلليستكام ار تفاع ۳ 

صفحه 74:
اكر باران و دما مشتركا در ذوب برف دخالت كند در مناطق جنگلی: ‎S=(0.3+0.012R)T+1‏ درمناطق باز: ‎S=(0.1+0.12R+0.8KU)T+2‏ ‏5<ارتفاع لبحاصل‌از ذوببر 01 ا 000 ‎par 70 pee SS I‏ ‎EUSTON ieee Nene Shane ome eS Paen para @‏ مناطقیاز تغییر می‌کند. سر عتمتوسط باد به متر بر ثانيه در ارتفاع 00) مترى 

صفحه 75:
فرمولهای تجربی برای محاسبه ذوب برف در مناطق باز ‎S=0.03(9°T+40)‏ ‎S=0.02(9T,,.,+25)‏ ‏* در مناطق جنگلی ‎$=(0.025(9°T))‏ ‎S$=0.02(9T yoy-50)‏ ‎ta Sid‏ به سانتى متر - دماى متوسط روزانه به سانتى كراد بين )و ©1) -10133:دماى حداكثر روزانه به سانتى كراد بين ©.© و©© 

صفحه 76:
۵ ‎SBE eee De Tee TET.‏ رت کیلومتر مربع وجود دارد. اگر. متوسط درجه حرارت در یک روز 0.6 درجه ساتی كراد باشد متوسط دبی حاصله ان ذوب برف در اثرِ باران به مقدار © ميليمتر در طول روز جقدر خواهد بود؟ 

صفحه 77:
حل S=(0.3+0.012*9) *6.5 +1=3.65 mm Q=V/ ۱ ‏ی‎ 

صفحه 78:
كيفيت برف " منظور درصد وزن يخى است كه در يك برف يشته معين وجود دارد كه اين عدد (0)© درصد است و در بعضى برفها به 660 درصد تقیل می یابد. کیفیت برف نشان دهنده مقدار انرزى مورد نياز براى ذوب برف است. برف تازه داراى كيفيت بالايى است و بتدريج كه اب مى شود از کیفیت آن کاسته می شودو کیفیت برف بروش کالری متری 

صفحه 79:
مدا برف = V=Vs+Vw+Va 5 <حجم بلورهاويرف PEON A او( هر جه يخ زير صفر باشد آب آن كمتر و هواى أن بيشتر است. ‎P=(Vw+Va/V)*100=(1-p,/p,)*100‏ لوكي رمن ۹5 ۱ ,<جرم مخصوص برف <0.9) 

صفحه 80:
Water +» i) dates equivalent ‏عبارتست از مقدار آب حاصل از مقدار معینی برف.‎ * ‏جكلى مت تن‎ معادل آبی تم جرم مخصوص آب ۰ م0 /,10ظ ‎i 5‏ جكالى a ‏جرم مخصوص‎ ii =D*p ۰ enero معادل آبی9/602 

صفحه 81:
ضریب انعکاس پذیری (البیدو) ere eee Tel ee See ‏جم سفيد عمل مى كند يعنى البيدوى آن‎ Me ‏يرف در مقابل طول موج كوتاه‎ 3 AUN RNS MU ATA, Dey MIMS py et a peeinn aN Aer va mates Po eran ee reece es reece 3 ‏مد بذبر ای تتبل خر کمن بت های کار یوار بازی تاج پوششی‎ isda ‏بدین دلیل است که در طول روز دیوار یا درخت در اثر طول موج‎ ‏شده و طبق قانون هر جسم گرم طول موج بلند توليد مي كند واين موجب آب‎ ‏شدن برف اطراف آن كه اين طول موج حرارتى را جذب مى كند مى كردد.‎ ۱ We erent DSUs SIE wee Ter ween) ‏ل ری ار‎ py Seas noi ‏مر‎ ee ‏جذب نور خورشید.‎ ‏ب البيدوى كمترى دارند زيرا وجود آب در ان عامل‎ 

صفحه 82:
۵ "" نمونه اى از برفه يك برف يشته (7361 5120117) به عمق (0© سانتى متر وحجم (0©000(0 سانتى متر مکعب » وزنی برابر 0 کیلو گرم دارد و زمانی که با مقدار 2 کیلوگرم آب به حرارت ‎٩0‏ درجه سانتی گراد مخلوط كريدد كرماى نمونه بيف به © درجه افزايش مى ‎Poe Yee Bert te eno ere DSc ee)‏ نمائید؟ 

صفحه 83:
حل 0/63 0.133 <000۳/15000دانسیته برف <9 ال 0 ‎cm‏ 60۴0/1338 <1(*۳<معادل ابی 

صفحه 84:
کیفیت برف با استفاده از روش زیر تعیین می گردد: ابتدا باید مقدار ‎Cay) aga ge OILS‏ )1 م براى اينكه يى كرم ا ‎Lee‏ ا ا ل 5 کالری حرارت نیاز دارد(برای برف 0.9 کالری است) و گرمای نهان ذوب برابر (0© كالرى براى هر كرم يخ مى باشد. براى اينكه دماى برف ذوب شده به © درجه 0 -32) وی گرمای تولید شده در اثر لفزودن آب و تعادل حرارتی حاصله<(720(0(6 ۱ 168000-16000-8 Same eS terms er nay )6© © ‏مقدار يخ موجود در برف-<‎ 17 2 ‏ل‎ 

صفحه 85:
ظرفیت سرمایی برف "" مقدار انرزى كه ‎er‏ ۱۶ ا ل ا | ‎Wc=DPT/160‏ ™ ۲۷6عظرفیتسرمانیسرف 9 " «- جكللى 8 2۲ دمای‌متوسط 0۰ هر چه درجه حرارت برف برف پایین تر باشد ظرفیت سرمائی ان 

صفحه 86:
۵ نمونه ای از برف به عمق 0 سانتی متر که (0 0209626 سانتى متر مكعب حجم دارد وزنى معادل ©.2 كيلو كريم داريد دانسيته برف و معادل آبى انرا محاسبه كنيد؟ 

صفحه 87:
نكهداشت آب (اتلاف بارندكى) ل ات | ‎als US ®‏ 0 ا | " جالاب 5]01:2606 1067216551011 "35 ۱0 | ‎Infiltration 554"‏ 

صفحه 88:
"" از بين مولفه هاى تلفات هيدرولوزيكى نفوذ از اهميت بيشترى برخوردار است ولى بركاب و جالاب نيز باعث كاهش آبدهى سطحى مى كردند كه به آنها تلفات اوليه مى 

صفحه 89:
3 برگاب * برگاب فرایندی است که در آن بارش توسط شاخ و برگ ‎nie py ES‏ ل ‎IC Ce Se ICS‏ ۱ ‎ene yee EL Core ere)‏ لد می گردد. * در واقع برگاب بخشی از بارندگی است که در مجاورت سطح زمین بوسیله پوشش گیاهی ذخیره يا جمع می شود و هیچگاه به زمین نمی رسد و بالاخره در نتیجه تابش اشعه خورشيدءبه صورت تبخير در می اید. 

صفحه 90:
حجم آبی که بدین صورت از بارش گرفته و تبخیر می گردد به ‎NS ES‏ ا 0 ‎Ow ULC MOD ee Tee Solar eterno.‏ به زمين باز داشته و مقدار سيلاب را كاهش مى دهد. عموما در بررسى بارندكى هاى شديد و سيلابها از بركاب صرفنظر شده وبنابراین در طراحی سرریزهاو پلهاو ابروها ضریب اطمینان بیشتری حاصل می گردد اما در مطالعات مربوط به بیلان اب و محاسبه حجم آب برای مخزن سدهاو بندها تعیین برگاب مهم جلوه می کند. 

صفحه 91:
# گیرش بارندگی بستگی به تراکم گياهان و مشخصات بارش دارد ‎NES)‏ ا ا ‎PSS yore Cyn‏ بدست آمده حدودا (00 الى (0)© درصد از ميزان بارش در فصل رشد گیاهان به حالت گیرش کاهش می یابد ولی در مناطق کاملا يوشيده و سرسبز كه از ركبارهاى متعددى نيز برخوردار است بيشتر از ©© درصد از ميزان بارندكى ساليانه از طريق بركاب ‎Ny peer‏ تغیرات برگاب و بارندگی در شکل زیر نشان داه است همانطور که ۰ نهایتا میزان ثابتی خواهد داشت. 

صفحه 92:
es as 6 480 (aS oa & aw ووم 

صفحه 93:
8 اهمیت برگاب زمانی مشخص می شود که بسته به شرایط ‎elo Rest TNE tener nie‏ ۱ رسد و اين زمانى كه مثلا 0000 ميليمتر بارندگی ببارد چیزی حدود 06 میلیمتر آن به جو بر مى كردد و اين حجم در يك سطح (0(0(0)كيلومتر مربعى برابر ©© ‎ere ees Seep)‏ كه 

صفحه 94:
رابطه بركاب براى يى ركبار عبارتست ان: ‎I=S+KET‏ - 1 كيرش به ميليمتر اك ا ا ۷ مقدار آن ان ©©.0 تا ©1.3 ميليمتر متغير است. - >1 نسبت سطح يوشش كياهى به كل وسعت منطقه تبخیر به میلیمتر در ساعت ۲ مدت بارش به ساعت 

صفحه 95:
بر اساس مطالعات صورت كرفته ميزان برككاب براى درختان كاج ا ا ا ا لك خر براق ار ‎tine sean lly‏ أن را ‎es gS‏ یکسان می باشد.البته محصولات کشاورزی نیز در فصل رویش میزان قابل توجهی از بارندگی را جذب می کند. بتابراین برگاب در تغیرات محیط و موازنه آبی هر منطقه بسیار موثر است ولی در محاسبات طغيانها ناجيز است به همين علت مقدار آن مستقلا تعيين نمی گردد و البته جهت اطمینان در محاسبات درصدی از میزان ‎Len re Soe ere Dn‏ ۱ 

صفحه 96:
پوشش گیاهی بویژه جنگلها اثر مهمی در توزیع و پراکنش باران داريد. كل بارش به سه طريق يراكنده مى شود: و شوند 0 ۱ " قطراتى كه بدون برخورد به اندام درختان از منافذ بين شاخ و برگ می گذرند و يا از تاج پوشش آنها به زمین چکه می کند. ‎cell) Bsievy‏ ا ۱۳ "" آن قسمت ان باران را كه بوسيله شاخه ها جمع آورى شده و از طرريق ساقه به زمين مى رسد ساقاب(/11018 ‎RSET (incor‏ 

صفحه 97:
تلاف برگا اتلاف برگابی 9 PEND) OMO IN Corey inn K=3Ke1:) ‏وم موناوه‎ eS ere eel BS ee ‏ل ا ا زر‎ 5 اتلاف بركابى سطحى: (1055 111661672161011) مقدار آبٍ = وله سطح جنگل دریافت کر که ار اک ری ‎(ARS‏ Stoney ‏ا‎ ‎Feely (Cero een) meee Lene Tre he ery ar ere ce STD Ripe erp eer of) ‏در ديات ولا نليس(5511106) جئيكه بارش بدفات و با شدت ملايمى ريزش مى كند مقدار‎ Bea cy yet ‏ا‎ =a ‏اتلاف برگابی ب‎ 7 OPTS RS ONe Bene rE ho Tene Cone SEY ‏در ع در بارانهاء كفي‎ 0 0 0 = CCID Fi ergo) ERK 0 

صفحه 98:
اك فاكتورهاى نباتى: سطح كل اندامهاى كياهى ولاشبرك نباتى(درصد تاج يوششء مقدار لاشبرگ بر حسب تن» شاخص سطح برك و غيره) و وجود تغييرات فصلى سطح بركها(بركهاى ريزان و يايا) طبیعت سطوح و خاصیت جذب کنندگی انها( سطوح ناهموار در مقایسه با سطوح صاف» رطوبت پذیری و خاصیت جذب کنندگی لاشبرگ و غیره) ل ا ل ۱ ‎are en) (JING‏ هاى خشكء اثر يوششى بركهاء ‎eRe hers ie‏ 

صفحه 99:
ل كه " فراوانى و تكرار بارش و فواصل بين تكرارها " شدت بارش و يا كيفيت برفإ(دريصد مقدارى را كه از كل بايش به داخل تاج يوشش و سطح جنكل نفوذ مى كند تحت ار قرار می دهد.) # سرعت باد هنگام بارش و بعد از توقف آن(سبب لرزش و ۳ 

صفحه 100:
اندازه كيرى اتلاف بركابى id aoe 1 اتلاف كل ۱۳ الك ۳۹ اتلاف برگاب سطحی ن اتلاف برگابی سطح جنگل( )]6‏ هرچندگاه گاه یکبار نمونه هائی را از سطح جنگل جمع آوری « و انها را وزن می کنیم اولین نمونه را بلافاصله بعد از باران برداشت کرده و در مورد تمونه های ‎NTE Nw errr‏ 1 ,۳ < بارش‌خا صی‌لستکه به سطح جنگلمی‌رسد. 2 حميائكر ,۲ < ساقاب 0 ESS eee et Tae Se ee ero eet) aed [9 OSES Pore OPS ee ‏ا الل‎ oy 0 ‏ل‎ Shee Tee ene Sc) MO De ad 

صفحه 101:
فرمولهای تجربی اندازه گیری برگاب 1,=0.059P,+0.02n 9۳ 1,=0.083P,+0.036n ott (Helvy and Patric 1965) در این معادلات [مجموع بارش فصلی و «تعداد تكرار بارش را طى فصل مربوطه نشان مى دهد اين معادلات را نمى توان در مورد يك بارش منفرد بكار برد. 

صفحه 102:
هرت 0 كل بارش ‎Pg‏ 8 00 06 0 زمستان Fig er در اين سال مقدار اتلاف برگابی برابر 49.0 سانتی متر یا .40 درصد بارش سالانه را تشکیل میدهد. 

صفحه 103:
مقادیر اتلاف برگاب سالانه در مناطق جنوبی کوهستانهای آپالاچی بصورت زیر اندازه گیری شده است. ‎Pg‏ % 000 نوع جنگل 9 عت ‎dood‏ پهن برگ کهنسال ۹۹ 22 0 3۹ 19 هه ‎oS‏ كاج سفيد ‎ae)‏ ص 30 ۳3۳ ‎ ‎ ‎ ‎ ‎ ‏مقدار اتلاف بركابى در جنكل كاج (0© ساله تقريبا دو برابر جنكل بهن برك مى باشد كه علت آن وجود سطح بيشتر در بركها و حالت بايائى برك كاج است. ‎ ‎ ‎ ‎ ‎ ‎ 

صفحه 104:
iE 3 بعد از اينکه شدت باران از ظرفیت نفوذ بیشتر گردد آب فرورفتگیهای زمين را فرا مى كيرد.آبى كه در كودالهاى سطح زمين ذخيره 0 ‏ا ا‎ ESEK See جالاب به عوامل مختلف بستكى دارد: ‎eer ae aes)‏ ا ات ل ا ا كت فرورفت ‎OD eee eo ‏ل‎ eb ics Fe PES ond eee CCSD oe ‏ناشی از آن‎ ENTS DESO DIE SEO eo Nome DE TONP Pte ‎uu) 

صفحه 105:
حجم جالاب را از رابطه زير بدست آوريد: 0 7 حجم جالاب 5 حداكثر ظرفيت نكهداشت عبار ندكى موث ر(بارش-تبخيروتعرق+بركاب+نفوذ) 

صفحه 106:
9 Evatranspiration 

صفحه 107:
تبخير تبديل آب مايع را به بخار كويند كه از سه سطح آزاد آب»سطح خاک و یا از سطح گیاهان صورت میگیرد .در بین پارامترهای سيكل هيدرولوزى اندازه كيرى تبخير واقعى مشكل ترين آنهاست. تلفات آب در آب و هواى معتدل مرطوب سالانه در حدود (000© ميليمتر از سطح آبهاى آزاد و (0”©)0 ميليمتر از سطح خاك مى باشد و در آب و هواى خشك برابر (00000© ميليمتر از سطح آبهاى آزاد و 00000 ميليمتر از سطح خاك است.كمتر شدن تبخير از سطح خاك بدليل كمبود رطوبت در خاك مى باشد. 

صفحه 108:
74 > co eer ear * تابش خورشید برای تبدیل هر گرم آب به بخار 0000© كالرى حرارت نيان است., ۴ باد * رطوبت نسبی " درجه حرايت 

صفحه 109:
روشهای تخمین تبخیر ۴ روش بیلان آب در برآورد تبخير در حوزه هاى آبخيز كاربرد دارد.اساس روش برقرارى تعادل بين اب ورودى و خروجى به منطقه مى باشد. E=P+I-O 

صفحه 110:
محاسبه تبخير از سطح آزاد آب Ea=0.291A°%U,(es-ed) ‏تبخير از سطح آزاد آب بر حسب ميلى متر در روز‎ 22 - ‏مساحت مخزن بر حسب مثر مريبع‎ A = ‏سرعت باد در ارتفای 0 متری برحسب متر در تأنیه‎ 172 _ ‏فشار بخار اشباع بر حسب ميلى بار‎ ©5 - < 60 فشار بخار واقعی بر حسب میلی بار در درجه حراريت محيط 

صفحه 111:
۵ "" تلفات آب از يى درياجه را در حالتى كه مساحت آن © كيلومتر مربع و سرعت باد در © مترى 00.92 كيلومتر در ساعت و فشار بخار اشباع 062.2 وفشار بخار واقعى 0 ميلى متر جيوه مى باشد را حساب كنيد. 

صفحه 112:
حل A=5 km=5000000 m2 U2=10.3 km/h=2.86 m/s ea=14.2 mm,hg=14.2*1.33=18.9 mb ed=11mm,hg=11*1.33=14.6 mb Ea=0.291A°%U,(es-ed)=0.291*(5000000) °° *2.86(18.9-14.6)=1.66 mm/day=606 mm/year =0.606 m/year - © .009-6000000000(00*00.9300© ‏كاتلفاتاز مخزن‎ 3 

صفحه 113:
3 ‏از‎ Se) ‏روش بلانى كريدل‎ -0 ش تورنت وايت -© ا 0 

صفحه 114:
در اين سه روش تبخیر و تعرق پتانسیل محاسبه می گردد یعنی تبخیر ازسطحی که ‎Te TD ee De mond eer a CTE Se Ener‏ 7 بلانى كريدل فقط آمار ماهانه درجه حرارت هوا نياز است ولى براى روش ينمن به داده هاى زيادترى نياز مى باشد. دقت در روش ينمن بالاتر است تا +- ‎(c)‏ 1 ل ا ل ۱ پس از محاسبه تبخبر و تعرق پتانسیل ,1۳1 به روشهای فوق می توان از روی روش تجربى زير تبخير از سطح آزاد آب ,18 را محاسبه كرد. و . سرا >1 در تابستان ©.0 ودرزمستان 0.2 و در يائيز و بهار 00.6 موياشد. 

صفحه 115:
روش بلانى كريدل كام اول- ابتدا تبخير و تعرق يتانسيل اصلاح نشده از فرمول ا كم ‎f=P(0.46T+8.1)‏ ‏5 متوسط تبخیر و تعرق پتانسیل اصلاح نشده درماه مورد نظر ميلى متر در روز - م ضريب روشنائى يا درصد ساعات آفتابى در هر یک از ريوزهاى ماه مورد نظر به كل ساعات آفتابى سال 7 متوسط درريجه حرارت روزانه در ماه موريد نظر 

صفحه 116:
| اگر متوسط ساعات آفتابی روزهای فروردین ماه 10.6) ساعت باشد ‎Je‏ ات ‎lly ey‏ رح ران ار ‎banjo‏ ‎P =12.5/4380*100=0.28‏ مقدار « به عرض جنر ‎tree‏ بستگی دارد و مقدار آن در ماههای سال در مناطق با عرض مختلف از جدول بدست مى آيد. پس از بدست آوردن مقدار ۲ با جدول,» با توجه به درصد رطوبت نسبى حداقل » سرعت باد و ساعات آفتابى » « با توجه به منحنى ل بررط ‎Reyes‏ 

صفحه 117:
5 دم حال با توجه بعج و ط بدست آمده از روی منحنی های مربوط به محاسبه ‏ . مقدار تبخیر و تعرق پتانسیل ‎ch‏ بصورت زیربدست می آید: ۳, ۵+۶ 

صفحه 118:
۵ تبخير از سطح درياجه اى به مساحت 7 هكتار را در ماه زيوئيه در منطقه اى كه عرض جغرافيائى آن © 900:23 و متوسط درجه حرارت در ماه مذكور ©© درجه سانتى ا ل ل ل رطوبت در منطقه مذكور كمءتابش زياد و سرعت باد كم مى باشد. 

صفحه 119:
حل f=P(0.46T+8.1) P=0.31 f=0.31(0.46*28+8.1)=6.5 mm/day ©.© ‏بر اساس منحنى ها و شرايط ذكر شده مقدار اصلاحى برابر‎ ‏خواهد بود.‎ Et,-a+bf=8.5 8.5*30=263 mm/m Et,=K.E,” E,-Et,K=263/0.8=328 mm W=(7*10000)(328/1000)=22960 m3 

صفحه 120:
روش ات روش تورنت وايت بر اساس متوسط درجه حرارت ماهانه استوار ‎se)‏ ‏براى محاسنه بروش زير عمل مى كردد: الف: محاسبه شاخص حرارتى براى هر يك از ماههاى سال < شاخص حرارتي ماهانه - متوسط ماهانه درجه حرارت 

صفحه 121:
از جمع شاخص حرارتي 6) ماه سال محاسبه می گردد: -1 شاخص حرارتي سالانه 

صفحه 122:
ج-محاسبه تبخير و تعرق در هر ماه ستبخیر و تعرق ماهانه بر حسب ميلي متر ‎O we 0 eee Peri‏ 9 0 - ضريب اصلاحي - ضريبي كه به شاخص حرارتي سالانه بستكي دارد و مقدار آن از ‎ee mS IOE Ss‏ اك a=(675*10* )IP- (7717107 (۲ + (179710° (۱۱ ۰ ۲ 

صفحه 123:
99 aco 09 099 ی 0۰۶9 099۰۱ 0.00 099 099 6 90 99 

صفحه 124:
مثال: تبخیر و تعرق پتانسیل شهریورماه را در نقطه اي با مشخصات زیر به روش تورنت وايت محاسبه كنيد: متوسط درجه حرارت در ماههاي سال به شرح زير است: ماه ل اك الع الع )| الك الك ال الى OO 4 o|e ۳۱ ‏ال لت ات لت ال ال‎ 1 ass 9 5 ‏ا ات 2 ات‎ 

صفحه 125:
@| Gal) Gl ‏اس الق الع‎ S| Si ce] Se) @ 

صفحه 126:
0 در اين روش تبخير و تعرق از رابطه زير بدست مي آيد: - تبخير و تعرق ماهيانه بر حسب ميلي متر در روز - ضريب مربوط به درجه حرارت < تابش خالص خورشید < تابع مربوط به سرعت باد - اختلاف بين فشار بخار اشباع و فشار بخار هوا به ميلي بار - ضريب اصلاحي 

صفحه 127:
محاسبه یا فشار بخار اشباع تابعي از درجه حرارت هوا مي باشد. Be ‏ا‎ eye's Nes Oe ee) ‏فرمول زير محاسبه مي شود:‎ 

صفحه 128:
محاسبه (12) 1۲ سرعث باد در روز ارتفاع 6 متري ار سطح زمین-کیلومتر در روز ‎ee EEN eos ease Tse‏ ۱9 ‎oy‏ ‏ارتفاع به | .0 4 ل أت 9 ۰ 9 )© ‎i‏ ‎a‏ 9 (0.06 0.0 01 0.8/0.9 |0.8/0.0 23 9 3 9 5 9 

صفحه 129:
۱/۳ ضريب مربوط به درجه حرارت از جدول ©-© به ازاي متوسط درجه حرارت و ارتفاعات مختلف از سطح دريا محاسبه مي شود. مثلا به ازاي درجه حرارت 6©. ©© و ارتفاع بين0000-00© متر از سطح دريا مقدار ان م0(.27 مي باشد. 

صفحه 130:
محاسبه ,+1 تابش خالص عبارتست از اختلاف تابش ورودي به سطح زمين با طول موج كوتاه و تابش خروجي از أن با طول موج بلند . 

صفحه 131:
0 beeps ar ee Cac Non] NPT RT YET cul 9 Bee recor nr OOP pte pe CO) PE Tee Ie Il Rolo meer CWe nen ccs Kenge) حداکثر ساعات آفتابي ممکن که مقدار آن براي عرضهاي جغرافيايي و ماههاي مختلف از جدول ©-© بدست آيد. تعداد ساعات آفتابي واقعي در ماه مورد نظر 

صفحه 132:
در بسياري از ايستكاهها ي هواشناسي به جاي اندازه كيري ساعات آفتابي فقط درجه ابري بودن آسمان ثبت مي شود ,در این صورت ا اك ا ل ا درجه|(0 |0 |© (|© ‎SS‏ 4 ارك ابر تس ‎DoD CDR ce (Dw)‏ را را ۳ لَك 9 6 9 9 5 

صفحه 133:
((/8 (60] (۳)۲ به ترتیببه درجه حرارتل ‎n/N‏ بستگي دارد و مقادیر از جداول ۰6-0 6-0 0-۰ بدست مي ايد. ۳( تبخير و تعرق يتانسيل را درعرض جغرافيايي (0© درجه شمالي با ارتفاع از سطح دريا ©© متروبا متوسط درجه حرارت ماهانه ©.©© و رطوبت نسبي متوسط 66 دريصد ومتوسط ساعت افتابي ©.0) ساعت محاسبه كنيد؟ 

صفحه 134:


صفحه 135:
نفوذ 1۳111۵11010 شدت يا سرعت نفوذ عبارتست از تفاع آبی که اگر در روی زمین قرار كيرد در واحد زمان در زمين زمانى در خاك نفوذ مى كند كه شدت بارندگی از سرعت نفوذ بیشتر باشد. 8 به حداکثر شدت نفوذ در یک خاک معین ظرفیت نفوذ گویند. ا ا ا ا ا ‎eee een ee‏ ۱ می گيرد. نیروی تقل در جهت عمودی عمل می کند ل اه 5 4 عمودى است و برآى همين است كه سرعت نفوذ با زمان كاهش يافته و به يك مقدار ثابت كه نتيجه نيروى عمودى ثقل است مى رسد. اگر لایه سطحی خاک حاوی مقدار زیادی یون قابل تبادل سدیم باشد پس از ل ل ‎PE ACI en eke‏ دهد. زیرا ذرات رس در لابلای منافذ قرار گرفته و جلو نفوذ اب را مد می كند 

صفحه 136:
معادله نفوذ * طبق مطالعات انجام شده توسط هورتون معادله منحنی سرعت نفوذ عبارتست از: 1 6 -۶ )+۶ - ۶ 8 تح + سرعت نفوذ در زمان مشخصر « < 7 سرعت نفوذ اولیه ۳ " - ع ضريب ثابت بستكى به شرايط خاك و ساير فاكتورهاى موثر ‎TES)‏ ا ‎Pe Ep‏ 

صفحه 137:


صفحه 138:
* مقدار » به وضعیت زمین بستگی دارد در خاکهای لخت مقدار ‏ زياد است و در خاكهى كه يوشش كياهى زياد دارند كوجك است. " ,ل, ]در خاكهاى رسى كوجك است ولى در صورت وجود يوشش كياهى افزايش مى يابد. " اكر شدت بارندكى زياد شود ,5 زياد مى كردد. ,”1 تابعى است از شيب زمين- درصد رطبت قبلى(هرجه رطوبت قبلى كمتر باشد ,1 بزركتر است) وشدت بارندكى. " در صورت عدم اطلاعات در حوزه مى توان ,5 ع1, م5 را از جدول بدست آورد. 

صفحه 139:
‎f,- ۶(- 1006‏ وم( ‎log £- = - ae‏ - ‎f- £)‏ سس ‎og 3‏ 006 ‎1 log £- £) ‎kloge ‎ ‏و از اینجا با داشتن شیب می توان ) را بدست آورد.اگر ‎So » log(ffc) 4 cuit‏ ۱ 

صفحه 140:
‎NE eee ewe core ۱‏ توانست خط روبرو را رسم کرده شیب آنرا پیدا نمائیم. ‎ 

صفحه 141:
oO ‏رت‎ ای Cn 0 ene as 9 90 99 ۵ و ساعت ازمايش بصورت زير است معادله سرعت نفوذ را بيدا نمائيد. 006 ed 250 as 00 9 90 00 0 9 0 de 60 ۹ 

صفحه 142:
4 D ۳ ۳ 90 9 9 9 9 (ES) 9 930 ke) ce (ES) کت 0 0 980 9 0 4 0 9 dO de dO 

صفحه 143:
111- a kloge | ~ kx0.431 1 + 8 0.65x0.431 f=f+(£- f)xe* f =10,+(104 10) xe2% f =10+94xe** 

صفحه 144:
‎NS TRE INT Treen ee orey AN)‏ ل مى كردد استوانه اول به قطر (0© و استوانه دوم به قطر 00)© سانتى متر در فاصله دو استوانه (©)سانتى متر )اب مى ريزند اين آب بدليل جلوكيرى از نفوذ جانبى و هدايت نفوذ حلقه ميانى بطور عمودى است. اين روش نفوذ را تا دو برابر اندازه واقعى نشان مى دهد. ‎ 

صفحه 145:
شاخص های نفوذ " منظور از معيارهاى نفوذ شاخص هايى است كه مقدار نفوذ را در ‎Ta‏ ا ا ا ا ‎Oe eee‏ متوسط نفوذ در طول بارش انتخاب شده از مقدار نفوذ واقعى در ل ل ا ل ا كت بدليل اينكه مقدار نفوذ در ابتداى بارش زياد و بتدريج كاهش مى ياد. 8 شاخص نفوذ در طول مدت بارنكى ثابت مى ماند و نشان دهنده نفوذ پذیری خاکهای حوزه می باشد. * شاخصهای تفوذ در شرایطی که یک بارش شدید بر روی خاک مرطوب اتفاق بيفتد بيشتر صادق است 

صفحه 146:
"" اين شاخص متوسط تلفات را نشان مى دهد ويا به عبارت دیگر. مقداری است که اگر بارندكى بيش از ان باشد هرز در تا یر لت را ار كود الى است. " اين انديس نمايشكر مقدار شدت متوسطى است كه از ان به بعد هر گونه اضافات بارندگی بصورت جریان سطحی از حوزه خارج مى شود. در واقع حجم باران اضافه بر معيار 6 با حجم سيلاب خروجی حوزه برابر. است. 

صفحه 147:
در یک سیلاب چنانچه از هیدروگراف سیل اب پایه جدا شده و از هیدروگراف جریان سطحی حجم رواناب سطحی معین گردد. از تقسيم اين حجم به سطح حوزه ارتفاع رواناب بدست مى ايد. حال اگر هیستوگرام بارندگی رسم گردد و خطی چنان رسم گردد که ۰ كم بر سور ردان تلو انس ردنر ل 9 بر می‌گیرد. © نمايائكو تاثير تولم نفوذ بركابو ذخيرهم سطحىإستٍ لذا مقدار لنزبا متوسط تغذيه حوضه در طولمدتبارندكىي رلبر لستٍ 

صفحه 148:
RTD er ers OLY Bes ern Stel SeRE er eis nm Cra) 62 ۱ 5 ‏ارتفاع رولنابوا برلعيكبار شب طريقزير بدستاورد:‎ 

صفحه 149:
را ‎en ee anne ee 9‏ 7۳ ا ‎n per ree‏ ۳ يك بارندكى متوسط با شدت بارش غير يكنواخت مقدار 2) همواره كمى ‎ ‎ ‎ ‏+ مقدار كل نفوذ در طى باران خالص(باران بيش از ظرفيت نفوذ) متوسط شدت نفوذ ‏ارتفاع باران ‏© ارتفاع اب جارى شده ‏5 نگهداشت سطحی 

صفحه 150:
ع ع ا ا ا ريت ترد مقدار حد خود يعنى 10 رسيده وثابت مى ماند در اين زمان شدت نگهداری حوزه به حداقل می رسد یا صفر می گردد. در اين شرایط شاخص ۷ و 0 برابر است.که ۷ در اين زمان ۲010 گویند. حداکثر سیلاب هم در اين زمان ردخ می دهد 

صفحه 151:
۵ در یک بارندگی 6 ساعته که 900 میلیمتر رواناب سطحی ایجاد نموده است می خواهیم شاخص/) حوزه را بدست اوریم.مقادیر بارندگی در ساعتهای مختلف. بترئیب برابر ره ۱22/۸۱ 6 20۱۳ 

صفحه 152:
بارش مازاد 20 do do 92 ds 06 كام pe=p- 26-00 بارندكى ميليمتر در Gels لك ‎de‏ ‏90 ‏90 زمان از شروع بارش O| B| ©] DO] a 

صفحه 153:
* از روی نمودار به از ای بارش مازاد 060 میلیمتر 8) میلیمتر در ساعت بدست می اید. 

صفحه 154:
مثال 6 "" در حوزه اى به مساحت (0© هكتار اريتفاع بارندكى در ساعتهای مختلف به ترتیب برابر ل ل 6-00-6-16. 9-<6- 1.96)-1.9) سانتى مثتر مى ا 1 حوزه و توزيع زمانى ان را مشخص سازيم با توجه به اين امر كه مقدار2) براى(00 هكتار ان حوزه برابر ©9©.© و برای 06 هکتار از آن برابر 6۶ و برای 49 هكتار بقيه برابر با ©.0 سانتى متر در ساعت است؟ 

صفحه 155:
مثال © * در یک بارندگی به مدت © ساعت ارتفاع باران در زمانهاى (0© دقيقه و بترتيب عبارتند از ©. ©-©. ©- 0.6-2-6-0-12)-9. 2 سانتى مثتر در ساعت است با فرض اينكه شاخص 6)برابر ©.© سانتى متر در ساعت باشد مى خواهيم شاخص ,رو را بدست اوريم. Sua 2 2 (oy 

صفحه 156:
h=(2.8-3.5)*20/60*(2.8- 3.5)*20/60+(12-3.5)*20/60+8- 3.5)*20/60+ (6-2.5)*20/60+...=6.5cm P=2.8+2.8+12+0+8+6+1.5+7.5)*20/ 60=13.5 W=P-Q/t=13.5-6.5/3=7/3=2.5 

صفحه 157:
مثال6 شدت بارندگی در. دوره های 000 دقیقه ای برای بارندگی که بر رد ‎Oe Rei eee ewe (OO eter)‏ ساعت چنانچه 7-08 میلیمتر در ساعت باشد مقدار رواناب و ارتفاع بارندكى و شاخص,,: را حساب نمائيد؟ 

صفحه 158:
h=(100-32)+(75-32)+...=19*20/60=43 mm P=25+25+100+...=100mm W=P-Q-s/t=100-43/140/60=24/4mm/h 

صفحه 159:
مثال6 مقدار بارندكى در طى © ساعت بارش بترتيب 2- ©2©6-0- 02 100- 9 ميلى تر در ساعت است رواناب سطحى در اين ‎CnC ee DI)‏ ال ل ‎Be eter‏ 0 رابدست آورید ؟ 

صفحه 160:


صفحه 161:
9 (7 

صفحه 162:
5 ‏اندازه كير‎ Ore Be بخش اعظم دانش هيدرولويي در مورريد مرفولوزي و رفتار رودخانه ها بر نتايج حاصله از اندازه ‎wo‏ هاي مستقیم ‎Ss EC Roe re‏ 0 عنوان هيدرومتري يا آأب سنجي صورت مي كيرد عبارت الست ره ‎a‏ آب ‏اندازه گيري عمق آب ‏* اندازه گيري سرعت آب ‏* اندازه گيري دبي آب 

صفحه 163:
ran) ‏كير 5 سطح‎ PB) Et) * اندازه گيري با استفاده از اشل(خط کش) در- حاشیه رودخانه ا 0( # لیمنیگراف ea! 

صفحه 164:
اندازه كيري با استفاده از اشل(خط كش) در حاشیه رودخانه : اشل در حاشيه رودخانه نصب مي كردد ودر صورتي كه رودخانه يهن باشد از جندین اشل در ار تفاعات مختلف استفلده مي شود.در واقع خط كشي كه در تراز بالاتر اسب ادامه خط كش يائيني است. معمولا اشل دو بار در روز قرائت مي گردد ودر مواقع سيلابي تعداد قرائت بالا مي رود. در کنار رودخانه نقطه ثابتي انتخاب مي ‎er)‏ ل 3 ‎ES ence precise)‏ ص 

صفحه 165:
استفاده از عمق یاب * در صورتي بکار مي رود که بتوان در هر نوبت اندازه كيري ان را در محل ثابتي نصب كرد.مثل دو نمو نه زير: 

صفحه 166:
ro ت " در مواردي بدليل كمبود نيروي انساني از دستكاه ثبات اندازه 0 ۱ as 

صفحه 167:
داغ آب در مواردي كه فقط اندازه كيري بالاترين رقوم سطح آب نياز إن ا ا ل ا ا ا ا 9 برخورد آب تغير رنك مي دهد. در رودخانه ها از اثر آب بر ديواره ها استفاده مي شود. 

صفحه 168:
‎PB) Et)‏ گیر 5 عمق آب ‏"" استفاده از ميله مدرج "" استفاده از كابل ۳۹ 

صفحه 169:
اکوساندر استفاده از ابزار هاي صوتي كه از خاصيت سرعت عبور امواج صوتي در داخل آب و برخورد آن به كف رودخانه و ‎TO‏ ا ل ل ل فاصله زماني از ايجاد يك صدا تا زمان بركشت انعكاس ان از كف رودخانه . 

صفحه 170:
اندازه گيري سرعت آب * اندازه گیری با جسم شنا استفاده از مولینه ۴ با استفاده از روش شيمياني "ا با استفاده از اولترا سونيك 

صفحه 171:
9 در يك بازه مشخص و مستقيم از رودخانه جسمي در داخل آب انداخته شده و زمان طي شده براي طي مافت محاسبه مي شودو از راطه زير سرعت بدست مي آيد. الراك V,,=K.V ‎445K‏ عمقب ستگیدارد و برلبر ©.0 تا ©.0 (0.6) مي باشد. ‏ل © هي 

صفحه 172:
استفاده از موا لينه اسان كار جرخش يروانه در اثر سر ‎as‏ ‏اثر روشن خاموش و روشن شدن جراغ 5 بوق ثبت مي شود. اگر ۸ تعداد دور باشددر دقیقه سرعت برابر است با: V=a+bN ضرايب مولينه هستند و توسط كارخانه در كاتالوك آمده است. براي مولينه يرايس عبارتست از: A=0.03 B=0.67 

صفحه 173:
| Terme * اندازه گيري با نمك " اندازه كيري با مواد رينكي 

صفحه 174:
ل ۳۱۳0 مقداري نمك به آب اضافه مي گردد در نقطه اي از رودخانه و در طول مشخصي هدایت الكتريكي اندازه گيري مي شود با تغير هدايت زمان اندازه كيري مي شود.و از فرمول زير سرعت بدست مي آید: AVS yal 

صفحه 175:
اندازه كيري با مواد رنكي از مواد رنكي مثل رودامين استفاده مي شودو همانند روش قبل در طول مشخصي در يايين دست غلظت مواد رينكي اندازه كيري مي شود وقتي غلظت ماكزيمم شد زمان بدست مي ايد و از فرمل زير سرعت بدست مي آيد: ۳۹ 

صفحه 176:
سرعت ۱۳ ل ‎enone‏ ‏" روش دو نقطه اي " روش سه نقطه اي " روش پنج نقطه اي 

صفحه 177:
روش يك نقطه اي خط عمودي بر سطح اب در نظر گرفته شده و روي این خط 9 موردي است كه عمق (20© سانتي متر باشد. 

صفحه 178:
روش دو نقطه اي سرعت در عمق ©.0 و©.0 اندازه كيري مي شود. 2 

صفحه 179:
‎ts)‏ سه نقطه اي در این روش سرعت در 0.9) و 2.9 و ©0.6 عمق اندازه گيري ‏مي شود و از فرمول زير بدست مي ايد: ‎er‏ ال ا 0 

صفحه 180:
روش پنج نقطه اي سرعت در © نقطه در سطح آب در كفه و در ©.0 و 9 و 9.() عمق بدست مباید.و از فرمول زیر بدست مي اید: 2 

صفحه 181:
al ‏گیر ي دبي‎ PB) Et) " روش رياضي * با استفاده از مواد شيميائي " از روي شيب و ضريب انتقال " از روي قرائت اشل " اندازه كيري در جريانهاي كوجك 

صفحه 182:
۱۳ ‎pert tear CL CECE RIS peo =I 9]‏ ال ل ‎cette TS) erie ee Ce‏ 0 فرمول زير بدست مي آيد: 

صفحه 183:
از روي قرائت ‎١‏ از ارتباط بين ارتفاع ؤسطح آب و دبي رودخانه استفاده مي كردد وازٍ رابطه همبستكي بدست آمده در ساير زمانها با اندازه گيري ارتفاع آب دبي از فرمول بدست مي آید. 

صفحه 184:
tellite antenna ‏سس‎ Transducer Monitored stream 

صفحه 185:
رواناب Runoff 

صفحه 186:
كت هركاه شدت بارندكي از ظرفيت نفوذ خاك بيشتر باشد بخشي از آب حاصل از بارندكي بعد از يركردن كوديهاي سطح زمين در امتداد شيب براه مي افتد و از طريق رودخانه اصلي از. حوزه خارج مي گردد.به این بخش رواناب گویند. با توجه به اينكه خصوصيات فيزيكي حوزه ثابت مي باشد بين ا ا 0 

صفحه 187:
رابطه بارندگي و رواناب در حوزه هاي داراي آمار با برقراري رابطه همبستكي بين بارندكي و رواناب مي توان رواناب را بدست اورد. 5 < ارتفاع رواناب سالانه -بارندكي بر حسب اينج <عرض از مبدا -شيب 

صفحه 188:
0 5 روش در حوزه هايي كه در انها داده هاي دبي وجود ندارد سازمان حفاظت خاك امريكا روش زير را ييشنهاد كرده است: - بارندكي بر حسب اينج ‎pe eee Py aes‏ - ضريب نكهداشت سطحي - شماره منحني مربوط به حوزه كه روش بدست اوردن از روي جدول مي باشد. 

صفحه 189:
en مقدار آ"[2) از روي جدول بر اساس نفوذ ژذيري خاك (گروههاي ۸ر ,8 ,0 )و يوشش سطح حوزه بدست مي اید. ‎mm/h‏ کت 0000 وموم 5۱ 971522 ‎D era)‏ ‎ ‎ ‎ ‎ ‎ ‎ ‎ ‎ 

صفحه 190:
مثال: © براورد شده است جنانجه ارتفاع2117) در يك حوزه مقدار بارندكي ©© ميليمتر باشد ارتفاع رواناب را محاسبه نمائید و اگر سطح حوزه 600 کیلومتر مربع باشد حجم رواناب را بدست اورید: 

صفحه 191:
> CN=69 P=75mm=3 inch S=1000/69-10=4.49 Q=(3-0.2*4.49)/(3+0.8*4.49)=0.67 inch=17 mm W=20*1076*17/1000=340000 m*3 

صفحه 192:
روش استدلالي(رشنال) الف:تخمين ارتفاع رواناب ساده ترین روش براي تخمین حجم ۳ ارتفاع ‎ania) py‏ 0 از روش استدلالي لمت در اين روش در رات تکمین رواناب بصوريت دريصدي از بارندكي است: Q=CP ۲ بارندگییر حسبمیلیمتر 0 ارتفاع رولناببر حسبميليمتر عضريبوولنابظاز جدولبر لساسشيبو يوشش) 

صفحه 193:
0 4-0 ب:تخمين دبي جريان رواناب اكر باراني با شدت: روي حوزهاي به مساحت ۸ ببارد اگر شدت بارندگي ثابت و مدت بارندكي برابر زمان تمركز حوزه يا بيشتر باشد حداكثر دبي رواناب با توجه به ضريب رواناب برابر © برابر خواهد بود بيا: ‎Q= CIA‏ 0 ee nal PO ErEee) 9 ae ]-شدتبارندكيير حسبسانتيمتر بر ساعتكه مدتازير لبر زمان تمرکز باشد ‎ero‏ كك 

صفحه 194:
توجه: اگر ۸بر حسب کیلومتر مربع و [برحسب میلیمتر بر ساعت باشد معادله به صورت زیر است: Q=0.278CIA 

صفحه 195:
مثال: از يك حوزه آبخيز كه خاك ان از نوع شني لومي است به عنوان مريتع استفاده مي شود . باراني به شدت ©0 ميلي متر در ساعت به مدت ©.) ساعت روي حوزه مي بارد. ارتفاع رواناب و دبي آنرا محاسبه كنيد.شيب اراضي م” درصد است و مساحت حوزه ۸.6 کیلومتر است؟ 

صفحه 196:
> Q=CP=0.16*(15)*1.5=3.6 mm Q= CTA=1/36*0.16*15/10*(2.5*100)=1.67 m~3/s ل ا ا ‎ee Seer Ie sera‏ ا رح( 

صفحه 197:
جدول بارلو: در سال ©0©0 رابطه بين بارندكي و رواناب را در حوزهاي به وسعت (030 كيلومتر مربع بصورت زير ‎eevee Qe esate Aree ECD)‏ هوايي و شرایط حوزه دارد: R=KP 

صفحه 198:
جدول بارلو 5 as do 59 60 60 متوسط ‎ao‏ ‎aS‏ ‏20 9 بارندكي كم 7 ae 13 66 99 شرايط حوزه دشت و قابل ‎Peon‏ ‏قابل کشت كوهيايه اي وتا حدودي قابل تسیر Can) B| O| O| a 

صفحه 199:
رابطه اينكلز: اینگلز امار 00 ایستگاه هيدرومتري را در سال 900 مورد بررسي قرار داد و دو معادله براي دو منطقه جهت محاسبه رواناب ارائه نمود: R=0.85P-30.5 ee) 2 2022175 بارندگي به سانتي متر-۳ كك © كل الى 

صفحه 200:
روش بیلان آب در روش بیلان با مشخص بودن سایر پارامترها مثل بارندگي تبخير جريان زير زميني و نفوذ رواناب بدست مي ايد: R=P-E-I-AS 

صفحه 201:
ATR Bee) 

صفحه 202:
" آبهاى زيرزمينى يكى از منابع حياتى تامين اب مصرفى و رفع نيازمنديهاى جوامع بشرى است. ا لا ل ‎Dee‏ ‏بردارى علمى از ابهاى زير زمينىء اين منبع حياتى همانند ساير منابع دستخوش تغييرات شكرفى شده و روز به روز به فاجعه تهى ‎Fee eee eo‏ " أبهاى زير زمينى از نظر هيدرولوزيكى در مسير جرخه ابى طبيعت قرار دارد ولذا بجاست كه در درس هيدرولوزى از آن سخن به ميان ايد. 

صفحه 203:
عام ايجاد تمدنها " كفته مى شود © درصد از كل ابهاى شيرى سطح كره زمين به ‎he peewee Se Ss Bie Bye‏ اك سطحی تشکیل می دهد. از اینرو از قدیم هم تمدنهای بسیاری بر ‎Pn PCE‏ ا ‎PSUS EO STOP REE ree cern‏ كوج و مهاجرت مردم اتفاق افتاده و اثرى از رونق و ابادى به جاى اك " تمدنهاى باستانى از قبيل جين»ايران ومصر در استفاده از اب زير زمينى تجارب زيادى داشته اند .وجود قنات ير اب و طولانى در استانهاى كرمانءيزد و كاشان نمونه اى از زحمت و تلاش مرم اين خطه مى باشد. 

صفحه 204:
مزيت استفاده از آبهاى زير زمينى "" سهولت بهره بردارى "" ثابت بودن كيفيت اب»درجه حرارت و مقدار نمك و املاح ل لكك 00 نام 0 5 ‏ا ا‎ eres) os a " كمى هزينه استخراج نسبت به تهيه اب از منابع سطحى مثل اياد سدو... "" سرعت عمل در استخراج و برنامه ريزى 

صفحه 205:
یورش ناگهانی برنامه ریزان دولتی و خصوصی جهت استفاده از ابهاى زيرزمينى و عدم وجود مقررات سخت» ناديده انكاشتن و جدى نكرفتن قوانين موجود از طرف افرادى كه احتمالا هيج تجربه اى در اين مورد نداشتند موجب كرديد كه هزاران جاهبدون مجوز در فلات مر كزى ايران و حاشیه کویرها حفر- گردد.اين امر موجب پایین افتادن سطح سفره آب و در بعضی از نقاط موجب نابودی ابهای زیرزمینی گشته است که این از ضایعات نسل اینده خواهد بود. 

صفحه 206:
مبدا پیدایش " آبهاى زير زمينى بخشى از نفوذ آب باران مى باشد كه در طول _ هزاران سال در لایه های مناسب زمین انباشته شده است. مقدار آب زير زمينى در نواحى مختلف بسته به عواملى از قبيل درجه يوكى خاكء عمق لايه آبدهءسطح تغذيه و... متفاوت است. " حركت ابهاى زير زمينى در جهت شيب لايه هاى زمين بصورت بسار کند صورت می گیرد واين حرکت موجب پیوستن این ابها به ا ل ل ال ‎vee ee‏ خود به درياجه ها » دريها و باتلاقها مى ريزد. ا لا ا ‎ECCS Eee nest‏ عميق و نيمه عميق امكان يذير بوده و بدين از لايه هاى زير زمين اب را استخراج و به سطح زمین می رسانند. 

صفحه 207:
تخمین عمر آبهای زیر زمینی " منظور از سن آب زير زمينى » مدت زمانى است كه اين آب در محل انباشت كرديده است. اين امر با استفاده از راديو ايزوتويها به سهولت امكان يذير است. هيدروزن-© يا تريتيم و كربن-"06 از ايزوتويهايى هستند كه در این مورد کاربرد دارد. 2 عمر هیدروژن-0 در حدود 19.9 سال و كربن-<6) در حدود (76©)0© سال مى باشد. اكر + زر ادیواکتیویته مشاهده شده. : ‎etpts| ٩,‏ 2 ا كك ا ‎ee eC re nn ern‏ ماده راديو اكتيو باشدء ميتوان فرمولهاى زير را براى تعيين سن ۳ 

صفحه 208:
"" ايززوتوب كريبن-062) در يك سطح تقرريبا ثابت در جو موجود بوده و در ابهاى زير زمينى به صوريت 002در نتیجهفعالیت حیاتی موجود زنده يا ريشه گیاهان و یا از پوسیدن مواد الی یا هوموس تولید شده» حل می گردد. از کربن 46 برای تخمین سن اب از چند صد سال تا تقریبا 0 سال و از هيدروزن2 براى تعيين سن اب تا ))(1 7 0 ۳ 

صفحه 209:
2 0 een ‏مطالعات زمين شناسى‎ * ‏مطالعات هیدرولوژیکی‎ * ‏مطالعات زنوفيزيكى‎ * ‏حفارى جاههاى كمانه‎ !" 

صفحه 210:
ا ۱ مختلف زمینساختار زمین شناسی و چینه شناسی سنگ ها می توانند به امکان آب پی ببرند. به علاوه با استفاده از لوگ چاهها و حفارى كمانه» اطلاعات ذى قيمتى از مقاطع يوسته زمين در اختيار زمين شناسان قرار مى كيرد تا از ان در تكميل مطالعات خود بهره جویند. ا ا ل ا ف 0 0 توجه مى كندكه يكى درجه يوكى لايه است كه با توجه به ان به مقدار انباشت يا ذخيره ابى يى برده مى شودو ديكرى درجه سهولت عبور و انتقال اب از مجارى باز داخل زمين است كه به ضريب ‎a‏ 0 

صفحه 211:
"" لايه بندى اطلاعاتى از قبيل نوع رسوب»ضخامت لايه هاء شيب انهاءييوستكى لايه هاى آبده آبخانه را ارائه مى نمايد. " ساختار زمين یک منطقه وضع کلی تشکیلات از نظر ‎oi UO gee en ED CCE) Pt‏ " آبهاى زيرزمينى در انواع مختلف سنكها مثل سنكهاى اا ال ل اا ل 0 سنگهای دگر‌گونی تشکیل می گردد. 

صفحه 212:
سنگهای رسوبی(/1۵10 9 مصنل 5 ‎(rocks‏ ‎eyes ede OS eet Ee She RET e eye Ceri‏ دهد اما حاوى ©© درصد أبهاى زير زمينى كره زمين مى باشد.اين سنكها يتانسيل مناسبى براى ذخيره آبهاى زير زمينى داريد. ‎AC cree‏ ل لت ‎wis) cia *‏ ا ا 9 + ا ‎(Unconsolidated rocks)‏ 

صفحه 213:
11 ‏ل‎ eens Vee Re ene BNE Lenn ‏عمدتا از کربنات کلسیم و یا سنگهای دولومیتی(م:001001) که از‎ ‏م ا ل ل ال‎ اين قبيل سنكها در ابتدا يك يارجه بوده اما به تدريج شكسته و شكافدار مى شود.يخ زدن اب در شكاف اين سنكها و انحلال ا ل ل ل ۱ مقادیر زیادی اب ش ین می باشند. سنگهای اهکی زاگرس نمونه مناسبى از اين سنكها مى باشند. لازم به ذكر است بعضى از انواع سنكهاى رسوبى سخت مثل 0 ‏ا ل‎ (l (cheval Ween ‏قابليت تشكيل ابخانه را ندارند.‎ 

صفحه 214:
سنگهای رسوبی سست "" اين سنكها از موادى مانند ماسه» شنء قلوه سنك»» سيلت و يا مخلوطى از مواد فوق تشكيل شده اند.با توجه به بافت اين لايه هاى رسوبى قابليت ذخيره آب در انها متغير است اما بطور كلى اين لايه ها از بهترين منابع ذخيره ابى در منطقه مى باشند.ريسوبات سست معمولا بصورت رسوبات آبريفتى»رسوبات دريايى»رسوبات مخروط افكنه و رسوبات يخجالى و توده هاى شن شناسائى مى شود ودر صورت ا ا ا ا كت را فراهم مى آوريند. 

صفحه 215:
سنكهاى آذرين "" ان سرد شدن مواد مذاب آتشفشانى يديد مى ايند از اين سنگها بازالت و گرانیت دارای نفوذپذیری فوق العاده کم است و تشكيل آبخانه در ‎FRE C0 Os mn Wa‏ در اثر حركات زيمين و شكافداريشدن در صورت اتصال منافذ در مناطق پر باران آبدهی مناسبی دارد. 

صفحه 216:
۳ " اين سنكها در اثر فشار و حراريت از دكريكونى ساير سنكها يديد مايد و از نظر آبخانه كم آب و فقير مى باشد.در بين اين سنكها مرمر كه از دكركونى سنك اهك يديد مايد به علت شكافدار بودن از آبخانه غنى برخوردار است. " بطور كلى سنكهاى جوان از ميزان اب غنى تر ان سنكهاى قديمى هستند و اين بدليل تراكم انها است. 

صفحه 217:
مطالعات هيدرولوزيكى * اين روش به عنوان روش مکمل در مطالعات زمین شناسی می باشد ‎ee SO kL Scere)‏ ا " در مطالعات هیدرولوژیکی میزان باران سالانه منطقه میزان آبی كه آبخانه را تغذيه مى كند يا از منطقه خارج مى شود همجنين تعداد جاههاى منطقه و ميزان آبى كه بدون افت سفره مى تواند استخراج شودء وجود يا عدم وجود رودخانه و جهت حركت ابهاى زير زمينى مد نظر قرار مى كيرد. * درجه نفوذپذیری خاک هم از دیگر پارامترهای مد نظر در این بحث مى باشد. 

صفحه 218:
روش های ژئوفیزیکی " اين روش كران مى باشد. " اين روش بطور غير مستقيم اطلاعات لازم را فراهم مى كنندو ا ا ا ا 0 ا 1 ذرات خاك را مشخص نمى نمايد.اما از تفسير اطلاعات و داده هاى زئوفيزيكى به سهولت مى توان به بسيارى از خصوصيات فوق دست يافت. " اين روشها عبارتند از: ‎TEE (‏ ا ا ا ل ا ا ل ل ©-روشهاى زئو فيزيكى زير سطحى 

صفحه 219:
20 Se SIC etal " روش زلزله نكارى: 382 ترين روش در روش زئوفيزيك سطحى است جهت اكتشاف اما ان ۶ oo 0 ne eee res nts nce eee ee) ‏زيادى كيرنده هاى كوجك زلزله نكارى بنام ززئوفون‎ ۳ ‏كه در فواصل و جهات مختلف و دور از منبع انرزى كار كذاشته‎ ‏ل ا ا ا‎ Ean) مواد سست ماند شن و ماسه امواج را خيلى كندتر از سنك هايا كانى ‎nie De eS eye ee eer tees Sen‏ جریان آب زیر زمینی نشان داده می شود ولی عمق ان مشخص ‎DS‏ 

صفحه 220:
* روش الکتریکی اغلب براى ‎tla y ps pe Nay VOSS‏ ۳0 ارزان مى باشد.اساس كار در اين روش بر عبور يك جريان ‎eS PS ROS SIE LES ry eines)‏ ۳ ‎Sel es Gatien SI ic esl cues‏ ان رز ‎soa Ie‏ هاى فلزى كه در زمين كوبيده شده به زمين وارد مى ‎Rabe‏ مقدار (132) بر ای آبخانه های از مخلوط قلوه سنگ»شن و ماسه حاوی اب شيرين از حدود (6000 ت66 اهم مت متغیر است.در ابخانه با اب ‎Gas‏ ۱۹/0 ‎yee ke ee Siecle er‏ 00 در مورد اب شيرين ومناسب (182) برابر (0)© اهم متر است. 

صفحه 221:
‎BIT) te)‏ سطحى كك م " لوك صوتى "" لوك راديواكتيو 

صفحه 222:
حفاری جاههای گمانه " دقيق ترين راه براى بدست اوردن اطلاعات در موردوضع لايه هاى زمين وكيفيت آب حفر جاههاى كمانه مى باشد. "" عموما در جاههاى كمتر از (00(0 متر ارتفاع با بافت سست حفر گمانه براحتی جایگزین عملیات ژئوفیزیکی ‎CUE ERE a7)‏ 0 ار ال ‎SRE‏ 0 ا مى شود(بدليل هزينه بالاى حفر) 

صفحه 223:
۹ " منظور از لوك جاه ثبت و ككزارش مرياحل مختلف حفارى است كه با استفا ده از ان به اطلاعات زيمين شناسی» کمیت و كيفيت اب در لايه هاى ابخانه يى مى برند. * لوگ چاه شامل گزارش مریوط(حفاری-زمان)»لوله كذارىءتشكيلات زمين شناسيو تغيرات زئوفيزيكى لايه ‎Cala‏ cee PEE NSU Beep eT eer ‏لكك‎ err 

صفحه 224:
کیفیت ابهای زیر زمینی " شيميائى " فيزيكى " بيولوزيكى ‎oie‏ ۳ 

صفحه 225:
فيزيكى " دما " كدوريت ۹ مره 

صفحه 226:
شيميائى " تعييين غلظتاملاح محلول غيرالى " تعيين غلظت مواد الى ei "" هدايت الكتريكى %SAR,TDS,Na ® 

صفحه 227:
لك ۳ ‏ات ا ا‎ I ‏بيمارى زا‎ ول با تعيين كليفرم ها 

صفحه 228:
600 ا ا تك الا ف 2 مى كردد.سختى اب بر حسب اكى والان كربنات كلسيم تعيين مى 3103 0 ‏ال ل‎ Or MV Cems iaBSEL ‏ذكر شود معادله بصورت زير در مى ايد:‎ 

صفحه 229:
9 ا ۳۳ 20 ten 27 ‎dSO-300‏ آب سخت يا سنگین» کیفیت نامناسب ‏بيشتر از 0000© آب خیلی سنگین»کیفیت بد ‎ ‎ ‎ ‏طبقه بندى سختى بر اساس سختى مك كارتى ‎ ‎ ‎ ‎ 

صفحه 230:
ات ‎2D)‏ ۲ برای مصارف گوناگون رک کار بر ار رک ار م اشامیدنی با احتیاط واكر مقدار كلر بيش از 60000 /7721 باشدتقریبا برای کشاورزی هم غیر استفاده است. 

صفحه 231:
(Sodium Absotion SENG CY aad ‏درصد‎ "" درصد سديم آب بوسيله عامل 5,412 در واحد اكى والان بر ميليون بیان می گردد. " از حاصلضرب22721 در ضرايب زير مقدار اكى والان در ميليون بدست مى ايد.براى كلسيم ‎cmpten (R(t ele)‏ 0 12 7 

صفحه 232:
252 Wem etn] ‎٩‏ استاندارد اب اشامیدنی ‎۱ ۹ 09 0 ‎ ‏حد توصیه شده ‎ppm SOO‏ ‎ ‏معيار ‏مواد باقى مانده باريم ‏كادميم ‎ ‎ ‎ ‎ ‎ ‎ ‎ ‎ ‎ ‎ ‎ ‎ 

صفحه 233:
9 ‏اس‎ io i ‏یک ماه نبایستی بیش از (10 دربصد نمونه کلیفریم نشان‎ ‏دهند.‎ * در نمونه های 40060 میلی در یک ماه نبایستی بیش از 00 درصد نمونه کلیفرم نشان دهند. 

صفحه 234:
استاندارد اب صنعتى اسناندارد صنعتى بسته به موارد مصرف متفاوت است مثلا ابى كه براى مصارف خنك نمودن موتورهاى احتراقى يا بخار توربين استفاده ى شود كاملا متفاوت است. مثلا در مواردى سختى 0 قابل تحمل است در صورتى كه در توربين ها حتى 2226 نيز قابل تحمل نمى باشد. درجه بندى اب از نظر porno ‏كه‎ شورى سختى نوع اب ‎y/ bie)‏ ا ‎SO 900‏ درجه یک راز( 60 درجه دو ‎SOOO‏ 6 2 جاع حه2 ا ا 0 

صفحه 235:
استاندارد اب کشاورزی ED en ee en ee Se nen Nene BBY eterna ad BSE e ee Oreo eee SDE ee a ay) ‏ل‎ Sa brevor COLES eye rere eres eee crae Stes ‏بررسی می شود.‎ PSS Tee LOE Tee SES EL Ser TIERED aa ‏توجه به دياكرام كرو هاى 1 15) جزء ابهاى خيلى خوب و ايهاى كد‎ weal ed ‏افق او‎ C11 (C799, Css ‏تشر‎ ‎38 C1S3,C2S3,C3S2,C3S305 8 9348 ‏است انهائى‎ ‏مى كيرئد براى ابيارى مناسب مى باشندكه يافت خاك سيك و قابلية‎ ۰ ‏خاص وبای گیاهان ویزه قابل استفاه می باشد.‎ 

صفحه 236:
Ey ۱ ۳3 (ORS ORS) ORS E (ES) as-9 هدایت الکتر یکی 106/0112 ‎0-CSO‏ 900-700 ?SO-CeSO Bees SOOO درجه شورى کم زياد خیلی زیاد 

صفحه 237:
طبقه بندی انواع ابخانه ها ‎la) ®‏ ا ‏به تشكيلات زمين شناسى اطلاق مى كرددكه بتواند اب را در خود ‎ee oS‏ لك اه از نقطه ای به نقطه دیگر انتقال دهد ویا توسط پمپاز در اختیار مصرف كننده قرار دهد.اين لايه ها از اب اشباع بوده و بهره بردارى انها 0 ‎1 pe Penrice ‏ا 2 ا‎ Ge] ‏8 ابخانه های باز ‏* ابخانه های بسته ‏* ابخانه های نشتی ‏"" ابخاه هاى ايده ال 

صفحه 238:
۳ "" هر ابخانه اى كه سطح سفره اب با جو در تماس بوده و ‎nb]‏ ل 0 ل ل 0 0 ابخانه لايه هاى بالايى قابل نفوذ بوده و جريان ثقلى اب قادر است خود را به سطح سفره اب برساند. 

صفحه 239:
ابخانه هاى بسته "" در ابخانه هاى تحت فشار اب با جو در تماس نمى باشد.و ابخانه بين دو لايه غير قابل نفوذ د بالا و يايين سفره قرار ا ا ل ۳ اب در جاه بالا مى ايد و كاهى اوقات از دهانه جاه بالا مى زند كه به ان جاههاى ارتزين كويند..فشار در داخل يا هر که رنه از تیار ‎(Sul) Bey pe‏ 

صفحه 240:
ابخانه های نشتی * بندرت ابخانه بطور مطلق باز يا بسته دیده می شود و عموما ابخانه ها بين اين دو وجود دارند كه به انها نشتى اطلاق مى كردد.اين ابخانه در دشت هاى ابرفتى و نقاطى كه قبلا درياجه بوده ديده مى شود ويمياز در انها از هر دو ‎eats‏ ا ل 

صفحه 241:
ایخانه های ایده ال Dee hee re eye eer ce a ken prac tes 9 ia ‏طوری در نظر می گیرند که از نظر ضریب ابگذری در‎ ‏تله حبات كدان نان با سكن اكد‎ 

صفحه 242:
‎is) ""‏ ۱2۱۶۱۳۸۱۵۱۵ به لایه های از تشکیلات زمین شناسی که از اب اشباع بوده ولى اب ان كم مى باشد و انتقال اب در داخل ان جزئى است كويند و از نظر اقتصادى قابل بهره بردارى نمى ‏باشد. 

صفحه 243:
* ابخانه ناتر اوا(قتمتانن۸) به لايه هاى از تشكيلات زمين شناسى كه ابها در ان بسيار كم ‎TOES IB)‏ ل ۱ بهردارى ان ان اقتصادى نمى باشد. تعاریف فوق کاملا مطلق نمی باشد بلکه ممکن است یک ات زر اش رک سر الییه نر زک رک ال كروري ترباوا خوانده شود. 

صفحه 244:
ee eee) نسبت حجم منافذ در توده خاك را به حجم كل ان توده در جه پوکی گویند که بصورت درصد بیان می گردد. " بطور مثال در یک آبخانه با مواد سیلتی درجه پوکی در حد 600600 درصد حجم آبخانه مى باشد و اين بخش كاملا از آب ير مى باشد. 

صفحه 245:
آبدهی ویژه((۷۱۵10 060166 " حداكثر ذخيره آ ب در يك لايه از زمين با حجم فضاى خلل و فرج ‎PaO pe pene Rot a ee er‏ ذخيره را يس دهد.مقدار آبى كه بطور آزادتحت نيروى ثقل از حجم ‎epee‏ ا ا ‎rye Se rent See roe‏ ‎rig)‏ ۳ " ابدهى ويزه يك عدد بدون بعد است و مقدار ان براى خاكهاى مختلف از جدول بدست می اید 2۷ حجم لبوها شدم الك لكا كك 

صفحه 246:
نگهداشت ویژه(60 06618 ‎(retention‏ ‏نكهداشت ويزه مقدار آبى است كه در يك حجم نمونه؛ يس از آزاد شدن آب تحت تاثير نيروى ثقلء باقى مى ماند. در واقع حجم خلل و فرج یا درجه پوکی از دو بخش عمده» حجم مربوط به آبدهی ویژه و حجم مربوط به نگهداشت ویژه تشکیل می شود. | Y 

صفحه 247:
ضريب ذخيره( ©[5101260 0 ‎(coefficient‏ ‏ا 0 ابخانه های بسته ضریب ذخیره برابر است با حجم ابی از یک ‎PACD ere Nene NCGe Br aro WEN PIseE EES)‏ ازاد شده یا به ابخانه وارد می گردد. براى مثال اكّر دريك آبخانه از 00 متر مربع سطح ابخانه برى کر و رون مق ‎eae eee DS Ee kaye‏ كت براى تخمين مقدار ضريب ذخيره از فرمول ‎Sc=3*10-‏ ‏گر 2-0 5< 

صفحه 248:
" اكر در يك سفره افت به اندازه/ 181 باشد ميان حجم اب خروجی برابر خواهد بود با: الك ا ۹( 

صفحه 249:
۵ " در يى اكيفر غير محصور ضريب ذخيره 00.09 و مساحت ان برابر 0239 كيلومتر مربع است. در يك دوره خشک سالی سطح ایستابی به اندازه 0.06 افت کرده است در اين مدت جه حجم ابى از اكيفر خارج شده است؟ 

صفحه 250:
۱ GP ا ل 1ف 

صفحه 251:
آبدهى سالم(3:1610 ©521) منظور از. ابدهی سالم یک آبخانه» مقدار آبى است كه بتوان طی یک دوره طولانی از چاه استخراج کرد بدون اينکه سطح سفره اب زیر زمینی پایین افتد. در واقع ابدهی سالم با متوسط مقدار ابی که به طرق مختلف وارد ابخانه مى كردد برابر است. 

صفحه 252:
(0 اين ضريب برابر حجم ابى است كه در واحد زمان از سطح مقطع واحد و كراديان هيدروليكى واحد د ر درجه حرارت (0)© درجه عبور مى كند. ذكر درجه حرار ت (0© درجه بدين علت است كه لزجت مايع با درجه حرارت تغير كرده و سرعت حركت اب را تغيير مى دهد. عوامل موثر در ضریب: )-قطر ذرات: 12 تابعى از مجذور قطر ذرات است. © را بطور متوسط برلبر (0000 مىكيرند. سطح ویژه ذرات هرچه ذره کوچکتر سطح ویژه ان بیشتر است. 9درجه حرارت 

صفحه 253:
شن درشت بدون دانه ریز خیلی قابل نفوذ ‎doe‏ ریت رن كلض با شن وریگ Repent] ۱3 0 لیمون-شن ورس كم قابل نفوذ رس یکدست غير قابل نفوذ 

صفحه 254:
مقدارمتوسط ع: ‎aS‏ ا ‎WS‏ | ‎SDE E Ieee)‏ ا لالم 

صفحه 255:
۵ " ضريب نفوذ يذيرى ذاتى در يك تشكيلات زمين شناسى ل رك ل ل ‎pin Gr Peery‏ 

صفحه 256:
۵ rere es er ‏ا‎ ie ‏ضخامت هاى (00(:019:20 متر و ضريب نفوذ يذيرى به‎ ‏تريتيب <5-00(*6, ©*100-*, <000*6-* سانتى متر بر‎ ‏تانیه برای جریان در جهت لایه ها و عمود بر آنها حساب‎ 53 

صفحه 257:
Pee ee ees) ‏عبارتست از حجم ابی که از سطح مقطع معین از لایه ابده در‎ * واحد زمان عبور کند. و رحس داشت 

صفحه 258:
لاف ۱090:۱۱۱۱ * از انجا که فرمول دارسی را می توان بصورت زیر نوشت: ۳( ‎yee dS eee SE eee Ye" SBN Ol s eben‏ ‎(aaa‏ ‏با توجه به اینکه ۲ را می توان از ازمایش پمپاژ بدست اورد لذا از ل ا ا ا كت 1. 0-1 در ابخانه هاى تحت فشار بجاى ضخامت لايه ابدار(131) ضخامت لايه رس ‎(OS‏ 

صفحه 259:
جریان دائمی و غیر دائمی در چاه "" منظور ان جريان دائمى عدم تغيرات دبى يا سطح اب جاه ا ا ا 3 تغيرات دبى يا سطح اب جاه نسبت به زمان در هنكام يمياز گفته می شود. 

صفحه 260:
هیدرولیک چاهها برای مطالعه هیدرولیک چاهها دو حالت عمده بررسی می شود كه در هر حالت فرمولهايى ارائه مى كردد تا وضعيت هيدروليكيجاه را مشخص نمايد. اين دو حالت عبارتند از: )-هيدروليك جاه در حالت تعادل ©-هيدروليك جاه در حالت نايايدار 

صفحه 261:
هيدروليك جاه در حالت تعادل 20 eres OI eee) eee een mnie ‏اگرپس از مدتی سطح اب در داخل چاه ثابت بماند و با تدام‎ يمياز كاهش نيابد» جاه را در حال تعادل مى نامند. 

صفحه 262:
ONES ep yore ne Eee wee eee. ‏باز(فرمول دويوثئى)‎ ‏در هنكام يمياز يك ابخاه در اثر يايين رفتن سطح سفره ابى»‎ " ‏جريان اب از اطراف بسمت جاه سرازير شده كه در نتيجه قسمت‎ ‏خالى شده از سفره شكل مخروطى بخود كرفته كه انرا مخروط‎ ‏افت كويند.‎ دبى جاهها در اين حالت بصورت زير بدست مى ايد. اكّر شعاع جاه را برابرء در نظر بكيريم و ضخامت لايه ابده را 11 ‎Hah ANE ae tt‏ ۳ شعاع عمل باشد. 

صفحه 263:
۱ aera ‏طريق فرمولهاى تجربى مختلف بدست اورد كه يكى از انها فرمول‎ زيشارد مى باشد. ‎R=3000AVk‏ ‏< 8 شعاع عمل چاه به متر " 8ح مقدار لفتناشىاز يمياز به متر ‎Pe ee eee esata mri Se‏ 

صفحه 264:
سفره هاى تحت فشار " براى محاسبه دبى ار ضخامت لايه ابده تحت فشار برابر 1۹ ارتفاع اب در جاه تا لايه غير قابل نفوذ قبل از يميازن 81 و بعداز ان 8 باشد دبى از فرمول زير بدست مى ايد 

صفحه 265:
4 ۳ روسن ديم بر اساس روش دوپوئی روش دیگری ارائه شده است بنام فرمول تایم در اين روش يميا در يك جاه انجام مى كيرد و ازمايش افت در جاههاى ديكر انجام ‎Tee Tey‏ | ابخانه بسته ‎Serer‏ 1 1 لندازم ارتفاع لبدر چاه اولبسعد از لفت 2 حفاصله جام دوم تتا جام لصلى 1 -فاصله جاه اولتا جام لصلى 

صفحه 266:
۵ * در یک ابخانه ازاد با ضخامت لایه ابدار به میزان 500 ‎ae ape)‏ ا ا ا ار كل كت ميزان افت در دو ييزومتر به فواصل (6*0 و(0© مترى ‎CTE OSES ore ees)‏ ا ا از چاه پمپاز می شود اندازه گیری شده است ضریب قابلیت نفوذ سفره را در این ابخانه بر حسب متر ر روز محاسبه نمائيد. 

صفحه 267:
۵ "" جاهى به قطر (90(0 ميليمتر در ابخانه بسته اى به ضخامت (00 متر حفر شده و مقدار ضریب آبگذری لایه ‎SC NOS Ie BTS en. a)‏ در روز اندازه گیری شده است در صورتی که چاه در حال تعادل باشد مقدار افت در داخل جاه در فاصله 0000© مترى انرا محاسبه كنيد؟ 

صفحه 268:
نقشه های هیدروژئولوژی * )نقشه ایزوپیز " ه-نقشه ايزوياش "" ه-نقشه ايزيوترانس مى سى ويته ‎ere‏ هر 

صفحه 269:


صفحه 270:


صفحه 271:


صفحه 272:


صفحه 273:


صفحه 274: